海洋温度盐度和密度的分布与变化.docx

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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～℃之间，整体水温平均为℃。

其中，太平洋平均为℃，大西洋℃，印度洋为℃。

    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℃。

太平洋最高，平均为℃；印度洋次之，为℃；大西洋为℃。

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。

太平洋表层水温之所以高，主要因为它的热带和副热带的面积宽广，其表层温度高于25℃的面积约占66％；而大西洋的热带和副热带的面积小，表层水温高于25℃的面积仅占18％。

当然，大西洋与北冰洋之间和太平洋与北冰洋之间相比，比较畅通，也是原因之一。

    从表3—2可以看出，大洋在南、北两半球的表层水温有明显差异。

北半球的年平均水温比南半球相同纬度带内的温度高2℃左右，尤其在大西洋南、北半球50°～70°之间特别明显，相差7℃左右。

造成这种差异的原因，一方面由于南赤道流的一部分跨越赤道进入北半球；另一方面是由于北半球的陆地阻碍了北冰洋冷水的流入，而南半球则与南极海域直接联通。

表3-2三大洋每10°纬度带内表面水温的年平均值（℃）（据Defant，1961）

    图3-11与3-12为世界大洋2月和8月表层水温的分布，具有如下共同特点：

    1）等温线的分布，沿纬线大致呈带状分布，特别在南半球40°S以南海域，等温线几乎与纬圈平行，且冬季比夏季更为明显，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。

    2）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28～29℃，只是在西太平洋28℃的包络面积夏季比冬季更大，且位置偏北一些。

图中的点断线表示最高水温出现的位置，称为热赤道，平均在7°N左右。

    3）由热赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至0℃左右；在极地冰盖之下，温度接近于对应盐度下的冰点温度。

例如南极冰架之下曾有℃的记录。

    4）在两半球的副热带到温带海区，特别是北半球，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。

这种格局造成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恰恰相反，即大洋东部较大洋西部温暖。

大洋两侧水温的这种差异在北大西洋尤为明显，东西两岸的水温差，夏季有6℃左右，冬季可达12℃之多。

这种分布特点是由大洋环流造成的：

在副热带海区，大洋西部是暖流区，东部为寒流区；在亚北极海区正好相反。

在南半球的中、高纬度海域，三大洋连成一片，有著名的南极绕极流环绕南极流动，所以东西两岸的温度差没有北半球明显。

    5）在寒、暖流交汇区等温线特别密集，温度水平梯度特别大，如北大西洋的湾流与拉布拉多寒流之间和北太平洋的黑潮与亲潮之间都是如此。

另外在大洋暖水区和冷水区，两种水团的交界处，水温水平梯度也特别大，形成所谓极锋（thepolarfront）。

    6）冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。

    2.大洋表层以下水温的水平分布大洋表层以下，太阳辐射的直接影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，所以水温的分布与表层差异甚大。

图3-13为水深500m水温的分布，显见水温的经线方向梯度明显减小，在大洋西边界流相应海域，出现明显的高温中心。

大西洋和太平洋的南部高温区高于10℃，太平洋北部高于13℃，北大西洋最高达17℃以上。

    1000m的深层上，水温的经线方向变化更小，但在北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现了大片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水下沉，使印度洋北部出现相应的高温区。

在4000m层，温度分布趋于均匀，整个大洋的水温差不过3℃左右。

至于底层的水温主要受南极底层水的影响，其性质极为均匀，约0℃左右。

（二）水温的铅直分布

    图3—14是大西洋准经线方向断面水温分布。

可以看出，水温大体上随深度的增加呈不均匀递减。

低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层（themainthermocline），相对于大洋表层随季节生消的跃层（theseasonalthermocline）而言，又称永久性跃层（thepermanentthermocline）。

大洋主温跃层以下，水温随深度的增加逐渐降低，但梯度很小。

    大洋主温跃层的深度并不是随纬度的变化而单调地升降。

它在赤道海域上升，其深度大约在300m左右；在副热带海域下降，在北大西洋海域（30°N左右），它扩展到800m附近，在南大西洋（20°N左右）有600m；由副热带海域开始向高纬度海域又逐渐上升，至亚极地可升达海面，大体呈“W”形状分布。

    以主温跃层为界，其上为水温较高的暖水区，其下是水温梯度很小的冷水区。

冷、暖水区在亚极地海面的交汇处，水温梯度很大，形成极锋。

极锋向极一侧的冷水区一直扩展至海面，暖水区消失。

    暖水区的表面，由于受动力（风、浪、流等）及热力（如蒸发、降温、增密等）因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层（uppermixedlayer）。

上混合层的厚度在不同海域、不同季节是有差别的。

在低纬海区一般不超过100m，赤道附近只有50～70m，赤道东部更浅些。

冬季混合层加深，低纬海区可达150～200m，中纬地区甚至可伸展至大洋主温跃层。

    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。

冬季，由于表层降温，对流过程发展，混合层向下扩展，导致季节性跃层的消失。

    在极锋向极一侧，不存在永久性跃层。

冬季甚至在上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右（图3—15），夏季表层增温后，由于混合作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。

因此，往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水”，它实际是冬季冷水继续存留的结果。

当然，在个别海区它也可由平流造成。

    大西洋水温分布的这些特点，在太平洋和印度洋也都存在。

    关于季节性跃层的生、消规律如图3—16所示。

这是西北太平洋（50°N，145°W）的实测情况。

    3月，跃层尚未生成，即仍然保持冬季水温的分布状态。

随着表层的逐渐增温，跃层出现，且随时间的推移，其深度逐渐变浅，但强度逐渐加大，至8月达到全年最盛时期；从9月开始，跃层强度复又逐渐减弱，且随对流混合的发展，其深度也逐渐加大，至翌年1月已近消失，尔后完全消失，恢复到冬季状态。

    值得提出的是在季节跃层的生消过程中，有时会出现“双跃层”现象，如图中7月和8月的水温分布就是这样。

这是由于在各次大风混合中，混合深度不同所造成的。

    再者，在深海沟处有时会出现水温随深度缓升的逆温现象，这一方面可能由于地热的影响，另外也常因为压力增大，绝热增温使然，因此在研究大洋深层海水运动和水团分布时，最好采用位温为宜。

    （三）水温的变化

    1.日变化大洋中水温的日变化很小，变幅一般不超过℃。

影响水温日变化的主要因子为太阳辐射、内波等。

在近岸海域潮流也是重要影响因子。

    单纯由太阳辐射引起的水温日变化曲线，为一峰一谷型，其最高值出现在14～15时左右，最低值则出现在日出前后。

一般而言，表层水直接吸收太阳辐射，其变幅应大于下层海水的变幅，但由于湍流混合作用，使表层热量不断向下传播以及蒸发的耗热，故其变幅仍然很小。

相比之下，晴好天气比多云天气时水温的变幅大；平静海面比大风天气海况恶劣时的变幅大；低纬海域比高纬海域的变幅大；夏季比冬季的变幅大；近岸海域又比外海变幅大。

    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，其所及的深度不但决定于表层日变幅的大小，而且受制于水层的稳定程度。

一般而言，变幅随深度的增加而减小，其位相随深度的增加而落后，在50m深度上的日变幅已经很小，而最大值的出现时间可落后表层达10小时左右。

如果在表层以下有密度跃层存在，由于它的“屏障”作用，则会阻止日变化的向下传递。

况且内波导致跃层起伏，它所引起的温度变化常常掩盖水温的正常日变化，使其变化形式更趋复杂，水温日变幅甚至远远超过表层。

    潮流对海洋水温日变化的影响，在近岸海域往往起着重要作用。

由涨、落潮流所携带的近海与外海不同温度的海水，伴随潮流周期性的交替出现，它所引起水温在一天内的变化与太阳辐射引起的水温日变化叠加在一起，同样可以造成水温的复杂变化，特别在上层水温日变幅所及的深度更是如此，但在较深层次，则显现出潮流影响的特点，其变化周期与潮流性质有关。

同样，深层内波的影响也可被辨认出来。

在浅海水域，常常三者同时起作用。

    2.水温的年变化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，由于太阳在一年中两次当顶直射，故有半年周期。

水温极值出现的时间一般在太阳高度最大和最小之后的2～3个月内。

年变幅也因海域不同以及海流性质、盛行风系的年变化和结冰融冰等因素的变化而不同。

    赤道海域表层水温的年变幅小于1℃，这与该海域太阳辐射年变化小有直接关系。

极地海域表层水温的年变幅也小于1℃，这与结冰融冰有关。

因为当海水结冰时，释出大量结晶热，在结冰后，由于海冰的热传导性差，防止了海水热量的迅速散失，所以减缓了水温的降低；夏季，由于冰面对太阳辐射的反射以及融冰时消耗大量的融解热，因此减小了水温的增幅。

年变幅最大值总是发生在副热带海域，如大西洋的百慕大岛和亚速尔群岛附近，其变幅大于8℃，太平洋30～40°N之间，大于9℃；而在湾流和拉布拉多寒流与黑潮和亲潮之间的交汇处可高达15℃和14℃，这主要由于太阳辐射和洋流的年变化引起的。

    南、北半球大洋表面水温的年变化相比，北半球的变幅大，这与盛行风的年变化有关，冬季来自大陆的冷空气，大大地降低了海面温度；而南半球的对应海域，由于洋面广阔以及经线方向洋流不象北半球那样强，故年变幅较小。

    在浅海、边缘海和内陆海，表层水温由于受大陆的影响，也比大洋年变幅大，且其变化曲线不像中、高纬度那样呈现正规的正弦曲线状。

例如日本海、黑海和东海的变幅可达20℃以上，渤海和某些浅水区甚至可达28～30℃，其升温期也往往不等于降温期。

    表层以下水温的年变化，主要靠混合和海流等因子在表层以下施加影响，一般是随深度的增加变幅减小，且极值的出现时间也推迟。

    二、盐度的分布变化

    世界大洋盐度平均值以大西洋最高，为；印度洋次之，为，太平洋最低，为。

但是其空间分布极不均匀。

（一）盐度的平面分布

    1.海洋表层盐度的平面分布由前所述可知，海洋表层盐度与其水量收支有着直接的关系。

就大洋表层盐度的多年平均而言，其经线方向分布与蒸发、降水之差（E—P）有极为相似的变化规律（图3—9）。

若将世界大洋表层的盐度分布（图3—17）和年蒸发量与降水量之差（E—P）的地理分布（图3—18）相对照，可以看出，（E—P）的高值区与低值区分别与高盐区和低盐区存在着极相似的对应关系。

在大洋南、北副热带海域（E—P）呈明显的高值带状分布，其盐度也对应为高值带状区；赤道区的（E—P）低值带，则对应盐度的低值区。

    海洋表层的盐度分布比水温分布更为复杂，其总特征是：

    1）基本上也具有纬线方向的带状分布特征，但从赤道向两极却呈马鞍形的双峰分布。

即赤道海域，盐度较低；至副热带海域，盐度达最高值（南、北太平洋分别达35和36以上，大西洋达37以上，印度洋也达36）；从副热带向两极，盐度逐渐降低，至两极海域降达34以下，这与极地海区结冰、融冰的影响有密切关系。

但在大西洋东北部和北冰洋的挪威海、巴伦支海，其盐度值却普遍升高，则是由于大西洋流和挪威流携带高盐水输送的结果。

另外，在印度洋北部、太平洋西部和中、南美两岸这些大洋边缘海区，由于降水量远远超过蒸发量，故呈现出明显的低盐区，偏离了带状分布特征。

    2）在寒暖流交汇区域和径流冲淡海区，盐度梯度特别大，这显然是由它们盐度的显著差异造成的。

其梯度在某些海域可达km以上。

    3）海洋中盐度的最高与最低值多出现在一些大洋边缘的海盆中，如红海北部高达；波斯湾和地中海在39以上，这些海区由于蒸发很强而降水与径流却很小，同时与大洋水的交换又不畅通，故其盐度较高。

而在一些降水量和径流量远远超过蒸发量的海区，其盐度又很小，如黑海为15～23；波罗的海北部盐度

    4）冬季盐度的分布特征与夏季相似，只是在季风影响特别显著的海域，如孟加拉湾和南海北部地区，盐度有较大差异。

夏季由于降水量很大，盐度降低；冬季降水量减少，蒸发加强，盐度增大。

    平均而言，北大西洋最高，南大西洋、南太平洋次之，北太平洋最低。

这是因为大西洋沿岸无高大山脉，北大西洋蒸发的水汽经东北信风带入北太平洋释放于巴拿马湾一带。

而南太平洋东海岸的安第斯山脉，却使由南太平洋西风带所携带的大量水汽上升凝结，释放于太平洋东部的智利沿岸。

越过安第斯山脉以后下沉的干燥气流又加强了南大西洋的蒸发作用。

印度洋副热带的高盐水，由阿古拉斯流带入南大西洋东部，使其盐度增高，但南太平洋东部，则因大量降水，使其盐度下降，故两个海区形成了鲜明的对比。

    2.海洋表层以下盐度平面分布由于多种制约盐度因子的影响随深度的增大逐渐减弱，所以盐度的水平差异也随深度的增大而减小。

在水深500m处，整个大洋的盐度水平差异约为，高盐中心移往大洋西部。

1000m深层约，至2000m深层则只有。

大洋深处的盐度分布几近均匀。

（二）大洋盐度的铅直向分布

    大洋盐度的铅直向分布与温度的铅直向分布有很大不同。

图3—19与图3—20分别为太平洋和大西洋准经线方向断面上的盐度分布。

    由图可见，在赤道海区盐度较低的海水只涉及不大的深度。

其下便是由南、北半球副热带海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水，它分布在表层之下，故称为大洋次表层水，具有大洋铅直方向上最高的盐度。

从南半球副热带海面向下伸展的高盐水舌，在大西洋和太平洋，可越过赤道达5°N左右，相比之下，北半球的高盐水势力较弱。

高盐核心值，南大西洋高达以上，南太平洋达以上。

    在高盐次表层水以下，是由南、北半球中高纬度表层下沉的低盐水层，称为大洋（低盐）中层水。

在南半球，它的源地是南极辐聚带，即在南纬45°～60°围绕南极的南大洋海面。

这里的低盐水下沉后，继而在500～1500m的深度层中向赤道方向扩展，进入三大洋的次表层水之下。

在大西洋可越过赤道达20°N，在太平洋亦可达赤道附近，在印度洋则只限于10°S以南。

在北半球下沉的低盐水，势力较弱。

在高盐次表层水与低盐中层水之间等盐线特别密集，形成铅直方向上的盐度跃层，跃层中心（相当于的等盐面）大致在300～700m的深度上。

南大西洋最为明显，跃层上、下的盐度差高达，太平洋和印度洋则只差。

在跃层中，盐度虽然随深度而降低，但温度也相应减低，由于温度增密作用对盐度降密作用的补偿，其密度仍比次表层水大，所以能在次表层水下分布，同时盐度跃层也是稳定的。

    上述南半球形成的低盐水，在印度洋中只限于10°S以南，这是因为源于红海、波斯湾的高盐水，下沉之后也在600～1600m的水层中向南扩展，从而阻止了南极低盐中层水的北进。

就其深度而言与低盐中层水相当，因此又称其为高盐中层水。

同样，在北大西洋，由于地中海高盐水溢出后，在相当低盐中层水的深度上，分布范围相当广阔，东北方向可达爱尔兰，西南可到海地岛，为大西洋的高盐中层水。

但在太平洋却未发现像印度洋和大西洋中那样的高盐中层水。

    在低盐中层水之下，充满了在高纬海区下沉形成的深层水与底层水，盐度稍有升高。

世界大洋的底层水主要源地是南极陆架上的威德尔海盆，其盐度在上下，由于温度低，密度最大，故能稳定地盘据于大洋底部。

大洋深层水形成于大西洋北部海区表层以下，由于受北大西洋流影响，盐度值稍高于底层水，它位于底层水之上，向南扩展，进入南大洋后，继而被带入其它大洋。

    海水盐度随深度这种呈层状分布的根本原因是，大洋表层以下的海水都是从不同海区表层辐聚下沉而来的，由于其源地的盐度性质各异，因而必然将其带入各深层中去，并凭借它们密度的大小，在不同深度上水平散布。

当然，同时也受到大洋环流的制约。

    由于海水在不同纬度带的海面下沉，这就使盐度的铅直向分布，在不同气候带海域内形成了迥然不同的特点。

图3—21是大洋中平均盐度典型铅直向分布。

在赤道附近热带海域，表层为一深度不大，盐度较低的均匀层，约在其下100～200m层，出现盐度的最大值，再向下盐度复又急剧降低，至800～1000m层出现盐度最小值；然后，又缓慢升高，至2000m以深，铅直向变化已十分小了。

在副热带中、低纬海域，由于表层高盐水在此下沉，形成了一厚度约400～500m的高盐水层，再向下，盐度迅速减小，最小值出现在600～1000m水层中，继而又随深度的增加而增大，至2000m以深，变化则甚小，直至海底。

在高纬寒带海域，表层盐度很低，但随深度的增大而递升，至2000m以深，其分布与中、低纬度相似，所以没有盐度最小值层出现。

    （三）大洋盐度的变化

    1.盐度的日变化大洋表面盐度的日变化很小，其变幅通常小于。

但在下层，因受内波的影响，日变幅常有大于表层者。

特别在浅海，由于季节性跃层的深度较小，内波引起的盐度变幅增大现象，可出现在更浅的水层，可达甚至更大。

盐度日变化没有水温日变化那样比较规律的周期性，但在近岸受潮流影响大的海区，也常常显示出潮流的变化周期。

    2.盐度的年变化大洋盐度的年变化主要是由降水、蒸发、径流、结冰、融冰及大洋环流等因素所制约。

由于上述因子都具有年变化的周期性，故盐度也相应地出现年周期变化。

然而，由于上述因子在不同海域所起的作用和相对重要性不同，致使各海区盐度变化的特征也不相同。

    例如，在白令海峡和鄂霍茨克海等极地海域，由于春季融冰，表层盐度出现最低值（约在4月份前后）；冬季季风引起强烈蒸发以及结冰排出盐分，使表层盐度达一年中的最高值（12月份前后），其变幅达。

在一些降水和大陆径流集中的海域，夏季其盐度值常常为一年中的最低值，而冬季相反，且由于蒸发的加强使盐度出现最高值。

    总之，盐度的年变化，在整个世界大洋中几无普遍规律可循，只能对具体海域进行具体分析。

    三、海洋密度的分布变化

（一）密度的水平分布

    海水密度是温度、盐度和压力的函数。

在大洋上层，特别是表层，主要取决于海水的温度和盐度分布情况。

图3—22是大西洋表层密度与温、盐随纬度的变化。

其它大洋也类似。

    赤道区温度最高，盐度也较低，因而表层海水密度最小，密度超量γ约为，由此向两极方向，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，密度超量γ约只为。

随着纬度的增高，盐度剧降，但因水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大，所以密度继续增大。

最大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海的密度超量γ达以上，南极威德尔海也达以上。

    随着深度的增加，密度的水平差异如同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。

（二）密度的铅直向分布

    大洋中，平均而言，温度的变化对密度变化的影响要比盐度大。

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。

图3—23是大洋中典型的密度铅直向分布。

    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，此称为密度跃层。

由于主温跃层的深度在不同纬度带上的起伏，从而密跃层也有相应的分布。

热带海域表层的密度小，跃层的强度大，副热带海域表面的密度增大，因而跃层的强度就相对减弱。

至极锋向极一侧，由于表层密度超量已达27kg·m-3左右或更大些，因此铅直向上已不再存在中、低纬海域中那种随深度迅速增密的水层。

中、低纬海域密跃层以下及高纬海域中的海水密度，其铅直向变化已相当小了。

    当然，在个别降水量较大的海域或在极地海域夏季融冰季节，使表面一薄层密度降低，也会形成浅而弱的密跃层。

在浅海，随着季节温跃层的生消也常常存在着密跃层的生消过程。

密跃层的存在阻碍着上、下水层的交换。

    海水下沉运动所能达到的深度，基本上取决于其自身密度和环流情况。

由于大洋表层的密度是从赤道向两极递增的，因此，纬度越高的表层水，下沉的深度越大。

南极威德尔海的高密·m-3）冷水（0℃左右），可沿陆坡沉到海底，并向三大洋底部扩散；南极辐聚带的冷水则只能下沉到1000m左右的深度层中向北散布；副热带高盐水，因水温较高，其密度较小只能在盐度较低、温度很高的赤道海域的低密表层水之下散布。

    由上可见，在海面形成的不同密度的海水是按其密度大小沿等密面（严格说是等位密面）下沉至海洋各深层的，并且下沉后都向低纬海域扩展。

因而，在低纬海域，温度、盐度和密度在铅直方向上的分布，在一定程度上反映了大洋表层经向上的分布特征。

    （三）海水密度的变化

    凡是能影响海洋温度、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，由于影响因子的变化小，因此微不足道。

在深层有密跃层存在时，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。

    3.4.2海洋水团

    一、水团的定义

    早在1916年，B.海兰—汉森就把水团（watermass）这一术语引入海洋学中。

中国大百科全书（海洋卷，1987）对水团的定义是：

“源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。

”

    可见，对水团内部的特征并非要求绝对相同，只是“相近”、“相对均匀”、“大体一致”，但水团