《海洋科学导论》第五章 世界大洋的温度、盐度和密度分布

Click to edit Master title style,Click to edit Master text styles,Second level,Third level,Fourth level,Fifth level,4/25/2010,#,1,第五章,世界大洋的温度、盐度、密度分布,D.Zhao,OUC,2,回答下列问题,控制大洋温度的最关键因素是什么？,太阳辐射,控制大洋盐度的主要因素是什么？,蒸发和降水,决定海水密度的主要因素是什么？,温度和盐度,D.Zhao,OUC,3,世界大洋温度、盐度、密度的分布,从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度在表层大,致沿纬向呈带状分布，经向（南-北向）上的变化,十分显著。,一般而言，世界大洋西部温度大于东部,在铅直方向上，基本呈层化状态，且随深度的增,加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的,分布趋向均匀,D.Zhao,OUC,4,赤道西太平洋暖,池,D.Zhao,OUC,5,D.Zhao,OUC,6,世界大洋每天的,SST,：,2016,年,4,月,4,日,http:/www.ssec.wisc.edu/data/sst/,D.Zhao,OUC,7,世界大洋的温度,世界大洋的整体平均为,3.8C，太平洋平均为3.7C,大西洋4.0C,印度洋,3.8C,大洋表层水温变化于-230C之间，年平均值为17.4C，太平洋,平均为19.1C，大西洋为16.9C，印度洋为17C,为什么大洋表层温度高于内部？,大洋表层水温的分布，主要取决于太阳辐射的分布和大,洋环流两个因素,D.Zhao,OUC,8,世界大洋表层水温差异,太平洋平均总体水温最低，表层平均水温最高,太平洋平均水深最深,拥有的热带海域面积大,与北冰洋水交换不通畅,大西洋平均总体水温最高，表层平均水温最低,大西洋面积小,拥有的热带海域面积最小,与北冰洋水交换通畅,大西洋表层水低于太平洋的原因：,1),两大洋拥有的热带海域面积,;,2),与北冰洋水交换,北半球大洋表层的年平均水温比南半球相同纬度带内的表,层水温高,2C,（原因：南赤道流跨过赤道进入北半球；北半球陆地阻碍,了北冰洋水进入）,D.Zhao,OUC,9,经向温度梯度冬季大于夏季,?,海洋,表层,水温的水平分布,等温线东西呈条带状,冬季和夏季最高温度都出现在赤道附近海域,在西太平洋和印度洋近赤道海域，可达28,C29,C,由热赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至0,C左右,温度分布和变化,D.Zhao,OUC,冬季热赤道,10,最高水温出现的位置，称为,热赤道，,平均在,7,N,左右,由热赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至,0C,左右,夏季热赤道,热赤道在夏季偏向北半球，,冬季偏向南半球,D.Zhao,OUC,11,海洋,表层,水温的水平分布,东西两岸水温有差别,东、西边界等温线弯曲,两岸弯曲方向相反,寒暖流交汇处等温线密集,副热带到温带区，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弯曲，,大洋西部水温,高于东部,在亚北极海区，水温分布与上述特点相反，,即大洋东部,较大洋西部温暖（？）,D.Zhao,OUC,12,海洋深层水温的水平分布,深度增加,赤道极地温差减小、趋向均匀（？）,0m,500m,2000m,Tomczak,and,Godfrey,2001,500m,:,水温经向梯度减小，南北温差减小。,西边界出现明显高温区（？）。,D.Zhao,OUC,13,大洋表层以下水温的水平分布,1000m:,径向变化更小，大西洋、印度洋高温区是高温高盐地中海水,溢出形成高盐中层水。,4000m:,温度分布均匀，整个大洋温差不过,3,0,C,。,底层,:,南极底层水影响，性质均匀，约,0,0,C,左右。,大西洋、印度洋,太平洋,D.Zhao,OUC,14,大洋水温的铅直分布,上混合层：,在大洋表层附近,一定深度内，水温几乎上下,均匀。,在某一较窄的深度范围内，,水温随深度迅速递减，且该,层的深度不随季节变化，称,该层为,大洋主温跃层或永久,性温跃层,在主温跃层的下方，水温随,深度缓慢减小,D.Zhao,OUC,15,大洋水温的铅直分布,主温跃层的存在是大洋的一个重,要特征！,主温跃层的深度随纬度大体呈“,W”,形状分布。,在赤道海域，主温跃层深度约为,300m,左右；,在副热带海域下降，在北大西洋,海域（,30N,）扩展到,800m,；在南,大西洋（,20S,）有,600m;,由副热带海域开始向高纬度海域,逐渐上升，至亚极地可升达海面,D.Zhao,OUC,16,热带、温带和极地的主温越层,在低纬度海区，暖水仅限于,近海面的薄层内(100m左右)，,下面是强大的主温跃层,赤道附近的主温跃层较强、,较薄，深度大约在300m左右；,在副热带海域下降，深度加,深，厚度加大。,高纬度区域，强度增大，厚,度减小，水层变浅。,极地水域不出现永久性跃层。,D.Zhao,OUC,17,大洋上混合层,以主温跃层为界，其上为水温较高的暖水区，其下是温度梯,度很小的冷水区。,冷、暖水区在亚极地海面的交汇处，水温梯度非常大，形成,极锋,上混合层：由于受动力（风、浪、流等）因素或浮力引起的,上下对流作用，引起强烈的湍流混合，在大洋表层形成一个,温度铅直梯度很小，几近均匀的水层,夏季，低纬海区上混合层的厚度不超过100m,赤道附近只有,5070m,冬季混合加深（？），低纬海区可达150200m，中纬地区甚,至可伸展至大洋主温跃层,主温跃层,极锋,极锋,D.Zhao,OUC,18,季节性温跃层,季节性跃层：在混合层的下界，特别是夏季，由于,表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层；,春季出现、夏季增强、秋季减弱、冬季消失（？）,D.Zhao,OUC,19,主温跃层,极锋,极锋,季节性温跃层,在极锋向极一侧，只有季节性温跃层，冬季甚至在,上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右，夏季,表层增温后，会形成所谓“冷中间水”,冬季为何形成逆温现象？,水团的深度取决于其密度，若海水最大密度,对应温度为,3,C,，则,2,C,海水可位于,3,C,海水之上,D.Zhao,OUC,20,D.Zhao,OUC,季节性混合层,哪一个是夏季，哪一个是冬季？,混合层深度有温度和密度两种判据，,与海面观测值相比，温度变化,0.5,C,；,密度变化,0.125,时的深度即为混合层深度,Levitus,(1982),21,印度洋冬季混合层,西藏高原高压驱动东北季风，干冷,风导致海面强烈蒸发，对流混合使,阿拉伯海的混合层增深,赤道和南部由于风速小，混合层较,浅,模式结果(b)与观测（a)大体一致,D.Zhao,OUC,Keerthi,et,al.,2016,Clim.,Dyn.,22,印度洋夏季混合层,阿拉伯海附近的混合层深度可达50m，,这是由于Findlater急流的缘故；孟,加拉湾混合层较浅，这是由于夏季,强淡水通量形成的稳定效应,印度洋赤道以南的混合层主要由贸,易风所驱动,与观测数据相比，模式所给出的混,合层深度在沿岸和赤道附近偏浅,D.Zhao,OUC,Keerthi,et,al.,2016,Clim.,Dyn.,23,印度洋混合层的季节和年际变化,混合层季节变化在阿拉伯海和西南热带印度洋非常大，可达,30m，其驱动机制是搅拌和浮力效应,D.Zhao,OUC,Keerthi,et,al.,2016,Clim.,Dyn.,24,水温的日变化,日较差,：最高温与最低温之差。,日变化,：很小，变幅不超过0.3C。,影响因素,：太阳辐射、湍流、内波、潮流等。,表层水温的日变化,：,晴天比多云大；无风比有风大；,低纬比高纬大；夏季比冬季大；,近岸比外海大。（？）,D.Zhao,OUC,25,大洋水温日变化的传递,由太阳辐射引起的表层水温日变化，通过海,水内部的热交换向深层传播,一般而言，变幅随深度的增加而减小，位相,随深度的增加而落后。,密度跃层的存在，会阻碍日变化的向下传递。,内波会导致铅直方向的温度变化,在近岸海区，潮流对水温有重要影响,D.Zhao,OUC,夏威夷岛链处内波对水温的影响,26,水温的日变化,实例,Rudnick,et,al.,2003,D.Zhao,OUC,27,大洋水温的年变化,一年中的最高温与最低温差称为年较差,大洋表层温度的年变化，主要受制于太阳辐射的年,变化。,在中高纬度，表现为年周期特征，,在热带海域，由于在一年中两次当顶直射，故有半,年周期。,水温年变化极值一般出现在太阳高度最大和最小之,后的23个月内（？）,赤道海域和极地海域表层水温的年较差小于1C,前,者与太阳辐射年变化小有关，后者与结冰融冰有关,（？）,D.Zhao,OUC,28,大洋水温的年变化,年较差最大值发生在副热带海域,如太平洋3040N之间，变幅大于9C，黑潮和亲潮、,湾流和拉布拉多寒流交汇处可达14C和15C。,相对而言，北半球大洋表面水温的年变化大，,这主要是冬季来自大陆冷空气的影响。南半,球洋面宽阔，经线方向洋流弱,浅海、边缘海和内陆海表层水温受陆地影响，,年较差比大洋要大。,如日本海、东海和黑海可达,20,C，渤海可达2830C。,D.Zhao,OUC,29,大洋盐度的分布变化,世界大洋盐度平均值以大西洋最高，为34.90；印,度洋为34.76；太平洋为34.62,海洋中盐度的最高与最低值多出现在一些大洋的,边缘海中。如红海北部高达42.8，波罗的海北部,盐度最低只有3.0,D.Zhao,OUC,Tomczak,and,Godfrey,2001,30,表层,盐度水平分布,东西方向基本呈带状分布,南北方向呈马鞍状分布，双峰一,谷（？）,D.Zhao,OUC,大洋盐度的水平分布,冬季盐度分布特征与夏季相似,;,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),大西洋有很多河流注入，为何其盐度反而高？（蒸发水汽,进入太平洋）,由大气输送给大西洋的水量收支,图中单位为,Sv,Unit:,Sverdrup,1,Sv,=,10,6,m,3,s,-1,31,D.Zhao,OUC,32,副热带,副热带,中高纬,深层,盐度水平分布,深 层,盐度差异随深度的增加而减小,在500m，整个大洋盐度,水平差异约2.3，高盐中心,移往大洋西部（？）,南极陆架,1000m水平差异约1.7；,至2000m,减小为0.6；,深处几乎均匀,中高纬,南极陆架,副热带,副热带,D.Zhao,OUC,33,存在明显的盐度跃层,极地海区：,冬季无明显的盐度跃层,夏季会出现盐度跃层,盐度铅直分布,中低纬海区：,中低纬,极地,Pinet,2009,D.Zhao,OUC,34,大洋盐度的变化,大洋表面盐度的日变化很小，其变幅通常,小于0.05；,下层由于内波的影响，日变幅常有大于表,层者,大洋盐度的年变化主要由降水、蒸发、径,流、结冰、融冰及大洋环流等因素共同制,约，无普遍规律可循。,D.Zhao,OUC,35,海洋密度的分布变化,海水密度是温度、盐度和压力的函数,表层海水密度的典型值为1027kg/m,3,大洋表层密度的水平分布在经线方向呈“V”状分布，最,小值在赤道偏北3N左右,密度超量,D.Zhao,OUC,36,海洋密度的分布变化,随着深度的增加，密度的水平差异不断减小，至,大洋底已相当均匀,平均而言，温度对密度变化的影响比盐度大；海,水密度随深度增加而不均匀地增大,D.Zhao,OUC,37,大洋密度的铅直分布主要取决于温度,与主温跃层对应，也存在密度跃层,D.Zhao,OUC,38,海洋障碍层,海洋温度、盐度和密度在上层海洋,的铅直分布形成对应的温度跃层、,盐度跃层和密度跃层,温度跃层的上界为等温层，密度跃,层的上界为等密度层,当等温层的深度大于等密度层时，,两者之间的水层形成障碍层,（,Barrier,layer,），障碍层厚度等,于等温层与等密度层深度之差,海洋上层有大量淡水注入时，使得,等温层中形成盐度存在明显的铅直,梯度，导致等密度层比等温层浅而,出现障碍层,障碍层对混合层和温跃层铅直交换,产生阻碍作用,障碍层常出现在热带降水量大或近,河口处，且风速较小的海域,当障碍层出现时，上层水浮力大，,不利于向下混合,D.Zhao,OUC,39,大洋密度的铅直分布,密度随深度增加而不均匀的增大。,低纬与主温跃层对应，出现密度跃层。,热带表面密度小，密度跃层强度大，副热带表面,密度增大，密度跃层强度相对减弱。,极锋向极一侧，不存在跃层。（表面密度大）,个别海域形成浅而弱的密跃层。（降水、融冰）,在浅海，随着季节性温跃层的生消也会存在密跃,层的生消过程。,D.Zhao,OUC,40,海水密度的分布变化,凡能影响海洋温度、盐度变化的因子都会,影响海水密度的变化,大洋密度的日变化可以忽略，其年变化规,律则非常复杂,日变化,：,微不足道。深层有密度跃层存在时，受内波影响,会有波动，但无普遍规律。,年变化,：,与温度、盐度年变化有关，综合作用导致了密度,年变化的复杂。,存在,多年长期变化,，与气候变化有关系。,D.Zhao,OUC,41,大洋的铅直分层结构,海水下沉运动所能达到的深度，取决于其自身密,度和环流情况,由于大洋表层的密度从赤道向两极递增，所以纬,度越高的表层水，下沉的深度越大,D.Zhao,OUC,42,大洋海水的分层结构,表层水,在赤道海区，温度高、盐度较低的表层海水只涉及很浅,的深度,大洋次表层水,在表层水之下，具有大洋铅直方向上最高的盐度,是由南、北半球副热带海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水,大洋中层水,在高盐次表层水之下,是由,南、北半球中高纬度表层,下沉的低温、低盐水层,大洋深层水,形成于大西洋北部海区表,层，盐度值稍高于底层水，,温度较低，位于底层水之,上向南扩展,世界大洋的底层水,最低温、低盐水，主要源地,是南极大陆架上的威德尔和罗,斯海盆,D.Zhao,OUC,43,大洋不同层的海水均从不同海区表层辐聚下沉而来！,大洋表层水,赤道海区表层水,大洋次表层水,副热带海区表层水,大洋中层水,中高纬度海区表层水,大洋深层水,北大西洋表层水,大洋底层水,南极附近表层水,中高纬,南极陆架,副热带,副热带,D.Zhao,OUC,北冰洋海水密度分布,44,D.Zhao,OUC,45,模态水（,Mode,water,）,模态水（Mode,Water）是指,存在于海洋季节性跃层和永,久性跃层之间,具有密度垂向,均一性的低位势涡度水团。,它与跃层本身的强密度垂向,梯度形成鲜明对比，常常伴,随着双跃层现象出现,广泛,存在于各个大洋中。,模态水来自生成地冬季的海,洋上混合层,是海气相互作用,的产物。,模态水的存在影响了海洋季,节性跃层和永久性跃层的空,间分布特征，直接影响了海,洋环流及其热输送，对气候,变化以及气候预测具有重要,意义,D.Zhao,OUC,46,Stommel（1979）给出了从,混合层”潜沉”形成模态水,机制的合理解释：冬季中高,纬度海域在不同的背景层结,下，存在着海洋表层大量失,热和强对流垂直混合的海域，,从而导致混合层密度和深度,在晚冬时空间分布极不均匀；,在向下的”Ekman抽吸”和,跨越混合层深度锋面海流的,共同作用下晚冬海洋上混合,层的水,会在季节性跃层”,露头”区进入到季节性跃层,和永久性跃层之间。早春混,合层迅速变浅，季节性跃层,露头现象消失，而在冬季从,混合层进入到季节性跃层和,永久性跃层之间的低位势涡,度水体会保留在跃层中形成,模态水。,D.Zhao,OUC,模态水（,Mode,water,）,Hosoda,et,al.,2001,JGR,海表温度（SST）数据,SST,是最早观测数据，对于航海非常重要,SST,用于天气和气候预报,1853,年，在,Matthew,Fontaine,Maury,提议下在布鲁塞尔,召开国际会议，讨论“,the,establishment,of,a,uniform,system,for,the,collection,of,meteorological,and,oceanic,data,from,the,oceans,and,use,of,these,data,for,the,benefit,of,shipping,in,return,”,1859,年，,Unites,States,Hydrographic,Office,开始处理和,分析数据，并引入了,Hollerith,打孔卡，,1906,年引入无线电,报来分发情报,1921,年，建立了实时,0000,0600,1200,和,1800,UTC,无线电,分发系统,1940s,，美国开始搜集资料；,1960s,将不同过收集的资料进,行了统一整理和格式化,47,D.Zhao,OUC,海表温度（SST）数据,为了保证,SST,数据的可靠性，仅使用桶打水测温的数据，,1970s,启动了,Historical,Sea-Surface,Temperature,（,HSST,）,Data,Project,，美国、德国和荷兰分别负责太平,洋、大西洋和印度洋数据,1981,年，美国发表了,1970-1979,年的,SST,数据，它包括了,大量来自浮标和全球电信传输系统（,Global,Telecommunication,System,）的数据,1981,年，,COADAS(Comprehensive,Ocean-,Atmosphere,Data,Set),启动，搜集和整理自,1854,年开始,的数据，空间分辨率,2,2,，月平均资料,48,D.Zhao,OUC,海表温度数据,目前已开发很多数据库：,1.,Optimum,Interpolation,SST(OISST);,2.,Hadley,Center,SST,(HadSST),and,Sea,Ice,and,SST,data,sets,(HadISST);,3.,Kaplan,SST;,4.,COBE-SST.,自从开始融合卫星数据，不同数据,库存在差异，直接影响了气候模式,结果。,49,D.Zhao,OUC,海表温度数据,粗糙,50,D.Zhao,OUC,Flannaghan,et,al.,2014,51,中国海的水平水温分布,-,渤黄海,冬季渤海在四个海区中最低，尤以辽东湾最甚，渤海中部最高,也不过1-2,0,C,冬季黄海水温分布特征是暖水舌从南黄海经北黄海直指渤海海,峡，温度则从14,0,C降到2,0,C。,冬季黄海的东、西两侧，因有冷水沿岸南下，其水温明显低于,同纬度的中部海域的水温。,D.Zhao,OUC,52,中国海的水平水温分布,-,东海,冬季东海表层水温分布的特点是西北低东南高，致使等温线基本上都,呈西南-东北走向,冬季东海的高温区在黑潮流域，水温高达22-23,0,C，而杭州湾附近却低,达5-7,0,C,长江口外可达5,0,C以下,夏季东海海温分布均匀，基本在25-27,0,C，呈西南-东北走向,冬季,夏季,D.Zhao,OUC,53,渤、黄、东海水平水温分布特征,夏季各海区表层水温的分布比冬季均匀得多。,夏季渤海和黄海的大部分海域均为24-26,0,C。浅水区或岸边,水温较高,夏季东海比渤海和黄海更均匀，绝大部分海域为28-29,0,C。,D.Zhao,OUC,54,南海夏季,表层温度在,28.029.0,之间。,低温区出现在越南金兰湾以东,海域，最低温度,27.8,，它是,由夏季上升流所引起的。,高温区位于吕宋岛以西海域，,最高温度,29.4,。,表层,D.Zhao,OUC,55,南海冬季,表层海水温度从北向南逐渐,增高。,北部陆架区，温度在,20.023.0,之间,等温线分布近似和等深线平,行,表层,D.Zhao,OUC,56,中国海的铅直水温分布,冬半年在偏北风向季风的吹掠下，海洋失热加剧，混合增强,渤、黄海的全部以及东海的大部分浅水海域，混合可直达海,底，深水区也可达100m或更深,南海没有真正的冬季，因此没有冬季混合加深的现象,春、夏季水温铅直分布的突出特点是季节性温跃层的形成和,强盛,渤、黄海，春夏出现季节性温跃层，但没有永久性温跃层,（？）,东海和南海不仅有季节性温跃层，而且有永久性温跃层，前,者的深度,2030m,，后者大约在,200m,左右,D.Zhao,OUC,57,渤海和黄海季节性温跃层,渤、黄海由于水深较浅，冬季海水可以上下混合到水底，水,温几乎完全均一,6,8月为季节性温跃层的强盛期，渤海的温跃层深度5m左右，,黄海可达20,30m,D.Zhao,OUC,1,、沿岸水团,1,）辽东湾沿岸水,2,）鲁北沿岸水,3,）苏北沿岸水,4,）朝鲜西岸沿岸水,5,）长江冲淡水及江浙沿岸水,2,、渤、黄海混合水团,冬季分布于渤海中央和辽东半,岛南岸，夏季受到黄海水团的挤压，,退缩到渤海湾和莱州湾东面。,3,、黄海水团,冬半年由于水体强烈混合，该,水团从表至底形成均一水层。,夏半年，强烈跃层，跃层之上,仍然称为黄海水团，而在跃层之下,称为黄海冷水团。,4,、黄、东海混合水团,5,、东海水团,6,、东海黑潮水团,东中国海的水团,D.Zhao,OUC,58,59,黄海冷水团,冬季，由于海面的冷却作用可混合到海底，呈铅直均匀状态,夏季，上层水因增温降盐而层化，而下层水仍保持低温（4.6-9.3,C）,和高盐（31.6-33.0）特性，形成黄海冷水团,又称为黄海中央水团,冷水团一般位于20m以深，7-8月达到鼎盛期，9月以后，因铅直混合,加剧而逐渐消失,D.Zhao,OUC,60,利用黄海冷水团养殖鲑鳟鱼,黄海冷水团覆盖海域面积13万平方公里，拥有5000亿立方米,水体，温跃层位于海面下20-30m，远浅于海面下100-200m的,全球平均水平。,黄海冷水团近底层水的溶解氧不低于5mg/l，适合开展冷水鱼,的养殖,鲑鳟鱼包括大西洋鲑（俗称三文鱼）、虹鳟等鱼类，最适合,生长在16-18,C的水域中,D.Zhao,OUC,1,）,沿岸（冲淡）水团,2,）近岸混合水团：主要分,布在中国大陆沿岸一带。,3,）表层水团：包括南海表,层水和黑潮表层水。,4,）次表层水团：包括南海,次表层水（广泛分布在南海,100200m,水层，是南海中,盐度最高的一个水体）和黑,潮次表层水（仅局限于吕宋,海峡西缘）。,5,）南海次,中层混合水团,6,）南海中层水团：以低盐,为其特征。,7,）南海深层水团：主要分,布在,1000m,以下的南海海盆,区域。,南海水团,D.Zhao,OUC,61,62,利用黄海冷水团养殖鲑鳟鱼,2015年5月，中国海洋大学启动了黄海冷水团养殖鲑鳟鱼项目,每年暮秋时节，养殖海域的上层海水温度较低，适宜鲑鳟鱼类的生长，可,将大规格鲑鳟鱼种放养至养殖工船中养殖。到次年夏初高温时节，当上层,海水的温度超过18，高于鲑鳟鱼类适宜生长的温度时，养殖工船可利用,船上的深层冷海水取水装置，抽取冷水团的低温海水，以养殖该工船中的,鱼类。当秋末海水表层水温回降至18以下后，养殖工船恢复抽提上层海,水养鱼。,D.Zhao,OUC,63,中国海的水温变化,渤海、黄海和东海的绝大部分位于温带，四季交,替明显，表层海温变化以年周期为主,渤海的年较差为2328,0,C，黄海为1625,0,C，东海为,1425,0,C，南海10,0,C以下,表层水温的日变化,D.Zhao,OUC,64,中国海的盐度分布,渤海盐度的分布，与沿岸水系的消长密切相关。,冬季沿岸水系衰退之际，等盐度线便大致与海岸,相平行。,渤海的盐度在四个海区中最低，年平均仅30.0，,近岸区域26.0上下。,黄海表层盐度的分布，与沿岸流系的盛衰和黄海,暖流及其余脉的强弱进退有关。,黄海冬季盐度高，济州岛附近最高可达34.0；夏,季盐度低，鸭绿江口降至28.0。,D.Zhao,OUC,65,东海表层盐度分布特征是西北部的低盐与东部至南,部的高盐形成对比，之间经常出现梯度相当大的盐,度峰,冬季长江冲淡水势力减弱，近岸盐度在31.0左右，,夏季冲淡水势力强盛，长江口附近盐度降至,4.010.0。,南海近岸海域表层盐度大多受低盐沿岸水的影响，,盐度低，季节变化大。外海深水区表层盐度为季风,环流控制,中国海的盐度分布,D.Zhao,OUC,66,温度、盐度和密度的观测,1,、,早期：颠倒温度计,2、电子：CTD,3、卫星遥感,D.Zhao,OUC,67,温度、盐度和密度的观测,CTD:,温度用热敏温度计测量；盐度用电极测量；压力,用石英晶体测量,压力的单位为Pa，海洋学上一般用分巴dbar,1分巴的压力相当于1m水深,Sea,Bird,CTD,测量盐度的精度可达到0.002,D.Zhao,OUC,68,(,Advanced,卫星遥感(AVHRR),Very,High,Resolution,Radiometer),辐射计原本用来测量云的温度和高度，后用于测,量海表温度SST（Sea,surface,temperature）,辐射计利用5个波段测量海面的红外辐射：3个红,外波段，1个近红外波段，1个可见光波段,3个红外波段接收海面和大气中水汽的红外辐射,地面分辨率达到1.1km,D.Zhao,OUC,69,(,Advanced,卫星遥感(AVHRR),Very,High,Resolution,Radiometer),AVHRR可在1天内测量全球海温2次，高纬度,海区可被测量8次,海表温度SST的分辨率可达4,4km,引起误差的因素：,云层的影响,水汽会吸收海表辐射,气溶胶吸收,表皮水温的影响,D.Zhao,OUC,70,1992,年中国周边海域海温分布,D.Zhao,OUC,71,第五章,回顾,控制大洋温度最关键因素是太阳辐射,控制大洋盐度的主要因素是蒸发和降水，径流次之,决定海水密度的主要因素是温度和盐度，压力次之,世界大洋温、盐、密分布沿纬向呈带状分布，南北梯度大，水平差异,随深度增加而减小，铅直方向呈层化现象,世界大洋的整体平均温度为,3.8,度，表层平均温度为,17.4,度,表层水温主要取决于太阳辐射和大洋环流,大西洋表层水温低于太平洋的原因：与北冰洋交换通畅，热带海洋面,积小,最高水温出现的位置，称为热赤道,平均在,7N,左右,厄尔尼诺现象：赤道东太平洋水温异常升高现象；拉尼娜现象：赤道,东太平洋水温异常降低现象。西太平洋暖池,大洋主温跃层或永久性温跃层：在某一较窄的深度范围内，水温随深,度迅速递减，且该层的深度不随季节变化。主温跃层的深度随纬度大,体呈“,W”,形状分布。赤道地区,300,米左右,为什么极地海区不出现永久性温跃层？,永久性温跃层将暖、冷水上下分开，在亚极地海区形成极峰,赤道海域和极地海域表层水温的年较差很小，小于,1,C,，为什么？,D.Zhao,OUC,72,第五章,回顾,上混合层：由动力引起的湍流混合，在海面附近形成上下温度梯度很小，几,乎均匀的水层,夏季低纬度海区的混合层不超过,100,米，冬季大约,150-200,米，为何夏季浅而,冬季深？,季节性温跃层，多发生在夏季还是冬季？高纬度海区还是低纬度海区？,何谓模态水，其主要特征是什么？,表层水温日变化：晴天比多云大；无风比有风大；低纬比高纬大；夏季比冬,季大；近岸比外海大。（为什么？）,表层水温日变化，通过海水内部的热交换向深层传播。变幅随深度的增加而,减小，位相随深度的增加而落后。,在中高纬度，水温变化表现为年周期特征，在热带海域，有半年周期。,赤道西太平洋暖池,世界大洋的盐度在南北方向呈鞍马状分布,大西洋有很多河流注入，为何盐度比太平洋高？,世界大洋的表层水、次表层水、中层水、深层水和底层水的来源,密度超量定义、海水密度在南北方向呈,V,状分布,为了考虑海水压缩性的影响，定义了位温和位密，位温小于现场温度，位密,大于现场密度,为什么夏季中国各海区表层水温的分布比冬季均匀得多？,季节性温跃层容易发生在渤海还是南海？,黄海冷水团，发生在夏季还是冬季？渤海水温的年变化大于南海？,D.Zhao,OUC,73,第五章,思考题,通过查阅资料，讨论中国海的温度分布,学号以0，3，6结尾的，讨论渤海和黄海,学号以2，4，8结尾的，讨论东海,学号以1，5，7，9结尾的，讨论南海,写成一个类似综述性的文章，阐述该方面的研究,进展,D.Zhao,OUC,