物理海洋学考试复习课件

热容和比热容：热容：单位体积海水温度升高1℃时所吸收的热量，单位记作（J/m3K）或（J/m3℃）。比热容：单位质量海水的热容，单位记作（J/kgK）或（J/kg℃）。比热容（J/kg℃）×海水密度（kg/m3）=热容（J/m3℃）海水的热容和海水的密度（质量）成正比，海水的比热容只与海水自身的性质有关。比热容可以是在压力一定的情况下测定，称为定压比热容Cp；或者是在体积一定下的情况测定，称为定容比热容Cv。海洋学常用前者。压缩性、绝热变化和位温：位温：相对于现场温度的概念。现场温度是直接测量得到的海水温度；位温是指海水微团从海洋某一深度（压强为ρ）绝热上升到海表面（压强为1个标准大气压）时所具有的温度，记为θ=T-ΔT。采用位温的概念使得不同深度的海水温度不再受压力的影响，而具有可比性；除了海表面以外，海洋的位温总是小于现场温度。传导：没有宏观相对位移对流：质点发生相对位移，仅发生在流体辐射：电磁波传递能量，无需介质热量传播的三种方式传导辐射对流热平衡方程vhebsQQQQQQ式中sQ为到达海面的太阳短波辐射bQ为大气与海洋之间的长波辐射热交换eQ为海水蒸发热损耗或凝结热收入（潜热）hQ为海、气温度差引起的感热（显热）交换Q2mW各项单位均为vQ为平流热输送为海面热量收支平衡余项辐射传导对流太阳短波辐射99.9%的辐射能集中在0.2~4可见光（0.40~0.76），占43%红外部分（0.76），占49%紫外部分（0.40），占7%。太阳常数，单位时间射达大气上界的单位面积上的太阳辐射总能量。进入海洋的太阳总辐射可表示为式中，C为云量（0~1），为海面反射率（海洋平均：0.07）)1)(7.01(0SssACQQ0213767sQWmmmmmsQSA高度降低日照加长高度降低日照减少高度大云量少太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气中的水汽、CO2等部分吸收；另外部分能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到达海洋。故射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比(恩维定律)，故太阳最强波长l=2898μm·K/6100K=0.475μm，属短波辐射，对应于可见光的青光波段。到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度H(太阳光线与地球表面观测点的切线之间的夹角)有关。到达海面的太阳辐射又有部分被反射到大气中去。一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，中午前后的太阳辐射要大于早、晚。太阳短波辐射的特性海洋在吸收太阳辐射的同时，也向大气辐射能量，世界大洋海表温度平均为17.4℃，由恩维定律l=2898/(273+17.4)=10μm，故称长波辐射。海面长波辐射大部分被大气中的水汽和CO2吸收，大气在吸收太阳长波的同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射(长波)之差。大气均温13.7℃，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：海面有效回辐射bQ蒸发和水汽凝结是可逆过程。蒸发使海水变成水汽进入大气，海洋失去热量；水汽凝结又将热量释放出来，但这部分热量几乎全部留在大气中。因此蒸发只能使海洋耗热。世界大洋因蒸发而耗去的热量，可占入射到地球上的总辐射量的23%。海洋蒸发耗热的计算公式：蒸发速率的空间分布：赤道小（空气相对湿度大，风速小）；高纬海区小（气温低，大气容纳的水汽量小）；亚热带和信风带海区大（空气干燥，气温高，风速大）；大西洋湾流和太平洋黑潮区出现极值（暖流、冬季偏北风）。蒸发速率的时间分布：冬季大于夏季（水温高于气温，风速大）。蒸发耗热（潜热）eQ海洋表层水温和气温一般是不相等的，所以两者之间通过热传导也有热量交换。这一交换过程主要受制于两个因素：海面风速和海—气温差。感热交换（显热）hQTa(高)0,0hQzT海水得到热量Ta(低)海面0,0hQzTa)b)海水失去热量TwTw(高)(低)层结稳定分子热传导层结不稳定空气：热力湍流和对流水体：对流海面冬季：盛行寒冷气流，出现较大热通量，尤其是湾流、黑潮；夏季：感热交换小，寒流及上升流区可出现向下热通量。蒸发Qe和感热交换Qh的简单估算因Qh及Qe同受湍流影响，故取二者比值（Bowenratio鲍恩比，R=Qh／Qe）可粗略估算此二值，R值在赤道低纬度区间约为0.1而后渐增，于70o时约为0.45。其值可根据热量垂直梯度及大气含水量推知。若假设Qv及ΔQ都近于零，热通量公式表示为除上Qh或Qe后代入R可得这样只要知道Qs及Qb及R的值即可推算Qh及Qe。海洋年平均热收支随纬度的变化辐射回辐射蒸发余项感热交换（QS-Qb）为通过海面进入海水的净辐射量。在25°N～20°S之间最大，然后随纬度的增高而急剧减少。蒸发所耗热量Qe的量级与（QS-Qb）相当，但在低纬热带海区，则由于海面上湿度大，蒸发量显著低于亚热带海区，感热交换Qh随纬度变化不大，且量值较小。23°N～18°S的热带海域热平衡余项Qt为正，即海水有净的热收入，温度升高；向两极方向的中、高纬海域Qt皆为负，即海水有净的热量支出，温度降低。对流Qv3.2海洋内部的热交换海面辐射的向下输送与透射辐射埃克曼抽吸和大风卷吸表层冷却对流与温跃层的消衰升降流和平流热输送海洋的全热量平衡垂直输运水平输运海面辐射的向下输送与透射辐射对于洁净的水：1m损失辐射55.5%，10m损失辐射77.8%，100m损失99.47%。对于浑浊的水，1m损失辐射68~82.4%，5m可达86~99%。若用于升温，0~1m增温的幅度约为1~2m的9.3倍，约为2~3m的20倍，浑浊的水“跃变”更明显。蒸发、有效回辐射、热交换等消耗热量风、浪、流引起的涡动混合向下输运热量温跃层双跃层风太阳辐射埃克曼抽吸和大风卷吸定义：在埃克曼层中，由于摩擦作用使大气发生辐合辐散，进而使埃克曼层顶的空气上升或下沉的现象。通过此机制，大气边界层与自由大气间进行动量、热量和水汽等交换。若海域风应力达到一定强度，抽吸和卷吸会使下层冷水涌入上混合层，甚至使上混合层出现降温。在上混合层水温短期数值预报中，卷吸和抽吸是重要因素，因为跃层强盛的夏季，也是热带风暴和台风最活跃的季节。表层冷却对流与温跃层的消衰春季到夏季，太阳辐射增强，热量以涡动混合形式向下输送，温跃层增强；秋季到冬季，太阳辐射减弱，干冷空气增加了感热输送和蒸发，导致表层海水被冷却后密度增大，层结不稳定，产生对流混合。温跃层削弱（温差梯度减小），深度下移，直至消亡。在浅海，对流甚至可直达海底，使整层水温区域均匀。春夏秋冬升降流和平流热输送由于海面的辐聚或辐散，产生升降流，其特征速度：10-6~10-4m/s。辐散——上升流——低温水上升。辐聚——下降流——高温水下降。其输送的热量，和所能到达的深度，都比抽吸和卷吸大得多。“冷水舌”，“冷中心”升降流更大规模的热输送，由冷暖平流所产生。与海流流速、流量、沿流向的水平温度梯度、温度成层性等有关。平流输送暖流，QA0，热量聚集，海水升温。寒流，QA0，热量散失，海水降温。海洋的全热量平衡热平衡方程vhebsQQQQQQ0Q海水有净热量收入，水温将升高0Q海水有净热量散失，水温将降低对于特定地点，不仅对于某一时刻，而且对日平均、月平均甚至年平均而言，ΔQ不为零。但对于整个世界大洋的年平均，基本平衡。海洋与外界还不断进行水交换，整体上，水量收支平衡，不过它与热平衡存在质的差异。海洋热量由外部热源的太阳辐射输入、并受各种过程制约达成平衡。而海洋中的水量平衡则不然，其来源及支出都在地球系统自身之内进行，故又称水循环(海洋热平衡不能称为热循环)海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。3.3海洋中的水量平衡水收入：降水、径流、融冰水支出：蒸发、结冰径流：包括地表和地下水入海。各大洋的径流分布极不均匀。注入径流量最大的是大西洋，仅亚马逊河就占全世界径流量的20％，另还有刚果河、密西西比河及欧洲许多河流，它们使大西洋海面上升23cm/a；印度洋次之；太平洋的最大注入河流是长江，但不到亚马逊河的1/5，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升7cm/a。影响水平衡的因子结冰与融冰：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，陆地冻结冰的融化会使海洋水量增加。若陆地冻结冰全部融化流入海洋，将使全球海平面上升66m。结冰与融冰量目前基本平衡，但个别海域的季节不平衡情况仍存在。如南极大陆冰川以1m/d速度向海洋推进，断裂入海后形成巨大冰山；北极海域格陵兰岛也是冰山发源地，这些冰山终将融化，对局部海域水平衡影响不容忽视。蒸发与降水：蒸发使海洋失去热量的同时又失去水量。海洋每年因蒸发失去水量440×103~454×103km3，相当于全球海平面下降125cm；降水每年使大洋获得水量约为411×103~416×103km3。无论是蒸发还是降水，在各海区的分布都很不均匀。蒸发在赤道附近小，南、北副热带最大，蒸发量达140cm，之后向高纬迅速减小，至两极海海域不足10cm。降水随海区变化更为复杂，除纬度大于50度的高纬度海域外，蒸发和降水的曲线几乎是反位相的。蒸降差和盐度的对应关系考虑海洋中水收支的各种因素，水量平衡方程可写成q=P+R+M+Ui-E-F-Uo式中：P-降水、R-陆地径流、M-融冰、E-蒸发、F-结冰、Ui和Uo分别为海流混合使海洋获得和失去的水量，q-研究海域在某时段内水量交换之盈余(q＞0)或亏损(q＜0)。大洋的结冰和融冰过程从整体上讲是可逆过程，可相互抵消；随海流进出水量也大体相等，故上式可简化为q=P＋R-E该式可直接应用于某些海域，因为大多海域可不计结冰与融冰影响；在封闭环流海域内，可视Ui=Uo。大陆径流、蒸发和降水是决定世界大洋水量平衡的三个基本因子。布迪科(1974)计算世界大洋总平均的R=12cm/a、P=114cm/a、E=126cm/a，故q=0，水量平衡。水平衡方程虽然全球的水量平衡，但是不意味着某一具体海域水量必然平衡。具体说来，太平洋的q=P＋R-E0，水量盈余；大西洋的q=P＋R-E0，水量损失12cm/a；北冰洋蒸发少、径流多，水量盈余。故大西洋需要太平洋和北冰洋的水来补充。水量盈余使盐度减小，反之增大。大洋的东西两侧，流向相反，它们对盐度的影响，平均后基本抵消；大洋中部由于径流影响小，故表层盐度随纬度的变化，基本上就受制于蒸发与降水之差(E-P)之变化。3.4世界大洋的温度场基本特征平面分布：表层大致沿纬向呈带状分布，东西方向差异小，南北方向变化显著。铅直方向：基本呈层化状态，且随深度的增加水平差异逐渐减小，直至均匀。垂向变化比水平变化要大得多。时间分布：日变化和年变化。θ=θ(x,y,z,t)等值线：平面图、剖面图；铅直分布曲线；时间曲线1平面分布：全球表层海水年平均温度2.北半球平均水温南半球相同纬度带内的温度，原因？1.年平均水温：-2~30℃，年平均值17.4℃。太平洋印度洋大西洋。3.等温线的分布，沿纬向大致呈带状分布，尤其在南半球40°S以南4.最高温度出现在赤道附近，向两极逐渐降低。5.在两半球的亚热带到温海带，等温线偏离带状分布。在大洋西部向极地弯曲，大洋东部向赤道弯曲，受大洋环流影响，西暖东寒。6.寒暖流交汇区，等温线特别密集，形成极锋（thepolarfront）300m等深线年平均水温分布经向梯度明显减小。大洋西边界流相应海域出现高温中心。2000m等深线年平均水温分布水温经向变化更小。北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现高