1、海洋溫度、鹽度和密度的分布與變化        世界大洋的溫度、鹽度和密度的時空分布和變化，是海洋學研究最基本的內容之一。它幾乎與海洋中所有現象都有密切的聯系。    從宏觀上看，世界大洋中溫、鹽、密度場的基本特征是，在表層大致沿緯向呈帶狀分布，即東西方向上量值的差異相對很小；而在經向，即南北方向上的變化卻十分顯著。在鉛直方向上，基本呈層化狀態，且隨深度的增加其水平差異逐漸縮小，至深層其溫、鹽、密的分布均勻。它們在鉛直方向上的變化相對水平方向上要大得多，因為大洋的水平尺度比其

2、深度要大幾百倍至幾千倍。圖310為大洋表面溫、鹽、密度平均值隨緯度的變化。    一、海洋溫度的分布與變化        對整個世界大洋而言，約75的水體溫度在06之間，50的水體溫度在1.33.8之間，整體水溫平均為3.8。其中，太平洋平均為3.7，大西洋4.0，印度洋為3.8。    當然，世界大洋中的水溫，因時因地而異，比上述平均狀況要復雜得多，且一般難以用解析表達式給出。因此，通常多借助于平面圖、剖面圖，用繪制等值線的方法，以及

3、繪制鉛直分布曲線，時間變化曲線等，將其三維時空結構分解成二維或者一維的結構，通過分析加以綜合，從而形成對整個溫度場的認識。這種研究方法同樣適應于對鹽度、密度場和其它現象的研究。    (一)海洋水溫的平面(水平)分布    1.大洋表層的水溫分布進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流兩個因子。在極地海域結冰與融冰

4、的影響也起重要作用。    大洋表層水溫變化于-230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、大洋形狀以及大洋環流的配置等因素所造成的。太平洋表層水溫之所以高，主要因為它的熱帶和副熱帶的面積寬廣，其表層溫度高于25的面積約占66；而大西洋的熱帶和副熱帶的面積小，表層水溫高于25的面積僅占18。當然，大西洋與北冰洋之間和太平洋與北冰洋之間相比，比較暢通，也是原因之

5、一。    從表32可以看出，大洋在南、北兩半球的表層水溫有明顯差異。北半球的年平均水溫比南半球相同緯度帶內的溫度高2左右，尤其在大西洋南、北半球50°70°之間特別明顯，相差7左右。造成這種差異的原因，一方面由于南赤道流的一部分跨越赤道進入北半球；另一方面是由于北半球的陸地阻礙了北冰洋冷水的流入，而南半球則與南極海域直接聯通。表3-2三大洋每10°緯度帶內表面水溫的年平均值()(據Defant，1961)    圖3-11與3-12為世界大洋2月和8月表層水溫的分布，具有如下共同特點

6、：    1)等溫線的分布，沿緯線大致呈帶狀分布，特別在南半球40°S以南海域，等溫線幾乎與緯圈平行，且冬季比夏季更為明顯，這與太陽輻射的緯度變化密切相關。    2)冬季和夏季最高溫度都出現在赤道附近海域，在西太平洋和印度洋近赤道海域，可達2829，只是在西太平洋28的包絡面積夏季比冬季更大，且位置偏北一些。圖中的點斷線表示最高水溫出現的位置，稱為熱赤道，平均在7°N左右。    3)由熱赤道向兩極，水溫逐漸降低，到極圈附近降至0左右；在極地冰蓋之下，溫

7、度接近于對應鹽度下的冰點溫度。例如南極冰架之下曾有-2.1的記錄。    4)在兩半球的副熱帶到溫帶海區，特別是北半球，等溫線偏離帶狀分布，在大洋西部向極地彎曲，大洋東部則向赤道方向彎曲。這種格局造成大洋西部水溫高于東部。在亞北極海區，水溫分布與上述特點恰恰相反，即大洋東部較大洋西部溫暖。大洋兩側水溫的這種差異在北大西洋尤為明顯，東西兩岸的水溫差，夏季有6左右，冬季可達12之多。這種分布特點是由大洋環流造成的：在副熱帶海區，大洋西部是暖流區，東部為寒流區；在亞北極海區正好相反。在南半球的中、高緯度海域，三大洋連成一片，有著名的南極繞極流環繞南極流動，所以

8、東西兩岸的溫度差沒有北半球明顯。    5)在寒、暖流交匯區等溫線特別密集，溫度水平梯度特別大，如北大西洋的灣流與拉布拉多寒流之間和北太平洋的黑潮與親潮之間都是如此。另外在大洋暖水區和冷水區，兩種水團的交界處，水溫水平梯度也特別大，形成所謂極鋒(thepolarfront)。    6)冬季表層水溫的分布特征與夏季相似，但水溫的經線方向梯度比夏季大。    2.大洋表層以下水溫的水平分布大洋表層以下，太陽輻射的直接影響迅速減弱，環流情況也與表層不同，所以水溫的分布與表層差異甚

9、大。圖3-13為水深500m水溫的分布，顯見水溫的經線方向梯度明顯減小，在大洋西邊界流相應海域，出現明顯的高溫中心。大西洋和太平洋的南部高溫區高于10，太平洋北部高于13，北大西洋最高達17以上。    1000m的深層上，水溫的經線方向變化更小，但在北大西洋東部，由于高溫高鹽的地中海水溢出直布羅陀海峽下沉，出現了大片高溫區；紅海和波斯灣的高溫高鹽水下沉，使印度洋北部出現相應的高溫區。在4000m層，溫度分布趨于均勻，整個大洋的水溫差不過3左右。至于底層的水溫主要受南極底層水的影響，其性質極為均勻，約0左右。    

10、;(二)水溫的鉛直分布    圖314是大西洋準經線方向斷面水溫分布。可以看出，水溫大體上隨深度的增加呈不均勻遞減。低緯海域的暖水只限于薄薄的近表層之內，其下便是溫度鉛直梯度較大的水層，在不太厚的深度內，水溫迅速遞減，此層稱為大洋主溫躍層(the main thermocline)，相對于大洋表層隨季節生消的躍層(the seasonal thermocline)而言，又稱永久性躍層(the permanent thermocline)。大洋主溫躍層以下，水溫隨深度的增加逐漸降低，但梯度很小。    大洋主溫躍層的

11、深度并不是隨緯度的變化而單調地升降。它在赤道海域上升，其深度大約在300m左右；在副熱帶海域下降，在北大西洋海域(30°N左右)，它擴展到800m附近，在南大西洋(20°N左右)有600m；由副熱帶海域開始向高緯度海域又逐漸上升，至亞極地可升達海面，大體呈“W”形狀分布。    以主溫躍層為界，其上為水溫較高的暖水區，其下是水溫梯度很小的冷水區。冷、暖水區在亞極地海面的交匯處，水溫梯度很大，形成極鋒。極鋒向極一側的冷水區一直擴展至海面，暖水區消失。    暖水區的表面，由于受動力(風、浪、流等)

12、及熱力(如蒸發、降溫、增密等)因素的作用，引起強烈湍流混合，從而在其上部形成一個溫度鉛直梯度很小，幾近均勻的水層，常稱為上均勻層或上混合層(uppermixedlayer)。上混合層的厚度在不同海域、不同季節是有差別的。在低緯海區一般不超過100m，赤道附近只有5070m，赤道東部更淺些。冬季混合層加深，低緯海區可達150200m，中緯地區甚至可伸展至大洋主溫躍層。    在混合層的下界，特別是夏季，由于表層增溫，可形成很強的躍層，稱為季節性躍層。冬季，由于表層降溫，對流過程發展，混合層向下擴展，導致季節性躍層的消失。   

13、 在極鋒向極一側，不存在永久性躍層。冬季甚至在上層會出現逆溫現象，其深度可達100m左右(圖315)，夏季表層增溫后，由于混合作用，在逆溫層的頂部形成一厚度不大的均勻層。因此，往往在其下界與逆溫層的下界之間形成所謂“冷中間水”，它實際是冬季冷水繼續存留的結果。當然，在個別海區它也可由平流造成。    大西洋水溫分布的這些特點，在太平洋和印度洋也都存在。    關于季節性躍層的生、消規律如圖316所示。這是西北太平洋(50°N，145°W)的實測情況。   

14、 3月，躍層尚未生成，即仍然保持冬季水溫的分布狀態。隨著表層的逐漸增溫，躍層出現，且隨時間的推移，其深度逐漸變淺，但強度逐漸加大，至8月達到全年最盛時期；從9月開始，躍層強度復又逐漸減弱，且隨對流混合的發展，其深度也逐漸加大，至翌年1月已近消失，爾后完全消失，恢復到冬季狀態。    值得提出的是在季節躍層的生消過程中，有時會出現“雙躍層”現象，如圖中7月和8月的水溫分布就是這樣。這是由于在各次大風混合中，混合深度不同所造成的。    再者，在深海溝處有時會出現水溫隨深度緩升的逆溫現象，這一方面可能由于地熱

15、的影響，另外也常因為壓力增大，絕熱增溫使然，因此在研究大洋深層海水運動和水團分布時，最好采用位溫為宜。    (三)水溫的變化    1.日變化 大洋中水溫的日變化很小，變幅一般不超過0.3。影響水溫日變化的主要因子為太陽輻射、內波等。在近岸海域潮流也是重要影響因子。    單純由太陽輻射引起的水溫日變化曲線，為一峰一谷型，其最高值出現在1415時左右，最低值則出現在日出前后。一般而言，表層水直接吸收太陽輻射，其變幅應大于下層海水的變幅，但由于湍流混合作用，使表層熱量不斷向下

16、傳播以及蒸發的耗熱，故其變幅仍然很小。相比之下，晴好天氣比多云天氣時水溫的變幅大；平靜海面比大風天氣海況惡劣時的變幅大；低緯海域比高緯海域的變幅大；夏季比冬季的變幅大；近岸海域又比外海變幅大。    由太陽輻射引起的表層水溫日變化，通過海水內部的熱交換向深層傳播，其所及的深度不但決定于表層日變幅的大小，而且受制于水層的穩定程度。一般而言，變幅隨深度的增加而減小，其位相隨深度的增加而落后，在50m深度上的日變幅已經很小，而最大值的出現時間可落后表層達10小時左右。如果在表層以下有密度躍層存在，由于它的“屏障”作用，則會阻止日變化的向下傳遞。況且內波導致躍層

17、起伏，它所引起的溫度變化常常掩蓋水溫的正常日變化，使其變化形式更趨復雜，水溫日變幅甚至遠遠超過表層。    潮流對海洋水溫日變化的影響，在近岸海域往往起著重要作用。由漲、落潮流所攜帶的近海與外海不同溫度的海水，伴隨潮流周期性的交替出現，它所引起水溫在一天內的變化與太陽輻射引起的水溫日變化疊加在一起，同樣可以造成水溫的復雜變化，特別在上層水溫日變幅所及的深度更是如此，但在較深層次，則顯現出潮流影響的特點，其變化周期與潮流性質有關。同樣，深層內波的影響也可被辨認出來。在淺海水域，常常三者同時起作用。    2.水溫的年

18、變化 大洋表層溫度的年變化，主要受制于太陽輻射的年變化，在中高緯度，表現為年周期特征；在熱帶海域，由于太陽在一年中兩次當頂直射，故有半年周期。水溫極值出現的時間一般在太陽高度最大和最小之后的23個月內。年變幅也因海域不同以及海流性質、盛行風系的年變化和結冰融冰等因素的變化而不同。    赤道海域表層水溫的年變幅小于1，這與該海域太陽輻射年變化小有直接關系。極地海域表層水溫的年變幅也小于1，這與結冰融冰有關。因為當海水結冰時，釋出大量結晶熱，在結冰后，由于海冰的熱傳導性差，防止了海水熱量的迅速散失，所以減緩了水溫的降低；夏季，由于冰面對太陽輻射的反射以及融

19、冰時消耗大量的融解熱，因此減小了水溫的增幅。年變幅最大值總是發生在副熱帶海域，如大西洋的百慕大島和亞速爾群島附近，其變幅大于8，太平洋3040°N之間，大于9；而在灣流和拉布拉多寒流與黑潮和親潮之間的交匯處可高達15和14，這主要由于太陽輻射和洋流的年變化引起的。    南、北半球大洋表面水溫的年變化相比，北半球的變幅大，這與盛行風的年變化有關，冬季來自大陸的冷空氣，大大地降低了海面溫度；而南半球的對應海域，由于洋面廣闊以及經線方向洋流不象北半球那樣強，故年變幅較小。    在淺海、邊緣海和內陸海，表層水

20、溫由于受大陸的影響，也比大洋年變幅大，且其變化曲線不像中、高緯度那樣呈現正規的正弦曲線狀。例如日本海、黑海和東海的變幅可達20以上，渤海和某些淺水區甚至可達2830，其升溫期也往往不等于降溫期。    表層以下水溫的年變化，主要靠混合和海流等因子在表層以下施加影響，一般是隨深度的增加變幅減小，且極值的出現時間也推遲。        二、鹽度的分布變化        世界大洋鹽度平均值以大西洋最高，

21、為34.90；印度洋次之，為34.76，太平洋最低，為34.62。但是其空間分布極不均勻。    (一)鹽度的平面分布    1.海洋表層鹽度的平面分布由前所述可知，海洋表層鹽度與其水量收支有著直接的關系。就大洋表層鹽度的多年平均而言，其經線方向分布與蒸發、降水之差(EP)有極為相似的變化規律(圖39)。若將世界大洋表層的鹽度分布(圖317)和年蒸發量與降水量之差(EP)的地理分布(圖318)相對照，可以看出，(EP)的高值區與低值區分別與高鹽區和低鹽區存在著極相似的對應關系。在大洋南、北副熱帶海域(EP)呈明顯的

22、高值帶狀分布，其鹽度也對應為高值帶狀區；赤道區的(EP)低值帶，則對應鹽度的低值區。    海洋表層的鹽度分布比水溫分布更為復雜，其總特征是：    1)基本上也具有緯線方向的帶狀分布特征，但從赤道向兩極卻呈馬鞍形的雙峰分布。即赤道海域，鹽度較低；至副熱帶海域，鹽度達最高值(南、北太平洋分別達35和36以上，大西洋達37以上，印度洋也達36)；從副熱帶向兩極，鹽度逐漸降低，至兩極海域降達34以下，這與極地海區結冰、融冰的影響有密切關系。但在大西洋東北部和北冰洋的挪威海、巴倫支海，其鹽度值卻普遍升高，則是由于大西洋流

23、和挪威流攜帶高鹽水輸送的結果。另外，在印度洋北部、太平洋西部和中、南美兩岸這些大洋邊緣海區，由于降水量遠遠超過蒸發量，故呈現出明顯的低鹽區，偏離了帶狀分布特征。    2)在寒暖流交匯區域和徑流沖淡海區，鹽度梯度特別大，這顯然是由它們鹽度的顯著差異造成的。其梯度在某些海域可達0.2/km以上。    3)海洋中鹽度的最高與最低值多出現在一些大洋邊緣的海盆中，如紅海北部高達42.8；波斯灣和地中海在39以上，這些海區由于蒸發很強而降水與徑流卻很小，同時與大洋水的交換又不暢通，故其鹽度較高。而在一些降水量和徑流量遠遠超

24、過蒸發量的海區，其鹽度又很小，如黑海為1523；波羅的海北部鹽度    4)冬季鹽度的分布特征與夏季相似，只是在季風影響特別顯著的海域，如孟加拉灣和南海北部地區，鹽度有較大差異。夏季由于降水量很大，鹽度降低；冬季降水量減少，蒸發加強，鹽度增大。    平均而言，北大西洋最高(35.5)，南大西洋、南太平洋次之(35.2)，北太平洋最低(34.2)。這是因為大西洋沿岸無高大山脈，北大西洋蒸發的水汽經東北信風帶入北太平洋釋放于巴拿馬灣一帶。而南太平洋東海岸的安第斯山脈，卻使由南太平洋西風帶所攜帶的大量水汽上升凝結，釋放

25、于太平洋東部的智利沿岸。越過安第斯山脈以后下沉的干燥氣流又加強了南大西洋的蒸發作用。印度洋副熱帶的高鹽水，由阿古拉斯流帶入南大西洋東部，使其鹽度增高，但南太平洋東部，則因大量降水，使其鹽度下降，故兩個海區形成了鮮明的對比。    2.海洋表層以下鹽度平面分布由于多種制約鹽度因子的影響隨深度的增大逐漸減弱，所以鹽度的水平差異也隨深度的增大而減小。在水深500m處，整個大洋的鹽度水平差異約為2.3，高鹽中心移往大洋西部。1000m深層約1.7，至2000m深層則只有0.6。大洋深處的鹽度分布幾近均勻。    (二)大洋

26、鹽度的鉛直向分布    大洋鹽度的鉛直向分布與溫度的鉛直向分布有很大不同。圖319與圖320分別為太平洋和大西洋準經線方向斷面上的鹽度分布。    由圖可見，在赤道海區鹽度較低的海水只涉及不大的深度。其下便是由南、北半球副熱帶海區下沉后向赤道方向擴展的高鹽水，它分布在表層之下，故稱為大洋次表層水，具有大洋鉛直方向上最高的鹽度。從南半球副熱帶海面向下伸展的高鹽水舌，在大西洋和太平洋，可越過赤道達5°N左右，相比之下，北半球的高鹽水勢力較弱。高鹽核心值，南大西洋高達37.2以上，南太平洋達36.0以上。

27、60;   在高鹽次表層水以下，是由南、北半球中高緯度表層下沉的低鹽水層，稱為大洋(低鹽)中層水。在南半球，它的源地是南極輻聚帶，即在南緯45°60°圍繞南極的南大洋海面。這里的低鹽水下沉后，繼而在5001500m的深度層中向赤道方向擴展，進入三大洋的次表層水之下。在大西洋可越過赤道達20°N，在太平洋亦可達赤道附近，在印度洋則只限于10°S以南。在北半球下沉的低鹽水，勢力較弱。在高鹽次表層水與低鹽中層水之間等鹽線特別密集，形成鉛直方向上的鹽度躍層，躍層中心(相當于35.0的等鹽面)大致在300700m的深度上。南大西洋最為

28、明顯，躍層上、下的鹽度差高達2.5，太平洋和印度洋則只差1.0。在躍層中，鹽度雖然隨深度而降低，但溫度也相應減低，由于溫度增密作用對鹽度降密作用的補償，其密度仍比次表層水大，所以能在次表層水下分布，同時鹽度躍層也是穩定的。    上述南半球形成的低鹽水，在印度洋中只限于10°S以南，這是因為源于紅海、波斯灣的高鹽水，下沉之后也在6001600m的水層中向南擴展，從而阻止了南極低鹽中層水的北進。就其深度而言與低鹽中層水相當，因此又稱其為高鹽中層水。同樣，在北大西洋，由于地中海高鹽水溢出后，在相當低鹽中層水的深度上，分布范圍相當廣闊，東北方向可達愛

29、爾蘭，西南可到海地島，為大西洋的高鹽中層水。但在太平洋卻未發現像印度洋和大西洋中那樣的高鹽中層水。    在低鹽中層水之下，充滿了在高緯海區下沉形成的深層水與底層水，鹽度稍有升高。世界大洋的底層水主要源地是南極陸架上的威德爾海盆，其鹽度在34.7上下，由于溫度低，密度最大，故能穩定地盤據于大洋底部。大洋深層水形成于大西洋北部海區表層以下，由于受北大西洋流影響，鹽度值稍高于底層水，它位于底層水之上，向南擴展，進入南大洋后，繼而被帶入其它大洋。    海水鹽度隨深度這種呈層狀分布的根本原因是，大洋表層以下的海水都是從不

30、同海區表層輻聚下沉而來的，由于其源地的鹽度性質各異，因而必然將其帶入各深層中去，并憑借它們密度的大小，在不同深度上水平散布。當然，同時也受到大洋環流的制約。    由于海水在不同緯度帶的海面下沉，這就使鹽度的鉛直向分布，在不同氣候帶海域內形成了迥然不同的特點。圖321是大洋中平均鹽度典型鉛直向分布。在赤道附近熱帶海域，表層為一深度不大，鹽度較低的均勻層，約在其下100200m層，出現鹽度的最大值，再向下鹽度復又急劇降低，至8001000m層出現鹽度最小值；然后，又緩慢升高，至2000m以深，鉛直向變化已十分小了。在副熱帶中、低緯海域，由于表層高鹽水在此下

31、沉，形成了一厚度約400500m的高鹽水層，再向下，鹽度迅速減小，最小值出現在6001000m水層中，繼而又隨深度的增加而增大，至2000m以深，變化則甚小，直至海底。在高緯寒帶海域，表層鹽度很低，但隨深度的增大而遞升，至2000m以深，其分布與中、低緯度相似，所以沒有鹽度最小值層出現。    (三)大洋鹽度的變化    1.鹽度的日變化大洋表面鹽度的日變化很小，其變幅通常小于0.05。但在下層，因受內波的影響，日變幅常有大于表層者。特別在淺海，由于季節性躍層的深度較小，內波引起的鹽度變幅增大現象，可出現在更淺的水

32、層，可達1.0甚至更大。鹽度日變化沒有水溫日變化那樣比較規律的周期性，但在近岸受潮流影響大的海區，也常常顯示出潮流的變化周期。    2.鹽度的年變化大洋鹽度的年變化主要是由降水、蒸發、徑流、結冰、融冰及大洋環流等因素所制約。由于上述因子都具有年變化的周期性，故鹽度也相應地出現年周期變化。然而，由于上述因子在不同海域所起的作用和相對重要性不同，致使各海區鹽度變化的特征也不相同。    例如，在白令海峽和鄂霍茨克海等極地海域，由于春季融冰，表層鹽度出現最低值(約在4月份前后)；冬季季風引起強烈蒸發以及結冰排出鹽分，使

33、表層鹽度達一年中的最高值(12月份前后)，其變幅達1.05。在一些降水和大陸徑流集中的海域，夏季其鹽度值常常為一年中的最低值，而冬季相反，且由于蒸發的加強使鹽度出現最高值。    總之，鹽度的年變化，在整個世界大洋中幾無普遍規律可循，只能對具體海域進行具體分析。        三、海洋密度的分布變化        (一)密度的水平分布    海水密度是溫度、

34、鹽度和壓力的函數。在大洋上層，特別是表層，主要取決于海水的溫度和鹽度分布情況。圖322是大西洋表層密度與溫、鹽隨緯度的變化。其它大洋也類似。    赤道區溫度最高，鹽度也較低，因而表層海水密度最小，密度超量約為23kg.m-3，由此向兩極方向，密度逐漸增大。在副熱帶海域，雖然鹽度最大，但因溫度下降不大，仍然很高，所以密度雖有增大，但沒有相應地出現極大值，密度超量約只為26kg.m-3。隨著緯度的增高，鹽度劇降，但因水溫降低引起的增密效應比降鹽減密效應更大，所以密度繼續增大。最大密度出現在寒冷的極地海區，如格陵蘭海的密度超量達28kg.m-3以上，南極威德

35、爾海也達27.9kg.m-3以上。    隨著深度的增加，密度的水平差異如同溫度和鹽度的水平分布相似，在不斷減小。至大洋底層則已相當均勻。    (二)密度的鉛直向分布    大洋中，平均而言，溫度的變化對密度變化的影響要比鹽度大。因此，密度隨深度的變化主要取決于溫度。海水溫度隨著深度的分布是不均勻地遞降，因而海水的密度即隨深度的增加而不均勻地增大。圖323是大洋中典型的密度鉛直向分布。    在赤道至副熱帶的低中緯海域，與溫度的上均勻

36、層相應的一層內，密度基本上是均勻的。向下，與大洋主溫躍層相對應，密度的鉛直梯度也很大，此稱為密度躍層。由于主溫躍層的深度在不同緯度帶上的起伏，從而密躍層也有相應的分布。熱帶海域表層的密度小，躍層的強度大，副熱帶海域表面的密度增大，因而躍層的強度就相對減弱。至極鋒向極一側，由于表層密度超量已達27kg·m-3左右或更大些，因此鉛直向上已不再存在中、低緯海域中那種隨深度迅速增密的水層。中、低緯海域密躍層以下及高緯海域中的海水密度，其鉛直向變化已相當小了。    當然，在個別降水量較大的海域或在極地海域夏季融冰季節，使表面一薄層密度降低，也會形成淺而

37、弱的密躍層。在淺海，隨著季節溫躍層的生消也常常存在著密躍層的生消過程。密躍層的存在阻礙著上、下水層的交換。    海水下沉運動所能達到的深度，基本上取決于其自身密度和環流情況。由于大洋表層的密度是從赤道向兩極遞增的，因此，緯度越高的表層水，下沉的深度越大。南極威德爾海的高密(27.9kg·m-3)冷水(0左右)，可沿陸坡沉到海底，并向三大洋底部擴散；南極輻聚帶的冷水則只能下沉到1000m左右的深度層中向北散布；副熱帶高鹽水，因水溫較高，其密度較小只能在鹽度較低、溫度很高的赤道海域的低密表層水之下散布。   

38、0;由上可見，在海面形成的不同密度的海水是按其密度大小沿等密面(嚴格說是等位密面)下沉至海洋各深層的，并且下沉后都向低緯海域擴展。因而，在低緯海域，溫度、鹽度和密度在鉛直方向上的分布，在一定程度上反映了大洋表層經向上的分布特征。    (三)海水密度的變化    凡是能影響海洋溫度、鹽度變化的因子都會影響海水密度的變化。    大洋密度的日變化，由于影響因子的變化小，因此微不足道。在深層有密躍層存在時，由于內波作用，可能引起一些波動，但無明顯規律可循。  

39、  其年變化規律，由于受溫度、鹽度年變化的影響，其綜合作用也導致了密度年變化的復雜性。        海洋水團        一、水團的定義    早在1916年，B.海蘭漢森就把水團(watermass)這一術語引入海洋學中。中國大百科全書(海洋卷，1987)對水團的定義是：“源地和形成機制相近，具有相對均勻的物理、化學和生物特征及大體一致的變化趨勢，而與周圍海水存在明顯差異

40、的宏大水體。”    可見，對水團內部的特征并非要求絕對相同，只是“相近”、“相對均勻”、“大體一致”，但水團內部的特征與其周圍水體相比差異則必須是“明顯”的。在實際工作中，對上述條件的掌握寬嚴不同，則使水團的劃分有相對靈活的標準。例如，大洋水團的劃分，對水團內部特征的“相近”可以從嚴要求，而對淺海水團的劃分應適當放寬。    水團從其源地所獲得的各種特性，在運動過程中受環境變化影響或與周圍海水交換、混合，會發生不同程度的變化，此即水團的變性，顯然，淺海水團容易變性而大洋水比較保守。長期以來，人們習慣于把溫鹽特性作

41、為分析水團的主要指標。1916年由B.海蘭漢森首創的溫鹽圖解(tS圖解)至今仍被廣泛應用。    所謂溫鹽圖解，系指以溫度為縱坐標，以鹽度為橫坐標，將測站上不同層次的實測溫、鹽值對應地點在溫、鹽坐標系中，然后自表至底有序地把各點聯結起來的曲線(或折線)圖。溫鹽圖解在應用中不斷發展，如溫鹽點聚圖，溫鹽關系圖等也成了常用的分析工具圖。    顯然，當水團內部的溫、鹽值完全相同時，則溫鹽圖解中的一個點就代表一個水團，若水團內部的溫、鹽相對均勻(稍有差異)，則一個密集的點簇，代表一個水團。因此，可根據溫鹽圖解中點或者點簇的

42、個數來判定水團的數目。圖518b便是各大洋的溫鹽圖解。    二、水團的分析方法    水團的分析工作，首先應是對研究海區的水團予以識別并進行劃分。在此基礎上再對不同水團的特征與強度、源地與形成機制、消長與變性等規律進一步分析。正因為水團的劃分是基礎工作，況且它與海洋環流以及漁場的研究等都具有密切的關系，所以長期以來許多學者致力于這方面的研究。現有主要分析方法有以下幾類：    (一)定性的綜合分析方法    繪制研究海區中各種特性的分

43、布變化圖及溫鹽圖解等圖表，據此進行綜合分析，通過比較，用邏輯推理方法，定性地進行描述，故亦稱為經驗法。這種方法簡單易行，能夠充分地體現分析者的經驗，是進一步進行定量分析的重要參考。    (二)濃度混合分析方法    根據濃度混合理論，導出水團分析的tS圖解幾何學方法，比較定量地確定出水團邊界的位置及水團之間的混合區。即依混合組成百分比等于50處為水團的邊界，小于50者為混合區。    (三)概率統計分析法    目前已被應用的主要有海

44、水特征頻率分析法、判別分析法、聚類分析法、對應分析法、場分解分析法等等。    (四)模糊數學分析方法    隨著模糊數學在各個領域的應用，中國海洋工作者率先用模糊集合理論對水團的有關概念進行了討論與定義，并將模糊數學的多種方法應用于海洋水團的分析。    三、水型和水系    (一)水型(watertype)    斯維爾德魯普1942年首次定義水型，其后廣為引用。通常它是指溫鹽度均勻，在溫鹽圖

45、解上僅用一個單點表示的水體。由于性質完全相同的水樣，其觀測值皆對應于溫鹽圖解中的一個點，故水型實質上是“性質完全相同的水體元的集合”。    由此引伸，即可給出水團的集合論定義：“水團是性質相近的水型的集合”。    (二)水系(watersystem)    水系原為陸地水文學的術語，在海洋學中水系可定義為“符合一個給定條件的水團的集合”。換言之，水系的劃分只考慮一種性質相近即可。在淺海水團分析中，經常提到的沿岸水系和外海水系，就是只考慮鹽度而劃分的。前者指沿岸低鹽水團的集

46、合，后者是指外海(受大陸徑流影響較小的)高鹽水團的集合。    海洋混合及溫度、鹽度、密度的細微結構            一、海洋湍流與混合    在海洋中的各種動力因素的綜合作用下，導致海水不斷地發生混合。混合是海水的一種普遍運動形式，混合的過程就是海水各種特性(例如熱量、濃度、動量等)逐漸趨向均勻的過程。    海水混合的形式有三種：分子混合，通過分子

47、的隨機運動與相鄰海水進行特性交換，其交換強度小，且只與海水性質有關；渦動混合，它是由海洋湍流引起的，也稱湍流混合，是海洋中海水混合的重要形式。類比分子混合中分子的隨機運動，它是以海水微團(小水塊)的隨機運動與相鄰海水進行交換，其交換強度比分子混合大許多量級，它與海水的運動狀況密切相關；對流混合，是熱鹽作用引起的，主要表現在鉛直方向上的水體交換。    由于湍流與海水混合有密切關系，在此首先對它的基本性質及其生消規律加以簡要說明。    (一)湍流的基本特征    流體運動形式

48、分為層流與湍流兩種。層流是一種十分規則的流動，在兩層流體之間只能通過分子的隨機運動進行特性交換。湍流運動則是在平均運動的基礎上，又疊加上了一種以流體微團的形式作紊亂的、毫無秩序的隨機運動，這是湍流的基本特征之一。其二是湍流的擴散性，即這些作隨機運動的流體微團之間的距離不斷增大，這是造成流體擴散和混合的基本原因之一。另一基本特征是對能量的耗散性。湍流中的速度梯度很大，由于其粘滯性消耗很多能量。因此湍流運動的產生、發展必須有足夠的能量供給它，否則湍流運動會很快平息。    (二)湍流的生消    湍流能量的產生來自兩個

49、方面：首先是由平均運動中的速度剪切引起的。        為動量擴散系數，u為平均運動速度。這一過程稱為湍流能量的切變生成。另外，當海水的鉛直穩定度為負值時，開始擾動的海水將愈來愈強，從而導致湍流動能的不斷增加。顯然這是由系統的勢能轉化而來的，此稱為湍流    為密度擴散系數，為海水密度，g為重力加速度。    湍流能量的消耗也有兩種途徑。第一，由粘滯性的作用消耗；第二，在海水穩定度為正值的情況下，其浮力生成率為負值。它使已經開始的擾動

50、被削弱甚至平息，這顯然是湍流的動能被轉化為系統的勢能所致。    海洋中湍流的生消主要取決于上述能量的平衡。在層結穩定的海洋中，即穩定度為正的情況下，湍流產生的必要條件是：必須具有足夠大的流速梯度，從而產生動能，以克服粘性消耗，同時克服穩定度所產生的阻力。產生湍流能量的切變生成率至少必須大于浮力消耗率。即    式中E為海水靜力穩定度。    可見，平均流速梯度與海水靜力穩定度是制約湍流生消的主要因子。不難看出，只有速度梯度存在，且大于某一值時，湍流才能在層結穩定的海洋中發生

51、與發展。海水穩定度越大，湍流越難產生與發展。    另外，由于熱鹽效應導致海水靜力不穩定時，便會產生自由對流，但由于粘性阻滯及熱鹽擴散，也只有當密度鉛直梯度達到一定程度時，對流方可維持和發展。對流過程也可產生湍流。    總之，湍流的形成是由動力因子所產生的機械作用以及熱鹽因子所致，二者必居其一，或者兼而有之。湍流是引起海洋混合重要而普遍形式之一。    (三)海水混合的區域性    海洋中的混合現象，隨時隨地幾乎都會發生。 

52、   1.海氣界面這是海水混合最強烈的區域，因為海氣界面上存在著強烈的動力和熱力過程，例如，風使海水產生海流和海浪，它們所具有的速度梯度和破碎都會引起海水的混合。海面上一場大風，在淺海可使混合直達海底；海面與大氣的熱量交換和質量交換改變了海水的密度以及結冰等過程都可引起海水的對流混合，特別在高緯海區的降溫季節，對流混合常可達到幾百米的深度。所以海氣界面和海洋上層是海洋中混合最活躍的區域。    2.海底混合主要由潮流、海流等動力因子引起，其混合效應通常是自海底向上發展，在淺海，下混合層可以發展到與上混合層相貫通，從而導致海洋

53、水文要素在鉛直方向上的均勻分布。    3.海洋內部混合由海洋內波引起的混合尤為重要。由于海洋內波中水質點的運動可導致很大的速度剪切，再加上它們振幅的巨大變化和內波的破碎，常常造成海洋內部的強烈混合，且可以存在于海洋中的任何區域。    4.“雙擴散”效應引起的海洋內部混合在研究雙擴散效應引起海水混合時，應該提及分子混合效應的重要性。在層結穩定的海洋中，只要溫度或者鹽度兩者之一具有“不穩定”鉛直分布(即鹽度隨深度減小，或者溫度隨深度增高)，由于分子熱傳導系數大于鹽擴散系數(Kt102Ks)，便可能引起自由對流，從而

54、促進海洋的內部混合。通常有兩種形式：    1)冷而淡的海水位于暖而咸的海水之上，此時溫度出現“不穩定”分布狀態，假定處在層結穩定的海洋中，其上部的密度稍小于或等于下層的密度，那么海水仍是靜力穩定狀態。由于分子擴散的結果，上層海水將增溫增鹽，下層海水將降溫降鹽。由于熱傳導系量是鹽擴散系數的102倍，所以界面以上由于增溫，增鹽的聯合效應使海水密度減小，導致海水從界面處上升。下層海水降溫、降鹽的聯合效應，使海水密度增大，導致海水從界面下沉。因此，對流從界面開始分別向上和向下擴展。    2)暖而咸的海水位于冷而淡的海水

55、之上，上層密度仍稍小于或等于下層的密度。上層海水因熱鹽擴散，溫度與鹽度降低，其聯合效應使海水增密下沉。下層海水因溫鹽擴散的聯合效應，使密度減小而上升。于是，上下兩層海水通過界面產生對流。分別向另一層海水擴散。在海洋中已經觀測到這種從界面上向下伸展幾厘米長的指狀水柱，稱為“鹽指”。    由于這種海水混合現象完全是由熱量與鹽量通過分子擴散而引的，因而稱為“雙擴散”效應。盡管分子混合本身的混合效應很小，但在上述兩種特定溫鹽結構的層結靜力穩定的海洋中，雙擴散的結果卻大大地促進了海洋內部的混合。    雙擴散效應的溫鹽結構

56、，在海洋中并不少見。例如，通過直布羅陀海峽進入大西洋的地中海暖而咸的水，在大西洋中層散布，與其下部冷而淡的大西洋水之間的溫鹽結構，屬第二種類型。在極地海區，上層海水冷而淡，下層海水往往暖而咸，屬第一種類型。這些以小尺度在海洋中存的溫鹽結構，與海洋中溫、鹽、密細微結構的形成具有密切的關系。    (四)海洋混合效應及其分布變化    1.海洋上層的混合效應海洋上層是海洋中混合最強烈的區域，包括由動力因子引起的渦動混合和由熱鹽因子引起的對流混合。它們可以單獨發生，也能同時存在。   

57、60;如圖324，實線表示混合前海洋中溫、鹽、密的鉛直分布。當海面上的風、浪、流等因子引起渦動混合之后，將在一定的深度上形成一水文特性均勻的水層。假定混合過程中熱鹽守恒，那么混合后的溫、鹽、密度值，基本上應等于它們混合前的平均值，如圖324中的虛線所示。在混合層的下界將出現一個水文特性梯度較大的過渡層即形成溫、鹽、密度躍層。躍層以下的分布則仍保持混合前的分布狀況。    由于海面降溫或增鹽，抑或兩者聯合存在而引起的對流混合，如同渦動混合一樣，在對流可達的深度內，亦可形成一均勻層。但是，因為對流混合本身是由于降溫增密或增鹽增密引起的，因此或者失去熱量或者增

58、加鹽量，在混合過程中熱鹽是不守恒的。這就使混合后的溫、鹽、密度值不一定等于混合前的平均值，單獨由降溫引起的對流混合，其溫度值低于混合前的平均值，鹽度則等于混合前的平均值；單純由增鹽引起的對流混合，其鹽度值高于混合前的平均值，溫度則等于混合前的平均值；由溫、鹽聯合效應引起的對流混合，其溫度要低于混合前的平均值，其鹽度要高于混合前的平均值，而混合后的密度永遠高于混合前密度的平均值。    鑒于上述情況，在混合可達深度(均勻層)的下界，將不一定同時出現溫、鹽躍層或者不會出現溫鹽躍層。但肯定不會出現密度躍層，這是由于增密下沉的海水一定要下沉至與其密度相同的深度上

59、才會停止，而這一深度恰好就是對流混合的深度，見圖325所示。    2.海洋底層的混合效應海洋底層的混合主要由潮流和海流引起，與海洋上層相似，在海底摩擦的作用下，使流動產生速度剪切而造成湍流混合，往往形成一性質均勻的下混合層。在淺水或近岸海區，自下向上發展的底層混合效應有時可與海洋上混合層貫通，致使底層低溫水擴散到海面，于夏季在那里形成低溫區。例如，中國成山頭外，由于強烈的潮流與海流的作用，常于夏季在表層出現低溫水。    3.由混合形成的躍層對海況的影響由混合形成的躍層，特別在春季后的增溫季節中，表面增溫強烈，往

60、往形成密度梯度很大的躍層，成為上、下海水交換的屏障。它一方面阻礙著熱量的向下輸送，另一方面又阻礙著下層高營養鹽的海水向上補充，此時淺海海洋的初級生產力將明顯降低。    順便指出，海洋中還有所謂混合增密效應，或稱體積收縮效應，即兩種溫、鹽不同的海水混合后，其密度大于混合前兩種海水密度的平均值。這種現象不難用海水密度并非溫度與鹽度的線性函數加以解釋。    4.混合的分布與變化混合，特別是海洋上層的混合，具有明顯的季節變化和不同的地理分布特點。    渦動混合在各個季節各緯度的海區都會發生，而對流混合，卻在高緯海區與降溫季節比較強烈，此時渦動混合效應往往被其掩蓋。因此，渦動混合在低緯海區和夏季才顯示其重要的作用。在低緯海區，對流混合難以發展，渦動混合則全年占據優勢地位。    在某些高緯海區，冬季強烈的對流混合所及的深度較大。夏季表層增溫后，由于渦動混合所形成的混合層較淺，以致在渦動混合層以深形成“冷中間水”。    相對而言，不