物理海洋學(xué)考試復(fù)習(xí)課件

熱容和比熱容：熱容：?jiǎn)挝惑w積海水溫度升高1℃時(shí)所吸收的熱量，單位記作（J/m3K）或（J/m3℃）。比熱容：?jiǎn)挝毁|(zhì)量海水的熱容，單位記作（J/kgK）或（J/kg℃）。比熱容（J/kg℃）×海水密度（kg/m3）=熱容（J/m3℃）海水的熱容和海水的密度（質(zhì)量）成正比，海水的比熱容只與海水自身的性質(zhì)有關(guān)。比熱容可以是在壓力一定的情況下測(cè)定，稱為定壓比熱容Cp；或者是在體積一定下的情況測(cè)定，稱為定容比熱容Cv。海洋學(xué)常用前者。壓縮性、絕熱變化和位溫：位溫：相對(duì)于現(xiàn)場(chǎng)溫度的概念。現(xiàn)場(chǎng)溫度是直接測(cè)量得到的海水溫度；位溫是指海水微團(tuán)從海洋某一深度（壓強(qiáng)為ρ）絕熱上升到海表面（壓強(qiáng)為1個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓）時(shí)所具有的溫度，記為θ=T-ΔT。采用位溫的概念使得不同深度的海水溫度不再受壓力的影響，而具有可比性；除了海表面以外，海洋的位溫總是小于現(xiàn)場(chǎng)溫度。

傳導(dǎo)：沒有宏觀相對(duì)位移對(duì)流：質(zhì)點(diǎn)發(fā)生相對(duì)位移，僅發(fā)生在流體輻射：電磁波傳遞能量，無(wú)需介質(zhì)熱量傳播的三種方式傳導(dǎo)輻射對(duì)流熱平衡方程式中

為到達(dá)海面的太陽(yáng)短波輻射為大氣與海洋之間的長(zhǎng)波輻射熱交換為海水蒸發(fā)熱損耗或凝結(jié)熱收入（潛熱）為海、氣溫度差引起的感熱（顯熱）交換各項(xiàng)單位均為為平流熱輸送為海面熱量收支平衡余項(xiàng)輻射傳導(dǎo)對(duì)流太陽(yáng)短波輻射99.9%的輻射能集中在0.2~4可見光（0.40~0.76），占43%紅外部分（>0.76），占49%紫外部分（<0.40），占7%。太陽(yáng)常數(shù)，

單位時(shí)間射達(dá)大氣上界的單位面積上的太陽(yáng)輻射總能量。進(jìn)入海洋的太陽(yáng)總輻射可表示為

式中，C為云量（0~1），為海面反射率（海洋平均：0.07）高度降低日照加長(zhǎng)高度降低日照減少高度大云量少

太陽(yáng)輻射通過(guò)大氣時(shí)，紫外線能量絕大部分被臭氧吸收，紅外線能量被大氣中的水汽、CO2

等部分吸收；另外部分能量又被大氣中的分子、微粒等散射，而其中一部分也可到達(dá)海洋。故射達(dá)海面的太陽(yáng)總輻射是太陽(yáng)直達(dá)輻射和散射輻射兩部分之和。輻射能量最大的波長(zhǎng)與輻射體表面絕對(duì)溫度成反比(恩維定律)，故太陽(yáng)最強(qiáng)波長(zhǎng)l=2898μm·K/6100K=0.475μm，屬短波輻射，對(duì)應(yīng)于可見光的青光波段。到達(dá)海面的太陽(yáng)輻射與大氣透明度和天空中的云量、云狀以及太陽(yáng)高度H(太陽(yáng)光線與地球表面觀測(cè)點(diǎn)的切線之間的夾角)有關(guān)。到達(dá)海面的太陽(yáng)輻射又有部分被反射到大氣中去。一年中，低緯海區(qū)的太陽(yáng)輻射要大于高緯海區(qū)；在一天內(nèi)，中午前后的太陽(yáng)輻射要大于早、晚。太陽(yáng)短波輻射的特性

海洋在吸收太陽(yáng)輻射的同時(shí)，也向大氣輻射能量，世界大洋海表溫度平均為17.4℃，由恩維定律l=2898/(273+17.4)=10μm，故稱長(zhǎng)波輻射。

海面長(zhǎng)波輻射大部分被大氣中的水汽和CO2吸收，大氣在吸收太陽(yáng)長(zhǎng)波的同時(shí)也以長(zhǎng)波形式向四周輻射，向上部分進(jìn)入太空，向下部分稱為大氣回輻射，幾乎全部被海洋吸收。所謂海面有效回輻射，即指海面長(zhǎng)波輻射與大氣回輻射(長(zhǎng)波)之差。

大氣均溫13.7℃，比海面溫度低，海面長(zhǎng)波輻射量值大于大氣回輻射，交換結(jié)果恒為海洋失去熱量。

適合于西北太平洋及我國(guó)近海的計(jì)算公式：海面有效回輻射

蒸發(fā)和水汽凝結(jié)是可逆過(guò)程。蒸發(fā)使海水變成水汽進(jìn)入大氣，海洋失去熱量；水汽凝結(jié)又將熱量釋放出來(lái)，但這部分熱量幾乎全部留在大氣中。因此蒸發(fā)只能使海洋耗熱。世界大洋因蒸發(fā)而耗去的熱量，可占入射到地球上的總輻射量的23%。海洋蒸發(fā)耗熱的計(jì)算公式：蒸發(fā)速率的空間分布：赤道?。諝庀鄬?duì)濕度大，風(fēng)速?。?；高緯海區(qū)?。鉁氐?，大氣容納的水汽量?。?；亞熱帶和信風(fēng)帶海區(qū)大（空氣干燥，氣溫高，風(fēng)速大）；大西洋灣流和太平洋黑潮區(qū)出現(xiàn)極值（暖流、冬季偏北風(fēng)）。蒸發(fā)速率的時(shí)間分布：冬季大于夏季（水溫高于氣溫，風(fēng)速大）。蒸發(fā)耗熱（潛熱）

海洋表層水溫和氣溫一般是不相等的，所以兩者之間通過(guò)熱傳導(dǎo)也有熱量交換。這一交換過(guò)程主要受制于兩個(gè)因素：海面風(fēng)速和海—?dú)鉁夭?。感熱交換（顯熱）Ta(高)海水得到熱量Ta(低)海面a)b)海水失去熱量TwTw(高)(低)層結(jié)穩(wěn)定分子熱傳導(dǎo)層結(jié)不穩(wěn)定空氣：熱力湍流和對(duì)流水體：對(duì)流海面冬季：盛行寒冷氣流，出現(xiàn)較大熱通量，尤其是灣流、黑潮；夏季：感熱交換小，寒流及上升流區(qū)可出現(xiàn)向下熱通量。蒸發(fā)Qe和感熱交換Qh的簡(jiǎn)單估算因Qh及Qe同受湍流影響，故取二者比值（Bowenratio鮑恩比，R=Qh／Qe）可粗略估算此二值，R值在赤道低緯度區(qū)間約為0.1而后漸增，于70o時(shí)約為0.45。其值可根據(jù)熱量垂直梯度及大氣含水量推知。若假設(shè)Qv及ΔQ都近于零，熱通量公式表示為除上Qh或Qe后代入R可得這樣只要知道Qs及Qb及R的值即可推算Qh及Qe。海洋年平均熱收支隨緯度的變化輻射回輻射蒸發(fā)余項(xiàng)感熱交換（QS-Qb）為通過(guò)海面進(jìn)入海水的凈輻射量。在25°N～20°S之間最大，然后隨緯度的增高而急劇減少。蒸發(fā)所耗熱量Qe的量級(jí)與（QS-Qb）相當(dāng)，但在低緯熱帶海區(qū)，則由于海面上濕度大，蒸發(fā)量顯著低于亞熱帶海區(qū)，感熱交換Qh隨緯度變化不大，且量值較小。

23°N～18°S的熱帶海域熱平衡余項(xiàng)Qt為正，即海水有凈的熱收入，溫度升高；向兩極方向的中、高緯海域Qt皆為負(fù)，即海水有凈的熱量支出，溫度降低。

對(duì)流Qv3.2海洋內(nèi)部的熱交換

海面輻射的向下輸送與透射輻射?？寺槲痛箫L(fēng)卷吸表層冷卻對(duì)流與溫躍層的消衰升降流和平流熱輸送海洋的全熱量平衡垂直輸運(yùn)水平輸運(yùn)海面輻射的向下輸送與透射輻射

對(duì)于潔凈的水：1m損失輻射55.5%，10m損失輻射77.8%，100m損失99.47%。對(duì)于渾濁的水，1m損失輻射68~82.4%，5m可達(dá)86~99%。若用于升溫，0~1m增溫的幅度約為1~2m的9.3倍，約為2~3m的20倍，渾濁的水“躍變”更明顯。

蒸發(fā)、有效回輻射、熱交換等消耗熱量風(fēng)、浪、流引起的渦動(dòng)混合向下輸運(yùn)熱量溫躍層雙躍層風(fēng)太陽(yáng)輻射?？寺槲痛箫L(fēng)卷吸定義：在埃克曼層中，由于摩擦作用使大氣發(fā)生輻合輻散，進(jìn)而使?？寺鼘禹?shù)目諝馍仙蛳鲁恋默F(xiàn)象。通過(guò)此機(jī)制，大氣邊界層與自由大氣間進(jìn)行動(dòng)量、熱量和水汽等交換。

若海域風(fēng)應(yīng)力達(dá)到一定強(qiáng)度，抽吸和卷吸會(huì)使下層冷水涌入上混合層，甚至使上混合層出現(xiàn)降溫。在上混合層水溫短期數(shù)值預(yù)報(bào)中，卷吸和抽吸是重要因素，因?yàn)檐S層強(qiáng)盛的夏季，也是熱帶風(fēng)暴和臺(tái)風(fēng)最活躍的季節(jié)。表層冷卻對(duì)流與溫躍層的消衰

春季到夏季，太陽(yáng)輻射增強(qiáng)，熱量以渦動(dòng)混合形式向下輸送，溫躍層增強(qiáng)；秋季到冬季，太陽(yáng)輻射減弱，干冷空氣增加了感熱輸送和蒸發(fā)，導(dǎo)致表層海水被冷卻后密度增大，層結(jié)不穩(wěn)定，產(chǎn)生對(duì)流混合。溫躍層削弱（溫差梯度減?。?，深度下移，直至消亡。在淺海，對(duì)流甚至可直達(dá)海底，使整層水溫區(qū)域均勻。春夏秋冬升降流和平流熱輸送由于海面的輻聚或輻散，產(chǎn)生升降流，其特征速度：10-6~10-4m/s。輻散——上升流——低溫水上升。輻聚——下降流——高溫水下降。其輸送的熱量，和所能到達(dá)的深度，都比抽吸和卷吸大得多。

“冷水舌”，“冷中心”升降流更大規(guī)模的熱輸送，由冷暖平流所產(chǎn)生。與海流流速、流量、沿流向的水平溫度梯度、溫度成層性等有關(guān)。平流輸送暖流，QA>0，熱量聚集，海水升溫。寒流，QA<0，熱量散失，海水降溫。海洋的全熱量平衡熱平衡方程海水有凈熱量收入，水溫將升高海水有凈熱量散失，水溫將降低

對(duì)于特定地點(diǎn)，不僅對(duì)于某一時(shí)刻，而且對(duì)日平均、月平均甚至年平均而言，ΔQ不為零。但對(duì)于整個(gè)世界大洋的年平均，基本平衡。

海洋與外界還不斷進(jìn)行水交換，整體上，水量收支平衡，不過(guò)它與熱平衡存在質(zhì)的差異。海洋熱量由外部熱源的太陽(yáng)輻射輸入、并受各種過(guò)程制約達(dá)成平衡。而海洋中的水量平衡則不然，其來(lái)源及支出都在地球系統(tǒng)自身之內(nèi)進(jìn)行，故又稱水循環(huán)(海洋熱平衡不能稱為熱循環(huán))

海洋中的水量收支影響著鹽度的分布與變化。3.3海洋中的水量平衡水收入：降水、徑流、融冰水支出：蒸發(fā)、結(jié)冰徑流：包括地表和地下水入海。各大洋的徑流分布極不均勻。注入徑流量最大的是大西洋，僅亞馬遜河就占全世界徑流量的20％，另還有剛果河、密西西比河及歐洲許多河流，它們使大西洋海面上升23cm/a；印度洋次之；太平洋的最大注入河流是長(zhǎng)江，但不到亞馬遜河的1/5，因太平洋寬廣，故所有陸地徑流只使其水面上升7cm/a。影響水平衡的因子

結(jié)冰與融冰：是海洋水平衡中的可逆過(guò)程。海冰被海水沖擊到陸地上使海洋失去水量，相反，陸地凍結(jié)冰的融化會(huì)使海洋水量增加。若陸地凍結(jié)冰全部融化流入海洋，將使全球海平面上升66m。結(jié)冰與融冰量目前基本平衡，但個(gè)別海域的季節(jié)不平衡情況仍存在。如南極大陸冰川以1m/d速度向海洋推進(jìn)，斷裂入海后形成巨大冰山；北極海域格陵蘭島也是冰山發(fā)源地，這些冰山終將融化，對(duì)局部海域水平衡影響不容忽視。

蒸發(fā)與降水：蒸發(fā)使海洋失去熱量的同時(shí)又失去水量。海洋每年因蒸發(fā)失去水量440×103~454×103km3，相當(dāng)于全球海平面下降125cm；降水每年使大洋獲得水量約為411×103~416×103km3。

無(wú)論是蒸發(fā)還是降水，在各海區(qū)的分布都很不均勻。蒸發(fā)在赤道附近小，南、北副熱帶最大，蒸發(fā)量達(dá)140cm，之后向高緯迅速減小，至兩極海海域不足10cm。降水隨海區(qū)變化更為復(fù)雜，除緯度大于50度的高緯度海域外，蒸發(fā)和降水的曲線幾乎是反位相的。蒸降差和鹽度的對(duì)應(yīng)關(guān)系

考慮海洋中水收支的各種因素，水量平衡方程可寫成q=P+R+M+Ui-E-F-Uo

式中：P-降水、R-陸地徑流、M-融冰、E-蒸發(fā)、F-結(jié)冰、Ui和Uo分別為海流混合使海洋獲得和失去的水量，q-研究海域在某時(shí)段內(nèi)水量交換之盈余(q＞0)或虧損(q＜0)。大洋的結(jié)冰和融冰過(guò)程從整體上講是可逆過(guò)程，可相互抵消；隨海流進(jìn)出水量也大體相等，故上式可簡(jiǎn)化為

q=P＋R-E

該式可直接應(yīng)用于某些海域，因?yàn)榇蠖嗪Ｓ蚩刹挥?jì)結(jié)冰與融冰影響；在封閉環(huán)流海域內(nèi)，可視Ui=Uo。大陸徑流、蒸發(fā)和降水是決定世界大洋水量平衡的三個(gè)基本因子。布迪科(1974)計(jì)算世界大洋總平均的R=12cm/a、P=114cm/a、E=126cm/a，故q=0，水量平衡。水平衡方程

雖然全球的水量平衡，但是不意味著某一具體海域水量必然平衡。具體說(shuō)來(lái)，太平洋的q=P＋R-E>0，水量盈余；大西洋的q=P＋R-E<0，水量損失12cm/a；北冰洋蒸發(fā)少、徑流多，水量盈余。故大西洋需要太平洋和北冰洋的水來(lái)補(bǔ)充。水量盈余使鹽度減小，反之增大。大洋的東西兩側(cè)，流向相反，它們對(duì)鹽度的影響，平均后基本抵消；大洋中部由于徑流影響小，故表層鹽度隨緯度的變化，基本上就受制于蒸發(fā)與降水之差(E-P)之變化。3.4世界大洋的溫度場(chǎng)基本特征平面分布：表層大致沿緯向呈帶狀分布，東西方向差異小，南北方向變化顯著。鉛直方向：基本呈層化狀態(tài)，且隨深度的增加水平差異逐漸減小，直至均勻。垂向變化比水平變化要大得多。時(shí)間分布：日變化和年變化。θ=θ(x,y,z,t)等值線：平面圖、剖面圖；鉛直分布曲線；時(shí)間曲線1平面分布：全球表層海水年平均溫度2.北半球平均水溫>南半球相同緯度帶內(nèi)的溫度，原因？1.年平均水溫：-2~30℃，年平均值17.4℃。太平洋>印度洋>大西洋。3.等溫線的分布，沿緯向大致呈帶狀分布，尤其在南半球40°S以南4.最高溫度出現(xiàn)在赤道附近，向兩極逐漸降低。5.在兩半球的亞熱帶到溫海帶，等溫線偏離帶狀分布。在大洋西部向極地彎曲，大洋東部向赤道彎曲，受大洋環(huán)流影響，西暖東寒。6.寒暖流交匯區(qū)，等溫線特別密集，形成極鋒（thepolarfront）300m等深線年平均水溫分布

經(jīng)向梯度明顯減小。大洋西邊界流相應(yīng)海域出現(xiàn)高溫中心。2000m等深線年平均水溫分布

水溫經(jīng)向變化更小。北大西洋東部，由于高溫高鹽的地中海水溢出直布羅陀海峽下沉，出現(xiàn)高溫區(qū)。3000m等深線年平均水溫分布

水溫趨于均勻，整個(gè)大洋水溫差不超過(guò)3℃。底層水溫主要受南極底層水影響，性質(zhì)均勻。2鉛直向分布

主溫躍層（永久溫躍層）：在不太厚的深度內(nèi)，水溫迅速遞減。以12℃為核心，其隨緯度變化規(guī)律為：在赤道海域上升，深度約為300m

在亞熱帶海域下降（北大西洋30°N達(dá)800m，南大西洋20°S達(dá)600m）。到亞極地升至海面，呈“W”分布。

大西洋準(zhǔn)經(jīng)向斷面水溫分布表層海水溫度(SST)與氣溫相近，但并不相同。與海氣相互作用有直接關(guān)聯(lián)。當(dāng)海面平靜無(wú)風(fēng)時(shí)，會(huì)形成薄層。SST與海面下幾公分處水溫可能有顯著差異，且其關(guān)系為非線性。真正SST不易測(cè)得，一般以數(shù)十公分或數(shù)米處的海水溫度代表?；旌蠈樱╩ixinglayer）混合層因海水的垂直運(yùn)動(dòng)，其溫度垂直分布近乎均溫，此層厚度因地點(diǎn)時(shí)間不同而不同，其厚度大致是0~200m。極地、地中海、下降流區(qū)等混合層較厚；赤道、上生流區(qū)等混合層較薄。溫躍層（Thermocline）定義：具有最大溫度梯度的水深區(qū)間（非嚴(yán)謹(jǐn)）。深度約為10~1000m（因地點(diǎn)時(shí)間不同而不同）。它是物理海洋學(xué)的重要因子，可想像將此層極端化，上下密度差極大，如此一來(lái)此層可視為海底，它阻止（至少改變）海流的垂直運(yùn)動(dòng)，改變聲音的傳輸，暖水向下以及營(yíng)養(yǎng)鹽向上的傳遞等。它可視為界面，如同海氣界面（海面）一樣，也能像海表面一樣產(chǎn)生波浪，稱之為內(nèi)波。

溫躍層的分布在熱帶海洋較強(qiáng)，極地海域較弱。南海常可見雙躍層。深海溝（Trench）現(xiàn)場(chǎng)溫度可能隨著水深的增加而增加。地?zé)岬挠绊憠毫Φ脑龃?，絕熱增溫。在研究深層海水運(yùn)動(dòng)和水團(tuán)分布時(shí)，采用位溫為宜。3時(shí)間變化：日變化

變幅一般不超過(guò)0.3℃。影響因子：太陽(yáng)輻射、內(nèi)波、近岸海域潮流等。單純由太陽(yáng)輻射引起的水溫日變化曲線，為一峰一谷型。水溫變化通過(guò)海水內(nèi)部熱交換向深層傳播，傳播深度取決于表層日變幅大小和水體穩(wěn)定程度。通常50m處日變化已經(jīng)很小。內(nèi)波引起的溫度變化常常掩蓋水溫的正常日變化，使其變化更復(fù)雜。潮流周期和太陽(yáng)輻射周期疊加，造成水溫變化復(fù)雜。深層變化則主要由潮流控制。年變化

中高緯度：年周期特征。熱帶海域：半年周期。影響因素：海流性質(zhì)、盛行風(fēng)系的年變化、結(jié)冰融冰等。赤道海域：年變幅小于1℃，太陽(yáng)輻射年變化小。極地海域：年變幅小于1℃，結(jié)冰融冰影響。

亞熱帶海域：變化幅度大，可達(dá)15~17℃。受太陽(yáng)輻射和洋流影響。北半球變幅>南半球變幅。北半球受盛行風(fēng)的影響，而南半球洋面廣闊，環(huán)流弱。淺海、邊緣海和內(nèi)陸海，表面水溫受大陸影響，變幅大（可達(dá)20~30℃）且不呈正規(guī)的正弦變化曲線。表層以下水溫的年變化，主要靠混合和海流，一般隨深度增加而變幅減小。3.5世界大洋的鹽度場(chǎng)和密度場(chǎng)1、鹽度的平面分布2、鹽度的鉛直分布3、鹽度的時(shí)間變化4、密度的分布變化1平面分布：全球表層海水年平均鹽度1.北大西洋>南大西洋>南太平洋>北太平洋。2.緯向帶狀分布，但從赤道向兩極呈馬鞍形的雙峰分布。3.寒暖流交匯區(qū)和徑流沖淡海區(qū)，鹽度梯度特別大。4.海洋中鹽度的最高與最低值多出現(xiàn)在一些大洋邊緣的海盆。蒸發(fā)強(qiáng)而降水徑流小，與大洋水的交換不暢通。而降水和徑流遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)蒸發(fā)量的海區(qū)，其鹽度則很小。5.冬季鹽度的分布與夏季相似，只是在季風(fēng)影響特別顯著的海域有差異距海面300m水深處年平均的鹽度

水平差異隨深度增加而減小。高鹽中心移向大洋西部。距海面2000m水深處年平均的鹽度

鹽度水平差異<0.6，分布近乎均勻。2鹽度鉛直向分布大西洋準(zhǔn)經(jīng)向斷面鹽度分布太平洋準(zhǔn)經(jīng)向斷面鹽度分布

赤道鹽度較低的海水只局限在表層。下部是有南、北半球亞熱帶海區(qū)下沉后向赤道方向擴(kuò)展的高鹽水，稱為次表層水。具有大洋鉛直方向上最高的鹽度。往下是由南、北半球中高緯度表層下沉的低鹽水層，稱為大洋（低鹽）中層水。在高鹽次表水和低鹽中層水之間，等鹽度線特別密集，形成鹽度躍層。低鹽中層水之下，高緯海區(qū)下沉形成的深層水與底層水，鹽度稍有升高。底層水主要源地是南極陸架上的威德爾海盆，大洋深層水則形成于大西洋北部海區(qū)表層以下。成因：鹽度從不同海區(qū)表層輻聚下沉，鹽度、密度性質(zhì)各異，在不同深度上散布；此外還受大洋環(huán)流制約。高鹽水舌鉛直向分布的空間差異

赤道附近：表層一層較淺的低鹽水，其下100~200m出現(xiàn)鹽度最大值，往下鹽度急劇降低，至800~1000m出出現(xiàn)鹽度最小值。其后又緩慢升高，至2000m處基本均勻。中低緯度：表層有一厚度400~500m的高鹽水，往下鹽度迅速減小，最小值出現(xiàn)在600~1000m。繼而隨深度增加而增大，至2000m處基本均勻。高緯度：表層鹽度低，隨深度增大鹽度遞升，至2000m以深，分布和中低緯度相似。3鹽度時(shí)間變化日變化：表層變幅<0.05。下層受內(nèi)波影響，變幅大于表層。近岸受潮流影響，呈潮周期變化規(guī)律。年變化：受降水、蒸發(fā)、徑流、結(jié)冰、融冰及大洋環(huán)流等因素影響。不同海域各因子相對(duì)重要性不同。整個(gè)大洋無(wú)普遍規(guī)律可循，具體海域具體分析。4大洋密度的分布變化

密度隨深度的變化主要取決于溫度，所以密度與溫度的分布類似，但是反相。水溫隨深度分布呈不均勻遞降，故海水密度隨深度增加呈不均勻增大；深水溫度變化小，密度隨壓力增大而增大。鹽度僅在河口處重要。當(dāng)極淡的水浮在海水上往往造成下層海水水質(zhì)不良。熱帶海域表層密度小，躍層強(qiáng)度大；亞熱帶海域表層密度增大，故躍層強(qiáng)度相對(duì)減弱；至極鋒向極一側(cè)，表層密度超量≥27kg·m-3，故鉛向變化相當(dāng)小。密度的分布上輕下重，密躍層（Pycnocline）與溫躍層幾乎同區(qū)間。大西洋每2°緯度帶的年平均表層溫度、鹽度和密度分布

因大洋表層密度是從赤道向兩極遞增的，故緯度越高，其表層水下沉深度越大。南極威德爾海高密度冷水(27.9kg·m-3、0℃左右)，可沿陸坡沉到海底，并向三大洋底部擴(kuò)散；南極輻聚帶冷水則只能下沉到約1000m深度層向北散布；亞熱帶高鹽水，因水溫較高，其密度較小，只能在鹽度較低、溫度很高的赤道海域低密表層水之下散布。因此，海面形成的不同密度的海水是按其密度大小沿等密面(嚴(yán)格說(shuō)是等位密面)下沉至海洋各深層的，并且下沉后都向低緯度海域擴(kuò)展。大洋中海水沿等密面下沉

湍流：海水運(yùn)動(dòng)過(guò)程中，任一水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)速度的大小和方向隨時(shí)間空間做無(wú)規(guī)則變化，這種海水運(yùn)動(dòng)稱為海洋湍流。湍流是相對(duì)于層流而言的，所謂層流是海洋中流速大小和方向相對(duì)恒定的層狀海水運(yùn)動(dòng)。

湍流的基本特征：1)隨機(jī)性；2)擴(kuò)散性；3)能量耗散性。層流中相鄰水層之間僅通過(guò)水分子熱運(yùn)動(dòng)進(jìn)行動(dòng)量和物質(zhì)的交換，而湍流主要通過(guò)海水微團(tuán)的不規(guī)則運(yùn)動(dòng)進(jìn)行動(dòng)量和物質(zhì)的交換。湍流能量的產(chǎn)生：(1)平均運(yùn)動(dòng)的速度剪切；(2)浮力生成。湍流能量的耗散：(1)粘滯性；(2)浮力耗散。3.6海洋溫、鹽、密度的細(xì)微結(jié)構(gòu)式中E為海水靜力穩(wěn)定度

混合：在動(dòng)力和熱鹽等因素作用下，具有不同水文特征的海水不斷地相互交換、混雜，從而使一定范圍內(nèi)海水水文要素的分布逐漸趨向均勻，這類海水運(yùn)動(dòng)稱為海水混合。

影響混合的主要因素：風(fēng)、風(fēng)浪、風(fēng)海流，熱鹽效應(yīng)，潮汐，內(nèi)波等。兩個(gè)或更多水團(tuán)之間疊置相交時(shí)產(chǎn)生混合效應(yīng)，它們的交界面即水團(tuán)邊界，或稱混合區(qū)、交匯區(qū)、過(guò)渡帶、鋒面、躍層等。海洋的混合海洋混合的類型

海-氣界面：海水混合最強(qiáng)烈的區(qū)域，存在強(qiáng)烈的動(dòng)力和熱力過(guò)程，包括風(fēng)、海流、海浪、結(jié)冰等。

海底混合：由潮流、海流等動(dòng)力因子引起，混合效應(yīng)通常是自海底向上發(fā)展。

海洋內(nèi)部混合：由海洋內(nèi)波引起的混合尤為重要。由于海洋內(nèi)波中水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)可導(dǎo)致很大的速度剪切，再加上它們振幅的巨大變化和內(nèi)波的破碎，常常造成海洋內(nèi)部的強(qiáng)烈混合，且可以存在于海洋中的任何區(qū)域。

“雙擴(kuò)散”效應(yīng)引起的海洋內(nèi)部混合：在層結(jié)穩(wěn)定的海洋中，只要溫度或者鹽度兩者之一具有“不穩(wěn)定”鉛直分布（即鹽度隨深度減小，或者溫度隨深度增高），由于分子熱傳導(dǎo)系數(shù)大于鹽擴(kuò)散系數(shù)（Kt≈102KS），便可能引起自由對(duì)流，從而促進(jìn)海洋的內(nèi)部混合。海洋混合的效應(yīng)渦動(dòng)混合前后溫、鹽、密度的鉛直分布對(duì)流混合前后、溫、鹽、密度的鉛直分布上層混合效應(yīng)渦動(dòng)混合：上層形成均勻水層，溫鹽、密度等于混合前的平均值，混合層下界出現(xiàn)躍層，躍層下保持混合前分布。對(duì)流混合：由于降溫增密或增鹽增密引起，混合后溫鹽、密度值不一定等于混合前平均值。因此，對(duì)流混合產(chǎn)生的均勻?qū)酉陆?，不一定同時(shí)出現(xiàn)溫、鹽躍層或不會(huì)出現(xiàn)溫鹽躍層，但肯定不會(huì)出現(xiàn)密度躍層。這是因?yàn)樵雒芟鲁恋暮Ｋ欢ㄒ鲁恋脚c其密度相同的深度才會(huì)停止，即對(duì)流混合的深度。海洋混合的效應(yīng)底層混合效應(yīng)底層混合主要由潮流和海流引起，底摩擦作用產(chǎn)生速度剪切造成湍流混合，形成下混合層。在淺水或近岸海區(qū)，自下向上發(fā)展的底層混合效應(yīng)有時(shí)可與海洋上混合層貫通，致使底層低溫水?dāng)U散到海面，形成低溫區(qū)。混合形成的躍層對(duì)海況的影響成為上、下海水交換的屏障。阻礙了熱量向下輸送。阻礙了下層高營(yíng)養(yǎng)鹽向上補(bǔ)充，海洋初級(jí)生產(chǎn)力降低。44水團(tuán)（watermass）的概念與定義1770，富蘭克林，“灣流水”

1906，科尼波維奇，“大西洋水”

1916，海蘭漢森，首次引入“水團(tuán)”

1929，德凡特，首次定義“水團(tuán)”

1947，多布羅沃爾斯基給出詳細(xì)定義：

水團(tuán)是指在世界大洋的某一確定區(qū)域（源地）內(nèi)形成的較大體積的水體，它具有獨(dú)特的物理、化學(xué)和生物特征；這些特征幾乎是長(zhǎng)期恒定不變和連續(xù)分布的；它是一個(gè)綜合整體，并作為統(tǒng)一的整體進(jìn)行傳播。大洋水團(tuán)√大洋表層水體或近海（淺海）？45

中國(guó)大百科全書（海洋科學(xué)卷，1987）：源地和形成機(jī)制相近，具有相對(duì)均勻的物理、化學(xué)和生物特征及大體一致的變化趨勢(shì)，而與周圍海水存在明顯差異的宏大水體。

內(nèi)同性：水團(tuán)內(nèi)的水體，其源地或形成機(jī)制相近，理化生物等特性相對(duì)均勻，且隨時(shí)間變化的趨勢(shì)大體一致。

外異性：水團(tuán)內(nèi)的水體與外部水體相比，在上述方面存在相對(duì)明顯的差異。

水團(tuán)的逐級(jí)可分性世界大洋——基本水團(tuán)——2級(jí)水團(tuán)46水型（watertype）及其與水團(tuán)的關(guān)系

水型：溫、鹽度均勻，在溫—鹽圖解上僅用一個(gè)單點(diǎn)表示的水體。與水團(tuán)的區(qū)別：僅關(guān)注海水性質(zhì)（溫、鹽），不涉及體積。與水團(tuán)的聯(lián)系：（1）不同水型混合后可形成水團(tuán)；（2）特定情況下，水型和水團(tuán)等價(jià)。水型是性質(zhì)完全相同的水體元的集合。水團(tuán)是性質(zhì)相近的水型的集合。水樣測(cè)值水型P水團(tuán)A47水系（watersystem）及其與水團(tuán)的關(guān)系

水系：符合一個(gè)給定條件的水團(tuán)的集合。根據(jù)溫度：暖水系和冷水系根據(jù)鹽度：沿岸水系和外海水系|g表示給定的一個(gè)條件，即將水團(tuán)集合為水系時(shí)，考察何種指標(biāo)。水體元水型水團(tuán)水系研究海域

xPAYX漸次放寬48水團(tuán)的核心和強(qiáng)度

“均勻化”的相對(duì)性。水團(tuán)核心：水團(tuán)典型特征的代表。核心較邊界更容易確定。核心部分特征性水平的升降，反映水團(tuán)特征性水平的升降。核心位置的變動(dòng)，反映水團(tuán)位置變動(dòng)的趨向。

強(qiáng)度1：水團(tuán)所占據(jù)的空間范圍，即水團(tuán)的體積。強(qiáng)度2：水團(tuán)典型特征的“水平”的升降。暖水團(tuán)：水溫升高，強(qiáng)度增大；冷水團(tuán)：水溫降低，強(qiáng)度增大。高鹽水團(tuán)/低鹽水團(tuán)。兩種強(qiáng)度的一致性。49水團(tuán)的邊界和混合區(qū)

水團(tuán)邊界：兩種性質(zhì)的不連續(xù)面。并非一個(gè)沒有厚度的幾何學(xué)上的“面”。其尺度與水團(tuán)本身比較為小量的“域”。

過(guò)渡區(qū)（混合區(qū)）：一個(gè)水團(tuán)向另一個(gè)水團(tuán)過(guò)渡的區(qū)域。混合帶：混合區(qū)在平面圖上的投影，呈帶狀。過(guò)渡層：混合區(qū)在斷面圖上的投影。躍層：鉛直向梯度大于一定的臨界值?；旌蠋В核教荻却?，穩(wěn)定度小，初級(jí)生產(chǎn)力增高。舟山漁場(chǎng)：江浙沿岸水團(tuán)、黃海水團(tuán)、東海水團(tuán)50水團(tuán)的形成和變性

主要海洋水團(tuán)所獨(dú)具的最典型的原始特征，是先從海面獲得的。取決于源地的地理環(huán)境和氣候狀況。

變性：水團(tuán)特征從高水平向低水平過(guò)渡并逐漸喪失其典型特征的過(guò)程。

第一類變性過(guò)程：在海洋外部因素誘導(dǎo)之下而發(fā)生的。熱交換，鹽度變化，大多在表層發(fā)生，擴(kuò)散、混合至下層區(qū)域變性和季節(jié)性變性

第二類變性過(guò)程：純粹由海洋內(nèi)部因素所致。水團(tuán)之間熱量和鹽量的交換，主要形式是混合。51水團(tuán)的主要指標(biāo)

均值指標(biāo)：空間，時(shí)間算術(shù)平均，加權(quán)平均，體平均，頻率分配圖……

均方差指標(biāo)：離散性（空間），變動(dòng)性（時(shí)間）

區(qū)間指標(biāo)：絕大多數(shù)（>95%)樣本變動(dòng)的范圍。正態(tài)分布：

極值指標(biāo)：非正態(tài)分布：52環(huán)流的定義

一般含義：一個(gè)海區(qū)海流的總結(jié)構(gòu)，即某個(gè)海區(qū)中各種海流的分布、變化以及構(gòu)成該海區(qū)海水“總循環(huán)”的模型。另一層含義：組成一個(gè)周而復(fù)始完整循環(huán)的諸海流的集合。北太平洋表層環(huán)流：北赤道流、黑潮、西風(fēng)漂流、加利福尼亞流。熱、鹽、風(fēng)、沖淡水對(duì)環(huán)流的影響53海流的主軸、流幅和強(qiáng)度

主軸：垂直于流向各斷面上流速最大的點(diǎn)連起來(lái)。海流主軸的變動(dòng)，對(duì)相應(yīng)海區(qū)的水團(tuán)配置和特征會(huì)產(chǎn)生明顯的影響。

流幅：海流在水平方向上的寬度（垂直于主軸斷面上，位于主軸兩側(cè)流速為零的兩點(diǎn)間距離）。

強(qiáng)度：（1）第一強(qiáng)度：流量；（2）第二強(qiáng)度：流速。兩種強(qiáng)度不一致：淺海或地形復(fù)雜處。54水團(tuán)的運(yùn)動(dòng)和海流

運(yùn)動(dòng)的形式：（1）水團(tuán)內(nèi)水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)。（2）水團(tuán)空間位置的變動(dòng)。（3）水團(tuán)的變性運(yùn)動(dòng)。

水團(tuán)運(yùn)動(dòng)和海流的關(guān)系：（1）聯(lián)系：海流對(duì)水團(tuán)的形成、變性有重要影響。（2）區(qū)別：海流（水質(zhì)點(diǎn)），水團(tuán)位移的方向運(yùn)動(dòng)的速度和距離55躍層的形成及其“屏障作用”

躍層：溫躍層（Thermocline)，鹽躍層（Halocline），密躍層（Pycnocline），聲速躍層（Soundvelocitysprin