海洋表面水热平衡

1、第二章海洋表面热平衡与水平衡§ 2-1 海洋热平衡一、海洋获得的热量1. 由海底进入海洋的地热：每天O.lcal/ cm22. 海洋表层吸收的太阳辐射能：平均每天400 cal / cm2海洋垂直剖面温度曲线：随深度增加温度降低，在海底以下随深度增加温度升高。二、海水温度的变化变化很慢海水温度由于温室效应略有升高，变化很慢。在不严格的条件下，可以假定进入海洋的总热量和从海表面释放出的热量是近似相等的。将60多年前的深层海洋温度与当前测量结果相比较，发现温度的变化是很小的。三、太阳辐射能(Qs)1.大气上界太阳辐射能(1) 辐射能的数值地球的大气上界处：太阳辐射能约2 cal cm-2

2、 min-1(2) 辐射能的变化辐射能随日-地间的距离、太阳黑子的多寡和太阳耀斑的变化而变化，变化范围仅有百分之几。_2 _1平均值叫做太阳常数 1.96 ± 0.01 cal cm min 。太阳辐射能在宇宙空间传递过程中，损耗可以忽略。 大气层外层相当于温度为6 000 C的黑体辐射源。(3) 辐射能的组成约49%的能量是可见光谱，其波长在0.40.7m之间；9 %是紫外光谱；42%是红外光谱。(4) 地球获得的太阳能射达地球大气外界的太阳能量：等于太阳常数乘以地球的截面积理论上射达地球的太阳能平均约为 0.49 cal cm-2 min-1。或者 700 cal cm-2 d-

3、1。在假定没有云层或大气吸收的条件下，在两极：太阳能量的变化范围是 01100 cal cm-2 d-1o21在42纬度处：变化范围大约为300900 cal cm d 。在真实大气中太阳辐射能的分配以理论上射达地球的太阳能0.49 cal cm-2 min-1为100%计算云层吸收：3%水蒸气、烟雾和空气分子吸收：16%反射或散射回到太空：30%加热陆地、海洋和冰原：51%（6）云量和反射率对射达海面太阳辐射的影响低层云密集覆盖：把80%的太阳能吸收或反射回太空中，只有20%25%的能量可以到达海面。其经验公式为式中，Qs,为未经散射和吸收的太阳辐射量，C为云量，As为反射率（反射量与入射量

4、之比）。反射率：3%30%海面反射率平均值：6%海冰的反射率：大约 30%40 %清洁雪面反射率：可能高达90 %。（7）海水对太阳辐射能的吸收在清澈海水中：99 %的太阳能都被100 m以上水层所吸收55%的太阳能都在最初1 m深度内被吸收掉。在沿岸、河口附近，超过63% （最多82% ）的太阳能都在最初 1 m深度内被吸收掉。（8）大洋中吸收的太阳能分布平均到达海面并被吸收的太阳辐射能（W/ m），如图所示。四、有效回辐射（Qb）（1）海洋表面温度:平洋： 平均292.1K大西 洋:平 均289.9 K度洋： 平均 290.0K（2）辐射热量与温度的关系辐射的热量与绝对温度的四次方成正比（

5、斯蒂芬一玻耳兹曼定律）:式中：Tw是海水绝对温度;二是斯蒂芬-玻耳兹曼常数，1.36 10_12 cal cm-2 s-1 K ；F是水面辐射特性常数。绝对透明体F=0,绝对黑体F=1。a.水面向大气辐射F近似于1b.大气向海面辐射F小于1,F的量值取决于空气中的水汽含量，水汽含量越多，F越大。辐射的最大波长与绝对温度成反比（维恩定律）:式中，c = 2.9 10 K m（3）海面辐射与太阳表面辐射的比较1 cm2 6 000 oc的太阳表面的辐射功率约是10oC海面辐射功率的200 000倍。太阳辐射最多能量的波长：0.5m海面辐射能量最多的波长：10m左右（4 ）净辐射值有效回辐射：海面向

6、大气的长波辐射与低层大气向海面的回辐射之差，即净长波辐射耗损。 有效回辐射随着空气中水汽的含量而变化。晴朗的夜晚，海水温度降低大；有云或相对湿度较高的夜晚：海面温度降低少。根据卫星资料算出的海面的有效回辐射。海面有效回辐射（w/mi）五、蒸发耗损的热量（Qe）液态水变为同温度下的气态水所需要的热量称蒸发耗损热量，又称潜热通量蒸发1 g海水所需要的热量：平均值为590 cal /g海洋每年通过蒸发要失去 126 cm厚的水层。200 cal cm-2 d-1计算蒸发量的经验公式：Qe = LCe e -ea W式中：ea-是水面上方一定距离处的水汽压ew -是水面上贴水层空气的饱和水汽压Ce -

7、是蒸发系数W-风速L-蒸发潜热。如果风速以海上 8m高处风速来计10N-算，单位为m s'，水汽压以Pa为单位，IOS-则 Ce =6.9 10 。 2010-9-9全球每天 平均海面潜热通量（w / mi）由图可知最大的潜热通量位于信风区，因为那里海气湿度差最 大；203060N 50N 40N- 30N-s s S405060E606其次，是湾流和黑潮区，那里湿度差大，风速也大；冬季，强冷空气吹过海面，使蒸发量显著增加；潜热通量向高纬度海域渐次减少，这是因为那里海气温差减少，从而导致海气湿度差减少之故。六、显热耗损（Qh）显热耗损是接触热交换。靠空气与海面接触、借助于两者温度差产生

8、对流作用来传递热量。6与水气温差和风速密切相关显热耗损最大值只有潜热耗损最大值的6%。2平均海面显热通量（W/ m）七、海洋的净热量平衡方程1 净热量平衡方程（1 ）海洋整体在总体上海洋热能是平衡的 Q=0,在局部情况下QM 0（2 ）海洋局部局部夏季：海洋表层吸热使水温增高Q>0局部冬季：失去同等的热量 Q< 0低纬度热带海区：O 0极地海区：Q< 0，缺少的热量由低纬度海区通过海流向高纬度进行输送。2 平流热传输（Qv）平流热传输是水平方向暖流带来的热量或冷流使这里失去的热量高纬度海域，海洋失去的热量比从太阳那里得到的多，多余的失热，要靠黑潮、湾流将赤道附近的 热量向极地

9、输送。而赤道附近从太阳获得的热量多于失去的，只有流走一部分，才能保持那里的平衡。对于局部海域，必须要考虑平流热传输（Qv），即Qb有效回辐射； Q蒸发耗损的热量；Q显热耗损；Qv平流热传输§ 2-2 海冰一、冰盖面积整个海洋大约有 3%4%的面积是被海冰所覆盖。二、冰区热收支1. 极地冬季，来自太阳的辐射量实际上等于零。2海冰的反射率：30%40% ;刚下过雪之后反射率有时能达到95%。3. 海冰对辐射的吸收：没有被反射的辐射进入海冰中，在海冰表层几毫米厚度之内就被迅速地吸 收了。4冰区热传导：从水向冰的方向进行，最终传向大气。三、结冰速度（冰盖增厚率）(1)dZ Qh dt 一 C

10、式中：Cf是海冰结晶潜热，'是海冰密度。传向大气的热通量 Qh:式中：Ki 是冰的热传导系数'tw 冰盖上面气温与下面水温之差Z冰盖厚度（2 ）代（1）得：(2)7dZdt对（3）求积分：令_ Ki Uw2f Ztw dt(3)有海冰增长的厚度为:18式中：Ti-结冰日时间长度；-度-日当量，等于冰面上空气低于冰点的度数与时间的乘积积分。3_2J3 2Cf =2.114334 107.53624tw - 3.34944 -8.3736 10 tw -1.80513882 10 tw S则得Z = 3.6/"2( cm)(5)由（5）式可以预测， 一个冬季冰增长的最大厚

11、度大约是3 mo在北冰洋中部，海冰每年夏天融化的数量总计为几十厘米厚。每年大约有2 000 km?的冰飘移，飘向赤道。这些冰的数量相当于北冰洋中部冰盖的厚度降低20 cm左右。在北冰洋无冰水面总计占1 %12%，经常导致无冰水面的出现。§ 2-3 海洋中的水量收支一、水循环与盐积累1 水循环水的来源完全靠地球自身，在地球系统自身之内周游而循环，所以也称为水循环。水循环示意图2 .盐积累：500年内无明显变化 每年河流带进海洋的、溶解的 固体物质大约是 3 x 1012kg。不到海 洋含盐总量的10 J。即使所有进入海洋的盐分都 完全溶到海水里（事实当然并非如 此），那么，用现在的测量

12、技术也只 能确定大约500年后平均盐度的增 加情况。二、水量平衡1水的支出：蒸发和结冰 蒸发的速率是每年 126 cm, 它相当于每年移走的水量为450 x103 km3，即相当于海洋总水量的 0.03 %。蒸发不均衡： 南北亚热带海域：海面年蒸发量可达140 cm左右；热赤道附近：110 cm左右；两极：不到 10 cm 。结冰 ：以固体冰形式被冻结在陆地上的水量约为24X 106 km3,如果这些冰全部融化并流入海洋，会使海平面上升 66 m 。2水的收入 有同等的水量通过降雨和河流进入海洋。形式：降水、陆地径流和融冰大洋获得的水中 10是陆地径流，其余的为降雨和融冰。333降水：大洋接纳

13、的降水总量 411 X 10416 X 10 km蒸发与降水的关系 ：近似反位相，蒸发大，降水少的区域盐度高，反之，盐度低。 （除纬度大于 50o 的高纬海域外）世界大洋表面的蒸发与降水差（E-P）和盐度（s）的经向分布由图可知：南北纬 40o 以内区域，蒸发大于降水40o以外向极海域和近赤道海域，蒸发少于降水。蒸发与降水之差蒸发与降水之差 （m a） 地表径流及地下水入海 ：333年总量29 X 1038 X 10 km，以地表径流为主。 亚马孙河：占全世界总径流量的20刚果河：为亚马孙河的 23.3 长江：居世界第三位，为亚马孙河的 18.9 大西洋的入洋淡水 量高居各大洋之首 , 入海淡

14、水可使大西洋海面上升 23 cm。太平洋年入洋淡水 量能使水位提高 7 cm极地海域 陆冰滑落入海融化水量 1.2X103 km3冰山源地：南极大陆。冰川由南极大陆腹地以每天1m的速度向低处推进，断裂入海后则形成巨大的冰山，有的长达 100 km ，宽达数十 km。格陵兰岛 ： 每年仅随拉布拉多寒流漂游到大西洋的冰山，就多达 388座。这些冰山终将融化，对局部 海域的水量平衡也有不可忽视的影响。水量平衡方程式 ：式中：P为降水，R为大陆径流，M为融冰，Ui为海流使海域获得的水量，E为蒸发，F为结冰，U。为海流使海域失去的水量，余项q为研究海域在给定时间内水交换的盈余（q > 0）或亏损（

15、q v 0）。对整个世界大洋 而言，Ui和U0完全相互抵消，M和F也大致相等，则有太平洋 因降水与径流之和大于蒸发， 水量 有盈余， 可向大西洋输出。大西洋每年水位损失12 cm，要靠太平洋、北冰洋来补充。北冰洋 ：蒸发量小，折算成水位不到大西洋的10。径流多，总流量为亚马孙河的13，折算为水位就与大西洋的径流效应相当；水量盈余。北冰洋 水量盈余多而盐度低。盐度低使海水冰点升高，从而使 海水较易结冰 。3 地球上水的组成97是在海洋里，2在冰川里，不到 1是以淡水湖泊、河流和以地下水的形式存在。 云或水汽中所含水分的总量都少于十万分之一。人类用水量（据联合国估计） ：1900 年： 4 000

16、 亿立方米年1980年： 30 000 亿立方米年1985 年：39 000 亿立方米年2000 年： 60 000 亿立方米年海上淡水 这种现象的成因是两层不透水的岩石夹着一层多孔的白垩或石灰岩，形成地下蓄水层，一直伸展到海底之下。淡水沿着蓄水层渗到海床下面，所受压力极大，只要海床有裂缝，水就往上涌。这些淡水温度极高， 不含盐分，密度低于海水，因此不会和海水混合，而会浮到海面，形成淡水。美国东南海岸、英国海岸、爱尔兰海岸外都有淡水喷泉。§ 24 世界大洋的温度场一、各大洋水温世界大洋：平均水温：3.8 C,平均位温：3.59 C；太平洋平均水温 3.7 C，平均位温 3.36 C；

17、大西洋平均水温 4.0 C,平均位温 3.73 C；印度洋平均水温 3.8 C,平均位温3.72 C。世界大洋和各海区水温的实际分布，比这种平均结果要复杂得多。二、海洋水温的分布（一）表层分布1冬季（ 1 月） 世界大洋冬季（ 1 月）水温分布2夏季（7月）（阴影区温度超过 29C）（阴影区温度超过 29C）3 .最高温度出现在西太平洋和印度洋的近赤道海域，可达2829 C。28C线包络的面积，西太平洋夏季比冬季大，位置更偏北。4 .热赤道围绕地球且连接每条经线上年平均温度最高点的连线（北纬10°）。由热赤道向南北极，水温渐次降低，到极圈附近已降至0C;在极地冰盖之下水温更低，可达-

18、2 C左右。5.大洋表层的等温线特征（1）在大部分海域有和纬向平行的趋势，特别在40S以南。等温线几乎与纬线平行。中、高纬度海域，三大洋连成一体，有著名的南极绕极流横贯全纬度，所以等温线几乎与纬线平行。（2）在北半球从亚热带至温带海域，等温线由西向东逐渐发散，在太平洋和大西洋北部形成如下 水温分布特征：a. 在亚热带至温带海域， 西部水温高于东部 。大洋西侧有最强的暖流湾流和黑潮， 东侧分别有加 那利寒流和加利福尼亚寒流；b. 在亚寒带至极地海域， 东边高于西边 。西侧是拉布拉多寒流和亲潮， 而东侧则是湾流和黑潮延续 之后的暖流。（ 3）寒、暖流交汇处 等温线特别密集，水温的水平梯度大。这在黑

19、潮与亲潮、湾流与拉布拉多寒流之间表现得很明显，极锋 （寒流与暖流交汇处） ：水温水平梯度特别大。如黄海、东海，由于海流的影响也出现水温锋，只是季节变化大，不像极锋那样明显而稳定。（ 二） 深层分布1. 水温的经向梯度小2. 大洋西部边界流的相应海域，出现明显的高温中心。大西洋和太平洋的南部高温区可高于10C，太平洋北部可高于 13C，而北大西洋最高，达 17C以上。世界大洋 500 m 层水温分布31 000 m 深度上水温的经向变化更小。4. 4 000 m以深，温度分布趋均匀，整个大洋的温差不过3C近底层的水温分布低于零度。二、海洋水温的垂向分布1 .海水的分层（1）表层：暖水层。低纬海域

20、的暖水局限于薄薄的近表层之内（2）温跃层水温铅直梯度较大的跃层，在不太厚的水层中水温由 17 C降到7C。此层一般称为大洋的 主温跃层,又称为 永久温跃层 。大西洋经向断面水温分布（3）冷水层 冷水层在主温跃层之下，水温愈来愈低。大西洋：深于1 200 m的各个区域，水温普遍都低于7 C。太平洋：3 000 m层平均水温仅1.6 C。2. 主温跃层经向分布若以12C等温面作为主温跃层的“核心”，以赤道为对称点，主温跃层经向分布呈“ W”形。在赤道海域上升而在亚热带下降，到中纬度海域复又上升，至亚极地可升达海面，形成极锋。3. 大洋冷暖水区划分 以主温跃层为界，可把大洋水体分为冷暖水区两部分。其

21、上为水温较高的暖水区，其下称为冷水区。 暖水区是大洋的水温准均匀层。由于动力和热力等作用，上层海水的垂向混合。使表层及其以下一定厚度的水层内温度趋于均匀， 形成了大洋的水温准均匀层。准均匀层的厚度大洋夏季：中纬度和亚极地海域，一般小于6070 m,亚热带和热带，可达 100 m 甚至更大。大洋冬季：亚热带海域，可达 150 250 m中纬度海域，可达 300400 m。蒸发增盐、降温增密 地中海等某些内海，甚至直达海底。近海海域：海水温度 上均匀层 厚度很薄。夏季：渤海上均匀层厚度只有5 m左右，黄海510 m,东海1020 m,南海2030 m，局部区域可达 50 m 。冬季：渤海、黄海水温

22、上下层基本均匀。三、水温随时间的变化1. 水温的日变化 表层变化规律 ：正弦曲线形式。日温差小于0.5 C,最高温度出现在下午 （地方时1516时），最低温度出现在早晨（地方时约56 时）。下层变化规律 ：日温差平均小于表层,但内波可导致表层以下的水温日温差超过表层。 浅海和边缘海 中的日变化规律：很复杂。表层：与太阳辐射的日变化、潮流等多种动力或热力因素有关。青岛近海温度日变化实例 ：观测期间天空布满低云0和5m层：温度日变化不超过1 C10 m层：温度日变化超过 7.6 C,15 m层：温度日变化超过 6C。 底层:温度日变化4C左右。出现温度最高值时间 ：0 点、13 点, 和当地半潮周

23、期一致。图 3.4-5 青岛近海夏季水温日变化 平均日温差：渤海最大，南黄海最小；除长江口外，都是春季最大而秋季最小， 长江口附近：春夏季大，冬季小。2. 水温的年变化大洋表层 水温：有正弦曲线式的年变化特征，中、高纬度海域更明显； 热带海域 ：有半年周期变化。赤道海域：表层水温年温差小于 1C,它与该海域太阳辐射年变化较小有直接关系。/南极大陆周围海域：表层水温的年温差小于 1C,它与结冰和融冰的影响有关。冬季 结冰放出结晶热，冰又减少了海水热量的散失，水温下降变缓；夏季 融冰吸收大量的融解热，减少了夏季增温的幅度。亚热带海域 特别是温带海域，表层水温年温差大，它与当地四季交替明显有关。锋区

24、水温 ：由于受寒、暖流的影响，水温锋区的年温差更大。例如，湾流和拉布拉多寒流的锋区年 温差达15 C,在日本东北部可达 17C。总的看来，南半球由于洋面宽阔，南北向洋流不像北半球那么强, 故年温差相对北半球要小得多。边缘海、浅海和内海 ：表层水温差大 日本海、黑海和渤海、黄海达20 C北黄海中部：达 21 C以上， 渤海北部区域：大于 28 C 南黄海中部和东海北部：不小于15C。在某些沿岸浅水区甚至可达30 C。表层之下水温的年变化，不是直接靠太阳辐射，而主要靠混合及平流作用，情况更为复杂。 §25 世界大洋的盐度场和密度场一、海水盐度的宏观分布1. 世界大洋的总盐量19约为4.5

25、7 X 10 kg，均匀铺满地球表面，其厚度可达70 m。2. 典型海域表层盐度地中海： 39.10红海：超过 42.00黑海；1523波罗的海：3203. 大洋表面盐度分布：世界大洋8月表面盐度分布(1) 亚热带海域，大洋表层盐度高南、北太平洋：分别达 36和35,大西洋：达37 ;(2) 赤道海域表层盐度低原因：降水多，大洋表层盐度呈低值带状分布。(3) 印度洋北部和太平洋西部表层盐度明显偏离带状分布，这些地方盛行季风，蒸发降水差也与上述带状分布有偏离。(4) 中美洲和南美洲西岸、几内亚湾和孟加拉湾 降水远远超过蒸发则是显著的低盐区。(5) 靠近极地海域，盐度降到34. 00以下，除了蒸发

26、降水差为负值可予解释外，融冰的影响也是重要原因之一。(6) 挪威海域，虽已靠近极地，但盐度却相当高，是北大西洋流和挪威海流把高盐海水携运到这些海域 来的结果。(7) 盐度平均值大西洋：蒸发超过降水和径流量，表层盐度平均值居四大洋之最，34.90 ;太平洋，平均盐度最低34.62，南太平洋为35.20，北太平洋仅为34.20。印度洋：34.76北冰洋：夏季 28，冬季32(8) 盐度水平梯度大的海域在径流冲淡的水域或寒、暖流的交汇之处。(9) 表层之下盐度的差区域性的差异逐渐变小，层次愈深，差异也越小。500 m :整个大洋的盐度差下降到2.3左右2000 m: 盐度差只有 0.6大洋深层和近底

27、层的海水：其盐度基本上是均匀的。二、海水盐度的铅直方向分布以低纬度海区为例1. 表层：低盐，深度不大；成因：降水多，盐度低2 .次表层：高盐，厚度大；成因：来自南半球亚热带海面向下伸展的高盐水舌。亚热带海面为副热带高压带，大气环流为下降流，高温无雨，蒸发量大，盐度高。范围：高盐水舌可以越过赤道，直到北纬5°，北亚热带向下伸展的高盐水舌范围较小。高盐水舌的核心，南大西洋高达 37.20以上，南太平洋也可达36.00。太平洋经向断面盐度分布3盐度跃层从高盐核心层向下，等盐线密集，形成铅直方向上的盐度跃层。跃层中心位置：300700 m跃层上下的盐度差：南太平洋和南印度洋1.0 ,南大西洋

28、高达2.5大西洋经向断面盐度分布盐度随深度降低虽能使海水密度减小，但由于水温随深度的降低很快，水温的增密效应，可以使盐度 跃层仍能保持其稳定性。4. 中层：低盐最低盐度仅 34.00，最高也不过 34.6034.70。源地：来自亚极地海面，即在南纬45°65 0这一海域。成因：南纬45°65 °，大气环流为上升流，降雨多，低盐；西风漂流区，体积运输堆积，产生压强梯度力；纬度高，温度低，密度大，下沉。这个低盐水通常称之为南极中层水，在5001 500 m的深度向北扩展。在大西洋，它可以越过赤道直达20 ° N ;在太平洋亦可到达赤道附近；在印度洋则只限于

29、10 °S以南。因为源于红海、波斯湾的高盐水，下沉之后也在6001 600m的水层中向南扩展，从而阻止了它的北进。在北大西洋的中层，也有相应的低盐中层水（50 ° N）和高盐中层水（20 ° N）。前者在纬度位置上虽与南极中层水的源地相当，但其势力却弱得多一一范围小而盐度低； 后者则为地中海高盐水，它与印度洋的红海水相当，也是世界大洋中最显著的中层高盐水。 地中海水在北大西洋的影响范围相当广阔，东北方向可达爱尔兰，西南可到海地岛。在北太平洋，也有相应的低盐中层水（50水、红海水相对应的高盐中层水。5 .深层水：盐度值稍有升高如北大西洋深层水盐度可达34.90 ；6

30、.底层水充溢于各大洋底部的底层水，盐度在-34.70 以下。了由于这些水体温度很低，甚至降到0C以下，密度并未因降盐而减多少，所 以能稳定地潜居于大洋底层。三、盐度的日变化和年变化（一）盐度的日变化 大洋表层盐度的日变化， 低纬海域：不超过 0.05。圈6“4椎腿為西洋的地中海海水垂直分布）°N），其形成机制与南太平洋不尽相同；未发现有与地中海下层因受内波影响，日盐度差可以大于表层。在浅海区域，季节性跃层的深度更小，内波等引起的日盐度差增大现象，可出现于更浅的水层中。近 岸海水盐度的变化，受潮流的影响很大。（ 二）盐度的年变化海洋表层盐度的年变化有年周期性。例如：在白令海等亚极地海域

31、，由于春季融冰，表层盐度出现最低值冬季季风引起强烈蒸发及结冰排出盐分，则使次表层盐度达1年中的最高值。中纬度海域，如黄海和东海，表层最低盐度值出现在降水和径流最大的夏季，东海在7月，而黄海推迟到89月，最高盐度值则一般在蒸发强而降水少的冬季出现。表层盐度年变化过程曲线的形状，比温度复杂得多。再加上季节性跃层盛衰升降的影响，下层盐度的年变化，更趋复杂多样。 在黄海冷水团、黄海暖流水和对马暖流水所影响的海域，由于侧向混合及冷暖水流的彼进 此退，使中下层盐度的年变化，呈现出更复杂多 变的形式。四、海洋的密度场（一）海水密度的空间分布 赤道附近海域表层：海水密度达最小值 原因：温度最高，盐度最低 纬度

32、fl水温密度f 在亚热带海域：盐度出现极大值，但因温度 下降的不多，所以密度并未出现相应的极大值；在温带海域：虽然盐度剧降，但因水温下降的效应更显著，所以密度也未出现极小值，只是增密的速率有些减缓而已。图为大西洋表面温度、盐度、密度随纬度的变化。太平洋和印度洋也类似。大西洋年平均温度、盐度和密度在大洋的上混合层内：密度的铅直分布较为均匀，原因：混合效应主温跃层：也是密度跃层的所在主温跃层之下：因整个大洋的水温、盐度趋于均匀，所以密度的水平梯度也随之减小。由于受下层环流的影响，也能形成密度分布的局地特征。例如，因受西部边界流的影响，大洋西侧水温高，密度相应地就要小一些。因不同气候带上温度和盐度的

33、铅直向分布各具特色，所以不同气候带上密度的铅直向分布也颇有不同。热带海域跃层上方密度小而均匀，跃层的强度却很大；温带表层密度已增大，而跃层的强度却大为减弱；寒带表层密度更大， 但铅直向梯度却不大， 除非夏季融冰使表面一薄层密度减小，能形成浅而弱的跃层，冬季则产生大规模的对流和下沉。海水下沉运动所能达到的深度，取决于它本身的密度及其下方的层结和环流状况。南极威德尔海和罗斯海，由于强烈冷却形成高密度冷水，所以能沿大陆坡一直下沉到海底，并继而向三大洋底部扩散。南极辐聚带的冷却次之，所形成的低温低盐水可下沉到中层，在1 000 m上下的水层中向北散布。亚热带辐散带的高盐水，因水温高，密度较小，则只能下沉到次表层内散布。由于下沉后的海水都有向低纬海域散布的趋向，因而低纬海域铅直方向上水温、盐度和密度的分布， 就与赤道至极地间大洋表面水温、盐度和密度的经向分