海洋溫度分布與化

1、作者:日期:海洋溫度的分布與變化對整個(gè)世界大洋而言， 約75%的水體溫度在 06c之間，50%的水體溫度在1.33.8C 之間，整體水溫平均為 3.8 Co其中，太平洋平均為 3.7 C,大西洋4.0 C,印度洋為3.8C。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，從而形成對整個(gè)溫度場的認(rèn)識。 這種研究方法同樣適應(yīng)于對鹽度、 密度場和其它現(xiàn)的研究。北半球南半球每輛軸的年解中象斗二)分尊洋太平洋印

2、度洋平均夬蟀表層的水丫密褶遙冢海洋洋的師輻射能,25,2隙偎少部分返料大氣外，.余者全被海水吸1收大融大洋的各的火1從球,幫化為涵水白 1描幅。27嵬的6。胸的粥射能篌J .m點(diǎn)卻勺看晨慳小1因此海洋表層水溫較局。洋表層水溫的3 5主要決定于太陽輻射的 次而影慌“起直嬖怩用工1及Y 叁7方仲和人件壞痂網(wǎng)1囚十。21 1 22.5 21.5 21.T在極地海域結(jié)冰與候?qū)吁箿刈兿?胤。17.(乖,4-230 Q盅相，1彝年均值加.517149。位韋洋最高,平均為 19.1 C;印度. 4大西洋為向69£。內(nèi)相比各本耕的晝界均海摩至g大洋表層是相當(dāng)溫暖覺律第德虱溫E1聚鼻，一杲用曲圻始加理

3、傳在、1 日大津南狀以颯泮物梳的配置等因素所造成。歐邛箱表層水溫之所以高，主要因拗它的熱帶和副飄帶的面積竟療)其誄暈溫度高于66% ;9大西洋的燦祖員吸巾.用積心，.春尾小軸高西25 c的面積僅占當(dāng)然，人四洋與北冰洋之間和太平洋與北* 一大洋在南、升兩羋球犧耗層水溫有明反差異。一北半球的年平均水溫比南半畫血便薔出:，比較暢通，也是原因之一。相同緯度帶內(nèi)由溫度高02右，尤其在大西洋南、北小球加-50。70。之間特別明顯，相差7 c左右。造成這他蕾異的牖嗯，比裒面咕了南赤堪流的一邯金跨越詬通進(jìn)入福中球； 力面是由于北平再相謠地咻手r無需判&式的流人，,而南半養(yǎng)碓與南裝布屈腹演士世界大洋2月

4、和8月表層水溫的分布，具有如下共同特點(diǎn)：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(guān)。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)2829C,只是在西太平洋 28c的包絡(luò)面積夏季比冬季更大，且位置偏北一些。由熱赤道向兩極，水溫逐漸降低，到極圈附近降至0c左右；在極地冰蓋之下，溫度接近于對應(yīng)鹽度下的冰點(diǎn)溫度。例如南極冰架之下曾有-2.1 C的記錄。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

5、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 6c左右，冬季可達(dá)12c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。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

6、，形成所謂極鋒(thepolarfront)。冬季表層水溫的分布特征與夏季相似，但水溫的經(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。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10C,太平洋北部高于 13C,北大西洋最高達(dá) 17c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

7、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3c左右。至于底層的水溫主要受南極底層水的影響，其性質(zhì)極為均勻，約0c左右?！径克疁氐你U直分布大西洋沿經(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

8、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(kuò)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(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，

9、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?uppermixedlayer)。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，夏季表層增溫后，由于混合作用，在逆溫層的頂部形

10、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。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。這是由于在各次大風(fēng)混合中，混合深度不同所造成的。再者，

11、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)岬挠绊懀?另外也常因?yàn)閴毫υ龃螅^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】水溫的變化日變化 大洋中水溫的日變化很小，變幅一般不超過0.3C。影響水溫日變化的主要因子為太陽輻射、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

12、溫的變幅大；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。潮流對海洋水

13、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(xiàn)，它所引起水溫在一天內(nèi)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(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)間一般在太陽高度最大和最小之后的23個(gè)月內(nèi)

14、。年變幅也因海域不同以及海流性質(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1C,這與該海域太陽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 1C,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，由于冰面對太陽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8C,太平洋3040 °N之間，大于9C;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)15c和14C,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(fēng)的年變化有關(guān)，冬季來自大陸的冷空氣， 大大