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海洋，气势磅礴，博大精深。地球上71％的面积为海洋所覆盖，全球96%以上的水储藏在海洋之中。21世纪是蓝色海洋的世纪，海洋中有着数量惊人的生物种群，构成了丰富多彩的生物大家庭。海水运动的能量、海水中的有用矿物质、海底的油气和锰结核等资源，都等待着我们去了解。 9 B, N9 g2 {. R( e2 F; Q
海洋是云雨的故乡、生命的摇篮、资源的宝库、人类生存与发展的“第二空间”。海洋中的波浪、潮汐、洋流、（海底）地壳运动等，虽有一定的规律可寻，但是仍旧神秘莫测。海洋地理的研究对象包括海洋水体、海岸与海底，其研究范围涉及地球的岩石圈、水圈、大气圈和生物圈四大圈层，内容主要包括海洋地理环境、海洋资源开发利用、海洋环境保护、海洋立法与管理以及海洋信息技术应用等。本文就来谈谈海水温度、盐度及其分布，波浪及其运动规律，海洋内波及其危害等四个海洋水体方面话题，供大家学习与参考。
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% @0 d- e5 d4 S) G% \0 f k; T% L 海水温度及其分布 ! L1 v: n6 _2 q4 O/ X1 d3 h
海水温度是海洋热能的一种表现形式。太阳辐射是海水最主要的热源。受太阳辐射的影响，海洋表层水温的高低，随时间和空间而变化。同一海区，一般夏季水温高于冬季；不同海区，一般是低纬度水温高于高纬度。 
4 h) O" Q% w& e/ C' t4 |* t7 z 全国年降水量及海洋表面平均温度、蒸发量与盐度按维度的分布
$ N- J2 K) z- ]* j0 {1 | 海水的等温线大致与纬线平行，局部地区因受地形及洋流的影响而发生弯曲，全球最高水温位于西太平洋28°N（受副热带高气压带、暖流、海陆位置等影响）附近。
+ |/ W: W# h9 s) Q; h 除水平差异外，因海水导热率很低（太阳辐射首先到达海水表面），海水温度还表现出向深层递减的垂直差异。1000米以下的深层海水，海水温度随水深变化不大，经常保持着低温状态。即在垂直递减时，上层减速大于下层，在海洋深处水温趋向均匀。 
& }# t u: d; i2 d. W/ d5 }0 w3 F( X/ i 中国南海海水温度随深度变化示意
8 a1 B; O2 l9 i% N& I% n" @ 海水水温的垂直分布可分三层：
1 x+ |) f' I' Y4 V2 D( @ ①混合层，一般在大洋表层100米以内，由于对流和风浪引起海水的强烈混合，水温均匀，垂直梯度小。②温跃层，在混合层以下和恒温层以上，水温随深度增加而急剧降低，水温垂直梯度大。③恒温层，在温跃层以下直到海底，水温一般变化很小，常在2～6℃之间，尤其在2000～6000米深度区，水温为2℃左右，故称恒温层。 
9 [% @* b+ Q3 l9 r& ] 太平洋、印度洋、大西洋表层年平均水温为17.4℃。其中，太平洋最高，为19.1℃；印度洋居中，为17.0℃；大西洋最低，为16.9℃。此外，北冰洋和南极海域最冷，表层水温为－1.7℃至－3℃。
5 ]1 S& ?1 s$ @7 ^8 Z4 e7 C" X0 K 当温度降至冰点并继续失热时，海水就会结冰。一切出现在海上的冰统称为海冰，包括大陆冰川滑入海中的淡水冰和由海水直接冻结而成的咸水冰。海冰通常出现于极地和高纬度海区，但因风的吹动、洋流及水深等原因，也可出现在中纬度海区（中国渤海湾海冰与之成因类似）。 
" M# h: q/ X6 I9 m7 k 海冰覆盖了大洋表面的3%～4%，对海水的热量交换和大洋环流有着重要的作用。海上漂浮的巨大冰块，又称“冰山”，它是由大陆冰川的边缘冰体断裂、解体、下滑入海形成的，对航运（撞击冰山而沉船）能构成巨大威胁，属于一类中高纬度地区常见的海洋（自然）灾害。
/ _' s1 ^; x5 P: @, Q 由于海水的比热容大于陆地，因此海水温度变化比陆地小得多。这就使得海洋上空的气温变化比较和缓，从而对大气温度起着调节作用（海洋性气候）。当然，海水温度的变化也可能带来负面影响。据统计，以往100年间，由于表层水温上升，大西洋飓风发生的频率显著上升；1999～2004年，全球范围内海水温度明显升高，致使浮游生物数量显著下降，直接影响到鱼类、海鸟、海兽的食物供应，甚至威胁到它们的生存。
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海水盐度及其分布 ' s0 f& C# z+ t) r. y
海水盐度是指溶解于海水中的盐类物质与海水质量的比值，用单位质量海水中所含盐类物质的质量来量度。世界海洋的平均盐度约为3.5‰。海水的味道之所以既咸又苦，是因为氯化钠（味咸）和氯化镁（味苦）是海水中主要的溶解盐类。
( g5 \" w- m5 G" M: {& n 海水是一种混合水溶液，主要由水、无机盐、有机物和悬浮物组成。海水中溶解所有各种盐类物质，一般认为，海水中的盐类物质主要来源于地壳岩石风化产物及火山喷出物。此外，全球河流每年向海洋输送大量溶解盐，这也是海水盐类物质的来源之一。
% Y! C1 j4 `& d# p' n6 F 在海洋表层，盐度主要与降水量和蒸发量有关。在近岸地区，盐度则主要受河川径流、海区形状等的影响。赤道附近降水丰沛，降水量大于蒸发量，盐度稍低；副热带海区降水少，蒸发量大于降水量，盐度较高；高纬度海区温度低，蒸发量小，加之反复结冰、融冰，盐度偏低。  $ ]+ z% w9 d( K( v
有河流注入（径流量大的河流，淡水可拓展到河口外很远海域。诸如，长江在夏秋季洪水期小潮时，淡水向东北扩散，一直影响到朝鲜半岛以南的济州岛，向南进入杭州湾海域）的海区，海水盐度一般较低。在暖流流经的海区盐度较高，寒流流经的海区盐度较低。
8 p! G$ ]- h5 I2 q1 x 全球海洋表层盐度的分布规律是：从南、北半球的副热带海区，分别向两侧的高纬度和低纬度递减。世界上盐度最高的海区在红海，盐度超过4%；盐度最低的海区在波罗的海，盐度低于1%。  9 M7 I* }% P1 E) r
海水盐度在垂向上存在着分层：浅表层盐度比较均匀；随着深度增加，盐度会发生显著变化（这一水层称为盐跃层）；到一定深度，盐度又近似均匀分布。在中低纬度海区，表层盐度较高，随深度的增加，盐度降低；在高纬度海区，表层盐度较低，随深度的增加，盐度升高。
+ b7 ?8 g0 i- g& }3 K& a 海水盐度的变化，会对渔业和生态产生重大影响。诸如，黄河河口区表层盐度的增加，以及海洋污染、入海径流量减少等方面的原因，导致海洋生物数量减少、种群退化，河口区生态结构发生较大改变。  0 N" M! j* @5 s# \6 r
海水中所含的盐类物质数量巨大，如果把世界上海水中盐都分离出来，平铺在陆地上，可使全世界陆地平均高度增加153米。利用海水盐，是人类利用海洋资源的重要方式。海盐主要是海水经自然蒸发而晒制出来的。 / ]# F5 r x8 A5 S4 t
我国东部沿海的一些地方（四大盐场：渤海湾的长芦盐场，黄海苏北或淮海盐场，东海的台湾西部布袋盐场，南海的海南西部莺歌海盐场），海滩宽广，风力强劲，晴天多，日照充足，蒸发旺盛，适合晒盐。我国海盐产量长期居于世界首位。
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& e: W* X5 _; I/ a6 H 波浪及其运动规律 0 R9 w: y8 h5 I+ r7 t6 u
波浪是水面有规律地高低起伏运动，并向一定方向传播的现象，是海洋中海水经常性普遍存在的运动形式。其成因以风力作用为主，也有因海底火山喷发和地震、气压突变等产生。风力引起的波浪称为“风浪”，火山爆发和地震引起的巨浪称为“海啸”，气压突变而产生的波浪称为“气压波”。既具有巨大的破坏力，又蕴藏着很大的能量。
1 R/ X5 p% S) i' d* i 波浪要素 $ x, z' m+ x# D6 \
波浪是一种振荡波，振荡波的特点就是质点不随波形前进，而只是在原地往复的园周运动。波峰处水质点处于园周的顶点，波谷处水质点处于园周的最底点，峰谷之间，水质点处于园周的顶点及最低点之间。 + C9 @% H1 h% I$ Y' q* _
水面向下水质点运动的园周直径逐渐减小，波浪则趋地平缓，这是由于随深度增加，水内磨擦也就是质点之间的磨擦力增大的原因（质点动能减小）。当水深小于1/2波长时（近海岸处）由于海底磨擦助使质点运动轨迹成为椭园形。 
( U$ S1 I. F; m 波浪岸近海时，水深变浅，由于海底磨擦前面的波浪较后来的波浪速慢，两波浪间距离减小，多余的能量使波高加大波峰前倾形成卷浪。卷浪前端悬空很快成为波浪，破浪被碎后，水质点不作园周运动，而迅速涌向海岸成为拍岸浪（激浪）拍岸是海水破坏海岸的主要动力。拍岸浪冲击海岸的过程中，能量消耗在克服沙或岩石的磨擦阻力，海水由于重力沿斜坡流回海中，这种流向海底的回流称底流。 
3 J+ k2 _, @$ E" m% T5 J$ d 拍岸浪冲击海岸的过程中，能量消耗在克服沙或岩石的磨擦阻力，海水由于重力沿斜坡流回海中，这种流向海底的回流称底流。
/ v7 B. D* {% C& F! s 斜向海岸的波浪到达岸边后，一部分以底流回到海中，另一部分成为沿岸流，带动沉积颗粒移动。波浪是破坏海岸的主要动力，当浪水迅速涌进沿裂隙时裂隙中原来空气来不及排出，被压缩在极小的空间产生很大的瞬间压力，使岩石崩裂瓦解。同时激浪抛弃全部起起巨大的岩屑、石块，撞击海岸岩石。 - g+ O; I8 E, h0 j! h# n! c
岩石在海浪的作用下：海蚀凹槽→海蚀崖→海蚀平台。
% U/ x& M0 `* C* M. h4 ^( R; [ 如果地壳运动相对论是海洋平面位稳定时就不再发展这时，由于海浪（激浪）到达岸边平台外缘时，能量全部消耗在与平台海底的磨擦之上，不再具有剥蚀能力。这时的海岸刻面为海蚀平衡剖面。 1 r7 S$ X1 h7 i) k$ U$ `' z
地壳上升，海面下降，海蚀平台转为海蚀阶地；地壳下降，海面上升，海蚀平台转为水下阶地。波浪形成沉体沙岸，沿岸底砂在激浪进流推动下一步向岸移，返回底流下带回海堆积下来形成砂坝（平行于海岸）。 
8 x6 n) h& _; G( p3 @: Q 沿岸流在海湾处形成砂嘴  + P4 ^: l0 k3 M# [3 F% {
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; _; w$ Q) z# F7 j: g2 `/ E/ ?$ a$ C 海洋内波及其危害
9 L2 S* |% E& ]! Z 内波是一种水下的重力波，它经常发生于不同的分层介质中，比如我们将油和水两种密度不同的液体混合，在它们的分界面上，当受到一定的外力扰动时，会产生相互之间的扰动，从而在混合液体的内部形成“暗流汹涌”的状态，而混合液体的表面一般是看不到什么异样来的。 ) M3 B9 t7 T% B. S- _4 ~: S
海洋实质上也是由不同密度的介质所构成的混合液体，其中上层海水往往温度更高、盐度更低，下层海水一般温度偏低、盐度较高，这样上下层海水之间，就会产生密度差，形成分层现象。当海水在流动的过程中，遇到海底复杂地形的影响，甚至强烈的风、潮汐等作用下，就会出现“内波”现象。 9 S+ a1 {; i+ v" a3 \
由于内波相较于海洋表面的波浪，其能量要小很多，所以在很小的外力扰动下就能够产生，所以，在靠近大陆架的海域、洋流常年流动的线路附近、热带气旋的主要发源地带，都有较大的几率产生“内波”。
) G4 ?8 M3 j: O) s1 E' v* ^ 虽然内波本身携带的能量没有海浪大，但是，在不同介质的水体界面上，水体的运动方向往往不一致，会呈现一定的角度甚至完全相反，那么就会在界面处产生相对运动的剪切效应，就如同一把剪刀一样，产生极大的破坏力。 2 K5 I4 _4 c, b) f# u$ W
其实，不光是海洋中会形成“内波”，在大气层中也有几率出现。因为大气层随着高度的不同，温度也会发生变化，特别是在大气密度最高的对流层中，也会出现具有冷热分层的空气，在空气对流扰动下，也会形成“看不见”的内波。
b7 l/ x8 `6 b$ W 其实，海洋中的内波，和海面上的波浪一样，也是广泛存在于地球上的各大海洋中，只不过内波的传播速度、振幅、周期以及深度，会由于海水密度的差异程度、温度差异的高低、海底地形、外力扰动强弱，而出现很大的变化。 * L( |3 n! T' J( O
一般情况下，海洋中的“内波”，可以在海面之下传播几公里甚至几十公里，持续的时间可以延续到几个小时。从振幅来看，其上下波动的范围，经常会超过50米。有的“内波”形成以后，可以在水深10米左右的海面之下，形成高达40～60米的水波，非常强烈地影响海水的稳定性，只不过这个水波的方向，一般是向下延伸的。由于“内波”扰动海水的能力非常强大，而且在海水表面还不容易发现，因此无论是从真实还是潜在的破坏力来看，威胁都是非常大的。
) ?/ h& C" z. W( `9 x 在世界各大海域中，“内波”发生频率较高、强度较大、破坏力较强的区域，最明显的莫过于直布罗陀海峡。比如1984年，前苏联一艘潜艇在通过该海峡时，突然失控撞向了一艘货船，潜艇和货船均出现了不同程度的损坏。之所以直布罗陀海峡“内波”效应非常显著，一方面在于其海水分层现象非常明显，另一方面是由于海底的地形地貌非常复杂。
/ {$ X9 y! b8 r1 K* m, ^ 除此之外，我国的南海区域，也是“内波”效应比较明显的海域，其造成的剪切力可能还更为剧烈，主要原因在于南海区域即靠近大陆架，其深度也很深，因此“内波”的振幅有时会高达300米。 5 {6 [$ ]; ~* f9 z
除此之外，像印尼的龙目海峡、意大利墨西拿海峡、安达曼海等区域，也经常发生“内波”效应，对来往的船只以及近海潜水作业造成严重的影响。 I# \3 S; N: q d) t9 I
“内波”就像是沉睡在海水中的“巨人”，它来无影去无踪，虽然我们很少能直接看到它，但是它的确普遍存在于海面之下，随时“窥视”着海洋中的一切，冷不丁来一下子来证明它的存在。如果我们在海面之上，看到有一行行间距非常大的微波，那极有可能下方就暗藏着“内波”，这个时候我们就得注意了。 END免责声明! J$ z% s" a) p4 T# Z. d) ~, p
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