這是食鹽密度的測量ppt，包括了海洋的熱收支，其他方式，太陽輻射，海面有效回輻射，海洋與大氣的感熱交換，海洋內(nèi)部的熱傳輸?shù)葍?nèi)容，歡迎點擊下載。

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第15講海洋的溫度、鹽度、密度 海洋的熱收支 大洋溫度、鹽度、密度的分布 海洋的熱收支 海洋不斷地從外界獲得熱量，使水溫增高；同時又把所獲得的熱量不斷地向外發(fā)射，使水溫降低，這兩種相反的過程，在海洋中不斷進行。這種對立統(tǒng)一的關(guān)系，就是海洋中的熱平衡 . 海洋的熱收支 Qs——進入海洋中的短波輻射能； Qb——海面長波輻射凈失去的熱量，稱為海面有效回輻射； Qh——通過海—氣感熱交換所獲得(或失去)的熱量； Qe——通過海—氣潛熱交換(凝結(jié)或蒸發(fā))所獲得(或失去)的熱量； Qc——通過對流、平流和混合與相鄰海域進行交換所獲得(或失去)的熱量。 其他方式 地球的內(nèi)熱、星體的輻射、海洋中的生物和化學(xué)過程、放射性物質(zhì)的衰變、海水內(nèi)摩擦作用，融冰和結(jié)冰過程以及大陸徑流和降水等。 為量極微，或者具有明顯的地區(qū)性和時間性，對某些特定海區(qū)影響較大，但對整個大洋的熱收支影響甚小。 海洋熱平衡方程 Qt=(Qs-Qb)+- Qh+- Qe+- Qc Qt是海洋與外界進行熱交換之后熱量的總變化；(Qs-Qb)稱為海面輻射熱量收支的差額，又稱海面輻射平衡。 一、太陽輻射 通過大氣圈到達海面的太陽輻射有兩部分：直射海面的稱為直達輻射；受大氣介質(zhì)散射后到達海面的部分，稱為散射輻射，兩者總和稱為總輻射。 總輻射被海面反射掉的部分，稱為反射輻射。 太陽輻射穿過大氣層時，被削弱的程度與大氣透明度系數(shù)和大氣質(zhì)量有關(guān)。經(jīng)過削弱后到達海面的輻射能為： 其中I0為太陽常數(shù)；P為大氣透明度系數(shù)，在熱帶及工業(yè)霧影響的地區(qū)，P約為0.7，在較干凈的大氣中，P約為0.8；m為大氣質(zhì)量，是在標準大氣壓下太陽輻射直達海面時所穿過的單位截面上空氣柱的質(zhì)量。 隨著太陽高度的減小，m值增大。通過大氣的太陽輻射能按指數(shù)規(guī)律減弱，m值越大，減弱越多，這是因為太陽光線通過大氣路程增加的緣故；同時，大氣越渾濁，射達海面的輻射能便越小。 太陽高度對太陽輻射的影響遵循朗伯定律：射達水平面上的太陽輻射能與太陽高度的正弦成正比。 總輻射主要受太陽高度、大氣透明度和天空云況的影響。 平均太陽總輻射具有帶狀分布特征，隨緯度的減低而增高，例外的是在赤道附近，由于云量的增加反而顯著減小 二、海面有效回輻射 海面輻射大部分為大氣(主要是大氣中的水汽)所吸收，被大氣吸收的這部分輻射能有一部分又返回海面，稱之為大氣逆輻射。 海面輻射和大氣逆輻射的差值叫做海面有效回輻射，與海面水溫、空氣中的水汽含量和天空中的云狀、云量有關(guān)。 三、海洋與大氣的感熱交換 任何溫度不同的物體互相接觸時，都要通過傳導(dǎo)作用進行熱量交換，大氣和海洋之也是這樣，這種熱量交換通常稱為感熱交換或者湍流熱交換。海—氣之間的這種熱交換過程，主要決定于兩個因素：一是海面風(fēng)速，二是海氣之間的溫度差。 風(fēng)產(chǎn)生大氣湍流，導(dǎo)致垂直方向的湍流熱量輸送，從而促進海氣之間的熱交換；海氣溫差決定著近海面大氣層的層結(jié)狀況。 氣溫高于水溫時，大氣向海洋傳遞熱量。這時近海面大氣的層結(jié)穩(wěn)定，熱量傳遞借助于分子運動過程，所以極其緩慢。 水溫高于氣溫，則近海面大氣呈不穩(wěn)定層結(jié)。由于大氣下界面輸入了海水的熱量而形成了自由對流(也就是熱力湍流)，把來自海洋的熱量迅速向上輸送；同時，表面海水因失熱而密度增大，也形成不穩(wěn)定層結(jié)，從而產(chǎn)生自由對流，它把海洋內(nèi)部的熱量源源向上輸送。正是由于大氣和海洋中同時進行著上述垂直湍流熱輸送過程，使得海洋中的熱量迅速地、不斷地向大氣輸送。 四、海面蒸發(fā) 蒸發(fā)使海水失去熱量，表面水溫也隨之降低。據(jù)計算：一克水在0℃時，化成同溫度的水汽需要熱量2497焦耳，一克0℃的水蒸發(fā)為同溫度的水汽時，需要熱量2836焦耳。 蒸發(fā)速率與近水面空氣中水汽的垂直梯度成比例。通常認為，緊貼水面的空氣是飽和的。如果海面以上空氣層的水汽含量較貼水面空氣的水汽含量小，這時由于擴散的結(jié)果，水汽將向上輸送，蒸發(fā)得以繼續(xù)進行；否則，蒸發(fā)停止，甚至產(chǎn)生凝結(jié)過程。由此可見，在海面垂直方向上的水汽壓差是維持蒸發(fā)的先決條件。 五、海洋內(nèi)部的熱傳輸 表層海水所吸收的輻射能，被湍流和海流傳遞到深層和其他海區(qū)。由于湍流中海水微團的混亂運動，必然導(dǎo)致熱量(當(dāng)然還有其他各種物理量)向不同方向傳遞和擴散 。 水平海流輸送的熱量是很可觀的。單位時間內(nèi)，通過與流向垂直的單位面積的水平熱通量，決定于水平流速的大小和水溫的高低，流速越大，水溫越高，輸送的熱量就越大，但是，對海洋熱狀況及海洋氣候變化發(fā)生影響的并不是熱通量，而是熱平流 。 熱平流是指給定區(qū)域內(nèi)，通過與海流方向垂直的兩個斷面的熱通量差。只要存在熱通量差，就能產(chǎn)生兩個斷面之間的區(qū)域熱效應(yīng)。如果第一個斷面進入的熱通量比由第二個斷面流出的熱通量大，則為熱平流；反之，則為冷平流。當(dāng)然，這種由平流所獲得或失去的熱量，又通過垂直方向上的熱交換傳向深層和大氣。由于大洋上的水溫多是呈緯向帶狀分布，因此，由海流進行的熱量交換沿經(jīng)向最為顯著。 大洋海溫的垂直分布 海溫垂直分布約可分三層：表層（含混合層）、次表層及深海。 次表層含一主溫躍層（thermocline） 典型低緯度的溫度垂直分布是20℃ at surface， 8℃ at 500m， 5℃ at 1000m， 2℃ at 4000m，但典型近極地的溫度垂直分布是上下近乎一致，約2℃。 Sea surface temperature（SST）的水平分布 SST等溫線為東西走向，赤道熱極地冷。 SST最高在西太平洋附近，為Warm pool。其東方近南美處，有一舌狀冷水，為cold tongue。 Sea surface Salinity（SSS）的水平分布 SSS主要受蒸發(fā)/降雨影響，由SSS可推知 Precipitation Evaporation Soil moisture Atmospheric water vapor Sea ice extent SSS一般在33到37 psu North Atlantic（35.5）＞South Atlantic and South Pacific（35.2）＞North Pacific（34.2）。 海水密度 主要受溫度控制，分布與之反相。 Vertical distribution: 一般是上輕下重 Density于混合層分布近乎uniform，其下大都是密度躍層（Pycnocline），此層與thermocline近乎位置相同。 深水溫度變化小，密度隨壓力增加而增加。 C. Stratification: 成層 Stratification 是海洋學(xué)中重要的一現(xiàn)象，當(dāng)太陽照射海面，表面海水增溫，但密度減小，溫暖的表海水當(dāng)然可以熱傳導(dǎo)／擴散效應(yīng)將熱傳至深層海水，但過程緩慢費很長的時間，風(fēng)／浪的攪動（mixing）可將熱快速地向下層海水傳送，唯較顯著的mixing皆限於較上層海域。所以海洋形成上熱下冷或上輕下重的分布，此謂stratification。stratification亦可由鹽度造成，如河口、極地等海域。 Stratification 可降低／禁止海水的垂直運動，因從一密度面運動至另一密度面，須作功消耗能量。因此它阻絕了深海水與外界的交換。 若stratification無（或弱），我們稱此海洋為homogeneous ocean，反之稱為inhomogeneous ocean。又stratified ocean是一stable的海洋，反之則是中性（neutral）或unstable的海洋。 Unstable 情況即是海水上重下輕，如此重海水會下沈，輕海水會上浮，如此垂直運動發(fā)生，極地常見此情況。以上浮海水為例，於stratified ocean中，以上浮海水會overshot，即上浮超過其相等密度層，而上昇至密度更小的水層，但在此水層又因密度大而再下沈，如此產(chǎn)生上下振盪，其頻率稱之為Brunt-Vaisiala Frequency 或buoyancy frequency (N)，此頻率為物理海洋處理motion in the stratified ocean中一重要參數(shù)。 Stability可用以數(shù)次形容海洋的stratified的情況。The stability is proportional to –(1/ρ)( Δρ/Δz) 。而buoyancy frequency 的平方亦 proportional to –(1/ρ)( Δρ/Δz) 。 小結(jié) 　　海洋是地球最大的空調(diào)，對全球氣候有著決定性影響！QAd紅軟基地

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