认识海洋_第五章_海洋中的热收支和水平衡
物理海洋--整理
....... 第四章 水团分析
第一节 水团的基本概念和术语 水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海 洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化 趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。 核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流
可从纬向，经向，区域，垂向各个方面讨论。 大洋密度的时间变化 密度跃层（温度跃层）：春季形成，夏季强盛，秋冬衰亡。
第六节 海洋温度、盐度、密度的细微结构 双扩散对流：当高温高盐水和低温低盐水重叠且呈稳定层结时，若上下密度差异小，由 于分子热传导效应比盐度扩散效应强得多，则上层海水因失热较快而冷却下沉，下层则 因受热较快而增温上升，于是形成双扩散对流。 盐指：由于双扩散对流，而在界面上出现的簇状小长柱结构。 多层阶梯状结构：界面上下的水层，因升降盐指的搅拌而趋于均匀，逐渐形成多层阶梯 状结构。
小。 渗透压：渗透作用达到平衡状态时，膜两侧的压力之差。 粘度：相邻水层之间存在相对运动，由于分子不规则运动，产生动量传递，从而形成切 应力。
第一节 海洋热平衡分量
第三章 海洋表面热平衡和水平衡
穿过海表面热交换的四个过程：
来自太阳的短波辐射 ——太阳辐射能
大气与海洋之间的长波（红外光部分）辐射热交换 ——有效回辐射
混合层（从海面向下到几十米水层）， 风使该层海水充分混合，维持同温度
温跃层（混合层下温度骤变区），因季节 而异
位温：海水微团从海洋某一深处（压强为 p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压） 时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不 涉及能量交换，因此引入位温。） 第四节 盐度 绝对盐度：海水中溶解物质质量与海水质量的比值。 1978 年实用盐标：在 1 标准大气压下，15℃的环境温度下，海水样品与标准 KCL 溶液
海洋科学导论第五章
湾流
西边界流 湾流系统： 佛罗里达海流 湾流 北大西洋海流
右侧：温暖低密 左侧：低温高密
年变化 夏强冬弱
非周期性变化 ——弯曲现象
弯曲与主流断离----独立涡旋 左侧暖涡，右侧冷涡
（二）、太平洋的表面环流
亚北极海流 寒流 阿拉斯加海流 暖流
亲潮 寒流
北太平洋流 暖流
黑潮 暖流 北赤道流 暖流
30.7
流速的大小，与等值线倾斜的程度成正比
T
22.5℃ 22.6℃ 22.7℃ 22.8℃ 22.9℃ 23.0℃
S
33.2 33.3 33.4 33.5 33.6 33.7 33.8
三、地转流 海水密度均匀，等压面(海面)---等势面倾斜β角
Fz
Fx
β
fc
g
∵
Fx=gtgβ
fc=2ωvsinф
3、北半球强大的 西边界流；
4、主涡旋北部有小的 气旋式环流；
5、西风漂流绕南极大 陆流动；
6、南极大陆附近东 风漂流。
三、各大洋的表层环流 (一)大西洋
东格陵兰海流 寒流 拉布拉多海流
寒流
北大西洋流 暖流
湾流
暖流
加那利海流 寒流
北赤道流 暖流
南赤道流
暖流
巴西海流
暖流
本格拉海流 寒流 西风漂流 寒流
∴ gtgβ=2ωvsinф
地转流的速率 v g tg 2sin
y x
-z
北半球 顺流而立，右方高
南半球相反
四、地形对海流的影响 隆起地形： 北半球 上坡，向右偏转（顺时针） 下坡，向左偏转（逆时针）
南半球方向相反
第三节、风海流 一、风海流的受力分析
1、风的切应力 2、地转偏向力 3、下层海水阻力
海洋地理知识点汇总
海洋地理知识点汇总第一章海洋水体一、海水温度：1. 海洋表层温度的分布规律：由低纬向高纬递减2. 影响水温的因素：太阳辐射、洋流、深度（1）水平方向：a（纬度）低纬度>高纬度（NS方向）；全球海水最高温度出现在：西太平洋280 N。
b（洋流）暖流流经的海区水温高；寒流流经的海区水温低。
（2）垂直方向： 1 千米内随深度增加而递减， 1 千米以下水温差别不大（3）时间：同一海区，夏季>冬季二、海洋表层盐度分布规律1. 概念：单位质量海水中所含盐类物质的总量世界海洋平均盐度约为3.5%，盐度值最高的是红海4%，最低是波罗的海1%2. 规律：从南北半球的副热带海区分别向两侧的高纬度和低纬度递减。
①副热带海区盐度最高的原因：气温高，蒸发大；副热带高压控制，下沉气流为主，降水少。
②赤道海区盐度较低的原因：赤道低气压控制，蒸发量大，但降水量更大。
③高纬度海区盐度低的原因：气温低，蒸发量小；温带多雨带，多河流水注入。
④60°N比60°S海区盐度低的原因：北半球陆地面积大，河流水注入多。
3. 影响海水盐度的主要因素：（1）水平方向①气候因素——海水盐度的高低主要取决于气候因素，即降水量与蒸发量的关系。
降水量大于蒸发量，盐度较低，反之较高。
②洋流因素——同一纬度海区，有暖流经过盐度偏高；寒流经过盐度偏低。
③河流径流注入因素——有大量河水汇入的海区，盐度偏低。
④高纬度海区结、融冰量的大小（有结冰现象发生的海区，盐度偏高；有融冰现象发生的海区，盐度偏低）⑤海区的封闭度（海区封闭度越强，盐度会趋于更高或更低）、与附近海区海水的交换量等也能影响到海水的盐度高低。
（2）垂直方向：随深度的增加而增高（3）时间：夏半年盐度值低；冬半年盐度值高最高海区：红海位于副热带，降水稀少、蒸发旺盛；海区相对封闭；陆地没有淡水汇入。
达4.1 ％最低海区：波罗的海。
原因：温带海洋性气候，降水丰富，纬度较高，蒸发小；河流有大量淡水汇入；海区相对封闭。
世界海洋能量收支平衡
世界海洋能量收支平衡
世界海洋能量收支平衡指的是海洋所吸收和释放的能量之间的平衡状态。
海洋能量收支平衡是维持地球能量平衡的重要组成部分，对地球的气候和海洋生态系统起着关键作用。
海洋能量的收入主要来自太阳辐射。
太阳辐射进入海洋后，一部分被反射、散射或吸收，其中被吸收的能量会导致海洋的升温。
此外，大气中的风力也可将大量的能量转移到海洋中。
海洋能量的输出主要来自海洋表面的辐射以及热量的蒸发。
海洋表面辐射是指海洋表面释放的热量，主要通过辐射的形式向大气中传送。
另外，海洋表层的热量也会导致水分的蒸发，进而将热量带入大气中。
海洋能量收支平衡的重要性在于维持全球的能量平衡。
如果海洋能量的收入大于输出，海洋将升温，这可能导致海平面上升、冰山融化等问题。
反之，如果海洋能量的输出大于收入，海洋将变冷，这可能导致气候变化、海洋生态系统受损等问题。
因此，保持海洋能量收支的平衡对于维持地球的能量平衡和生态平衡至关重要。
这需要全球各国采取综合措施，包括减少地球大气层中的温室气体排放、保护海洋生态系统、开发可再生能源等。
(海洋科学概论课件)第四章海洋中的热收支和水平衡
A、 太阳高度h：
B、大气透明度 C、天空中的云量、云状、不同纬度和季节 D、真正进入海洋的太阳辐射
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海洋中的热收支和水平衡
3、 总辐射能分布(The distribution of total radiant energy)：
1）纬度(latitude)： A、随纬度升高而减小 B、除赤道地区外，夏半年均 高于冬半年且差值随纬度升 高而增大。 C、经向梯度夏半年小于冬半年。
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海洋中的热收支和水平衡
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辐射定律(law of radiation)：
1）斯蒂芬—波尔兹曼定律：
任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向
外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。
F为辐射体的透明系数，
F=0，绝对透明体，F=1，绝对黑体。
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海洋中的热收支和水平衡
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海洋中的热收支和水平衡
3 总辐射能分布(The distribution of total radiant energy)：
2）进入海水中的辐射能： 主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。
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辐射定律(law of radiation)：
2）维恩定律:
辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。
C=2898（µm·k） 太阳辐射能量最强的波长为？？？ 0.475µm， 称为短波辐射，
对应于可见光中的青光波段
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海洋中的热收支和水平衡
3、影响因素( influencing factors)：
第五章 海洋中的热收支和水平衡(海洋学)
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冰）
在浅海，随着季节性温跃层的生消也
会存在密度跃层的生消过程。
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3、变化
日变化：微不足道。深层有密度跃层存
在时，受内波影响会有波动，但无普遍 规律。 年变化：与温度、盐度年变化有关，综 合作用也导致了密度年变化的复杂。 多年长期变化：存在，与气候变化有关 系。
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补充 3、水温的变化
非规则变化：
西班牙圣婴，EL-Niño、La Niña现象。
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/view_set.p hp?categoryID=817 http://210.34.8.4/course/hykxdl/textbook/co ntents.html /oceano/
图12-3 渤海、黄海、东海、南海 夏季（a）和冬季（b）表层水温分布
水温的铅直向分布
• 冬半年在偏北向季风的吹掠之下，感热交换和 强烈的蒸发，使海洋的失热更加剧，涡动和对 流混合的增强，可使这一过程影响到更大的深 度。渤、黄海的全部以及东海的大部分浅水海 域，混合可直达海底，在深水区也可达100m 乃至更深. • 春、夏季水温铅直向分布的突出特点，是季节 性温跃层的形成和强盛。 • 春、夏之交在黄、东海某些海域，还有逆温分 布。
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第二节 盐度分布及变化
回顾海水盐度的定义
1902年盐度；氯度表示的盐度；1969电导盐度（R15）；实用盐标(K15）
决定盐度的要素：
蒸发降水 结冰融冰 河流的淡水输入 表层盐度与蒸发降水的关系
海流的介入
蒸发(Evaporation)与降水(Precipitation)之差(E-P)
第三节
1、水平分布
海洋课程知识点总结
海洋课程知识点总结第一章海洋的基本特征1.1 海洋的定义和概念海洋是地球上广阔的水域，占地球表面积的71%。
海洋是地球上的生命之源，对于地球上的生态平衡和气候形成起着至关重要的作用。
1.2 海洋的地理位置和分布海洋分布在地球表面的东、西半球，北、南半球，以及赤道以北、赤道以南。
根据海洋的分布区域，人们通常将大洋分为太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋和南冰洋等。
1.3 海洋与人类海洋对人类有着重要的作用，包括提供的食物、交通运输、资源开发等等。
但是，人类的活动也对海洋环境产生了不良的影响，包括污染、过度捕捞和渔业资源的减少等。
第二章海洋的物理特性2.1 海水的物理性质海水是海洋中最重要的组成成分，其物理性质包括密度、温度、盐度和压力等。
海水的密度随着温度和盐度的变化而变化，海水中的盐度受到蒸发和降雨的影响。
海水的压力随着深度的增加而增加。
2.2 海水的水文循环海水的水文循环是指海水在地球表面的运动轨迹，包括蒸发、降水、河流输送等。
水文循环对海洋的温度分布、盐度分布和营养盐的分布等都有重要的影响。
2.3 海洋的海底地貌海洋的海底地貌包括海底山脉、海沟、海岭和海山等地貌形态。
海底地貌受到构造运动和地质作用的影响，对海洋环境和生态系统的形成具有重要的影响。
第三章海洋的生物特性3.1 海洋生物的分类海洋生物包括植物、动物和微生物等。
根据其生活习性和形态特征的不同，海洋生物可以被分为浮游生物、底栖生物和游泳生物等。
3.2 海洋生物的生态系统海洋生物生活在海洋的各个生境中，形成了复杂的生态系统。
海洋生物之间存在着复杂的食物链和食物网，它们之间通过捕食、被捕食、共生等方式相互作用。
3.3 海洋生物的生物地理海洋生物的分布受到地球的自然条件和人类的活动的影响，形成了不同的生物地理区系。
生物地理区系对于海洋生物的分布和多样性有着重要的影响。
第四章海洋的化学特性4.1 海水中的溶解物质海水中溶解了大量的无机盐和有机物质。
(海洋科学概论课件)第四章海洋中的热收支和水平衡
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海洋中的热收支和水平衡
3 总辐射能分布(The distribution of total radiant energy)：
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海洋中的热收支和水平衡
Fig. 5.10 Day-time Cloudiness for January 7, 2000 from MODIS
High clouds are indicated by the white, pink and red colors while minimum cloud levels are indicated by the dark blue tones
2）进入海水中的辐射能： 主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。
海洋透光层（真光层）是指自然光穿过海水时达到光能衰减至1％的水层深度
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海洋中的热收支和水平衡
二、海面有效回辐射Qb( significant reradiation义：海面向大气的长波辐射与大气向海洋的长 波辐射之差。
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海洋中的热收支和水平衡
3、影响因素( influencing factors)：
A、 太阳高度h：
B、大气透明度 C、天空中的云量、云状、不同纬度和季节 D、真正进入海洋的太阳辐射
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海洋中的热收支和水平衡
3、 总辐射能分布(The distribution of total radiant energy)：
世界大洋表层的平均温度为17.4（13.7）oC，它向 大气辐射最强的波长？？？
海洋学第四章海洋中的热收支和水
04 海洋中的水化学
溶解氧
溶解氧的定义
溶解氧是指溶解在水中的氧气 ，是水生生物呼吸作用和有机
物质氧化分解的重要物质。
溶解氧的来源
溶解氧主要来源于大气的溶入 和水生植物的光合作用。
溶解氧的消耗
水生生物呼吸作用和有机物质 氧化分解会消耗溶解氧，同时 水体中的化学反应也会消耗溶 解氧。
鱼类和其他水生动物
鱼类
鱼类是海洋生态系统中的重要组成部分，它们通过捕食浮游 生物和其他小型生物来维持生命。同时，鱼类也是许多大型 捕食者的食物来源。
其他水生动物
除了鱼类，海洋中还有许多其他的水生动物，如鲸类、海豚 、海龟、螃蟹等。这些动物在生态系统中扮演着不同的角色 ，如捕食者、被捕食者和分解者等。
深海流的流动方向和速度可以通 过深海探测和地球物理方法进行
观测和研究。
潮汐和海浪
潮汐是由月球和太阳引力作用 引起的一种周期性海水涨落现
象。
海浪是由风力作用引起的一种 海水波动现象，可以分为风浪
、涌浪和近岸浪等类型。
潮汐和海浪对海岸带环境和人 类活动有重要影响，可以引起 海岸侵蚀、泥沙搬运和海洋能 利用等问题。
表层流的运动方向和速度可以通过卫 星遥感和漂流物等方法进行观测和研 究。
表层流的主要作用是输送热量和盐分， 对全球气候和海洋生态系统有重要影 响。
深海流
深海流是指位于深海盆地的水流， 通常由表层流的流动和地球自转
产生的水团运动形成。
深海流对全球气候和海洋生态系 统有重要影响，可以输送营养物
质和影响生物分布。
显热和潜热
显热是热量传递过程中导致温 度变化的能量，是海洋中热量
第四讲 海洋中的热收支和水平衡1 [兼容模式]
![第四讲 海洋中的热收支和水平衡1 [兼容模式]](https://img.taocdn.com/s3/m/9b471f12fc4ffe473368ab3f.png)
20132013年年5月2626日，在暴雨和海浪的冲刷下，青日，在暴雨和海浪的冲刷下，青多米岛栈桥坍塌岛栈桥坍塌5050多米多米,,栈桥变成断桥第四讲海洋中的热收支和水平衡•大气海洋的热收支平衡，•万物生长靠太阳，干革命靠。
•大气可直接吸收1/5的太阳辐射，1/5被大气反射•太阳辐射的1/2被陆地和海洋吸收，暂时储存在地球表面被海洋吸收的热量，大部分通过蒸发和红•被海洋吸收的热量大部分通过蒸发和红外辐射传递给大气•海洋剩余的热量通过海流传递到其他地方，海洋余热海传递其特别是中纬度地区大气海洋的热收支平衡•热带海洋是驱动大气环流的主要热源热海大气流的热•海洋夏天吸收热量、冬天放出热量对气候起到调节作用•由海流传递的热量不稳定，传递过程中会发生剧烈的变化，从而引发气候变化发生剧烈的变化从而引发气候变化-海气界面热收支•通过海-气界面的各种能量通量之和必须为0，否则会海洋会被加热或冷却•热收支：进入和逸出某水体的各种热通量之和海面热收支的主要因子有太阳辐射海面有效•海面热收支的主要因子有：太阳辐射、海面有效回辐射（红外）、蒸发或凝结潜热和感热交换he b S W Q Q Q Q Q ±±−=•热通量的单位为watts/m 2，乘以海面面积即为能量焦耳joules j物体的辐射••••是能量转换为热量的重要方式。
是能量转换为热量的重要方式各种辐射的波长范围••1666 年，牛顿第一个揭示了光的色学性质和颜色的秘密1666年牛顿第个揭示了光的色学性质和颜色的秘密•••任何高于0K 的物体都能以辐射的形式向外释放能量，黑体辐射能与绝对温度的4次方成正比（）4-4-28−K T F E σ=K m W 1067051.5⋅⋅×=σ•维恩位移定律黑体辐射能量最大的波长与辐射体表面的绝对温度成反比K T C /=λKm 2898⋅=μC 太阳表面温度约为•6273K ，对应的波长为0.46mμ•根据恒星发光的颜色可判断其表面温度太阳辐射能••太阳表面温度高达6000K以上，地球每年接受太阳24辐射能量约为5.5X10J，相当于人类全年消耗各种能源的8.7万倍！！！太阳辐射强度•到单位面积地表上的辐射能量。
第五章海洋中的热收支和水平衡(海洋学)
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补充 3、水温的变化
非规则变化：
西班牙圣婴，EL-Niño、La Niña现象。
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2、垂直分布
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主要取决于温度:
1)、随深度增加而不均匀的增大。
2)、低纬与主温跃层对应，出现密度 跃层。
沿各纬度分布
与主温跃层相应。热带表层海水密度小 ，密度跃层强度大，副热带表层海水密 度增大，密度跃层强度相对减弱。
极锋向极一侧，不存在跃层。
（表面密度大）
个别海域形成浅而弱的密跃层。（降水、融 冰）
第二节 海洋中的水循环
）副热带和信风带海区大（气流 下沉，空气干燥，气温高，风大
影响因子 蒸发降水 大陆径流 结冰融冰 ）
(b)季节变化：冬季最强（风速
大，水汽压差大，水温高于气温
，空气层结不稳）
第七章 大洋和中国海温盐密分布及变化
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节
大洋温度分布及变化 大洋盐度分布及变化 大洋密度分布及变化 中国海温盐分布及变化 观测手段
• 东海和南海深水海域的常年性跃层
东海北部(31ºN,127ºE)1979年各月水温铅直向分布
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第四节 观测手段
温、盐、深测量仪（ CTD 、XCTD、AXCTD）; 测 温仪(XBT、AXBT);
颠倒温度计；
浮标；潜标；
卫星遥感（微波、红外）:表皮水温、盐度
重点
• 温盐的分布特征（水平和铅直） • 海洋温跃层概念、形成及分布 • 盐度和温度对密度的影响
4 第四章海洋中的热收支和水平衡
响
机 理
海面上引起浪等破碎，增强水汽向大气的输送
三、蒸发潜热Qe
影响因素： C.水气温差
1） Twater>Tair，不稳定，增强 2） Tair>Twater，稳定，抑制
1）
大气温度低 大气中上层温度低， 下层温度高，
不稳定，发生对流混合
海洋加
热大气
大气温度低
海洋加 热大气
海洋温度高
海洋中上层温度低， 下层温度高， 不稳定， 发生对流混合
和年度变化相对较小，则Qb随纬度及季节 变化小
辐射平衡： 平均而言，全球的太阳辐射QS 比海面有效回辐射Qb 大
三、蒸发潜热Qe
比蒸发潜热：单位质量海水水变成同温度水汽所吸收热量 对海气间热交换起重要作用 平均而言，海洋每年蒸发掉约126cm厚的海水；占辐射平衡
热盈余的90% • 海面上部气层中在铅直方向上的水汽压差，是维持水蒸发
第一节 海洋热收支 （一）前述：海洋热量来源
a) 太阳辐射能 b) 海底地热、火山喷发 c) 河流径流 d) 生物、化学等过程 e) 海水运动 f) ……
第一节 海洋热收支
万 物 生 长 靠 太 阳
全球变暖-温室效应！！
第一节 海洋热收支
（一）海面热收支
海面热收支 的余项
太阳辐射
蒸发潜热
海面有效回辐射
相对湿度一定时：温度升高，海面长波辐射会增 加；但是水汽含量随温度呈指数性增加，使得大 气回辐射也迅速增加，而且比海面辐射增加的快 ，所以有效回辐射减小； 温度一定时：海面长波辐射一定，随着相对湿度 增加，大气回辐射增加，所以有效回辐射减小
年平均
冬季 夏季
二、海面有效回辐射Qb：
分布： 表面水温和海洋上层的相对湿度的日变化
海洋表面水热平衡
第二章 海洋表面热平衡与水平衡§2-1 海洋热平衡一、海洋获得的热量1．由海底进入海洋的地热：每天0.1cal/ 2cm2．海洋表层吸收的太阳辐射能：平均每天400 cal ／2cm海洋垂直剖面温度曲线：随深度增加温度降低，在海底以下随深度增加温度升高。
二、海水温度的变化 变化很慢海水温度由于温室效应略有升高，变化很慢。
在不严格的条件下，可以假定进入海洋的总热量和从海表面释放出的热量是近似相等的。
将60多年前的深层海洋温度与当前测量结果相比较，发现温度的变化是很小的。
三、太阳辐射能(s Q ) 1.大气上界太阳辐射能 （1）辐射能的数值地球的大气上界处：太阳辐射能约2-2-1cal cm min ⋅⋅（2）辐射能的变化辐射能随日-地间的距离、太阳黑子的多寡和太阳耀斑的变化而变化，变化范围仅有百分之几。
平均值叫做太阳常数1.96±0.01-2-1 cal cm min ⋅⋅。
太阳辐射能在宇宙空间传递过程中，损耗可以忽略。
大气层外层相当于温度为6 000℃的黑体辐射源。
（3）辐射能的组成约49％的能量是可见光谱，其波长在0.4～0.7 m μ之间； 9％是紫外光谱； 42％是红外光谱。
（4）地球获得的太阳能射达地球大气外界的太阳能量:等于太阳常数乘以地球的截面积理论上射达地球的太阳能平均约为0.49-2-1cal cm min ⋅⋅。
或者700-2-1cal cm d ⋅⋅。
在假定没有云层或大气吸收的条件下，在两极:太阳能量的变化范围是0～1100 -2-1cal cm d ⋅⋅ 在42o纬度处:变化范围大约为300～900 -2-1cal cm d ⋅⋅。
(5)在真实大气中太阳辐射能的分配以理论上射达地球的太阳能0.49-2-1cal cm min ⋅⋅为100%计算 云层吸收：3%；水蒸气、烟雾和空气分子吸收：16%； 反射或散射回到太空：30%加热陆地、海洋和冰原：51%(6)云量和反射率对射达海面太阳辐射的影响低层云密集覆盖:把80％的太阳能吸收或反射回太空中，只有20％～25％的能量可以到达海面。
物理海洋侍茂崇整理
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物理海洋(侍茂崇)--整理
第四章 水团分析 第一节 水团的基本概念和术语 水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海
洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化 趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。 核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流
第二节 水团的划分 水团的地理学分析法：根据海洋物理、化学等要素的空间分布和时间变化，进行综合分
析，并对它们的变化特征和环流结构进行描述。 梯度边界法，等值线边界法，最大稳定度法，生物指标法 T-S 点聚图：在直角坐标系中，横坐标是温度（盐度），纵坐标是盐度（温度），将实际
观测的温盐资料点在坐标图的相应网格点上。由于实际海洋是运动的，不同水团间发生 着不间断的混合和变性，从而一个水团表征为一个点集，存在多个水团的海区在 T-S 坐 标系则是一群点集。
由于位涡 必须守恒，f 增加时，水体产生一个顺时针旋转， 为负以补偿 f 的增量；f 减小时，则相反。水体以起始位置前后摆动，并向西传播，便是 罗斯贝波。 罗斯贝波总是相对气流向西传播，即使流向向东。在中高纬度，风应力变化 的信息是通过罗斯贝波向西传播的；在赤道则是通过西向罗斯贝波和东向开 尔文波传递风场变化信息的。
混合层（从海面向下到几十米水层）， 风使该层海水充分混合，维持同温度
温跃层（混合层下温度骤变区），因季节 而异
位温：海水微团从海洋某一深处（压强为 p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压） 时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不 涉及能量交换，因此引入位温。）
第五节 季风环流（风随季节而变，以印度洋最为显著） 印度洋环流：印度洋环流是在印度洋，因季风盛行，因而洋流也产生季节性
海洋学知识重点
牢记：第一章 绪论依《联合国海洋法公约》与《中华人民共和国领海和毗连区法》等，属中国管辖的海域面积，相当于陆地国土面积的1/3（300万平方公里）。
第二章 地球系统与海底科学地球上互相连通的广阔水域构成统一的世界海洋。
根据海洋要素特点及形态特征，可将其分为主要部分和附属部分。
主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。
大洋中脊又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。
第三章 海水的物理特性和世界大洋的层化结构海水的盐度的平均值约是35psu水的密度变化有反常，3.984℃时密度最大海面热收支：太阳辐射（进入海洋中的）、海面有效回辐射（长波辐射）、蒸发或凝结潜热以及海气之间的感热交换。
海洋中的水循环影响因子：蒸发、降水、大陆径流、结冰与融冰。
世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水量之差。
(E-P)~S 成正比例。
主温跃层（永久性温跃层）：低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减。
这层铅直梯度较大的水层就是大洋主温跃层，它不随季节变化。
中国大百科全书（海洋卷，1987）对水团的定义是：“源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。
”海水混合的形式有三种：分子混合、涡动混合（湍流混合）和对流混合。
第五章 海洋环流海流：是指海水大规模相对稳定的流动 。
“大规模”：它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流域；“相对稳定”：在较长的时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。
海流的成因：一是海面上的风力驱动，它形成风生海流。
二是海水的温盐变化。
海流流速的单位，按SI 单位制是米每秒，记为m/s;流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。
流向记为0°（北），向东流动则为90°。
流向与风向的定义恰恰相反，压强梯度力水平分量（大约1cm:1km 的斜面上向下滑动所受的力），是引起海水运动的重要作用力。
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2、影响因素：
1)太阳高度h（太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角）
C h B Eh E A
Q E AC AC E E sin( h ) E h Q AB Eh AB
5
2)大气透明度 3)天空中的云量、云状
8
二、海面有效回辐射Qb：
定义：
海面向大气的长波辐射与大气 向海洋的长波辐射之差
影响因素：
A、海面ห้องสมุดไป่ตู้温 B、空气中的湿度 C、云量、云状
分布：
表面水温和海洋上层的相对湿 度的日变化和年度变化相对较 小，则Qb随纬度及季节变化小
Qs Qb 0
辐射平衡
晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化
20
局部地区各大洋的情况
北冰洋： 径流大，蒸发量小，水量盈余，盐度低，冰点升 高，易结冰。 太平洋： 降水最多，降水+径流>蒸发，水量盈余，平均盐 度低。 大西洋： 降水少，蒸发>降水+径流，导致水位损失 12cm/a。平均盐度高。
本章重点掌握
• 影响海面热收支的因素； • 海洋表面辐射平衡热盈余的物理意义； • 影响或控制海面蒸发的条件和因素.
广西柳州
平流雾 2009-03-20
山东烟台
平流雾 2009-02-11
10
四、感热交换Qh
辐射平衡的约10%
海气温度不等，通过热传 导也有热量传递。 有两个影响因素： 海面风速和海气温差 分布： 寒暖流区较强 季节变化： 冬季强，夏季较小
Bowen比 Qh/Qe
11
五、世界大洋海面年平均热收支随 纬度变化
7cm/a。
4、结冰与融冰: 局地影响
16
18
二、水平衡方程
1、方程
q P E ( M F ) R (Ui Uo )
对整个世界大洋、全年或多年平均
q PER0
19
2、水平衡对盐度的影响
世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水 量之差。 (E-P)~S 低纬度海区：降水大于蒸发,P-E>0, S低。 副热带海区：蒸发大于降水,P-E<0，S高。 副极地海区：多云带，蒸发少，S低。
3、总辐射能分布：
随纬度的分布： 1)、全年总辐射能随纬 度升高而减小； 2)、除赤道地区外，夏 半年均高于冬半年，且 差值随纬度升高而增大； 3)、经向梯度夏半年小 于冬半年。
6
进入海水中的辐射能： 主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。
7
为什么海洋底部冷？
图：向海洋中传递的太阳辐射能量
第四章 海洋中的热收支和水平衡
第一节 海洋热收支 （一）海面热收支 （二）海洋内部热交换 第二节 海洋中的水平衡（循环）
2
第一节
海洋热收支
（一）海面热收支
太阳常数 1367W/m2 或 8.16J/(cm2*min)
Qt Qs Qb Qe Qh
短波辐射
？
长波辐射
3
P.79
14
（二）海洋内部热交换
一、铅直方向上的热输运Qz 湍流 （从上往下） 对流（从下往上） 二、水平方向热输送QA 海流；经线方向明显 三、海洋中全热量平衡
Qt Qs Qb Qe Qh Qz QA
15
第二节 海洋中的水平衡（循环）
P.81
一、影响因子：
1、蒸发：热量、水量消耗的过程。44万km3. 124~126cm/a 2、降水：41万km3,113.7cm/a.各大洋分布不均匀。与大气环 流有关。 3、大陆径流、地下水：2.92万km3,大西洋最多，亚马逊(第 一径流)，密西西比(第二大河)，刚果，全部注入大西洋， 可使海面上升23cm/a. 印度洋次之，太平洋最少。长江(第 三径流)只及亚马逊18.9%。全部注入，使太平洋海面上升
9
三、蒸发潜热Qe
辐射平衡的约90%
对海气间热交换起重要作用 蒸发使海洋失热 影响因素： A.水气温差 B.大气中水汽垂直分布 C.风速 分布及变化：P.78 (a)经向（南北）：赤道蒸发量小（相对湿度大，风 速小）高纬度海区小（温度低，水汽含量少）副热带和 信风带海区大（气流下沉，空气干燥，气温高，风大） (b)季节变化：冬季最强（风速大，水汽压差大，水 温高于气温，空气层结不稳）
电磁波谱 波长与频率的对应关系
4
一、太阳辐射Qs：
1、辐射定律：（P.74） 4 斯蒂芬—波尔兹曼定律：E FTK 任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射 的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4 次方成正比。 维恩（Wien）定律： C / TK 辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对 温度成反比。 C=2898微米/K