1、.3.4.1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(shí)空分布和變化，是海洋學(xué)研究最基本的內(nèi)容之一。它幾乎與海洋中所有現(xiàn)象都有密切的聯(lián)系。從宏觀上看，世界大洋中溫、鹽、密度場(chǎng)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(duì)很??；而在經(jīng)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(tài)，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?cè)阢U直方向上的變化相對(duì)水平方向上要大得多，因?yàn)榇笱蟮乃匠叨缺绕渖疃纫髱装俦吨翈浊П?。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(duì)整個(gè)世界大洋而言，約75的水體溫

2、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(dāng)然，世界大洋中的水溫，因時(shí)因地而異，比上述平均狀況要復(fù)雜得多，且一般難以用解析表達(dá)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，以及繪制鉛直分布曲線，時(shí)間變化曲線等，將其三維時(shí)空結(jié)構(gòu)分解成二維或者一維的結(jié)構(gòu)，通過分析加以綜合，從而形成對(duì)整個(gè)溫度場(chǎng)的認(rèn)識(shí)。這種研究方法同樣適應(yīng)于對(duì)鹽度、密度場(chǎng)和其它現(xiàn)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(jìn)入海洋中的太陽(yáng)輻射能，除很少部分返回大氣外，余者全被海水吸收，轉(zhuǎn)化為海水的熱能。其中約60的

3、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(yáng)輻射的分布和大洋環(huán)流兩個(gè)因子。在極地海域結(jié)冰與融冰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(dāng)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(huán)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?yàn)樗臒釒Ш透睙釒У拿娣e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(dāng)然，大西洋與北冰洋之間和太平洋與

4、北冰洋之間相比，比較暢通，也是原因之一。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(nèi)的溫度高2左右，尤其在大西洋南、北半球5070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(jìn)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(lián)通。表3-2三大洋每10緯度帶內(nèi)表面水溫的年平均值()(據(jù)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(diǎn)：1)等溫線的分布，沿緯線大致呈帶狀分布，特別在南半球40S以南海域，等溫線幾乎與緯圈平行，且冬

5、季比夏季更為明顯，這與太陽(yáng)輻射的緯度變化密切相關(guān)。2)冬季和夏季最高溫度都出現(xiàn)在赤道附近海域，在西太平洋和印度洋近赤道海域，可達(dá)2829，只是在西太平洋28的包絡(luò)面積夏季比冬季更大，且位置偏北一些。圖中的點(diǎn)斷線表示最高水溫出現(xiàn)的位置，稱為熱赤道，平均在7N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，溫度接近于對(duì)應(yīng)鹽度下的冰點(diǎn)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(qū)，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(qū)，水溫分布與上述特點(diǎn)恰恰相反，即大洋東

6、部較大洋西部溫暖。大洋兩側(cè)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(dá)12之多。這種分布特點(diǎn)是由大洋環(huán)流造成的：在副熱帶海區(qū)，大洋西部是暖流區(qū)，東部為寒流區(qū)；在亞北極海區(qū)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(huán)繞南極流動(dòng)，所以東西兩岸的溫度差沒有北半球明顯。5)在寒、暖流交匯區(qū)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(qū)和冷水區(qū)，兩種水團(tuán)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

7、的經(jīng)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(yáng)輻射的直接影響迅速減弱，環(huán)流情況也與表層不同，所以水溫的分布與表層差異甚大。圖3-13為水深500m水溫的分布，顯見水溫的經(jīng)線方向梯度明顯減小，在大洋西邊界流相應(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)高于10，太平洋北部高于13，北大西洋最高達(dá)17以上。1000m的深層上，水溫的經(jīng)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(xiàn)了大片高溫區(qū)；紅海和波斯灣的高溫高鹽水下沉，使印度洋北部出現(xiàn)相應(yīng)的高溫區(qū)。在4000m層，溫度分布趨于均勻，整個(gè)大洋的水溫差不過3左右。至于底層的水溫

8、主要受南極底層水的影響，其性質(zhì)極為均勻，約0左右。(二)水溫的鉛直分布圖314是大西洋準(zhǔn)經(jīng)線方向斷面水溫分布?？梢钥闯?，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(nèi)，其下便是溫度鉛直梯度較大的水層，在不太厚的深度內(nèi)，水溫迅速遞減，此層稱為大洋主溫躍層(the main thermocline)，相對(duì)于大洋表層隨季節(jié)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。大洋主溫躍層的深度并不是隨緯度的變化而單調(diào)地升降。它在赤道海域

9、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(30N左右)，它擴(kuò)展到800m附近，在南大西洋(20N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(dá)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(qū)，其下是水溫梯度很小的冷水區(qū)。冷、暖水區(qū)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(cè)的冷水區(qū)一直擴(kuò)展至海面，暖水區(qū)消失。暖水區(qū)的表面，由于受動(dòng)力(風(fēng)、浪、流等)及熱力(如蒸發(fā)、降溫、增密等)因素的作用，引起強(qiáng)烈湍流混合，從而在其上部形成一個(gè)溫度鉛直梯度很小，幾近均勻的水層，常稱為上均勻?qū)踊蛏匣旌蠈?uppermixedlaye

10、r)。上混合層的厚度在不同海域、不同季節(jié)是有差別的。在低緯海區(qū)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(qū)可達(dá)150200m，中緯地區(qū)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(qiáng)的躍層，稱為季節(jié)性躍層。冬季，由于表層降溫，對(duì)流過程發(fā)展，混合層向下擴(kuò)展，導(dǎo)致季節(jié)性躍層的消失。在極鋒向極一側(cè)，不存在永久性躍層。冬季甚至在上層會(huì)出現(xiàn)逆溫現(xiàn)象，其深度可達(dá)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?qū)?。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(shí)際是冬季冷水繼續(xù)存留的

11、結(jié)果。當(dāng)然，在個(gè)別海區(qū)它也可由平流造成。大西洋水溫分布的這些特點(diǎn)，在太平洋和印度洋也都存在。關(guān)于季節(jié)性躍層的生、消規(guī)律如圖316所示。這是西北太平洋(50N，145W)的實(shí)測(cè)情況。3月，躍層尚未生成，即仍然保持冬季水溫的分布狀態(tài)。隨著表層的逐漸增溫，躍層出現(xiàn)，且隨時(shí)間的推移，其深度逐漸變淺，但強(qiáng)度逐漸加大，至8月達(dá)到全年最盛時(shí)期；從9月開始，躍層強(qiáng)度復(fù)又逐漸減弱，且隨對(duì)流混合的發(fā)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(fù)到冬季狀態(tài)。值得提出的是在季節(jié)躍層的生消過程中，有時(shí)會(huì)出現(xiàn)“雙躍層”現(xiàn)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(fēng)混合中，混合深度不同所造成的。

12、再者，在深海溝處有時(shí)會(huì)出現(xiàn)水溫隨深度緩升的逆溫現(xiàn)象，這一方面可能由于地?zé)岬挠绊?，另外也常因?yàn)閴毫υ龃?，絕熱增溫使然，因此在研究大洋深層海水運(yùn)動(dòng)和水團(tuán)分布時(shí)，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(yáng)輻射、內(nèi)波等。在近岸海域潮流也是重要影響因子。單純由太陽(yáng)輻射引起的水溫日變化曲線，為一峰一谷型，其最高值出現(xiàn)在1415時(shí)左右，最低值則出現(xiàn)在日出前后。一般而言，表層水直接吸收太陽(yáng)輻射，其變幅應(yīng)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傳播以及蒸發(fā)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(shí)水溫

13、的變幅大；平靜海面比大風(fēng)天氣海況惡劣時(shí)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(yáng)輻射引起的表層水溫日變化，通過海水內(nèi)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(wěn)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(jīng)很小，而最大值的出現(xiàn)時(shí)間可落后表層達(dá)10小時(shí)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(huì)阻止日變化的向下傳遞。況且內(nèi)波導(dǎo)致躍層起伏，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(fù)雜，水溫日變幅甚至遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過表層。潮流對(duì)海洋水溫日變化

14、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(xiàn)，它所引起水溫在一天內(nèi)的變化與太陽(yáng)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(fù)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(xiàn)出潮流影響的特點(diǎn)，其變化周期與潮流性質(zhì)有關(guān)。同樣，深層內(nèi)波的影響也可被辨認(rèn)出來。在淺海水域，常常三者同時(shí)起作用。2.水溫的年變化 大洋表層溫度的年變化，主要受制于太陽(yáng)輻射的年變化，在中高緯度，表現(xiàn)為年周期特征；在熱帶海域，由于太陽(yáng)在一年中兩次當(dāng)頂直射，故有半年周期。水溫極值出現(xiàn)的時(shí)間一般在太陽(yáng)高度最大和最小之后的23個(gè)月內(nèi)。年變幅也因海域

15、不同以及海流性質(zhì)、盛行風(fēng)系的年變化和結(jié)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(yáng)輻射年變化小有直接關(guān)系。極地海域表層水溫的年變幅也小于1，這與結(jié)冰融冰有關(guān)。因?yàn)楫?dāng)海水結(jié)冰時(shí)，釋出大量結(jié)晶熱，在結(jié)冰后，由于海冰的熱傳導(dǎo)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(duì)太陽(yáng)輻射的反射以及融冰時(shí)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(fā)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3040N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(dá)15和14，這主要由于太陽(yáng)輻射和洋流的年變化引起的。南

16、、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(fēng)的年變化有關(guān)，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(duì)應(yīng)海域，由于洋面廣闊以及經(jīng)線方向洋流不象北半球那樣強(qiáng)，故年變幅較小。在淺海、邊緣海和內(nèi)陸海，表層水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(xiàn)正規(guī)的正弦曲線狀。例如日本海、黑海和東海的變幅可達(dá)20以上，渤海和某些淺水區(qū)甚至可達(dá)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(xiàn)時(shí)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，為34.90

17、；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(guān)系。就大洋表層鹽度的多年平均而言，其經(jīng)線方向分布與蒸發(fā)、降水之差(EP)有極為相似的變化規(guī)律(圖39)。若將世界大洋表層的鹽度分布(圖317)和年蒸發(fā)量與降水量之差(EP)的地理分布(圖318)相對(duì)照，可以看出，(EP)的高值區(qū)與低值區(qū)分別與高鹽區(qū)和低鹽區(qū)存在著極相似的對(duì)應(yīng)關(guān)系。在大洋南、北副熱帶海域(EP)呈明顯的高值帶狀分布，其鹽度也對(duì)應(yīng)為高值帶狀區(qū)；赤道區(qū)的(EP)低值帶，則對(duì)應(yīng)鹽度的低值區(qū)。海洋表層的鹽度分布比水溫

18、分布更為復(fù)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(dá)最高值(南、北太平洋分別達(dá)35和36以上，大西洋達(dá)37以上，印度洋也達(dá)36)；從副熱帶向兩極，鹽度逐漸降低，至兩極海域降達(dá)34以下，這與極地海區(qū)結(jié)冰、融冰的影響有密切關(guān)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，則是由于大西洋流和挪威流攜帶高鹽水輸送的結(jié)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(qū)，由于降水量遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過蒸發(fā)量，故呈現(xiàn)出明顯的低鹽區(qū)，偏離了帶狀分布特征。2)在寒暖流交匯區(qū)域和徑流沖淡海區(qū)，鹽度梯度

19、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(dá)0.2/km以上。3)海洋中鹽度的最高與最低值多出現(xiàn)在一些大洋邊緣的海盆中，如紅海北部高達(dá)42.8；波斯灣和地中海在39以上，這些海區(qū)由于蒸發(fā)很強(qiáng)而降水與徑流卻很小，同時(shí)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(yuǎn)遠(yuǎn)超過蒸發(fā)量的海區(qū)，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(fēng)影響特別顯著的海域，如孟加拉灣和南海北部地區(qū)，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(fā)加強(qiáng)，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

20、.2)，北太平洋最低(34.2)。這是因?yàn)榇笪餮笱匕稛o高大山脈，北大西洋蒸發(fā)的水汽經(jīng)東北信風(fēng)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(fēng)帶所攜帶的大量水汽上升凝結(jié)，釋放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(qiáng)了南大西洋的蒸發(fā)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(gè)海區(qū)形成了鮮明的對(duì)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(gè)大洋的鹽度水平差異約為2.3，高鹽中

21、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(zhǔn)經(jīng)線方向斷面上的鹽度分布。由圖可見，在赤道海區(qū)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(qū)下沉后向赤道方向擴(kuò)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(dá)5N左右，相比之下，北半球的高鹽水勢(shì)力較弱。高鹽核心值，南大西洋高達(dá)37.2以上，南太平洋達(dá)36.0以上。在高鹽

22、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4560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(kuò)展，進(jìn)入三大洋的次表層水之下。在大西洋可越過赤道達(dá)20N，在太平洋亦可達(dá)赤道附近，在印度洋則只限于10S以南。在北半球下沉的低鹽水，勢(shì)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(dāng)于35.0的等鹽面)大致在300700m的深度上。南大西洋最為明顯，躍層上、下的鹽度差高達(dá)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，

23、但溫度也相應(yīng)減低，由于溫度增密作用對(duì)鹽度降密作用的補(bǔ)償，其密度仍比次表層水大，所以能在次表層水下分布，同時(shí)鹽度躍層也是穩(wěn)定的。上述南半球形成的低鹽水，在印度洋中只限于10S以南，這是因?yàn)樵从诩t海、波斯灣的高鹽水，下沉之后也在6001600m的水層中向南擴(kuò)展，從而阻止了南極低鹽中層水的北進(jìn)。就其深度而言與低鹽中層水相當(dāng)，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(dāng)?shù)望}中層水的深度上，分布范圍相當(dāng)廣闊，東北方向可達(dá)愛爾蘭，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(fā)現(xiàn)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(qū)下沉形成的深層水與底層水

24、，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(wěn)定地盤據(jù)于大洋底部。大洋深層水形成于大西洋北部海區(qū)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(kuò)展，進(jìn)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同海區(qū)表層輻聚下沉而來的，由于其源地的鹽度性質(zhì)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(dāng)然，同時(shí)也受到大洋環(huán)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(nèi)形成了迥然不同的特點(diǎn)。

25、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?qū)樱s在其下100200m層，出現(xiàn)鹽度的最大值，再向下鹽度復(fù)又急劇降低，至8001000m層出現(xiàn)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(xiàn)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(xiàn)。(三)大洋鹽

26、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(nèi)波的影響，日變幅常有大于表層者。特別在淺海，由于季節(jié)性躍層的深度較小，內(nèi)波引起的鹽度變幅增大現(xiàn)象，可出現(xiàn)在更淺的水層，可達(dá)1.0甚至更大。鹽度日變化沒有水溫日變化那樣比較規(guī)律的周期性，但在近岸受潮流影響大的海區(qū)，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(fā)、徑流、結(jié)冰、融冰及大洋環(huán)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(yīng)地出現(xiàn)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(duì)重要性不同，致使各海區(qū)鹽度變化的特征也不相同。例如，在白令海峽和鄂霍茨

27、克海等極地海域，由于春季融冰，表層鹽度出現(xiàn)最低值(約在4月份前后)；冬季季風(fēng)引起強(qiáng)烈蒸發(fā)以及結(jié)冰排出鹽分，使表層鹽度達(dá)一年中的最高值(12月份前后)，其變幅達(dá)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(fā)的加強(qiáng)使鹽度出現(xiàn)最高值?？傊?，鹽度的年變化，在整個(gè)世界大洋中幾無普遍規(guī)律可循，只能對(duì)具體海域進(jìn)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、鹽度和壓力的函數(shù)。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(qū)溫度最高，鹽度也較低，因而表層海水

28、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(yīng)地出現(xiàn)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(yīng)比降鹽減密效應(yīng)更大，所以密度繼續(xù)增大。最大密度出現(xiàn)在寒冷的極地海區(qū)，如格陵蘭海的密度超量達(dá)28kg.m-3以上，南極威德爾海也達(dá)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(dāng)均勻。(二)密度的鉛直向分布大洋中，平均而言，溫度的變化對(duì)密度變化的影響要比鹽度大。因此，密度隨深度的變

29、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?qū)酉鄳?yīng)的一層內(nèi)，密度基本上是均勻的。向下，與大洋主溫躍層相對(duì)應(yīng)，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(yīng)的分布。熱帶海域表層的密度小，躍層的強(qiáng)度大，副熱帶海域表面的密度增大，因而躍層的強(qiáng)度就相對(duì)減弱。至極鋒向極一側(cè)，由于表層密度超量已達(dá)27kgm-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

30、水密度，其鉛直向變化已相當(dāng)小了。當(dāng)然，在個(gè)別降水量較大的海域或在極地海域夏季融冰季節(jié)，使表面一薄層密度降低，也會(huì)形成淺而弱的密躍層。在淺海，隨著季節(jié)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(yùn)動(dòng)所能達(dá)到的深度，基本上取決于其自身密度和環(huán)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(27.9kgm-3)冷水(0左右)，可沿陸坡沉到海底，并向三大洋底部擴(kuò)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

31、表層水之下散布。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(yán)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(kuò)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(jīng)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(huì)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(shí)，由于內(nèi)波作用，可能引起一些波動(dòng)，但無明顯規(guī)律可循。其年變化規(guī)律，由于受溫度、鹽度年變化的影響，其綜合作用也導(dǎo)致了密度年變化的復(fù)雜性。3.4.2海洋水團(tuán)一、水團(tuán)的定義早在1916年，B.海蘭漢森就把水團(tuán)(wa

32、termass)這一術(shù)語(yǔ)引入海洋學(xué)中。中國(guó)大百科全書(海洋卷，1987)對(duì)水團(tuán)的定義是：“源地和形成機(jī)制相近，具有相對(duì)均勻的物理、化學(xué)和生物特征及大體一致的變化趨勢(shì)，而與周圍海水存在明顯差異的宏大水體?！笨梢姡瑢?duì)水團(tuán)內(nèi)部的特征并非要求絕對(duì)相同，只是“相近”、“相對(duì)均勻”、“大體一致”，但水團(tuán)內(nèi)部的特征與其周圍水體相比差異則必須是“明顯”的。在實(shí)際工作中，對(duì)上述條件的掌握寬嚴(yán)不同，則使水團(tuán)的劃分有相對(duì)靈活的標(biāo)準(zhǔn)。例如，大洋水團(tuán)的劃分，對(duì)水團(tuán)內(nèi)部特征的“相近”可以從嚴(yán)要求，而對(duì)淺海水團(tuán)的劃分應(yīng)適當(dāng)放寬。水團(tuán)從其源地所獲得的各種特性，在運(yùn)動(dòng)過程中受環(huán)境變化影響或與周圍海水交換、混合，會(huì)發(fā)生不同程度的

33、變化，此即水團(tuán)的變性，顯然，淺海水團(tuán)容易變性而大洋水比較保守。長(zhǎng)期以來，人們習(xí)慣于把溫鹽特性作為分析水團(tuán)的主要指標(biāo)。1916年由B.海蘭漢森首創(chuàng)的溫鹽圖解(tS圖解)至今仍被廣泛應(yīng)用。所謂溫鹽圖解，系指以溫度為縱坐標(biāo)，以鹽度為橫坐標(biāo)，將測(cè)站上不同層次的實(shí)測(cè)溫、鹽值對(duì)應(yīng)地點(diǎn)在溫、鹽坐標(biāo)系中，然后自表至底有序地把各點(diǎn)聯(lián)結(jié)起來的曲線(或折線)圖。溫鹽圖解在應(yīng)用中不斷發(fā)展，如溫鹽點(diǎn)聚圖，溫鹽關(guān)系圖等也成了常用的分析工具圖。顯然，當(dāng)水團(tuán)內(nèi)部的溫、鹽值完全相同時(shí)，則溫鹽圖解中的一個(gè)點(diǎn)就代表一個(gè)水團(tuán)，若水團(tuán)內(nèi)部的溫、鹽相對(duì)均勻(稍有差異)，則一個(gè)密集的點(diǎn)簇，代表一個(gè)水團(tuán)。因此，可根據(jù)溫鹽圖解中點(diǎn)或者點(diǎn)簇的個(gè)

34、數(shù)來判定水團(tuán)的數(shù)目。圖518b便是各大洋的溫鹽圖解。二、水團(tuán)的分析方法水團(tuán)的分析工作，首先應(yīng)是對(duì)研究海區(qū)的水團(tuán)予以識(shí)別并進(jìn)行劃分。在此基礎(chǔ)上再對(duì)不同水團(tuán)的特征與強(qiáng)度、源地與形成機(jī)制、消長(zhǎng)與變性等規(guī)律進(jìn)一步分析。正因?yàn)樗畧F(tuán)的劃分是基礎(chǔ)工作，況且它與海洋環(huán)流以及漁場(chǎng)的研究等都具有密切的關(guān)系，所以長(zhǎng)期以來許多學(xué)者致力于這方面的研究。現(xiàn)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(qū)中各種特性的分布變化圖及溫鹽圖解等圖表，據(jù)此進(jìn)行綜合分析，通過比較，用邏輯推理方法，定性地進(jìn)行描述，故亦稱為經(jīng)驗(yàn)法。這種方法簡(jiǎn)單易行，能夠充分地體現(xiàn)分析者的經(jīng)驗(yàn)，是進(jìn)一步進(jìn)行定量分析的重要參考。(二)濃度混合

35、分析方法根據(jù)濃度混合理論，導(dǎo)出水團(tuán)分析的tS圖解幾何學(xué)方法，比較定量地確定出水團(tuán)邊界的位置及水團(tuán)之間的混合區(qū)。即依混合組成百分比等于50處為水團(tuán)的邊界，小于50者為混合區(qū)。(三)概率統(tǒng)計(jì)分析法目前已被應(yīng)用的主要有海水特征頻率分析法、判別分析法、聚類分析法、對(duì)應(yīng)分析法、場(chǎng)分解分析法等等。(四)模糊數(shù)學(xué)分析方法隨著模糊數(shù)學(xué)在各個(gè)領(lǐng)域的應(yīng)用，中國(guó)海洋工作者率先用模糊集合理論對(duì)水團(tuán)的有關(guān)概念進(jìn)行了討論與定義，并將模糊數(shù)學(xué)的多種方法應(yīng)用于海洋水團(tuán)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，在溫鹽圖解上僅用一個(gè)單點(diǎn)表示的水體

36、。由于性質(zhì)完全相同的水樣，其觀測(cè)值皆對(duì)應(yīng)于溫鹽圖解中的一個(gè)點(diǎn)，故水型實(shí)質(zhì)上是“性質(zhì)完全相同的水體元的集合”。由此引伸，即可給出水團(tuán)的集合論定義：“水團(tuán)是性質(zhì)相近的水型的集合”。(二)水系(watersystem)水系原為陸地水文學(xué)的術(shù)語(yǔ)，在海洋學(xué)中水系可定義為“符合一個(gè)給定條件的水團(tuán)的集合”。換言之，水系的劃分只考慮一種性質(zhì)相近即可。在淺海水團(tuán)分析中，經(jīng)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(tuán)的集合，后者是指外海(受大陸徑流影響較小的)高鹽水團(tuán)的集合。3.4.3海洋混合及溫度、鹽度、密度的細(xì)微結(jié)構(gòu)一、海洋湍流與混合在海洋中的各種動(dòng)力因素的綜合作用下，導(dǎo)致海水不斷地

37、發(fā)生混合?；旌鲜呛Ｋ囊环N普遍運(yùn)動(dòng)形式，混合的過程就是海水各種特性(例如熱量、濃度、動(dòng)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，通過分子的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)與相鄰海水進(jìn)行特性交換，其交換強(qiáng)度小，且只與海水性質(zhì)有關(guān)；渦動(dòng)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(jī)運(yùn)動(dòng)，它是以海水微團(tuán)(小水塊)的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)與相鄰海水進(jìn)行交換，其交換強(qiáng)度比分子混合大許多量級(jí)，它與海水的運(yùn)動(dòng)狀況密切相關(guān)；對(duì)流混合，是熱鹽作用引起的，主要表現(xiàn)在鉛直方向上的水體交換。由于湍流與海水混合有密切關(guān)系，在此首先對(duì)它的基本性質(zhì)及其生消規(guī)律加以簡(jiǎn)要說明。(一)湍流的基本特征流體

38、運(yùn)動(dòng)形式分為層流與湍流兩種。層流是一種十分規(guī)則的流動(dòng)，在兩層流體之間只能通過分子的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)進(jìn)行特性交換。湍流運(yùn)動(dòng)則是在平均運(yùn)動(dòng)的基礎(chǔ)上，又疊加上了一種以流體微團(tuán)的形式作紊亂的、毫無秩序的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)，這是湍流的基本特征之一。其二是湍流的擴(kuò)散性，即這些作隨機(jī)運(yùn)動(dòng)的流體微團(tuán)之間的距離不斷增大，這是造成流體擴(kuò)散和混合的基本原因之一。另一基本特征是對(duì)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(yùn)動(dòng)的產(chǎn)生、發(fā)展必須有足夠的能量供給它，否則湍流運(yùn)動(dòng)會(huì)很快平息。(二)湍流的生消湍流能量的產(chǎn)生來自兩個(gè)方面：首先是由平均運(yùn)動(dòng)中的速度剪切引起的。為動(dòng)量擴(kuò)散系數(shù)，u為平均運(yùn)動(dòng)速度。這一過程稱為

39、湍流能量的切變生成。另外，當(dāng)海水的鉛直穩(wěn)定度為負(fù)值時(shí)，開始擾動(dòng)的海水將愈來愈強(qiáng)，從而導(dǎo)致湍流動(dòng)能的不斷增加。顯然這是由系統(tǒng)的勢(shì)能轉(zhuǎn)化而來的，此稱為湍流為密度擴(kuò)散系數(shù)，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(wěn)定度為正值的情況下，其浮力生成率為負(fù)值。它使已經(jīng)開始的擾動(dòng)被削弱甚至平息，這顯然是湍流的動(dòng)能被轉(zhuǎn)化為系統(tǒng)的勢(shì)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(jié)穩(wěn)定的海洋中，即穩(wěn)定度為正的情況下，湍流產(chǎn)生的必要條件是：必須具有足夠大的流速梯度，從而產(chǎn)生動(dòng)能，以克服粘性消耗，同時(shí)克服穩(wěn)定度所產(chǎn)生的阻力。產(chǎn)生湍流能量的切變生成率至少必須

40、大于浮力消耗率。即式中E為海水靜力穩(wěn)定度。可見，平均流速梯度與海水靜力穩(wěn)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(shí)，湍流才能在層結(jié)穩(wěn)定的海洋中發(fā)生與發(fā)展。海水穩(wěn)定度越大，湍流越難產(chǎn)生與發(fā)展。另外，由于熱鹽效應(yīng)導(dǎo)致海水靜力不穩(wěn)定時(shí)，便會(huì)產(chǎn)生自由對(duì)流，但由于粘性阻滯及熱鹽擴(kuò)散，也只有當(dāng)密度鉛直梯度達(dá)到一定程度時(shí)，對(duì)流方可維持和發(fā)展。對(duì)流過程也可產(chǎn)生湍流。總之，湍流的形成是由動(dòng)力因子所產(chǎn)生的機(jī)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(qū)域性海洋中的混合現(xiàn)象，隨時(shí)隨地幾乎都會(huì)發(fā)生。1.海氣界面這是海水混合最強(qiáng)

41、烈的區(qū)域，因?yàn)楹饨缑嫔洗嬖谥鴱?qiáng)烈的動(dòng)力和熱力過程，例如，風(fēng)使海水產(chǎn)生海流和海浪，它們所具有的速度梯度和破碎都會(huì)引起海水的混合。海面上一場(chǎng)大風(fēng)，在淺?？墒够旌现边_(dá)海底；海面與大氣的熱量交換和質(zhì)量交換改變了海水的密度以及結(jié)冰等過程都可引起海水的對(duì)流混合，特別在高緯海區(qū)的降溫季節(jié)，對(duì)流混合?？蛇_(dá)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(qū)域。2.海底混合主要由潮流、海流等動(dòng)力因子引起，其混合效應(yīng)通常是自海底向上發(fā)展，在淺海，下混合層可以發(fā)展到與上混合層相貫通，從而導(dǎo)致海洋水文要素在鉛直方向上的均勻分布。3.海洋內(nèi)部混合由海洋內(nèi)波引起的混合尤為重要。由于海洋內(nèi)波中水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)可導(dǎo)致很

42、大的速度剪切，再加上它們振幅的巨大變化和內(nèi)波的破碎，常常造成海洋內(nèi)部的強(qiáng)烈混合，且可以存在于海洋中的任何區(qū)域。4.“雙擴(kuò)散”效應(yīng)引起的海洋內(nèi)部混合在研究雙擴(kuò)散效應(yīng)引起海水混合時(shí)，應(yīng)該提及分子混合效應(yīng)的重要性。在層結(jié)穩(wěn)定的海洋中，只要溫度或者鹽度兩者之一具有“不穩(wěn)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(dǎo)系數(shù)大于鹽擴(kuò)散系數(shù)(Kt102Ks)，便可能引起自由對(duì)流，從而促進(jìn)海洋的內(nèi)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(shí)溫度出現(xiàn)“不穩(wěn)定”分布狀態(tài)，假定處在層結(jié)穩(wěn)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(wěn)定狀態(tài)。由于分子擴(kuò)散的

43、結(jié)果，上層海水將增溫增鹽，下層海水將降溫降鹽。由于熱傳導(dǎo)系量是鹽擴(kuò)散系數(shù)的102倍，所以界面以上由于增溫，增鹽的聯(lián)合效應(yīng)使海水密度減小，導(dǎo)致海水從界面處上升。下層海水降溫、降鹽的聯(lián)合效應(yīng)，使海水密度增大，導(dǎo)致海水從界面下沉。因此，對(duì)流從界面開始分別向上和向下擴(kuò)展。2)暖而咸的海水位于冷而淡的海水之上，上層密度仍稍小于或等于下層的密度。上層海水因熱鹽擴(kuò)散，溫度與鹽度降低，其聯(lián)合效應(yīng)使海水增密下沉。下層海水因溫鹽擴(kuò)散的聯(lián)合效應(yīng)，使密度減小而上升。于是，上下兩層海水通過界面產(chǎn)生對(duì)流。分別向另一層海水?dāng)U散。在海洋中已經(jīng)觀測(cè)到這種從界面上向下伸展幾厘米長(zhǎng)的指狀水柱，稱為“鹽指”。由于這種海水混合現(xiàn)象完全

44、是由熱量與鹽量通過分子擴(kuò)散而引的，因而稱為“雙擴(kuò)散”效應(yīng)。盡管分子混合本身的混合效應(yīng)很小，但在上述兩種特定溫鹽結(jié)構(gòu)的層結(jié)靜力穩(wěn)定的海洋中，雙擴(kuò)散的結(jié)果卻大大地促進(jìn)了海洋內(nèi)部的混合。雙擴(kuò)散效應(yīng)的溫鹽結(jié)構(gòu)，在海洋中并不少見。例如，通過直布羅陀海峽進(jìn)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(jié)構(gòu)，屬第二種類型。在極地海區(qū)，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(jié)構(gòu)，與海洋中溫、鹽、密細(xì)微結(jié)構(gòu)的形成具有密切的關(guān)系。(四)海洋混合效應(yīng)及其分布變化1.海洋上層的混合效應(yīng)海洋上層是海洋中混合最強(qiáng)烈的區(qū)域，包括由動(dòng)力因子引起的渦動(dòng)混

45、合和由熱鹽因子引起的對(duì)流混合。它們可以單獨(dú)發(fā)生，也能同時(shí)存在。如圖324，實(shí)線表示混合前海洋中溫、鹽、密的鉛直分布。當(dāng)海面上的風(fēng)、浪、流等因子引起渦動(dòng)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(yīng)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(xiàn)一個(gè)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(lián)合存在而引起的對(duì)流混合，如同渦動(dòng)混合一樣，在對(duì)流可達(dá)的深度內(nèi)，亦可形成一均勻?qū)?。但是，因?yàn)閷?duì)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

46、量或者增加鹽量，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(dú)由降溫引起的對(duì)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(duì)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(lián)合效應(yīng)引起的對(duì)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(yuǎn)高于混合前密度的平均值。鑒于上述情況，在混合可達(dá)深度(均勻?qū)?的下界，將不一定同時(shí)出現(xiàn)溫、鹽躍層或者不會(huì)出現(xiàn)溫鹽躍層。但肯定不會(huì)出現(xiàn)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才會(huì)停止，而這一深度恰好就是對(duì)流混合的深

47、度，見圖325所示。2.海洋底層的混合效應(yīng)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(dòng)產(chǎn)生速度剪切而造成湍流混合，往往形成一性質(zhì)均勻的下混合層。在淺水或近岸海區(qū)，自下向上發(fā)展的底層混合效應(yīng)有時(shí)可與海洋上混合層貫通，致使底層低溫水?dāng)U散到海面，于夏季在那里形成低溫區(qū)。例如，中國(guó)成山頭外，由于強(qiáng)烈的潮流與海流的作用，常于夏季在表層出現(xiàn)低溫水。3.由混合形成的躍層對(duì)海況的影響由混合形成的躍層，特別在春季后的增溫季節(jié)中，表面增溫強(qiáng)烈，往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(yíng)養(yǎng)鹽的海水向上補(bǔ)充，此時(shí)淺海海洋的初級(jí)生產(chǎn)力將明顯降低。順便指出，海洋中還有所謂混合增密效應(yīng)，或稱體積收縮效應(yīng)，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(xiàn)象不難用海水密度并非溫度與鹽度的線性函數(shù)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(jié)變化和不同的地理分布特點(diǎn)。渦動(dòng)混合在各個(gè)季節(jié)各緯度的海區(qū)都會(huì)發(fā)生，而對(duì)流混合，卻在高緯海區(qū)與降溫季節(jié)比較強(qiáng)烈，此時(shí)渦動(dòng)混合效應(yīng)往