热收支方程

如1.1节所述。地球作为一个整体不仅接受太阳辐射(大部分是短波)，而且还重新发射长波辐射。这是因为所有温度高于绝对零度的物体都会发出辐射:相关物体的温度越高，发出的辐射能总量就越大。事实上，辐射的强度(/)与绝对温度(7)的四次方成正比;即I = oT4。这就是斯戴芬定律常数a就是斯戴芬常数。此外，人体的温度越高，辐射光谱就越向短波长偏移。因此，海洋和大陆表面不仅吸收和反射穿透大气层的入射短波太阳辐射，而且由于其相对较低的温度，还重新发射大部分波长长得多的辐射。这种波长较长的辐射要么流失到太空，要么被云、水蒸气和其他气体——尤其是二氧化碳和臭氧——吸收，所有这些气体都向各个方向重新发射长波辐射能。因此，在计算海洋吸收的辐射能量时，我们不仅要考虑入射的短波(< 4pm)辐射(给定符号(2S))，而且还要考虑长波辐射的净发射(也称为反向辐射，则给出符号Qb)。对于所有纬度，Qs - Qh通常为正，即海洋吸收的辐射能大于其发射的辐射能(图6.4)，尽管在高纬度地区，(2S - Qb的值随一年中的时间有显著变化。

全世界海洋从太阳接收的总能量中，约有419r损失到大气和大气中。间接地，作为长波辐射到太空，约549摄氏度通过海面蒸发作为潜热损失。相对较少的量——大约59摄氏度——通过传导流失到上面的大气中。蒸发损失的热量一般用Qc表示。热传导损失，符号Qh。

物体的温度是它所拥有的热能的量度。如果海洋的平均温度要保持不变，热量的增加和损失必须在一段时间内平衡。换句话说，热量预算必须平衡。

图6.4地球表面辐射平衡(Qs - Qb)，以wnr2为单位，是一年的平均值。数值已从非si单位转换;高地上的轮廓被省略了。白色区域显示了海冰覆盖的冬季极限。

图6.4地球表面辐射平衡(Qs - Qb)，以wnr2为单位，是一年的平均值。数值已从非si单位转换;高地上的轮廓被省略了。白色区域显示了海冰覆盖的冬季极限。

使用符号Q^， Qh，并写下heal-预算方程例如:获得的热量=损失的热量对整个海洋来说是这样的方程。

热量不仅不断地从海洋中获得和损失，而且还通过洋流和混合在海洋中重新分布。

图6.5(a)和(h)为7月全球海温分布;和1月。你认为这些温度分布是否反映了洋流的影响(图3.1)?

是的。特别是，海洋西侧的地表水通常比东侧的水更温暖，尤其是在经历夏季的半球。这是周围流动的结果副热带环流，由于西部边界流从低纬度地带携带温暖的海水，墨西哥湾流在横跨大西洋运送相对温暖的海水方面的影响也可以清楚地看到，特别是在北方夏季的图6.5(a)中。相比之下，东部边界流从高纬度地区携带冷水导致大洋东侧的温度比正常情况下要低一些。东部边界流的低温也是上升流的结果本格拉上升流是尤其明显，特别是在南部冬季(图6.5(a));在北缘的上升流也是如此南赤道流在太平洋和大西洋

由洋流和混合(即平流)带入海洋区域的热量用符号Qs表示。术语“平流”(参见第1.1节)通常被认为是指将水水平输送到一个区域，而将水输送到地表上升流电流或者被向下的水流带走，也会导致q。事实上，热输运——就像电流流动一样——有收敛和发散的区域(参见图3.27)。然而，当汇聚的地表水趋于下沉时，热量汇聚区域(Q\正)会导致温度上升，导致热量向上损失(如Qh, Qe和Qh)，并向下混合。

总之，海洋任何部分的热收支方程应包括以下项:

Qs -太阳能，被海洋接收为短波辐射；

Qb -能量的净损失海洋表面作为长波(反)辐射:

Qc-从表面蒸发损失的热量，减去表面凝结获得的热量;

Qh -的净量热转移通过海气界面传导到大气(详见下文);

Q{-实际可用来提高水的温度的剩余热量:当存在热量亏缺时，这一项将为负，水的温度将下降;

Qv -由平流(包括水的上升流或下沉)和混合从海洋相邻部分获得的净热量:当热量被平流损失时。这一项是负的。(对于整个海洋来说，Qv当然是零，因为它指的是海洋内的热量再分配。)

图6.5一月份全球海温分布(b)。

注意:忽略(a)和(b)之间颜色强度的差异。

图6.5一月份全球海温分布(b)。

注意:忽略(a)和(b)之间颜色强度的差异。

因此，部分海洋的完整热收支方程为:

继续阅读:海水团

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