1. 海洋溫度分層

海水密度分布的不均而導(dǎo)致壓力分布不均，在壓強(qiáng)梯度力與地轉(zhuǎn)偏向力達(dá)到平衡時(shí)所引起的海水運(yùn)動(dòng)稱為密度流,，又稱梯度流,。

海水密度與溫度和鹽度有關(guān)，溫度和鹽度的水平差異使得海水密度分布不均勻,，從而引起海水流動(dòng),。根據(jù)海洋中溫度和鹽度分布特點(diǎn)，一般而言,，溫度和鹽度效應(yīng)在中緯度海區(qū)幾乎相互抵消,，而在低緯和高緯海區(qū)則相互加強(qiáng)。此外,，根據(jù)洋流水溫的高低還可將洋流分為暖流和寒流,。暖流比流經(jīng)海區(qū)的溫度高，寒流比流經(jīng)海區(qū)的溫度低,。暖流和寒流大都是偏南北方向流動(dòng)的洋流,。

2. 海洋溫度范圍

   海洋中水溫變化的幅度從零下兩度到30度,，海水的最低溫度就是海水結(jié)冰的溫度，而最高溫度則決定于太陽輻射過程以及海水與大氣之間進(jìn)行熱量交換的各種過程,，在陸地所包圍的海區(qū)中,，海水的表面溫度也可能比上述最高值更高，但在大洋以及大部分錢海中就有很少超過30度的在海洋城,，溫度一般都很低,，大體在零下1度到4度之間

3. 海洋溫度分層的原因

c海洋的垂直分層 大洋區(qū)的水層可垂直劃分為若干帶。

①上層帶,，下限為浮游植物的補(bǔ)償深度,，即光合作用產(chǎn)生的氧恰與呼吸作用消耗的氧相等的深度，其具體數(shù)值取決于光強(qiáng)和水的透明度,，一般10～120米,平均約為50米,。

②中層帶，起于上層帶的下限,，下至200～300米深處,。

③次中層帶，水深可達(dá)600～700米,。

④半深帶,，水深由600～700米至2000～2500米，幾乎無光,。

⑤深層帶,，水深2500～6000米，無光,。

⑥深淵帶,，水深在6000米以下，無光,。

4. 海洋溫度剖面

白天風(fēng)從海上吹向陸地,，夜晚風(fēng)從陸地吹向海洋。前者稱為海風(fēng),，后者稱為陸風(fēng),，合稱為海陸風(fēng)。夜晚的海陸風(fēng),，即從陸地吹向海洋的陸風(fēng)——日落以后,，陸地降溫比海洋快；到了夜間,，海上氣溫高于陸地,，就出現(xiàn)與白天相反的熱力環(huán)流而形成低層陸風(fēng)和鉛直剖面上的陸風(fēng)環(huán)流。這種從陸地吹向海洋的陸風(fēng)一般都會(huì)有溫?zé)岬母杏X,。

5. 海洋 溫度

因?yàn)楹Ｋ膶?dǎo)熱速度高于陸地的導(dǎo)熱速度,，白天太陽直射時(shí)海水很快把溫度傳至深海,，土壤傳導(dǎo)溫度的速度低，因此白天陸地溫度高于海洋溫度,，相反夜間海水能迅速把地心溫度傳播出來,。

海水的比熱容比陸地大，也就是在同樣的情況下,，海洋吸熱放熱都比陸地要慢一些,。夜間，海洋和陸地都要降溫,，但海洋降溫降的慢一些,，故海洋要比陸地氣溫高

6. 海洋溫度分布規(guī)律

大洋表層的水溫分布進(jìn)入海洋中的太陽輻射能,除很少部分返回大氣外,余者全被海水吸收,轉(zhuǎn)化為海水的熱能.其中約60％的輻射能被1m厚的表層吸收,因此海洋表層水溫較高. 大洋表層水溫的分布,主要決定于太陽輻射的分布和大洋環(huán)流兩個(gè)因子.在極地海域結(jié)冰與融冰的影響也起重要作用. 大洋表層水溫變化于-2～30℃之間,年平均值為17.4℃.太平洋最高,平均為19.1℃；印度洋次之,為17.0℃,；大西洋為16.9℃.相比各大洋的總平均溫度而言,大洋表層是相當(dāng)溫暖的. 各大洋表層水溫的差異,是由其所處地理位置,、大洋形狀

7. 海洋溫度分層圖

受來自海洋暖濕氣流的影響。

溫帶海洋性氣候分布于南北緯40一一60度大陸西岸的平原地區(qū),。

平原地勢低,，氣溫高。平原利于來自海洋溫暖濕潤的氣流登陸,，使這些地方氣溫較高,。最重要的是這里地處西風(fēng)帶，西風(fēng)來自海洋表面溫暖濕潤,，（冬季海洋氣溫高于同緯大陸）,，同時(shí)沿岸又有暖流經(jīng)過，氣流溫度更高,，因此受暖濕氣流的影響,，氣溫高于零度。