大海温度、盐度和密度的分布与变化精选文档3.4.1大海温度、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，是大海学研究最基本的内容之一。它几乎与大海中所有现象都有亲密的联系。从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的基本特色是，在表层大概沿纬向呈带状分布，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明显。在铅直方向上，基本呈层化状态，且随深度的增添其水平差异渐渐减小，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310为大洋表面温、盐、密度均匀值随纬度的变化。一、大海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06之间，50的水体温度在1.33.8之间，整体水温均匀为3.8。此中，太平洋均匀为3.7，大西洋4.0，印度洋为3.8。自然，世界大洋中的水温，因时因地而异，比上述均匀状况要复杂得多，且一般难以用分析表达式给出。所以，往常多借助于平面图、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，将其三维时空构造分解成二维或许一维的构造，经过剖析加以综合，进而形成对整个温度场的认识。这类研究方法相同适应于对盐度、密度场和其余现象的研究。.精选文档(一)大海水温的平面(水平)分布1.大洋表层的水温分布进入大海中的太阳辐射能，除极少部分返回大气外，余者全被海水汲取，转变为海水的热能。此中约60的辐射能被1m厚的表层汲取，所以大海表层水温较高。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。在极地海疆结冰与融冰的影响也起重要作用。大洋表层水温变化于-230之间，年均匀值为17.4。太平洋最高，均匀为19.1；印度洋次之，为17.0；大西洋为16.9。对比各大洋的总均匀温度而言，大洋表层是相当暖和的。各大洋表层水温的差异，是由其所处地理地点、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。自然，大西洋与北冰洋之间和太平洋与北冰洋之间对比，比较通畅，也是原由之一。从表32能够看出，大洋在南、北两半球的表层水温有明显差异。北半球的年均匀水温比南半球相同纬度带内的温度高2左右，特别在大西洋南、北半球5070之间特别明显，相差7左右。造成这类差异的原由，一方面因为南赤道流的一部分超越赤道进入北半球；另一方面是因为北半球的陆地阻挡了北冰洋冷水的流入，而南半球则与南极海疆直接联通。表3-2三大洋每10纬度带内表面水温的年均匀值()(据Defant，1961).精选文档图3-11与3-12为世界大洋2月和8月表层水温的分布，拥有以下共同特色：1)等温线的分布，沿纬线大概呈带状分布，特别在南半球40S以南海疆，等温线几乎与纬圈平行，且冬天比夏天更加明显，这与太阳辐射的纬度变化亲密有关。2)冬天和夏天最高温度都出此刻赤道邻近海疆，在西太平洋和印度洋近赤道海疆，可达2829，不过在西太平洋28的包络面积夏天比冬天更大，且地点偏北一些。图中的点断线表示最高水温出现的地点，称为热赤道，均匀在7N左右。3)由热赤道向两极，水温渐渐降低，到极圈邻近降至0左右；在极地冰盖之下，温度凑近于对应盐度下的冰点温度。比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，大洋东部则向赤道方向曲折。这类格局造成大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特色恰好相反，即大洋东部较大洋西部暖和。大洋双侧水温的这类差异在北大西洋尤其明显，东西两岸的水温差，夏天有6左右，冬天可达12之多。这类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.精选文档中、高纬度海疆，三大洋连成一片，有有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这样。此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)冬天表层水温的分布特色与夏天相像，但水温的经线方向梯度比夏天大。.精选文档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快速减弱，环流状况也与表层不一样，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，在大洋西界限流相应海疆，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，因为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，整个大洋的水温差可是3左右。至于基层的水温主要受南极基层水的影响，其性质极为均匀，约0左右。(二)水温的铅直分布图314是大西洋准经线方向断面水温分布。能够看出，水温大概上随深度的增添呈不均匀递减。低纬海疆的暖水只限于薄薄的近表层以内，其下即是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温快速递减，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，水温随深度的增添渐渐降低，但梯度很小。大洋主温跃层的深度其实不是随纬度的变化而单一地起落。它在赤道海疆上涨，其深度大概在300m左右；在副热带海疆降落，在北大西洋海疆(30N左右)，它扩展到800m邻近，在南大西洋(20N左右)有600m；由副热带海疆开始向高纬度海疆又渐渐上涨，至亚极地可升达海面，大概呈“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向来扩展至海面，暖水区消逝。.精选文档暖水区的表面，因为受动力(风、浪、流等)及热力(如蒸发、降温、增密等)因素的作用，惹起激烈湍流混淆，进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淆层(uppermixedlayer)。上混淆层的厚度在不一样海疆、不一样季节是有差其他。在低纬海区一般不超出100m，赤道邻近只有5070m，赤道东部更浅些。冬天混淆层加深，低纬海区可达150200m，中纬地域甚至可伸展至大洋主温跃层。在混淆层的下界，特别是夏天，因为表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层。冬天，因为表层降温，对流过程发展，混淆层向下扩展，以致季节性跃层的消逝。在极锋向极一侧，不存在永久性跃层。冬天甚至在上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右(图315)，夏天表层增温后，因为混淆作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。因.精选文档此，常常在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水”，它实质是冬天冷水持续存留的结果。自然，在个别海区它也可由平流造成。大西洋水温分布的这些特色，在太平洋和印度洋也都存在。对于季节性跃层的生、消规律如图316所示。这是西北太平洋(50N，145W)的实测状况。3 月，跃层还没有生成，即仍旧保持冬天水温的分布状态。跟着表层的渐渐增温，跃层出现，且随时间的推移，其深度渐渐变浅，但强度渐渐加大，至8月达到整年最盛时期；从9月开始，跃层强度复又渐渐减弱，且随对流混淆的发展，其深度也渐渐加大，至翌年1月已近消逝，此后完全消逝，恢复到冬天状态。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。这是因为在各次狂风混淆中，混淆深度不一样所造成的。.精选文档再者，在深海沟处有时会出现水温随深度缓升的逆温现象，这一方面可能因为地热的影响，另外也常因为压力增大，绝热增温使然，所以在研究大洋深层海水运动和水团分布时，最好