第三章-海水的物理特性和世界大洋的层化结构

第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构第三章海水的物理特性和世界大洋的

层化结构§3.1海水的主要热学和力学性质

§3.2海冰

§3.3世界大洋的热量与水量平衡§3.4世界大洋温度、盐度、密度的分布和水团§3.1海水的主要热学和力学性质§3.1.1纯水的特性海水：是一种溶解有多种无机盐、有机物和气体，并含有许多悬浮物质的混合液体。因测定出海水中含有80多种元素，溶解无机盐总量约3.5%，而不同于纯水。纯水：不包含任何溶解物和悬浮物的纯粹的水，当然也不包括气体。它有特殊的水分子结构，强溶解性和反常的密度变化，作为海水的主体部分，纯水的这些性质势必要影响到海水特性。§3.1.1纯水的特性水分子结构：由于水分子中两个H原子之间的角度不是180°而是如图中的“V”字，形成不对称性，其正、负极性不能相互抵消，所以水分子为极性分子。水分子极性：水分子内部的H和O之间以共价键结合，虽然每个“V”形的水分子呈电中性，但是由于它内部的不均衡性，使得有H的一侧呈略微的正电性，而另一侧则呈略微的负电性§3.1.1纯水的特性水分子缔合：由于水分子的极性，使得一个水分子有H的一侧与别的水分子有O的一侧之间产生吸引力，从而由氢键结合。一个水分子能够这样与周围的4个水分子建立氢键。这样许许多多水分子就被连成了一片。§3.1.1纯水的特性水的强溶解性：由于水的强极性可以吸引溶质表面的分子或离子，使其脱离溶质的表面进入水中。海水的溶解性强于纯水。§3.1.1纯水的特性水的反常密度变化：现象——纯水在大气压力下

4℃时密度最大，为1000千克每立方米。t>4℃—热胀冷缩，t↘

V↘

ρ↗t<4℃—反常膨胀，t↘V↗

ρ↘§3.1.1纯水的特性反常膨胀原因——水分子的缔合。水分子缔合成分子晶体，其晶格排列松散，体积增大，故密度减小。t<4℃时有利于分子的缔合。0℃水结冰时，水分子全部缔合成一个巨大的分子晶体，体积增大，密度减小，所以冰总是浮在水面上。0℃—4℃升温过程中，较大的缔合分子离解为较小的缔合分子，体积收缩，密度增大。

§3.1.1纯水的特性水的热性质特殊：水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面张力值等都比氧的同族化合物高。原因在于：缔合分子的离解需要消耗较多的能量。§3.1.2海水的盐度海水温度：物质内部分子热运动激烈的程度。表征物体冷热程度的物理量，建立在热平衡定律基础上。•海温，就是海水的温度。绝对盐度—海水中溶解物质质量与海水质量的比值。

§3.1.2海水的盐度盐度的首次定义（1902）1kg海水中将(Br-,I-)以氯置换，碳酸盐分解为氧化物,有机物全部氧化,所余固体物质的总克数。利用“海水组成恒定性”性质—不同地域，海水中主要成分的绝对含量不同，但各含量间的比值近似恒定。测定出其中某一主要成分的含量，便可推算出海水盐度。§3.1.2海水的盐度Knudsen盐度公式——S‰=0.030+1.8050Cl‰其中Cl‰为氯度，1kg海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数。用硝酸银滴定法测定。标准海水—国际上统一用一种氯度值为19.374‰，对应盐度值为35.000‰的大洋水作为标准，该大洋水为标准海水。§3.1.2海水的盐度电导盐度(1969)：式中R15为15℃，"一个标准大气压"(101325Pa)下,水样的电导率C(S,15,0)与盐度精确为35.000‰(Cl‰=19.374‰)的标准海水电导率C(35,15,0)之比值。

§3.1.2海水的盐度盐度的重新定义：上式由大洋和不同海区不深于100m水层内采集的135个水样，准确地测定其氯度值计算盐度，同时测定水样的电导比，得出盐度S‰与电导比R15的关系。依此方法测定盐度的精度高且速度快。国际"海洋学常用表和标准联合专家小组"(JPOTS)于1969年推荐该式为海水盐度的新定义。

§3.1.2海水的盐度1978年实用盐标(PSS78)基本思想—重新选择一个电导标准，再用海水相对新标准的电导比来确定海水的盐度值。•选择标准—保持盐度历史资料与实用盐度资料的连续性•实用盐度的固定参考点—浓度为32.4356‰的高纯度KCl溶液K15=C(35,15,0)/C(32.4356,15,0)=1，即在一个标准大气压力下，温度15℃时，海水样品的电导率与标准KCl溶液的电导率之比。K15=1时，标准KCl溶液的电导率，对应盐度为35.000‰§3.1.2海水的盐度实用盐度的计算公式：其中实用盐度S=1000S‰，且无量纲。适用范围：T∈[-2℃，35℃]，S∈[2，42]。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质热容：海水温度升高一度时所吸收的热量，单位：J/℃。比热容：单位质量的海水温度升高一度时所吸收的热量。即单位质量海水的热容。单位：J/kg/℃；海水值：约3890J/kg/℃P.S.单位质量的某种物质属性称“比~~”定压比热容Cp：一定压力下测定的比热容。定容比热容Cv：一定体积下测定的比热容。Cv<Cp；均是S、T、P的函数；海洋学众多用Cp§3.1.3海水的主要热性质和力学性质体积热膨胀

海水热膨胀系数定义——温度升高1℃时，单位体积海水的增量。公式：定压定盐情况下海水热膨胀系数性质：比纯水大；随T、S、P的增大而增大；最大密度温度tρ(max)—热膨胀系数由正值转为负值时所对应的温度。它也是盐度的函数，随海水盐度的增大而降低。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质压缩性海水压缩系数定义：当压力增加1Pa时，单位体积海水体积的负增量。等温压缩：海水微团被压缩时，与周围海水有热量交换而维持水温不变。定盐等温压缩系数公式：§3.1.3海水的主要热性质和力学性质绝热变化

绝热压缩：当一海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换，称为绝热压缩。绝热变化：绝热下沉，P↗，V↘，外力做功，内能增加，T↗；绝热上升，P↘，V↗，对外做功，消耗内能，T↘。绝热温度梯度Г：–海水绝热温度变化随压力的变化率。即绝热变化中各层海水之间的温度梯度。单位：℃/m§3.1.3海水的主要热性质和力学性质位温

定义：海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Θ。性质：海水位温低于现场温度§3.1.3海水的主要热性质和力学性质比蒸发潜热定义：单位质量海水化为同温度的蒸汽所需要的热量，记为L，单位J/kg受盐度影响很小，与纯水接近，可只考虑温度影响。迪特里希（Dietrich,1980)经验公式为：适用范围为0～30℃。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。“暖心”最重要的热源：海水蒸发时所携带巨额热量的水汽进入大气后凝结而释放出来的。海水温度变化较大气缓慢：每年海水蒸发平均失去126cm厚的海水，从而导致气温发生剧烈变化，但是海水比热容相对大气要大得多，在热量等同的情况下，海水温度变化较小，大概从海面至3m深的薄薄一层海水的热容就相当于地球上大气的总热容。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质水汽压：水面上水汽具有的压力。饱和水汽压：逃出水面的水分子数和同时回到水中的水分子数相等时的水汽压。海水的饱和水汽压：由于盐度的存在，饱和水汽压降低。水汽饱和差：表面水温的饱和水汽压和现场实际的水汽压之差。海水蒸发量取决于海面水汽饱和差。

§3.1.3海水的主要热性质和力学性质热传导：热量由高温处向低温处转移（海水分子或海水块体的交换）。热流率：单位时间内通过某一截面的热量(W)热流率密度：单位面积的热流率(W/m²)，大小与海水热传导性能、垂直于传热面的温度梯度有关，即式中为热传导面的法线方向，为热传导系数，单位是瓦特每米每摄氏度，记为W·m-1·℃-1。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质分子热传导：仅由分子的随机运动引起的热传导。热传导系数为10-1量级。随温度的升高而增大。水的热传导系数在液体中除水银之外是最大的。但由于水的比热容很大，所以尽管热传导性好，但水温变化相当迟缓。海水的热导系数比纯水稍低，且随盐度的增大略有减小。主要与海水的性质有关。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质涡动（湍流）热传导：由海水块体的随机运动引起的热传导。热传导系数

主要和海水的运动状况有关。因此，不同季节、不同海域中的系数差别较大。其量级一般为102～103。涡动热传导在海洋的热量传输过程中起主要作用，分子热传导只占次要地位。但在“双扩散”对流时，分子热传导的作用是不可忽视的。§3.1.3海水的主要热性质和力学性质沸点升高和冰点下降随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。Doherty等（1974）给出了冰点关系式：Millero等（1976）在上述基础上又提出了新的公式§3.1.3海水的主要热性质和力学性质海水最大密度温度tρ(max)与冰点温度tf

都随盐度的增大而降低，但前者降得更快。当S=24.695时，两者温度皆为-1.33℃，当盐度再增大，前者便低于后者。

§3.1.3海水的主要热性质和力学性质海水的力学性质海水的粘滞性海水的渗透压海水的表面张力海水的粘滞性当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动(湍流)，在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为式中n为两层海水界面的法线方向，v为流速，称为动力学粘滞系数（粘度，Viscosity)，单位是帕秒。随盐度的增大略有增大，随温度的升高却迅速减小。海水的粘滞性单纯由分子运动引起的的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，其粘滞性可以忽略不计。但在描述海面、海底边界的物理过程中以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力却起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系数则与海水的运动状态有关。海水的渗透压在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透压。随海水盐度的增高而增大。低盐时随温度变化不大，而高盐时随温度的升高增幅较大。对海洋生物影响很大。生物的细胞壁就是一种半渗透膜，不同生物细胞壁性质不同，对盐度适用范围也不同，这是海洋生物学家所关注的问题。海水的表面张力表面张力：在液体的自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小。海水的表面张力随温度的增高而减小，随盐度的增大而增大。海水杂质的增多也会使海水表面张力减小。表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。

§3.1.4海水的密度和海水状态方程

密度：单位体积物体的质量；比容：单位质量物体的体积是比容。海水密度定义——单位体积海水的质量。符号：ρ单位：kg/m³海水比容定义——单位质量海水的体积。符号：α单位：m³/kg，关系——α=1/ρ，ρα=1。海水的密度、比容都是S、T、P的函数，密度记作ρ(S,T,P)为现场密度，一定温、盐、压下测得的密度为条件密度。§3.1.4海水的密度和海水状态方程密度超量定义式：γ=ρ-1000kg/m³（3—19）海水密度变化范围：1.02000<ρ<1.03000

g/cm³海水比容变化范围：0.9000<α<1.0000

cm³/g比容偏差（异常，距常）和热比容偏差海洋学中经常用到的不是现场比容α(S，t，p)，而常使用δ=α(S，t，p)-α(35，0，p)(3-20)的差值。δ称为比容偏差，也可将其记为δ(S，t，p)。式中α(35，0，p)是海水盐度为35，温度0℃，海压为p时的比容。§3.1.4海水的密度和海水状态方程海洋学中还常使用热比容偏差，有人也称为热盐比容偏差，用符号△或△(S，t)表示△(S，t)=α(S，t，0)-α(35，0，0)(3—21)它表示在海面上(海压为0)的比容与盐度为35，温度为0℃时的比容偏差。已知α(35，0，0)=0.97266204×10-3m3.kg-1，由式(3－19)与(3－21)可得§3.1.4海水的密度和海水状态方程海水密度随温、盐、压的变化§3.1.4海水的密度和海水状态方程在同一温度下，密度随盐度的增大而增大对应某一特定盐度，有一最大密度时的温度点。该最大密度点温度随着盐度的增大而降低。密度随压强增大而增大，但增幅不大。§3.1.4海水的密度和海水状态方程状态方程—联系温度﹑压力和密度(或体积)三个物理量的关系式称为状态方程。海水状态方程—描述海水状态参数之间关系的方程式。最常用的是表达海水的现场密度(或现场比容)同温度(T)﹑盐度(S)和压力(p)之间关系的经验公式。

§3.1.4海水的密度和海水状态方程1980年国际海水状态方程（EOS80），JPOTS推荐从1982年1月1日启用。（一）“一个大气压国际海水状态方程”在“一个标准大气压”(海压为0)下，海水密度ρ(S，t，0)与实用盐度S和温度t(℃)的关系式为§3.1.4海水的密度和海水状态方程而式3-23的适用范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42。§3.1.4海水的密度和海水状态方程（二）高压国际海水状态方程高压下海水密度ρ(S，t，p)与实用盐度S，温度t(℃)和海压p(Pa)的关系式为式中ρ(S，t，0)如式(3－23)所示；K(S，t，p)为割线体积模量，由下式给出：§3.1.4海水的密度和海水状态方程割线体积模量中的纯水项由下式给出：§3.1.4海水的密度和海水状态方程该方程的适应范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42，海压0～108Pa，压力匹配因数n=10-5。式(3—24)也可写成比容的计算形式高压状态方程的一个优点是，比原有的其它形式的状态方程更为精确，用于计算海水的体积热膨胀系数或压缩系数等，精度也很高。另外，方程清楚地给出海水体积模量的“纯水项”，“标准大气压项”和“高压项”，给理论研究和实验、计算带来很大方便。§3.1.4海水的密度和海水状态方程在式(3—24)或(3—25)中的温度皆采用1968年国际实用温标(IPTS-68)，1990年国际温标(ITS—90)与其有如下关系

t90=0.99976t68或

t68=1.00024t90t68与t90除在0℃之外，是有差别的。如以上所提到的纯水的冰点为0℃，严格说应是0.010℃(IPTS-68或ITS-90)，沸点为100℃(IPTS-68)，但用ITS-90时则为99.974℃；相应地，其最大密度时的温度变为(3.984±0.005)℃(t90)。§3.2海冰§3.2.1海冰的形成、类型和分布§3.2.2海冰的物理性质§3.2.3海冰与海况

§3.2.1海冰的形成、类型和分布

海冰定义狭义：海水冻结而成的冰广义：在海洋中见到的冰，包括大陆冰川、河流及湖泊流滑入海中的淡水冰。世界大洋中约有3%-4%的面积被海冰覆盖着。§3.2.1海冰的形成、类型和分布海冰的形成形成条件：海水温度降至冰点；相对冰点稍有过冷现象；有凝结核存在。形成过程原理：tρ(max)随盐度的增大而降低的速度比tf快。当S﹤24.695时，结冰情况与淡水相同；当S﹥24.695时，海水冰点高于最大密度温度，海面温度降低到冰点，但海水仍在增密过程，使海水呈对流混合状态而无法结冰。只有当对流混合层的温度同时到达冰点，海水才会在整个对流混合层同时结冰。§3.2.1海冰的形成、类型和分布海冰的分类按结冰过程的发展阶段：初生冰；尼罗冰；饼状冰；初期冰；一年冰；老年冰。初生冰：最初形成的海冰，都是针状或薄片状的细小冰晶；大量冰晶凝结，聚集形成粘糊状或海绵状冰，在温度接近冰点的海面上降雪，可不融化而直接形成粘糊状冰。在波动的海面上，结冰过程比较缓慢，但形成的冰比较坚韧，冻结成所谓莲叶冰。

§3.2.1海冰的形成、类型和分布尼罗冰初生冰继续增长，冻结成厚度10cm左右有弹性的薄冰层，在外力的作用下，易弯曲，易被折碎成长方形冰块。饼状冰破碎的薄冰片，在外力的作用下互相碰撞、挤压，边缘上升，形成直径为30cm至3m，厚度在10cm左右的圆形冰盘。在平静的海面上，也可由初生冰直接形成。初期冰由尼罗冰或冰饼直接冻结一起而形成厚约10～30cm的冰层。多呈灰白色。一年冰由初期冰发展而成的厚冰，厚度为30cm至3m。时间不超过一个冬季。老年冰至少经过一个夏季而未融化的冰。其特征是，表面比一年冰平滑。§3.2.1海冰的形成、类型和分布按海水的运动状态固定冰：与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰。冰架，冰脚流（浮）冰：自由浮在水面上，能随风、流漂移的冰。冰山：由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体§3.2.1海冰的形成、类型和分布海冰的分布北冰洋海冰分布：冬季夏季§3.2.1海冰的形成、类型和分布南极大陆海冰分布：冬季夏季§3.2.1海冰的形成、类型和分布北冰洋：3-4月，最大，约占北半球面积的5%；8-9月，最小，约占最大覆冰面的3/4；多年冰厚度3-4m–流冰：绕洋盆边缘运动，冰界线58°N；冰山：发源地—格陵兰；平均冰界线40°N南极大陆：世界最大的天然冰库；终年被冰覆盖–冰界线：南太平洋50-55°S；印度洋45-55°S；南大西洋43-55°S§3.2.2海冰的物理性质盐度定义：海冰融化后海水的盐度，一般为3-7“盐泡”和“气泡”：结冰时来不及流走的盐分以卤汁的形式被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”；结冰时来不及逸出的气体被包围在冰晶之间的空隙里形成“气泡”。影响盐度因素（卤汁）：冻结前海水的盐度；冻结前海水盐度越高海冰的盐度也越高；冻结的速度（冻结越快，卤汁越多，盐度越高）；下层冰层比上层慢，盐度随深度的加大而降低；冰龄（冰龄越大，盐度越小）§3.2.2海冰的物理性质海冰的密度纯水冰0℃—917kg/m³海冰密度低于纯水冰（含有气泡）新冰—914-915kg/m³冰龄越长，密度越小（卤汁渗出）由于海冰密度比海水小，所以它总是浮在海面上。§3.2.2海冰的物理性质海冰的热性质和其他物理性质

1、比热容：比纯水冰大；S↗，↗；T↘，↘2、融解潜热：比纯水冰大3、热传导系数：比纯水冰小；Z↗，↗；表层为纯水冰的1/3，1m以下和纯水冰近似4、热膨胀系数（即密度随温盐的变化）5、抗压强度：约为纯水冰的3/4（有空隙）6、对太阳辐射的反射率：远远大于海水§3.2.3海冰与海况1、对海洋水文要素铅直分布的影响a、海水铅直对流混合使海洋水文要素铅直均匀分布b、把表层高溶解氧的海水向下输送c、把底层营养海水输送到表层d、有利于生物大量繁殖，造就丰富的渔业资源e、融冰时，出现密度跃层–暖而淡的海水覆在高盐的冷水上§3.2.3海冰与海况2、对海洋动力现象的影响：海冰减小潮差和流速，减小波高，阻碍波浪传播3、对海洋热状况的影响：海冰阻碍海水与大气的热交换；制约海温变化4、极地海区形成大洋底层水：高盐、低温的高密海水可行成南极底层水5、对人类活动的影响a、负面：封锁港口和航道；影响航海；造成海难b、正面：未来可解决全球淡水问题§3.3世界大洋的热量与水量平衡

§3.3.1海面热收支§3.3.2海洋内部的热交换

§3.3.3海洋中的水平衡§3.3.1海面热收支收入：世界大洋中的热量几乎全部是通过海气界面到达海洋的太阳辐射能Qs

支出：海面有效回辐射Qb、蒸发Qe

加上：海气间感热交换Qh

从而得海面热收支余项Qw：Qw=Qs-Qb±Qe±Qh

§3.3.1海面热收支海面热收支图示整个大洋长期Qw=0，局部海区短期Qw大于零时，局部海区得到热量；小于零时，失去热量。

§3.3.1海面热收支太阳辐射能Qs太阳辐射能量99.9%集中在0.2-10.0μm波段，其中可见光的能量占44%，红外部分占47%，紫外线部分占9%。太阳常数：因太阳高度不同，太阳光行走距离长短有异，相同表面积的地表在不同纬度接收的太阳辐射量不同。太阳常数S0为在地日平均距离处，和太阳光线垂直的大气上界的单位面积、单位时间接受的总辐射能，其值为：S0=1367±7W/㎡。全球平均接收到的太阳辐射能只有太阳常数的1/4；下图为处于不同纬度的三地接受太阳辐射能之差异：太阳辐射能Qs太阳辐射能Qs太阳辐射能最强的波长为0.475μm，为短波辐射，对应于可见光中的青光波段。影响太阳辐射到达海面的因素：云量、云状和太阳高度Ｈ（太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角）。一年中，低纬海区所接受的太阳辐射要大于高纬海区；同一天内，中午前后所接受的太阳辐射要大于早、晚。

太阳辐射能Qs太阳辐射总量在一年中的变化：6月的北半球夏季，太阳总辐射量随纬度的分布变化梯度较小，因为太阳高度和日照时间对太阳辐射作用向反。12月的北半球冬季，太阳辐射随纬度增高而陡降是太阳高度和日照时间共同作用的结果。北极圈内出现极夜，无日照。

月总辐射量随纬度的变化太阳辐射能Qs一年中不同纬度地区接受的平均太阳日辐射太阳辐射能Qs辐射量随纬度的不均匀分布：低纬度有热量盈余，中、高纬地区热量亏损。

海面有效回辐射Qb

海面有效回辐射＝海面的长波辐射－大气长波回辐射影响因素：海面水温、海上水汽含量和云的特征晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化（下图）

海面有效回辐射Qb相对湿度一定，Qb随温度升高而减小；温度一定，Qb随湿度的增高而减小。（温度、湿度变化对大气回辐射的影响更大）海面有效回辐射Qb辐射平衡：由于海面水温和海面上层的相对湿度的日变化和年度变化相对较小，因此海面有效回辐射的地理变化和季节变化比较小。全球的太阳辐射Qs大于海面有效回辐射Qb的那部分热盈余，这部分热盈余称为辐射平衡。蒸发耗热Qe海面蒸发，海水将部分热量以潜热形式带入大气，海洋失去热量；大气中水汽凝结时，又将热量释放出来，几乎全部留在大气中。蒸发只能使海洋耗热。影响蒸发速率的因素：近海面空气层中的水汽铅直梯度；海面水温ｔw与近海面气温ｔa；风等ｔw＞ｔa有利于海面蒸发，ｔw＜ｔa不利于海面蒸发，产生稳定层结。海气间感热交换Qh由于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。其交换的物理机制同(三)中所述。不同海区和不同季节，海-气的感热交换有明显差别。平均而言，世界大洋通过感热交换向大气输送热量，相当于辐射平衡热盈余的10％。在一些海洋学书刊中将感热交换Qh与蒸发耗热Qe之比称为鲍恩比。它是计算海洋热平衡的一个重要参数。年平均热收支随纬度的变化低纬度有热量收入，中、高纬地区失去热量，势必热量将由低纬向中高纬转移，形成海洋内部热交换。（点线为Qs－Qb，短线为Qe，点虚线为Qh，连续线为热平衡余项）

§3.3.2海洋内部的热交换

在铅直方向上的热输送Qz

在水平方向上的热输送QA

海洋中的全热量平衡

在铅直方向上的热输送Qz主要是通过湍流进行的，它是通过海面上的风、浪和流等引起的涡动混合，把海面的热量向下输送的。一般说来，它的作用多是将海水表层所吸收的辐射能向海洋深层输送。在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，对流的结果却使热量向上输送。抽吸或卷吸引起冷水上涌；升、降流在水平方向上的热输送QA

主要通过海流输送来完成。主要影响因素：海流方向上的水温梯度，即有式中负号说明热量输送方向与温度梯度方向相反。整个世界大洋的海面热平衡呈纬向带状分布，从而水温分布亦相似。因此，海流在大洋中水平方向的热输送，沿径向最为明显。海洋中的全热量平衡

在通过海面的热平衡方程基础上，再同时考虑到海洋内部的热交换，即有Qt=Qs-Qb±Qe±Qh±Qz±QA

该式称为海洋全热量平衡方程。适用于任何时段和局部海区的热平衡计算。当Qt＞0时，海水有净的热量收入，水温将升高；反之，当Qt＜0时，水温将降低。Qt的绝对值越大时，则相应地升温或降温的速率将越快。当Qt由正值转为负值时，此Qt=0，对应于温度的极大值；反之当Qt由负值转为正值，Qt=0时，则为水温极小值。§3.3.3海洋中的水平衡海洋与外界还不断地进行水量交换。水循环，热平衡影响水平衡的因子—收入：降水(Precipitation)、陆地径流(Runoff)和融冰；支出：蒸发和结冰。§3.3.3海洋中的水平衡蒸发：分布不均匀。