海洋学导论第三章

1、 水为极性分子，自身以氢键水为极性分子，自身以氢键结合，故结合，故4密度最大，熔点、沸密度最大，熔点、沸点、比热、相变热、表面张力等点、比热、相变热、表面张力等都异常高（大），常见溶剂。都异常高（大），常见溶剂。 图图3-1 水分子的结构水分子的结构OHCOHCO22-232+=+S=-0.08996+28.29720R15+12.80832R15 -10.67869R315+5.98624R415-1.32311R515 (3-2)实测的海水的电导率，查实测的海水的电导率，查海洋学常用表海洋学常用表可得可得S 值值三、三、1978年实用盐度标度（年实用盐度标度（P78） 502/15=iii

2、KaS （3-3） 定义域2为淡水最高值，计算结果110-3，盐度都是在10-3小数点变化 ，【参考书45（3-18）】海洋表層之鹽度分佈狀況。摘自D.E. Ingmanson and W.J. Wallace (1995) “Oceanography, An Introduction”, 5th ed.。 【近岸淡水稀释】全球海表面溫度分布状况(八月)。Sptaa,)(1=Cp 。 表表31气压为气压为1013.25 hPa时海面的比热容时海面的比热容cp（103Jkg-1-1）（据Millero, et al. 1973） tt -= （3-5）或 （3-6 ） 的单位为的单位为-1。它是

3、海水温度、盐度和压力的函数。它是海水温度、盐度和压力的函数。 -海水的比体积（单位体积的重量）海水的比体积（单位体积的重量）tStp,)(1 = nv = 海水绝热温度变化随压力的变化率称为海水绝热温度变化随压力的变化率称为绝热温度梯度绝热温度梯度，以，以表示。表示。海洋的海洋的很小，平均约为很小，平均约为0.11/km。 为为10-1量级量级 ）13310)97266204. 010001000( ) , ( kgmt S+= 223t,0)(s, CSBSASW+=四、海水状态方程四、海水状态方程 （P66） TKC= 111=p ） 海冰边缘 502 /=+=iitiSRaS辽东湾30年

4、来最严重海冰灾害一条渔船在锦州中心渔港被冻在港内 辽东湾单层冰厚达到辽东湾单层冰厚达到30cm；浮冰外缘线达到；浮冰外缘线达到70海里，且在未来海里，且在未来5天内海天内海冰预计将增长冰预计将增长15海里以上；海里以上； 黄海北部单层冰厚达到黄海北部单层冰厚达到25cm；浮冰外缘线达到；浮冰外缘线达到25海里，且在未来海里，且在未来5天内天内海冰预计将增长海冰预计将增长10海里以上；海里以上； 渤海湾单层冰厚达到渤海湾单层冰厚达到20cm；浮冰外缘线达到；浮冰外缘线达到30海里，且在未来海里，且在未来5天内海天内海冰预计将增长冰预计将增长10海里以上；海里以上； 莱州湾单层冰厚达到莱州湾单层冰

5、厚达到20cm；浮冰外缘线达到；浮冰外缘线达到20海里，且在未来海里，且在未来5天内海天内海冰预计将增长冰预计将增长10海里以上。海里以上。 达到以上条件之一时，启动海冰应急预案，发布海冰警报。达到以上条件之一时，启动海冰应急预案，发布海冰警报。 3.2.3 海冰对海况的影响海冰对海况的影响 （P72） 一、通过海面进入海洋的太阳辐射能一、通过海面进入海洋的太阳辐射能QS （P74P74） 太阳辐射能量的太阳辐射能量的99.9%集中在（集中在（0.210.0）m波段内，波段内，其中可见光其中可见光（0.400.76）m部分的能量占部分的能量占44%，红外部分（，红外部分（0.76m）占）占47

6、%，紫外，紫外部分（部分（0.40m）占）占9%。1、辐射定律、辐射定律 1）、斯蒂芬）、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，它与绝对温度的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的的4次方成正比。次方成正比。 （3-28） 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。）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。 （3-30） 总辐射能总辐射能=直达辐射直达辐射+散射辐射散射辐射HQQSHsin=2、影响因素、影响因素(influencingfactors)： 到达海面的太阳辐

7、射与大气透明到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度和天空中的云量、云状以及太阳高度度H（太阳光线与地球观测点的切线（太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角）有关。之间的夹角）有关。到达海面的太阳到达海面的太阳辐射又有部分被海面反射到大气中去。辐射又有部分被海面反射到大气中去。真正进入海洋的部分可由经验公式真正进入海洋的部分可由经验公式 (3-31)。 太阳高度太阳高度H： 3、总辐射能分布、总辐射能分布(The distribution of total radiantenergy)： 1）纬度）纬度(latitude)： A.随纬度升高而减小随纬度升高而减小 B.除赤道

8、地区外，夏半年均高于冬半年且差值随纬度升高而增大。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。经向梯度夏半年小于冬半年。 (3-31）EgKzgKzukM21zE1=2）进入海水中的辐射能：）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主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减 图图3-6是是6月和月和12月太阳月辐月太阳月辐射总量随纬度的分布曲线。射总量随纬度的分布曲线。 北半球夏季北半球夏季，海洋所接受的太，海洋所接受的太阳辐射能随纬度的增高而减少，阳辐射能随纬度的增高而减少，但日照时间却随纬度的增高而加但日照时间却随纬度的增高而加长

9、，总辐射量随纬度分布变小。长，总辐射量随纬度分布变小。 北半球冬季北半球冬季，太阳辐射能随纬，太阳辐射能随纬度增高迅速减少，日照时间也缩度增高迅速减少，日照时间也缩短，总辐射量随纬度的增高迅速短，总辐射量随纬度的增高迅速减少。减少。 502 /) 15( 115=+=iit iR bt KtS图3-6 月总辐射量随纬度的变化北半球夏季北半球夏季北半球的冬季北半球的冬季二、海面有效回辐射二、海面有效回辐射Qb Qb （P76P76） 1.1.定义定义(definition)(definition)：海面向大气的长波辐射与大气向海洋的长波辐射之差。：海面向大气的长波辐射与大气向海洋的长波辐射之差。

10、 2.2.影响因素影响因素(influencingfactors)(influencingfactors)： A.A.海面水温海面水温(seasurfacetemperature)(seasurfacetemperature) B. B.空气中的湿度空气中的湿度(humidity)(humidity) C. C.云量、云状云量、云状(cloud)(cloud) 3.3.分布分布(distribution)(distribution)： 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Q Qb b随纬随纬度及季节变化小。图度及季

11、节变化小。图3-73-7为晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化为晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化（kWmkWm-2-2）。）。 图图3-7 晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化（单位：（单位：kWm-2）（据斯费尔德鲁普等，）（据斯费尔德鲁普等，1958） 全球的太阳辐射全球的太阳辐射QS比海面有效回辐射比海面有效回辐射Qb大，故大，故QS-Qb0，这部分热盈，这部分热盈余称为辐射平衡。余称为辐射平衡。 1.1.对海气间热交换起重要作用对海气间热交换起重要作用(important effect)(important effect)

12、2.2.影响因素影响因素(influencing factors)(influencing factors)： A.A.水汽温差水汽温差 B.B.大气中水汽垂直分布大气中水汽垂直分布 C.C.风速风速3.3.分布及变化分布及变化(distributionandchanges)(distributionandchanges)： (a)(a)经向（南北）：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，风大量少）副热带和信风带海区大气流下沉，空气干燥，气

13、温高，风大 (b)(b)季节变化：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）冬季最强（风速大，水汽压差大，水温高于气温，空气层结不稳） 三、蒸发耗热三、蒸发耗热Qe (P77) 海洋每年蒸发掉约海洋每年蒸发掉约126cm厚的海水厚的海水，海洋蒸发耗热理论上可由下式，海洋蒸发耗热理论上可由下式计算，即：计算，即： Qe=LE （3-34） 式中式中L为蒸发潜热，为蒸发潜热，E为蒸发量。但海面蒸发量难以直接测量，因而为蒸发量。但海面蒸发量难以直接测量，因而多借助于经验公式进行计算。布德科提出如下经验公式：多借助于经验公式进行计算。布德科提出如下经验公式： E=k（e0-

14、ez）W （3-35） 式中式中E为蒸发量；为蒸发量；e0与与ez分别为依海面水温计算的水汽压与在分别为依海面水温计算的水汽压与在Zm高高处依气温计算的水汽压。处依气温计算的水汽压。W为风速；为风速；k为一系数，它与风速有关。为一系数，它与风速有关。1.1.海海-气温度不等，通过热传导交换热量。气温度不等，通过热传导交换热量。2.2.有两个影响因素：海面风速和海气温差。有两个影响因素：海面风速和海气温差。3.3.分布：寒暖流区较强分布：寒暖流区较强4.4.季节变化：冬季强，夏季较小季节变化：冬季强，夏季较小, ,海海气的感热交换有明显差别。气的感热交换有明显差别。世界大洋通过感热交换向大气输送

15、热量，相当于辐射平衡热收支世界大洋通过感热交换向大气输送热量，相当于辐射平衡热收支Qw的的10%。 五、海面热收支随纬度的变化五、海面热收支随纬度的变化 世界大洋海面年平均热收支随纬度的分布如图世界大洋海面年平均热收支随纬度的分布如图3-8所示。（所示。（QS-Qb）为通）为通过海面进入海水的净辐射量。在过海面进入海水的净辐射量。在25N20S之间最大，然后随纬度的增之间最大，然后随纬度的增高而急剧减少。低纬热带海区，海面上湿度大，蒸发量显著低于副热带海区，高而急剧减少。低纬热带海区，海面上湿度大，蒸发量显著低于副热带海区，因此导致蒸发耗热因此导致蒸发耗热Qe呈双峰分布形式。海呈双峰分布形式。

16、海气感热交换气感热交换Qh随纬度变化不大，随纬度变化不大，且量值较小。且量值较小。 图图3-83-8（a a） 世界大洋海面年平均热世界大洋海面年平均热 收支随纬度的分布收支随纬度的分布 图图3-83-8（b b） 北半球大洋上平衡参数的年北半球大洋上平衡参数的年 平均值随纬度的变化平均值随纬度的变化( ) ( )A - 1 0.7C- 1 SSOSQQ =辐射的吸收辐射的吸收辐射的损失辐射的损失卡路里卡路里损失损失损失损失剩余剩余水气的热交换水气的热交换纬度纬度 在水气交换过程中能量的吸收与释放保持平衡在水气交换过程中能量的吸收与释放保持平衡一、在铅直方向上的热输运（一、在铅直方向上的热输运

17、（QZQZ） 主要通过湍流进行，主要通过湍流进行，海面上的风、浪和流等引起的涡动混合，把海面的热量向海面上的风、浪和流等引起的涡动混合，把海面的热量向下输送的。下输送的。海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密作用引起对流，海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密作用引起对流，对流的结对流的结果却使热量向上输送果却使热量向上输送。 此外，局部海域的埃克曼抽吸和大风卷吸，导致下层冷水上涌；有升、降流海此外，局部海域的埃克曼抽吸和大风卷吸，导致下层冷水上涌；有升、降流海域，热输送显著。域，热输送显著。 二、在水平方向上的热输送（二、在水平方向上的热输送（QAQA） （P80P80） 式中：式中：

18、Cp定压热容；定压热容；密度；密度；V流速；流速；t温度温度 影响海流流经海区热变化不是水温绝对值的高低，而是在海流方向上的水影响海流流经海区热变化不是水温绝对值的高低，而是在海流方向上的水温梯度。即有温梯度。即有: : Q QA A=-C=-Cp pVV水温梯度水温梯度 （3-363-36） 式中负号式中负号热量输送方向与温度梯度方向相反。热量输送方向与温度梯度方向相反。三、海洋中的全热量平衡三、海洋中的全热量平衡 （P80 ） 将上述海面热平衡方程（将上述海面热平衡方程（3-263-26），增加海洋内部的），增加海洋内部的QzQz，Q QA A项，则得项，则得海洋海洋全热量平衡方程全热量平

19、衡方程： Q Qt t=Q=Qs s-Q-Qb bQ Qe eQ Qh hQ Qz zQ QA A (3-37) (kjm (3-37) (kjm-3-3ss-1-1) ) 式中，式中，Q Qs s，太阳辐射能；，太阳辐射能；Q Qb b回射辐射能；回射辐射能；Q Qe e，蒸发耗热能；，蒸发耗热能；Q Qh h，感热交换，感热交换能量；能量；Q Qz z，铅直方向的热运输能量；，铅直方向的热运输能量；Q QA A，水平方向运输能量。，水平方向运输能量。适用于任何时段局部海区的热平衡计算。适用于任何时段局部海区的热平衡计算。Q Qt t00，水温升；，水温升；Q Qt t00,S低。低。 4）

20、副热带海区）副热带海区(subtropicalregion)：蒸发大于降水：蒸发大于降水,P-E 蒸发，水量盈蒸发，水量盈余，平均盐度低。余，平均盐度低。 大西洋（大西洋（AtlanticOceanAtlanticOcean）：降）：降水少，蒸发水少，蒸发 降水降水+ +径流，导致水位径流，导致水位损失损失12cm/a12cm/a。平均盐度高。平均盐度高。 表表3-2 3-2 三大洋每三大洋每1010纬度带内表面水温的年平均值（纬度带内表面水温的年平均值（）（据）（据DefantDefant，19611961）图3-14大西洋准经向断面水温分布（断面位置见图3-13中的粗虚线）（据及，1973

21、） （二）水温的铅直分布图图3-15 3-15 大洋平均温度典型铅直分布大洋平均温度典型铅直分布（据（据Pickard et al.Pickard et al.， 19901990）图图3-16 季节性跃层生消规律实例季节性跃层生消规律实例 （三）水温的变化（三）水温的变化 (P91) 世界大洋盐度平均值世界大洋盐度平均值(mean salinity of the world socean)以大西洋最高，以大西洋最高，为为34.90；印度洋次之，为；印度洋次之，为34.76，太平洋最低，为，太平洋最低，为34.62。空间分布不均匀。空间分布不均匀。 1. 1.海洋表层盐度的平面分布海洋表层盐度

22、的平面分布 将世界大洋表层的盐度分布（图将世界大洋表层的盐度分布（图3-173-17）和年蒸发量与降水量之差（）和年蒸发量与降水量之差（E-PE-P）的地理分布）的地理分布（图（图3-183-18）相对照，可以看出，（）相对照，可以看出，（E-PE-P）的高值区与低值区分别与高盐区和低盐区存在着极）的高值区与低值区分别与高盐区和低盐区存在着极相似的对应关系。相似的对应关系。 。 （二）大洋盐度的铅直向分布（二）大洋盐度的铅直向分布 由图由图3-193-19、图、图3-203-20可见：可见： 图图3-19 3-19 太平洋准经向断面上的盐度分布太平洋准经向断面上的盐度分布（断面位置见图（断面位

23、置见图3-133-13中的粗虚线）中的粗虚线）（据（据及及，19631963）图图3-20 大西洋准经向断面上的盐度分布大西洋准经向断面上的盐度分布（断面位置同图（断面位置同图3-14） （及及，1963） 赤道区：赤道区：(equator zone) (equator zone) 表层均匀低盐层、表层均匀低盐层、100-200m100-200m盐度最大盐度最大层层盐度跃层盐度跃层(halocline)(halocline)800-1000m盐度最小层盐度最小层, ,缓慢增加，南强北弱缓慢增加，南强北弱。 副热带海区副热带海区(subtropical zone)(subtropical zon

24、e)：表层厚：表层厚400-500m均匀高盐层、均匀高盐层、6 600-1000m盐度最小层盐度最小层. . 极地海区极地海区(polarregion)(polarregion)： 表层低盐，随深度增大，盐度增加。所有表层低盐，随深度增大，盐度增加。所有海区，海区， 2000m以下深度的铅直梯度皆很小。以下深度的铅直梯度皆很小。图图3-21 3-21 大洋中平均盐度的典型铅直分布大洋中平均盐度的典型铅直分布（据（据Pickard et al.Pickard et al.， 19901990） 1.日变化日变化(diurnalchange)： 表层很小，变幅通常小于表层很小，变幅通常小于0.05

25、。下层，受内波。下层，受内波(internalwave)的影响，的影响，常有大于表层的。常有大于表层的。 日较差：一天中最高、最低盐度之差。日较差：一天中最高、最低盐度之差。 2.年变化年变化(seasonalchange)： 受蒸发受蒸发(evaporation)、降水、降水(precipitation)、径流、径流(runoff)、融冰、融冰(icemelting)结冰结冰(icing)及大洋环流及大洋环流(oceancirculation)等因素制约。各海区等因素制约。各海区的年变化特征各不相同。的年变化特征各不相同。 3.不规则变化不规则变化(irregularchange)： （1）

26、径流）径流(runoff) （2）地震）地震(earthquake)（三）大洋盐度的变化（三）大洋盐度的变化 （P97P97）图图3-22 大西洋每大西洋每2纬度带的年平均表层温度、盐度和密度分布纬度带的年平均表层温度、盐度和密度分布（据（据Dietrich，1980，改绘），改绘） 图图3-23大洋中典型的密度铅直向分布大洋中典型的密度铅直向分布（据（据Pickard et al.， 1990） 赤道赤道赤道赤道赤道赤道热带热带热带热带热带热带高纬带高纬带高纬带高纬带高纬带高纬带密度跃层密度跃层温度跃层温度跃层盐度跃层盐度跃层3.4.2 海洋水团海洋水团 (P100)一、水团的定义一、水团的

27、定义 指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指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。简言之，具有一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。简言之，具有“内同性内同性 ”、 “外异性外异性”。通常将温盐特性作为分析水团的主要指标。采用。通常将温盐特性作为分析水团的主要指标。采用温盐图解判定水团的数目。温盐图解判定水团的数目。北阿特拉尼克深水层北阿特拉尼克深水层地中海地中海南极中层水南极中层水南极底层水南极底层水表层表层水水 1）表层水以下与）表层水以下与大洋主温跃层以上大洋主温跃层以上的海

28、水。的海水。 2）副热带海域的）副热带海域的表层水下沉形成的。表层水下沉形成的。 3）高盐高温，）高盐高温，只能下沉到表层水只能下沉到表层水以下的深度上。以下的深度上。 4）大部分水体）大部分水体流向低纬一侧，沿流向低纬一侧，沿主温跃层散布，少主温跃层散布，少部分流向高纬一侧。部分流向高纬一侧。 水的运动方式：水的运动方式：) (2) ( 222-2-IBClClI Brr+=+图图34-2a 各大洋次表层水团的分布各大洋次表层水团的分布4k=图图3-4-2b 各大洋的各大洋的t-S分布分布三、水团分析三、水团分析 (P101） （一）定性的综合分析方法（一）定性的综合分析方法 （经验法）：（

29、经验法）：绘制研究海区中各种特绘制研究海区中各种特性的分布变化图及温盐图解等图表，性的分布变化图及温盐图解等图表，定性描述（见下定性描述（见下图图3-4-2b)3-4-2b) 。 （二）浓度混合分析方法：（二）浓度混合分析方法：根据根据水团分析的水团分析的tS图解几何学方法，图解几何学方法，定量的确定水团的边界定量的确定水团的边界（等于（等于50%）和混合区和混合区（小于（小于50% ） 。 （三）概率统计分析法：（三）概率统计分析法：目前已被应用的主要有目前已被应用的主要有海水特征频率分析海水特征频率分析法、法、判别分析判别分析法、法、聚类分析聚类分析法、法、对应分析对应分析法、法、场分解分

30、析场分解分析法等。法等。 （四）模糊数学分析方法（四）模糊数学分析方法 ：隶属函数描述一水体对水团的隶属度。隶属函数描述一水体对水团的隶属度。四、水型和水系四、水型和水系（P102P102） （一）水型（一）水型（water typewater type） 性质完全相同的水体元的集合性质完全相同的水体元的集合 （二）水系（二）水系（water systemwater system） 符合一个给定条件的水团的集合符合一个给定条件的水团的集合 。如。如“沿沿岸水系岸水系”低盐水团的集合，低盐水团的集合，“外海水系外海水系” 高盐水团的集合、高盐水团的集合、“暖水系暖水系”、“冷水系冷水系”。 （三

31、）、（三）、大洋水团大洋水团(Water mass)(Water mass) 表层水表层水(surface water)(surface water)：富溶解氧富溶解氧； 次表层水次表层水(subsurface water)(subsurface water)：高盐高盐；中层水；中层水(intermediate water)(intermediate water)：低盐低盐；高盐中层水：地中海，红海；高盐中层水：地中海，红海； 深深层水层水(deep water)(deep water)：贫氧贫氧；底层水；底层水(bottom water)(bottom water)：高密；海洋锋：高密；海洋

32、锋(sea sharp)(sea sharp)和中尺度涡和中尺度涡(mesoscale eddy)(mesoscale eddy)。 3.4.3 3.4.3 海洋混合及温度、盐度、密度的细微结构海洋混合及温度、盐度、密度的细微结构 （P102P102） 一、海洋湍流与混合一、海洋湍流与混合（一）湍流的基本特征（一）湍流的基本特征（二）湍流的生消（二）湍流的生消2)(zKEM=2zukMNoImage可见，平均流速梯度与海水静力稳定度是制约湍流生消的主要因子。可见，平均流速梯度与海水静力稳定度是制约湍流生消的主要因子。 （三）海水混合的区域性（三）海水混合的区域性 1.1.界面混合界面混合(in

33、terfaceblending)(interfaceblending) 海海-气界面气界面：风混合；热力对流混合。：风混合；热力对流混合。 海底层混合海底层混合：由海流、潮流等引起，自海底向上发展。：由海流、潮流等引起，自海底向上发展。 海洋锋区：不同水团相交汇的海区，有水平和垂直混合。海洋锋区：不同水团相交汇的海区，有水平和垂直混合。 “双扩散对流双扩散对流”效应：由于分子热传导系数大于盐扩散系数（效应：由于分子热传导系数大于盐扩散系数（100倍），倍），引起的自由对流，促进海洋内部混合。通常两种形式：引起的自由对流，促进海洋内部混合。通常两种形式： 1）冷而淡的海水置于暖而咸的海水之上，温

34、度出现不稳定状态，分子扩）冷而淡的海水置于暖而咸的海水之上，温度出现不稳定状态，分子扩散方向，使上层海水增温增盐，下层降温降盐，由于热传导系量是盐扩散系散方向，使上层海水增温增盐，下层降温降盐，由于热传导系量是盐扩散系数的数的100倍，所以上层海水由于增温而密度减小，导致海水从界面处上升，下倍，所以上层海水由于增温而密度减小，导致海水从界面处上升，下层降温降盐而密度增大，导致海水从界面处下降。对流从界面开始分别向上层降温降盐而密度增大，导致海水从界面处下降。对流从界面开始分别向上和向下扩展。和向下扩展。 2）暖而咸海水置于冷而淡海水之上，与）暖而咸海水置于冷而淡海水之上，与1）形式相似，上下层

35、海水通过）形式相似，上下层海水通过界面产生对流。海洋中观测到界面产生对流。海洋中观测到“盐指盐指”(saltfinger)双扩散对流效应大大促进双扩散对流效应大大促进了海洋内部的混合。了海洋内部的混合。（四）海洋混合效应及其分布变化（四）海洋混合效应及其分布变化 1.海洋上层的混合效应海洋上层的混合效应 海洋上层是海洋中混合最强烈的区域，包括涡动海洋上层是海洋中混合最强烈的区域，包括涡动混合和由对流混合。混合和由对流混合。 500162. 0,0000. 0=iiKb图图3-24 夏季涡动混合前后温、盐、密度夏季涡动混合前后温、盐、密度 的铅直分布的铅直分布图图3-25 对流混合前后温、盐、密度对流混合前后温、盐、密度的铅直分布的铅直分布 从上从上3-24图可知，在混合可达深度（均匀层）的下界，将不一定同时出现温、图可知，在混合可达深度（均匀层）的下界，将不一定同时出现温、盐跃层或者不会出现温盐跃层。但肯定不会出现密度跃层，这是由于增密下沉的盐跃层或者不会出现温盐跃层。但肯定不