海洋表層熱量收支，習慣上稱海洋表層的熱量平衡。實際上，就某一海區和某一時段而言，海洋表層的熱量收支一般是不平衡的。
基本介紹
- 中文名：海洋表層熱量收支
- 習慣上稱：海洋表層的熱量平衡
- 實質：海洋表層的熱量收支不平衡
- 數量：40～60千卡
正文,
正文
習慣上稱海洋表層的熱量平衡。實際上，就某一海區和某一時段而言，海洋表層的熱量收支一般是不平衡的。海洋表層的熱量收支是海洋熱學和海洋氣候學的重要內容,可用於氣候理論、海洋環流、海-氣相互作用和水分平衡的研究。
地球表面熱量收支的研究，從19世紀就已經開始。20世紀前半葉，已確定了地球上個別地區的地表熱量收支各組成項的值，1942年，W.C.雅各布斯首次系統地計算了太平洋和大西洋表層的季平均的感熱和潛熱的分布；1945～1978年，М.И.布德科先後3次計算了全球大洋海面熱量收支的各組成項，從而奠定了海面熱量收支研究的基礎。
海洋表層收入的熱量，主要包括來自太陽和天空的短波輻射、大氣通過湍流向海面輸送的熱量(感熱)、海面水汽凝結時的熱量（潛熱）、海水內部由下層向海面輸送的渦動熱量和水平方向的暖平流帶來的熱量。海洋表層支出的熱量，主要包括海面的長波有效回輻射、海面以湍流方式向大氣輸送的熱量（感熱）、海水蒸發時消耗的熱量（潛熱）、由表層向下層輸送的渦動熱量和冷平流帶走的熱量。其他的熱量收支，如星體輻射、放射性、結冰、融冰、海底熱量傳導等，不是因為作用微小，就是因為具有明顯的局地性、短暫性或季節性，在整個大洋表層的熱量收支的計算中，一般都不予以考慮。
對於給定的海區，如果忽略微小的熱量收支的影響，則海洋表層的熱量收支方程為Qt=Qs(1-α)-Qb±Qe±Qh±Qa±Qw式中Qs為來自太陽和天空的短波輻射總量;α為海面對短波輻射的反射率;Qb為海面有效長波輻射;【Qs(1-α)-Qb】稱為海面輻射熱量收支差額(Qr)（又稱海面輻射平衡）；Qe為海面蒸發消耗的熱量（或凝結潛熱）；Qh為海面和大氣之間的感熱交換；Qa和Qw分別為海洋內部的水平及鉛直方向的熱量輸送,合稱海洋內部的熱量交換(QV);Qt為海面熱含量的變化，即海洋表層熱量總收支的差額。
通常取熱量收入為正，支出為負。如收入大於支出，水溫升高，反之水溫降低。如收支平衡，水溫不變。年平均海洋表層熱含量的變化很小，故海面溫度的年際變化可忽略不計，因此方程左邊近似為零。方程右邊各項既可通過各種手段直接測量，也可利用公式作間接計算。計算時海洋內部的熱量交換項通常作為餘項處理。海面熱含量的年際變化雖小，但在分析氣候變化時作用很大。 海面輻射平衡(Qr) 輻射平衡年總量處處為正（圖1），大致呈緯向分布。相對於緯向分布的偏差，主要是冷暖洋流影響所造成的。最大值〔>140千卡/（厘米2·年）〕出現在東太平洋的赤道冷水區和印度洋的索馬里海流區，最小值〔20～30千卡/（厘米2·年）〕位於北半球的浮冰邊界。每逢冬季，Qr從赤道和熱帶的〔8～10千卡/（厘米2·月）〕,遞減至高緯度的-4千卡/（厘米2·月）左右。每到夏季,熱帶的Qr達極大值〔>14千卡/（厘米2·月）〕，高緯則降至8～9千卡/（厘米2·月）。輻射平衡的這種分布及其季節性的變化，明顯地偏離緯向，其增減也和雲量密切相關。
蒸發耗熱(Qe) 海面年蒸發耗熱總量的分布，隨緯度變化較大，其值可從熱帶的大於 120千卡/（厘米2·年）,遞減至浮冰邊界的20～30千卡/（厘米2·年）,赤道附近因雲量和濕度增加，蒸發耗熱稍有降低〔2·年)〕。冷暖洋流也是造成蒸發耗熱偏離緯向的主要原因,故蒸發耗熱的最大值出現在灣流區【>180千卡/(厘米2·年)】和黑潮區 【>140千卡/(厘米2·年)】。蒸發耗熱的年總量，主要由秋冬兩季的值決定，冬季的蒸發耗熱分布和年分布相似，夏季的蒸發耗熱量顯著降低（圖2）。 感熱交換(Qh) 按年平均的結果幾乎都是海面損失熱量（圖3），最大損失在北半球大洋的西部強暖流區和西北部高緯沒有結凍的海區，數值在40千卡/(厘米2·年)以上。赤道附近較小，不到10千卡/(厘米2·年)。南半球的數值比北半球小得多。在某些冷洋流區,如加利福尼亞海流,以及東太平洋赤道冷水區與南半球的西風漂流區，熱量損失的年總量為負,但數值不大。和蒸發耗熱類似,海－氣感熱交換年總量基本上由秋冬兩季的值所決定。北半球的海洋冬季損失熱量達8～10千卡/(厘米2·月),而南半球則損失5千卡/（厘米2·月）左右。夏季各月,南北半球的海-氣感熱交換幾乎到處都接近於零。
海洋內部的熱量交換(QV) 在赤道和熱帶的局部地區，由於巨大的輻射熱流入，加上蒸發耗熱和感熱交換的減少，使海水獲得20～40千卡/（厘米2·年）的熱量，由上述地區至較高緯度地區，輻射熱量顯得不足，為補償蒸發耗熱和感熱支出，洋流把較深層的熱量傳輸給海洋表面，最大值出現在暖流區，例如在黑潮和灣流區的中心,熱輸出量都可達到100千卡/（厘米2·年）。在南半球,因海-氣溫差減小，從洋面損失的熱量不超過30～35千卡/（厘米2·年）。
南北半球的大部分冷洋流區和南半球的西風漂流區，海面從太陽和大氣獲得的熱量，大部分傳到深層，數量為 40～60千卡/（厘米2·年）（圖4）。 各緯度帶海面熱平衡各組成項的年平均值〔千卡/（厘米2·年）〕如表。
地球表面熱量收支的研究，從19世紀就已經開始。20世紀前半葉，已確定了地球上個別地區的地表熱量收支各組成項的值，1942年，W.C.雅各布斯首次系統地計算了太平洋和大西洋表層的季平均的感熱和潛熱的分布；1945～1978年，М.И.布德科先後3次計算了全球大洋海面熱量收支的各組成項，從而奠定了海面熱量收支研究的基礎。
海洋表層收入的熱量，主要包括來自太陽和天空的短波輻射、大氣通過湍流向海面輸送的熱量(感熱)、海面水汽凝結時的熱量（潛熱）、海水內部由下層向海面輸送的渦動熱量和水平方向的暖平流帶來的熱量。海洋表層支出的熱量，主要包括海面的長波有效回輻射、海面以湍流方式向大氣輸送的熱量（感熱）、海水蒸發時消耗的熱量（潛熱）、由表層向下層輸送的渦動熱量和冷平流帶走的熱量。其他的熱量收支，如星體輻射、放射性、結冰、融冰、海底熱量傳導等，不是因為作用微小，就是因為具有明顯的局地性、短暫性或季節性，在整個大洋表層的熱量收支的計算中，一般都不予以考慮。
對於給定的海區，如果忽略微小的熱量收支的影響，則海洋表層的熱量收支方程為Qt=Qs(1-α)-Qb±Qe±Qh±Qa±Qw式中Qs為來自太陽和天空的短波輻射總量;α為海面對短波輻射的反射率;Qb為海面有效長波輻射;【Qs(1-α)-Qb】稱為海面輻射熱量收支差額(Qr)（又稱海面輻射平衡）；Qe為海面蒸發消耗的熱量（或凝結潛熱）；Qh為海面和大氣之間的感熱交換；Qa和Qw分別為海洋內部的水平及鉛直方向的熱量輸送,合稱海洋內部的熱量交換(QV);Qt為海面熱含量的變化，即海洋表層熱量總收支的差額。
通常取熱量收入為正，支出為負。如收入大於支出，水溫升高，反之水溫降低。如收支平衡，水溫不變。年平均海洋表層熱含量的變化很小，故海面溫度的年際變化可忽略不計，因此方程左邊近似為零。方程右邊各項既可通過各種手段直接測量，也可利用公式作間接計算。計算時海洋內部的熱量交換項通常作為餘項處理。海面熱含量的年際變化雖小，但在分析氣候變化時作用很大。 海面輻射平衡(Qr) 輻射平衡年總量處處為正（圖1），大致呈緯向分布。相對於緯向分布的偏差，主要是冷暖洋流影響所造成的。最大值〔>140千卡/（厘米2·年）〕出現在東太平洋的赤道冷水區和印度洋的索馬里海流區，最小值〔20～30千卡/（厘米2·年）〕位於北半球的浮冰邊界。每逢冬季，Qr從赤道和熱帶的〔8～10千卡/（厘米2·月）〕,遞減至高緯度的-4千卡/（厘米2·月）左右。每到夏季,熱帶的Qr達極大值〔>14千卡/（厘米2·月）〕，高緯則降至8～9千卡/（厘米2·月）。輻射平衡的這種分布及其季節性的變化，明顯地偏離緯向，其增減也和雲量密切相關。
蒸發耗熱(Qe) 海面年蒸發耗熱總量的分布，隨緯度變化較大，其值可從熱帶的大於 120千卡/（厘米2·年）,遞減至浮冰邊界的20～30千卡/（厘米2·年）,赤道附近因雲量和濕度增加，蒸發耗熱稍有降低〔2·年)〕。冷暖洋流也是造成蒸發耗熱偏離緯向的主要原因,故蒸發耗熱的最大值出現在灣流區【>180千卡/(厘米2·年)】和黑潮區 【>140千卡/(厘米2·年)】。蒸發耗熱的年總量，主要由秋冬兩季的值決定，冬季的蒸發耗熱分布和年分布相似，夏季的蒸發耗熱量顯著降低（圖2）。 感熱交換(Qh) 按年平均的結果幾乎都是海面損失熱量（圖3），最大損失在北半球大洋的西部強暖流區和西北部高緯沒有結凍的海區，數值在40千卡/(厘米2·年)以上。赤道附近較小，不到10千卡/(厘米2·年)。南半球的數值比北半球小得多。在某些冷洋流區,如加利福尼亞海流,以及東太平洋赤道冷水區與南半球的西風漂流區，熱量損失的年總量為負,但數值不大。和蒸發耗熱類似,海－氣感熱交換年總量基本上由秋冬兩季的值所決定。北半球的海洋冬季損失熱量達8～10千卡/(厘米2·月),而南半球則損失5千卡/（厘米2·月）左右。夏季各月,南北半球的海-氣感熱交換幾乎到處都接近於零。
海洋內部的熱量交換(QV) 在赤道和熱帶的局部地區，由於巨大的輻射熱流入，加上蒸發耗熱和感熱交換的減少，使海水獲得20～40千卡/（厘米2·年）的熱量，由上述地區至較高緯度地區，輻射熱量顯得不足，為補償蒸發耗熱和感熱支出，洋流把較深層的熱量傳輸給海洋表面，最大值出現在暖流區，例如在黑潮和灣流區的中心,熱輸出量都可達到100千卡/（厘米2·年）。在南半球,因海-氣溫差減小，從洋面損失的熱量不超過30～35千卡/（厘米2·年）。
南北半球的大部分冷洋流區和南半球的西風漂流區，海面從太陽和大氣獲得的熱量，大部分傳到深層，數量為 40～60千卡/（厘米2·年）（圖4）。 各緯度帶海面熱平衡各組成項的年平均值〔千卡/（厘米2·年）〕如表。
