1、海水是一种成分复杂的混合溶液，所包含的物质可分为三类：,一、海水的理化性质,（一）海水的化学性质,1海水的化学组成,溶解物质； 气泡； 固体物质。,海水化学元素最大特点之一是 1 2 种主要离子浓度之间的比例几乎不变，因此称为海水组成的恒定性。它对计算海水盐度具有重要意义。溶解在海水中的元素绝大部分以离子形式存在。海水中主要盐类含量差别很大，氯化物含量最高，占88.6，其次是硫酸盐，占10.8。,对海水中盐类的来源说法不一。一种说法是，海水中的盐类由河流带来。尽管河水的化学成分与海水差别很大，河水含碳酸盐最多而海水含氯化物最多。但是碳酸盐溶解度小，流入海洋后容易沉淀，同时海洋生物也大量吸收碳酸
2、盐以构建其甲壳和骨骼等，因此海水中的碳酸盐大大减少。氮、磷、硅的化合物和有机质也大量地被生物所吸收，故海水中这些物质的含量也减少。硫酸盐近于平衡状态。唯有氯化物到大海中被消耗得最少，因长年日积月累，其含量不断缓慢增多。另一种说法是，由于海底火山活动使海洋中的氯化物和硫酸盐增多。,单位质量海水中所含溶解物质的质量，叫海水盐度，也称为绝对盐度。实际工作中，绝对盐度不易直接量测，而以实用盐度代替，实用盐度略小于绝对盐度。海水盐度是海水物理、化学性质的重要标志。近百年来，由于测定盐度的原理和方法不断变革，盐度的定义已屡见变更。,2海水的盐度,海水盐度的涵义,20世纪50年代以来，海洋化学家致力于电导测
3、盐的研究。因为海水是多种成分的电解质溶液、故海水的电导率取决于盐度、温度和压力。在温度、压力不变情况下，电导率的差异反映着盐度的变化，根据这个原理，可以由测定海水的电导率来推算盐度。,海水盐度的测定,为了确定电导率和盐度的对应关系，引入电导比的概念，即某一海水样品的电导率与氯化钾标准溶液的电导率之比。,此标准溶液的浓度为 1 千克溶液中含 KCl32.4356克，在15时其电导率与盐度为35的标准海水电导率相等。,实用盐度根据比值K15 由下述方程式来确定：,当海水样品的电导比是任一温度下测定时，还需进行温度订正。现已制成实用盐度与电导比查算表及温度订正表，供实际应用。,海水的盐度在空间上、时
4、间上有一定幅度变化。主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和发生于海水中的许多过程。,海水盐度的影响因素,各种过程在不同的海区内所起的作用不同。低纬海区，降水、蒸发、洋流和海水紊动、对流混合等起主要作用。降水大于蒸发，使海水冲淡，盐度降低，蒸发大于降水，则盐度升高。盐度较高的洋流流经某一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低。在高纬海区，除受上述因素影响外，结冰和融冰也能影响盐度。大陆沿海地区河流等淡水注入，可使盐度降低。例如我国长江口附近，夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值平均可降低到11.5左右。,A世界大洋的平均盐度是34.69。绝大部分海域表面盐度变化在3337之间。,海洋表层盐度的
5、分布规律,B海洋表面盐度分布的总趋势是从亚热带海区向高低纬递减，形成鞍形。,C大洋上盐度等值线大体与纬线平行，但寒流与暖流经过的海域，盐度等值线有明显的弯曲。寒暖流交汇的地方盐度等值线密集，盐度水平梯度增大。,D大洋中的盐度比近岸海区的盐度高。,E世界最高盐度在红海，大于40；最低盐度在波罗的海，低于10。,大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变幅不超过0.05，年变幅不超过2。只有大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年变幅才比较大。,海洋表层盐度的时间变化,溶解于海水中的气体，以氧和二氧化碳最为重要。海水中的氧主要来自大气与海生植物的光合作用；二氧化碳主要来自大气与海洋生物的呼吸
6、作用及生物残体的分解。,3海水中的气体,当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中溶解氧含量多，二氧化碳少；当生物残体多、植物光合作用弱时，水中二氧化碳多，而氧含量少。当水温增高时，海水中氧含量减少；当水温降低时，海水中的氧含量增多。,海洋是自然界二氧化碳的巨大调节器。尽管海水对二氧化碳的溶解度有限，但海生植物能消耗相当多的二氧化碳，而且在微碱性环境中，海水中二氧化碳能与钙离子结合生成碳酸钙沉淀，从而使大气中的二氧化碳不断溶于海水。,（二）海水的物理性质,1海水温度, 海水的热量收支状况,海水热量的收支海水中的热量主要来自太阳辐射。从整个海水的全年平均温度来看，全球海水的热量收支基本平衡。但一年中不
7、同季节、不同海区的热量收支并不平衡，因此引起了海水中温度的分布与变化的不同。,海水的各项热量收支，对海水温度分布与变化的影响并不相同。热量的收入以太阳短波辐射和大气长波辐射最为重要。洋流带来的热量只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少；热量的支出以海面辐射和蒸发更为重要，在局部海区由洋流带走的热量对水温变化也有较大影响，由于海水的垂直紊动混合，可把热量传到深处。,因为海水的热容量大，可以透光，又有波浪及流动调节温度，故海陆之间温度的变化和分布存在明显差异。表现在：, 海陆之间温度变化和分布的差异,A海面水温的变化比陆地温度的变化小得多，无论日较差还是年较差都很小。据观察，海洋表面平均日
8、较差一般不超过 1，年较差则为 117；而陆地上气温日较差最大可达50，年较差可达7080。,B海水温度由低纬向高纬递减的趋势要较陆地缓慢得多。据观察，海洋表面最低温度是-2，最高温度是36，绝对温差只有38；而陆地上绝对温差可达100以上。,A水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布；, 世界大洋表面水温的分布规律,B北半球水温（平均19.2）较南半球水温度高（平均16） ；,C等水温线从低纬向高纬疏密相间，低高纬等温线较疏，中纬等温线较密。,D大洋东西两侧，水温分布有明显差异。低纬区，水温西高东低；高纬区，水温则东高西低；中间地带等温线西密东疏。,E夏季大洋表面水温普遍高于冬季，但水温水
9、平梯度冬季大于夏季。,从海面向海底呈不均匀递减的趋势。南北纬40之间，海水垂直结构可分两层，即表层暖水对流层和深层冷水平流层。表层暖水对流层，一般深度达6001000m，其最上一层（约0 100m）受气候影响明显，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度极小，故称为表层扰动层。在此层下部与冷水之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。,世界大洋水温的垂直分布规律,海水密度是指单位体积内所含海水的质量，其单位为g / cm3。但是习惯上使用的密度是指海水的比重，即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温3.98时蒸馏水密度之比。因此在数值上密度和比重是相等的。海水的密度状况，是决
10、定海流运动的最重要因子之一。,2海水密度,海水密度的涵义,因为海水密度一般都大于1，例如1.01600，1.02814 等，并精确到小数5 位，为书写简便，常用s,t,p 来表示，即海水密度减1 再乘1000：s,t,p=（s,t,p-1）1000 (16) 因此，如s,t,p 为1.02545 时，s,t,p 为25.45。,在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为现场密度或当场密度。,现场密度或当场密度,海水的密度与温度、盐度和压力的关系比较复杂，凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素，都影响密度变化。,影响海水密度的因素与分布规律,各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规
11、律大体相同，即大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道地区由于温度很高，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.02300。亚热带海区盐度虽然很高，但温度也很高，所以密度仍然不大，约1.02400左右。极地海区由于温度很低，所以密度最大 。,垂直方向上，海水密度向下递增。南北纬20之间100m左右水层内，密度最小，并且在50m以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50100m深度上密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层），它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留在其上均不易被发现，故有液体海底之称。约从1500m开始，密度垂直梯度很小，在深层，密度几乎不随深度而变化。 .,所
12、谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色，而并非太阳光透入海水中的光的颜色，即不是日常所说的海水的颜色。海水的水色取决于海水的光学性质以及水中悬浮物质、浮游生物的颜色，也与天空状况和海底底质有关。由于水体对太阳光谱中的红、橙、黄光容易吸收，而对蓝、绿、青光散射最强，所以海水水色多呈蔚蓝色、绿色。,3水色,水色常用水色计测定。水色计由21 种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码1-21 代表水色。号码越小，水色越高，号码越大，水色越低。,海水的透明度，是指海水的能见度，也是指海水清澈的程度。透明度，表示的是水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。透明度的大小，取决于光线强度和水
13、中的悬浮物和浮游生物的多少。光线强，透明度大，反之则小。水色越高，透明度越大；反之透明度越小。,4海水的透明度,透明度的测定，通常是把透明度板（直径为30 cm 的白色圆盘）放到水中，从水面上方垂直用肉眼向下注视圆盘，测出直到看不见圆盘时为止的深度，单位以米表示。大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达66.5m，我国南海为2030m，黄海为12m。,淡水的冰点为0，最大密度的温度是4；而海水的冰点和最大密度的温度都随盐度的增大而降低，但冰点降低比较和缓。,5海冰,波浪是海洋、湖泊、水库等宽敞水面上常见的水体运动，其特点在于每个水质点作周期性运动，所有的水质点相继振动，便引起水面呈周期性起伏。,二、
14、海水的运动,（一）波浪,1波浪的涵义与实质,波浪的传播，并不是水质点的向前移动，而仅是波形的传递。其原因在于水质点同时受动力和复原力两种力作用。动力，如风力、潮汐、地震和局部大气压力变动等，其作用是促使水质点产生水平运动。而复原力，如重力、水压力和表面张力等，其作用是使水质点回复到原来的位置。,波浪的尺度和形状，通常用波浪要素来表述。波浪的基本要素有：波峰、波谷、波顶、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等。,2波浪要素,在风的直接作用下，水面出现的波动，称风浪；风浪离开海区传至远处或风区里，风停息后所留下的波浪，则称为涌浪。,3波浪分类,（1）按成因分类,风浪和涌浪,风浪与涌浪的区别
15、,发生在海洋内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。,内波,潮波,海水在引潮力作用下产生的波浪。,由火山，地震或风暴等引起的巨浪。地震海啸是由海底地震、火山爆发或海底地壳运动等造成的巨浪，其强度与震源深度、距离及海岸地形有亲。通常6.5级以上地震，震源深度不超过4Km，才会发生海啸；产生灾难性海啸的震级则要在78级以上。地震海啸具有长波性质，水深愈深，传播速度越快，逾近海岸，波高愈大。风暴海啸是由台风、强低气压、强寒潮或地方性风暴等所形成的巨浪。 .,海啸,按水深相对波长的大小可分为深水波和浅水波。深水波，是水深相对波长很大的波，主要集中在海面以下一个较薄的水层内，又称为表面波或
16、短波。浅水波，是水深相对波长很小的波，又称为长波。划分深长波与浅水波的临界水深为1/2波长。,（2）按水深分类,波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。,（3）按波形的传播性质分类,前进波,波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断地升降交替着的波浪，称驻波。,驻波,A海无限深广； B海水水质点之间无内摩擦力； C一切水质点均作圆周运动，且在水平方向上水质点运动轨迹的半径皆相等，而在垂直方向上，水质点运动轨迹的半径则随水深的增加而减小； D波动前位于同一直线上的一切水质点在波动时角速度均相等。,4波浪的余摆线理论,（1）深水波余摆线理论,假定条件,在上述假定条件条件下，波浪发生时，水质点在
17、其平衡位置附近运动，水质点不前进，只是波形向前传递，形成的波形曲线称为余摆线。,深水波余摆线理论,在水平方向上，随着波浪推进距离的增加，位相角逐渐变小；在垂直方向上，位相角则大小相等。水质点的运动半径在水平方向上相等，在垂直方向上则随水深的增加而按指数规律递减，当水深等于波长时，波浪几乎静止，故波浪的影响深度只有一个波长那么深。,深水波的特性,波浪进入浅水区后因受海底摩擦阻力的影响，而具有波速小、波长变短、波高略增的特点。水质点运动轨迹由圆形变为椭圆形，波形变为椭圆摆线波。,（2）浅波余摆线理论,浅水波的特性：水质点运动的椭圆轨迹的大小，在水平方向上都相同；在垂直方向上，则自水面以下趋于偏小，
18、但焦点距离保持不变，在水底半短轴为零，水质点在两焦点间作直线往复运动。,当波传入相当于1/25水深时，水质点运动轨迹已不是圆形，也不是椭圆形，而是在两个焦点之间作往复的直线运动，这种波称为非常浅水波。,当波浪进入浅水区或近岸后，由于波顶运动速度大小波底，当波峰部分越过波谷时，将导致波浪倒卷和破碎。破浪现明若发生在离岸较远的地区，如海中暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪。,5近岸波及其作用,由于受到水深变浅的影响，每一质点的运动轨迹将变为一扁椭圆，愈接近海底，椭圆轨迹变得愈扁，在海底附近，终将成为一条直线。进入浅水地带的波浪，其波速不再与波长有关，而只是深度的函数。,海浪可以绕
19、过障碍进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域，这种现象叫做绕射。波浪越过障碍后，由于波向线的扩散，所以波高将变低。,当波浪传播方向不垂直于海岸时，由于波峰线两端受海底摩擦力影响大小不一，因而使波向发生转折，波峰线总于平行于海岸线，称为波浪的折射。,波浪从风那里获得能量，在其运动过程中又不断消耗能量，推动着波浪的产生、发展和消亡。波浪以其巨大的能量，不但侵蚀着海岸，而且引起泥沙的运动和沉积。,潮汐是海面水位周期性涨落的现象。一般一个太阴日内有两次涨潮，白天的称潮，晚上的称汐，合称潮汐。,（二）潮汐及和潮流,1潮汐及其类型,（1）潮汐的涵义,描述潮汐运动的一些术语，称为潮汐要素。在潮汐涨落的每一周期
20、内，当水位上涨到最高位置时，叫高潮或满潮；当水位下降到最低位置时，叫低潮或干潮。从低潮到高潮过程中，水位逐渐上升，叫涨潮；从高潮到低潮过程中，水位逐渐下降，叫落潮。,（2）潮汐基本要素,当潮汐达到高潮或低潮的时候，海面在一段时间内既不上升也不下降，分别叫平潮和停潮。平潮的中间时刻，叫高潮时；停潮的中间时刻，叫低潮时，相邻的高潮与低潮的水位差，叫潮差。由月球的上中天时刻到其后的第一个高潮时和低潮时，分别叫高潮间隙和低潮间隙，两者合称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮时的时间间隔，称为潮期。,潮汐的涨退现象是因时因地而异的，但从涨退周期来说，可分为4 种类型：,（3）潮汐的类型,正规半日潮：在一个太
21、阴日内，有两次高潮和两次低潮，从高潮到低潮和从低潮到高潮的潮差几乎相等，这类潮汐就叫做正规半日潮。,不正规半日潮：在一个朔望月中的大多数日子里，每个太阴日内一般可有两次高潮和两次低潮；但有少数日子（当月赤纬较大的时候），第二次高潮很小，半日潮特征就不显著，这类潮汐就叫做不正规半日潮。,正规日潮：在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，像这样的一种潮汐就叫正规日潮，或称正规全日潮。,不正规日潮：这类潮汐在一个朔望月中的大多数日子里具有日潮型的特征，但有少数日子（当月赤纬接近零的时候）则具有半日潮的特征。,引起海洋潮汐的原因很复杂。但主要由月球和太阳的引潮力引起。由于它们产生潮汐的过程相似，故下面只
22、讨论月球的引潮力。就地球而言，作用其上的力有两个：一个是月球对地球的吸引力；一个是地球绕地月公共质心作平动运动时受到的惯性离心力。这两个力就是引起潮汐的原动力。,2潮汐的成因,月球对地球上单位质量物体的引力，根据万有引力定律可知，它与地、月两球的质量成正比，与距离的平方成反比。地球上不同地点的水质点所受月球的引力的大小不同，离月球近的地点受到的引力大；反之则小。但引力方向均指向月球，彼此不平行。,（1）引力及其性质,地月既然相互吸引，可是月球并没有落到地球上；地球也不会向月球靠近，而是各自沿着自己的轨道运动，这是什么原因呢？原来还有一个力在起作用，即惯性离心力。,就地月系统中的地球来说，存在着
23、两种运动，一是地球绕地月系公共质心的运动，二是地球的自转运动。,（2）惯性离心力及其性质,地球自转时，地球表面上任一水质点都受地心吸引力和地球自转产生的惯性离心力作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作用方向均不变，所以对潮汐现象没有影响。故在分析引潮力时，可假定地球不自转。,地月系统的公共质点位于地月中心连线离地心0.73个地球半径处。地球在绕地月系统质心运动时，由于其刚体性质，所以并不是各点都绕公共质心旋转，而是以相等半径（0.73R）、相同速度作平行移动，称为平动。,根据离心力公式可知，离心力的大小与物体的质量、速度的平方成正比，与半径成反比。在质量和角速度相等时，由于地球上各点均以 0
24、.73R 为半径作圆运动，因此惯性力的大小必相等。,由于地月公共质心一定位于地心和月心连线上，而且地心以 0.73 R为半径绕公共质心作圆周运动，因此地心所受的惯性离心力的方向背离月球，即与地心点引力方向相反。地球上其它各点在平动时都作同步圆周运动，所以各点的惯性离心力均和地心点所受的惯性离心力方向成平行，而且方向也背离月球。,地球各地点的引潮力，一方面决定于月球和太阳对地球的引力，另一方面决定于地球绕地月公共质心运动时所产生的惯性离心力，即等于二者的合力。地球上各地点的离心力大小皆相等，但各地点的引力却不同，因此，各地的引潮力也有差别。,地球上处于月球直射点的位置，因距月球最近，引力最大，且
25、大于离心力，两力合成的结果使海水上涨，涨潮方向与月球引力方向一致，故称为顺潮；在地球上处于月球对趾点的位置，因距离月球最远，引力最小，离心力大于引力，两力合成的结果也使海水上涨，但涨潮方向与月球引力方向相反，故称为对潮；在距直射点90处，则出现低潮。地球自转一周，地面上任意一点与月球的关系都经过不同的位置，所以对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。,经计算，引潮力的大小与天体质量成正比，而与天体至地心距离的三次方成反比。由此可以计算出月球引潮力为太阳引潮力的 2.17 倍。所以地球表面的潮汐现象，主要与月球有关，月球的直射点和对趾点，大体就是潮峰的位置。月球中天的时间，大体就是高潮的时刻，而潮汐
26、变化的周期，就是月球周日运动周期，即太阴日。,3潮汐的变化,（1）天文因素影响下的潮汐变化,由于地球近日点有一年的变化周期，因此就产生潮汐的年不等现象。由于月赤纬还有 18.61 年的变化周期，月球近地点有8.85年的变化周期，所以就产生了潮汐多年不等现象。,各地海水对天体引潮力的反应，视海区形态而定。天体的引潮力是一种持续作用于海面的外力，使海水发生振动，称为受迫振动。如当失动外力后还能自行振动，称为自由振动。当受迫振动的周期与海水本身自然振动周期相接近时，便会产生共振，反应就强烈，振动就特别大；反之，振动就很小。,（2）地形对潮汐的影响,海水的自然周期与海区形态和深度有密切关系。海区的形态
27、千变万化，各海区具有不同的自然周期，对天体引潮力的反应也不同。例如雷州半岛西侧的北部湾为全日潮，而东侧的湛江港则为半日潮。又如钱塘江，由于河口成喇叭形，所以常出现涌潮，其特点是：潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮流上涌，声闻数十里，如万马奔腾，排山倒海，异常壮观，这一奇特景观也叫怒潮。,钱塘潮,钱塘潮,潮流是海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平运动。随着涨潮而产生的潮流，称涨潮流；随着落潮而产生的潮流，称落潮流；当高潮或低潮时，各有一段时间潮流速度非常缓慢，接近于停止状态，称为憩流。,4潮流,海洋中的潮流受海洋地理环境影响而有差异，在大洋中部潮流不显著，流速小；浅海区潮流较显著，潮速较大
28、；海峡、海湾入口处潮流最明显，潮速最大。最大潮速可达 10 海里/时以上，形成海水强度扰动，并可产生大小不等的漩涡。潮流的运动形式有旋转流和往复流两种。,凡在江河入海的外海或广阔的海区，一般都有旋转式潮流发生。旋转流的产生主要是受潮波的干涉和地转偏向力作用的结果。在北半球受地转偏向力影响，旋转方向成顺时针；在南半球相反。旋转次数由潮汐类型确定，半日周期潮流在一个太阴日内回转两次；全日潮流则回转一次。旋转流的流速也在不断变化，从最小流速变为最大流速，再从最大流速变为最小流速。 没有憩流。,（1）旋转流,半日周期的旋转流,日周期的旋转流,一般在海峡、港湾入口或江河海口，潮流受到海洋宽度的限制，经常
29、作直线式的往复流动，称为往复流。潮流在航道上，即较深的水道上也常呈往复流。往复流的性质常与潮汐的性质相一致，分半日周期往复流、日周期往复流和混合周期往复流。往复流过程可以分为最大流速、最小流速和憩流三个阶段。,（2）往复流,半日周期的往复流,日周期的往复流,（三）洋流,洋流，是指海洋中具有相对稳定流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动，也称海流。洋流具有非常大的规模，是促成不同海区间进行大规模水量交换、热量交换、盐分交换和溶解气体交换的主要因子，对气候、海洋生物、海洋沉积、海上交通，以及海洋环境等方面都有巨大影响。,1. 洋流的概念,风的应力 海水的压强梯度
30、力 内摩擦力 地转偏向力 离心力,2.作用于洋流的力,风的应力：包括风对洋流的摩擦力和风对洋流的压力,海水的压强梯度力,压强梯度方向,压强梯度力方向,压强梯度力的方向可以这样来理解，当外加压力增大时，液体受到进一步压缩，处于压缩状态下的流体，能产生向外膨胀的力，这种力可以看成是一种弹性力。在液体中，可以认为是排列得很紧密的液体分子间相互作用的排斥力。,内摩擦力,当海水作相对运动时，流速不同的海水之间就会发生动量交换，表现为内切应力的摩擦力。这是海水分子不规则的热运动或海水微团、小块的杂乱运动导致的。其结果是使流速大的海水减速，流速小的海水加速，以致最后使它们的速度趋于均匀化。例如当表层海水具有
31、一定的速度时，下层海水也将被带动而具有速度，结果使表层海水速度减小，下层海水速度增大，上下层海水速度逐渐趋于均匀化。,当物体在地球上作相对运动时，就会受到偏向力的作用，其性质与惯性力类同。地转偏向力在北半球偏右，与流速方向垂直。对于单位质量的物体，其量值如下式： F = 2sinv,地转偏向力,地转偏向力的量值极小，大多数情况下因作用于物体上的力远较地转偏向力大而略去不计。但在讨论大气和海水运动时，却不能略去。因为作用于大气和海水的其他力也很小，同时海水流经距离很长，受力作用时间也很长，所以地转偏向力对洋流有很大影响。,3洋流的分类,暖流：从水温高的海区流向水温低的海区，从较低纬度流向较高纬度
32、。,（1）按洋流本身温度与周围海水温度的差异分类,寒流：从水温低的海区流向水温高的海区，从较高纬度流向较低纬度。,赤道流：北赤道暖流、南赤道暖流、赤道逆流 大洋流：北大西洋暖流、北太平洋暖流 极地流：南极环流 沿岸流：日本暖流、东格陵兰寒流、墨西哥湾暖流,（2）按流经地区分类,风海流：是在风力作用下形成的。 密度流：由于海水密度分布不均引起的。 补偿流：由于海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。,（3）按成因分类,风海流，是海水在风的切应力作用下形成的水平运动。大量的海洋调查发现，海流流向和盛行风向间有一定的偏角。本世纪初由瑞典学者埃克曼创立的漂流理论，相当成功地解释了风海
33、流现象。风海流可分深风海流和浅风海流两类。, 风海流（漂流、吹流）,假定海区远离大陆，海深无限，面积广大，海水运动不受海底和海岸的影响；水面水平，海水密度分布均匀；作用于海面的风为定向恒速风。,风海流理论的基本假定,风通过摩擦将一部分动量传给海水，使表层海水流动。由于地转偏向力的作用，使海水流向在北半球偏于风向的右侧。借助海水的内摩擦，表层海水又带动下层海水流动，地转偏向力的作用会使每一层水的流向偏于上一个水层流向右侧。在摩擦转动过程中，能量不断消耗，直到海面以下某深度处，能量消耗殆尽。经过长时间的定向恒速风的作用，各层海水的流动便趋于定向、匀速状态。,风海流发生的物理机制,A风海流强度与风的
34、切应力大小有密切的关系。切应力（a）可用下式表示： a =caW20.02W2式中，c为系数：a为空气密度，W为风速。由此可知，风的切应力大小与风速的平方成正比。,风海流发生的物理机制,B受地转偏向力的影响，表面流向偏开风向45左右，北半球右偏，南半球左偏。不同海区这一偏角稍有差别，并随水深的增加呈线性加大，直到某一深处，流向与表层流向相反，这一深度称为摩擦深度。通常将摩擦深度作为风海流所能达到的下限，一般为100300m。摩擦深度（Da）可按经验公式计算，式中W 为风速（m/s），为地理纬度。,C风海流表层流速最大。埃克曼根据大量观测资料，求出风海流表层流速（V0）与风速的经验关系式：,D由
35、海面向下，流速按指数律减小，可用下式表达：,式中，Vh为某一水深h处的流速（cm/s），h为水深。当h=Da 时，上式可写成：,即水深等于摩擦深度时，其流速只有表面流速的4.3左右，可见摩擦深度上流速很小。当超过摩擦深度时，风海流即可认为不存在。从海面向下到摩擦深度Da的范围内，风海流的垂直分布模式如图所示。箭头表示不同深度上的流速和流向，连结各箭矢在平面上投影端点而构成的曲线称为埃克曼螺线。,E理论计算表明，北半球风海流水体输送方向偏于风向右侧，与风向成90的夹角为。因为在摩擦深度内，海水内摩擦力的合力为零，又不考虑海底的摩擦，海流是在风切应力和地转偏向力相平衡时的稳定流动。因此风海流水体输
36、送方向与风向的夹角应是90。,F上面讨论的是水深无限时的风海流。实际上海水的深度总是有限的。一般认为，当海水深度与摩擦深度的比值（h/Da）大于或等于2 时，即可以不考虑海底摩擦的影响，按深海风海流处理。而当h/Da 小于2 时，海底摩擦的影响不容忽视，此时发生的风海流称为浅海风海流。,浅海风海流因海水浅，受海底摩擦阻力影响，使浅海风海流表层流向与风向偏角变小，流向随水深增加变化缓慢。当水深h=0.1Da 时，洋流流向在整个水深上与风向一致；当水深h=0.5Da 时，偏角增大到45；以后随水深的增加，偏角几乎不变；水深越浅，偏离的角度越小。北半球浅海风海流的水体输送方向也偏离风向的右侧，但偏离
37、的角度小于90。,密度流的产生有两种：一种是由于海水受热、冷却、蒸发、降水的分布不均匀，使海水的密度分布不均匀而产生流动，又被称为热盐环流；另一种是由于不均匀的风作用于海面，一方面产生风海流，另一方面产生垂直环流，进而导致海水密度重新分布，形成密度流。, 密度流,G,D,（压强梯度力）,G,由于某种原因使海水从一个海区流出，而使另一部分海水流入进行补充，海水的这种运动，叫做补偿流。补偿流可分两种：一种是水平补偿流；另一种是垂直补偿流，即升降流。, 补偿流,3大洋环流系统,A以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流； B以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流； C南半球中高纬海区没有
38、气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替； D在南极大陆形成绕极环流； E北印度洋形成季风环流区。,大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局具有以下特点：,4 洋流的地理意义,洋流使低纬度的热量向高纬度的热量传输，特别是暖流的贡献。洋流对同纬度大陆两岸气温的影响表现在，暖流经过的大陆沿海气温高，寒流经过的大陆沿海气温低。,（1）对气温的影响,暖流上空有热量和水汽向上输送，使得层结不稳定、空气湿度增大而易产生降水。而寒流产生逆温，层结稳定，水汽不易向上输送，蒸发又弱，下层相对湿度有时虽然很大，但只能成雾，不能成雨。寒流表面多平流雾，在以下几种情况出现：海陆风雾：陆风在白天流到寒流表面而形成平流雾；海
39、雾：在寒暖流交汇处，风自暖流表面吹至寒流表面而形成平流雾。,（2）对降水和雾的影响,寒暖流交汇处或上升补偿流区，常形成较大渔场，世界四大渔场及其洋流成因如下：北海道渔场，位于日本北海道岛附近，日本暖流和千岛寒流交汇；北海渔场，位于欧洲北海，北大西洋暖流与极地东风带带来的北冰洋南下冷水交汇；秘鲁渔场，海岸盛行东南信风，为离岸风，导致上升补偿流；纽芬兰渔场，位于加拿大纽芬兰岛附近，北大西洋湾流和拉布拉多寒流交汇。,（3）对海洋生物的影响,（4）对海洋污染的作用,在太平洋东部赤道地区的科隆群岛，又名加拉帕戈斯群岛，有企鹅分布，是秘鲁寒流的因故。,赤道地区的企鹅,有利也有弊：既可以使污染物迅速扩散，也
40、相应地使污染范围扩大。,（4）对海洋污染的作用,在太平洋东部赤道地区的科隆群岛，又名加拉帕戈斯群岛，有企鹅分布，是秘鲁寒流的因故。,赤道地区的企鹅,有利也有弊：既可以使污染物迅速扩散，也相应地使污染范围扩大。,海洋资源指来源、形成和存在方式均直接与海水或海洋有关的资源。根据其属性，可分为海洋化学资源、海洋矿产资源、海洋动力资源和海洋生物资源等四大类。,三、海洋资源和海洋环境保护,（一）海洋资源,海洋化学资源，是指海水中所含的大量化学物质。,1海洋化学资源,又称海底矿产资源，包括海滨、浅海、深海、大洋盆地和洋中脊底部的各类矿产资源，按成因和储存状况可分为砂矿、海底自生矿产、海底固结岩中的矿产三类
41、。,2海洋矿产资源,锰结核,可燃冰，是存在于海底或陆地冻土带内天然气水合物，是由天然气与水在高压低温条件下结晶形成的固态笼状化合物。纯净的天然气水合物呈白色，形似冰雪，可以像固体酒精一样直接被点燃，因此，又被形象地称为“可燃冰”，是公认的新型洁净能源。,可燃冰,即海水运动产生的巨大动力资源，如波浪能、温差能、潮汐能和潮流能等。,3海洋动力资源,又称海洋水产资源，指海洋中蕴藏的经济动物和植物的群体数量，是有生命、能自行增殖和不断更新的海洋资源。按种类可分为鱼类资源、软体动物资源、甲壳类劝物资源、哺乳类动物和海洋植物资源等。,4海洋生物资源,所谓海洋污染，是指人类生产生活产生的排入海洋的废弃物数量超过海洋的自净能力和容量时，造成海洋环境向不利于人类一面发展的现象。海洋污染物的主要来自工业废物、农业废物、生活废物、军事废物等。特别是近海海域、河口、港湾等区域海洋污染更严重。,（二）海洋环境保护,1海洋污染,海洋污染危害鱼类、海鸟和其他海洋生物，使海洋生态失去平衡；恶化水质；恶化海滨环境；危及人类健康；妨碍海事活动。,合理利用海洋资源； 限制污染排入海洋的数量； 加强对环境污染所引起的海洋环境质量变化规律及其保护方法的研究； 依据有关法律，保护海洋生态环境。,2海洋环境保护,
