物理海洋學(xué)考試復(fù)習(xí)課件

熱容和比熱容：熱容：單位體積海水溫度升高1℃時所吸收的熱量，單位記作（J/m3K）或（J/m3℃）。比熱容：單位質(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定，稱為定壓比熱容Cp；或者是在體積一定下的情況測定，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：相對于現(xiàn)場溫度的概念?，F(xiàn)場溫度是直接測量得到的海水溫度；位溫是指海水微團從海洋某一深度（壓強為ρ）絕熱上升到海表面（壓強為1個標準大氣壓）時所具有的溫度，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)場溫度。

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

為到達海面的太陽短波輻射為大氣與海洋之間的長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）交換各項單位均為為平流熱輸送為海面熱量收支平衡余項輻射傳導(dǎo)對流太陽短波輻射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%。太陽常數(shù)，

單位時間射達大氣上界的單位面積上的太陽輻射總能量。進入海洋的太陽總輻射可表示為

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

太陽輻射通過大氣時，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海洋。故射達海面的太陽總輻射是太陽直達輻射和散射輻射兩部分之和。輻射能量最大的波長與輻射體表面絕對溫度成反比(恩維定律)，故太陽最強波長l=2898μm·K/6100K=0.475μm，屬短波輻射，對應(yīng)于可見光的青光波段。到達海面的太陽輻射與大氣透明度和天空中的云量、云狀以及太陽高度H(太陽光線與地球表面觀測點的切線之間的夾角)有關(guān)。到達海面的太陽輻射又有部分被反射到大氣中去。一年中，低緯海區(qū)的太陽輻射要大于高緯海區(qū)；在一天內(nèi)，中午前后的太陽輻射要大于早、晚。太陽短波輻射的特性

海洋在吸收太陽輻射的同時，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，故稱長波輻射。

海面長波輻射大部分被大氣中的水汽和CO2吸收，大氣在吸收太陽長波的同時也以長波形式向四周輻射，向上部分進入太空，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，即指海面長波輻射與大氣回輻射(長波)之差。

大氣均溫13.7℃，比海面溫度低，海面長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近海的計算公式：海面有效回輻射

蒸發(fā)和水汽凝結(jié)是可逆過程。蒸發(fā)使海水變成水汽進入大氣，海洋失去熱量；水汽凝結(jié)又將熱量釋放出來，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)耗熱的計算公式：蒸發(fā)速率的空間分布：赤道?。諝庀鄬穸却?，風(fēng)速?。?；高緯海區(qū)?。鉁氐?，大氣容納的水汽量小）；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，所以兩者之間通過熱傳導(dǎo)也有熱量交換。這一交換過程主要受制于兩個因素：海面風(fēng)速和海—氣溫差。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：熱力湍流和對流水體：對流海面冬季：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)余項感熱交換（QS-Qb）為通過海面進入海水的凈輻射量。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，即海水有凈的熱量支出，溫度降低。

對流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水平輸運海面輻射的向下輸送與透射輻射

對于潔凈的水：1m損失輻射55.5%，10m損失輻射77.8%，100m損失99.47%。對于渾濁的水，1m損失輻射68~82.4%，5m可達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、流引起的渦動混合向下輸運熱量溫躍層雙躍層風(fēng)太陽輻射埃克曼抽吸和大風(fēng)卷吸定義：在?？寺鼘又校捎谀Σ磷饔檬勾髿獍l(fā)生輻合輻散，進而使?？寺鼘禹?shù)目諝馍仙蛳鲁恋默F(xiàn)象。通過此機制，大氣邊界層與自由大氣間進行動量、熱量和水汽等交換。

若海域風(fēng)應(yīng)力達到一定強度，抽吸和卷吸會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)報中，卷吸和抽吸是重要因素，因為躍層強盛的夏季，也是熱帶風(fēng)暴和臺風(fēng)最活躍的季節(jié)。表層冷卻對流與溫躍層的消衰

春季到夏季，太陽輻射增強，熱量以渦動混合形式向下輸送，溫躍層增強；秋季到冬季，太陽輻射減弱，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，對流甚至可直達海底，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

對于特定地點，不僅對于某一時刻，而且對日平均、月平均甚至年平均而言，ΔQ不為零。但對于整個世界大洋的年平均，基本平衡。

海洋與外界還不斷進行水交換，整體上，水量收支平衡，不過它與熱平衡存在質(zhì)的差異。海洋熱量由外部熱源的太陽輻射輸入、并受各種過程制約達成平衡。而海洋中的水量平衡則不然，其來源及支出都在地球系統(tǒng)自身之內(nèi)進行，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，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)冰和融冰過程從整體上講是可逆過程，可相互抵消；隨海流進出水量也大體相等，故上式可簡化為

q=P＋R-E

該式可直接應(yīng)用于某些海域，因為大多海域可不計結(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基本因子。布迪科(1974)計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。具體說來，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補充。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，整個大洋水溫差不超過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800m，南大西洋20°S達600m）。到亞極地升至海面，呈“W”分布。

大西洋準經(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)海面平靜無風(fēng)時，會形成薄層。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不易測得，一般以數(shù)十公分或數(shù)米處的海水溫度代表。混合層（mixinglayer）混合層因海水的垂直運動，其溫度垂直分布近乎均溫，此層厚度因地點時間不同而不同，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（非嚴謹）。深度約為10~1000m（因地點時間不同而不同）。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，如此一來此層可視為海底，它阻止（至少改變）海流的垂直運動，改變聲音的傳輸，暖水向下以及營養(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，極地海域較弱。南海?？梢婋p躍層。深海溝（Trench）現(xiàn)場溫度可能隨著水深的增加而增加。地?zé)岬挠绊憠毫Φ脑龃螅^熱增溫。在研究深層海水運動和水團分布時，采用位溫為宜。3時間變化：日變化

變幅一般不超過0.3℃。影響因子：太陽輻射、內(nèi)波、近岸海域潮流等。單純由太陽輻射引起的水溫日變化曲線，為一峰一谷型。水溫變化通過海水內(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15~17℃。受太陽輻射和洋流影響。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世界大洋的鹽度場和密度場1、鹽度的平面分布2、鹽度的鉛直分布3、鹽度的時間變化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)強而降水徑流小，與大洋水的交換不暢通。而降水和徑流遠遠超過蒸發(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經(jīng)向斷面鹽度分布太平洋準經(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重要性不同。整個大洋無普遍規(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，躍層強度大；亞熱帶海域表層密度增大，故躍層強度相對減弱；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(嚴格說是等位密面)下沉至海洋各深層的，并且下沉后都向低緯度海域擴展。大洋中海水沿等密面下沉

湍流：海水運動過程中，任一水質(zhì)點運動速度的大小和方向隨時間空間做無規(guī)則變化，這種海水運動稱為海洋湍流。湍流是相對于層流而言的，所謂層流是海洋中流速大小和方向相對恒定的層狀海水運動。

湍流的基本特征：1)隨機性；2)擴散性；3)能量耗散性。層流中相鄰水層之間僅通過水分子熱運動進行動量和物質(zhì)的交換，而湍流主要通過海水微團的不規(guī)則運動進行動量和物質(zhì)的交換。湍流能量的產(chǎn)生：(1)平均運動的速度剪切；(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、密度的細微結(jié)構(gòu)式中E為海水靜力穩(wěn)定度

混合：在動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，這類海水運動稱為海水混合。

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。兩個或更多水團之間疊置相交時產(chǎn)生混合效應(yīng)，它們的交界面即水團邊界，或稱混合區(qū)、交匯區(qū)、過渡帶、鋒面、躍層等。海洋的混合海洋混合的類型

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

海底混合：由潮流、海流等動力因子引起，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)點的運動可導(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)部的強烈混合，且可以存在于海洋中的任何區(qū)域。

“雙擴散”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)大于鹽擴散系數(shù)（Kt≈102KS），便可能引起自由對流，從而促進海洋的內(nèi)部混合。海洋混合的效應(yīng)渦動混合前后溫、鹽、密度的鉛直分布對流混合前后、溫、鹽、密度的鉛直分布上層混合效應(yīng)渦動混合：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，對流混合產(chǎn)生的均勻?qū)酉陆?，不一定同時出現(xiàn)溫、鹽躍層或不會出現(xiàn)溫鹽躍層，但肯定不會出現(xiàn)密度躍層。這是因為增密下沉的海水一定要下沉到與其密度相同的深度才會停止，即對流混合的深度。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)?；旌闲纬傻能S層對海況的影響成為上、下海水交換的屏障。阻礙了熱量向下輸送。阻礙了下層高營養(yǎng)鹽向上補充，海洋初級生產(chǎn)力降低。44水團（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”

1929，德凡特，首次定義“水團”

1947，多布羅沃爾斯基給出詳細定義：

水團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，它具有獨特的物理、化學(xué)和生物特征；這些特征幾乎是長期恒定不變和連續(xù)分布的；它是一個綜合整體，并作為統(tǒng)一的整體進行傳播。大洋水團√大洋表層水體或近海（淺海）？45

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

內(nèi)同性：水團內(nèi)的水體，其源地或形成機制相近，理化生物等特性相對均勻，且隨時間變化的趨勢大體一致。

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

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

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

水系：符合一個給定條件的水團的集合。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表示給定的一個條件，即將水團集合為水系時，考察何種指標。水體元水型水團水系研究海域

xPAYX漸次放寬48水團的核心和強度

“均勻化”的相對性。水團核心：水團典型特征的代表。核心較邊界更容易確定。核心部分特征性水平的升降，反映水團特征性水平的升降。核心位置的變動，反映水團位置變動的趨向。

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

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

過渡區(qū)（混合區(qū)）：一個水團向另一個水團過渡的區(qū)域?；旌蠋В夯旌蠀^(qū)在平面圖上的投影，呈帶狀。過渡層：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。混合帶：水平梯度大，穩(wěn)定度小，初級生產(chǎn)力增高。舟山漁場：江浙沿岸水團、黃海水團、東海水團50水團的形成和變性

主要海洋水團所獨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：水團特征從高水平向低水平過渡并逐漸喪失其典型特征的過程。

第一類變性過程：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，擴散、混合至下層區(qū)域變性和季節(jié)性變性

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

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

均方差指標：離散性（空間），變動性（時間）

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

極值指標：非正態(tài)分布：52環(huán)流的定義

一般含義：一個海區(qū)海流的總結(jié)構(gòu)，即某個海區(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)、沖淡水對環(huán)流的影響53海流的主軸、流幅和強度

主軸：垂直于流向各斷面上流速最大的點連起來。海流主軸的變動，對相應(yīng)海區(qū)的水團配置和特征會產(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)流速為零的兩點間距離）。

強度：（1）第一強度：流量；（2）第二強度：流速。兩種強度不一致：淺?；虻匦螐?fù)雜處。54水團的運動和海流

運動的形式：（1）水團內(nèi)水質(zhì)點的運動。（2）水團空間位置的變動。（3）水團的變性運動。

水團運動和海流的關(guān)系：（1）聯(lián)系：海流對水團的形成、變性有重要影響。（2）區(qū)別：海流（水質(zhì)點），水團位移的方向運動的速度和距離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