描述性物理海洋学--第四章学习笔记
第四章 大洋中一些特征量的典型分布
淡水和海水的性质
- 海水特征量的空间分布有一个特点， 那就是在表面和上层水中， 某些特征量的分布明显地具有“带状” 的趋势， 即特征量的值在横贯大洋的东西方向上几乎不变， 而在南北方向上却变化很快。
- 密度随深度的变化率， 决定着海水的静力稳定度。稳定度高的地方， 铅直运动和铅直混合就小。
- 密度跃层中的水是很稳定的，也就是说，在密度跃层中，向上或向下移动水质点所需的能量，要多于在稳定度较小的地方所需的相应能量。虽说密度跃层不能阻止密度比水密度大得多的物体的下沉， 但它却能阻碍水在铅直方向上的运动。
- 海水具有沿等位密度面流动的强烈趋势。
- 深层海水是高密度的海水， 这就意味着此深层海水必然是在高纬度
海区形成的， 因为只有在高纬度的海面才能出现高密度的水。高密度水形成后， 便沿等密度面下沉。 这里用“下沉” 这个词， 并不意味着水体会象石头那样竖直降落。 下沉时常常伴有水平运动， 因此水体实际上是沿着与水平面稍有倾斜的方向运动。 - 在中、 低纬度开阔大洋中， 上层 米内的密度变化大部分是由温度变化引起的。 在更深的水中， 盐度变化对密度变化的影响就重要了。
- 盐度在大西洋深水中的效应比在太平洋中的效应明显，大西洋具有明显的盐度结构，而太平洋深水的盐度比较均匀。仅仅在某些区域，例如东北太平洋和两极地区，盐度变化才对上层水的密度有所影响。在沿岸水域、峡湾和河口等处，盐度常对整个深度上的密度都起着决定性的作用，而温度仅起着次要作用。
4.1 温 度 分 布
- 宏观上来说，在开阔大洋表面的温度分布近似于带状分布，等温线走向大致显示为东-西向；在经向，即南-北方向上变化明显。在铅直方向上，基本呈现层化状态，随深度增加水平差异逐渐缩小，至深层分布均匀。
- 在流向变化的海岸附近， 等温线可能呈现南北摆动的形式。
- 沿大洋东部边界， 由于次表层冷水的涌升（上升流），也常出现表
面低温， 例如北美西海岸的夏季情形就是如此。 这种现象使等温线具有向赤道延伸的趋势。
4.1.1 上层海洋的温度分布与温跃层
- 50-200米为上层， 此层内的温度接近于表面温度
- 200-1000米为中层，此层的温度随深度增加迅速减小
- 2000米以下为深层， 此层内的温度变化极缓慢
- 温度梯度（温度随深度增加的减小率） 取最大值的深度，称为温跃层深度。
- 温跃带： 在此范围内的温度梯度比其上下水层的温度梯度都大。（难以定义其深度下限）
- 在中低纬度海区，200-1000米之间总是明显地存在一个温跃层，称为主温跃层或“持久性温跃层”。
存在原因：在中、低纬度海区中，当热量向下输送的同时（主要是通过扩散），由于高纬度海区冷水的下沉，在中、低纬度海区必然有冷水自下而上运动（平流）（第七章将讨论这种运动）。假定这两个过程是长期平衡的，那么温跃层便是大部分上层海洋中所具有持久特征的现象。（不同海区会有不同的温跃层）
4.1.2 位温、温跃层、混合层、逆温层、障碍层、补偿层
位温：
- 一般来说，从温跃层到4000米深度（大洋平均深度）的深水中，海温随深度增加而降低。但是在深海沟中，当深度超过4000米时，由于压强增加的效应，温度常随深度的增加而缓慢增加。由于水团的深度可发生显著变化，需要引入位温的概念，以消除出现的压强变化效应。
位温的定义：
- 海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度，称为该深度海水的位温。海水的位温比其现场温度低。
温跃层：
低纬度海域的暖水只限于薄薄的近表层内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层被称为大洋主温跃层。主温跃层以下，水温随深度的增加逐渐降低，梯度很小。
混合层：
- 暖水区的表面，由于受到动力及热力等因素的影响，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，称为上均匀层或者混合层。
- 混合层的下界，特别是夏季，由于表层增温，形成很强的跃层，称为季节性跃层。
- 海洋与大气之间的物质、动量、和能量的交换大部分发生在混合层。
障碍层：
- 定义 ：基于温度和密度判断的混合层深度之差，称为障碍层。
- 之所以称为障碍层，是因为由于盐度层结的存在阻碍了密度混合层向下发展，也阻碍了海洋的湍流过程向下发展。
- 障碍层一般位于等密层与温跃层之间。
补偿层：
- 定义：指的是温度混合层深度小于密度混合层深度的海洋层。
- 密度混合层不足的部分由海洋热力和动力过程贡献补偿。
逆温层:
- 一般情况下，海洋中密度由温度决定，温度越高、密度越小的海水在层结的上层，而低温高密的海水在下层。当盐度的垂向层结变化可以超过温度层结决定密度垂向层结时，便会出现比障碍层更严重的情况，这便是逆温层。
- 逆温现象是发生在上层海洋的一种物理过程，当盐度的层化梯度足够大而主导密度分层时，会发生逆温现象，温度随深度增加而增加。逆温层的存在重要前提时强大的淡水输入能力，以克服温度对密度的贡献。
4.1.3 世界大洋2月、8月表层水温分布特点：
- 等温线的分布沿纬线大致呈带状分布
- 冬季和夏季最高温度出现在赤道附件海域
- 由赤道向两级，温度逐渐降低，到极圈附件降至0°C左右
- 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，在大西洋向极地弯曲，在大洋东部向赤道弯曲。这种分布特定是由大洋环流造成：在副热带海区，大洋西部为暖流区、东部为寒流区，在亚北极海区相反。
- 寒暖流交会区等温线密集，温度水平梯度特别大：北大西洋的湾流与拉布拉多寒流之间，北太平洋的黑潮与亲潮之间。在大洋暖水区以及冷水区，水团交界处，水温水平梯度特别大，形成极锋。
- 冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。
4.1.4 大洋表层以下水温的水平分布
- 水深500米处：水温的经线方向梯度减小，在大洋西边界流相应海域，出现高温中心
- 1000米处： 水温经线变化较小，在北大西洋东部，由于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，使得北印度洋出现高值区。
- 4000米处，温度分布趋于均匀。
4.2 盐度分布特征
- 表面水的盐度分布的等值线基本上是东西走向的，沿纬向的带状分布，从赤道向两级呈现马鞍形双峰分布（只是不如温度等值线那么明显）。
- 随着纬度升高，盐度值下降。表面盐度由两个相反的效应所决定：一个是蒸发，它使盐度升高；另一个是降水，它使盐度下降。
- 盐度极大值一般位于信风带，那里的年蒸发大于降水，E-P>0。
4.2.1 表层盐度分布特征
- 具有纬线方向上的带状分布特征，从赤道向两级呈现马鞍形双峰分布
- 寒暖流交汇处和径流冲淡海区，盐度梯度特别大
- 海洋中盐度的极值区多出现在一些大洋的边缘的海盆中
- 冬季的盐度分布特征与夏季相似，季风影响海域除外。
4.2.1.1 表层以下盐度分布特征
- 随深度的增大而减小
4.2.2 铅直分布
1、在赤道海区盐度较低的海水涉及深度较小。
2、其下便是南、北半球副热带海区下沉后向赤道方向拓展的高盐水，分布在表层之下，故被称为大洋次表层水，具有大洋铅值方向上最高的盐度。
3、在高盐次表层以下，便是由南、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，源地是南极辐聚带。
4、在低盐中层水之下，充满了高纬度海区下沉形成的深层水和底层水，盐度稍有升高。
5、大洋的底层水主要源地是南极陆架上的威德尔海盆。
- 海水盐度随深度呈现层状分布的根本原因是：大洋表层以下的海水都是从不同海区辐聚下沉而来。由于其源地的盐度性质不同，所以导致不同深度上的盐度分布不同。
4.3 密度分布特征
海水密度是温度、盐度、压力的函数。在大洋上层，特别是表层，主要取决于温度和盐度的分布。
- 赤道地区，温度最高，盐度较低，表层海水密度最小。
- 由赤道向两级，密度逐渐增大，在副热带海域，虽然盐度大，但是温度下降不大，仍然比较高，所以密度虽有增大，但是没有出现极大值。
- 随纬度增大，盐度巨降，但是因为水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大，所以密度继续增大。
- 最大密度出现在寒冷的极低海区。
4.4 溶解氧
- 水中除溶解有固体外，还溶解有气体。其中一直广泛用作水特征量的就是氧，氧含量用标准温度和压力下溶解于升海水中的氧的毫升数来表示。
- 海中氧主要来源于大气，在表面，水中含氧量常极接近于饱和状态。
- 海中的低含氧量常标志着这里的水已离开表面很久，氧气已被生物和岩屑耗掉许多。
原文参考 ：
https://doi.org/10.1016/C2009-0-24322-4
海洋科学导论
海气相互作用导论
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