第五章 大洋中水、盐和热收支以及风应力

5.1 体积守恒原理

• 如果水以一定的流量流入另一个充满水的封闭容器中，那么必定有水以同样的流量从容器的另一端流出。
• 从封闭容器应有盖子这个角度讲， 大洋中的海湾、 峡湾这些“容器” 都不是封闭的，但若注意到海湾中平均海面是保持不变的， 那么就知道没有水流通过表面， 于是海湾就相当于一个封闭容器了。
• 例如， 挪威有许多峡湾， 其中大部分都有河流从它们在内陆的一端流入， 但总的来说， 峡湾的平均海平面是保持不变的。 由体积连续原理，我们可得出结论说， 在别处一定同时存在一个外流量。 唯一可能的地方就是入海的一端， 如果我们测量那里的水流， 就会发现确实有向外的净表层流。 入海一端的流量和河流的径流一样， 其方向都指向外海， 但仔细观测后会发现， 在海口处从表层流到海中的水体积要大大超过从河中流入的水体积。 如果体积守恒成立， 就应该有另外一个流入量。 测量结果表明， 在向外流的表层之下， 有水从海中流入。之所以出现这种情况， 是因为河水是淡水， 它比峡湾中的海水密度小， 因此在向外流向海中的过程中， 它始终处于表层的位置。不过在流动的途中， 它从下面吸收海水， 因此向外流的表层水中就不仅有河水， 还有它所吸收的海水。 吸收的这些海水的体积往往比河水本身的体积大得多， 因此表层的向海流出量就相应地大于来自河中的流入量。 此外， 这些被淡水带出峡湾的海水一定要有别的水代替， 这就使得有次表面水从海中流入。如下图所示：

- 如果我们用以上一些定义：V,S;体积守恒就可用下式表示:

• Vi+R+AxP = Vo+AxE （1）
  或
• Vo-Vi = F （2）
  V为体积传输量〔 每秒流过的体积〕
• 第二个式子表明 盐水净流量与淡水净流量相互平衡。 上述情况是定常情形的例子， 所谓定常情形是指这样的情形： 系统的某些部分或所有部分均可运动， 但任一点上的运动（或特征量） 均不随时间而变化。
• F是淡水输运，>0表示净收入，<0表示净输出。

5.2 体积守恒原理在开放海洋中的应用

思考流进和流出一个封闭的盒子可以延伸到开放的海洋。在这里,我们假设一个封闭的盒子,有边,有顶,有底：

• 如果所有边都不靠近海岸，则径流项R为零。如果盒子的顶部在海洋内部而不是海面，则降水和蒸发项也为零。进入和离开箱体的体积通常比任何降水或蒸发通量在海面上大得多，所以我们使用一个近似版本的公式：Vo-Vi=0。它是一个适用于所有情况的定律，无论系统变得多么复杂。
• 盐度守恒同理可得。

5.3 热量、水、盐和其他溶解物质在海洋中移动方式

在进一步探讨盐度守恒之前，先让我们了解一下热量、水、盐和其他溶解物质是如何在海洋中移动的？

• 主要有三种形式：辐散、平流、扩散
• 辐散是电磁波、热、光等移动的形式；
• 平流是流体发生在某一点上运动的形式，垂直运动表示为对流；
• 而发生在极小尺度上的的移动形式为扩散，扩撒使物质沿着梯度移动。

5.4 盐度守恒

下面，我们描述一下盐度守恒，盐度守恒首先基于一个近乎准确的假设：海水中溶解盐的总质量恒定。因为，每年河流向海洋贡献的能使海洋增加的量很小，而我们测量的盐度精度也很有限，如果考虑蒸发损失的话，盐度增加的就更小了，所以在长时间尺度上，我们可以认为盐度使守恒的。
盐度发生变化的方式主要有：

• 河流输入、降水蒸发、和海冰融化。

其中，海冰融冰占有较大的比重，海冰融化与结冰使海洋盐度发生变化.
因此,在一个封闭的区域,我们可以将盐度表示为:盐度输入量=盐度输出量.对于淡水和大洋里的盐水来说,两种密度误差很小,因此可以忽略.结合体积守恒,可以表示为以下形式:

根据盐度公式，得出一些定性的结果：

• 如果S0与Si都很大，那么它们必然很接近（大洋的盐度有个上限），两者相减就很小，而S0 / (Si-S0) 就会很大，则Vi和Vo会比F(淡水-蒸发)大得多。也就是说，对于大体积交换，在给定的蒸发或者降水量下，盐度变化会很小。
• 其次，如果S0比Si小很多，那么与F相比，Vi一定很小,Vo稍微大一点。
• 如果F相同，那么内外的水交换对前一种情况就大一些，对后一种情况就小一点。因此，我们可以认为体积交换大的水体比体积交换小的水体更容易被冲刷，流动性更好.
• 同时,淡水输运可以通过测量该区域的输运以及盐度计算得到。

5.5 守恒原理的应用实例 ：

下面是两个守恒原理的应用实例:地中海与黑海.

5.5.1 地中海

• 对于地中海来说，地中海的蒸发超过降水与江河径流之和,呈现负的水平衡，所以就有淡水的损失,导致盐的增加，水的密度增大，沉入地中海，通过直布罗陀海峡的底部流出，进入北大西洋深处。这个损失量必须由来自大西洋上层的的盐水流入量来补充.
• 通过直布罗陀海峡流入的低盐水位,于上层,而流出的水的盐度要高些,而且其位置也更深一些,这是因为表面水因蒸发而盐度变大,从而密度也变大,于是便下沉到更深的深度上。由V0代表的在深层流出的盐水是北大西洋中层水盐分的重要来源.

5.5.2 黑海：

• 同理,黑海呈现一个正的水平衡，但是黑海由于降水和江河径流很大,即使在冬季强烈冷却时,上层水的盐度与密度也很小,不足以使上层水下沉而置换深层水.
• 黑海:通过博斯普鲁斯海峡和达达尼尔海峡的海流包括两部分，其一是表面低盐水的出流，它将降水和河水径流带出黑海，其二是次表面盐水的入流。这两个海峡通道又窄又浅，因此流速很大，而且有相当大的切变（流速随深度的变 化），结果产生湍流，进而引起铅向混合。
  

5.6 全球蒸发-降水分布

下面这张图是基于气候年平均数据的净蒸发-净降水。

• 蓝色表示负的净降水，红色是正的净蒸发。
• 淡水输运，是根据海洋速度和盐度观测得到的。从这张图上我们可以发现：全球亚热带东南部的净蒸发量较大，超过150cm/year。净降水量在大气环流上升空气下的热带最高。我们可以发现，净蒸发与净降水的区域与三圈环流的上升气流与下沉气流对应。
• 此外，从上图我们还可以得到大西洋和印度洋是净蒸发的，而太平洋有净降水。大西洋的蒸发量高于太平洋，这与信风有关。
• P-E>0,降雨大于蒸发，海洋得到水量，盐分减小
• P-E<0，蒸发大于降水，海洋失去水，盐分增大。
  因此，P-E的分布图一定程度上表示了全球的表层盐度分布，副热带海区高盐，热带以及极地低盐，盐度降低。
  对于整个世界大洋，全年或者多年平均，F=0。
• 低纬度海区，F>0，副热带海区，副高，下沉气流，降水很小，风大，影响蒸发，F<0，失去水量，盐度降低。)

5.6.1 淡水输送

对于海洋中的稳态分布，所以淡水需要从净降水区域输送到净蒸发区。
图b表示为：

• 曲线上升，淡水向北输送的地方，淡水就被添加到海洋中。
• 向北减少的地方，淡水就被移走，这些地方基本都是副热带的蒸发区。

考虑海洋盐度平均来说是恒定的，因此全球的淡水总输送量必须接近零的平衡。所以这条曲线，从南纬0开始到北纬0结束。

5.7 热能守恒&热收支介绍

5.7.1 热通量

• 穿过某单位界面传递的热量称之为通热通量：Q（unit:W/m${}^2$）

5.7.2 热能守恒

• 通过海-界的种量量和须气界面的各种能量通量之和必须为0否海会加或却，否则海洋会被加热或冷却。

5.7.3 热收支

• 进入和逸出某水体的各种热通量之和，包括：太阳辐射（短波波射）、海面有效回辐射热外（热红外/长波辐射）、蒸发或凝结潜热（潜热通量）、感热交换（感热通量）和平流项。

5.7.4 热平衡方程

QT = Qs + Qb + Qh + Qe + Qv

• Q${}_T$：水体的总热量损失（➖）/增加（➕）率
• Q${}_S$：(短波辐射)：通过海面的阳太阳能流入率（➕）
• Q${}_b$: (海面有效回辐射/长波辐射)：海洋对大气和太空的长波辐射的净热损失率（几乎➖）；
• Q${}_h$: (感热通量)：以热传导的方式通过海面的热量损失（➖）/增加（➕）；
• Q${}_e$: (潜热通量)：蒸发/冷凝产生的热量损失/增加率（几乎➖）；
• Q${}_v$: （平流项)：海流引起的水体热量损失（➖）/增加（➕）率。
  

5.7.4.1 热平衡方程化简化假的假设

Q${}_T$ = Q${}_s$ +Q${}_b$ + Q${}_h$ + Q${}_e$ + Q${}_v$

• 假设一：若水体温度不随时间变化，使净热量流入=净热量流出。
  Q${}_s$ +Q${}_b$ + Q${}_h$ + Q${}_e$ + Q${}_v$=0**
• 假设二：若应用于世界海洋，则Q${}_v$=0，因为所有平流都是内部的。
• 假设三：若平均一整年或数年，那么季节变化平均值为零。
  Q${}_s$ +Q${}_b$ + Q${}_h$ + Q${}_e$ = 0**

5.7.4.2 热平衡方程各项的计算

需要观测的海-气物理量：

• 温度（SST、SAT）、湿度（RH）、风速（WS）、气压（AP）、云量和反照率。

观测方式：

• 常规观测站（如KEO）、船只、海洋浮标（系泊浮标、表面漂流浮标、Argo剖面
  浮标）以及越来越多的卫星。

计算方法：

• 块体公式 (bulk formulas)
  *唯一替代方案是对单个热通量的精确观测，这种观察非常复杂，无法常规进行。

5.7.4.3 辐射理论

• 辐射：自然界中的一切物体,只要温度在绝对温度零度以上,都以电磁
  波的形式时刻不停地向外传送热量,这种传送能量的方式，称为辐射。
• 辐射能：物体通过辐射所放出的能量。
• 高于绝对零度的物体就会以辐射形式放出热量：不论物体(气体)温度
  高低都向外辐射，甲物体可以向乙物体辐射，同时乙也可向甲辐射。
• 辐射是能量转换为热量的重要方式：辐射能被物体吸收时发生热的效
  应，物体吸收的辐射能不同，所产生的温度也不同。

5.7.4.3 辐射定律

斯特芬-玻尔兹曼定律:

• 任何高于0 K的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度的4次方成正比（F
  为辐射体的透明系数，绝对黑体为1）。
  
  维恩定律:
• 黑体辐射能量的最大波长与辐射表面的绝对温度T${}_k$成反比
• 
  因此，在较高温度下的物体以较短的波长辐射能量，反之亦然。

5.7.5 长波辐射与短波辐射

5.7.5.1 短波辐射定义

太阳辐射波长主要为0.15 ~ 4微米，其中最大辐射波长平均为 0.5 微米，故称短波辐射。

• 太阳是地球的主要能源，地球每年接受太阳辐射能量约为5.5*10${}^{24}$ J，相当于人类全年消耗各种能源的 8.7 万倍。到达海洋的短波能量被水吸收，并转化为热能，增加了水的温度，与它的比热一致，它将温度与热能联系起来。
• 短波能量会被大气和云层吸收、散射以及反射（并再次被海洋接收，对于高纬度地区很重要）。
• 太阳辐射能约70%被地球接收，其中大气约占19%，地表约占51%。

下图这个分布代表了一个全球长期的平均值，瞬时值随时间、地点和云量的变化而变化。

5.7.5.2 短波辐射的计算

方法一：块体公式（利用现场观测数据）

方法二：卫星观测

• 包括观测大气顶的入射太阳辐射、大气成分（包括水汽含量和云层）以及海表条件信
  息（包括大气反射率）。

直接测量到达海面的能量

• 利用日射强度计（pyranometer）进行的，但在大面积上进行测量或进行预测是不实际
  的，因此，通常用于推导块体公式，以及开发卫星算法和校准。

5.7.5.3 短波辐射的影响因素

影响太阳辐射强度的因素

• 日地距离
• 大气透明度（晴天、阴天）
• 地势高低（地势越高辐射越强）
• 纬度高低
• 太阳活动的强度

影响太阳辐射到达海面的因素

• 与大气透明度、天空中的云量/云状以及太阳高度有关。

海洋对短波辐射的吸收

• 短波辐射不会被海表（约10μm）吸收，而是会穿透到1~100米，这取决于风的搅动和入射短波通量的大小 ， 吸收随深度呈指数下降。
• 短波辐射也能穿透许多地区的混合层下方，特别是在低纬度地区。
• 太阳辐射的渗透使得浮游植物能够在近地表透光带生长.
• 穿透深度取决于光的波长和水的光学性质，进而取决于水中的颗粒浓度（由沉积物和浮游生物组成）。

5.7.5.4 长波辐射

定义：

• 长波辐射（或叫做）海面有效回辐射：是海洋作为长波（热红外）辐射损失或获得的能量。

Q${}_b$=从海面向外辐射的能量 ➖ 海洋从大气接收到的长波辐射

由于

• 世界大洋表层的平均温度为17.4ºC (SST)，由维恩定律，海洋向大气辐射最强的波长为
  10 微米，故称长波辐射。海洋向大气的长波辐射，大部分被大气中的水汽和CO${}^2$所吸收。
• 大气的平均温度为13.7ºC (SAT)，也以长波辐射的方式向四周辐射，向下的部分称为大
  气回辐射，几乎全部被海洋吸收。

因此，Q${}_b$通常为负值，表示海洋的能量损失。

5.7.5.5 影响长波辐射的因素

• 海面温度（绝对温度）
• 云的特征（云量越多，大气回辐射越强）
• 海面上的水汽含量（水汽越多，热量散失越少，是长波的主要来源）

海面温度SST和长波辐射穿透深度

• 长波辐射主要取决于海面温度（SST）。

• 水对长波辐射几乎是不透明的。来自大气的入射长波辐射在顶部毫米处被吸收，不像入射短波辐射穿透得更深。因此，向外长波辐射由小于一毫米厚的海洋表面温度（temperature of the literalsurface）或皮温（skin temperature ）确定。

射出长波辐射（OLR）

• OLR是波长为5~100 微米的总红外辐射，从地球大气层顶逃逸回太空。
• 大部分长波能量是从海洋表面发射的，而部分长波能量是从陆地和大气发射的。
• OLR可由红外卫星数据计算

5.7.5.6 冰雪覆盖对辐射收支的影响（一）：隔热

5.7.5.7 冰雪覆盖对辐射收支的影响（二）：高反照率

温室效应

• 温室玻璃让太阳光（短波辐射）进入，却阻碍向外的长波辐射，使得室内温度升高。

5.7.6 蒸发或潜热通量 (Q${}_e$)：风速和湿度差

蒸发除了意味着水量的损失外，还意味着热量的损失。热损失率为

5.7.8 热交换或感热通量 (Q${}_h$)：温差和风速

是由海面上方空气中的垂直温差引起的。如果温度向上降低，热量将从海洋中传导出去，导致海洋热量损失。如果气温上升，热量将被导入海洋。

潜/感热传递系数对边界层稳定性和风速的依赖性

• 表中给出了各种海气温差和不同风速下的感热传递系数值（Smith，1988）。
• Ce和Ch取决于海洋是比大气暖还是冷，以及大气是在进行深对流还是剧烈对流。
• SST > SAT时，边界层不稳定，促进热量从海洋向外传导，发生热损失。

5.7.9 热收支项的地理分布和时间变化：年平均值

5.7.10 热收支项的地理分布和时间变化：年平均值

5.7.11 热收支项的地理分布和时间变化：季节变化

5.8 经向热输送

海洋内洋流的经向（南北）热输送以三种独立的方式进行计算。

5.9 浮力通量

浮力是指物体在流体（液体和气体）中受到的力，方向与其所受重力相反。浮力来自各表面受流体（液体和气体）压力的差（合力）。
通量（英语：Flux），或称流束是通过一个表面或一个物质的量，在热学和流体力学领域中，研究输运现象时，是指在单位时间内通过单位面积的具有方向的流量，它是一个向量。

浮力通量

• 浮力强迫是改变海水密度的因素.外部强迫是由于热通量和淡水通量.

左图一是年平均海气浮力通量图,是热通量与淡水通量的总和.可以发现：

• 浮力通量图与热通量的图很相似,这是因为淡水强迫通常比较弱.同时,蓝色表示浮力损失,因为浮力改变海水密度,所以密度增大,造成海水下沉。
• 红色表示浮力通量增加最大的地方，也是获得热量的地方，在赤道东太平洋冷舌区。
• 同时，为了维持全球的平衡，需要向北的热量输送，由此也在大西洋产生了经向反转环流
  

5.10 风应力

风：

• 风就是在高空或者近地面，由于气压差产生使大气从高压区流向低压区的运动，这就形成了风。
• 风应力就是风在海表单位面积上施加的平行于海表的力。

下图中，左图是全球的风应力分布。

• 主要注意信风、西风和季风。信风和西风是尺度最大风型。
• 南半球的西风带是全球风应力最强的地区；季风，在西北印度洋最为明显。
• 风很重要，因为它是海流的动力驱动因素，由此而形成我们耳熟能详的风生环流。同时，如果定常恒速的风长时间作用在海洋表面会形成一个边界层，叫做海表Ekman层。在这层中，流速随着海水深度增加而呈指数衰减。同时，流速与风向发生偏转，北半球向右，南半球向左。

5.11 风应力旋度

下面这张图是，风应力旋度的全球分布：

• 风应力旋度与ekman辐合辐散直接相关，进而驱动了向赤道\极低的sverdrup 输送。
• Ekman下降流和上升流分别分布在副热带、副极地与南极附近。
• 风引起的海洋运动最终表现为海水总体的空间输运，输运的水平辐散在海洋上边界层产生一个垂直速度，这个过程就是Ekman抽吸。
• 风应力旋度>0，引起向下的Ekman抽吸，反之向上。
  

5.12 Ekman 抽吸在北太平洋的应用

下图讲解一下在太平洋的Ekman抽吸

• 在北太平洋中部，风应力旋度为负，引起向下的Ekman抽吸，北方西风带诱导南向的输运，南方的信风带引起北向的输运，Ekman辐合产生海水下沉运动。
• 由位涡守恒，可以知道，大尺度运动过程，相对涡度较小可以忽略，因此水深只与行星涡度相关，当H减小时，需要输入一个正的涡度来平衡，所以f也会减小，产生向赤道的severdrup 输运。
  

5.13 Severdrup 输运

上层海洋的环流主要是由风应力通过sverdrup平衡驱动的。

下图就是sverdrup的输运分布

• 蓝色表示向南，黄-红色表示向北输运。
• sverdrup 输运方程如下所示，由风应力的正负可以判断海水输运的方向。
  

本章总结重点把握内容：

原文参考 ：

https://doi.org/10.1016/C2009-0-24322-4
海洋科学导论
海气相互作用导论