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海洋温度盐度和密度的分布与变化
海洋温度.盐度和密度的分布与变更
世界大洋的温度.盐度和密度的时空分布和变更,是海洋学研讨最根本的内容之一.它几乎与海洋中所有现象都有亲密的接洽.
从宏不雅上看,世界大洋中温.盐.密度场的根本特点是,在表层大致沿纬向呈带状分布,即东—西偏向上量值的差别相对很小;而在经向,即南—南偏向上的变更却十分明显.在铅直偏向上,根本呈层化状况,且随深度的增长其程度差别逐渐缩小,至深层其温.盐.密的分布平均.它们在铅直偏向上的变更相对程度偏向上要大得多,因为大洋的程度尺度比其深度要大几百倍至几千倍.图3—10为大洋概况温.盐.密度平均值随纬度的变更.
一.海洋温度的分布与变更
对全部世界大洋而言,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℃.个中,宁靖洋平均为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,比上述平均状况要庞杂得多,且一般难以用解析表达式给出.是以,平日多借助于平面图.剖面图,用绘制等值线的办法,以及绘制铅直分布曲线,时光变更曲线等,将其三维时空构造分化成二维或者一维的构造,经由过程剖析加以分解,从而形成对全部温度场的熟悉.这种研讨办法同样顺应于对盐度.密度场和其它现象的研讨.
(一)海洋水温的平面(程度)分布
1.大洋表层的水温分布进入海洋中的太阳辐射能,除很少部分返回大气外,余者全被海水接收,转化为海水的热能.个中约60%的辐射能被1m厚的表层接收,是以海洋表层水温较高.
大洋表层水温的分布,重要决议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感化.
大洋表层水温变更于2~30℃之间,年平均值为17.4℃.宁靖洋最高,平均为19.1℃;印度洋次之,为17.0℃;大西洋为16.9℃.比拟各大洋的总平均温度而言,大洋表层是相当暖和的.
各大洋表层水温的差别,是由其所处地理地位.大洋外形以及大洋环流的设置装备摆设等身分所造成的.宁靖洋表层水温之所以高,重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宁靖洋与北冰洋之间比拟,比较疏浚,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别.北半球的年平均水温比南半球雷同纬度带内的温度高2℃阁下,尤其在大西洋南.北半球50°~70°之间特殊明显,相差7℃阁下.造成这种差别的原因,一方面因为南赤道流的一部分跨越赤道进入北半球;另一方面是因为北半球的陆地阻碍了北冰洋冷水的流入,而南半球则与南极海域直接联通.
表32三大洋每10°纬度带内概况水温的年平均值(℃)(据Defant,1961)
图311与312为世界大洋2月和8月表层水温的分布,具有如下配合特色:
1)等温线的分布,沿纬线大致呈带状分布,特殊在南半球40°S以南海域,等温线几乎与纬圈平行,且冬季比夏日更为明显,这与太阳辐射的纬度变更亲密相干.
2)冬季和夏日最高温度都出如今赤道邻近海域,在西宁靖洋和印度洋近赤道海域,可达28~29℃,只是在西宁靖洋28℃的包络面积夏日比冬季更大,且地位偏北一些.图中的点断线暗示最高水温消失的地位,称为热赤道,平均在7°N阁下.
3)由热赤道向南北极,水温逐渐降低,到极圈邻近降至0℃阁下;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℃的记载.
4)在两半球的副热带到温带海区,特殊是北半球,等温线偏离带状分布,在大洋西部向极地曲折,大洋东部则向赤道偏向曲折.这种格式造成大洋西部水温高于东部.在亚北极海区,水温分布与上述特色恰好相反,即大洋东部较大洋西部暖和.大洋两侧水温的这种差别在北大西洋尤为明显,器械两岸的水温差,夏日有6℃阁下,冬季可达12℃之多.这种分布特色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,有有名的南极绕极流环绕南极流淌,所以器械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殊密集,温度程度梯度特殊大,如北大西洋的湾流与拉布拉多寒流之间和北宁靖洋的黑潮与亲潮之间都是如斯.别的在大洋暖水区和冷水区,两种水团的接壤处,水温程度梯度也特殊大,形成所谓极锋(thepolarfront).
6)冬季表层水温的分布特点与夏日类似,但水温的经线偏向梯度比夏日大.
2.大洋表层以下水温的程度分布大洋表层以下,太阳辐射的直接影响敏捷减弱,环流情形也与表层不合,所以水温的分布与表层差别甚大.图313为水深500m水温的分布,显见水温的经线偏向梯度明显减小,在大洋西鸿沟流响应海域,消失明显的高温中间.大西洋和宁靖洋的南部高温区高于10℃,宁靖洋北部高于13℃,北大西洋最高达17℃以上.
1000m的深层上,水温的经线偏向变更更小,但在北大西洋东部,因为高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉,消失了大片高温区;红海和波斯湾的高温高盐水下沉,使印度洋北部消失响应的高温区.在4000m层,温度分布趋于平均,全部大洋的水温差不过3℃阁下.至于底层的水温重要受南极底层水的影响,其性质极为平均,约0℃阁下.
(二)水温的铅直分布
图3—14是大西洋准经线偏向断面水温分布.可以看出,水温大体上随深度的增长呈不平均递减.低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内,其下等于温度铅直梯度较大的水层,在不太厚的深度内,水温敏捷递减,此层称为大洋主温跃层(themainthermocline),相对于大洋表层随季候生消的跃层(theseasonalthermocline)而言,又称永久性跃层(thepermanentthermocline).大洋主温跃层以下,水温随深度的增长逐渐降低,但梯度很小.
大洋主温跃层的深度其实不是随纬度的变更而单调地起落.它在赤道海域上升,其深度大约在300m阁下;在副热带海域降低,在北大西洋海域(30°N阁下),它扩大到800m邻近,在南大西洋(20°N阁下)有600m;由副热带海域开端向高纬度海域又逐渐上升,至亚极地可升达海面,大体呈“W”外形分布.
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向扩大至海面,暖水区消掉.
暖水区的概况,因为受动力(风.浪.流等)及热力(如蒸发.降温.增密等)身分的感化,引起强烈湍流混杂,从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小,几近平均的水层,常称为上平均层或上混杂层(uppermixedlayer).上混杂层的厚度在不合海域.不合季候是有差此外.在低纬海区一般不超出100m,赤道邻近只有50~70m,赤道东部更浅些.冬季混杂层加深,低纬海区可达150~200m,中纬地区甚至可伸展至大洋主温跃层.
在混杂层的下界,特殊是夏日,因为表层增温,可形成很强的跃层,称为季候性跃层.冬季,因为表层降温,对流进程成长,混杂层向下扩大,导致季候性跃层的消掉.
在极锋向极一侧,不消失永久性跃层.冬季甚至在上层会消失逆温现象,其深度可达100m阁下(图3—15),夏日表层增温后,因为混杂感化,在逆温层的顶部形成一厚度不大的平均层.是以,往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中央水”,它现实是冬季冷水持续存留的成果.当然,在个体海区它也可由平流造成.
大西洋水温分布的这些特色,在宁靖洋和印度洋也都消失.
关于季候性跃层的生.消纪律如图3—16所示.这是西北宁靖洋(50°N,145°W)的实测情形.
3月,跃层尚未生成,即仍然保持冬季水温的分布状况.跟着表层的逐渐增温,跃层消失,且随时光的推移,其深度逐渐变浅,但强度逐渐加大,至8月达到全年最盛时代;从9月开端,跃层强度复又逐渐减弱,且随对流混杂的成长,其深度也逐渐加大,至翌年1月已近消掉,而后完整消掉,恢复到冬季状况.
值得提出的是在季候跃层的生消进程中,有时会消失“双跃层”现象,如图中7月和8月的水温分布就是如许.这是因为在各次大风混杂中,混杂深度不合所造成的.
再者,在深海沟处有时会消失水温随深度缓升的逆温现象,这一方面可能因为地热的影响,别的也常因为压力增大,绝热增温使然,是以在研讨大洋深层海水活动和水团分布时,最好采取位温为宜.
(三)水温的变更
1.日变更大洋中水温的日变更很小,变幅一般不超出0.3℃.影响水温日变更的重要因子为太阳辐射.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更曲线,为一峰一谷型,其最高值出如今14~15时阁下,最低值则出如今日出前后.一般而言,表层水直接接收太阳辐射,其变幅应大于基层海水的变幅,但因为湍流混杂感化,使表层热量不竭向下传播以及蒸发的耗热,故其变幅仍然很小.比拟之下,晴晴气象比多云气象时水温的变幅大;镇静海面比大风气象海况良好时的变幅大;低纬海域比高纬海域的变幅大;夏日比冬季的变幅大;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更,经由过程海水内部的热交流向深层传播,其所及的深度不单决议于表层日变幅的大小,并且受制于水层的稳固程度.一般而言,变幅随深度的增长而减小,其位相随深度的增长而落伍,在50m深度上的日变幅已经很小,而最大值的消失时光可落伍表层达10小时阁下.假如在表层以下有密度跃层消失,因为它的“樊篱”感化,则会阻拦日变更的向下传递.何况内波导致跃层升沉,它所引起的温度变更经常掩饰水温的正常日变更,使其变更情势更趋庞杂,水温日变幅甚至远远超出表层.
潮流对海洋水温日变更的影响,在近岸海域往往起侧重要感化.由涨.落潮流所携带的近海与外海不合温度的海水,陪同潮流周期性的瓜代消失,它所引起水温在一天内的变更与太阳辐射引起的水温日变更叠加在一路,同样可以造成水温的庞杂变更,特殊在上层水温日变幅所及的深度更是如斯,但在较深层次,则浮现出潮流影响的特色,其变更周期与潮流性质有关.同样,深层内波的影响也可被辨认出来.在浅海水域,经常三者同时起感化.
2.水温的年变更大洋表层温度的年变更,重要受制于太阳辐射的年变更,在中高纬度,表示为年周期特点;在热带海域,因为太阳在一年中两次当顶直射,故有半年周期.水温极值消失的时光一般在太阳高度最大和最小之后的2~3个月内.年变幅也因海域不合以及海流性质.风行风系的年变更和结冰融冰等身分的变更而不合.
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更小有直接关系.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,因为海冰的热传导性差,防止了海水热量的敏捷散掉,所以减缓了水温的降低;夏日,因为冰面临太阳辐射的反射以及融冰时消费大量的融解热,是以减小了水温的增幅.年变幅最大值老是产生在副热带海域,如大西洋的百慕大岛和亚速尔群岛邻近,其变幅大于8℃,宁靖洋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℃,这重要因为太阳辐射和洋流的年变更引起的.
南.北半球大洋概况水温的年变更比拟,北半球的变幅大,这与风行风的年变更有关,冬季来自信陆的冷空气,大大地降低了海面温度;而南半球的对应海域,因为洋面辽阔以及经线偏向洋流不象北半球那样强,故年变幅较小.
在浅海.边沿海和内陆海,表层水温因为受大陆的影响,也比大洋年变幅大,且其变更曲线不像中.高纬度那样呈现正规的正弦曲线状.例如日本海.黑海和东海的变幅可达20℃以上,渤海和某些浅水区甚至可达28~30℃,其升温期也往往不等于降温期.
表层以下水温的年变更,重要靠混杂和海流等因子在表层以下施加影响,一般是随深度的增长变幅减小,且极值的消失时光也推迟.
二.盐度的分布变更
世界大洋盐度平均值以大西洋最高,为34.90;印度洋次之,为34.76,宁靖洋最低,为34.62.但是其空间分布极不平均.
(一)盐度的平面分布
1.海洋表层盐度的平面分布由前所述可知,海洋表层盐度与其水量进出有着直接的关系.就大洋表层盐度的多年平均而言,其经线偏向分布与蒸发.降水之差(E—P)有极为类似的变更纪律(图3—9).若将世界大洋表层的盐度分布(图3—17)和年蒸发量与降水量之差(E—P)的地理分布(图3—18)相对比,可以看出,(E—P)的高值区与低值区分离与高盐区和低盐区消失着极类似的对应关系.在大洋南.北副热带海域(E—P)呈明显的高值带状分布,其盐度也对应为高值带状区;赤道区的(E—P)低值带,则对应盐度的低值区.
海洋表层的盐度分布比水温分布更为庞杂,其总特点是:
1)根本上也具有纬线偏向的带状分布特点,但从赤道向南北极却呈马鞍形的双峰分布.即赤道海域,盐度较低;至副热带海域,盐度达最高值(南.北宁靖洋分离达35和36以上,大西洋达37以上,印度洋也达36);从副热带向南北极,盐度逐渐降低,至南北极海域降达34以下,这与极地海区结冰.融冰的影响有亲密关系.但在大西洋东北部和北冰洋的挪威海.巴伦支海,其盐度值却广泛升高,则是因为大西洋流和挪威流携带高盐水输送的成果.别的,在印度洋北部.宁靖洋西部和中.南美两岸这些大洋边沿海区,因为降水量远远超出蒸发量,故呈现出明显的低盐区,偏离了带状分布特点.
2)在寒暖流交汇区域和径流冲淡海区,盐度梯度特殊大,这显然是由它们盐度的明显差别造成的.其梯度在某些海域可达0.2/km以上.
3)海洋中盐度的最高与最低值多出如今一些大洋边沿的海盆中,如红海北部高达42.8;波斯湾和地中海在39以上,这些海区因为蒸发很强而降水与径流却很小,同时与大洋水的交流又不疏浚,故其盐度较高.而在一些降水量和径流量远远超出蒸发量的海区,其盐度又很小,如黑海为15~23;波罗的海北部盐度
4)冬季盐度的分布特点与夏日类似,只是在季风影响特殊明显的海域,如孟加拉湾和南海北部地区,盐度有较大差别.夏日因为降水量很大,盐度降低;冬季降水量削减,蒸发增强,盐度增大.
平均而言,北大西洋最高(35.5),南大西洋.南宁靖洋次之(35.2),北宁靖洋最低(34.2).这是因为大西洋沿岸无嵬峨山脉,北大西洋蒸发的水汽经东北信风带入北宁靖洋释放于巴拿马湾一带.而南宁靖洋东海岸的安第斯山脉,却使由南宁靖洋西风带所携带的大量水汽上升凝聚,释放于宁靖洋东部的智利沿岸.超出安第斯山脉今后下沉的湿润气流又增强了南大西洋的蒸发生发火用.印度洋副热带的高盐水,由阿古拉斯流带入南大西洋东部,使其盐度增高,但南宁靖洋东部,则因大量降水,使其盐度降低,故两个海区形成了光鲜的比较.
2.海洋表层以下盐度平面分布因为多种制约盐度因子的影响随深度的增大逐渐减弱,所以盐度的程度差别也随深度的增大而减小.在水深500m处,全部大洋的盐度程度差别约为2.3,高盐中间移往大洋西部.1000m深层约1.7,至2000m深层则只有0.6.大洋深处的盐度分布几近平均.
(二)大洋盐度的铅直向分布
大洋盐度的铅直向分布与温度的铅直向分布有很大不合.图3—19与图3—20分离为宁靖洋和大西洋准经线偏向断面上的盐度分布.
由图可见,在赤道海区盐度较低的海水只涉及不大的深度.其下等于由南.北半球副热带海区下沉后向赤道偏向扩大的高盐水,它分布在表层之下,故称为大洋次表层水,具有大洋铅直偏向上最高的盐度.从南半球副热带海面向下伸展的高盐水舌,在大西洋和宁靖洋,可超出赤道达5°N阁下,比拟之下,北半球的高盐水权势较弱.高盐焦点值,南大西洋高达37.2以上,南宁靖洋达36.0以上.
在高盐次表层水以下,是由南.北半球中高纬度表层下沉的低盐水层,称为大洋(低盐)中层水.在南半球,它的源地是南极辐聚带,即在南纬45°~60°环绕南极的南大洋海面.这里的低盐水下沉后,继而在500~1500m的深度层中向赤道偏向扩大,进入三大洋的次表层水之下.在大西洋可超出赤道达20°N,在宁靖洋亦可达赤道邻近,在印度洋则只限于10°S以南.在北半球下沉的低盐水,权势较弱.在高盐次表层水与低盐中层水之间等盐线特殊密集,形成铅直偏向上的盐度跃层,跃层中间(相当于35.0的等盐面)大致在300~700m的深度上.南大西洋最为明显,跃层上.下的盐度差高达2.5,宁靖洋和印度洋则只差1.0.在跃层中,盐度固然随深度而降低,但温度也响应减低,因为温度增密感化对盐度降密感化的抵偿,其密度仍比次表层水大,所以能在次表层水下分布,同时盐度跃层也是稳固的.
上述南半球形成的低盐水,在印度洋中只限于10°S以南,这是因为源于红海.波斯湾的高盐水,下沉之后也在600~1600m的水层中向南扩大,从而阻拦了南极低盐中层水的北进.就其深度而言与低盐中层水相当,是以又称其为高盐中层水.同样,在北大西洋,因为地中海高盐水溢出后,在相当低盐中层水的深度上,分布规模相当辽阔,东南偏向可达爱尔兰,西南可到海地岛,为大西洋的高盐中层水.但在宁靖洋却未发明像印度洋和大西洋中那样的高盐中层水.
在低盐中层水之下,充满了在高纬海区下沉形成的深层水与底层水,盐度稍有升高.世界大洋的底层水重要源地是南极陆架上的威德尔海盆,其盐度在34.7高低,因为温度低,密度最大,故能稳固地割据于大洋底部.大洋深层水形成于大西洋北部海区表层以下,因为受北大西洋流影响,盐度值稍高于底层水,它位于底层水之上,向南扩大,进入南大洋后,继而被带入其它大洋.
海水盐度随深度这种呈层状分布的根起源基本因是,大洋表层以下的海水都是从不合海区表层辐聚下沉而来的,因为其源地的盐度性质各别,因而必定将其带入各深层中去,并凭借它们密度的大小,在不合深度上程度分布.当然,同时也受到大洋环流的制约.
因为海水在不合纬度带的海面下沉,这就使盐度的铅直向分布,在不合气象带海域内形成了迥然不合的特色.图3—21是大洋中平均盐度典范铅直向分布.在赤道邻近热带海域,表层为一深度不大,盐度较低的平均层,约在其下100~200m层,消失盐度的最大值,再向下盐度复又急剧降低,至800~1000m层消失盐度最小值;然后,又迟缓升高,至2000m以深,铅直向变更已十分小了.在副热带中.低纬海域,因为表层高盐水在此下沉,形成了一厚度约400~500m的高盐水层,再向下,盐度敏捷减小,最小值出如今600~1000m水层中,继而又随深度的增长而增大,至2000m以深,变更则甚小,直至海底.在高纬寒带海域,表层盐度很低,但随深度的增大而递升,至2000m以深,其分布与中.低纬度类似,所以没有盐度最小值层消失.
(三)大洋盐度的变更
1.盐度的日变更大洋概况盐度的日变更很小,其变幅平日小于0.05.但在基层,因受内波的影响,日变幅常有大于表层者.特殊在浅海,因为季候性跃层的深度较小,内波引起的盐度变幅增大现象,可出如今更浅的水层,可达1.0甚至更大.盐过活变更没有水温日变更那样比较纪律的周期性,但在近岸受潮流影响大的海区,也经常显示出潮流的变更周期.
2.盐度的年变更大洋盐度的年变更主如果由降水.蒸发.径流.结冰.融冰及大洋环流等身分所制约.因为上述因子都具丰年变更的周期性,故盐度也响应地消失年周期变更.然而,因为上述因子在不合海域所起的感化和相对重要性不合,致使各海区盐度变更的特点也不雷同.
例如,在白令海峡和鄂霍茨克海等极地海域,因为春季融冰,表层盐度消失最低值(约在4月份前后);冬季季风引起强烈蒸发以及结冰排出盐分,使表层盐度达一年中的最高值(12月份前后),其变幅达1.05.在一些降水和大陆径流分散的海域,夏日其盐度值经常为一年中的最低值,而冬季相反,且因为蒸发的增强使盐度消失最高值.
总之,盐度的年变更,在全部世界大洋中几无广泛纪律可循,只能对具体海域进行具体剖析.
三.海洋密度的分布变更
(一)密度的程度分布
海水密度是温度.盐度和压力的函数.在大洋上层,特殊是表层,重要取决于海水的温度和盐度分布情形.图3—22是大西洋表层密度与温.盐随纬度的变更.其它大洋也类似.
赤道区温度最高,盐度也较低,因而表层海水密度最小,密度超量γ约为23kg.m3,由此向南北极偏向,密度逐渐增大.在副热带海域,固然盐度最大,但因温度降低不大,仍然很高,所以密度虽有增大,但没有响应地消失极大值,密度超量γ约只为26kg.m3.跟着纬度的增高,盐度剧降,但因水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大,所以密度持续增大.最大密度出如今严寒的极地海区,如格陵兰海的密度超量γ达28kg.m3以上,南极威德尔海也达27.9kg.m3以上.
跟着深度的增长,密度的程度差别如同温度和盐度的程度分布类似,在不竭减小.至大洋底层则已相当平均.
(二)密度的铅直向分布
大洋中,平均而言,温度的变更对密度变更的影响要比盐度大.是以,密度随深度的变更重要取决于温度.海水温度跟着深度的分布是不平均地递降,因而海水的密度即随深度的增长而不平均地增大.图3—23是大洋中典范的密度铅直向分布.
在赤道至副热带的低中纬海域,与温度的上平均层响应的一层内,密度根本上是平均的.向下,与大洋主温跃层相对应,密度的铅直梯度也很大,此称为密度跃层.因为主温跃层的深度在不合纬度带上的升沉,从而密跃层也有响应的分布.热带海域表层的密度小,跃层的强度大,副热带海域概况的密度增大,因而跃层的强度就相对减弱.至极锋向极一侧,因为表层密度超量已达27kg·m3阁下或更大些,是以铅直向上已不再消失中.低纬海域中那种随深度敏捷增密的水层.中.低纬海域密跃层以下及高纬海域中的海水密度,其铅直向变更已相当小了.
当然,在个体降水量较大的海域或在极地海域夏日融冰季候,使概况一薄层密度降低,也会形成浅而弱的密跃层.在浅海,跟着季候温跃层的生消也经常消失着密跃层的生消进程.密跃层的消失阻碍着上.下水层的交流.
海水下沉活动所能达到的深度,根本上取决于其自身密度和环流情形.因为大洋表层的密度是从赤道向南北极递增的,是以,纬度越高的表层水,下沉的深度越大.南极威德尔海的高密(27.9kg·m3)冷水(0℃阁下),可沿陆坡沉到海底,并向三大洋底部集中;南极辐聚带的冷水则只能下沉到1000m阁下的深度层中向北分布;副热带高盐水,因水温较高,其密度较小只能在盐度较低.温度很高的赤道海域的低密表层水之下分布.
由上可见,在海面形成的不合密度的海水是按其密度大小沿等密面(严厉说是等位密面)下沉至海洋各深层的,并且下沉后都向低纬海域扩大.因而,在低纬海域,温度.盐度和密度在铅直偏向上的分布,在必定程度上反应了大洋表层经向上的分布特点.
(三)海水密度的变更
凡是能影响海洋温度.盐度变更的因子都邑影响海水密度的变更.
大洋密度的日变更,因为影响因子的变更小,是以微缺少道.在深层有密跃层消失时,因为内波感化,可能引起一些摇动,但无明显纪律可循.
其年变更纪律,因为受温度.盐度年变更的影响,其分解感化也导致了密度年变更的庞杂性.
海洋水团
一.水团的界说
早在1916年,B.海兰—汉森就把水团(watermass)这一术语引入海洋学中.中国大百科全书(海洋卷,1987)对水团的界说是:
“源地和形成机制邻近,具有相对平均的物理.化学和生物特点及大体一
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