海洋表面水热平衡.doc

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0.1cal/
2．海洋表层吸收的太阳辐射能：平均每天400 cal／
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()
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
（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。
Ø 平均值叫做太阳常数1.96±0.01。
Ø 太阳辐射能在宇宙空间传递过程中，损耗可以忽略。
Ø 大气层外层相当于温度为6 000℃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0.4～0.7 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。或者700。
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0～1100
在42o纬度处:变化范围大约为300～900 。
(5)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，为未经散射和吸收的太阳辐射量，C为云量，为反射率(反射量与入射量之比)。
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／m2)，如图所示。

四、有效回辐射()
(1)海洋表面温度：
太平洋：平均292.1 K
大西洋：平均289.9 K
印度洋：平均290.0 K
(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(斯蒂芬一玻耳兹曼定律)：

式中：是海水绝对温度；
是斯蒂芬-玻耳兹曼常数，；
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1
b. 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，
（3）海面辐射与太阳表面辐射的比较

1 6 000oC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：0.5 m
海面辐射能量最多的波长：10 m左右
（4）净辐射值
有效回辐射：海面向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／m2)
五、蒸发耗损的热量()
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
计算蒸发量的经验公式：
式中：-是水面上方一定距离处的水汽压
-是水面上贴水层空气的饱和水汽压
-是蒸发系数
W-风速
L-蒸发潜热。
如果风速以海上8 m高处风速来计算，单位为，水汽压以Pa为单位，则。2010-9-9
全球每天平均海面潜热通量(w／m2)
由图可知
Ø 最大的潜热通量位于信风区，因为那里海气湿度差最大；
Ø 其次，是湾流和黑潮区，那里湿度差大风速也大；
Ø 冬季，强冷空气吹过海面，使蒸发量显著增加；
Ø 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对流作用来传递热量。
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％。

平均海面显热通量(W／m2)
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Q≠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：Q＞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()
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

有效回辐射；蒸发耗损的热量；Qh显热耗损；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）
式中：是海冰结晶潜热，是海冰密度。
传向大气的热通量：
（2）
式中：—是冰的热传导系数
—冰盖上面气温与下面水温之差
Z—冰盖厚度
（2）代（1）得：
（3）
对（3）求积分：

令
有海冰增长的厚度为：
(4)
式中：-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。

则得
（cm） （5）
由（5）式可以预测，一个冬季冰增长的最大厚度大约是3 m。

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 km3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3×1012kg。不到海洋含盐总量的。
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450×103 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24×106 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。
降水：大洋接纳的降水总量411×103～416×103 km3
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：
年总量29×103～38×103 km3，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1.2×103 km3
冰山源地: 南极大陆。冰川由南极大陆腹地以每天1 m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，为海流使海域获得的水量，E为蒸发，F为结冰，为海流使海域失去的水量，余项为研究海域在给定时间内水交换的盈余(＞0)或亏损(＜0)。
对整个世界大洋而言，和完全相互抵消，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1／3，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。

§2—4 世界大洋的温度场
一、各大洋水温
世界大洋：平均水温：3.8℃，平均位温：3.59℃；
太平洋平均水温3.7℃，平均位温3.36℃；
大西洋平均水温4.0℃，平均位温3.73℃；
印度洋平均水温3.8℃，平均位温3.72℃。
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29℃）

（阴影区温度超过29℃）
3．最高温度
  出现在西太平洋和印度洋的近赤道海域，可达28～29℃。
28℃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0℃；在极地冰盖之下水温更低，可达-2℃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10℃，太平洋北部可高于13℃，而北大西洋最高，达17℃以上。

世界大洋500 m层水温分布
3．1 000 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3℃
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℃降到7℃。此层一般称为大洋的主温跃层，又称为永久温跃层。20100913

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℃。
太平洋：3 000 m层平均水温仅1.6℃。
2．主温跃层经向分布
若以12℃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60～70 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300～400 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5～10 m，东海10～20 m，南海20～30 m，局部区域可达50 m。
冬季：渤海、黄海水温上下层基本均匀。
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℃，最高温度出现在下午(地方时15～16时)，最低温度出现在早晨(地方时约5～6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5 m层：温度日变化不超过1℃
10 m层：温度日变化超过7.6℃，
15 m层:温度日变化超过6℃。
底层:温度日变化4℃左右。
出现温度最高值时间:0点、13点, 和当地半潮周期一致。

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1℃，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1℃，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℃，在日本东北部可达17℃。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℃
北黄海中部：达21℃以上，
渤海北部区域：大于28℃
南黄海中部和东海北部：不小于15℃。
在某些沿岸浅水区甚至可达30℃。
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。

§2—5 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
约为4.57×1019 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；15～23
波罗的海：3～20
3.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： 300～700 m
跃层上下的盐度差：南太平洋和南印度洋＞1.0，
南大西洋高达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34.60～34.70。
源地：来自亚极地海面，即在南纬45o～65 o这一海域。
成因：南纬45o～65 o，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500～1 500 m的深度向北扩展。
在大西洋，它可以越过赤道直达20 o N；
在太平洋亦可到达赤道附近；
在印度洋则只限于10 oS以南。因为源于红海、波斯湾的高盐水，下沉之后也在600～1 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 o N)和高盐中层水(20 o 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——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(50oN)，其形成机制与南太平洋不尽相同；未发现有与地中海水、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．底层水
充溢于各大洋底部的底层水，盐度在34.70以下。
由于这些水体温度很低，甚至降到0℃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。
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，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8～9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↑→水温↓→密度↑
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布存在着相当密切的关系。
(二)大洋密度的时间变化
日变化：密度日变化不大
因密度随温、盐变化而变化，大洋中温、盐的日变化不大，密度日变化亦不大。
年变化：受水温和盐度的季节性、局地性影响很大，所以较复杂。
季节性密度跃层和季节性温跃层共生消：春季形成，夏季强盛，秋冬衰亡。

§2—6 海洋温度、盐度、密度的细微结构
一、结构的尺度
细微结构
通常是指海水状态参数铅直变化尺度小于常规海洋学观察层次间距的一些结构。
细结构：铅直尺度为1～100 m；
微结构：铅直尺度小于1 m20100916
二、结构的类型
1．阶梯状结构
（1温度梯度：在约10 m间隔内，温差一般小于0.1℃。
地中海溢流区阶梯状温度细结构
（2）形成原因之一：
双扩散对流：是温度的扩散系数显著大于盐度扩散系数而造成的。
高温、高盐水和低温、低盐水叠置且呈稳定层结
上、下密度差异小
由于分子热传导效应比盐量扩散效应强得多(热传导系数量级为10-3 cm2·s-1，盐分子扩散系数为10-5 cm2·s-1)
上层海水因失热较快而冷却下沉，下层因受热较快而增温上升，于是产生双扩散对流。
在界面上出现簇状小长柱，长度一般介于20～30 cm之间，水柱间距离约1 cm，通常形象地称为“盐指”。
下降和上升的盐指，分别从界面的上、下表面沉降和升起
离开盐指生成处稍远的海水会带来补偿。保持原来的强梯度薄层状态。
界面上、下的水层，因升降盐指的搅拌而趋均匀，这种过程的继续，就形成了多层阶梯状结构。
双扩散层结 例：流入北冰洋的大西洋水的上部
上层是低温、低盐，下层是高温、高盐又能维持稳定层结结构
界面之上的低盐水因受热快而增温上升
界面之下的高盐水因失热较快而冷却下沉
对流的结果形成多层阶梯状结构。
2．扰动型结构：

平中江海温的薄层结构

东中国海温度、盐度不规则
东海对马暖流区就曾观测到这种结构。
如由于海域水系复杂，不同水团交汇角逐，形成复杂的锋面，因而有助于不规则扰动型薄层结构的形成。

甚至就在温跃层(往往也是密度跃层)之中，也存在着细微结构。
经典的跃层模式认为：在跃层之内温度是随深度单调而迅速地降低，密度则单调而迅速地增大，从而限制了铅直方向的热量、动量和质量的交换。
实测和研究证实，在温跃层内也有一系列的薄层，既有厚度为数米的温度和密度相当均匀的薄层，而且在两均匀层之间还夹着厚度更薄的、只有10～20 cm的铅直梯度特别大的界面，甚至还有逆温层。
过去认为在温跃层内层是稳定的，即使有逆温分布，也因为盐度随深度的递增而补偿，从而保持层结稳定性。
然而现今发现，在温跃层内，的确有静力不稳定的水层，这可能与内波的破碎，以及形成所谓“湍流斑”有关。
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