海洋温度盐度和密度的分布与变化.docx

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海洋温度盐度和密度的分布与变化

3.4.1海洋温度、盐度和密度的分布与变化

    世界大洋的温度、盐度和密度的时空分布和变化，是海洋学研究最根本的内容之一。

它几乎与海洋中所有现象都有密切的联系。

    从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的根本特征是，在表层大致沿纬向呈带状分布，即东—西方向上量值的差异相对很小；而在经向，即南—北方向上的变化却十分显著。

在铅直方向上，根本呈层化状态，且随深度的增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的分布均匀。

它们在铅直方向上的变化相对水平方向上要大得多，因为大洋的水平尺度比其深度要大几百倍至几千倍。

图3—10为大洋外表温、盐、密度平均值随纬度的变化。

    一、海洋温度的分布与变化

    对整个世界大洋而言，约75％的水体温度在0～6℃之间，50％的水体温度在1.3～3.8℃之间，整体水温平均为3.8℃。

其中，太平洋平均为3.7℃，大西洋4.0℃，印度洋为3.8℃。

    当然，世界大洋中的水温，因时因地而异，比上述平均状况要复杂得多，且一般难以用解析表达式给出。

因此，通常多借助于平面图、剖面图，用绘制等值线的方法，以及绘制铅直分布曲线，时间变化曲线等，将其三维时空结构分解成二维或者一维的结构，通过分析加以综合，从而形成对整个温度场的认识。

这种研究方法同样适应于对盐度、密度场和其它现象的研究。

（一）海洋水温的平面（水平）分布

    1.大洋表层的水温分布进入海洋中的太阳辐射能，除很少局部返回大气外，余者全被海水吸收，转化为海水的热能。

其中约60％的辐射能被1m厚的表层吸收，因此海洋表层水温较高。

    大洋表层水温的分布，主要决定于太阳辐射的分布和大洋环流两个因子。

在极地海域结冰与融冰的影响也起重要作用。

    大洋表层水温变化于-2～30℃之间，年平均值为17.4℃。

太平洋最高，平均为19.1℃；印度洋次之，为17.0℃；大西洋为16.9℃。

相比各大洋的总平均温度而言，大洋表层是相当温暖的。

    各大洋表层水温的差异，是由其所处地理位置、大洋形状以及大洋环流的配置等因素所造成的。

太平洋表层水温之所以高，主要因为它的热带和副热带的面积宽广，其表层温度高于25℃的面积约占66％；而大西洋的热带和副热带的面积小，表层水温高于25℃的面积仅占18％。

当然，大西洋与北冰洋之间和太平洋与北冰洋之间相比，比拟畅通，也是原因之一。

    从表3—2可以看出，大洋在南、北两半球的表层水温有明显差异。

北半球的年平均水温比南半球相同纬度带内的温度高2℃左右，尤其在大西洋南、北半球50°～70°之间特别明显，相差7℃左右。

造成这种差异的原因，一方面由于南赤道流的一局部跨越赤道进入北半球；另一方面是由于北半球的陆地阻碍了北冰洋冷水的流入，而南半球那么与南极海域直接联通。

表3-2三大洋每10°纬度带内外表水温的年平均值（℃）（据Defant，1961）

    图3-11与3-12为世界大洋2月和8月表层水温的分布，具有如下共同特点：

    1）等温线的分布，沿纬线大致呈带状分布，特别在南半球40°S以南海域，等温线几乎与纬圈平行，且冬季比夏季更为明显，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。

    2）冬季和夏季最高温度都出现在赤道附近海域，在西太平洋和印度洋近赤道海域，可达28～29℃，只是在西太平洋28℃的包络面积夏季比冬季更大，且位置偏北一些。

图中的点断线表示最高水温出现的位置，称为热赤道，平均在7°N左右。

    3）由热赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至0℃左右；在极地冰盖之下，温度接近于对应盐度下的冰点温度。

例如南极冰架之下曾有-2.1℃的记录。

    4）在两半球的副热带到温带海区，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部那么向赤道方向弯曲。

这种格局造成大洋西部水温高于东部。

在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反，即大洋东部较大洋西部温暖。

大洋两侧水温的这种差异在北大西洋尤为明显，东西两岸的水温差，夏季有6℃左右，冬季可达12℃之多。

这种分布特点是由大洋环流造成的：

在副热带海区，大洋西部是暖流区，东部为寒流区；在亚北极海区正好相反。

在南半球的中、高纬度海域，三大洋连成一片，有著名的南极绕极流环绕南极流动，所以东西两岸的温度差没有北半球明显。

    5）在寒、暖流交汇区等温线特别密集，温度水平梯度特别大，如北大西洋的湾流与拉布拉多寒流之间和北太平洋的黑潮与亲潮之间都是如此。

另外在大洋暖水区和冷水区，两种水团的交界处，水温水平梯度也特别大，形成所谓极锋（thepolarfront）。

    6）冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。

    2.大洋表层以下水温的水平分布大洋表层以下，太阳辐射的直接影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，所以水温的分布与表层差异甚大。

图3-13为水深500m水温的分布，显见水温的经线方向梯度明显减小，在大洋西边界流相应海域，出现明显的高温中心。

大西洋和太平洋的南部高温区高于10℃，太平洋北部高于13℃，北大西洋最高达17℃以上。

    1000m的深层上，水温的经线方向变化更小，但在北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现了大片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水下沉，使印度洋北部出现相应的高温区。

在4000m层，温度分布趋于均匀，整个大洋的水温差不过3℃左右。

至于底层的水温主要受南极底层水的影响，其性质极为均匀，约0℃左右。

（二）水温的铅直分布

    图3—14是大西洋准经线方向断面水温分布。

可以看出，水温大体上随深度的增加呈不均匀递减。

低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层（themainthermocline），相对于大洋表层随季节生消的跃层（theseasonalthermocline）而言，又称永久性跃层（thepermanentthermocline）。

大洋主温跃层以下，水温随深度的增加逐渐降低，但梯度很小。

    大洋主温跃层的深度并不是随纬度的变化而单调地升降。

它在赤道海域上升，其深度大约在300m左右；在副热带海域下降，在北大西洋海域（30°N左右），它扩展到800m附近，在南大西洋（20°N左右）有600m；由副热带海域开始向高纬度海域又逐渐上升，至亚极地可升达海面，大体呈“W〞形状分布。

    以主温跃层为界，其上为水温较高的暖水区，其下是水温梯度很小的冷水区。

冷、暖水区在亚极地海面的交汇处，水温梯度很大，形成极锋。

极锋向极一侧的冷水区一直扩展至海面，暖水区消失。

    暖水区的外表，由于受动力（风、浪、流等）及热力（如蒸发、降温、增密等）因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层（uppermixedlayer）。

上混合层的厚度在不同海域、不同季节是有差异的。

在低纬海区一般不超过100m，赤道附近只有50～70m，赤道东部更浅些。

冬季混合层加深，低纬海区可达150～200m，中纬地区甚至可伸展至大洋主温跃层。

    在混合层的下界，特别是夏季，由于表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层。

冬季，由于表层降温，对流过程开展，混合层向下扩展，导致季节性跃层的消失。

    在极锋向极一侧，不存在永久性跃层。

冬季甚至在上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右（图3—15），夏季表层增温后，由于混合作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。

因此，往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水〞，它实际是冬季冷水继续存留的结果。

当然，在个别海区它也可由平流造成。

    大西洋水温分布的这些特点，在太平洋和印度洋也都存在。

    关于季节性跃层的生、消规律如图3—16所示。

这是西北太平洋（50°N，145°W）的实测情况。

    3月，跃层尚未生成，即仍然保持冬季水温的分布状态。

随着表层的逐渐增温，跃层出现，且随时间的推移，其深度逐渐变浅，但强度逐渐加大，至8月到达全年最盛时期；从9月开始，跃层强度复又逐渐减弱，且随对流混合的开展，其深度也逐渐加大，至翌年1月已近消失，此后完全消失，恢复到冬季状态。

    值得提出的是在季节跃层的生消过程中，有时会出现“双跃层〞现象，如图中7月和8月的水温分布就是这样。

这是由于在各次大风混合中，混合深度不同所造成的。

    再者，在深海沟处有时会出现水温随深度缓升的逆温现象，这一方面可能由于地热的影响，另外也常因为压力增大，绝热增温使然，因此在研究大洋深层海水运动和水团分布时，最好采用位温为宜。

    （三）水温的变化

    1.日变化大洋中水温的日变化很小，变幅一般不超过0.3℃。

影响水温日变化的主要因子为太阳辐射、内波等。

在近岸海域潮流也是重要影响因子。

    单纯由太阳辐射引起的水温日变化曲线，为一峰一谷型，其最高值出现在14～15时左右，最低值那么出现在日出前后。

一般而言，表层水直接吸收太阳辐射，其变幅应大于下层海水的变幅，但由于湍流混合作用，使表层热量不断向下传播以及蒸发的耗热，故其变幅仍然很小。

相比之下，晴好天气比多云天气时水温的变幅大；平静海面比大风天气海况恶劣时的变幅大；低纬海域比高纬海域的变幅大；夏季比冬季的变幅大；近岸海域又比外海变幅大。

    由太阳辐射引起的表层水温日变化，通过海水内部的热交换向深层传播，其所及的深度不但决定于表层日变幅的大小，而且受制于水层的稳定程度。

一般而言，变幅随深度的增加而减小，其位相随深度的增加而落后，在50m深度上的日变幅已经很小，而最大值的出现时间可落后表层达10小时左右。

如果在表层以下有密度跃层存在，由于它的“屏障〞作用，那么会阻止日变化的向下传递。

况且内波导致跃层起伏，它所引起的温度变化常常掩盖水温的正常日变化，使其变化形式更趋复杂，水温日变幅甚至远远超过表层。

    潮流对海洋水温日变化的影响，在近岸海域往往起着重要作用。

由涨、落潮流所携带的近海与外海不同温度的海水，伴随潮流周期性的交替出现，它所引起水温在一天内的变化与太阳辐射引起的水温日变化叠加在一起，同样可以造成水温的复杂变化，特别在上层水温日变幅所及的深度更是如此，但在较深层次，那么显现出潮流影响的特点，其变化周期与潮流性质有关。

同样，深层内波的影响也可被识别出来。

在浅海水域，常常三者同时起作用。

    2.水温的年变化大洋表层温度的年变化，主要受制于太阳辐射的年变化，在中高纬度，表现为年周期特征；在热带海域，由于太阳在一年中两次当顶直射，故有半年周期。

水温极值出现的时间一般在太阳高度最大和最小之后的2～3个月内。

年变幅也因海域不同以及海流性质、盛行风系的年变化和结冰融冰等因素的变化而不同。

    赤道海域表层水温的年变幅小于1℃，这与该海域太阳辐射年变化小有直接关系。

极地海域表层水温的年变幅也小于1℃，这与结冰融冰有关。

因为当海水结冰时，释出大量结晶热，在结冰后，由于海冰的热传导性差，防止了海水热量的迅速散失，所以减缓了水温的降低；夏季，由于冰面对太阳辐射的反射以及融冰时消耗大量的融解热，因此减小了水温的增幅。

年变幅最大值总是发生在副热带海域，如大西洋的百慕大岛和亚速尔群岛附近，其变幅大于8℃，太平洋30～40°N之间，大于9℃；而在湾流和拉布拉多寒流与黑潮和亲潮之间的交汇处可高达15℃和14℃，这主要由于太阳辐射和洋流的年变化引起的。

    南、北半球大洋外表水温的年变化相比，北半球的变幅大，这与盛行风的年变化有关，冬季来自大陆的冷空气，大大地降低了海面温度；而南半球的对应海域，由于洋面广阔以及经线方向洋流不象北半球那样强，故年变幅较小。

    在浅海、边缘海和内陆海，表层水温由于受大陆的影响，也比大洋年变幅大，且其