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海洋热*衡和水循环对气候的影响

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海洋热交换和水*衡对全球气候和海水温度盐度密度的影响和作用
世界大洋中的温度盐度和密度是海洋学中极为重要的三个基本物理参量。 可以说海洋中 的一切现象几乎都与他们有密切的关系。 而海洋中的热交换和水*衡是制约其分布和变化的 最重要因素。 海面与大气相互作用会产生热交换,称为海气热交换。主要有辐射传输、感热输送和潜 热输送三种方式。海洋层结比较稳定,海水密度大,总质量比热大,太阳辐射能大部被其吸 收,所以热容量很大。因此,海气之间的热交换,主要是海洋向大气输送热量。海气热交换 是双向的。 辐射传输主要以长波辐射的形式进行; 感热输送是海气交界处通过湍流及分子接 海气界面处的凝结和蒸发 触传导作用而进行的热量传递; 潜热输送则通过湍流和分子运动, 而进行热量传递。 海气热交换在全球热量*衡中占有极其重要的地位, 对各种尺度天气系统 的形成和发展以及大气环流系统的建立和维持都具有重要的作用。 海洋和大气之间, 相互作 用,穿越海气交界面的热量输送如果水温比气温高,海洋就要向大气输送热量,一般来说, 水温总是比气温高, 海洋总是向大气输送热量的, 不过这种能够交换失去的热量比蒸发消耗 的热量小得多。当海洋收入的热量超过支出的热量时,海洋为吸热增温过程;当海洋支出的 热量超过收入的热量时,海洋为散热降温过程;当海洋收入与支出的热量相等时,海水的温 度就不会变化。 每年, 海洋的热量总是收支*衡的, 所以一年中海洋的*均水温也是稳定的。 不过,一年之中,海水的热量会在不同时期内和不同地区呈现出差异。这样,热量分布的不 均衡就会引起海水温度在地理分布和不同季节中的变化。 地球表面有71%被海水覆盖,海水的比热大大的超过了陆地和空气的比热。所以,海洋 吸收的热量比陆地大得多。 海洋热量的来源主要是接受太阳辐射和大气对海面的热辐射。 海 洋在吸收热量的同时也丧失了许多的热量。 海洋散热的过程是通过海面辐射、 海水蒸发和水 起交换的方式进行的。 海面时刻不停地向外辐射自己地热量, 辐射量的多少与海面的温度有 密切的关系,水温越高,辐射越强。根据测量和统计得知,海面辐射得热量大约是海面吸收 太阳辐射热量得42%。海水在蒸发过程中,消耗了大量热量,蒸发越快,热量散失就越多。 蒸发速度取决于海面上空得水汽含量和空气的 流通状况,海面空气越干燥,风速越大,海 水蒸发越快。海水因蒸发失去得热量,大约是海洋吸收太阳辐射热量得一半以上。 海面热收支,*惯上称海洋表层的热量*衡。实际上,就某一海区和某一时段而言,海 洋表层的热量收支一般是不*衡的。 海洋表层收入的热量, 主要包括来自太阳和天空的短波 辐射、大气通过湍流向海面输送的热量(感热)、海面水汽凝结时的热量(潜热) 、海水内部 由下层向海面输送的涡动热量和水*方向的暖*流带来的热量。 海洋表层支出的热量, 主要 包括海面的长波有效回辐射、海面以湍流方式向大气输送的热量(感热) 、海水蒸发时消耗 的热量(潜热) 、由表层向下层输送的涡动热量和冷*流带走的热量。 海洋与外界还不断地进行水量交换。 对整个世界大洋而言, 也存在着水量收支*衡的关 系,但它与海洋热*衡有着质的差异。海洋的热量基本上只靠海洋辐射这一外部热源输入, 然后在各种过程的制约下,得以达成某种*衡。而海洋中水量*衡却不然,水的来源及支出 都是在地球系统自 身之内进行循环的,所以又称为水循环。海洋中的水量收支影响着盐度 的分布和变化。海洋中水的收入主要靠降水,陆地径流和融冰;支出则主要是蒸发和结冰。

大气所包含的热量是很有限的。 如果将大气中所蕴涵的全部热量都转化到海水中去, 那

么3米深的海洋就能把整个大气中的热量包含进去。其实,地球的大气对温度的记忆是非常 短的,大概有五六天的时间,而占地球表面约70%的海洋对温度的记忆是非常久的,可能会 是在五年以上, 到十几年, 甚至是几十年。 整个海洋中有一半的面积都达到了3000米的深度, 如果整个海洋都热起来,就需要很长的时间。全球变暖主要表现在海洋的温度上,而不是大 气的也不是地表的温度,海洋的温度主要决定了气候的变化。海洋影响整个气温是一定的, 海洋变化有其规律。 洋流是地球上热量转运的一个重要动力。据卫星观测资料,在 20°N 地带, 洋流由低 纬向高纬传输的热量约占地-气系统总热量传输的 74%, 30°~35°N 间洋流传输的热量 在 约占总传输量的 47%。洋流调节了南北气温差别,在沿海地带等温线往往与海岸线*行就 是这个缘故。

暖流在与周围环境进行交换时,失热降温,洋面和它上空的大气得热增湿。我们以墨 西哥湾暖流为例,"湾流"每年供给北欧海岸的能量,大约相当于在每厘米长的海岸线上得到 600 吨煤燃烧的能量。这就使得欧洲的西部和北部的*均温度比其它同纬度地区高出 16~ 20℃,甚至北极圈内的海港冬季也不结冰。苏联的摩尔曼斯克就是北冰洋沿岸的重要海港, 那里因受北大西洋暖流的恩泽, 港湾终年不冻, 成为苏联北洋舰队和渔业、 海运基地。 再如, 对我国东部沿海地区的气候影响重大的"黑潮",是北太*洋中的一股巨大的、较活跃的暖性 洋流。 它在流经东海的一段时, 夏季表层水温常达 30℃左右, 比同纬度相邻的海域高出 2~ 6℃,比我国东部同纬度的陆地亦偏高 2℃左右。黑潮不但给我国的沿海地区带来了温度, 还为我国的夏季风增添了大量的水汽。 根据观测资料进行的计算和不同区域的比较都充分说 明:气温相对低而且气压高的北太*洋海面吹向我国的夏季风,只有经过“黑潮”的增温加湿 作用以后, 才给我国东部地区带来了丰沛的夏季降水和热量, 才导致了我国东部地区受夏季 风影响的地区、形成夏季高温多雨的气候特征。 而寒流在与周围环境进行热量交换时,得热增温,使洋面和它上空的大气失热减湿。例 如,北美洲的拉布拉多海岸,由于受拉布拉多寒流的影响,一年要封冻 9 个月之久。寒流 经过的区域, 大气比较稳定, 降水稀少。 象秘鲁西海岸、 澳大利亚西部和撒哈拉沙漠的西部, 就是由于沿岸有寒流经过,致使那里的气候更加干燥少雨,形成沙漠。 洋流对气候的影响, 主要是通过气团活动而发生的间接影响。 因为洋流是它上空气团的 下垫面,它能使气团下部发生变性,气团运动时便把这些特性带到所经过的地区,使气候发 生变化。一般说,有暖洋流经过的沿岸,气候比同纬度各地温暖;有冷洋流经过的沿岸,气 候比同纬度各地寒冷。 正因为有洋流的运动,南来北往,川流不息,对高低纬度间海洋热能的输送与交换,对 全球热量*衡都具有重要的作用。从而调节了地球上的气候。 广泛分布于南大洋底层的低温、高盐、高密度水团,借助深海的经向环流,实现与中、 低纬度的太*洋、印度洋、大西洋的水交换,从而构成了调节全球海洋温度的冷源,这对抑 制全球变暖趋势具有重要意义。 海水的热容量比空气大3000多倍,海洋面积广大,水量大,热容量大这就限制了海水温 度的大幅度变化。 海水温度的变化比陆地温度的变化小, 海洋上空的气温比陆地上空的气温 变化慢,海水对大气温度起着调节作用。 淡水汇入对盐度的影响 有河水,冰雪融水汇入,起稀释作用,盐度偏低,无则偏高。 洋流对盐度的影响

同纬度海区,寒流经过的海区盐度偏低,暖流经过的海区盐度偏高。

教材在讲“海水的盐度”时,着重介绍了海洋表面盐度的分布规律,以及形成这种分布规 律的原因。此外盐度还有垂直分布规律,影响海洋表面盐度分布的因素很多,主要有降水、 蒸发和径流三个主要因素: 蒸发和降水属气候因素, 是使大洋表面盐度分布具有地带性规律 的主要因素,在它们的影响下,使海洋表面盐度分布呈“马鞍型”的曲线,而径流是使大洋表 面盐度具有非地带性变化的主要原因。中高纬度海区,由于气温低,蒸发量小,降水量大于 蒸发量。赤道附*,气温高,蒸发量大,其降水量高于蒸发量,此其盐度并非最高,副热带 海区,下沉气流,降水少,气温高,蒸发量大,大预见水量,因而盐度高。同一纬度暖流经 过的海区盐度偏高,寒流经过的海区盐度偏低。 进入海洋中的太阳辐射能,除很少部分返回大气外,其余全被海水吸收,转化为海水的 热能。因此海洋表层水温较高。大洋表层水温的分布,主要决定于太阳辐射的分布和大洋环 流俩个因子。 在极地海域结冰与融冰的影响也起重要作用。 由太阳辐射引起的表层水温日变 化,通过海水内部的热交换向深层传播,其所及的深度不但决定于表层日变幅的大小,而且 受制于水层的稳定程度。 海水密度的水*分布在表层取决于温度和盐度, 沿径向向俩级组逐渐增大, 随着深度的 增加,密度的水*差异如同温度和盐度的水*分布相似,在不断减小。 海洋中热量和水量的收支*衡始终制约着世界大洋中的温度,盐度和密度的分布与变 化。




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