第三节 海水的运动
一、海水的理化性质
（－）海水的化学性质
海洋是地球水圈的主体，是全球水循环的主要起点和归宿，也是各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。海水的历史可追溯到地壳形成的初期，在漫长的岁月里，由于地壳的变动和广泛的生物活动，改变着海水的某些化学成分。
1.海水的化学组成
海水是一种化学成分复杂的混合溶液，其中溶解着许多盐类和气体。构成海水盐类的主要化学元素有氯、钠、镁、硫、钙、钾、碳、锶、硼等，约占海水总盐分的99%以上，此外，海水中还含有微量的碘、硅等化学元素,以及溶解于海水中的氧气和二氧化碳等。海水中溶解的盐类物质以氯化物为最多，约占总盐类的9/10，其次为硫酸盐，约占1/10。它所包含的物质可分为三类：①溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解气体；②气泡；③固体物质，包括有机固体、无机固体和胶体颗粒。
海水中盐分的来源，主要来自两个方面：一是河流从大陆带来。河流不断地将其所溶解的盐类输送到海洋里，其成分虽与海水不同（海水中以氯化物为最多，河水则以碳酸盐类占优势），但是，因为碳酸盐的溶解度小，流到海洋里以后很容易沉淀。另一方面，海洋生物大量地吸收碳酸盐构成骨胳、甲壳等，当这些生物死后，它们的外壳、骨胳等就沉积在海底，这么一来，使海水中的碳酸盐大为减少。硫酸盐的收支近于平衡，而氯化物消耗最少。由于长年累月生物作用的结果，就使海水中的盐分与河水大不相同。二是海水中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。这从海洋古地理研究和从古代岩盐的沉积、以及最古老的海洋生物遗体都可证实古海水也是咸的。总之，这两种来源是相辅相成的。
2．海水的盐度
每千克海水中溶解的盐类物质的总重量，称为海水的盐度，通常用‰表示。世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在 33‰～37‰之间。全球各海区表层海水盐度不等，平均为35‰左右，其中盐度最高的红海北部高达42.8‰，而波罗的海北部的波的尼亚湾，盐度最低时只有3‰左右。
世界海洋表层海水的盐度分布规律为：从南北半球的副热带海区，分别向两侧的高纬和低纬递减，呈马鞍形分布。海洋表层海水盐度的分布和变化主要受蒸发量和降水量的制约，其次受陆地径流、结冰和融冰、洋流等因素的影响。一般来说，降水量大于蒸发量的海区盐度偏低。反之，盐度偏高。暖流流经的海区盐度偏高，寒流流经的海区盐度偏低。结冰时盐度增高，融冰时盐度降低。陆地径流的汇入对海水有稀释作用。
世界大洋盐度的空间分布和时间变化，主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和各种过程（降水、蒸发等）。这些因素在不同自然地理区所起的作用是不同的。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水的涡动、对流混合起主要作用。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一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低。在高纬区，除受上述因素影响外，结冰和融冰也能影响盐度。在大陆沿岸海区，因河流的淡水注人可使盐度降低。例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值可降低到11.5×10-3左右。
盐度从南北半球的副热带海区分别向两侧
（二）海水的物理性质
海水的物理性质主要包括温度、密度、水色、透明度等。
1．海水温度
海水的温度取决于海水的热量收支状况。海水热量主要来源于太阳辐射，表层海水水温一般由低纬向高纬逐渐递减。海洋表层海水接收太阳辐射后，通过热传导和海水运动向深层传播。海水温度在垂直方向的变化规律是随着深度的增加，温度呈不均匀递减，上层温度变化快，愈向深处温度变化愈小，水温愈趋均匀（图5-30）。海水温度在时间上，也有明显的季节变化和日变化。水温的季节变化与日变化主要取决于太阳辐射的季节变化与日变化。
世界大洋表面的年均温为17.4℃，其中太平洋最高达19.l℃，印度洋为17.0℃，大西洋为16.9℃。
世界大洋表面水温分布具有如下规律：
（1）水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。
（2）北半球水温（平均为19.2℃）较南半球水温（平均为16℃）高。
（3）水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度40°～50°带等温线较密。
（4）大洋东西两侧，水温分布有明显差异，在低纬区，水温西高东低；在高纬区，水温则东高西低；在纬度40°～50°地带，等温线西密东疏。
（5）夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可是水温水平梯度冬季大于夏季。
世界大洋水温的垂直分布规律是：从海面向海底呈不均匀递减的趋势；在南北纬40°之间，海水可分为表层暖水对流层和深层冷水平流层。
2．海水密度
海水密度的分布因温度、盐度、压力的不同而有差异。表层海水由于其压力可视为零，因而其密度主要取决于海水的温度和盐度。赤道地区，表层水温高，盐度低，密度小；愈向两极，水温下降，密度逐渐增大。在垂直方向，由于海水温度随深度增加而下降，因而，其密度则随深度增加而增大。也就是说，海水具有稳定的层结性，愈往下层，海水密度愈大。
虽然各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规律大体是相同的，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，降水多，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，但那里的温度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右。极地海区由于温度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。
3．水色
所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色。它并不是太阳光线透入海水中的光的颜色，也不是日常所说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，以及海水中悬浮质和浮游生物的颜色，也与天空状况和海底的底质有关。由于水体对光有选择吸收和散射的作用，即太阳光线中的红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。
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。
4．海水的透明度
海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程度。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。它决定于光线强度和水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；水色越低，透明度越小。
透明度的测定：用一个直径30cm的白色圆盘，垂直放到海水中，直到肉眼隐约可见圆盘为止，这时的深度，则为透明度。世界以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达的66.5m。我国南海为20～30m，黄海为1～2m。
二、海水的运动
海洋永远处于不停的运动之中，海水的运动不仅仅发生在表层，而且直到近底层的深处。海水的运动不仅输送水量，而且输送物质和能量，促进了海洋生态系统的良性循环，并影响着全球的气候和天气。海水运动的原因主要有：天体作用、太阳辐射作用、气压梯度等。海水运动主要有：波浪、潮汐和洋流。
（一）波浪
波浪是海洋、湖泊、水库等宽敞水面上常见的水体运动，其特点是每个水质点作周期性运动，所有水质点相继振动，引起水面呈周期性的起伏。因为水是一种流体，它在外力作用下，水质点可以离开原来的位置，但在内力（重力、水压力等）作用下，又有恢复原位的趋势。这种水质点在其平衡位置附近做近似封闭的圆周运动，便产生了波浪，并引起了波形的传播。因此，波浪的传播仅是波形的传播，而不是水质点的向前移动。
组成波浪的基本要素有：波峰、波谷、波高、波长、周期、波速等。波浪按波的周期（频率）分为表面张力波、短周期重力波、长周期重力波、长周期波和长周期潮波；按成因分为风浪、涌浪、内浪、潮浪、海啸；按水深分为深水波和浅水波；按波形的传播性质分为前进波（进行波）、驻波；按作用力情况分为强制波和自由波。
连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，叫余摆线。 水分子的圆形轨迹到了和波长相等的深度就不再存在，这个深度就是波底，即波浪能量向深处传递的极限。如下图所示：
波浪传至浅水或近岸区域后，由于受地形影响会产生波向的转折、波浪的折射、波高增大、波浪变形和破碎等现象。这些现象对港口建筑、航运、停舶等都有一定的影响。波浪的折射是波浪前进方向与海岸斜交时波峰线发生转折的现象。
波浪折射
　　 定义：当波浪传播进入浅水区时，如果波向线与等深线不垂直而成一偏角，则波向线将逐渐偏转，趋向于与等深线和岸线垂直，这种现象称为波浪折射。波浪传播方向的变化是因为波速随深度变浅而减小，位于较浅处一端的传播速度相应小于较深一端，这就导致波峰线的偏转。 　　、
波浪的作用：在水下地形和不规则的岸线导致等深线曲折的情况下，波浪折射可使某些段落波峰线拉长，也可使另一些段落波峰线缩短，波高也相应发生变化，从而使波能出现辐聚和辐散现象，导致海岸的侵蚀与沉积作用发生。如在凸出的岬角处波浪出现辐聚，能量集中，海岸受蚀；在凹入的海湾处波浪出现辐散，波能扩散，产生沉积。
平直海岸的波浪折射
（二）潮汐与潮流
潮汐是由于月球和太阳的引力引起的地球海水面的周期性升降运动。在潮汐涨落的每一周期内，当水位涨到最高位置时，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。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。
根据涨潮周期不同，潮汐分为：半日潮、全日潮、不规则半日潮、不规则全日潮。海洋的潮汐现象是由于月球和太阳引力在地球上分布的差异引起的。地球在绕太阳运转的同时，还绕地-月质心运动，因此地球同时受太阳和月球的引力作用，但引潮力并不是引力，而是两天体之间引力和离心力的合力，这种合力才是引起潮汐的原动力。月球质量虽然远小于太阳，但它与地球的距离比太阳与地球的距离近得多，根据万有引力计算可知，月球引潮力是太阳引潮力的2.17倍，可见海洋潮汐主要是由月球引潮力引起的。
海水受月球和太阳引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流分为半日潮流、混合潮流和全日潮流。从潮流流向变化分为回转流和往复流。
潮汐现象对一些河流和海港的航运具有重要意义。大型船舶可趁涨潮进出河流和港口。潮流也可以用来发电。包括我国在内的许多国家已经建成了不少潮汐电站。
农历初七、八（上弦月）或二十二、三（下弦月）
农历初一（朔）或十五、六（望）
思考：朔望时是否一定是大潮？
由于海水和河水有摩擦，故大潮一般比朔望晚2—3天。因此有“初三水、十八潮”之说。
钱塘潮
分析：钱塘江的成因
天文因素——朔望月时，日月地大致呈一直线，日月
引力叠加，引潮力最大，形成高潮。
湾口形状——杭州湾呈喇叭状，外宽内窄，海水前
进受阻，潮位堆高。
气候因素——夏秋季节夏季东南风盛行，加剧了潮势。
（三）洋流
⒈洋流及其分类
洋流是指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一个海区大规模的非周期性运动。
洋流按成因分为：①风海流：是在风力作用下形成的，全球绝大部分洋流属于风海流；②密度流：是由于海水密度分布不均引起的海水运动，如大西洋表层的海水经直布罗陀海峡流向地中海，底层海水则由地中海流回大西洋；③补偿流：是由于某种原因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。补偿流既可以在水平方向上发生，也可以在垂直方向上发生；垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。
此外，洋流按本身与周围海水温度的差异分为暖流和寒流。暖流指洋流水温比流经海区水温高的洋流；寒流则相反。洋流按其流经的地理位置又可分为赤道流、大洋流、极地流、沿岸流等。
作用于洋流的力主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力。在这些力的作用下，当海水运动起来后，还产生一系列派生的力，如摩擦力、地转偏向力和离心力等。在这些力的综合作用下，形成复杂的洋流系统。
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补偿流
流度密
陆地
行星风系下洋流成因
由行星风系可以推论出三种洋面流模式：
（1）北半球的风吹动洋面而最终输送一层方向偏右90°的厚约100m的上层洋流。如下图所示：
（2）30°～60°N的西南风使上层水流向东南，60°～90°的东北风又使上层水流向西北，导致以60°N为中心形成一个低凹。如下图所示：
（3）赤道无风带两侧，因北半球的东北风和南半球的东南风，上层水流必然从赤道向外流动。围绕赤道低压系统，北半球部分的洋面流最终将呈反时针方向，而南半球部分则是顺时针方向。由于二者方向相反，因而就形成两个赤道环流。如下图所示：
冬季
逆时针方向
北印度洋海区
夏季
顺时针方向
北印度洋海区
北半球中高纬洋流与南半球中高纬洋流有何不同？为什么？
环绕全球，连续分布
被陆地切断，
不连续分布
方法1：根据纬度的高低 方法2：根据等温线的凸出方向
暖流：低纬度流向高纬度海区 暖流：等温线向数值低海区凸出
寒流：高纬度流向低纬度海区 寒流：等温线向数值高海区凸出
寒、暖流的辨别
22°C
24°C
26°C
26°C
24°C
22°C
暖 流
寒 流
暖 流
寒流
⒉表层洋流分布规律
从图上不难看出，洋流分布有以下特点：
⑴ 以南北回归线的副热带高压为中心形成反气旋型大洋环流：北半球是顺势针大洋环流，南半球是逆时针大洋环流；性质是大洋的西岸暖东岸寒。
⑵ 以北半球中高纬海上低压区为中心形成的逆时针大洋环流，性质是大洋的东岸暖西岸寒。
⑶ 南半球中高纬度为连续性的西风漂流。
⑷ 在南极大陆形成绕极环流。
⑸ 北印度洋形成季风环流。冬季北印度洋盛行东北季风，形成反时针方向的东北季风漂流；夏季，北印度洋盛行西南季风，形成顺时针方向的西南季风漂流。影响中国的洋流有黑潮及季风漂流等。
4.厄尔尼诺现象
在赤道太平洋东部的厄瓜多尔和秘鲁沿岸，通常由于盛行东向信风，表层海水在风和地转偏向力联合作用下，产生离岸流动，于是深层较冷的海水便上涌来补偿。因此，这一带海面温度较低，大气稳定，气候干旱，沿岸是著名的沙漠带。在海洋里，由于上涌的深层海水富含营养物质，为鱼类提供了丰富的饵料，所以那里鱼类资源丰富，形成著名的秘鲁渔场。但每过几年，东向信风减弱，导致沿岸上升流也随之减弱或消失，暖水倒流，水温上升，大气对流逐渐变得活跃，干旱少雨的南美洲西部地区连降大雨。而在海洋里由于上升流的减弱，表层海水的营养物质含量减少，并且由于温度的升高，鱼类大量死亡，使秘鲁渔场大幅度减产。这种现象就称为厄尔尼诺事件。每次厄尔尼诺事件的大小是由它的强度、持续时间及造成的后果来确定的。
1982-1983年发生的厄尔尼诺事件为本世纪以来较强的一次，它引起全球性的异常。秘鲁等拉丁美洲国家下了大雨，河水泛滥，美国中西部遭到风雨、冻雨和低温的袭击，太平洋西岸印尼、澳大利亚等国出现了严重的干旱，欧洲则出现了异常暖冬，我国南方夏季低温多雨，长江流域出现了历史罕见的大洪水。
厄尔尼诺事件是海洋和大气间不稳定的相互作用引起的。由于厄尔尼诺与人类关系密切，因此科学家们正在利用卫星监视海洋和大气，以及对厄尔尼诺现象事件作出预报。
5.洋流的作用
巨大的大洋洋流系统可以促进高、低纬间热量的输送和交换，对全球热量的平衡具有重要的作用。洋流对沿岸气候的影响很大，暖流对沿岸的气候起到增温增湿作用，而寒流对沿岸气候起到降温减湿作用。
洋流对海洋生物资源的分布，世界渔场的地理分布都有显著的影响。在寒暖流交汇的海区，海水受到扰动，可以把下层丰富的营养盐类带到表层，使浮游生物大量繁殖，各种鱼类到此觅食。同时，两种洋流汇合可以形成“潮峰”，是鱼类游动的障壁，鱼群集中，形成渔场。世界著名的三大渔场：日本的北海道渔场、西北欧的北海渔场和加拿大的纽芬兰渔场都是处在寒暖流交汇的海域。此外，有明显上升流的海域也形成渔场，如秘鲁渔场。
洋流对海洋航运也有显著的影响。一般海轮顺洋流航行时，航速要比逆洋流航行快得多。当然，有些洋流对海上航行也会带来一些麻烦。例如，北大西洋西北南下的拉布拉多寒流在纽芬兰岛东南海域同北上的墨西哥湾暖流相遇，冷暖流交汇，使这里形成一条茫茫的海雾带影响海上航运。另外，从北冰洋或格陵兰海每年带来数百座高大的冰山漂浮南下，有的进入湾流或北大西洋暖流中，也给海上航运带来严重的威胁。
陆地上的许多污染物随着地表径流进入海洋，洋流又把污染物携带到更加广阔的海洋中，从而加快了污染物的净化。但同时，由于洋流的运动，近岸海域的污染物被输送到远离陆地的大洋中，从而扩大了海洋污染的范围。
（四）大洋水团及其环流
1.定义和分类：大洋中具有特别温度和盐度值的、性质
相同的大团水体，称为水团。
水团的分类即以垂直方向上的密度平衡面和形成水团的
源地为根据。以深度为标准划分的水团有：
（1）表层水团，可深达100m；
（2）中心水团，深达主要变温层底部；
（3）中层水团，从中心水团以下至3000m；
（4）深层与底层水团则充满大洋盆。
2.几个大洋的水团情况
（1）大西洋的水团情况
如下图所示：
大西洋经向剖面水团的分布
（2）太平洋的水团情况
太 平 洋 水 下 结 构
（3）印度洋的水团情况
印度洋基本上没有深入北半球，其北部边缘连很小的深层水团都没有。但是南部有范围清楚的底层水团。赤道上的浅层水团不清晰。