|
s3 m7 v* z+ S" z0 Z
海水；地球上互相连通的广阔水域构成了海洋 1 V$ w, ?% v6 i; {6 X
海是海洋的边缘部分，主要分布在大陆的边缘
0 }5 c5 @4 r8 {4 s7 v6 S1 \ 洋是海洋的中心部分，约占海洋总面积的80%，世界上有四个大洋，面积从大到小分为太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋 , [4 t! @4 _ ~) g T5 z
海水运动的形式和性质：洋流、湖泊、波浪 4 q$ J# r% Q8 i
海水总量是在不停地运动着，海浪、潮汐和洋流是海水运动的主要形式 ; v4 E; _) S S2 t- J6 E" G
洋流也称海流，是海水沿着一定方向、有规律的大规模运动
0 i- ^5 W- y# M% p1 o 根据自身水温和所经海区水温的高低关系的不同？，把洋流分为暖流和寒流
2 h" g u; V+ n( v8 ~1 V+ h0 D: h 暖流：洋流的水温比到达海区的水温高的叫暖流 4 ^/ V" V' s3 l/ z& [* c% c, l
寒流：洋流的水温比到达海区的水温低的叫寒流
|( V8 }& _$ A$ q. K6 | 海水的温度及其分布： 2 @0 }' w, {0 w7 Z8 y
海水的热量主要来自太阳辐射，海水热量的主要消耗途径是海水蒸发 : Z/ r, N3 I; D- w& p2 b
海水的温度取决于海水热量的收支状况，受太阳辐射影响，海水温度的？？分布有以下特征
7 n& [* P7 I2 H# y6 S( ~& j0 n 在水平方向上，表层海水温度表现为从低纬度地区向高纬度地区逐渐降低，这些太阳辐射（太阳辐射从赤道到两极递减）的？？一致性
9 E5 r) k- J! k, d 在垂直方向上，从表层到海底，海水温度呈递减的趋势
, _; q/ @7 [/ X: \; _ e: J9 x2 n' k 但在1000米以后，海水温度随深度变化不大，在0℃到5℃之间
; N w5 n3 P H% A+ w 表层海水随时间变化的特征表现
1 _' Y3 M$ h5 v. a 在一天中，表层海水的最高温度出现在14-16时，陆地最高温度在14时左右
7 [# j( T. Z. `3 i& U6 X 在一年中，同一海域的表层海水温度，夏季高于冬季
7 A* M/ S# M( F2 ` 洋流的分类 0 Y6 A! Z# g# B/ `) p3 W* o
洋流对自然地理环境的影响最为显著 ; R! e0 }) j+ W6 f- w2 x, u5 \/ p
洋流形成的主要动力是盛行风，在盛行风的作用下，表层海水随风漂动，并带动其下层的海水流动，在广阔的海洋中形成大规模的洋流
6 R) |3 T9 C, Q$ Z! @3 G+ n- L 洋流的流向不仅受大气运动的影响，而且受到陆地形状和地转偏向力的影响
7 e' [, f" E9 I; ]; W 洋流按成因可分为风海流、密度流和补偿流
" I8 Y& Q; ]7 B1 G9 {4 }; f 风海流：盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的洋流，这样形成的洋流我们称为风海流
% K; }; n7 w/ v' d. J 世界大洋表层的洋流系统，按其成因来说，大多属于风海流
/ n4 A! K" A- n 补偿流：当某一海区的海水减少时（怎么减少？），相邻海区的海水便来补充，这样形成的洋流称为补偿流
, W( n- d8 u# O: r) I+ c 补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，直补偿流按其流动方向又可以分为上升流和下降流
' R1 |3 d; k3 W: B3 r 总的来说，洋流的形成往往不是受单一因素影响的，是多种因素综合作用的结果
2 j! Z, ^% {3 p+ ~9 Y; L( T3 Y 密度流：不同海域海水温度和盐度的不同使海水密度产生差异，从而引起海水水？的差异，在海水密度？不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜？造成海水的流动，这样形成的洋流我们称为密度流
! \5 t5 D% d4 n" r 密度流比风海流的深度大，所以深层洋流一般是密度流 1 T: m, U6 W. J, f
海水的盐度及其分布：海水中受含盐类物质的质量用盐度表示，即1000克海水中所溶解的盐类物质的总克数，通常用千分数（‰）来表示，读作千分之，如35‰读作千分之三十五，‰是千分号
6 \5 y7 n' b/ K, ` 世界海水的平均盐度为35‰
; l- G/ t m2 r. W2 D4 n& q 海水盐度的影响因素：海水盐度因海域所处纬度位置不同而有差异，主要受纬度、河流、入海径流、洋流等的影响，一般而言 ! p5 x3 Y; ]! {9 A
降水稀少、蒸发旺盛的海域海水盐度偏高
# Z7 c+ R) p+ r+ b% b 降水丰沛或有大量径流流入的海域海水盐度偏低
& P+ Z* S) q) x4 D& N3 s 在外海或大洋，影响盐度的因素主要有降水，蒸发等
; B# b7 K0 e" }( H 在近岸地区，盐度则主要受河川径流的影响
6 g) X! t" a/ F: L1 N8 m* e. i 近岸海水的盐度主要受陆地河流向海洋输入淡水（入海径流）有关，所以盐度的变化范围较大
. `6 Q$ [% h0 Y1 \0 [% A7 z 一般来说，大洋水中盐度的变化很小，近海水域的盐度变化较大
2 T, ]' c6 d9 R' F) ^0 q- d! d 在大洋水中，盐度的变化主要与海水的蒸发、降雨、洋流、海水混合等因素有关
+ l, C7 A" r/ J# ? 从低纬度到高纬度，海水盐度的高低，主要取决于蒸发量和降水量之差，蒸发量使海水浓缩，降水使海水稀释，有河流注入的海区，海水盐度一般比较低 % p+ E! j: x( p
在地球的高纬度地区，冰层的结冰和融化对这些海区海水的盐度影响很大 : b2 P$ |% ]' Q4 W
海水的盐度受多种因素的影响，因此不同海域的海水海水盐度存在差异 # X' i3 x' n3 t! T( i' ]" z
表层海水平均盐度的纬度分布特征：从赤道向两极呈马鞍形分布，从整个世界大洋看，海水的盐度呈“M”状变化
" {& j; o( Z: Y: ] 赤道地区：赤道地区因降水量大于蒸发量而盐度偏低 , {6 w9 e5 i1 b) u
在北纬20°和南纬20°附近是地球的信风带，天气干燥、降雨量小，蒸发量大大高于降雨量，海水的盐度自然增加 4 k; n& D9 Y6 D: o
南北半球的副热带海区是表层海水平均盐度的高值区域，原因是蒸发量高而且降雨相对较少 z& ?1 k; N- i9 {) z
自副热带海区向高纬度海区盐度逐渐降低，原因是溶解的冰降低了盐度 4 e3 _8 I. ?9 }; W- \, u# `" F2 @* i
位于南极和北极附近的高纬度地区，气温较低，蒸发量小，降雨量增加，盐度相对小一些
$ f0 S0 h& W& V 世界大洋盐度平均值以大西洋最高，为34.90‰、印度洋次之，为34.76‰、大西洋为34.62‰、北冰洋的约为32.0‰，为四大洋最低
; b3 ]7 H) p9 }! b 世界的个别海域盐度差别很大
3 y i6 f$ t6 I h% j! W 地中海东部海域盐度达到39.58‰，地中海西部由于受到大西洋影响，盐度下降，只有37‰ , o# [9 t6 i, b+ v& B* t) z
红海海水盐度达到40‰，局部地区高达42.8‰
6 j* v2 J' d# U2 e- @$ p% M1 B 波罗的海由于有众多入海径流，海水盐度只有10‰
; y a& T& a: R# Y8 Y Baltic Sea，波罗的海（的读di四声，的采用的是粤语的读音，这里涉及到翻译的问题，不过多展开）
5 H! U+ C" E4 i 在各海区中，红海盐度最高，超过40‰，波罗的海盐度最低，平均只有7‰-8%
% Z# ?) ]9 f+ H, T. \ 世界上盐度最高的水体是死海(死海是内陆咸水湖泊，而不是海)，死海表面的盐度为227‰～275‰，深度40米处，湖水盐度甚至达到281‰ 9 M# Z6 P+ T- w. g1 x; E
海水盐度的垂直变化：？？？？？延后处理 3 O- Y) b/ p5 n6 k' Y
在海水表面
: U3 ^ _3 p2 _; Y( g 高纬海水盐度在33.8‰左右
# o: E& E% _3 d3 }& q 中、低纬海水盐度约等于36‰ ! o4 W! l, w* `% w
在垂直方向上，海水的盐度在不同纬度带的海域呈现不同的特点
( n) @, W* \: J5 f 海水的密度及其分布：海水密度是单位体积海水的质量，单位是g/cm³
2 S+ h2 b9 R, n+ w2 d 海水的密度值为1.02-1.07g/cm³
& S$ n3 v, D4 b' V+ {9 z& z 海水密度大小取决于温度、盐度和压力三个因素 4 B7 K$ M8 r4 t! ]* N ]( n6 c
在水平方向上，表层海水密度主要受温度和盐度变化的影响 4 A) P% m2 W% h5 Y" b
赤道附近的海水温度高、盐度低、表层海水密度最小 9 M. E o- R' |6 F6 F9 _7 f t1 D
赤道向两极海水密度逐渐增大，在两极的寒冷海域出现最大值 3 n% w0 z; L) [
在垂直方向上，由于海水温度随着深度的增加而降低，海水密度的总趋势是随着深度的增加而逐渐增大
J; b5 b R$ h9 h0 x$ c 大洋表层风海流的分布，表层洋流主要由盛行风推动
- U* `- |$ _1 N$ j! m9 n 反气旋型大洋环流
+ D- V! t2 N' | 在热带和副热带海区，形成了以副热带海区为中心的反气旋型大洋环流 2 @; A% W8 Z7 D2 W
赤道南北两侧的东南信风和东北信风驱动着赤道南北两侧的海水自东向西流动，形成赤道洋流
+ l0 G. N- g, o2 W- A 赤道洋流到达大西洋西岸 受到陆地的阻挡 除一小股回头向东形成赤道逆流外，大部分沿海岸向纬度较高的海区流去，流入西风带后 在盛行西风的影响下，转化成西风漂流，当赤道逆流和西风漂流到达大洋东岸时又有一部分折向低纬，从而形成环流
6 B p* {. {+ s# C! y 这种大洋环流受盛行风和地转偏向力的影响，在北半球呈顺时针流动，在南半球呈逆时针方向流动
: c8 p! C3 o: I4 | r. H& x2 a3 h; H& R 气旋型大洋环流
7 v9 G) T8 H' p# l( \ 在北纬45°-70° 分布着呈逆时针方向流动的气旋型大洋环流
- A. k8 ?# C) l4 t2 a' c 西风漂流遇到陆地后分为两支，一支向高纬流去，到高纬地区后，受到极地东风的影响，海水沿？海岸流向低纬 - Q1 ^ I8 f3 e5 H
到达北纬45°-50°后，进入西风带转化为西风漂流，这样便完成了气旋型大洋环流 8 N# K" Z0 H) L9 l( A0 `
绕极环流 ; b+ Z- r/ L5 W7 G' v, G% p2 A: I
绕极环流是世界上唯一一支与世界上所有其他洋流都有关联的全球性环流，是一支流量超过全球河流径流量约100倍的的超级洋流，它由方向相反的两圈环流组成
+ e. l' j1 r. O* P( t% j/ x 绕极环流宽600-2000千米，深2000-4000米 ) d9 ^5 A8 O( o4 ?7 v
南极绕极环流分布在南纬35-65°区域，与西风带的分布范围大致？？，形成西风漂流
6 u* P8 p3 {, k 西风带和南极绕极环流共同构成了南极大陆的外围屏障
9 E( s6 z ?1 B- i0 U( Y 紧靠南极大陆边缘的自东向西绕极一周的环流在极地东南风的作用下形成，其范围较为狭窄
6 e. k( t% y. U% e+ B5 S 外围的大部分海域在盛行西风的作用下形成自西向东绕极一周的西风漂流
4 M! Z$ D5 X" z' C1 I 在地转偏向力的影响下，两圈环流形成了海水的？带，从而引起深层海水地上升 7 q! {6 ]3 v- I5 Q" b$ N" h: D
在北印度洋海区，受季风的影响，洋流具有明显的季节变化 K; m$ l# [6 a. F! h2 X( _
夏季盛行西南风，海水向东流？，洋流呈顺时针方向流动
6 @1 J$ k# i2 ]% x$ w+ J 东季盛行东北风，海水向西流？，洋流呈逆时针方向流动 ( Z: z# K/ ~& @" r7 C3 Z
大洋深层密度流 - E, f/ _1 s) X: Q6 |: W5 k
深层洋流是由海水密度的差异所驱动的 由于海水密度的差异是由海水盐度和温度的变化引起，因此深层洋流被称为热盐环流，又称为大洋传送带，它是一种全球性温度、盐度的海洋循环系统
( y0 X( V8 q; I 它不断地将低纬度地区赤道附近的热量通过海水带到中高纬度的海域，从而缓和了北半球中高纬度地区温度的变化，维持着全球气候系统的平衡
3 k- L7 R+ r; o 热盐环流是根据深层水体的年龄测算发现的， 表层海水和？深层海水大约每2000年循环一次 p# U/ ]' x2 e" u' I" d
热盐环流控制着全球大洋约90％的水体，对地球气候系统起着至关重要的调节作用，而且它可能是触发气候突变的因素之一
' k9 [' O* n4 a. ?1 @9 K$ Q9 a+ ?3 X' h 热盐环流的循环依赖海水中温度与盐度的差异，而全球变暖将会威胁到它的运转，因为全球变暖会直接导致北半球中高纬度地区冰川融水和降水大量增加，并使得北大西洋海水升温，这样会削弱北大西洋和赤道海水之间的温度和盐度差异，进而使得热盐环流减弱，甚至可能消失 0 V2 B2 z$ a6 n/ H8 N, S
这种情况一旦发生，庞大的洋流循环将会减弱，甚至崩溃，北半球中高纬度将急剧变冷，并导致全球气候发生紊乱（紊读wen三声） ( i: t$ y- \2 _& ]7 k o; U
洋流对自然地理环境和人类活动的影响 ! p% x- m7 ?" r8 J& V
天气：寒暖流相遇，容易形成海雾 ( t# z9 D! x7 y
气候：
# a$ y% k7 b* d 暖流把暖水从较低纬度地区带到较高纬度地区，使所经地区空气变暖、变湿 5 s! I( w& c* f+ H" w6 o
寒流把冷水从较高纬度地区带回较低纬度地区，使所经地区空气变冷、变干
% {( w+ c* L& L 从而影响沿海地区的气候，一般来说
9 b+ Y' O4 Q5 j' C 暖流给流经的地区带来温暖、湿润的气候
# i/ t, F! f3 c0 H' Q+ N1 s; k 寒流给流经的地区带来低温、干燥的气候 ' c1 y8 \: X) ~4 f4 r" B
水：洋流可以把近海的污染物携带到其他海域，有利于近海污染物的扩散、稀释和净化 2 x- B4 r6 }0 m. T/ s
但同时也使污染范围扩大 6 q+ R% @/ F" e, d+ j
生物：洋流对海洋生物资源分布的影响
0 j. g! X" r9 A; T/ a0 \- B 洋流对世界渔场的地理分布有着显著的影响，在寒暖流交汇的海区，海水受到扰动，可以把丰富的营养盐类带到表层，使浮游生物大量繁殖，浮游生物又为各种鱼雷提供饵料，因此容易形成较大的渔场
+ F/ [5 v4 A' Z4 ?& r! n 同时，寒暖流的交汇处也是？？，鱼类集中，容易形成渔场
1 o6 | y. P1 f( i# l \ 航海：海轮顺着洋流航行比逆着洋流航行速度要快的多
+ O' R1 _5 m6 B5 X2 w 寒暖流相遇容易形成海雾，影响海上航行 - r( g: w2 L& S# \0 V; T
洋流每年从格陵兰或北冰洋带来数百座高大的冰山，这些冰山漂流而下？，有的进入海湾或北大西洋暖流中？，严重威胁着海上的航运安全 * H2 M5 L7 W5 \' |7 S1 `/ h
总之，洋流对其流经大陆沿岸的气候，海洋渔业以及航海业等众多方面都有影响，从而深刻地影响着人们的生产和生活 7 R$ R' n) g5 {( D" M( M8 y
世界洋流： & I; E. [5 {# k+ J
日本暖流，又称黑潮，它是太平洋的北赤道暖流与陆地相遇后，沿岸北上的一支洋流，是全球海洋中著名的暖流
( T" j2 H: L* F3 m2 y 虽然名为黑潮，但其水并不甚至比一般的海水更清澈透明，但在太阳光照射下，海水看起来蓝黑色？ 故称之为“黑潮”
8 j! g7 a" | E+ L 黑潮具有高水温、高盐度的特点
& \2 p& B/ b* i, M3 `2 a5 } 夏季水温为27-30℃，即使在冬季
- _' e. S! a# \# g; o) d6 @' } 冬季水温也超过20℃，高出临近海水5-6℃
. [0 D9 t6 S; U2 U1 H 黑潮自身拥有巨大热量，因此对周围的环流产生很大影响，黑潮沿黄海东侧北上，进而穿过渤海海峡向渤海流去，在冬季？？的渤海、黄海一带，受黑潮分支黄海暖流的影响，秦皇岛一带的海域冬季不结冰
) S) o c5 e/ Q3 [9 P 黑潮对所经沿岸的影响是多方面的 ( d+ c; b5 T2 i: R5 B
墨西哥湾暖流 * t) v' F6 |, q2 a
墨西哥湾暖流是由大西洋热带海域中几条洋流汇合而成的
; K. ]& j q4 T 墨西哥湾暖流宽度为60-80千米，？？厚度约700米，总流量达7400万-9600万每秒立方米 6 u! `( y7 ^9 V& Q
墨西哥湾暖流源头来自赤道两侧的北赤道暖流南赤道暖流
! Q' D& z$ r1 o0 b1 c: I$ I 北赤道暖流经小安的列斯群岛向北流去（的应该也读di四声，不确定，未考证）
+ s4 o4 Z b8 X) l2 [+ L9 v 南赤道暖流在巴西北部海域横穿加勒比海进入墨西哥湾，然后以约每天150千米的速度经佛罗里达海峡流入大西洋，这里的洋流被称为佛罗里达暖流
9 }5 y% p# ~( ?3 {0 W( y 佛罗里达暖流与奔腾北上的北赤道暖流汇合，共同组成著名的墨西哥湾暖流
7 K3 ^/ o5 J" W0 Z 在到达加拿大东侧海域后，这股强大的洋流改称为北大西洋暖流，它借助地转偏向力，特别是强大的西风的威力，浩浩荡荡地向巴伦支海流去？
% b$ C; K9 M/ d }: F 墨西哥湾暖流的水温很高，盐度也很高，水体呈深蓝色？ , f$ n2 w. _: e1 n6 y
在冬季，墨西哥湾暖流的水温要比周围的海水温度高出8℃以上，加上流量极大 因而北美东部以及西欧地区的自然环境产生很大的影响 / Z w# b) {1 R& H v1 G( } }
4576
# D3 k# g5 a+ N. N' O9 V8 n3 e& O7 J& \" \
~6 \) K% j, t" c7 d, g2 n
, q9 o# a5 {& |" o B
* _/ y) w+ M7 B6 B7 ` | 
