海水温度是描述海水物理性质的重要参数，海水的比热容（海水温度升高1℃时所吸收的热量称为热容，单位质量海水的热容称为比热容）远大于大气的比热容，因此海水的温度变化缓慢，而大气的温度变化相对比较剧烈。海水温度及其变化是海洋研究的重要内容，在分析大洋底层水的分布与运动时，还会用到位温的概念。海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度称为该深度海水的位温，一般用Θ表示。

海水的含盐量是海水浓度的标志，海洋中的许多现象和过程都与其分布和变化息息相关，人们引入“盐度”近似表示海水的含盐量，经典定义为1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的总克数，单位是g/kg，用符号‰表示。随着测定盐度方法的改进，后来又不断地更新盐度的定义，1982年1月起在国际上开始推行实用盐度的定义，实用盐度是用电导率测定的，定义中单位不再使用‰，其大小是旧盐度的1 000倍。

单位体积海水的质量定义为海水的密度，海水密度是海水盐度、温度和压力的函数。在浅海或1 000m以上的海洋上层，它主要取决于海水的温度和盐度的变化。由于海面以下深层海水的密度无法直接测量，而海水密度在大尺度海洋空间的微小变化，其影响却是异乎寻常的，因此，长期以来，海洋工作者进行了大量的研究，以便通过海水的温度、盐度和压力的关系（海水状态方程）间接而力求精确地计算海水的现场密度。

从宏观上看，世界大洋中温度、盐度和密度场的基本特征是，在表层大致沿纬向呈带状分布，东、西方向上量值的差异相对很小，在南、北方向上的变化却十分显著（图3.12）。在垂直方向上，基本呈层化状态，且随深度的增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温度、盐度、密度的分布均匀。它们在垂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要远远大于深度。

年平均的海面温度在赤道达到最高，并向两极递减（图3.12a）。海面温度极大值位于赤道太平洋西部和赤道印度洋东部的暖池区，而在赤道太平洋的东部则为水温相对低的区域，称为“冷舌”。赤道太平洋东部冷舌的存在是由于赤道带之上的东风驱动了冷水上涌，由向赤道的信风驱动的秘鲁近岸强上升流对冷舌的形成也有贡献。在亚热带海盆，西边界附近水温高而海盆东部水温低；在亚极地海盆中，高温出现在海盆东部，而低温出现在海盆西部，这样的特征与区域的风生环流有关。在寒、暖流交汇区等温线特别密集，温度水平梯度特别大，如北大西洋湾流与拉布拉多寒流之间和北太平洋黑潮与亲潮之间都是如此。另外，在南大洋，特别是在印度洋和大西洋40°S～50°S区域，存在一个由南大洋西风带驱动的强上升流造成的非常强的锋面。

图3.12　世界大洋年平均的（a）海面温度（单位:℃）、（b）盐度和（c）密度（单位:kg/m³）

海表盐度与水量收支有直接的关系，即当地蒸发超过降水对应于高盐，而当地降水超过蒸发则对应于低盐。盐度变化基本上是从赤道向两极呈马鞍形的双峰分布，赤道海域盐度低，副热带海域盐度达最高值，向两极又逐渐降低。海面高盐区位于大西洋和太平洋的副热带海盆中心（图3.12b）。在寒暖流交汇区域和径流冲淡海区，盐度梯度特别大。另外，盐度最高值与最低值多出现在一些大洋边缘的海盆中。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。

虽然温度和盐度都是控制环流的决定性因子，但是直接与海流相联系的则是海水的密度。海面密度分布与海面温度的分布颇为相似（图3.12c），因为大洋上层的密度基本上由温度决定，海温高的地方密度较小；只有高纬度海域是例外，因为那里的表面密度基本上由海面盐度决定，盐度大的海域密度较大。海面的高温与低盐度相结合使孟加拉湾和暖池出现了最低的海面密度。在赤道太平洋的东边界，有一条低盐舌延伸的低密度水。在副热带海盆中，西部的密度比东部低，这与表层温度分布相关。

世界大洋表层密度、温度和盐度分布的一个显著特征是，它们的纬向平均值在经向分布上表现为不对称性（图3.13）。南半球的表层水比北半球的冷而咸，因而南半球的表层水比北半球的更“重”。海面处水体特性的经向分布不对称的性质反映出气候系统的许多物理特性。首先，南半球的大部分是水，而北半球大部分是陆地。更重要的，南极大陆及周边的绕极水通道构成了世界大洋中最冷且密度最大的表层水，该表层水下沉到世界大洋底部并支配着深层的环流。

图3.13　南、北半球（a）表层密度（单位:kg/m³）、（b）温度（单位:℃）和（c）盐度

大洋的温度、盐度和密度等要素在垂直方向上也是有变化的。

首先，水温大体上随深度的增加呈不均匀递减（图3.14）。低纬度海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度垂直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层，相对于大洋表层随季节生消的跃层而言，又称永久性跃层。大洋主温跃层以下，水温随深度的增加而逐渐降低，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，其深度在300m左右；在副热带海域下降，在北大西洋海域（30°N左右）扩展到800m附近；由副热带海域开始向高纬度海域又逐渐上升，至副极地可升达海面。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。在副极地海面的冷、暖水交汇处，水温梯度很大，形成极锋。极锋向极一侧的冷水区一直扩展到海面，暖水区消失。

暖水区的表面，由于受到风、浪、流等动力作用及蒸发、降温等热力因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度垂直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层。上混合层的厚度在不同海域、不同季节是有差别的。在低纬度海区一般不超过100m，赤道附近只有50～70m，赤道东部更浅些。冬季混合层加深，低纬度海区可达150～200m，中纬度地区可伸展至大洋主温跃层。

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。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”，它实际上是冬季冷水继续存留的结果。

在混合层的下界，特别是夏季，由于表层增温，可形成强的跃层，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。西北大西洋（50°N，145°W）实测的季节性跃层的生消情况见图3.15。3月，跃层尚未形成，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，跃层强度又逐渐减弱，且随对流混合的发展，其深度也逐渐加大，至第二年1月已近消失，而后回到冬季状态。

大洋盐度垂直分布与温度的垂直分布有很大不同（图3.16）。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，在其下100～200m，出现盐度的最大值，再向下盐度又急剧降低，至800～1 000m层出现最小值；然后又缓慢升高，至2 000m以下，垂向的变化已十分小了。在赤道到副热带之间的中低纬度海域，由于表层高盐水在此下沉，形成了厚度为400～500m的高盐水层，再向下盐度迅速减小，最小值出现在600～1 000m水层中，继而又随深度的增加而增大，至2 000m以下，变化很小。在高纬寒带海域，表层盐度很低，但随深度的增大而递升，至2 000m以下，其分布与中、低纬度相似，所以没有盐度最小值层出现。

平均而言，大洋中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递降分布是不均匀的，因而海水的密度随深度的增加而不均匀地增大。在赤道至副热带的中低纬海域，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，密度的垂直梯度也很大，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，垂直方向上不再存在中、低纬海域中那种随深度密度迅速增大的水层。在高纬海域和中、低纬度海域密跃层以下，海水密度在垂直方向变化很小。

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的情况。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冷水，可沿陆坡沉到海底，并向三大洋底部扩散；南极辐合带的冷水则只能下沉到1 000m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下散布。

3.2.2 时间平均的大洋环流

3.2.2　时间平均的大洋环流