海洋的温度盐度密度
海水盐度密度温度的关系
海水盐度密度温度的关系一、引言海洋是地球上最大的水域，占据了地球表面的71%。
海水是组成海洋的主要成分，它的盐度、密度和温度对海洋生态系统和气候变化等都有着重要影响。
本文将探讨海水盐度、密度和温度之间的关系。
二、海水盐度1. 定义盐度是指单位质量海水中所含盐分的质量占比，通常用“‰”表示。
世界上平均盐度为35‰左右，即每千克海水中含有35克盐分。
2. 影响因素（1）蒸发作用：当海水蒸发时，其中的水分被蒸发掉，而溶解在其中的盐分则留在了原地，导致剩余的海水中盐分浓度增加。
（2）淡水输入：河流入海、降雨等都会带入淡水，使得原本咸味十足的海水变淡。
（3）冰川融化：冰川融化后流入大洋也会使得周围海域变淡。
3. 盐度与生物不同种类生物对于不同盐度有着不同适应能力。
例如，一些鲨鱼和鳐类可以在高盐度的水体中生存，而某些海藻和软体动物则对低盐度的水体更为适应。
三、海水密度1. 定义密度是指单位体积海水所含质量的多少，通常用“kg/m³”表示。
海水密度受到温度、盐度和压力等因素的影响。
2. 影响因素（1）温度：温度升高会使得海水分子间距离增大，从而导致密度降低。
（2）盐度：盐分会增加海水分子间的相互作用力，从而使得密度增加。
（3）压力：深海中由于压力较大，会使得海水密度变高。
3. 密度与环流由于不同区域的海洋环境差异导致了不同区域的海洋环流也有所不同。
例如北极地区冰川融化后流入大西洋中会形成较为稠密的淡水层，从而影响了北极附近的暖流。
四、海水温度1. 定义温度是指单位质量或单位体积海水所含热能多少，通常用“℃”表示。
海水温度受到太阳辐射、季节变化、洋流等因素的影响。
2. 影响因素（1）太阳辐射：太阳辐射会使得海水温度升高，而夜晚则会降低温度。
（2）季节变化：不同季节海水温度也会有所不同，例如北极地区冬季时海水温度很低，而夏季则有所上升。
（3）洋流：洋流对于海水温度有着重要影响，例如北大西洋暖流使得欧洲北部海域的气候变得比较宜人。
海洋温度、盐度和密度的分布与变化
3.4。
1海洋温度、盐度和密度的分布与变化世界大洋的温度、盐度和密度的时空分布和变化，是海洋学研究最基本的内容之一。
它几乎与海洋中所有现象都有密切的联系.从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的基本特征是,在表层大致沿纬向呈带状分布，即东—西方向上量值的差异相对很小；而在经向，即南-北方向上的变化却十分显著。
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、密的分布均匀。
它们在铅直方向上的变化相对水平方向上要大得多，因为大洋的水平尺度比其深度要大几百倍至几千倍.图3-10为大洋表面温、盐、密度平均值随纬度的变化。
一、海洋温度的分布与变化对整个世界大洋而言,约75%的水体温度在0～6℃之间,50%的水体温度在1.3～3。
8℃之间，整体水温平均为3.8℃.其中，太平洋平均为3。
7℃，大西洋4.0℃，印度洋为3。
8℃。
当然，世界大洋中的水温，因时因地而异，比上述平均状况要复杂得多，且一般难以用解析表达式给出。
因此，通常多借助于平面图、剖面图,用绘制等值线的方法，以及绘制铅直分布曲线，时间变化曲线等，将其三维时空结构分解成二维或者一维的结构，通过分析加以综合，从而形成对整个温度场的认识。
这种研究方法同样适应于对盐度、密度场和其它现象的研究。
(一）海洋水温的平面（水平）分布1。
大洋表层的水温分布进入海洋中的太阳辐射能,除很少部分返回大气外,余者全被海水吸收，转化为海水的热能。
其中约60％的辐射能被1m厚的表层吸收,因此海洋表层水温较高.大洋表层水温的分布，主要决定于太阳辐射的分布和大洋环流两个因子。
在极地海域结冰与融冰的影响也起重要作用。
大洋表层水温变化于—2～30℃之间，年平均值为17.4℃。
太平洋最高,平均为19。
1℃；印度洋次之，为17.0℃；大西洋为16。
9℃.相比各大洋的总平均温度而言，大洋表层是相当温暖的.各大洋表层水温的差异，是由其所处地理位置、大洋形状以及大洋环流的配置等因素所造成的。
海水盐度密度温度的关系
海水盐度密度温度的关系1. 密度的定义及背景介绍1.1 密度的概念密度是指物质单位体积的质量，常用符号为ρ。
在海洋科学中，我们研究的是海水的密度。
1.2 密度的计算密度可以通过质量与体积之比来计算，即密度 = 质量 / 体积。
海水的密度通常用千克每立方米（kg/m³）或克每立方厘米（g/cm³）表示。
1.3 密度的相关性质密度受到温度、压力和盐度等因素的影响，其中温度和盐度是影响海水密度最主要的因素。
2. 温度对海水密度的影响2.1 温度对密度的影响温度对海水密度有直接影响，通常情况下，海水的密度会随温度的升高而降低，即温度越高，海水越稀薄。
这是因为随着温度升高，海水中的分子运动加剧，分子间的相互作用减弱，导致海水的体积扩大。
2.2 密度与温度的关系海水密度与温度之间的关系可以用热胀冷缩规律来描述。
当温度升高时，海水的体积扩大，质量保持不变，因此密度降低。
反之，当温度降低时，海水的体积收缩，质量保持不变，密度增加。
2.3 密度随温度变化的规律近海水层在温度为4℃时密度最大，随着温度升高或降低，密度均会降低。
在海水温度变化范围内，密度以非常规律连续变化，这是因为海水中溶解的盐分也会受到温度的影响。
3. 盐度对海水密度的影响3.1 盐度对密度的影响盐度是指海水中所含盐分的浓度，通常用盐分质量与海水质量之比来表示。
盐度对海水密度有着明显的影响。
3.2 密度与盐度的关系盐度升高会增加海水的密度，而盐度降低则会减小海水的密度。
这是因为盐分溶解在海水中会增加分子间的相互作用力，导致海水的体积缩小，从而密度增加。
3.3 密度随盐度变化的规律海洋中的盐度变化范围相对较小，一般在32‰-36‰之间。
在盐度较低的海域，如河口、降雨较多的地区，海水盐度较低，密度较小。
而在盐度较高的海域，如干旱地区、蒸发湖，海水盐度较高，密度较大。
4. 海水盐度、密度和温度的综合关系4.1 密度的计算公式由于海水的密度受到温度和盐度的双重影响，因此需要综合考虑它们对密度的影响。
表层海水密度分布规律
表层海水密度分布规律在大洋上层，特别是表层，海水密度主要取决于海水的温度和盐度分布情况。
赤道区温度最高，盐度较低，因而表层海水密度最小，约为1.0230g/cm3。
由赤道向两极，密度逐渐增大。
在副热带海域，虽然盐度最大，但因温度下降不大，仍然很高，所以密度虽有增大，但没有相应地出现极大值。
海水最大密度出现在寒冷的极地海区，如在南极海区，密度可达1.0270g/cm3以上。
对于固定深度来讲，海水密度只是温度和盐度的函数。
因此，随着深度的增加，密度的水平差异与温度和盐度的水平分布相似，在不断减小，至大洋底层则已相当均匀。
大洋中，平均而言，温度变化对密度变化的影响要比盐度的大。
因此，密度随深度的变化主要取决于温度。
海水温度随着深度的分布是不均匀地递降，因而海水的密度即随深度的增加而不均匀地增大。
约从1500m开始，密度垂直梯度变小；在深层，密度几乎不随深度而变化。
在赤道至副热带的低中纬海域，与温度的上均匀层相应的一层内，密度基本上是均匀的。
向下，与大洋主温跃层相对应，密度的铅直梯度也很大，被称为密度跃层。
凡是能影响海洋温度、盐度变化的因素都会影响海水密度的变化。
大洋密度的日变化，由于影响因素的变化小，因此微不足道。
在深层有密度跃层存在时，由于内波作用，可能引起一些波动，但无明显规律可循。
其年变化规律，由于受温度、盐度年变化的影响，其综合作用也导致了密度年变化的复杂性。
中国近海表层海水密度的分布和变化主要取决于温度和盐度。
在中国海近岸地区，特别是河口地区，海水的盐度变化大，因而那里海水密度主要由盐度决定；在距河口较远的海区，海水密度主要由温度决定。
表层海水密度总的分布特点是：冬季密度最大，夏季最小；春季为降密期，而秋季为增密期。
由于海水密度是温度和盐度综合作用的结果，因此其分布不如温度、盐度那样规则，但总的趋势是沿岸密度小，海区中央密度大，河口地区密度最小。
海水的温度,密度,盐度的水平分布规律
海水的温度,密度,盐度的水平分布规律
海水温度：
海水温度的变化受到多种外界因素的影响，如季节性因素、陆源性因素以及海洋流的影响。
地球的表面有六分之五的表面积是海洋，其中大部分的面积海水温度较接近，在0°C~30°C之间变化，而且主要在30°C以下。
此外，海洋中出现临时性的高温高盐度流域，温度可高达50°C，而深海中的冷流则使温度低至-2°C 以下。
海水密度：
海水密度的分布大致在1.01的水平上，但在全球的各个地方确可以观测到不同的密度值，随着经纬度的变化而变化，也反应了海洋流体在深浅条件下的温度、盐度及混合的不同程度。
海水盐度：
海水盐度有全球性的规律和局部性的波动。
海洋中密度越大的水体自然盐度也越高，受季节影响，根据不同季节，海水盐度水平也会有所变化。
例如在北半球，11月至4月间，温度下降，冰覆盖物增多，海洋水含盐度也会随之减少，而在夏季获得最高盐度含量。
第五章 世界大洋的温度、盐度和密度分布
赤道西太平洋 暖池
海洋温度的分布与变化
• 世界大洋的整体平均为 3.8ºC，其中，太平 洋平均为3.7ºC, 大西洋4.0ºC,印度洋 3.8ºC • 大洋表层水温变化于-2~30ºC之间，年平均 值为17.4ºC，太平洋平均为19.1ºC，大西 洋为16.9ºC，印度洋为17ºC • 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
第五章 世界大洋及中国海温度、盐 度、密度的分布
• 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
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。 • 北半球，大洋西部温度大于东部，而南半 球，大洋东部温度大于西部 • 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 •
第四章 回顾（2）
• 副热带海区蒸发潜热最大，赤道次之；冬季蒸发 潜热比夏季大（冬季风速大、水汽压差大、空气 层结不稳定） • 子午热量输送：海流将热量从赤道输送到中纬度 海区，大气环流从中纬度输送到高纬度海区 • 海洋中水量平衡：蒸发、降雨和径流；结冰和融 冰两者达到平衡 • 大洋表面的盐度经向分布与E-P相似 • 大气的温室效应：太阳短波辐射通过，而长波辐 射不易通过 • 海水的透明度和海色
?最高水温出现的位置称为热赤道平均在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由热赤道向两极水温逐渐降低到极圈附近降至0?c左右夏季大洋表层水温分布热赤道冬季大洋表层水温分布热赤道赤道西太平洋暖池与厄尔尼诺现象赤道西太平洋暖池与厄尔尼诺现象世界大洋表层温度分布?在两半球的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造成大洋西部水温高于东部在两半球的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造成大洋西部水温高于东部?在亚北极海区水温分布于上述特点相反即大洋东部较大洋西部温暖在亚北极海区水温分布于上述特点相反即大洋东部较大洋西部温暖原因
海水密度的影响因素和分布规律
海水密度的影响因素和分布规律
海水密度受多种因素影响，主要包括温度、盐度和压力。
首先，温度是影响海水密度的重要因素之一。
一般来说，温度越高，海水
密度越小，因为温暖的水分子具有较大的热运动能量，导致分子间
距较大，海水密度相应降低。
相反，温度越低，海水密度越大。
在
海洋中，温度变化对密度的影响是非常显著的，特别是在深海中。
其次，盐度也是影响海水密度的重要因素。
盐度越高，海水密
度越大。
因为盐分的存在增加了水的质量，从而增加了单位体积内
的质量，导致密度增大。
通常来说，在海洋中，盐度随着深度的增
加而增加，因此在深海中海水密度较大。
此外，压力也会对海水密度产生影响。
随着深度的增加，海水
受到的压力也会增加，这会导致海水密度增大。
特别是在深海中，
由于承受的压力较大，海水密度也随之增大。
海水密度的分布规律受到上述因素的综合影响。
一般来说，海
水密度在水平和垂直方向上都存在着复杂的分布规律。
在水平方向上，受到洋流、风等因素的影响，海水密度会呈现出复杂的空间分
布特征。
在垂直方向上，海水密度随着深度的增加而增大，这也是
海洋中存在垂直运动的重要原因之一。
另外，海水密度的分布还受到地球自转等因素的影响，呈现出一定的纬向分布规律。
总的来说，海水密度受温度、盐度和压力等因素的综合影响，呈现出复杂多变的分布规律，这对海洋环流、气候变化等具有重要的影响。
海水温度、盐度与密度的分布
海水的密度会随着空间位置的变化而变化，例如不同海域、 不同深度的海水密度不同。
海水密度的影响
对海洋环流的影响
01
海水的密度对海洋环流有着重要的影响，例如影响洋流的速度
和方向。
对海洋生物的影响
02
海水的密度对海洋生物也有着重要的影响，例如影响浮游生物
的分布和生长。
对海洋生态系统的影
03
海水的密度对整个海洋生态系统都有着重要的影响，例如影响
02
03
盐度
密度
海洋环流会影响海水盐度的分布 ，如高盐度的海水可能会在某些 海域聚集。
海洋环流会影响海水密度的分布 ，如不同海域的海水密度可能会 因环流而发生变化。
06
海水温度、盐度和密度在地球 科学中的重要性
海洋环流与气候变化的关系
1
海洋环流对气候变化有着重要影响，如洋流、海 浪等可以影响全球气候和天气系统。
河流输入
河流输入对局部海水盐度有显著影响。例如，亚马逊河、长江等大河流经的区域，由于大 量淡水输入，海水盐度会明显降低。
生物地球化学循环
生物地球化学循环通过影响海洋中的溶解物质循环而影响海水盐度。例如，珊瑚礁通过吸 收海水中的钙离子来生长，这会导致局部海水中的钙离子减少，进而影响海水的盐度。
海水盐度的影响
在水循环过程中，海洋表面的水 分子不断蒸发，使海洋表面的盐 度和密度增加。同时，降水会将 盐分和密度高的水分子带到海洋 表面，使海洋表面的盐度和密度 降低。此外，洋流也会改变不同 海域的盐度和密度。
水循环对温度的影响相对较小， 但仍然会对局部地区的温度产生 一定的影响。例如，洋流会将高 纬度地区的冷盐水带到低纬度地 区，使低纬度地区的温度降低。 反之，低纬度地区的暖水也会通 过洋流流向高纬度地区，使高纬 度地区的温度升高。
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太阳高度对太阳辐射的影响遵循朗伯定律： 射达水平面上的太阳辐射能与太阳高度的 正弦成正比。
总辐射主要受太阳高度、大气透明度和天 空云况的影响。
Kcal cm1 a1
）
太阳年总辐射的分布 Kcal cm1 a1
平均太阳总辐射具有带状分布特征，随纬度的减低而 增高，例外的是在赤道附近，由于云量的增加反而显 著减小
二、海面有效回辐射
海面辐射大部分为大气(主要是大气中的水 汽)所吸收，被大气吸收的这部分辐射能有 一部分又返回海面，称之为大气逆辐射。
海面辐射和大气逆辐射的差值叫做海面有 效回辐射,与海面水温、空气中的水汽含量 和天空中的云状、云量有关。
➢ 为量极微，或者具有明显的地区性和时间性，对某些 特定海区影响较大，但对整个大洋的热收支影响甚小。
海洋热平衡方程
Qt=(Qs-Qb)+- Qh+- Qe+- Qc Qt是海洋与外界进行热交换之后热量的总
变化；(Qs-Qb)称为海面辐射热量收支的差 额，又称海面辐射平衡。
一、太阳辐射
呈纬向带状分布，因此，由海流进行的热量交换沿经向最
为显著。
大洋海温的垂直分布
➢ 海温垂直分布约可分三层：表 层（含混合层）、次表层及深 海。
➢ 次表层含一主温跃层 （thermocline）
➢ 典型低纬度的温度垂直分布是 20℃ at surface, 8℃ at 500m, 5℃ at 1000m, 2℃ at 4000m，但典型近极地的温度垂 直分布是上下近乎一致，约2℃。
海洋的热收支 大洋温度、盐度、密度的分布
海洋的热收支
海洋不断地从外界获得热量，使水温增高； 同时又把所获得的热量不断地向外发射， 使水温降低，这两种相反的过程，在海洋 中不断进行。这种对立统一的关系，就是 海洋中的热平衡 .
海洋的热收支
Qs——进入海洋中的短波辐射能； Qb——海面长波辐射净失去的热量，称为海面有
效回辐射； Qh——通过海—气感热交换所获得(或失去)的热
量； Qe——通过海—气潜热交换(凝结或蒸发)所获得
(或失去)的热量； Qc——通过对流、平流和混合与相邻海域进行交
换所获得(或失去)的热量。
其他方式
➢ 地球的内热、星体的辐射、海洋中的生物和化学过程、 放射性物质的衰变、海水内摩擦作用，融冰和结冰过 程以及大陆径流和降水等。
其中I0为太阳常数；P为大气透明度系数，在热带及工业 雾影响的地区，P约为0.7，在较干净的大气中，P约为0.8； m为大气质量，是在标准大气压下太阳辐射直达海面时所 穿过的单位截面上空气柱的质量。
随着太阳高度的减小，m值增大。通过大气 的太阳辐射能按指数规律减弱，m值越大， 减弱越多，这是因为太阳光线通过大气路
气温高于水温时，大气向海洋传递热量。这时近 海面大气的层结稳定，热量传递借助于分子运动 过程，所以极其缓慢。
水温高于气温，则近海面大气呈不稳定层结。由 于大气下界面输入了海水的热量而形成了自由对 流(也就是热力湍流)，把来自海洋的热量迅速向上 输送；同时，表面海水因失热而密度增大，也形 成不稳定层结，从而产生自由对流，它把海洋内 部的热量源源向上输送。正是由于大气和海洋中 同时进行着上述垂直湍流热输送过程，使得海洋 中的热量迅速地、不断地向大气输送。
三、海洋与大气的感热交换
任何温度不同的物体互相接触时，都要通 过传导作用进行热量交换，大气和海洋之 也是这样，这种热量交换通常称为感热交 换或者湍流热交换。海—气之间的这种热 交换过程，主要决定于两个因素：一是海 面风速，二是海气之间的温度差。
风产生大气湍流，导致垂直方向的湍流热
量输送，从而促进海气之间的热交换；海 气温差决定着近海面大气层的层结状况。
通过大气圈到达海面的太阳辐射有两部分： 直射海面的称为直达辐射；受大气介质散 射后到达海面的部分，称为散射辐射，两 者总和称为总辐射。
总辐射被海面反射掉的部分，称为反射辐 射。
太阳辐射穿过大气层时，被削弱的程度与大气透 明度系数和大气质量有关。经过削弱后到达海面
的辐射能为： I I0ePm
而是热平流 。
热平流是指给定区域内，通过与海流方向垂直的两个
断面的热通量差。只要存在热通量差，就能产生两个断面
之间的区域热效应。如果第一个断面进入的热通量比由第
二个断面流出的热通量大，则为热平流；反之，则为冷平
流。当然，这种由平流所获得或失去的热量，又通过垂直
方向上的热交换传向深层和大气。由于大洋上的水温多是
四、海面蒸发
蒸发使海水失去热量，表面水温也随之降 低。据计算：一克水在0℃时，化成同温度 的水汽需要热量2497焦耳，一克0℃的水蒸 发为同温度的水汽时，需要热量2836焦耳。
蒸发速率与近水面空气中水汽的垂直梯 度成比例。通常认为，紧贴水面的空气是 饱和的。如果海面以上空气层的水汽含量 较贴水面空气的水汽含量小，这时由于扩 散的结果，水汽将向上输送，蒸发得以继 续进行；否则，蒸发停止，甚至产生凝结 过程。由此可见，在海面垂直方向上的水 汽压差是维持蒸发的先决条件。
五、海洋内部的热传输
表层海水所吸收的辐射能，被湍流和海流传 递到深层和其他海区。由于湍流中海水微团的混 乱运动，必然导致热量(当然还有其他各种物理量) 向不同方向传递和扩散 。
水平海流输送的热量是很可观的。单位时间 内，通过与流向垂直的单位面积的水平热通量， 决定于水平流速的大小和水温的高低，流速越大， 水温越高，输送的热量就越大，但是，对海洋热 状况及海洋气候变化发生影响的并不是热通量，
Sea surface temperature（SST）的水平分布
SST等温线为東 西走向，赤道热 极地冷。
SST最高在西太 平洋附近，为 Warm pool。其 东方近南美处， 有一舌状冷水， 为cold tongue。
Sea surface Salinity（SSS）的水平分布
SSS主要受蒸发/降 雨影响，由SSS可 推知