第七章 海洋环流-1——【海洋学 赵栋梁版】
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海洋学：第七章 大洋环流
45 az
• 其中：
a 2 sin
Kz
V0
y 2Kz sin
： 二、受力分析与调整过程
surface
摩擦力与科氏力平衡
100-200 meters depth
： 三、空间结构
V0eaz 45 az
• 表层流速最大，流向偏于 风向的右方45度；
• 随深度增加，流速逐渐减 小，流向逐渐右偏；
界流等； • 按运动方向：上升流，下降流； • 按海流温度与周围海水温度差异分:寒流，
暖流等
大洋表层环流
California Current
Gulf Stream
回顾：大洋边界流的温度特性
二、影响和引起海水运动的力
牛顿第二定律
Mass Acceleration Force
dv F
dt
• 引起海水运动的力： 重力，压强梯度力，风应力，引潮力，火
三、海水动力学方程
• 运动方程：牛顿二定律
F
ma
m
dV dt
• 速度V是时间和空间的函数，即V=V(x,y,z,t) • 实质微商：
dV V V dx V dy V dz V u V v V w V
dt t x dt y dt z dt t x y z
三、海水动力学方程
垂直尺度：几十到几百米 三维流动，水平显著，垂直方向相当微弱。
(为什么呢？) 有些海流沿垂直方向流动：上升流、下降流
潮流是不是海流呢？
海流的单位： 海流是矢量.
流速大小，单位为m/s； 流流向量：单为位：“S去v向er”dr，up地(S理V)=方10位6 角m3/表s 示，向流速北* 流 记为0，向东90。（风来流去）
2、压强梯度力：
《海洋地理学》第七讲 海洋环流
在北半球垂直于压强梯度力指向梯度力
重力
3 地转流
三、地转流场与密度场、质量场之间的关系
海洋中的密度变化是连续的，因此，由于海水密度分布不 均匀产生斜压场引起的地转流场的变化也应当是连续的。 当海水上层流速大于下层流速时，我们顺流而立，则在北 半球密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面 自左下向右上倾斜。在南半球则相反。
可以根据大洋上层等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方 向定性推断地转流的方向。
3 地转流
四、地转流的动力计算方法
借助于海洋调查中的温度、盐度和深度（压力）资料，根 据海水状态方程，首先计算海水的密度或比容，进而计算 等压面之间的位势差，再进行地转流的计算。
海兰－汉森公式
适应于内压场引起的地转流。 海底为流速参考零面。
北半球，西风漂流是日本暖流和墨西哥湾暖流的延续，分别称为北 大西洋暖流和北太平洋暖流。由于这两股暖流的海水是从大洋西部的低 纬度流来的，故属暖流性质。 南半球，各大洋的西风漂流连在一起，形成了全球性环流，其性质 属寒流，原因是： 1、南半球的西风漂流是环绕南极大陆流动的，而南极大陆是一个 冰雪覆盖的大陆，气温极低，影响周围水域的温度 2、南极大陆延伸出来的冰舌，进入海面后形成了漂浮的冰山，这 些浮冰融化时吸收大量的热能，从而使海水的温度降低 3、南极大陆的强劲而干冷的极地东风也加剧了海水的降温
4、《真腊风土记》(元)记载：① 自温州开船，西南行，历闽、广 海外诸州港口，过七洲洋，经交 趾洋到占城。又自占城顺风可半 月到真腊；②真腊四时常如五六 月天，不识霜雪，半年有雨，半 年绝无；③信教者削发穿黄，偏 袒右肩，其下系黄布裙，跣足。 据此并结合图1，回答下题。
4 风海流
三、风海流的体积运输
重力
3 地转流
三、地转流场与密度场、质量场之间的关系
海洋中的密度变化是连续的，因此，由于海水密度分布不 均匀产生斜压场引起的地转流场的变化也应当是连续的。 当海水上层流速大于下层流速时，我们顺流而立，则在北 半球密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面 自左下向右上倾斜。在南半球则相反。
可以根据大洋上层等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方 向定性推断地转流的方向。
3 地转流
四、地转流的动力计算方法
借助于海洋调查中的温度、盐度和深度（压力）资料，根 据海水状态方程，首先计算海水的密度或比容，进而计算 等压面之间的位势差，再进行地转流的计算。
海兰－汉森公式
适应于内压场引起的地转流。 海底为流速参考零面。
北半球，西风漂流是日本暖流和墨西哥湾暖流的延续，分别称为北 大西洋暖流和北太平洋暖流。由于这两股暖流的海水是从大洋西部的低 纬度流来的，故属暖流性质。 南半球，各大洋的西风漂流连在一起，形成了全球性环流，其性质 属寒流，原因是： 1、南半球的西风漂流是环绕南极大陆流动的，而南极大陆是一个 冰雪覆盖的大陆，气温极低，影响周围水域的温度 2、南极大陆延伸出来的冰舌，进入海面后形成了漂浮的冰山，这 些浮冰融化时吸收大量的热能，从而使海水的温度降低 3、南极大陆的强劲而干冷的极地东风也加剧了海水的降温
4、《真腊风土记》(元)记载：① 自温州开船，西南行，历闽、广 海外诸州港口，过七洲洋，经交 趾洋到占城。又自占城顺风可半 月到真腊；②真腊四时常如五六 月天，不识霜雪，半年有雨，半 年绝无；③信教者削发穿黄，偏 袒右肩，其下系黄布裙，跣足。 据此并结合图1，回答下题。
4 风海流
三、风海流的体积运输
海洋科学导论教案7-8章
中国近海海流
中国的海流（左冬右夏）
第八章 海洋潮汐
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 第六节 潮汐的成因 潮汐的要素和类型 中国近海潮汐类型 潮汐的各种周期 潮流 潮汐的查对和推算
第一节 潮汐的成因
在天体引潮力的作用下，海面周期性的 升降称为潮汐。我国古代将白天的海面升 降叫作“潮”，夜间的叫做“汐”。潮汐 现象发生在海面，本质上是一种天文现象 。先介绍一点有关的天文知识。 一、天球和天球坐标 天球就是以地球为中心，半径为无限大的 的球体，即整个宇宙。 地球赤道在天球上的投影称为天球赤道。
第六节 潮汐的查对和推算
例如已知乙港为甲港的附港，潮时差22分钟，潮差比 0.95，改正值20厘米。
甲港(主港）
日 高 期 潮时 时分 1 0006 1259 潮高 潮时 厘米 时分 241 262 0634 1902 潮高 厘米 30 44 2 1 十 二 月 潮 低 潮 历 期 潮时 时分 潮高 潮时 厘米 0656 1924 潮高 49 62 2 时分 厘米 农 日 高
可知该港口12月1日两次高潮两次低潮的 潮时和潮高数据。
第六节 潮汐的查对和推算
2.附港：附属于主港的较小的港口称附港。 潮时差：附港与主港高潮或低潮潮时之差，+ 表示附港在后。 潮差比：附港与主港潮差的比值。 改正值：附港与主港潮高基准面之差，+表示 附港基准面更低。 附港高（低）潮时=主港高（低）潮时+潮时差 附港潮高=主港潮高×潮差比+改正值
第七章 海流
第一节 海流的概念和表示方法 第二节 海流的成因和分类 第三节 大洋环流 第四节 中国近海海流
第一节 海流的概念和表示方法
一、海流的概念 具有相对稳定的速度和方向的海水大范 围流动称为海流。 海流是海洋的主要水文要素之一，同时 它也影响其他水文要素。海流既有水平方 向的，也有垂直方向的，但以水平方向为 主。垂直方向的通常称为上升流或下降流。 海洋里有着许多海流，每条海流终年沿 着比较固定的路线流动。
海洋科学导论 第七章：潮汐现象
万有引力
牛顿 Newton
牛顿潮汐静力学理论（平衡潮理论）拉普拉斯 Laplace
强迫振动
潮汐动力学理论
引潮力
为简化问题的研究．我们仅分析月球对海水的 万有引力及地球绕地月公共质心G旋转而引起的惯 性离心力共同作用引起潮汐的原因。
倘若只考虑月球的作用时，可把地球和月球视 为一个引力系统，它们相互吸引,保持系统内的平 衡。
海洋科学导论
海洋科学导论
海洋科学导论
分子过程—毛细波（表面张力波）---垂直湍流混合-----表面重力波----内波----中小尺 度的物理生物影响---内潮汐---海岸上升流----表面潮汐----旋涡和驻波----正压变化----罗斯贝波----厄尔尼诺---流域尺度变异—气候变化
潮汐现象
平衡潮
四、潮汐不等现象 月赤纬不为零，除高纬，地球上各点潮汐都为半
日潮与全日潮叠加，出现日不等现象。 月赤纬增大，日不等现象显著，最大时称为回归
潮； 月赤纬为零，地球上各点潮汐都为正规半日潮，
称为分点潮。 朔望潮，两弦潮：太阴、太阳时角差。出现半月 不等现象。 月球近地点月不等；地球近日点年不等； 月赤纬18.61年变化周期； 月球近地点有8.85年的变化周期。
V
V
V
KM r D3
(3cos2
1)
由引潮力公式得到的结论
由于天体的不断运动，引潮力具有复杂的周期性变化。 在潮汐形成过程中月球的引潮力是主要的。 水平引潮力在如图A、B、C、D特征点上水平引潮力为0，在
=45°,135°,225°,315°上达到最大值
F 3 KMr H 2 D3
3、朔望月（盈亏月）
咏月 唐诗一首 赋新月 谬氏子
大洋环流简介
大洋环流简介2011-04-26 | 编辑：chc | 【大中小】大洋中的海水从来都不是静止不动的。
它像陆地上的河流那样，长年累月沿着比较固定的路线流动着。
海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。
就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在了一起。
大洋环流的形成，原因是多方面的。
风、大洋的位置、海陆分布形态、地球自转产生的偏向力（称为科氏力）等都施加了影响，可以说是多种因素综合作用的结果。
风不仅能掀起浪，还能吹送海水成流。
常年稳定的风力作用，可以形成一支长盛不衰的海流。
经久不停的赤道流，就是被信风带吹刮的偏东风而形成的。
稳定的西风漂流，则要归功于强有力的西风带。
但是，大洋环流形成的“环”，却不能把功劳都记在风的账簿上，大陆的分布和地转偏向力的作用，都占着重要的位置。
当赤道流一路西行，到了大洋西边缘时，被大陆挡住了去路，于是一小股海水潜入下层返回，成为赤道潜流；其余大部分转弯另辟他途，继续前进。
地转偏向力决定了转弯的方向。
在北半球，海流受到地转偏向力的作用，偏向右转，在南半球则使它向左转。
加上大陆的阻挡，水到渠成，海流便大规模地向极地方向拐弯了。
在海流向极地方向行进途中，地转偏向力一刻也不放松，拉偏的劲头越来越足，到纬度40度左右时，强大的西风带与地转偏向力形成合力，使海流成为向东的西风漂流。
同样的道理，西风漂流到大洋东岸附近，必然取道流向赤道，从而完成了一个大循环。
海水温度和盐度的差异也是形成环流的重要原因，由温盐变化引起的环流被称为“热盐环流”。
高纬度地区冰冷、含盐量高的海水从深海流向低纬度的海洋，低纬度的高温洋流则由南往北流，形成全球热量的“交换机”。
形成于北大西洋的冷水团在深层以西边界流的形式向南流去，之后围绕着南极绕极急流，部分和形成于威德尔海的南极底层水混合，流向太平洋和印度洋，在那里上翻穿过温跃层到达上层海洋。
它和大气中的哈德莱环流，费雷尔环流和极地环流等一起，构成了对维持全球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。
海洋化学知到章节答案智慧树2023年中山大学
海洋化学知到章节测试答案智慧树2023年最新中山大学第一章测试1.化学海洋学的研究内容可用“含量、迁移、过程、通量”来概括。
（）参考答案:对2.路易斯·F·马塞利被誉为化学海洋学之父。
（）参考答案:错3.以下引发了“挑战者”号远洋探险的小说是（）参考答案:«海底两万里»4.海洋在气候变化中起重要作用的原因是（）参考答案:能吸收温室气体5.以下不是海洋的物理性质的为（）参考答案:盐度第二章测试1.大洋深水循环约为1000年 ( ）参考答案:对2.带相同电荷的离子，水合离子半径越大越容易被吸着（）参考答案:错3.在大西洋的靠近南极的区域，盐度比在大西洋赤道海域的高 ( )参考答案:错4.许多国家以国际标准海水作标准生产各自需要的副标准海水（）参考答案:对5.海水中所有元素的比值大体上恒定不变（）参考答案:错1.在各种气体中，H2O、CO2、CH4、O3、NO等是“温室”气体。
（）参考答案:对2.海水中的溶解气体来源有3个：大气；海底火山活动；海水中发生的化学反应。
（）参考答案:错3.下列哪项不是常量气体？（）参考答案:CO4.大气层中臭氧浓度的最大值出现在：（）参考答案:平流层5.下列气体在大气中含量最高的是？（）参考答案:氮气1.二氧化碳是大气中最容易变化的成分（）参考答案:错2.海洋上方风速越小，海-气界面气体交换减弱（）参考答案:错3.溶解气体的过饱和现象可用作指示海底热液是否存在的指标之一。
（）参考答案:对4.下列选项哪个不是海洋上方风速增大造成的影响（）参考答案:薄膜层厚度增加5.H2浓度在真光层中出现极大值，应为（）产生H2的缘故。
参考答案:生物活动1.海洋中的方解石主要由翼足类浮游动物和珊瑚产生（）参考答案:错2.海水的pH值一般在8左右（）参考答案:对3.在开阔大洋中，碳酸钙的饱和状态很大程度上取决于海水中CO32- 的浓度（）参考答案:对4.海水中二氧化碳分压的测定通常是将小体积海水与大体积的气体达到平衡，然后测定气相中二氧化碳的摩尔分数，进而计算出二氧化碳分压。
海洋底边界层中实测海流的垂直分布!!!潮流边界层
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物理海洋侍茂崇整理
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物理海洋(侍茂崇)--整理
第四章 水团分析 第一节 水团的基本概念和术语 水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海
洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化 趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。 核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流
第二节 水团的划分 水团的地理学分析法：根据海洋物理、化学等要素的空间分布和时间变化，进行综合分
析，并对它们的变化特征和环流结构进行描述。 梯度边界法，等值线边界法，最大稳定度法，生物指标法 T-S 点聚图：在直角坐标系中，横坐标是温度（盐度），纵坐标是盐度（温度），将实际
观测的温盐资料点在坐标图的相应网格点上。由于实际海洋是运动的，不同水团间发生 着不间断的混合和变性，从而一个水团表征为一个点集，存在多个水团的海区在 T-S 坐 标系则是一群点集。
由于位涡 必须守恒，f 增加时，水体产生一个顺时针旋转， 为负以补偿 f 的增量；f 减小时，则相反。水体以起始位置前后摆动，并向西传播，便是 罗斯贝波。 罗斯贝波总是相对气流向西传播，即使流向向东。在中高纬度，风应力变化 的信息是通过罗斯贝波向西传播的；在赤道则是通过西向罗斯贝波和东向开 尔文波传递风场变化信息的。
混合层（从海面向下到几十米水层）， 风使该层海水充分混合，维持同温度
温跃层（混合层下温度骤变区），因季节 而异
位温：海水微团从海洋某一深处（压强为 p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压） 时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不 涉及能量交换，因此引入位温。）
第五节 季风环流（风随季节而变，以印度洋最为显著） 印度洋环流：印度洋环流是在印度洋，因季风盛行，因而洋流也产生季节性
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物理海洋(侍茂崇)--整理
第四章 水团分析 第一节 水团的基本概念和术语 水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海
洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化 趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。 核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流
第二节 水团的划分 水团的地理学分析法：根据海洋物理、化学等要素的空间分布和时间变化，进行综合分
析，并对它们的变化特征和环流结构进行描述。 梯度边界法，等值线边界法，最大稳定度法，生物指标法 T-S 点聚图：在直角坐标系中，横坐标是温度（盐度），纵坐标是盐度（温度），将实际
观测的温盐资料点在坐标图的相应网格点上。由于实际海洋是运动的，不同水团间发生 着不间断的混合和变性，从而一个水团表征为一个点集，存在多个水团的海区在 T-S 坐 标系则是一群点集。
由于位涡 必须守恒，f 增加时，水体产生一个顺时针旋转， 为负以补偿 f 的增量；f 减小时，则相反。水体以起始位置前后摆动，并向西传播，便是 罗斯贝波。 罗斯贝波总是相对气流向西传播，即使流向向东。在中高纬度，风应力变化 的信息是通过罗斯贝波向西传播的；在赤道则是通过西向罗斯贝波和东向开 尔文波传递风场变化信息的。
混合层（从海面向下到几十米水层）， 风使该层海水充分混合，维持同温度
温跃层（混合层下温度骤变区），因季节 而异
位温：海水微团从海洋某一深处（压强为 p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压） 时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不 涉及能量交换，因此引入位温。）
第五节 季风环流（风随季节而变，以印度洋最为显著） 印度洋环流：印度洋环流是在印度洋，因季风盛行，因而洋流也产生季节性
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16
地球的自转
• 南北方向运动的物体，可用线运动速度不同解释 • 东西方向运动的物体，可用惯性离心力的水平分量变化解释
• 重力是地心引力与惯性离心力的合成
Fug
R
mg
O
Fg Fug Fie
Fie
万有引力
惯性离心 力
• 惯性离心力是一个二阶小量
D.Zhao,OUC
Fie mR2 cos
为纬度
第七章 海洋环流（1）
Harald Sverdrup
D.Zhao,OUC
1
海洋中存在尺度不同的运动
D.Zhao,OUC
Dickey, 2003
2
海洋中存在尺度不同的运动
D.Zhao,OUC
3
海流的定义
• 海水每时每刻都在持续不断地运动着
• 定义：对广阔的空间和长时间的海水运动取平
均时，得到的海水流速较大的部分称为海流
引起运动的力：重力、压强梯度力、风应 力、引潮力等
运动后产生的力：科氏力、粘性摩擦力等
注意：风应力实际上仅是作用于海面上的粘 性摩擦力，不会出现在运动方程中
D.Zhao,OUC
11
压强梯度力
• 等压面：压强相等的面。 • 压强梯度力：水体所受静压力的合力： • 压强梯度力的方向与等压面垂直，指向压力减小
• 目前的研究中多采用欧拉方法来测量和描 述海流
• 海流流速单位为m/s，流向以地理方位角表 示，指海水流去的方向，北向定义为0
D.Zhao,OUC
7
影响海流的因素
• 海水的流动同海水密度的分布关系密 切。
• 由于海水密度的分布基本上取决于水 温的分布，所以有时可以根据水温的 分布情况来确定海水流径的大体位置。
D.Zhao,OUC
14
科氏力
• 地球自转产生的惯性偏向 力—科氏力
Fc=2m V×Ω
• 因地球自西向東旋轉的緣故， 物體在北半球運動時，將感 受一個向右的偏向力；而在 南半球運動時，將感受一個 向左的偏向力，此力稱為科 氏力（Coriolis force）。,OUC
的方向
dp g
dz
D.Zhao,OUC
12
压强梯度力
• 海洋学中把海面视为压强为零的等压面
• 等压面与等势面平行的压力场称为正压场（没有 水平压强梯度力）
• 在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深 度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函 数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等 势面平行。
15
海水的受力—科氏力
• 由于地球的自转，地球是一个非惯性参照系，因 此，在牛顿力学中，必须引入地球自转所产生的
地转偏向力—科氏力
• 科氏力只有当物体相对地球运动时才会产生
• 沿物体运动的方向看，在北半球，科氏力指向运 动的右方；在南半球，科氏力指向左方。
• 如何直观地解释上述现象？
D.Zhao,OUC
• 习惯上将海流的水平运动分量称为海流，而其铅 直分量称为上升流和下降流。
• 大洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接相 对独立的环流系统或体系
D.Zhao,OUC
4
海水的运动
• 基于其驱动机制，海流可分为两种基 本流动：风生流和密度流
• 风驱动的表层和近表层海流和密度驱 动的次表层的海流
• 风生海流涉及到10%的表层海洋 • 对次表层海流我们知之甚少
• 等压面与等势面不平行的压力场称为斜压场（存 在水平压强梯度力）
D.Zhao,OUC
13
水平压强梯度力
• 实际的海洋中总会有压强梯度力水平分量 的存在，说明海洋处在斜压状态
• 水平压强梯度力大约相当于一个无摩擦的 物体于坡度为 1cm:1km的斜面上向下滑动 所受的力
• 由海洋中密度差异所形成的斜压状态，称 为内压场；由海洋外部原因，如海面风、 降水、江河径流等因素引起海面倾斜所产 生的斜压场称为外压场
f f0
• -平面近似：当研究大范围的海水运动时，必须考虑科 氏力随纬度的变化，引进参量 =df/dy项，f 随纬度线性变
化的平面称为“ -平面”。
f f0 y
2 cos0
R
D.Zhao,OUC
19
海水的受力—粘性摩擦力
• 在适当外力的作用下，物质所具有的流动和变形 的性能，称为流变性。
• 举例说明？
D.Zhao,OUC
8
海流的成因
• 海流形成取决于三个驱动力的相互作用的结果：湍流粘性力（风应 力）、压强梯度力和科氏力
• 风应力：由风产生的海面水分子和运动空气之间的湍流粘性力 • 风应力可以驱动海流和海浪，风应力的大小与风速的平方成正比 • 热量→温度→密度→压强梯度力 • 水平压强梯度力=（Pa-Pb）/x
D.Zhao,OUC
5
海流的分类
• 由风驱动引起的海流称为风海流或漂流；
• 由温盐变化引起的称为热盐环流；
• 从力平衡情况又分为地转流、惯性流等；
• 考虑海域的不同又分为洋流、陆架流、赤 道流、东西边界流等
D.Zhao,OUC
6
海流的描述方法
• 描述方法： 拉格朗日方法——追踪法 欧拉方法——定点法
17
地球自转引起的科氏力表达式
• 取x-y平面在海面上，x轴指向东方为正，y
轴指向北为正，z轴指上为正，科氏力的三
分量为
fx 2v sin 2wcos
f y 2u sin
fz 2u cos
• 由于海水铅直运动分量很小，故通常简化
为
fx fv
f y fu
• 式中 f 2sin 称为科氏参量，是行星涡度 的一种量度
• 太阳和月球的引潮力引起的潮流，与大洋环流没有直接关系
D.Zhao,OUC
9
海流运动规律
• 运动遵循海水的下列基本规律：
牛顿运动定律—运动方程 质量守恒定律—连续方程 边界条件和初始条件
D.Zhao,OUC
10
海水运动方程
• 单位质量的海水遵循牛顿第二定律
dV dt
Fi
• 作用于海水上的力
• 量度物质流变性最常用的物理量是粘性系数。或 者说，流体的粘性是流体流动时产生内摩擦力以 抵抗外力的性质。
• 流体分子粘性的来源：分子间的吸引力和分子热 运动（动量交换）
• 对于 液体，分子间的吸引力起主导作用，因而在 温度升高时，液体分子距离加大，导致粘性下降 。
D.Zhao,OUC
18
科氏力参数的近似
• 在参考纬度可将科氏参数做泰勒级数展开
f 2 sin
2[sin0
cos0
( 0 )
1 2
sin
0
(
0 )2
]
f0
2 cos0 R
y1 2
f0
y2 R2
• f-平面近似：如研究的海区纬度跨度不大，此时科氏参量f 可视为常量。f为常数的平面称为“f-平面”。