海洋表面水熱平衡

1、第二章海洋表面熱平衡與水平衡§ 2-1 海洋熱平衡一、海洋獲得的熱量1. 由海底進(jìn)入海洋的地?zé)幔好刻霴.lcal/ cm22. 海洋表層吸收的太陽輻射能：平均每天400 cal / cm2海洋垂直剖面溫度曲線：隨深度增加溫度降低，在海底以下隨深度增加溫度升高。二、海水溫度的變化變化很慢海水溫度由于溫室效應(yīng)略有升高，變化很慢。在不嚴(yán)格的條件下，可以假定進(jìn)入海洋的總熱量和從海表面釋放出的熱量是近似相等的。將60多年前的深層海洋溫度與當(dāng)前測量結(jié)果相比較，發(fā)現(xiàn)溫度的變化是很小的。三、太陽輻射能(Qs)1.大氣上界太陽輻射能(1) 輻射能的數(shù)值地球的大氣上界處：太陽輻射能約2 cal cm-2

2、 min-1(2) 輻射能的變化輻射能隨日-地間的距離、太陽黑子的多寡和太陽耀斑的變化而變化，變化范圍僅有百分之幾。_2 _1平均值叫做太陽常數(shù) 1.96 ± 0.01 cal cm min 。太陽輻射能在宇宙空間傳遞過程中，損耗可以忽略。 大氣層外層相當(dāng)于溫度為6 000 C的黑體輻射源。(3) 輻射能的組成約49%的能量是可見光譜，其波長在0.40.7m之間；9 %是紫外光譜；42%是紅外光譜。(4) 地球獲得的太陽能射達(dá)地球大氣外界的太陽能量：等于太陽常數(shù)乘以地球的截面積理論上射達(dá)地球的太陽能平均約為 0.49 cal cm-2 min-1?；蛘?700 cal cm-2 d-

3、1。在假定沒有云層或大氣吸收的條件下，在兩極：太陽能量的變化范圍是 01100 cal cm-2 d-1o21在42緯度處：變化范圍大約為300900 cal cm d 。在真實大氣中太陽輻射能的分配以理論上射達(dá)地球的太陽能0.49 cal cm-2 min-1為100%計算云層吸收：3%水蒸氣、煙霧和空氣分子吸收：16%反射或散射回到太空：30%加熱陸地、海洋和冰原：51%（6）云量和反射率對射達(dá)海面太陽輻射的影響低層云密集覆蓋：把80%的太陽能吸收或反射回太空中，只有20%25%的能量可以到達(dá)海面。其經(jīng)驗公式為式中，Qs,為未經(jīng)散射和吸收的太陽輻射量，C為云量，As為反射率（反射量與入射量

4、之比）。反射率：3%30%海面反射率平均值：6%海冰的反射率：大約 30%40 %清潔雪面反射率：可能高達(dá)90 %。（7）海水對太陽輻射能的吸收在清澈海水中：99 %的太陽能都被100 m以上水層所吸收55%的太陽能都在最初1 m深度內(nèi)被吸收掉。在沿岸、河口附近，超過63% （最多82% ）的太陽能都在最初 1 m深度內(nèi)被吸收掉。（8）大洋中吸收的太陽能分布平均到達(dá)海面并被吸收的太陽輻射能（W/ m），如圖所示。四、有效回輻射（Qb）（1）海洋表面溫度:平洋： 平均292.1K大西 洋:平 均289.9 K度洋： 平均 290.0K（2）輻射熱量與溫度的關(guān)系輻射的熱量與絕對溫度的四次方成正比（

5、斯蒂芬一玻耳茲曼定律）:式中：Tw是海水絕對溫度;二是斯蒂芬-玻耳茲曼常數(shù)，1.36 10_12 cal cm-2 s-1 K ；F是水面輻射特性常數(shù)。絕對透明體F=0,絕對黑體F=1。a.水面向大氣輻射F近似于1b.大氣向海面輻射F小于1,F的量值取決于空氣中的水汽含量，水汽含量越多，F(xiàn)越大。輻射的最大波長與絕對溫度成反比（維恩定律）:式中，c = 2.9 10 K m（3）海面輻射與太陽表面輻射的比較1 cm2 6 000 oc的太陽表面的輻射功率約是10oC海面輻射功率的200 000倍。太陽輻射最多能量的波長：0.5m海面輻射能量最多的波長：10m左右（4 ）凈輻射值有效回輻射：海面向

6、大氣的長波輻射與低層大氣向海面的回輻射之差，即凈長波輻射耗損。 有效回輻射隨著空氣中水汽的含量而變化。晴朗的夜晚，海水溫度降低大；有云或相對濕度較高的夜晚：海面溫度降低少。根據(jù)衛(wèi)星資料算出的海面的有效回輻射。海面有效回輻射（w/mi）五、蒸發(fā)耗損的熱量（Qe）液態(tài)水變?yōu)橥瑴囟认碌臍鈶B(tài)水所需要的熱量稱蒸發(fā)耗損熱量，又稱潛熱通量蒸發(fā)1 g海水所需要的熱量：平均值為590 cal /g海洋每年通過蒸發(fā)要失去 126 cm厚的水層。200 cal cm-2 d-1計算蒸發(fā)量的經(jīng)驗公式：Qe = LCe e -ea W式中：ea-是水面上方一定距離處的水汽壓ew -是水面上貼水層空氣的飽和水汽壓Ce -

7、是蒸發(fā)系數(shù)W-風(fēng)速L-蒸發(fā)潛熱。如果風(fēng)速以海上 8m高處風(fēng)速來計10N-算，單位為m s'，水汽壓以Pa為單位，IOS-則 Ce =6.9 10 。 2010-9-9全球每天 平均海面潛熱通量（w / mi）由圖可知最大的潛熱通量位于信風(fēng)區(qū)，因為那里海氣濕度差最 大；203060N 50N 40N- 30N-s s S405060E606其次，是灣流和黑潮區(qū)，那里濕度差大，風(fēng)速也大；冬季，強冷空氣吹過海面，使蒸發(fā)量顯著增加；潛熱通量向高緯度海域漸次減少，這是因為那里海氣溫差減少，從而導(dǎo)致海氣濕度差減少之故。六、顯熱耗損（Qh）顯熱耗損是接觸熱交換?？靠諝馀c海面接觸、借助于兩者溫度差產(chǎn)生

8、對流作用來傳遞熱量。6與水氣溫差和風(fēng)速密切相關(guān)顯熱耗損最大值只有潛熱耗損最大值的6%。2平均海面顯熱通量（W/ m）七、海洋的凈熱量平衡方程1 凈熱量平衡方程（1 ）海洋整體在總體上海洋熱能是平衡的 Q=0,在局部情況下QM 0（2 ）海洋局部局部夏季：海洋表層吸熱使水溫增高Q>0局部冬季：失去同等的熱量 Q< 0低緯度熱帶海區(qū)：O 0極地海區(qū)：Q< 0，缺少的熱量由低緯度海區(qū)通過海流向高緯度進(jìn)行輸送。2 平流熱傳輸（Qv）平流熱傳輸是水平方向暖流帶來的熱量或冷流使這里失去的熱量高緯度海域，海洋失去的熱量比從太陽那里得到的多，多余的失熱，要靠黑潮、灣流將赤道附近的 熱量向極地

9、輸送。而赤道附近從太陽獲得的熱量多于失去的，只有流走一部分，才能保持那里的平衡。對于局部海域，必須要考慮平流熱傳輸（Qv），即Qb有效回輻射； Q蒸發(fā)耗損的熱量；Q顯熱耗損；Qv平流熱傳輸§ 2-2 海冰一、冰蓋面積整個海洋大約有 3%4%的面積是被海冰所覆蓋。二、冰區(qū)熱收支1. 極地冬季，來自太陽的輻射量實際上等于零。2海冰的反射率：30%40% ;剛下過雪之后反射率有時能達(dá)到95%。3. 海冰對輻射的吸收：沒有被反射的輻射進(jìn)入海冰中，在海冰表層幾毫米厚度之內(nèi)就被迅速地吸 收了。4冰區(qū)熱傳導(dǎo)：從水向冰的方向進(jìn)行，最終傳向大氣。三、結(jié)冰速度（冰蓋增厚率）(1)dZ Qh dt 一 C

10、式中：Cf是海冰結(jié)晶潛熱，'是海冰密度。傳向大氣的熱通量 Qh:式中：Ki 是冰的熱傳導(dǎo)系數(shù)'tw 冰蓋上面氣溫與下面水溫之差Z冰蓋厚度（2 ）代（1）得：(2)7dZdt對（3）求積分：令_ Ki Uw2f Ztw dt(3)有海冰增長的厚度為:18式中：Ti-結(jié)冰日時間長度；-度-日當(dāng)量，等于冰面上空氣低于冰點的度數(shù)與時間的乘積積分。3_2J3 2Cf =2.114334 107.53624tw - 3.34944 -8.3736 10 tw -1.80513882 10 tw S則得Z = 3.6/"2( cm)(5)由（5）式可以預(yù)測， 一個冬季冰增長的最大厚

11、度大約是3 mo在北冰洋中部，海冰每年夏天融化的數(shù)量總計為幾十厘米厚。每年大約有2 000 km?的冰飄移，飄向赤道。這些冰的數(shù)量相當(dāng)于北冰洋中部冰蓋的厚度降低20 cm左右。在北冰洋無冰水面總計占1 %12%，經(jīng)常導(dǎo)致無冰水面的出現(xiàn)。§ 2-3 海洋中的水量收支一、水循環(huán)與鹽積累1 水循環(huán)水的來源完全靠地球自身，在地球系統(tǒng)自身之內(nèi)周游而循環(huán)，所以也稱為水循環(huán)。水循環(huán)示意圖2 .鹽積累：500年內(nèi)無明顯變化 每年河流帶進(jìn)海洋的、溶解的 固體物質(zhì)大約是 3 x 1012kg。不到海 洋含鹽總量的10 J。即使所有進(jìn)入海洋的鹽分都 完全溶到海水里（事實當(dāng)然并非如 此），那么，用現(xiàn)在的測量

12、技術(shù)也只 能確定大約500年后平均鹽度的增 加情況。二、水量平衡1水的支出：蒸發(fā)和結(jié)冰 蒸發(fā)的速率是每年 126 cm, 它相當(dāng)于每年移走的水量為450 x103 km3，即相當(dāng)于海洋總水量的 0.03 %。蒸發(fā)不均衡： 南北亞熱帶海域：海面年蒸發(fā)量可達(dá)140 cm左右；熱赤道附近：110 cm左右；兩極：不到 10 cm 。結(jié)冰 ：以固體冰形式被凍結(jié)在陸地上的水量約為24X 106 km3,如果這些冰全部融化并流入海洋，會使海平面上升 66 m 。2水的收入 有同等的水量通過降雨和河流進(jìn)入海洋。形式：降水、陸地徑流和融冰大洋獲得的水中 10是陸地徑流，其余的為降雨和融冰。333降水：大洋接納

13、的降水總量 411 X 10416 X 10 km蒸發(fā)與降水的關(guān)系 ：近似反位相，蒸發(fā)大，降水少的區(qū)域鹽度高，反之，鹽度低。 （除緯度大于 50o 的高緯海域外）世界大洋表面的蒸發(fā)與降水差（E-P）和鹽度（s）的經(jīng)向分布由圖可知：南北緯 40o 以內(nèi)區(qū)域，蒸發(fā)大于降水40o以外向極海域和近赤道海域，蒸發(fā)少于降水。蒸發(fā)與降水之差蒸發(fā)與降水之差 （m a） 地表徑流及地下水入海 ：333年總量29 X 1038 X 10 km，以地表徑流為主。 亞馬孫河：占全世界總徑流量的20剛果河：為亞馬孫河的 23.3 長江：居世界第三位，為亞馬孫河的 18.9 大西洋的入洋淡水 量高居各大洋之首 , 入海淡

14、水可使大西洋海面上升 23 cm。太平洋年入洋淡水 量能使水位提高 7 cm極地海域 陸冰滑落入海融化水量 1.2X103 km3冰山源地：南極大陸。冰川由南極大陸腹地以每天1m的速度向低處推進(jìn)，斷裂入海后則形成巨大的冰山，有的長達(dá) 100 km ，寬達(dá)數(shù)十 km。格陵蘭島 ： 每年僅隨拉布拉多寒流漂游到大西洋的冰山，就多達(dá) 388座。這些冰山終將融化，對局部 海域的水量平衡也有不可忽視的影響。水量平衡方程式 ：式中：P為降水，R為大陸徑流，M為融冰，Ui為海流使海域獲得的水量，E為蒸發(fā)，F(xiàn)為結(jié)冰，U。為海流使海域失去的水量，余項q為研究海域在給定時間內(nèi)水交換的盈余（q > 0）或虧損（

15、q v 0）。對整個世界大洋 而言，Ui和U0完全相互抵消，M和F也大致相等，則有太平洋 因降水與徑流之和大于蒸發(fā)， 水量 有盈余， 可向大西洋輸出。大西洋每年水位損失12 cm，要靠太平洋、北冰洋來補充。北冰洋 ：蒸發(fā)量小，折算成水位不到大西洋的10。徑流多，總流量為亞馬孫河的13，折算為水位就與大西洋的徑流效應(yīng)相當(dāng)；水量盈余。北冰洋 水量盈余多而鹽度低。鹽度低使海水冰點升高，從而使 海水較易結(jié)冰 。3 地球上水的組成97是在海洋里，2在冰川里，不到 1是以淡水湖泊、河流和以地下水的形式存在。 云或水汽中所含水分的總量都少于十萬分之一。人類用水量（據(jù)聯(lián)合國估計） ：1900 年： 4 000

16、 億立方米年1980年： 30 000 億立方米年1985 年：39 000 億立方米年2000 年： 60 000 億立方米年海上淡水 這種現(xiàn)象的成因是兩層不透水的巖石夾著一層多孔的白堊或石灰?guī)r，形成地下蓄水層，一直伸展到海底之下。淡水沿著蓄水層滲到海床下面，所受壓力極大，只要海床有裂縫，水就往上涌。這些淡水溫度極高， 不含鹽分，密度低于海水，因此不會和海水混合，而會浮到海面，形成淡水。美國東南海岸、英國海岸、愛爾蘭海岸外都有淡水噴泉。§ 24 世界大洋的溫度場一、各大洋水溫世界大洋：平均水溫：3.8 C,平均位溫：3.59 C；太平洋平均水溫 3.7 C，平均位溫 3.36 C；

17、大西洋平均水溫 4.0 C,平均位溫 3.73 C；印度洋平均水溫 3.8 C,平均位溫3.72 C。世界大洋和各海區(qū)水溫的實際分布，比這種平均結(jié)果要復(fù)雜得多。二、海洋水溫的分布（一）表層分布1冬季（ 1 月） 世界大洋冬季（ 1 月）水溫分布2夏季（7月）（陰影區(qū)溫度超過 29C）（陰影區(qū)溫度超過 29C）3 .最高溫度出現(xiàn)在西太平洋和印度洋的近赤道海域，可達(dá)2829 C。28C線包絡(luò)的面積，西太平洋夏季比冬季大，位置更偏北。4 .熱赤道圍繞地球且連接每條經(jīng)線上年平均溫度最高點的連線（北緯10°）。由熱赤道向南北極，水溫漸次降低，到極圈附近已降至0C;在極地冰蓋之下水溫更低，可達(dá)-

18、2 C左右。5.大洋表層的等溫線特征（1）在大部分海域有和緯向平行的趨勢，特別在40S以南。等溫線幾乎與緯線平行。中、高緯度海域，三大洋連成一體，有著名的南極繞極流橫貫全緯度，所以等溫線幾乎與緯線平行。（2）在北半球從亞熱帶至溫帶海域，等溫線由西向東逐漸發(fā)散，在太平洋和大西洋北部形成如下 水溫分布特征：a. 在亞熱帶至溫帶海域， 西部水溫高于東部 。大洋西側(cè)有最強的暖流灣流和黑潮， 東側(cè)分別有加 那利寒流和加利福尼亞寒流；b. 在亞寒帶至極地海域， 東邊高于西邊 。西側(cè)是拉布拉多寒流和親潮， 而東側(cè)則是灣流和黑潮延續(xù) 之后的暖流。（ 3）寒、暖流交匯處 等溫線特別密集，水溫的水平梯度大。這在黑

19、潮與親潮、灣流與拉布拉多寒流之間表現(xiàn)得很明顯，極鋒 （寒流與暖流交匯處） ：水溫水平梯度特別大。如黃海、東海，由于海流的影響也出現(xiàn)水溫鋒，只是季節(jié)變化大，不像極鋒那樣明顯而穩(wěn)定。（ 二） 深層分布1. 水溫的經(jīng)向梯度小2. 大洋西部邊界流的相應(yīng)海域，出現(xiàn)明顯的高溫中心。大西洋和太平洋的南部高溫區(qū)可高于10C，太平洋北部可高于 13C，而北大西洋最高，達(dá) 17C以上。世界大洋 500 m 層水溫分布31 000 m 深度上水溫的經(jīng)向變化更小。4. 4 000 m以深，溫度分布趨均勻，整個大洋的溫差不過3C近底層的水溫分布低于零度。二、海洋水溫的垂向分布1 .海水的分層（1）表層：暖水層。低緯海域

20、的暖水局限于薄薄的近表層之內(nèi)（2）溫躍層水溫鉛直梯度較大的躍層，在不太厚的水層中水溫由 17 C降到7C。此層一般稱為大洋的 主溫躍層,又稱為 永久溫躍層 。大西洋經(jīng)向斷面水溫分布（3）冷水層 冷水層在主溫躍層之下，水溫愈來愈低。大西洋：深于1 200 m的各個區(qū)域，水溫普遍都低于7 C。太平洋：3 000 m層平均水溫僅1.6 C。2. 主溫躍層經(jīng)向分布若以12C等溫面作為主溫躍層的“核心”，以赤道為對稱點，主溫躍層經(jīng)向分布呈“ W”形。在赤道海域上升而在亞熱帶下降，到中緯度海域復(fù)又上升，至亞極地可升達(dá)海面，形成極鋒。3. 大洋冷暖水區(qū)劃分 以主溫躍層為界，可把大洋水體分為冷暖水區(qū)兩部分。其

21、上為水溫較高的暖水區(qū)，其下稱為冷水區(qū)。 暖水區(qū)是大洋的水溫準(zhǔn)均勻?qū)?。由于動力和熱力等作用，上層海水的垂向混合。使表層及其以下一定厚度的水層?nèi)溫度趨于均勻， 形成了大洋的水溫準(zhǔn)均勻?qū)?。?zhǔn)均勻?qū)拥暮穸却笱笙募荆褐芯暥群蛠啒O地海域，一般小于6070 m,亞熱帶和熱帶，可達(dá) 100 m 甚至更大。大洋冬季：亞熱帶海域，可達(dá) 150 250 m中緯度海域，可達(dá) 300400 m。蒸發(fā)增鹽、降溫增密 地中海等某些內(nèi)海，甚至直達(dá)海底。近海海域：海水溫度 上均勻?qū)?厚度很薄。夏季：渤海上均勻?qū)雍穸戎挥? m左右，黃海510 m,東海1020 m,南海2030 m，局部區(qū)域可達(dá) 50 m 。冬季：渤海、黃海水溫

22、上下層基本均勻。三、水溫隨時間的變化1. 水溫的日變化 表層變化規(guī)律 ：正弦曲線形式。日溫差小于0.5 C,最高溫度出現(xiàn)在下午 （地方時1516時），最低溫度出現(xiàn)在早晨（地方時約56 時）。下層變化規(guī)律 ：日溫差平均小于表層,但內(nèi)波可導(dǎo)致表層以下的水溫日溫差超過表層。 淺海和邊緣海 中的日變化規(guī)律：很復(fù)雜。表層：與太陽輻射的日變化、潮流等多種動力或熱力因素有關(guān)。青島近海溫度日變化實例 ：觀測期間天空布滿低云0和5m層：溫度日變化不超過1 C10 m層：溫度日變化超過 7.6 C,15 m層：溫度日變化超過 6C。 底層:溫度日變化4C左右。出現(xiàn)溫度最高值時間 ：0 點、13 點, 和當(dāng)?shù)匕氤敝?/p>

23、期一致。圖 3.4-5 青島近海夏季水溫日變化 平均日溫差：渤海最大，南黃海最??；除長江口外，都是春季最大而秋季最小， 長江口附近：春夏季大，冬季小。2. 水溫的年變化大洋表層 水溫：有正弦曲線式的年變化特征，中、高緯度海域更明顯； 熱帶海域 ：有半年周期變化。赤道海域：表層水溫年溫差小于 1C,它與該海域太陽輻射年變化較小有直接關(guān)系。/南極大陸周圍海域：表層水溫的年溫差小于 1C,它與結(jié)冰和融冰的影響有關(guān)。冬季 結(jié)冰放出結(jié)晶熱，冰又減少了海水熱量的散失，水溫下降變緩；夏季 融冰吸收大量的融解熱，減少了夏季增溫的幅度。亞熱帶海域 特別是溫帶海域，表層水溫年溫差大，它與當(dāng)?shù)厮募窘惶婷黠@有關(guān)。鋒區(qū)

24、水溫 ：由于受寒、暖流的影響，水溫鋒區(qū)的年溫差更大。例如，灣流和拉布拉多寒流的鋒區(qū)年 溫差達(dá)15 C,在日本東北部可達(dá) 17C?？偟目磥?，南半球由于洋面寬闊，南北向洋流不像北半球那么強, 故年溫差相對北半球要小得多。邊緣海、淺海和內(nèi)海 ：表層水溫差大 日本海、黑海和渤海、黃海達(dá)20 C北黃海中部：達(dá) 21 C以上， 渤海北部區(qū)域：大于 28 C 南黃海中部和東海北部：不小于15C。在某些沿岸淺水區(qū)甚至可達(dá)30 C。表層之下水溫的年變化，不是直接靠太陽輻射，而主要靠混合及平流作用，情況更為復(fù)雜。 §25 世界大洋的鹽度場和密度場一、海水鹽度的宏觀分布1. 世界大洋的總鹽量19約為4.5

25、7 X 10 kg，均勻鋪滿地球表面，其厚度可達(dá)70 m。2. 典型海域表層鹽度地中海： 39.10紅海：超過 42.00黑海；1523波羅的海：3203. 大洋表面鹽度分布：世界大洋8月表面鹽度分布(1) 亞熱帶海域，大洋表層鹽度高南、北太平洋：分別達(dá) 36和35,大西洋：達(dá)37 ;(2) 赤道海域表層鹽度低原因：降水多，大洋表層鹽度呈低值帶狀分布。(3) 印度洋北部和太平洋西部表層鹽度明顯偏離帶狀分布，這些地方盛行季風(fēng)，蒸發(fā)降水差也與上述帶狀分布有偏離。(4) 中美洲和南美洲西岸、幾內(nèi)亞灣和孟加拉灣 降水遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過蒸發(fā)則是顯著的低鹽區(qū)。(5) 靠近極地海域，鹽度降到34. 00以下，除了蒸發(fā)

26、降水差為負(fù)值可予解釋外，融冰的影響也是重要原因之一。(6) 挪威海域，雖已靠近極地，但鹽度卻相當(dāng)高，是北大西洋流和挪威海流把高鹽海水?dāng)y運到這些海域 來的結(jié)果。(7) 鹽度平均值大西洋：蒸發(fā)超過降水和徑流量，表層鹽度平均值居四大洋之最，34.90 ;太平洋，平均鹽度最低34.62，南太平洋為35.20，北太平洋僅為34.20。印度洋：34.76北冰洋：夏季 28，冬季32(8) 鹽度水平梯度大的海域在徑流沖淡的水域或寒、暖流的交匯之處。(9) 表層之下鹽度的差區(qū)域性的差異逐漸變小，層次愈深，差異也越小。500 m :整個大洋的鹽度差下降到2.3左右2000 m: 鹽度差只有 0.6大洋深層和近底

27、層的海水：其鹽度基本上是均勻的。二、海水鹽度的鉛直方向分布以低緯度海區(qū)為例1. 表層：低鹽，深度不大；成因：降水多，鹽度低2 .次表層：高鹽，厚度大；成因：來自南半球亞熱帶海面向下伸展的高鹽水舌。亞熱帶海面為副熱帶高壓帶，大氣環(huán)流為下降流，高溫?zé)o雨，蒸發(fā)量大，鹽度高。范圍：高鹽水舌可以越過赤道，直到北緯5°，北亞熱帶向下伸展的高鹽水舌范圍較小。高鹽水舌的核心，南大西洋高達(dá) 37.20以上，南太平洋也可達(dá)36.00。太平洋經(jīng)向斷面鹽度分布3鹽度躍層從高鹽核心層向下，等鹽線密集，形成鉛直方向上的鹽度躍層。躍層中心位置：300700 m躍層上下的鹽度差：南太平洋和南印度洋1.0 ,南大西洋

28、高達(dá)2.5大西洋經(jīng)向斷面鹽度分布鹽度隨深度降低雖能使海水密度減小，但由于水溫隨深度的降低很快，水溫的增密效應(yīng)，可以使鹽度 躍層仍能保持其穩(wěn)定性。4. 中層：低鹽最低鹽度僅 34.00，最高也不過 34.6034.70。源地：來自亞極地海面，即在南緯45°65 0這一海域。成因：南緯45°65 °，大氣環(huán)流為上升流，降雨多，低鹽；西風(fēng)漂流區(qū)，體積運輸堆積，產(chǎn)生壓強梯度力；緯度高，溫度低，密度大，下沉。這個低鹽水通常稱之為南極中層水，在5001 500 m的深度向北擴展。在大西洋，它可以越過赤道直達(dá)20 ° N ;在太平洋亦可到達(dá)赤道附近；在印度洋則只限于

29、10 °S以南。因為源于紅海、波斯灣的高鹽水，下沉之后也在6001 600m的水層中向南擴展，從而阻止了它的北進(jìn)。在北大西洋的中層，也有相應(yīng)的低鹽中層水（50 ° N）和高鹽中層水（20 ° N）。前者在緯度位置上雖與南極中層水的源地相當(dāng)，但其勢力卻弱得多一一范圍小而鹽度低； 后者則為地中海高鹽水，它與印度洋的紅海水相當(dāng)，也是世界大洋中最顯著的中層高鹽水。 地中海水在北大西洋的影響范圍相當(dāng)廣闊，東北方向可達(dá)愛爾蘭，西南可到海地島。在北太平洋，也有相應(yīng)的低鹽中層水（50水、紅海水相對應(yīng)的高鹽中層水。5 .深層水：鹽度值稍有升高如北大西洋深層水鹽度可達(dá)34.90 ；6

30、.底層水充溢于各大洋底部的底層水，鹽度在-34.70 以下。了由于這些水體溫度很低，甚至降到0C以下，密度并未因降鹽而減多少，所 以能穩(wěn)定地潛居于大洋底層。三、鹽度的日變化和年變化（一）鹽度的日變化 大洋表層鹽度的日變化， 低緯海域：不超過 0.05。圈6“4椎腿為西洋的地中海海水垂直分布）°N），其形成機制與南太平洋不盡相同；未發(fā)現(xiàn)有與地中海下層因受內(nèi)波影響，日鹽度差可以大于表層。在淺海區(qū)域，季節(jié)性躍層的深度更小，內(nèi)波等引起的日鹽度差增大現(xiàn)象，可出現(xiàn)于更淺的水層中。近 岸海水鹽度的變化，受潮流的影響很大。（ 二）鹽度的年變化海洋表層鹽度的年變化有年周期性。例如：在白令海等亞極地海域

31、，由于春季融冰，表層鹽度出現(xiàn)最低值冬季季風(fēng)引起強烈蒸發(fā)及結(jié)冰排出鹽分，則使次表層鹽度達(dá)1年中的最高值。中緯度海域，如黃海和東海，表層最低鹽度值出現(xiàn)在降水和徑流最大的夏季，東海在7月，而黃海推遲到89月，最高鹽度值則一般在蒸發(fā)強而降水少的冬季出現(xiàn)。表層鹽度年變化過程曲線的形狀，比溫度復(fù)雜得多。再加上季節(jié)性躍層盛衰升降的影響，下層鹽度的年變化，更趨復(fù)雜多樣。 在黃海冷水團(tuán)、黃海暖流水和對馬暖流水所影響的海域，由于側(cè)向混合及冷暖水流的彼進(jìn) 此退，使中下層鹽度的年變化，呈現(xiàn)出更復(fù)雜多 變的形式。四、海洋的密度場（一）海水密度的空間分布 赤道附近海域表層：海水密度達(dá)最小值 原因：溫度最高，鹽度最低 緯度

32、fl水溫密度f 在亞熱帶海域：鹽度出現(xiàn)極大值，但因溫度 下降的不多，所以密度并未出現(xiàn)相應(yīng)的極大值；在溫帶海域：雖然鹽度劇降，但因水溫下降的效應(yīng)更顯著，所以密度也未出現(xiàn)極小值，只是增密的速率有些減緩而已。圖為大西洋表面溫度、鹽度、密度隨緯度的變化。太平洋和印度洋也類似。大西洋年平均溫度、鹽度和密度在大洋的上混合層內(nèi)：密度的鉛直分布較為均勻，原因：混合效應(yīng)主溫躍層：也是密度躍層的所在主溫躍層之下：因整個大洋的水溫、鹽度趨于均勻，所以密度的水平梯度也隨之減小。由于受下層環(huán)流的影響，也能形成密度分布的局地特征。例如，因受西部邊界流的影響，大洋西側(cè)水溫高，密度相應(yīng)地就要小一些。因不同氣候帶上溫度和鹽度的

33、鉛直向分布各具特色，所以不同氣候帶上密度的鉛直向分布也頗有不同。熱帶海域躍層上方密度小而均勻，躍層的強度卻很大；溫帶表層密度已增大，而躍層的強度卻大為減弱；寒帶表層密度更大， 但鉛直向梯度卻不大， 除非夏季融冰使表面一薄層密度減小，能形成淺而弱的躍層，冬季則產(chǎn)生大規(guī)模的對流和下沉。海水下沉運動所能達(dá)到的深度，取決于它本身的密度及其下方的層結(jié)和環(huán)流狀況。南極威德爾海和羅斯海，由于強烈冷卻形成高密度冷水，所以能沿大陸坡一直下沉到海底，并繼而向三大洋底部擴散。南極輻聚帶的冷卻次之，所形成的低溫低鹽水可下沉到中層，在1 000 m上下的水層中向北散布。亞熱帶輻散帶的高鹽水，因水溫高，密度較小，則只能下沉到次表層內(nèi)散布。由于下沉后的海水都有向低緯海域散布的趨向，因而低緯海域鉛直方向上水溫、鹽度和密度的分布， 就與赤道至極地間大洋表面水溫、鹽度和密度的經(jīng)向分