海-陆-气相互作用-第一讲
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海气相互作用的基本含义：海洋通过加热影响大气运动，大气 运动通过切应力对海流产生影响，使海水产生风吹流和上翻运 动，使海温分布发生变化，从而影响到加给大气的热量。
8
研究意义：不仅有助于揭露预报大气和海
洋环境方面的需要了解的一些科学问题，而
且对渔业、航海、海洋资源的开发利用和随
之而起的海洋工程、对全球气候乃至人类生
风生环流及部分热盐环流仅仅发生在海洋 1~2000m左右以上的海洋上、中 层，即海洋斜压层（又称海洋对流层）中，而海洋深层（即海洋平流层）
大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量 全部为热盐环流。
48
海洋表层环流（风生环流）
黑潮（日本暖流）：得名于其较其他正常海水的颜色深，这是由于黑潮内所
（5）海水的流动性：海水是一种流体，通过水平和 垂直运动，可使海洋获得的热量通过平流和乱流向 其他地方和海洋深层传播。
因此，热带海洋在调节大气环流和气候变化 中起着非常重要的作用。 结论：海洋不仅是大气的热源和水源而且积 极参与大气的热量平衡和水分平衡，海洋和 大气之间存在着广泛的物质和能量的交换。
The climate system
4
Sun
9
.008916 .074074
Atmosphere
7
.188615 .336077
5
.500000 .663923
3
.811385
1
2
3
水 分
动 量
Sea Ice
热 量
.925926
1 1 3 5
.991084
25 75 125 180 255 360 500 680 900 1160 1455 1775 2115 2475 2850 3235 3625 4015 4405 4800
海-陆-气相互作用
周顺武
南京信息工程大学大气科学学院
课程主要讲述内容
热带海气相互作用
1、热带太平洋海气相互作用 （ENSO，季风-ENSO相互作用) 2、热带大西洋海气相互作用 3、热带印度洋海气相互作用 中高纬度海气相互作用
陆气相互作用
主要参考书
1. 刘秦玉等：热带海洋-大气相互作用（2013） 2. Wang Chunzai, Shang-Ping Xie, James carton, Earth’s Climate:
巨大变化的薄薄一层。
由于在开阔海域，盐度几乎是稳定的，而压力对
密度只有很轻微的影响，因此温度就成为影响海
水密度的一个最重要的因素。大洋表面的海水温
度较高，因此它的密度就比深处的冷水要小。
温度和密度在温跃层发生迅速变化，使得温跃层
成为生物以及海水环流的一个重要分界面。
正常风场条件下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的分布
Land
Ocean
7 9
11
13 15
17
19
All Earth 71% water 29% land Northern Hemisphere 61% water 39% land Southern Hemisphere 81% water 19% land
7
海气相互作用的基本特征
含的杂质和营养盐较少，阳光穿透过水的表面后，较少被反射回水面
49
洋流
洋流又称海流（Ocean current）：海水大规 模相对稳定的流动，它是海洋中大规模的海 水以相对稳定的速度所作的定向流动。地球 上的洋流分布主要受盛行风、海水密度不均
匀、地转偏向力、海底地形、海岸轮廓和岛
屿等影响。流动方向既有水平方向的，也有
原因：1、地处副热带海区，常年受副高控制，
降水少，蒸发旺盛。 2、周围沙漠广布，几乎无径流注入。
世界盐度最低海区： 波罗的海(<1%）
原因：1、受副极地低气压带和西风影响， 降水较多，纬度高，蒸发弱。 2、周围陆地有大量淡水汇入。
为什么长江口附近海域夏季盐 度远低于冬季？
夏季陆地降水量大，河流注入海洋的
Ocean-Atmosphere Interaction. (AGU，2004)
3. 张学洪等：大洋环流和海气相互作用的数值模拟讲义
（2013）
4. 李建平等主编：亚印太交汇区海气相互作用及其对我国短
期气候的影响（上、下卷）（2011）
5. 董文杰等：陆-气相互作用对我国气候变化的影响（2005）
海—气相互作用
混和层和温跃层
海洋上层的温度比深层要高，受到大气影响，在
海洋表面向下的几十米的水层里，风浪和海流引
起的湍流混合十分强烈，海水温度的垂直变化很
小，因此被称为混合层。但到某一个高度以后，
很快遇到一个教薄的水层，其海水温度随深度的
变化特别剧烈，这一区域被称之为温跃层。
赤道太平洋
混和层
温跃层
温跃层
位于海面以下100—200 m左右的、温度和密度有
降水量＞蒸发量：盐度小
（1）气候： 降水量＜蒸发量：盐度大 （2）淡水注入： （3）洋流 盐度小 暖流：盐度大 寒流：盐度小
海洋表层盐度随纬度的变化
A B
北半球高纬盐 度低，因为陆 地多，有淡水 注入。
D
蒸发 ＞ 降水
C
降水 ＞
蒸发 ＞ 降水
蒸发
E
波罗的海
红海
世界大洋平均盐度：3.5%
世界盐度最高海区：红海（4.1%）
一．海洋的气候学特征（海洋对大气的重要性）
二．全球海温分布（温跃层） 三．海水盐度 四．海水运动 （洋流、信风）
§1. 海洋的气候学意义
（1）海洋的巨大面积和质量：海洋表面积大，约占 地球表面71%，因而达到地球表面的太阳辐射能大 部分被洋面吸收再转化为其他形式的能量稳定地加
热大气。
因此，海洋是大气主要热源。
上，有时能达到1a或更长时间。
1月份北太平洋各点海温与(130E, 30N)海温异常的相关系数分布
20
2、在时间上的持续性要持续到月的量级
1 0.8
0.6
北太平洋海温 海 冰 热带太平洋海温 700hPa高度场
0.4
0.2
0 1 -0.2 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
-0.4
热带太平洋海温、北太平洋海温、北极海冰和700hPa高度月自相关系数 （横坐标表示时间，单位：月；纵坐标表示相关系数）
（4）海水巨大的热惯性：由于海水比热大，比土壤， 更比空气具有更大的热惯性，海水的热容量约为大气 的1200倍，成为巨大的热量“储存器”。海洋巨大的 热惯性使得海面温度的变化比陆面温度的变化小得多， 它对大气温度的变化起着缓冲器和调节器的作用。如 果将100m深的全球海洋的温度降低0.1℃，则释放出 来的热量能使全球对流层中的空气温度升高6℃。
洋流
全球海表面年平均温度（℃）
夏 季 平 均 海 温
冬 季 平 均 海 温
海表面温度分布特征
结论：海表面温度成条带状，沿纬度增加而逐
渐减小，一般来说，低纬度海区的水温，高于高
纬度海区的水温。同一海区的水温，夏季高些，
冬季低些；同纬度海区，有暖流流经的海区水温
要比有寒流流经的海区高。东、西边界等温线弯
海温随深度增加而递减：表层高，随深度增加而降低。
根据海水垂直分布的特点，可分为三层：
由海面向下数10m左右的表层一般称为混
合层，以下100-1500m的范围叫温度跃层，
再下就是冷水层。海洋的表层在海气相互
作用下，水体性质因充分混合而均一，接
近同温状态，称为混合层 。
33
海水的温度分布（垂直）
34
淡水比冬季多，稀释作用更强。
海水表面盐度的分布规律：
总的来说，从低纬到高纬，海水盐度主要
取决与蒸发量和降水量之差。
由南北半球副热带海区，分别向两侧高、 低纬度递减。
大 西 洋
盐度大 密度大 水位低
密度流
补偿流 地 中 海
盐度小 密度小 水位高
直布罗陀岩床 直布罗陀海底山脊
温盐环流（热盐环流）
Deep ocean currents
21
3、在强度上要大到长波辐射量的1/10，即 大约22W/m2。
海面温度变化1K，感热及潜热输送可变化20
～30W/m2，在强对流情况下可变化40～ 80W/m2。
因此，海温是短期气候预测最主要因子。
22
§2. 全球海温分布
一、全球海表面温度（Sea Surface Temperature）分布 海水热量收入：太阳辐射；海水热量支出：海水蒸发
（2）海洋面积大，海水质量大约为大气的250倍，海
面蒸发约占地表总蒸发的84%，此外，全球约90% 的降水在海洋；约10%的降水在陆地。 可见，海洋是大气主要水源。
海气相互作用：主要指物质（水）和能量（热）的交换。
（3）海水的辐射特性：海水对太阳的短波辐散具有吸 收率高、渗透率高的特性，海水对太阳短波辐散的吸 收率在84～95%之间，比陆地高出10～20%；此外， 陆地对太阳辐射的吸收仅在地表，而海水可达几十米， 有利于热量的存储。
2、在时间的持续性要具有与天气异常同量级 的周期，月尺度； 3、在强度上要大到长波辐射量的1/10，即45卡 /cm2· 日。
海洋热源完全符合异常热源的三个标准。
1、在几何的广度上至少要大于1000km；
海水温度异常一般是大尺度的，例如经常北太平洋面积的 1/2到1/3保持同一符号的海温距平，并且时间可维持0.5a以
亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬和高纬之
间需要很强的经向能量输送，而海洋环流在经向能量
输送中发挥重要作用。
2. 到达地球的辐射有一半被表面蒸发潜能所平衡，而蒸 发过程主要发生在海洋表面。 因此对发生在海气交界面上的物理过程及其变化的理 解水平和模拟能力将直接影响气候预测的准确程度。
11
海洋的大尺度特征（若干事实）及 其在气候上的重要性
温跃层把热带海洋分隔成上下两个不同热力性 质的海水层，上层为暖水层，而下层则为冷水层。赤 道太平洋东部20℃等温线一般位于50m深处，但向西 逐渐倾斜，在赤道太平洋西部一般位于200m深处。 因此，温跃层也被气象和海洋学家成为斜温层。
§3. 海水表面盐度
1、概念：
海水中溶解盐质量／海水质量
2、影响因素：
海－气热量交换
太阳辐射 海洋 潜热输送 海洋长波辐射
大气逆辐射
大气
海洋是大气最主要的热量储存库。
海－气水分交换
蒸发 降水
海洋
Fra Baidu bibliotek大气
海洋是大气中水气最主要的来源。
异常热源
对于一个能够造成气候异常的热源，必须具备 三个条件： 1、在几何空间上应大到与温度、气压异常的 空间尺度相当的量级，≥103km；
北半球海水热量收支随纬度的变化
海水温度随纬度变化。
原因：太阳辐射的纬度变化，气温的纬度变化（除此
之外，沿岸地形、洋流等对海水温度也有影响。）
全球海表面纬向平均温度随纬度分布（℃）
全球海表面温度分布
（1）变化规律： 从赤道向两极递减 （2）影响因素：
时间 太阳辐射 空间 夏季温度高 冬季温度低
低纬温度高 高纬温度低 暖流温度高 寒流温度低
曲方向相反。太平洋西暖东冷。
§2. 全球海温分布
二、深层海水温度变化规律（海温的垂直分布）
2004年6月沿赤道太平洋次表层月平均海温深度－经度剖面
印 度 洋 海 水 温 度 剖 面 图
深层海水温度变化规律
原因：太阳辐射入海的光能被表层海水吸收，因此 海表面温度高于海洋内部。 1000m以内，降温快；1000m以下，变化小。
垂直方向的。
风
90
60
90
60
西南风 海
东北信风 东南信风 西北风
30 0 30 60
西风漂流 30 北赤道暖流 0 南赤道暖流 西风漂流 30
60
流 90
90
总结：世界洋流模式图 （1）BC----中低纬洋流 90 北顺南逆 东寒西暖 A 60 （2）A---北半球中高纬 逆时针 东暖西寒 30 B （3）南半球中高纬 0 横贯东西的西风漂流 C （ 4 ）北印度洋 --季风洋流 30 冬---东北风---向西流—逆 60 夏---西南风—向东流—顺
46
§3. 海水运动
一、海水运动形式
1、波浪 （风浪、海啸） 2、潮汐 3、洋流
二、洋流
1、分类：
暖流
（1）按性质分类： 寒流
赤道
风海流
（2）按成因分类：
密度流
补偿流
海洋环流
海洋环流：海水及海水中各种物理量、化学量循环于世界大 洋的一种自然现象，简称海流。
海流按其成因分为两种：
风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海流，自成 循环体系。动力学原因所生成的海流，亦是通常所说的洋 流。 热盐环流：由于广大洋面受热、冷却、蒸发和降水不均匀 所造成的海水温度和盐度变化，导致密度分布的不均匀形 成的热力学海流，称为热盐环流，也成温盐环流。
存环境变化的预测等方面都有十分重要的实 际意义。
9
气候预测能力的提高归根结底取决于对影响
气候变化因子及机理的揭示，对关键物理过
程的认识和高性能气候模式的发展，而海陆
气相互作用是决定短期气候变化的根本原因。 因此，揭示海气相互作用的物理过程及机理 是提高短期气候预测能力的关键。
10
海气相互作用在气候系统圈层相互作用的研究中占有 重要地位。 1.大气上界的净辐射通量在低纬地区盈余，在高纬地区
8
研究意义：不仅有助于揭露预报大气和海
洋环境方面的需要了解的一些科学问题，而
且对渔业、航海、海洋资源的开发利用和随
之而起的海洋工程、对全球气候乃至人类生
风生环流及部分热盐环流仅仅发生在海洋 1~2000m左右以上的海洋上、中 层，即海洋斜压层（又称海洋对流层）中，而海洋深层（即海洋平流层）
大洋环流形成的根本原因：风应力、热通量、淡水通量 全部为热盐环流。
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海洋表层环流（风生环流）
黑潮（日本暖流）：得名于其较其他正常海水的颜色深，这是由于黑潮内所
（5）海水的流动性：海水是一种流体，通过水平和 垂直运动，可使海洋获得的热量通过平流和乱流向 其他地方和海洋深层传播。
因此，热带海洋在调节大气环流和气候变化 中起着非常重要的作用。 结论：海洋不仅是大气的热源和水源而且积 极参与大气的热量平衡和水分平衡，海洋和 大气之间存在着广泛的物质和能量的交换。
The climate system
4
Sun
9
.008916 .074074
Atmosphere
7
.188615 .336077
5
.500000 .663923
3
.811385
1
2
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水 分
动 量
Sea Ice
热 量
.925926
1 1 3 5
.991084
25 75 125 180 255 360 500 680 900 1160 1455 1775 2115 2475 2850 3235 3625 4015 4405 4800
海-陆-气相互作用
周顺武
南京信息工程大学大气科学学院
课程主要讲述内容
热带海气相互作用
1、热带太平洋海气相互作用 （ENSO，季风-ENSO相互作用) 2、热带大西洋海气相互作用 3、热带印度洋海气相互作用 中高纬度海气相互作用
陆气相互作用
主要参考书
1. 刘秦玉等：热带海洋-大气相互作用（2013） 2. Wang Chunzai, Shang-Ping Xie, James carton, Earth’s Climate:
巨大变化的薄薄一层。
由于在开阔海域，盐度几乎是稳定的，而压力对
密度只有很轻微的影响，因此温度就成为影响海
水密度的一个最重要的因素。大洋表面的海水温
度较高，因此它的密度就比深处的冷水要小。
温度和密度在温跃层发生迅速变化，使得温跃层
成为生物以及海水环流的一个重要分界面。
正常风场条件下，沿赤道太平洋海平面高度呈西高东低的分布
Land
Ocean
7 9
11
13 15
17
19
All Earth 71% water 29% land Northern Hemisphere 61% water 39% land Southern Hemisphere 81% water 19% land
7
海气相互作用的基本特征
含的杂质和营养盐较少，阳光穿透过水的表面后，较少被反射回水面
49
洋流
洋流又称海流（Ocean current）：海水大规 模相对稳定的流动，它是海洋中大规模的海 水以相对稳定的速度所作的定向流动。地球 上的洋流分布主要受盛行风、海水密度不均
匀、地转偏向力、海底地形、海岸轮廓和岛
屿等影响。流动方向既有水平方向的，也有
原因：1、地处副热带海区，常年受副高控制，
降水少，蒸发旺盛。 2、周围沙漠广布，几乎无径流注入。
世界盐度最低海区： 波罗的海(<1%）
原因：1、受副极地低气压带和西风影响， 降水较多，纬度高，蒸发弱。 2、周围陆地有大量淡水汇入。
为什么长江口附近海域夏季盐 度远低于冬季？
夏季陆地降水量大，河流注入海洋的
Ocean-Atmosphere Interaction. (AGU，2004)
3. 张学洪等：大洋环流和海气相互作用的数值模拟讲义
（2013）
4. 李建平等主编：亚印太交汇区海气相互作用及其对我国短
期气候的影响（上、下卷）（2011）
5. 董文杰等：陆-气相互作用对我国气候变化的影响（2005）
海—气相互作用
混和层和温跃层
海洋上层的温度比深层要高，受到大气影响，在
海洋表面向下的几十米的水层里，风浪和海流引
起的湍流混合十分强烈，海水温度的垂直变化很
小，因此被称为混合层。但到某一个高度以后，
很快遇到一个教薄的水层，其海水温度随深度的
变化特别剧烈，这一区域被称之为温跃层。
赤道太平洋
混和层
温跃层
温跃层
位于海面以下100—200 m左右的、温度和密度有
降水量＞蒸发量：盐度小
（1）气候： 降水量＜蒸发量：盐度大 （2）淡水注入： （3）洋流 盐度小 暖流：盐度大 寒流：盐度小
海洋表层盐度随纬度的变化
A B
北半球高纬盐 度低，因为陆 地多，有淡水 注入。
D
蒸发 ＞ 降水
C
降水 ＞
蒸发 ＞ 降水
蒸发
E
波罗的海
红海
世界大洋平均盐度：3.5%
世界盐度最高海区：红海（4.1%）
一．海洋的气候学特征（海洋对大气的重要性）
二．全球海温分布（温跃层） 三．海水盐度 四．海水运动 （洋流、信风）
§1. 海洋的气候学意义
（1）海洋的巨大面积和质量：海洋表面积大，约占 地球表面71%，因而达到地球表面的太阳辐射能大 部分被洋面吸收再转化为其他形式的能量稳定地加
热大气。
因此，海洋是大气主要热源。
上，有时能达到1a或更长时间。
1月份北太平洋各点海温与(130E, 30N)海温异常的相关系数分布
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2、在时间上的持续性要持续到月的量级
1 0.8
0.6
北太平洋海温 海 冰 热带太平洋海温 700hPa高度场
0.4
0.2
0 1 -0.2 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
-0.4
热带太平洋海温、北太平洋海温、北极海冰和700hPa高度月自相关系数 （横坐标表示时间，单位：月；纵坐标表示相关系数）
（4）海水巨大的热惯性：由于海水比热大，比土壤， 更比空气具有更大的热惯性，海水的热容量约为大气 的1200倍，成为巨大的热量“储存器”。海洋巨大的 热惯性使得海面温度的变化比陆面温度的变化小得多， 它对大气温度的变化起着缓冲器和调节器的作用。如 果将100m深的全球海洋的温度降低0.1℃，则释放出 来的热量能使全球对流层中的空气温度升高6℃。
洋流
全球海表面年平均温度（℃）
夏 季 平 均 海 温
冬 季 平 均 海 温
海表面温度分布特征
结论：海表面温度成条带状，沿纬度增加而逐
渐减小，一般来说，低纬度海区的水温，高于高
纬度海区的水温。同一海区的水温，夏季高些，
冬季低些；同纬度海区，有暖流流经的海区水温
要比有寒流流经的海区高。东、西边界等温线弯
海温随深度增加而递减：表层高，随深度增加而降低。
根据海水垂直分布的特点，可分为三层：
由海面向下数10m左右的表层一般称为混
合层，以下100-1500m的范围叫温度跃层，
再下就是冷水层。海洋的表层在海气相互
作用下，水体性质因充分混合而均一，接
近同温状态，称为混合层 。
33
海水的温度分布（垂直）
34
淡水比冬季多，稀释作用更强。
海水表面盐度的分布规律：
总的来说，从低纬到高纬，海水盐度主要
取决与蒸发量和降水量之差。
由南北半球副热带海区，分别向两侧高、 低纬度递减。
大 西 洋
盐度大 密度大 水位低
密度流
补偿流 地 中 海
盐度小 密度小 水位高
直布罗陀岩床 直布罗陀海底山脊
温盐环流（热盐环流）
Deep ocean currents
21
3、在强度上要大到长波辐射量的1/10，即 大约22W/m2。
海面温度变化1K，感热及潜热输送可变化20
～30W/m2，在强对流情况下可变化40～ 80W/m2。
因此，海温是短期气候预测最主要因子。
22
§2. 全球海温分布
一、全球海表面温度（Sea Surface Temperature）分布 海水热量收入：太阳辐射；海水热量支出：海水蒸发
（2）海洋面积大，海水质量大约为大气的250倍，海
面蒸发约占地表总蒸发的84%，此外，全球约90% 的降水在海洋；约10%的降水在陆地。 可见，海洋是大气主要水源。
海气相互作用：主要指物质（水）和能量（热）的交换。
（3）海水的辐射特性：海水对太阳的短波辐散具有吸 收率高、渗透率高的特性，海水对太阳短波辐散的吸 收率在84～95%之间，比陆地高出10～20%；此外， 陆地对太阳辐射的吸收仅在地表，而海水可达几十米， 有利于热量的存储。
2、在时间的持续性要具有与天气异常同量级 的周期，月尺度； 3、在强度上要大到长波辐射量的1/10，即45卡 /cm2· 日。
海洋热源完全符合异常热源的三个标准。
1、在几何的广度上至少要大于1000km；
海水温度异常一般是大尺度的，例如经常北太平洋面积的 1/2到1/3保持同一符号的海温距平，并且时间可维持0.5a以
亏损，为保持整个系统的能量平衡，在低纬和高纬之
间需要很强的经向能量输送，而海洋环流在经向能量
输送中发挥重要作用。
2. 到达地球的辐射有一半被表面蒸发潜能所平衡，而蒸 发过程主要发生在海洋表面。 因此对发生在海气交界面上的物理过程及其变化的理 解水平和模拟能力将直接影响气候预测的准确程度。
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海洋的大尺度特征（若干事实）及 其在气候上的重要性
温跃层把热带海洋分隔成上下两个不同热力性 质的海水层，上层为暖水层，而下层则为冷水层。赤 道太平洋东部20℃等温线一般位于50m深处，但向西 逐渐倾斜，在赤道太平洋西部一般位于200m深处。 因此，温跃层也被气象和海洋学家成为斜温层。
§3. 海水表面盐度
1、概念：
海水中溶解盐质量／海水质量
2、影响因素：
海－气热量交换
太阳辐射 海洋 潜热输送 海洋长波辐射
大气逆辐射
大气
海洋是大气最主要的热量储存库。
海－气水分交换
蒸发 降水
海洋
Fra Baidu bibliotek大气
海洋是大气中水气最主要的来源。
异常热源
对于一个能够造成气候异常的热源，必须具备 三个条件： 1、在几何空间上应大到与温度、气压异常的 空间尺度相当的量级，≥103km；
北半球海水热量收支随纬度的变化
海水温度随纬度变化。
原因：太阳辐射的纬度变化，气温的纬度变化（除此
之外，沿岸地形、洋流等对海水温度也有影响。）
全球海表面纬向平均温度随纬度分布（℃）
全球海表面温度分布
（1）变化规律： 从赤道向两极递减 （2）影响因素：
时间 太阳辐射 空间 夏季温度高 冬季温度低
低纬温度高 高纬温度低 暖流温度高 寒流温度低
曲方向相反。太平洋西暖东冷。
§2. 全球海温分布
二、深层海水温度变化规律（海温的垂直分布）
2004年6月沿赤道太平洋次表层月平均海温深度－经度剖面
印 度 洋 海 水 温 度 剖 面 图
深层海水温度变化规律
原因：太阳辐射入海的光能被表层海水吸收，因此 海表面温度高于海洋内部。 1000m以内，降温快；1000m以下，变化小。
垂直方向的。
风
90
60
90
60
西南风 海
东北信风 东南信风 西北风
30 0 30 60
西风漂流 30 北赤道暖流 0 南赤道暖流 西风漂流 30
60
流 90
90
总结：世界洋流模式图 （1）BC----中低纬洋流 90 北顺南逆 东寒西暖 A 60 （2）A---北半球中高纬 逆时针 东暖西寒 30 B （3）南半球中高纬 0 横贯东西的西风漂流 C （ 4 ）北印度洋 --季风洋流 30 冬---东北风---向西流—逆 60 夏---西南风—向东流—顺
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§3. 海水运动
一、海水运动形式
1、波浪 （风浪、海啸） 2、潮汐 3、洋流
二、洋流
1、分类：
暖流
（1）按性质分类： 寒流
赤道
风海流
（2）按成因分类：
密度流
补偿流
海洋环流
海洋环流：海水及海水中各种物理量、化学量循环于世界大 洋的一种自然现象，简称海流。
海流按其成因分为两种：
风生环流：大洋中由盛行的稳定风系所生成的海流，自成 循环体系。动力学原因所生成的海流，亦是通常所说的洋 流。 热盐环流：由于广大洋面受热、冷却、蒸发和降水不均匀 所造成的海水温度和盐度变化，导致密度分布的不均匀形 成的热力学海流，称为热盐环流，也成温盐环流。
存环境变化的预测等方面都有十分重要的实 际意义。
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气候预测能力的提高归根结底取决于对影响
气候变化因子及机理的揭示，对关键物理过
程的认识和高性能气候模式的发展，而海陆
气相互作用是决定短期气候变化的根本原因。 因此，揭示海气相互作用的物理过程及机理 是提高短期气候预测能力的关键。
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海气相互作用在气候系统圈层相互作用的研究中占有 重要地位。 1.大气上界的净辐射通量在低纬地区盈余，在高纬地区