描述性物理海洋学 --第五章学习笔记(大洋中水、盐和热收支以及风应力)

(109) 2024-05-04 17:56:24

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:

描述性物理海洋学 --第五章学习笔记(大洋中水、盐和热收支以及风应力) (https://mushiming.com/)  第1张- 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)
  • 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:
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  • 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:

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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。
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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。

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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 ^2 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 _T T:水体的总热量损失(➖)/增加(➕)率
  • Q S _S S:(短波辐射):通过海面的阳太阳能流入率(➕)
  • Q b _b 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 _h 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 _e e: (潜热通量):蒸发/冷凝产生的热量损失/增加率(几乎➖);
  • Q v _v v: (平流项):海流引起的水体热量损失(➖)/增加(➕)率。
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5.7.4.1 热平衡方程化简化假的假设

Q T _T T = Q s _s s +Q b _b b + Q h _h h + Q e _e e + Q v _v 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 _s s +Q b _b b + Q h _h h + Q e _e e + Q v _v v=0**
  • 假设二:若应用于世界海洋,则Q v _v 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 _s s +Q b _b b + Q h _h h + Q e _e 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)。
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    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 _k k成反比
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    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

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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 ^{24} 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。

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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)
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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)。

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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 _b 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 ^2 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 _b 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

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  • 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)
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  • 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

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5.7.5.7 冰雪覆盖对辐射收支的影响(二):高反照率

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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 _e 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

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5.7.8 热交换或感热通量 (Q h _h 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。

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潜/感热传递系数对边界层稳定性和风速的依赖性

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  • 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

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5.7.10 热收支项的地理分布和时间变化:年平均值

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5.7.11 热收支项的地理分布和时间变化:季节变化

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5.8 经向热输送

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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。

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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
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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。
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  • 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。
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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。
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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。
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本章总结重点把握内容:

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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

THE END

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