物理海洋学考试复习课件讲课教案
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单位时间射达大气上界的单位面积上 的太阳辐射总能量。
高度降低 日照加长
高度大 云量少
高度降低 日照减少
进入海洋的太阳总辐射可表示为
Qs Qs0 (1 0.7C )(1 AS )
式中，C为云量（0~1）， AS为海面反射率（海洋平均： 0.07）
太阳短波辐射的特性
✓ 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。
✓ 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。
热量传播的三种方式
✓ 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
传导 对流
辐射
热平衡方程 Q Qs Qb Qe Qh Qv
✓ 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。
✓ 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。
✓ 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。
海面有效回辐射 Qb
✓ 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)=10 μm， 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。
✓ 蒸发速率的时间分布：冬季大于夏季（水温高于气温，风速大）。
感热交换（显wk.baidu.com）Qh
✓ 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。
a)
T 0 z
, Qh 0
Tw (低) 海水得到热量
Ta (高)
层结稳定 分子热传导
3.2 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
垂直输运
➢ 表层冷却对流与温跃层的消衰
➢ 升降流和平流热输送
水平输运
➢ 海洋的全热量平衡
式中 Qs 为到达海面的太阳短波辐射 Qb 为大气与海洋之间的长波辐射热交换 Qe 为海水蒸发热损耗或凝结热收入（潜热） Qh 为海、气温度差引起的感热（显热）交换 Qv 为平流热输送
Q 为海面热量收支平衡余项
辐射
传导 对流
各项单位均为 W m2
太阳短波辐射 Qs
99.9%的辐射能集中在0.2~4 m 可见光 （0.40~0.76 m ），占43% 红外部分（>0.76 m ），占49% 紫外部分（<0.40 m ），占7%。 太阳常数 Qs0 1376 7W m2 ，
海面
层结不稳定 空气：热力湍流和对流 水体：对流
Ta (低)
b)
T 0 z
,Qh 0
✓ 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。
Tw (高) 海面 海水失去热量
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（Bowen ratio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。
✓ 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）。
✓ 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
对流 Qv
✓（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。
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。
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。
✓ 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：
蒸发耗热（潜热）Qe
✓ 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。
高度降低 日照加长
高度大 云量少
高度降低 日照减少
进入海洋的太阳总辐射可表示为
Qs Qs0 (1 0.7C )(1 AS )
式中，C为云量（0~1）， AS为海面反射率（海洋平均： 0.07）
太阳短波辐射的特性
✓ 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。
✓ 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。
热量传播的三种方式
✓ 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
传导 对流
辐射
热平衡方程 Q Qs Qb Qe Qh Qv
✓ 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。
✓ 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。
✓ 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。
海面有效回辐射 Qb
✓ 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)=10 μm， 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。
✓ 蒸发速率的时间分布：冬季大于夏季（水温高于气温，风速大）。
感热交换（显wk.baidu.com）Qh
✓ 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。
a)
T 0 z
, Qh 0
Tw (低) 海水得到热量
Ta (高)
层结稳定 分子热传导
3.2 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
垂直输运
➢ 表层冷却对流与温跃层的消衰
➢ 升降流和平流热输送
水平输运
➢ 海洋的全热量平衡
式中 Qs 为到达海面的太阳短波辐射 Qb 为大气与海洋之间的长波辐射热交换 Qe 为海水蒸发热损耗或凝结热收入（潜热） Qh 为海、气温度差引起的感热（显热）交换 Qv 为平流热输送
Q 为海面热量收支平衡余项
辐射
传导 对流
各项单位均为 W m2
太阳短波辐射 Qs
99.9%的辐射能集中在0.2~4 m 可见光 （0.40~0.76 m ），占43% 红外部分（>0.76 m ），占49% 紫外部分（<0.40 m ），占7%。 太阳常数 Qs0 1376 7W m2 ，
海面
层结不稳定 空气：热力湍流和对流 水体：对流
Ta (低)
b)
T 0 z
,Qh 0
✓ 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。
Tw (高) 海面 海水失去热量
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（Bowen ratio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。
✓ 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）。
✓ 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
对流 Qv
✓（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。
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。
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。
✓ 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：
蒸发耗热（潜热）Qe
✓ 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。