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第二章 海洋表面热平衡与水平衡 §2-1 海洋热平衡 一、海洋获得的热量 1．由海底进入海洋的地热：每天0.1cal/ 2．海洋表层吸收的太阳辐射能：平均每天400 cal／ 海洋垂直剖面温度曲线：随深度增加温度降低，在海底以下随深度增加温度升高。 二、海水温度的变化 变化很慢 海水温度由于温室效应略有升高，变化很慢。在不严格的条件下，可以假定进入海洋的总热量和从海表面释放出的热量是近似相等的。 将60多年前的深层海洋温度与当前测量结果相比较，发现温度的变化是很小的。 三、太阳辐射能() 1.大气上界太阳辐射能 （1）辐射能的数值 地球的大气上界处：太阳辐射能约2 （2）辐射能的变化 辐射能随日-地间的距离、太阳黑子的多寡和太阳耀斑的变化而变化，变化范围仅有百分之几。 平均值叫做太阳常数1.96±0.01。 太阳辐射能在宇宙空间传递过程中，损耗可以忽略。 大气层外层相当于温度为6 000℃的黑体辐射源。 （3）辐射能的组成 约49％的能量是可见光谱，其波长在0.4～0.7 之间； 9％是紫外光谱； 42％是红外光谱。 （4）地球获得的太阳能 射达地球大气外界的太阳能量: 等于太阳常数乘以地球的截面积 理论上射达地球的太阳能 平均约为0.49。或者700。 在假定没有云层或大气吸收的条件下， 在两极:太阳能量的变化范围是0～1100 在42o纬度处:变化范围大约为300～900 。 (5)在真实大气中太阳辐射能的分配 以理论上射达地球的太阳能0.49为100%计算 云层吸收：3%； 水蒸气、烟雾和空气分子吸收：16%； 反射或散射回到太空：30% 加热陆地、海洋和冰原：51% (6)云量和反射率对射达海面太阳辐射的影响 低层云密集覆盖:把80％的太阳能吸收或反射回太空中，只有20％～25％的能量可以到达海面。 其经验公式为 式中，为未经散射和吸收的太阳辐射量，C为云量，为反射率(反射量与入射量之比)。 反射率：3％～30％ 海面反射率平均值：6％ 海冰的反射率：大约30％～40％ 清洁雪面反射率：可能高达90％。 (7)海水对太阳辐射能的吸收 在清澈海水中：99％的太阳能都被100 m以上水层所吸收 55％的太阳能都在最初1 m深度内被吸收掉。 在沿岸、河口附近，超过63％(最多82％)的太阳能都在最初1 m深度内被吸收掉。 （8）大洋中吸收的太阳能分布 平均到达海面并被吸收的太阳辐射能(W／m2)，如图所示。 四、有效回辐射() (1)海洋表面温度： 太平洋：平均292.1 K 大西洋：平均289.9 K 印度洋：平均290.0 K (2) 辐射热量与温度的关系 辐射的热量与绝对温度的四次方成正比(斯蒂芬一玻耳兹曼定律)： 式中：是海水绝对温度； 是斯蒂芬-玻耳兹曼常数，； F是水面辐射特性常数。绝对透明体F=0，绝对黑体F=1。a. 水面向大气辐射 F近似于1 b. 大气向海面辐射 F小于1,F的量值取决于空气中的水汽含量，水汽含量越多，F越大。辐射的最大波长与绝对温度成反比(维恩定律)： 式中， （3）海面辐射与太阳表面辐射的比较 1 6 000oC的太阳表面的辐射功率约是10oC海面辐射功率的200 000倍。 太阳辐射最多能量的波长：0.5 m 海面辐射能量最多的波长：10 m左右 （4）净辐射值 有效回辐射：海面向大气的长波辐射与低层大气向海面的回辐射之差，即净长波辐射耗损。 有效回辐射随着空气中水汽的含量而变化。 晴朗的夜晚，海水温度降低大； 有云或相对湿度较高的夜晚:海面温度降低少。 根据卫星资料算出的海面的有效回辐射。 海面有效回辐射(w／m2) 五、蒸发耗损的热量() 液态水变为同温度下的气态水所需要的热量称蒸发耗损热量，又称潜热通量 蒸发1 g海水所需要的热量：平均值为590 cal／g 海洋每年通过蒸发要失去126 cm厚的水层。200 计算蒸发量的经验公式： 式中：-是水面上方一定距离处的水汽压 -是水面上贴水层空气的饱和水汽压 -是蒸发系数 W-风速 L-蒸发潜热。 如果风速以海上8 m高处风速来计算，单位为，水汽压以Pa为单位，则。2010-9-9 全球每天平均海面潜热通量(w／m2) 由图可知 最大的潜热通量位于信风区，因为那里海气湿度差最大； 其次，是湾流和黑潮区，那里湿度差大，风速也大； 冬季，强冷空气吹过海面，使蒸发量显著增