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0.05。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1.0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1.05。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23kg.m-3，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26kg.m-3。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28kg.m-3以上，南极威德尔海也达27.9kg.m-3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(27.9kg·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。
　　本文标题：世界大洋温度、盐度、密度的分布和水团(5)
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