物理海洋学考试复习ppt课件.pptx

《物理海洋学考试复习ppt课件.pptx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《物理海洋学考试复习ppt课件.pptx（63页珍藏版）》请在三一办公上搜索。

1、热容和比热容：,热容：单位体积海水温度升高1时所吸收的热量，单位记作（J/m3K）或（J/m3）。比热容：单位质量海水的热容，单位记作（J/kgK）或（J/kg）。比热容（J/kg）海水密度（kg/m3）=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Cp；或者是在体积一定下的情况测定，称为定容比热容Cv。海洋学常用前者。,压缩性、绝热变化和位温：,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；位温是指海水微团从海洋某一深度（压强为）绝热上升到海表面（压强为1个标准大气压）时所具有的温

2、度，记为=T-T。,采用位温的概念使得不同深度的海水温度不再受压力的影响，而具有可比性；除了海表面以外，海洋的位温总是小于现场温度。,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 辐射：电磁波传递能量，无需介质,热量传播的三种方式,传导,辐射,对流,热平衡方程,式中,为到达海面的太阳短波辐射,为大气与海洋之间的长波辐射热交换,为海水蒸发热损耗或凝结热收入（潜热）,为海、气温度差引起的感热（显热）交换,各项单位均为,为平流热输送,为海面热量收支平衡余项,辐射,传导,对流,太阳短波辐射,99.9%的辐射能集中在0.24 可见光（0.400.76），占43%红外部分（0.76），占4

3、9%紫外部分（0.40），占7%。太阳常数，单位时间射达大气上界的单位面积上 的太阳辐射总能量。进入海洋的太阳总辐射可表示为 式中，C为云量（01），为海面反射率（海洋平均：0.07）,高度降低日照加长,高度降低日照减少,高度大云量少,太阳辐射通过大气时，紫外线能量绝大部分被臭氧吸收，红外线能量被大气中的水汽、CO2 等部分吸收；另外部分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(恩维定律)，故太阳最强波长l=2898mK/6100K=0.475m，属短波辐射，对应于可见光的

4、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、云状以及太阳高度H(太阳光线与地球表面观测点的切线之间的夹角)有关。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，中午前后的太阳辐射要大于早、晚。,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，世界大洋海表温度平均为17.4，由恩维定律l=2898/(273+17.4)=10 m，故称长波辐射。海面长波辐射大部分被大气中的水汽和CO2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，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

5、海面长波辐射与大气回辐射(长波)之差。大气均温13.7，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。适合于西北太平洋及我国近海的计算公式：,海面有效回辐射,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留在大气中。因此蒸发只能使海洋耗热。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%。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现极值

6、（暖流、冬季偏北风）。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）,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：海面风速和海气温差。,感热交换（显热）,Ta,(高),海水得到热量,Ta,(低),海面,a),b),海水失去热量,Tw,Tw,(高),(低),层结稳定分子热传导,层结不稳定空气：热力湍流和对流水体：对流,海面,冬季：盛行寒冷气流，出现较大热通量，尤其是湾流、黑潮；夏季：感热交换小，寒流及上升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Qh及Qe同受湍流影响，故取二者比值（Bowe

7、n ratio鲍恩比，R=QhQe）可粗略估算此二值，R值在赤道低纬度区间约为0.1而后渐增，于70o时约为0.45。其值可根据热量垂直梯度及大气含水量推知。若假设Qv及Q都近于零，热通量公式表示为除上Qh或Qe后代入R可得这样只要知道Qs及Qb及R的值即可推算Qh及Qe。,海洋年平均热收支随纬度的变化,辐射,回辐射,蒸发,余项,感热交换,（QS-Qb）为通过海面进入海水的净辐射量。在25N20S之间最大，然后随纬度的增高而急剧减少。蒸发所耗热量Qe的量级与（QS-Qb）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，感热交换Qh随纬度变化不大，且量值较小。23N18S的

8、热带海域热平衡余项Qt为正，即海水有净的热收入，温度升高；向两极方向的中、高纬海域Qt皆为负，即海水有净的热量支出，温度降低。,对流Qv,3.2 海洋内部的热交换,海面辐射的向下输送与透射辐射 埃克曼抽吸和大风卷吸 表层冷却对流与温跃层的消衰 升降流和平流热输送 海洋的全热量平衡,垂直输运,水平输运,海面辐射的向下输送与透射辐射,对于洁净的水：1m损失辐射55.5%，10m损失辐射77.8%，100m损失99.47%。对于浑浊的水，1m损失辐射6882.4%，5m可达8699%。若用于升温，01m增温的幅度约为12m的9.3倍，约为23m的20倍，浑浊的水“跃变”更明显。,蒸发、有效回辐射、热

9、交换等消耗热量 风、浪、流引起的涡动混合向下输运热量,温跃层,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，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、热量和水汽等交换。,若海域风应力达到一定强度，抽吸和卷吸会使下层冷水涌入上混合层，甚至使上混合层出现降温。在上混合层水温短期数值预报中，卷吸和抽吸是重要因素，因为跃层强盛的夏季，也是热带风暴和台风最活跃的季节。,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，温跃层增强；秋季到冬季，太阳辐射减弱，干冷空气增加了感热输送和蒸

10、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。,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 速度：10-610-4m/s。辐散上升流低温水上升。辐聚下降流高温水下降。其输送的热量，和所能到达的深度，都比抽吸和卷吸大得多。“冷水舌”，“冷中心”,升降流,更大规模的热输送，由冷暖平流所产生。与海流流速、流量、沿流向的水平温度梯度、温度成层性等有关。,平流输送,暖流，QA0，热量聚集，海水升温。寒流，QA0，热量散失，海水降温。,海洋的全热量平衡,热平衡方程,海

11、水有净热量收入，水温将升高,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，而且对日平均、月平均甚至年平均而言，Q不为零。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，故又称水循环(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。,3.3 海洋中的水量平衡,水收入：降水、径流、融冰水支出：蒸发、结冰,径流：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

12、是大西洋，仅亚马逊河就占全世界径流量的20，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23cm/a；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1/5，因太平洋宽广，故所有陆地径流只使其水面上升7cm/a。,影响水平衡的因子,结冰与融冰：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66m。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1m/d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发源地，这些冰山终将融化

13、，对局部海域水平衡影响不容忽视。蒸发与降水：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440103454103km3，相当于全球海平面下降125cm；降水每年使大洋获得水量约为411103 416103km3。,无论是蒸发还是降水，在各海区的分布都很不均匀。蒸发在赤道附近小，南、北副热带最大，蒸发量达140 cm，之后向高纬迅速减小，至两极海海域不足10cm。降水随海区变化更为复杂，除纬度大于50度的高纬度海域外，蒸发和降水的曲线几乎是反位相的。蒸降差和盐度的对应关系,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+Ui-E-F-Uo 式中：P-降水、R-陆地径流

14、、M-融冰、E-蒸发、F-结冰、Ui和Uo分别为海流混合使海洋获得和失去的水量，q-研究海域在某时段内水量交换之盈余(q0)或亏损(q0)。大洋的结冰和融冰过程从整体上讲是可逆过程，可相互抵消；随海流进出水量也大体相等，故上式可简化为 q=PR-E 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Ui=Uo。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(1974)计算世界大洋总平均的R=12cm/a、P=114cm/a、E=126cm/a，故q=0，水量平衡。,水平衡方程,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，

15、太平洋的q=PR-E0，水量盈余；大西洋的q=PR-E0，水量损失12cm/a；北冰洋蒸发少、径流多，水量盈余。故大西洋需要太平洋和北冰洋的水来补充。水量盈余使盐度减小，反之增大。大洋的东西两侧，流向相反，它们对盐度的影响，平均后基本抵消；大洋中部由于径流影响小，故表层盐度随纬度的变化，基本上就受制于蒸发与降水之差(E-P)之变化。,3.4 世界大洋的温度场,基本特征 平面分布：表层大致沿纬向呈带状分布，东西方向差异小，南北方向变化显著。铅直方向：基本呈层化状态，且随深度的增加水平差异逐渐减小，直至均匀。垂向变化比水平变化要大得多。时间分布：日变化和年变化。,=(x,y,z,t)等值线：平面图

16、、剖面图；铅直分布曲线；时间曲线,1 平面分布：全球表层海水年平均温度,2.北半球平均水温南半球相同纬度带内的温度，原因？,1.年平均水温：-230，年平均值17.4。太平洋印度洋大西洋。,3.等温线的分布，沿纬向大致呈带状分布，尤其在南半球40S以南,4.最高温度出现在赤道附近，向两极逐渐降低。,5.在两半球的亚热带到温海带，等温线偏离带状分布。在大洋西部向极地弯曲，大洋东部向赤道弯曲，受大洋环流影响，西暖东寒。,6.寒暖流交汇区，等温线特别密集，形成极锋（the polar front）,300m等深线年平均水温分布,经向梯度明显减小。大洋西边界流相应海域出现高温中心。,2000m等深线年

17、平均水温分布,水温经向变化更小。北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现高温区。,3000m等深线年平均水温分布,水温趋于均匀，整个大洋水温差不超过3。底层水温主要受南极底层水影响，性质均匀。,2 铅直向分布,主温跃层（永久温跃层）：在不太厚的深度内，水温迅速递减。以12为核心，其随纬度变化规律为：在赤道海域上升，深度约为300m 在亚热带海域下降（北大西洋30N达800m，南大西洋20S达600m）。到亚极地升至海面，呈“W”分布。,大西洋准经向断面水温分布,表层海水温度(SST)与气温相近，但并不相同。与海气相互作用有直接关联。当海面平静无风时，会形成薄层。SST与海

18、面下几公分处水温可能有显著差异，且其关系为非线性。真正SST不易测得，一般以数十公分或数米处的海水温度代表。混合层（mixing layer）混合层因海水的垂直运动，其温度垂直分布近乎均温，此层厚度因地点时间不同而不同，其厚度大致是0200m。极地、地中海、下降流区等混合层较厚；赤道、上生流区等混合层较薄。,温跃层（Thermocline）定义：具有最大温度梯度的水深区间（非严谨）。深度约为 101000m（因地点时间不同而不同）。它是物理海洋学的重要因子，可想像将此层极端化，上下密度差极大，如此一来此层可视为海底，它阻止（至少改变）海流的垂直运动，改变声音的传输，暖水向下以及营养盐向上的传递

19、等。它可视为界面，如同海气界面（海面）一样，也能像海表面一样产生波浪，称之为内波。温跃层的分布在热带海洋较强，极地海域较弱。南海常可见双跃层。深海沟（Trench）现场温度可能随着水深的增加而增加。地热的影响压力的增大，绝热增温。在研究深层海水运动和水团分布时，采用位温为宜。,3 时间变化：日变化,变幅一般不超过0.3。影响因子：太阳辐射、内波、近岸海域潮流等。单纯由太阳辐射引起的水温日变化曲线，为一峰一谷型。水温变化通过海水内部热交换向深层传播，传播深度取决于表层日变幅大小和水体稳定程度。通常50m处日变化已经很小。内波引起的温度变化常常掩盖水温的正常日变化，使其变化更复杂。潮流周期和太阳辐

20、射周期叠加，造成水温变化复杂。深层变化则主要由潮流控制。,年变化,中高纬度：年周期特征。热带海域：半年周期。影响因素：海流性质、盛行风系的年变化、结冰融冰等。赤道海域：年变幅小于1，太阳辐射年变化小。极地海域：年变幅小于1，结冰融冰影响。,亚热带海域：变化幅度大，可达1517。受太阳辐射和洋流影响。北半球变幅南半球变幅。北半球受盛行风的影响，而南半球洋面广阔，环流弱。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。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、盐度的平面分布2、盐度的铅直分布3

21、、盐度的时间变化4、密度的分布变化,1 平面分布：全球表层海水年平均盐度,1.北大西洋南大西洋南太平洋北太平洋。,2.纬向带状分布，但从赤道向两极呈马鞍形的双峰分布。,3.寒暖流交汇区和径流冲淡海区，盐度梯度特别大。,4.海洋中盐度的最高与最低值多出现在一些大洋边缘的海盆。蒸发强而降水径流小，与大洋水的交换不畅通。而降水和径流远远超过蒸发量的海区，其盐度则很小。,5.冬季盐度的分布与夏季相似，只是在季风影响特别显著的海域有差异,距海面300m水深处年平均的盐度,水平差异随深度增加而减小。高盐中心移向大洋西部。,距海面2000m水深处年平均的盐度,盐度水平差异0.6，分布近乎均匀。,2 盐度铅直

22、向分布,大西洋准经向断面盐度分布,太平洋准经向断面盐度分布,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。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。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。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。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；此外还受大洋环流制约。,高盐水舌,铅直向分布的空间差异,

23、赤道附近：表层一层较浅的低盐水，其下100200m出现盐度最大值，往下盐度急剧降低，至8001000m出出现盐度最小值。其后又缓慢升高，至2000m处基本均匀。中低纬度：表层有一厚度400500m的高盐水，往下盐度迅速减小，最小值出现在6001000m。继而随深度增加而增大，至2000m处基本均匀。高纬度：表层盐度低，随深度增大盐度递升，至2000m以深，分布和中低纬度相似。,3 盐度时间变化,日变化：表层变幅0.05。下层受内波影响，变幅大于表层。近岸受潮流影响，呈潮周期变化规律。,年变化：受降水、蒸发、径流、结冰、融冰及大洋环流等因素影响。不同海域各因子相对重要性不同。整个大洋无普遍规律可

24、循，具体海域具体分析。,4 大洋密度的分布变化,密度随深度的变化主要取决于温度，所以密度与温度的分布类似，但是反相。水温随深度分布呈不均匀递降，故海水密度随深度增加呈不均匀增大；深水温度变化小，密度随压力增大而增大。盐度仅在河口处重要。当极淡的水浮在海水上往往造成下层海水水质不良。热带海域表层密度小，跃层强度大；亚热带海域表层密度增大，故跃层强度相对减弱；至极锋向极一侧，表层密度超量27kgm-3，故铅向变化相当小。密度的分布上轻下重，密跃层（Pycnocline）与温跃层几乎同区间。,大西洋每2纬度带的年平均表层温度、盐度和密度分布,因大洋表层密度是从赤道向两极递增的，故纬度越高，其表层水下

25、沉深度越大。南极威德尔海高密度冷水(27.9kgm-3、0左右)，可沿陆坡沉到海底，并向三大洋底部扩散；南极辐聚带冷水则只能下沉到约1000m深度层向北散布；亚热带高盐水，因水温较高，其密度较小，只能在盐度较低、温度很高的赤道海域低密表层水之下散布。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(严格说是等位密面)下沉至海洋各深层的，并且下沉后都向低纬度海域扩展。,大洋中海水沿等密面下沉,湍流：海水运动过程中，任一水质点运动速度的大小和方向随时间空间做无规则变化，这种海水运动称为海洋湍流。湍流是相对于层流而言的，所谓层流是海洋中流速大小和方向相对恒定的层状海水运动。湍流的基本特征：1)随

26、机性；2)扩散性；3)能量耗散性。层流中相邻水层之间仅通过水分子热运动进行动量和物质的交换，而湍流主要通过海水微团的不规则运动进行动量和物质的交换。湍流能量的产生：(1)平均运动的速度剪切；(2)浮力生成。湍流能量的耗散：(1)粘滞性；(2)浮力耗散。,3.6 海洋温、盐、密度的细微结构,式中E为海水静力稳定度,混合：在动力和热盐等因素作用下，具有不同水文特征的海水不断地相互交换、混杂，从而使一定范围内海水水文要素的分布逐渐趋向均匀，这类海水运动称为海水混合。影响混合的主要因素：风、风浪、风海流，热盐效应，潮汐，内波等。两个或更多水团之间叠置相交时产生混合效应，它们的交界面即水团边界，或称混合

27、区、交汇区、过渡带、锋面、跃层等。,海洋的混合,海洋混合的类型,海-气界面：海水混合最强烈的区域，存在强烈的动力和热力过程，包括风、海流、海浪、结冰等。海底混合：由潮流、海流等动力因子引起，混合效应通常是自海底向上发展。海洋内部混合：由海洋内波引起的混合尤为重要。由于海洋内波中水质点的运动可导致很大的速度剪切，再加上它们振幅的巨大变化和内波的破碎，常常造成海洋内部的强烈混合，且可以存在于海洋中的任何区域。“双扩散”效应引起的海洋内部混合：在层结稳定的海洋中，只要温度或者盐度两者之一具有“不稳定”铅直分布（即盐度随深度减小，或者温度随深度增高），由于分子热传导系数大于盐扩散系数（Kt102KS）

28、，便可能引起自由对流，从而促进海洋的内部混合。,海洋混合的效应,涡动混合前后温、盐、密度的铅直分布,对流混合前后、温、盐、密度的铅直分布,上层混合效应 涡动混合：上层形成均匀水层，温盐、密度等于混合前的平均值，混合层下界出现跃层，跃层下保持混合前分布。对流混合：由于降温增密或增盐增密引起，混合后温盐、密度值不一定等于混合前平均值。因此，对流混合产生的均匀层下界，不一定同时出现温、盐跃层或不会出现温盐跃层，但肯定不会出现密度跃层。这是因为增密下沉的海水一定要下沉到与其密度相同的深度才会停止，即对流混合的深度。,海洋混合的效应,底层混合效应 底层混合主要由潮流和海流引起，底摩擦作用产生速度剪切造成

29、湍流混合，形成下混合层。在浅水或近岸海区，自下向上发展的底层混合效应有时可与海洋上混合层贯通，致使底层低温水扩散到海面，形成低温区。,混合形成的跃层对海况的影响 成为上、下海水交换的屏障。阻碍了热量向下输送。阻碍了下层高营养盐向上补充，海洋初级生产力降低。,44,水团（water mass）的概念与定义,1770，富兰克林，“湾流水”1906，科尼波维奇，“大西洋水”1916，海兰汉森，首次引入“水团”1929，德凡特，首次定义“水团”1947，多布罗沃尔斯基给出详细定义：水团是指在世界大洋的某一确定区域（源地）内形成的较大体积的水体，它具有独特的物理、化学和生物特征；这些特征几乎是长期恒定不

30、变和连续分布的；它是一个综合整体，并作为统一的整体进行传播。,大洋水团 大洋表层水体或近海（浅海）？,45,中国大百科全书（海洋科学卷，1987）：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。,内同性：水团内的水体，其源地或形成机制相近，理化生物等特性相对均匀，且随时间变化的趋势大体一致。外异性：水团内的水体与外部水体相比，在上述方面存在相对明显的差异。,水团的逐级可分性,世界大洋基本水团2级水团,46,水型（water type）及其与水团的关系,水型：温、盐度均匀，在温盐图解上仅用一个单点表示的水体。与水团的区别：仅关注海

31、水性质（温、盐），不涉及体积。与水团的联系：（1）不同水型混合后可形成水团；（2）特定情况下，水型和水团等价。水型是性质完全相同的水体元的集合。水团是性质相近的水型的集合。,水样测值,水型P,水团A,47,水系（water system）及其与水团的关系,水系：符合一个给定条件的水团的集合。根据温度：暖水系和冷水系 根据盐度：沿岸水系和外海水系,|g表示给定的一个条件，即将水团集合为水系时，考察何种指标。,水体元 水型 水团 水系 研究海域 x P A Y X,渐次放宽,48,水团的核心和强度,“均匀化”的相对性。水团核心：水团典型特征的代表。核心较边界更容易确定。核心部分特征性水平的升降，反

32、映水团特征性水平的升降。核心位置的变动，反映水团位置变动的趋向。,强度1：水团所占据的空间范围，即水团的体积。强度2：水团典型特征的“水平”的升降。暖水团：水温升高，强度增大；冷水团：水温降低，强度增大。高盐水团/低盐水团。两种强度的一致性。,49,水团的边界和混合区,水团边界：两种性质的不连续面。并非一个没有厚度的几何学上的“面”。其尺度与水团本身比较为小量的“域”。,过渡区（混合区）：一个水团向另一个水团过渡的区域。混合带：混合区在平面图上的投影，呈带状。过渡层：混合区在断面图上的投影。跃层：铅直向梯度大于一定的临界值。混合带：水平梯度大，稳定度小，初级生产力增高。舟山渔场：江浙沿岸水团、

33、黄海水团、东海水团,50,水团的形成和变性,主要海洋水团所独具的最典型的原始特征，是先从海面获得的。取决于源地的地理环境和气候状况。,变性：水团特征从高水平向低水平过渡并逐渐丧失其典型特征的过程。第一类变性过程：在海洋外部因素诱导之下而发生的。热交换，盐度变化，大多在表层发生，扩散、混合至下层 区域变性和季节性变性 第二类变性过程：纯粹由海洋内部因素所致。水团之间热量和盐量的交换，主要形式是混合。,51,水团的主要指标,均值指标：空间，时间 算术平均，加权平均，体平均，频率分配图 均方差指标：离散性（空间），变动性（时间）区间指标：绝大多数（95%)样本变动的范围。正态分布：极值指标：,非正态

34、分布：,52,环流的定义,一般含义：一个海区海流的总结构，即某个海区中各种海流的分布、变化以及构成该海区海水“总循环”的模型。另一层含义：组成一个周而复始完整循环的诸海流的集合。北太平洋表层环流：北赤道流、黑潮、西风漂流、加利福尼亚流。热、盐、风、冲淡水对环流的影响,53,海流的主轴、流幅和强度,主轴：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会产生明显的影响。,流幅：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）。,强度：（1）第一强度：流量；（2）第二强度：流速。两种强度不一致：浅海或地形复杂处。,54,水团的运动和海流,

35、运动的形式：（1）水团内水质点的运动。（2）水团空间位置的变动。（3）水团的变性运动。,水团运动和海流的关系：（1）联系：海流对水团的形成、变性有重要影响。（2）区别：海流（水质点），水团 位移的方向 运动的速度和距离,55,跃层的形成及其“屏障作用”,跃层：温跃层（Thermocline)，盐跃层（Halocline），密跃层（Pycnocline），声速跃层（Sound velocity spring layer）温跃层的形成：热力动力原因和水团配置原因。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。,56,盐跃层的形成：温跃层的影响和盐性质不同的水团叠置

36、。（1）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（如淡水收入大于支出）。（2）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 温盐升降对海水密度的影响反向,57,跃层的“屏障作用”,屏障作用：铅直方向的混合，通常小于水平方向。当跃层形成后，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。季节性跃层的外部因素形成跃层屏障作用使上层高温低盐低密特征更发展强化跃层。1930，海兰汉森：“当海面受热越甚时，下层海水得热反而越少。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

37、，成为其他各种跃层的先驱。,58,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。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，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

38、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。,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。,