如上所述，对整个世界大洋而言，其热收支应该相等，但对局部海域而言，在不同的时段内其热收支并不一定平衡。这就涉及到通过海-气界面所进行的热交换的余额在海洋内部如何重新分配的问题。

海洋内部的热交换方式可由诸多因素引起，但其表现形式无非是在铅直方向上和水平方向上的热量输运。

一、在铅直方向上的热输运(QZ)

主要是通过湍流进行的，它是通过海面上的风、浪和流等引起的涡动混合，把海面的热量向下输送的。

由于湍流混合在一年四季中，在任何海域都能发生，因此它是海洋内部铅直热交换的主要角色。一般说来，它的作用多是将海水表层所吸收的辐射能向海洋深层输送。在海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密作用引起对流，对流的结果却使热量向上输送。

当然，海洋中铅直方向上的热交换尚有其它因素引起，如埃克曼抽吸和大风卷吸作用能导致下层冷水上涌；在有升、降流的海域，尽管其速度只有10-6～10-4m/s的速度，但由于其常年存在，所输运的热量也是相当可观的，从而导致升、降流区的水温出现异常分布，等等，这在研究局部海域的热平衡时，无疑是不可轻易忽视的。

二、在水平方向上的热输送(QA)

主要是通过海流来完成的。在海洋内部水平方向上的热输运是相当可观的。单位时间内通过与海流方向垂直的单位面积上所输送的热量

q=cpρVt

式中V为流速，cp、ρ、t分别为海水的定压比热、密度和温度。可见海流所输送的热量除与流速有关外，还由水温高低决定。但是，影响海流流经海区热状况变化的关键却不是水温绝对值的高低，而是在海流方向上的水温梯

式中负号说明热量输送方向与温度梯度方向相反。

整个世界大洋的海面热平衡呈纬向带状分布，从而水温分布亦相似。因此，海流在大洋中水平方向的热输送，沿经向最为明显。

三、海洋中的全热量平衡

式(3—26)给出了通过海面的热平衡方程，在此基础上再同时考虑到海洋内部的热交换，即有

Qt=Qs-Qb±Qe±Qh±QZ±QA (3-37)

该式称为海洋全热量平衡方程。它适用于任何时段和局部海区的热平衡计算。一般而言，方程中右端各项的代数和

Qt≠0 (3-38)

当Qt＞0时，海水有净的热量收入，水温将升高；反之，当Qt＜0时，水温将降低。Qt的绝对值越大时，则相应地升温或降温的速率将越快。当Qt由正值转为负值时，此Qt=0，对应于温度的极大值；反之当Qt由负值转为正值，Qt=0时，则为水温极小值。

例如，在一天中，我们姑且把式(3－37)中右端的Qb、Qe、Qh、QZ和QA各量视为常量(事实上在一天中它们的变化也很小)，那么Qt值的变化就完全决定于Qs的变化。一般情况下，Qs值在中午达到最大值(因为太阳高度大)此时Qt＞0，且达最大值，水温升高的速率此时也达最大；午后，由于太阳高度的减低，Qs值减小到与方程右端其它各项的代数和相等时，即有Qt＝0，则水温达到极大值，停止上升。然后，随着太阳高度的进一步降低，Qt转为负值，水温便开始降低。因此，一天中水温最高值出现的时间不是中午太阳高度最大的时刻，而是出现在午后1～3时左右。同理，可讨论水温极小值出现的时刻是发生在Qt值由负值转为正值的时刻，海洋中一般发生在凌晨。

在一年中水温极大值同样不是出现在太阳高度最大的月份(北半球为6月)，而是8月份左右，最低值则出现在1～2月份。

研究海洋热平衡的重要意义在于使我们分析海洋水温的时空变化时，能把握住主要矛盾。在对局部海域研究时，可以通过计算热平衡的各分量，弄清制约该海域热状况的主要因子。如果计算后发现Qt≠0，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。
　　本文标题：世界大洋的热量与水量平衡(5)
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