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1、热容和比热容：热容和比热容：热容：单位体积海水温度升高热容：单位体积海水温度升高1时所吸收的热量，单位记作时所吸收的热量，单位记作（J/m3K）或（）或（J/m3）。）。比热容：单位质量海水的热容，单位记作（比热容：单位质量海水的热容，单位记作（J/kgK）或）或（J/kg）。）。比热容（比热容（J/kg）海水密度（海水密度（kg/m3）= 热容（热容（J/m3）海水的热容和海水的密度（质量）成正比，海水的比热容只与海水的热容和海水的密度（质量）成正比，海水的比热容只与海水自身的性质有关。海水自身的性质有关。比热容可以是在压力一定的情况下测定，称为定压比热容比热容可以是在压力一定的情况下测定，
2、称为定压比热容Cp；或者是在体积一定下的情况测定，称为定容比热容或者是在体积一定下的情况测定，称为定容比热容Cv。海洋学。海洋学常用前者。常用前者。压缩性、绝热变化和位温：压缩性、绝热变化和位温：位温：相对于现场温度的概念。位温：相对于现场温度的概念。 现场温度是直接测量得到的海水温度；现场温度是直接测量得到的海水温度； 位温是指海水微团从海洋某一深度（压强为位温是指海水微团从海洋某一深度（压强为 ）绝热上升到海表）绝热上升到海表面（压强为面（压强为1个标准大气压）时所具有的温度，记为个标准大气压）时所具有的温度，记为=T-T。 采用位温的概念使得不采用位温的概念使得不同深度的海水温度不再同深
3、度的海水温度不再受压力的影响，而具有受压力的影响，而具有可比性；可比性； 除了海表面以外，海洋除了海表面以外，海洋的位温总是小于现场温的位温总是小于现场温度。度。 传导：没有宏观相对位移传导：没有宏观相对位移 对流：质点发生相对位移，仅发生在流体对流：质点发生相对位移，仅发生在流体 辐射：电磁波传递能量，无需介质辐射：电磁波传递能量，无需介质传导传导辐射辐射对流对流热平衡方程热平衡方程vhebsQQQQQQ式中式中 sQ为到达海面的太阳短波辐射为到达海面的太阳短波辐射bQ为大气与海洋之间的长波辐射热交换为大气与海洋之间的长波辐射热交换eQ为海水蒸发热损耗或凝结热收入（潜热）为海水蒸发热损耗或凝
4、结热收入（潜热）hQ为海、气温度差引起的感热（显热）交换为海、气温度差引起的感热（显热）交换Q2mW各项单位均为各项单位均为vQ为平流热输送为平流热输送为海面热量收支平衡余项为海面热量收支平衡余项辐射辐射传导传导对流对流)1)(7.01(0SssACQQ0213767sQW mmmmmsQSA高度降低高度降低日照加长日照加长高度降低高度降低日照减少日照减少高度大高度大云量少云量少 太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气中的水汽、外线能量被大气中的水汽、COCO2 2 等部分吸收；另外部分能量又被等部分吸收；另外部分
5、能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到达海洋。故射大气中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到达海洋。故射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。 辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比辐射能量最大的波长与辐射体表面绝对温度成反比( (恩维定恩维定律律) )，故太阳最强波长，故太阳最强波长l=2898l=2898m mK K/6100K=0.475/6100K=0.475m m，属短波辐，属短波辐射，对应于可见光的青光波段。射，对应于可见光的青光波段。 到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以到
6、达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度及太阳高度H(H(太阳光线与地球表面观测点的切线之间的夹角太阳光线与地球表面观测点的切线之间的夹角) )有有关。到达海面的太阳辐射又有部分被反射到大气中去。关。到达海面的太阳辐射又有部分被反射到大气中去。 一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，一年中，低纬海区的太阳辐射要大于高纬海区；在一天内，中午前后的太阳辐射要大于早、晚。中午前后的太阳辐射要大于早、晚。太阳短波辐射的特性太阳短波辐射的特性 海洋在吸收太阳辐射的同时，也向大气辐射能量，世界大洋海洋在吸收太阳辐射的同时，也向大气辐射能量，世界大洋海表温度平均为海表温度平
7、均为17.417.4，由恩维定律由恩维定律l=2898/(273+17.4)=10 l=2898/(273+17.4)=10 m m，故称长波辐射故称长波辐射。 海面长波辐射大部分被大气中的水汽和海面长波辐射大部分被大气中的水汽和COCO2 2吸收，大气在吸收吸收，大气在吸收太阳长波的同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，太阳长波的同时也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射( (长波长波) )之差。之
8、差。 大气均温大气均温13.713.7，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。 适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：海面海面有效回辐射有效回辐射bQ 蒸发和水汽凝结是可逆过程。蒸发使海水变成水汽进入大气，海蒸发和水汽凝结是可逆过程。蒸发使海水变成水汽进入大气，海洋失去热量；水汽凝结又将热量释放出来，但这部分热量几乎全部洋失去热量；水汽凝结又将热量释放出来，但这部分热量几乎全部留在大气中。因此蒸发只能使海洋耗热。留在大气中。因此蒸发只能使海洋耗热。
9、世界大洋因蒸发而耗去的热量，可占入射到地球上的总辐射量的世界大洋因蒸发而耗去的热量，可占入射到地球上的总辐射量的23%23%。 海洋蒸发耗热的计算公式：海洋蒸发耗热的计算公式： 蒸发速率的空间分布：赤道小（空气相对湿度大，风速小）；高蒸发速率的空间分布：赤道小（空气相对湿度大，风速小）；高纬海区小（气温低，大气容纳的水汽量小）；亚热带和信风带海区纬海区小（气温低，大气容纳的水汽量小）；亚热带和信风带海区大（空气干燥，气温高，风速大）；大西洋湾流和太平洋黑潮区出大（空气干燥，气温高，风速大）；大西洋湾流和太平洋黑潮区出现极值（暖流、冬季偏北风）。现极值（暖流、冬季偏北风）。 蒸发速率的时间分布：
10、冬季大于夏季（水温高于气温，风速大）。蒸发速率的时间分布：冬季大于夏季（水温高于气温，风速大）。蒸发耗热（潜热）蒸发耗热（潜热）eQ 海洋表层水温和气温一般是不相等的，所以两者之间通过热传导海洋表层水温和气温一般是不相等的，所以两者之间通过热传导也有热量交换。这一交换过程主要受制于两个因素：海面风速和也有热量交换。这一交换过程主要受制于两个因素：海面风速和海海气温差。气温差。感热交换（显热）感热交换（显热）hQTa( (高高) )0,0hQzT海水得到热量海水得到热量Ta ( (低低) )海面海面0,0hQzTa)b)海水失去热量海水失去热量TwTw( (高高) )( (低低) )层结稳定层结
11、稳定分子热传导分子热传导层结不稳定层结不稳定空气：热力湍流和对流空气：热力湍流和对流水体：对流水体：对流海面海面冬季：盛行寒冷气流，出现较大冬季：盛行寒冷气流，出现较大热通量，尤其是湾流、黑潮；热通量，尤其是湾流、黑潮；夏季：感热交换小，寒流及上升夏季：感热交换小，寒流及上升流区可出现向下热通量。流区可出现向下热通量。蒸发Qe和感热交换Qh的简单估算因因Q Qh h及及Q Qe e同受同受湍流影响湍流影响，故取，故取二者二者比值（比值（Bowen ratioBowen ratio鲍鲍恩比恩比，R= R= Q Qh hQ Qe e ）可）可粗粗略估算此二值，略估算此二值，R R值在赤道值在赤道低
12、纬低纬度区间约为度区间约为0.10.1而而后渐后渐增，增，于于7070o o时约为时约为0.450.45。其。其值可根值可根据热量据热量垂直梯度及大垂直梯度及大气气含水量推知。含水量推知。若假设若假设Q Qv v及及Q Q都都近近于于零，零，热通量公式表示为热通量公式表示为除上除上Q Qh h或或Q Qe e后后代入代入R R可得可得这样这样只只要知道要知道Q Qs s及及Q Qb b及及R R的值的值即可推即可推算算Q Qh h及及Q Qe e。 海洋年平均热收支随纬度的变化辐射辐射回辐射回辐射蒸发蒸发余项余项感热交换感热交换（Q QS S- -Q Qb b）为通过海面进入海水的净辐射量。）
13、为通过海面进入海水的净辐射量。 在在2525N N2020S S之间最大，然后随纬度的增高而急剧减少。之间最大，然后随纬度的增高而急剧减少。 蒸发所耗热量蒸发所耗热量Q Qe e的量级与（的量级与（Q QS S- -Q Qb b）相当，）相当， 但在低纬热带海区，则由于海面上湿度大，蒸发量显著低于亚热带海区，但在低纬热带海区，则由于海面上湿度大，蒸发量显著低于亚热带海区， 感热交换感热交换Q Qh h随纬度变化不大，且量值较小。随纬度变化不大，且量值较小。 2323N N1818S S的热带海域热平衡余项的热带海域热平衡余项Q Qt t为正，即海水有净的热收入，温度升高；为正，即海水有净的热收
14、入，温度升高； 向两极方向的中、高纬海域向两极方向的中、高纬海域Q Qt t皆为负，即海水有净的热量支出，温度降低。皆为负，即海水有净的热量支出，温度降低。 对流对流Q Qv v3.2 海洋内部的热交换垂直输运垂直输运水平输运水平输运海面辐射的向下输送与透射辐射 对于洁净的水：对于洁净的水：1m1m损失辐射损失辐射55.5%55.5%，10m10m损失辐射损失辐射77.8%77.8%，100m100m损失损失99.47%99.47%。 对于浑浊的水，对于浑浊的水，1m1m损失辐射损失辐射686882.4%82.4%，5m5m可达可达868699%99%。 若用于升温，若用于升温，0 01m1m
15、增温的幅度约为增温的幅度约为1 12m2m的的9.39.3倍，约为倍，约为2 23m3m的的2020倍，浑浊的水倍，浑浊的水“跃变跃变”更明显。更明显。l 蒸发、有效回辐射、热交换等消耗热量蒸发、有效回辐射、热交换等消耗热量l 风、浪、流引起的涡动混合向下输运热量风、浪、流引起的涡动混合向下输运热量温温跃跃层层双跃层双跃层风太阳辐射埃克曼抽吸和大风卷吸 定义：在埃克曼层中，由于摩擦作用使大气发生辐合辐散，定义：在埃克曼层中，由于摩擦作用使大气发生辐合辐散，进而使埃克曼层顶的空气上升或下沉的现象。通过此机制，进而使埃克曼层顶的空气上升或下沉的现象。通过此机制，大气边界层与自由大气间进行动量、热量
16、和水汽等交换。大气边界层与自由大气间进行动量、热量和水汽等交换。 若海域风应力达到一定强若海域风应力达到一定强度，抽吸和卷吸会使下层冷度，抽吸和卷吸会使下层冷水涌入上混合层，甚至使上水涌入上混合层，甚至使上混合层出现降温。混合层出现降温。 在上混合层水温短期数值在上混合层水温短期数值预报中，卷吸和抽吸是重要预报中，卷吸和抽吸是重要因素，因为跃层强盛的夏季，因素，因为跃层强盛的夏季，也是热带风暴和台风最活跃也是热带风暴和台风最活跃的季节。的季节。表层冷却对流与温跃层的消衰 春季到夏季，太阳辐射增强，热量以涡动混合形式向下输送，春季到夏季，太阳辐射增强，热量以涡动混合形式向下输送，温跃层增强；温跃
17、层增强； 秋季到冬季，太阳辐射减弱，干冷空气增加了感热输送和蒸发，秋季到冬季，太阳辐射减弱，干冷空气增加了感热输送和蒸发，导致表层海水被冷却后密度增大，层结不稳定，产生对流混合。温导致表层海水被冷却后密度增大，层结不稳定，产生对流混合。温跃层削弱（温差梯度减小），深度下移，直至消亡。跃层削弱（温差梯度减小），深度下移，直至消亡。 在浅海，对流甚至可直达海底，使整层水温区域均匀。在浅海，对流甚至可直达海底，使整层水温区域均匀。春夏秋冬升降流和平流热输送 由于海面的辐聚或辐散，产生升降流，其特征由于海面的辐聚或辐散，产生升降流，其特征 速度：速度：10-610-4m/s。 辐散辐散上升流上升流低温
18、水上升。低温水上升。 辐聚辐聚下降流下降流高温水下降。高温水下降。 其输送的热量，和所能到达的深度，都比抽吸和卷吸大得多。其输送的热量，和所能到达的深度，都比抽吸和卷吸大得多。 “冷水舌冷水舌”，“冷中心冷中心”升降流升降流平流输送平流输送海洋的全热量平衡热平衡方程热平衡方程vhebsQQQQQQ0Q海水有净热量收入，水温将升高海水有净热量收入，水温将升高0Q海水有净热量散失，水温将降低海水有净热量散失，水温将降低 对于特定地点，不仅对于某一时刻，而且对对于特定地点，不仅对于某一时刻，而且对日平均、月平均甚至年平均而言，日平均、月平均甚至年平均而言，Q Q不为零。不为零。 但对于整个世界大洋的
19、年平均，基本平衡。但对于整个世界大洋的年平均，基本平衡。 海洋与外界还不断进行水交换，整体上，水量海洋与外界还不断进行水交换，整体上，水量收支平衡，不过它与热平衡存在质的差异。收支平衡，不过它与热平衡存在质的差异。 海洋热量由外部热源的太阳辐射输入、并受各海洋热量由外部热源的太阳辐射输入、并受各种过程制约达成平衡。而海洋中的水量平衡则不种过程制约达成平衡。而海洋中的水量平衡则不然，其来源及支出都在地球系统自身之内进行，然，其来源及支出都在地球系统自身之内进行，故又称水循环故又称水循环( (海洋热平衡不能称为热循环海洋热平衡不能称为热循环) ) 海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。海洋中的水
20、量收支影响着盐度的分布与变化。水收入：降水、径流、融冰水收入：降水、径流、融冰水支出：蒸发、结冰水支出：蒸发、结冰径流径流：包括地表和地下水入海。各大洋的径流分布极不均匀。：包括地表和地下水入海。各大洋的径流分布极不均匀。注入径流量最大的是大西洋，仅亚马逊河就占全世界径流量的注入径流量最大的是大西洋，仅亚马逊河就占全世界径流量的2020，另还有刚果河、密西西比河及欧洲许多河流，它们使大，另还有刚果河、密西西比河及欧洲许多河流，它们使大西洋海面上升西洋海面上升23cm/a23cm/a；印度洋次之；太平洋的最大注入河流是；印度洋次之；太平洋的最大注入河流是长江，但不到亚马逊河的长江，但不到亚马逊河
21、的1/51/5，因太平洋宽广，故所有陆地径流，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升只使其水面上升7cm/a7cm/a。 结冰与融冰结冰与融冰：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被：是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，陆地冻结冰海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，陆地冻结冰的融化会使海洋水量增加。若陆地冻结冰全部融化流入的融化会使海洋水量增加。若陆地冻结冰全部融化流入海洋，将使全球海平面上升海洋，将使全球海平面上升66m66m。 结冰与融冰量目前基本平衡，但个别海域的季节不平结冰与融冰量目前基本平衡，但个别海域的季节不平衡情况仍存在。如南极大陆冰川以衡情况仍
22、存在。如南极大陆冰川以1m/d1m/d速度向海洋推进，速度向海洋推进，断裂入海后形成巨大冰山；北极海域格陵兰岛也是冰山断裂入海后形成巨大冰山；北极海域格陵兰岛也是冰山发源地，这些冰山终将融化，对局部海域水平衡影响不发源地，这些冰山终将融化，对局部海域水平衡影响不容忽视。容忽视。 蒸发与降水蒸发与降水：蒸发使海洋失去热量的同时又失去水：蒸发使海洋失去热量的同时又失去水量。海洋每年因蒸发失去水量量。海洋每年因蒸发失去水量44044010103 345445410103 3kmkm3 3，相，相当于全球海平面下降当于全球海平面下降125cm125cm；降水每年使大洋获得水量约；降水每年使大洋获得水量
23、约为为41141110103 3 41641610103 3kmkm3 3。 无论是蒸发还是降水，在无论是蒸发还是降水，在各海区的分布都很不均匀。各海区的分布都很不均匀。蒸发在赤道附近小，南、北蒸发在赤道附近小，南、北副热带最大，蒸发量达副热带最大，蒸发量达140 140 cmcm，之后向高纬迅速减小，之后向高纬迅速减小，至两极海海域不足至两极海海域不足10cm10cm。 降水随海区变化更为复杂，降水随海区变化更为复杂，除纬度大于除纬度大于5050度的高纬度海度的高纬度海域外，蒸发和降水的曲线几域外，蒸发和降水的曲线几乎是反位相的。乎是反位相的。 蒸降差和盐度的对应关系蒸降差和盐度的对应关系
24、考虑海洋中水收支的各种因素，水量平衡方程可写成考虑海洋中水收支的各种因素，水量平衡方程可写成q=P+R+M+Uq=P+R+M+Ui i-E-F-U-E-F-Uo o 式中：式中：P-P-降水、降水、R-R-陆地径流、陆地径流、M-M-融冰、融冰、E-E-蒸发、蒸发、F-F-结冰、结冰、U Ui i和和U Uo o分别分别为海流混合使海洋获得和失去的水量，为海流混合使海洋获得和失去的水量，q-q-研究海域在某时段内水量交研究海域在某时段内水量交换之盈余换之盈余(q(q0)0)或亏损或亏损(q(q0)0)。 大洋的结冰和融冰过程从整体上讲是可逆过程，可相互大洋的结冰和融冰过程从整体上讲是可逆过程，
25、可相互抵消；随海流进出水量也大体相等，故上式可简化为抵消；随海流进出水量也大体相等，故上式可简化为 q=Pq=PR-ER-E 该式可直接应用于某些海域，因为大多海域可不计结冰该式可直接应用于某些海域，因为大多海域可不计结冰与融冰影响；在封闭环流海域内，可视与融冰影响；在封闭环流海域内，可视U Ui i=U=Uo o。 大陆径流、蒸发和降水是决定世界大洋水量平衡的三个大陆径流、蒸发和降水是决定世界大洋水量平衡的三个基本因子。布迪科基本因子。布迪科(1974)(1974)计算世界大洋总平均的计算世界大洋总平均的R=12cm/aR=12cm/a、P=114cm/aP=114cm/a、E=126cm/
26、aE=126cm/a，故，故q=0q=0，水量平衡。，水量平衡。 虽然全球的水量平衡，但是不意味着某一具体海域水虽然全球的水量平衡，但是不意味着某一具体海域水量必然平衡。具体说来，太平洋的量必然平衡。具体说来，太平洋的q=Pq=PR-E0R-E0，水量盈，水量盈余；大西洋的余；大西洋的q=Pq=PR-E0R-E南半球变幅。北半球受盛行风的影响，而南半球洋面广阔，南半球变幅。北半球受盛行风的影响，而南半球洋面广阔，环流弱。环流弱。 浅海、边缘海和内陆海，表面水温受大陆影响，变幅大（可达浅海、边缘海和内陆海，表面水温受大陆影响，变幅大（可达2030）且不呈正规的正弦变化曲线。且不呈正规的正弦变化曲
27、线。 表层以下水温的年变化，主要靠混合和海流，一般随深度增加而变幅减小。表层以下水温的年变化，主要靠混合和海流，一般随深度增加而变幅减小。3.5 世界大洋的盐度场和密度场1 1、盐度的平面分布、盐度的平面分布2 2、盐度的铅直分布、盐度的铅直分布3 3、盐度的时间变化、盐度的时间变化4 4、密度的分布变化、密度的分布变化1 平面分布：全球表层海水年平均盐度2 盐度铅直向分布大西洋准经向断面盐度分布大西洋准经向断面盐度分布太平洋准经向断面盐度分布太平洋准经向断面盐度分布 赤道盐度较低的海水只局限在表层。赤道盐度较低的海水只局限在表层。 下部是有南、北半球亚热带海区下沉后向下部是有南、北半球亚热带
28、海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水，称为次表层水。具赤道方向扩展的高盐水，称为次表层水。具有大洋铅直方向上最高的盐度。有大洋铅直方向上最高的盐度。 往下是由南、北半球中高纬度表层下沉的往下是由南、北半球中高纬度表层下沉的低盐水层，称为大洋（低盐）中层水低盐水层，称为大洋（低盐）中层水 。 在高盐次表水和低盐中层水之间，等盐度在高盐次表水和低盐中层水之间，等盐度线特别密集，形成盐度跃层。线特别密集，形成盐度跃层。 低盐中层水之下，高纬海区下沉形成的深低盐中层水之下，高纬海区下沉形成的深层水与底层水，盐度稍有升高。底层水主要层水与底层水，盐度稍有升高。底层水主要源地是南极陆架上的威德尔海盆，大洋深层
29、源地是南极陆架上的威德尔海盆，大洋深层水则形成于大西洋北部海区表层以下。水则形成于大西洋北部海区表层以下。 成因：盐度从不同海区表层辐聚下沉，盐成因：盐度从不同海区表层辐聚下沉，盐度、密度性质各异，在不同深度上散布；此度、密度性质各异，在不同深度上散布；此外还受大洋环流制约。外还受大洋环流制约。高盐水舌高盐水舌铅直向分布的空间差异 赤道附近：表层一层较浅的低盐水，其下赤道附近：表层一层较浅的低盐水，其下100100200m200m出现盐度最大值，出现盐度最大值，往下盐度急剧降低，至往下盐度急剧降低，至8008001000m1000m出出现盐度最小值。其后又缓慢升高，出出现盐度最小值。其后又缓慢
30、升高，至至2000m2000m处基本均匀。处基本均匀。 中低纬度：表层有一厚度中低纬度：表层有一厚度400400500m500m的高盐水，往下盐度迅速减小，最的高盐水，往下盐度迅速减小，最小值出现在小值出现在6006001000m1000m。继而随深度增加而增大，至。继而随深度增加而增大，至2000m2000m处基本均匀。处基本均匀。 高纬度：表层盐度低，随深度增大盐度递升，至高纬度：表层盐度低，随深度增大盐度递升，至2000m2000m以深，分布和中以深，分布和中低纬度相似。低纬度相似。3 盐度时间变化日变化：日变化： 表层变幅表层变幅95%)95%)样本变动的范围。样本变动的范围。 正态分
31、布：正态分布： 极值指标极值指标：2-2下界上界非正态分布：非正态分布：52环流的定义环流的定义 一般含义：一个海区一般含义：一个海区海流海流的总结构，即某个海区的总结构，即某个海区中各种海流的分布、变化以及构成该海区海水中各种海流的分布、变化以及构成该海区海水“总总循环循环”的模型。的模型。 另一层含义：组成一个周而复始完整循环的诸海另一层含义：组成一个周而复始完整循环的诸海流的集合。流的集合。 北太平洋表层环流：北赤道流、黑潮、西风漂流、北太平洋表层环流：北赤道流、黑潮、西风漂流、加利福尼亚流。加利福尼亚流。 热、盐、风、冲淡水对环流的影响热、盐、风、冲淡水对环流的影响53海流的主轴、流幅
32、和强度海流的主轴、流幅和强度 主轴主轴：垂直于流向各断面上流速最大的点连起来。：垂直于流向各断面上流速最大的点连起来。 海流主轴的变动，对相应海区的水团配置和特征海流主轴的变动，对相应海区的水团配置和特征会产生明显的影响。会产生明显的影响。 流幅流幅：海流在水平方向上的宽度（垂直于主轴断：海流在水平方向上的宽度（垂直于主轴断面上，位于主轴两侧流速为零的两点间距离）。面上，位于主轴两侧流速为零的两点间距离）。 强度强度：（：（1 1）第一强度：流量；（）第一强度：流量；（2 2）第二强度：）第二强度：流速。流速。 两种强度不一致：浅海或地形复杂处。两种强度不一致：浅海或地形复杂处。54水团的运动
33、和海流水团的运动和海流 运动的形式运动的形式：（：（1 1）水团内水质点的运动。（）水团内水质点的运动。（2 2）水团空间位置的变动。（水团空间位置的变动。（3 3）水团的变性运动。）水团的变性运动。 水团运动和海流的关系：水团运动和海流的关系： （1 1）联系：海流对水团的形成、变性有重要影响。）联系：海流对水团的形成、变性有重要影响。 （2 2）区别：）区别： 海流（水质点），水团海流（水质点），水团 位移的方向位移的方向 运动的速度和距离运动的速度和距离55跃层的形成及其跃层的形成及其“屏障作用屏障作用” 跃层：温跃层（跃层：温跃层（Thermocline)Thermocline)，盐跃
34、层，盐跃层（HaloclineHalocline），密跃层（），密跃层（PycnoclinePycnocline），声速跃层），声速跃层（Sound velocity spring layerSound velocity spring layer） 温跃层的形成：温跃层的形成：热力热力动力动力原因和原因和水团配置水团配置原因。原因。 第一跃层（浅跃层）：热收入大于热支出。第一跃层（浅跃层）：热收入大于热支出。 第二跃层（深跃层）：热性质不同的水团叠置。第二跃层（深跃层）：热性质不同的水团叠置。56 盐跃层的形成：盐跃层的形成：温跃层温跃层的影响和盐性质不同的的影响和盐性质不同的水水团叠置团叠置
35、。 （1 1）温跃层影响：温跃层阻碍了上下水层的盐交）温跃层影响：温跃层阻碍了上下水层的盐交换，同时，盐分稀释作用大于浓聚作用（如淡水换，同时，盐分稀释作用大于浓聚作用（如淡水收入大于支出）。收入大于支出）。 （2 2）水团叠置：如江河冲淡水和海水叠置。）水团叠置：如江河冲淡水和海水叠置。 密跃层和温、盐跃层的关系密跃层和温、盐跃层的关系 温盐升降对海水密度的影响反向温盐升降对海水密度的影响反向57跃层的跃层的 “屏障作用屏障作用” 屏障作用：铅直方向的混合，通常小于水平方向。当跃层形屏障作用：铅直方向的混合，通常小于水平方向。当跃层形成后，使海水铅直方向稳定度增大，更加限制了上下层之间成后，
36、使海水铅直方向稳定度增大，更加限制了上下层之间的交换。的交换。 季节性跃层的外部因素季节性跃层的外部因素形成跃层形成跃层屏障作用屏障作用使上使上层高温低盐低密特征更发展层高温低盐低密特征更发展强化跃层。强化跃层。 19301930，海兰汉森：，海兰汉森：“当海面受热越甚时，下层海水得热反而当海面受热越甚时，下层海水得热反而越少。越少。 当某种跃层形成后，由于屏障作用，会带动其余各种跃层的当某种跃层形成后，由于屏障作用，会带动其余各种跃层的出现。影响海水密度的因素（温度、盐度、压力）中，水温出现。影响海水密度的因素（温度、盐度、压力）中，水温最活跃，温跃层最易形成，成为其他各种跃层的先驱。最活跃
37、，温跃层最易形成，成为其他各种跃层的先驱。58跃层的示性特性跃层的示性特性 差度：跃层顶界和底界处的要素值之差。差度：跃层顶界和底界处的要素值之差。 差度方向：正分布为正，逆分布为负。差度方向：正分布为正，逆分布为负。 水温差度：上界水温减下界水温。水温差度：上界水温减下界水温。 盐度差度：下界盐度减上界盐度。盐度差度：下界盐度减上界盐度。跃层强度的最低标准（国际技术监督局，跃层强度的最低标准（国际技术监督局，1992）季节性温跃层 季节性温跃层，是在混合层的下界，特别在夏季，由于表层加温可形成很强的跃层。多发生在高纬，夏季。 海水温度随深度变化最显著的水层。在中纬度海区这种温跃层明显地随季节
38、而变，故称为“季节性温跃层”。它是海气热交换、风在海面的应力、风浪、潮流、海流等原因在一定深度的海域综合作用的结果。其中，太阳辐射是决定性的因素。永久性温跃层 海水温度一般随深度而递减，在递减率(或温度梯度)最大处的一定厚度的水层称为“温跃层”。大洋中低纬度和中纬度的海域，大约在200米和1000米水层之间的温跃层，由于它不随季节而变，故称之为“永久性温跃层”或“主温跃层”。在纬向上，赤道附近的主温跃层较强、较薄；随纬度增高，主温跃层变弱，上界的深度变深，厚度加大。高纬度水域，主温跃层强度则增大，厚度减小，水层变浅。在极地水域，则不出现永久性温跃层。60平衡潮及其主要结论平衡潮：理想的全球大洋（地球表面被等深海水所包围，海水无惯性）对引潮力的响应。20aEug 平衡潮潮高61潮汐椭球月球平衡潮太阳平衡潮最大潮差（1）初一、十五，最大潮差；初七、初八，最小潮差；（2）潮高最大值之比62月球平衡潮潮高表达式可展成三大项 第一项随月球赤纬变化，具有半月变化（长周期） 第二项随月球时角变化，具有一个太阴日周期，同时随赤纬有缓慢变化（全日周期） 第三项具有半个太阴日周期，同时随赤纬有缓慢变化（半日周期） 三项均随地月距离D有缓慢变化 随纬度变化63平衡潮的分潮平衡潮由三类不同周期的潮汐构成，对每一类潮汐又可进一步展开，使得展开后的每一项为一调和项，这些调和项称之为平衡分潮。