海洋科學(xué)導(dǎo)論期末復(fù)習(xí)整理

1、地球科學(xué)體系 定義：以人類之家地球為研究對象的科學(xué)體系。地球系統(tǒng)的復(fù)雜性導(dǎo)致研究其某一部分學(xué)科不斷深入，發(fā)展成新的相對獨立學(xué)科。各學(xué)科相互交叉、滲透，又不斷形成新的交叉、邊緣學(xué)科。如此，地球科學(xué)就組成了一個復(fù)雜的科學(xué)體系，包括地理學(xué)、地質(zhì)學(xué)、大氣科學(xué)、海洋科學(xué)、水文科學(xué)、固體地球物理學(xué)，以及與地球科學(xué)有密切關(guān)系的環(huán)境科學(xué)和測繪學(xué)。地理學(xué)研究地球表面自然現(xiàn)象、人文現(xiàn)象以及它們之間相互關(guān)系和區(qū)域分異。 地球表面指大氣圈、巖石圈、水圈、生物圈和人類圈相互交接的界面。廣義上，大氣圈對流層頂部巖石圈沉積巖層底部，厚度3035km； 狹義上，大氣圈、巖石圈、水圈的交接面，上限小于100m，相當(dāng)于對流層近地

2、面摩擦層下部地面邊界層，下限為太陽輻射可能到達(dá)的深度，陸地30m，海洋200m，所以狹義的地球表面厚度一般不超過200300m，人類活動最集中、最活躍的場所。 許多研究地球表面某一圈層或其中部分要素而原屬于地理學(xué)范疇的學(xué)科，也已分出且進(jìn)一步發(fā)展成與其他學(xué)科交叉滲透，從而形成了相對獨立的學(xué)科，如大氣科學(xué)、海洋科學(xué)和水文科學(xué)等。地質(zhì)學(xué)定義：是關(guān)于地球的物質(zhì)組成、內(nèi)部結(jié)構(gòu)、外部特征、各圈層間的相互作用和演變歷史的知識體系。研究對象：地球的內(nèi)、外圈層，礦物和巖石，地層和古生物，以及地質(zhì)構(gòu)造和地質(zhì)作用等等。由于觀察和研究條件的限制，在現(xiàn)階段仍主要是研究巖石圈，此外，也涉及大氣圈、水圈、生物圈以及巖石圈以

3、下更深的部位，甚至也包括某些地外物質(zhì)。(固體)地球物理學(xué)定義：是地質(zhì)學(xué)與物理學(xué)之間的邊緣學(xué)科，研究各種地球物理場和地球的物理性質(zhì)、結(jié)構(gòu)、形成及其中發(fā)生的各種物理過程。廣義的地球物理學(xué)，除研究地球的固體部分外，還包括對水圈和大氣圈的研究。因為海洋科學(xué)、水文科學(xué)和大氣科學(xué)業(yè)已各自發(fā)展成為獨立學(xué)科，于是，致力于研究地球固體部分宏觀物理學(xué)現(xiàn)象的分支，便成為狹義的地球物理學(xué)，或直接稱為固體地球物理學(xué)。大氣科學(xué)定義：是研究大氣的各種現(xiàn)象及人類活動對它的影響，這些現(xiàn)象的演變規(guī)律， 以及如何利用這些規(guī)律為人類服務(wù)的綜合性學(xué)科研究對象：主要是覆蓋整個地球的大氣圈，也包括太陽系其它行星的大氣。大大超出傳統(tǒng)“氣象學(xué)

4、”范圍，與其它學(xué)科相互滲透越來越多，1960年代以來，已普遍采用“大氣科學(xué)”眾多分支學(xué)科和廣泛研究內(nèi)容：大氣物理學(xué)、(動力)氣象學(xué)、氣候?qū)W、應(yīng)用氣象學(xué)、大氣化學(xué)、大氣探測和人工影響天氣等。水文科學(xué)定義：是關(guān)于地球上水的起源、存在、分布、循環(huán)、運動等變化規(guī)律和運用這些規(guī)律為人類服務(wù)的知識體系。研究對象：從陸地表面水到地下水，廣義上也包括從大氣中水到海洋中水，以及對水圈同大氣圈、巖石圈和生物圈等地球自然圈層的相互關(guān)系的研究。 現(xiàn)代水文科學(xué)還重視研究水資源的利用和人類活動對自然環(huán)境的反饋效應(yīng)。傳統(tǒng)的水文科學(xué)，是按其研究對象劃分分支學(xué)科的。主要有河流水文學(xué)、地下水文學(xué)和海洋水文學(xué)，通稱為(普通)水文學(xué)

5、。與之對應(yīng)的是應(yīng)用水文學(xué)，包括工程水文學(xué)、森林水文學(xué)等。新技術(shù)應(yīng)用促進(jìn)并形成一些新分支學(xué)科，如遙感水文學(xué)、同位素水文學(xué)等。以陸地水為研究對象的陸地水文學(xué)，是水文科學(xué)的主要組成部分。因為以海洋中的水為研究對象的海洋水文學(xué)，已歸屬海洋科學(xué)之中，而對大氣中的水的研究，至今還沒有形成完全獨立的學(xué)科。 相關(guān)學(xué)科環(huán)境科學(xué)：是在現(xiàn)代社會經(jīng)濟(jì)和科學(xué)發(fā)展過程中形成的新興綜合性科學(xué)。其研究對象環(huán)境，是對以人類為主體的外部世界而言的，即人類賴以生存和發(fā)展的物質(zhì)條件的綜合體，包括自然環(huán)境和社會環(huán)境。測繪學(xué)：測定地球形狀、重力場和地面點的幾何位置，直到測繪各種類型的地圖。它既可為地球科學(xué)和空間科學(xué)提供有關(guān)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)、

6、地球動態(tài)及其外部重力場等方面的信息，又可為國家經(jīng)濟(jì)建設(shè)和國防建設(shè)提供寶貴資料。 海洋科學(xué)定義：是研究地球上海洋的自然現(xiàn)象、性質(zhì)及其變化規(guī)律，以及與開發(fā)、利用海洋有關(guān)的知識體系。研究對象：海洋中的(海水、營養(yǎng)鹽、生物)，海底的(海洋沉積、海底巖石圈)，海口的(河口、海岸帶)，海面的(大氣邊界層)。研究內(nèi)容：海水運動規(guī)律，海洋中的物理、化學(xué)、生物、地質(zhì)過程，及其相互作的基礎(chǔ)研究；海洋資源開發(fā)、利用，有關(guān)海洋軍事活動迫切需要的應(yīng)用研究學(xué)科特點：海洋中各自然過程相互作用及反饋、人為外加影響日趨多樣等構(gòu)成其復(fù)雜性和綜合性，作為物理系統(tǒng)的水-汽-冰不停轉(zhuǎn)變，作為自然系統(tǒng)的多層次耦合。研究特點：明顯依賴于直

7、接觀察，信息論、控制論和系統(tǒng)論方法重要，學(xué)科分支細(xì)化與相互交叉滲透并重、趨于綜合與整體化研究。 學(xué)科分支：基礎(chǔ)性分支包括物理海洋學(xué)、環(huán)境海洋學(xué)等，應(yīng)用技術(shù)分支包括漁場海洋學(xué)、軍事海洋學(xué)、海洋生物技術(shù)等，管理開發(fā)分支包括海洋功能區(qū)劃、海域管理等。 1.2 海洋科學(xué)的發(fā)展史第一階段：海洋知識的積累(18世紀(jì)以前)意大利人哥倫布于4次橫渡大西洋到達(dá)南美洲；葡萄牙人伽馬于1498年從好望角經(jīng)印度洋到達(dá)印度；葡萄牙人麥哲倫完成了人類第一次環(huán)球航行；牛頓用萬有引力定律解釋潮汐，瑞士人貝努利提出平衡朝理論，法國人拉瓦錫首先測定海水成分，法國人拉普拉斯首創(chuàng)潮汐動力理論。第二階段：海洋科學(xué)的奠基與形成(1920

8、世紀(jì)中葉)英國人福布斯歐洲海的自然史、美國人莫里海洋自然地理學(xué)、達(dá)爾文物種起源分別被譽為海洋生態(tài)學(xué)、近代海洋學(xué)和進(jìn)化論的經(jīng)典著作。斯韋爾德魯普、約翰遜和福萊明合著的海洋被譽為海洋科學(xué)建立的標(biāo)志。專職研究人員增多和專門研究機構(gòu)的建立，也是海洋科學(xué)獨立形成的重要標(biāo)志。第三階段：現(xiàn)代海洋科學(xué)時期(20世紀(jì)中葉至今)1994 年11 月正式生效的聯(lián)合國海洋法公約涉及全球海洋的所有方面和問題1.3 中國的海洋科學(xué)中國海洋21世紀(jì)議程，全面地闡述了我國海洋未來可持續(xù)發(fā)展的戰(zhàn)略目標(biāo)和行動計劃。第二章 地球系統(tǒng)與海底科學(xué) 地球的誕生與太陽誕生大致為同一時期，根據(jù)隕石年代測定，大約在45億年之前。地球形成后，首

9、先發(fā)生重力引起的物質(zhì)分異。塵埃撞擊及放射性物質(zhì)裂變產(chǎn)生高溫，使地球內(nèi)部的各種物質(zhì)成為液狀體，并因重力作用而導(dǎo)致重物質(zhì)向地心聚集，在地球中心部形成以鐵、鎳等重金屬為主的地核，其上層為橄欖巖等重巖構(gòu)成的地幔，而花崗巖等較輕物質(zhì)則在地球表面形成地殼。地核可分為固態(tài)內(nèi)核和液態(tài)外核，地幔也可分為固態(tài)下地幔和液態(tài)上地幔。水最輕，只能浮于地殼之上。由于地球誕生之初溫度相當(dāng)高，故地表水幾乎蒸發(fā)，至大氣上層形成厚云層而覆蓋地球。之后，地球失去了其誕生之初由撞擊產(chǎn)生的熱能，同時，冷卻云中的水分以降水形式注入地表，形成原始海洋。原始海洋因為溶解了當(dāng)時存在于大氣中的鹽酸故而推斷它曾是強酸性的，后與地表的玄武巖等反應(yīng)溶

10、出鈣、鎂、鈉、鉀等而中和化。原始海洋中和后，大氣中的CO2就溶于海水并與海水中的鈣反應(yīng)生成碳酸鈣沉淀，其結(jié)果是海水呈pH為3-4的弱堿性。這樣的一系列反應(yīng)至少在最初的10億年里一直發(fā)生，而之后的30億年間，海水構(gòu)成幾乎沒什么變化。太陽系中惟獨地球擁有海洋是因為地球與太陽距離適當(dāng)，使得水既不蒸發(fā)、也不冰凍，剛好以水的狀態(tài)得以保存。只有在距離恒星太陽適當(dāng)、表面溫度在0100之間的行星地球，才形成了海洋。太陽的熱量和亮度還在不斷增強，據(jù)推測，約50億年后太陽會膨脹至吞噬掉我們的地球。地表陸海分布地球表面總面積約5.1×108km2，分屬于陸地和海洋。以大地水準(zhǔn)面為基準(zhǔn)，陸地占29.2，海洋

11、占70.8，地表大部分為海水所覆蓋。 地球上海洋相互連通，構(gòu)成統(tǒng)一的世界大洋；而陸地則相互分離，沒有統(tǒng)一的世界大陸。 地表海陸分布極不均衡，北半球陸地占67.5，南半球占32.5。海洋平均深度達(dá)3795m，而陸地平均高度只有875m。如果將高低起伏的地表削平，則地球表面將被約2646m 厚的海水均勻覆蓋。根據(jù)海洋要素特點及形態(tài)特征，可分為主要部分洋和附屬部分海、海灣和海峽。大)洋，遠(yuǎn)離大陸，面積廣闊，占海洋總面積的90.3；深度大，一般大于2000m；海洋要素如鹽度、溫度等不受大陸影響，鹽度平均為35，且年變化小；具有獨立的潮汐系統(tǒng)和強大的洋流系統(tǒng)。世界大洋通常被分為四大部分，即太平洋、大西洋

12、、印度洋和北冰洋。太平洋面積最大、最深；北冰洋最小、最淺、最寒冷。 南大洋：具有自成體系的環(huán)流系統(tǒng)和獨特的水團(tuán)結(jié)構(gòu)，既是世界大洋底層水團(tuán)的主要形成區(qū)，又對大洋環(huán)流起著重要作用。海是海洋的邊緣部分，海的深度較淺，平均在2000m以內(nèi)。其溫度和鹽度等海洋要素受大陸影響很大，有明顯的季節(jié)變化。水色低，透明度小，沒有獨立的潮汐和洋流系統(tǒng)，潮波多系由大洋傳入，但潮汐漲落往往比大洋顯著，海流有自己的環(huán)流形式。按海的位置可分為陸間海、內(nèi)海和邊緣海。陸間海指位于大陸之間的海，面積和深度都較大，如地中海和加勒比海。內(nèi)海指伸入大陸內(nèi)部的海，面積較小，水文特征受周圍大陸強烈影響，如渤海和波羅的海等。 陸間海和內(nèi)海一

13、般只有狹窄的水道與大洋相通，其物理性質(zhì)和化學(xué)成分與大洋有明顯差別。 邊緣海位于大陸邊緣，以半島、島嶼或群島與大洋分隔，但水流交換通暢，如東海、日本海等。海灣是洋或海延伸進(jìn)大陸且深度逐漸減小的水域，一般以入口處海角之間的連線或入口處的等深線作為與洋或海的分界。海灣中的海水可以與毗鄰海洋自由溝通，故其海洋狀況與鄰接海洋很相似，但在海灣中常出現(xiàn)最大潮差，如我國杭州灣最大潮差可達(dá)8.9m。 海峽是兩端連接海洋的狹窄水道。海峽最主要的特征是流急，特別是潮流速度大。海流有的上、下分層流入、流出，如直布羅陀海峽等；有的分左、右側(cè)流入或流出，如渤海海峽等。海岸帶世界海岸線全長44×104km，是陸地

14、和海洋的分界線。由于潮位變化和風(fēng)引起的增-減水作用，海岸線是變動的。水位升高時淹沒、水位降低時露出的狹長地帶即海岸帶。海岸帶是海陸交互作用的地帶。海岸地貌是在波浪、潮汐、海流等作用下形成的。海岸帶一般包括海岸、海灘和水下岸坡三部分。 海岸是高潮線以上的陸上地帶，大部分時間裸露于海水面之上，僅在特大高潮或暴風(fēng)浪時才被淹沒，又稱潮上帶。 海灘是高低潮之間的地帶，高潮時被水淹沒，低潮時露出水面，又稱潮間帶。 水下岸坡是低潮線以下直到波浪作用所能到達(dá)的海底部分，又稱潮下帶，其下限相當(dāng)于1/2 波長的水深處，通常約1020m。大陸邊緣：大陸與大洋之間的過渡帶，按構(gòu)造分穩(wěn)定型和活動型。穩(wěn)定型大陸邊緣沒有活

15、火山和地震，由大陸架、大陸坡和大陸隆三部分組成。大陸架亦稱陸架、大陸淺灘、陸棚。 “鄰接海岸但在領(lǐng)海范圍以外深度達(dá)200m或超過此限度而上覆水域的深度容許開采其自然資源的海底區(qū)域的海床和底土”，以及“鄰近島嶼與海岸的類似海底區(qū)域的海床與底土”。應(yīng)強調(diào)它是大陸向海洋的自然延伸，最顯著特點是坡度平緩，平均僅7。大陸坡：分開大陸和大洋的全球性巨大斜坡，其上限為大陸架外緣(陸架坡折)。坡度較陡，但不同海區(qū)差別大，平均4°17(包括活動型大陸坡)。水深難定，200-2000m。大陸?。杭创箨戱?、大陸基，是自大陸坡麓緩慢傾向洋底的扇形地，水深2000-5000m。大陸隆沉積物厚度巨大、貧氧狀態(tài)、

16、富含有機質(zhì)，壓力大，具備生成油氣條件，可能是海底油氣資源的遠(yuǎn)景區(qū)?；顒有痛箨戇吘墸号c現(xiàn)代板塊的匯聚型邊界相一致，是全球最強烈的構(gòu)造活動帶，集中分布在太平洋東西兩側(cè)。其最大特征是強烈而頻繁的地震和火山活動。造成海溝。大洋底：處于大陸邊緣之間，是大洋的主體，由大洋中脊和大洋盆地兩大單元構(gòu)成。大洋中脊：即中央海嶺，指貫穿四大洋、成因相同、特征相似的海底山脈系列，全長65kkm、頂部水深23 km、高出盆地13 km，有的露出海面成為島嶼，面積占洋底的32.8%，是世界上規(guī)模最巨大的環(huán)球山系。大洋盆地：大洋中脊坡麓與大陸邊緣之間的廣闊洋底，約占世界海洋面積的1/2。大洋盆地中的一些隆起進(jìn)一步把大洋盆地

17、分割成許多次一級盆地，大洋盆地一般水深46km，局部超過6km。海底構(gòu)造學(xué)說板塊構(gòu)造學(xué)說（以海底擴(kuò)張說為基礎(chǔ)）是大陸漂移和海底擴(kuò)張的引伸和發(fā)展。魏格納，從大西洋兩岸的彎曲形態(tài)受到啟發(fā)，于1912 年提出了大陸漂移的見解，1915 年著成海陸的起源，全面系統(tǒng)地論述了大陸漂移問題。大陸漂移概要：地球上所有大陸在中生代以前是統(tǒng)一的聯(lián)合古陸，或稱泛大陸(Pangaea)，其周圍是圍繞泛大陸的全球統(tǒng)一海洋泛大洋。中生代以后，聯(lián)合古陸解體、分裂，其碎塊即現(xiàn)代的各大陸塊逐漸漂移到今日所處的位置。由于各大陸分離、漂移，逐漸形成了大西洋和印度洋，泛大洋(古太平洋)收縮成為現(xiàn)今的太平洋。大陸漂移的主要依據(jù)有海岸線

18、形態(tài)、地質(zhì)構(gòu)造、古氣候和古生物地理分布等。 海底擴(kuò)張和板塊構(gòu)造學(xué)說的創(chuàng)立再賦予大陸漂移說以新的認(rèn)識。 海底擴(kuò)張模式可以表述如下：大洋中脊軸部裂谷帶是地幔物質(zhì)涌升的出口，涌出的地幔物質(zhì)冷凝形成新洋底，新洋底同時推動先期形成的較老洋底逐漸向兩側(cè)擴(kuò)展推移，這就是海底擴(kuò)張。海底擴(kuò)展移動速度大約為每年幾厘米。一種是擴(kuò)張著的洋底同時把與其相鄰接的大陸向兩側(cè)推開，大陸與相鄰洋底鑲嵌在一起隨海底擴(kuò)張向同一方向移動，隨著新洋底的不斷生成和向兩側(cè)展寬，兩側(cè)大陸間的距離隨之變大，這就是海底擴(kuò)張說對大陸漂移的解釋。大西洋及其兩側(cè)大陸就屬于這種形式。 另一種方式是洋底擴(kuò)展移動到一定程度便向下俯沖潛沒，重新回到地幔中去，

19、相鄰大陸逆掩于俯沖帶上。 洋底的俯沖作用導(dǎo)致溝-弧體系的形成，太平洋就是這種情況。洋底處在不斷新生、擴(kuò)展和潛沒的過程中，好似一條永不止息的傳送帶，大約經(jīng)過2 億年洋底便可更新一遍。 洋底生成運動潛沒的周期不超過2 億年，驅(qū)使洋底周期性擴(kuò)張運動的原動力是地幔物質(zhì)對流。其中，大洋中脊體系的中央裂谷帶對應(yīng)于地幔對流的涌升發(fā)散區(qū)，寬廣的大洋盆地對應(yīng)于海底擴(kuò)張運動區(qū)，海溝則相當(dāng)于對流的下降匯聚區(qū)。由于洋底周期性地更新，盡管海水古老，但洋底總是年輕的。因接受沉積作用時間短，總體上沉積物厚度較薄，且從中脊軸向大洋邊緣呈逐漸增厚趨勢。地球最上部被劃分為巖石圈和軟流圈。軟流圈在緩慢而長期的作用力下，會呈現(xiàn)出塑性

20、或緩慢流動的性質(zhì)。因此巖石圈可以漂浮在軟流圈之上作側(cè)向運動。地球表層剛性的巖石圈并非“鐵板一塊”，它被一系列構(gòu)造活動帶(主要是地震活動帶)分割成許多大小不等的球面板狀塊體，每一個構(gòu)造塊體就叫巖石圈板塊，簡稱板塊。全球可劃分為七個板塊：歐亞板塊、太平洋板塊、非洲板塊、印度-澳大利亞板塊，北美板塊，南美板塊，南極洲板塊板塊內(nèi)部是相對穩(wěn)定的，很少發(fā)生形變；而板塊邊界則是全球最活動的構(gòu)造帶，全球地震能量的95是通過板塊邊界釋放的。 根據(jù)板塊邊界上的應(yīng)力特征，參考其地質(zhì)、地貌、地球物理及構(gòu)造活動特點，可將板塊邊界劃分為拉張、擠壓和剪切三種基本類型。 驅(qū)動板塊運動的原動力來自地球內(nèi)部，一般認(rèn)為地幔物質(zhì)對流

21、是板塊運動的原動力，它借助巖石圈底部的粘滯力帶動上覆板塊運移，板塊被動地馱伏在對流體上發(fā)生大規(guī)模運動。集大陸漂移和海底擴(kuò)張說為一體的板塊構(gòu)造理論能夠比較成功地解釋幾乎所有地質(zhì)現(xiàn)象，特別是全球性的構(gòu)造特征和形成機理。濱海：或稱近岸帶環(huán)境，是指從特大高潮線至深度為淺水波半波長的區(qū)域，是海洋和非海洋過程相互作用的地帶。海洋過程受波浪、潮汐、海流等因素控制，非海洋過程受河流徑流量、流速及固體載荷的性質(zhì)和數(shù)量等因素的制約。海濱沉積包括海灘沉積、潮坪沉積、砂壩-瀉湖沉積、河口灣沉積、三角洲沉積。海灘是沿岸分布的疏松沉積物堆積體，在近岸沉積環(huán)境中分布廣泛。海灘發(fā)育主要受波浪控制，波浪破碎產(chǎn)生的沖流及回流塑造

22、了海灘剖面。海灘的組成物質(zhì)多來自鄰近陸地，主要是河流自流域內(nèi)搬運來的風(fēng)化產(chǎn)物，海岸侵蝕是海灘物質(zhì)的最直接來源，另外還有自內(nèi)陸架向岸搬運的沉積物潮坪沉積：以潮汐為主要動力，坡度極平緩(317)，由細(xì)碎屑物質(zhì)(粘土、粉砂)組成的近岸帶。潮坪多呈帶狀延伸，在開闊海的邊緣規(guī)模較大。我國江蘇沿岸的潮坪最長三角洲沉積作用三角洲是河流攜帶的泥沙等物質(zhì)在海濱(湖)地帶形成的堆積體。決定三角洲發(fā)育和沉積物分布的主導(dǎo)因素是河口水流(徑流量和輸沙量)、潮汐、潮流、波浪。徑流量和輸沙量是三角洲形成的物質(zhì)基礎(chǔ)。大陸架沉積大陸架為淺海環(huán)境，其沉積作用和沉積相受各種物理、化學(xué)、生物及地質(zhì)作用等過程的影響。如泥沙搬運，海解、

23、逆風(fēng)化、沉淀，攝食、掘穴，海面變化等。 現(xiàn)代陸架上三種主要沉積物：殘留沉積、現(xiàn)代沉積、準(zhǔn)殘留沉積石油是一種成分復(fù)雜的碳?xì)浠衔锏幕旌衔?，在自然界中以液體存在稱為石油，以氣體存在稱為天然氣。世界海底油氣藏主要分布在被動大陸邊緣的沉積盆地中，而主動大陸邊緣較少。錳結(jié)核主要由鐵錳的氧化物和氫氧化物組成，并富含銅、鎳、鈷、鉬和多種微量元素，廣泛分布于深海大洋盆底表層。富鈷結(jié)殼是一種生長在海底硬質(zhì)基巖上的富含錳、鈷、鉑等金屬元素的“殼狀”沉積物，其中鈷的含量特別高。 思 考 題1. 說明全球海陸分布特點以及海洋的劃分。2. 什么是海岸帶？說明其組成部分是如何界定的。 3什么是大洋中脊體系，它有哪些主要特

24、點？ 4簡述大陸漂移、海底擴(kuò)張與板塊構(gòu)造的內(nèi)在聯(lián)系與主要區(qū)別。 5濱海沉積環(huán)境主要有哪些？說明各自沉積作用的控制因素及沉積特點。我國海峽：渤海海峽、臺灣海峽、瓊州海峽。中國有大小島嶼 6000多個，總面積約 8萬平方公里，占全國領(lǐng)土總面積的0.8。中國的島嶼按其成因可分為大陸島、沖積島、火山島和珊瑚島四類。大陸島：如臺灣島、海南島等沖積島：崇明島火山島：澎湖列島的大部分中國的珊瑚島主要分布在南海中中國島嶼眾多，但各島嶼的面積一般都較小，超過200平方公里的只有8個（臺灣島、海南島、崇明島、舟山島、平壇島、東山島、東海島及長興島）。海水是一種溶解有多種無機鹽、有機物質(zhì)和氣體以及含有許多懸浮物質(zhì)的

25、混合液體海水中的含鹽量是海水濃度的標(biāo)志，引進(jìn)了“鹽度”以近似地表示海水的含鹽量。海水的熱性質(zhì)包括：海水的熱容、比熱容、絕熱溫度、位溫、熱膨脹及壓縮性、熱導(dǎo)率與比蒸發(fā)潛熱等，是海水的固有性質(zhì)，是溫度、鹽度、壓力的函數(shù)。它們與純水的熱性質(zhì)多有差異，這是造成海洋中諸多特異的原因之一。海水溫度升高1K(或1)時所吸收的熱量稱為熱容，單位是J/K或J/；單位質(zhì)量海水的熱容稱為比熱容，單位為J·kg-1·-1。l 熱膨脹系數(shù)：溫度升高1K(1)時，單位體積海水的增量，以h表示，在恒壓、定鹽情況下h=1/V·(V/T)|P,S，h的單位為-1。l 海水熱膨脹系數(shù) h隨T、S和P

26、的增大而增大。在大氣壓下，低溫低鹽海水的h<0，即T升高時海水收縮。 l 海水的h比空氣小得多，故海水T變化海水密度變化，進(jìn)而導(dǎo)致海水的運動速度遠(yuǎn)小于空氣。 壓縮系數(shù)：壓力增加1Pa 時的單位體積海水的體積負(fù)增量。海水微團(tuán)被壓縮時，若因與周圍海水有熱量交換而維持其水溫不變，則稱為等溫壓縮。若海水微團(tuán)被壓縮過程中，未與外界交換熱量，則稱絕熱壓縮。因海洋深度很大，受壓縮的量實際上相當(dāng)可觀。若海水真正“不可壓縮”，則海面將升高30m左右。l 海水的壓縮性導(dǎo)致其微團(tuán)在鉛直位移時，深度變化壓力變化V變化。絕熱下沉?xí)r，P增大V縮小，外力對海水微團(tuán)作功內(nèi)能增加T升高；反之，絕熱上升時，V膨脹消耗內(nèi)能T

27、降低。上述過程中海水微團(tuán)內(nèi)的溫度變化稱為絕熱變化，海水絕熱變化隨壓力的變化率稱為絕熱溫度梯度，以G表示。l 海洋中的現(xiàn)場P與水深有關(guān)，故G單位用K/m或/m表示，也是T、S和P的函數(shù)，可通過海水狀態(tài)方程和比熱容計算或直接測量而得到。l 海洋的絕熱溫度梯度很小，平均約為0.11/km。 l 某深度(壓力為P)的海水微團(tuán)，絕熱上升到海面(壓力為大氣壓P0)時所具有的溫度稱為該深度海水的位溫，記為Q。海水微團(tuán)此時的相應(yīng)密度稱為位密，記為rQ。l 海水的位溫顯然比其現(xiàn)場T低，若因絕熱上升到海面微團(tuán)水溫降低了DT，則該深度海水的位溫Q=T-DT。l 分析大洋底層水分布與運動時，各處水溫差別甚小，但絕熱變

28、化效應(yīng)往往明顯，故用位溫分析比用現(xiàn)場溫度更能說明問題。 l 使單位質(zhì)量海水化為同溫度的蒸汽所需的熱量，稱為比蒸發(fā)潛熱，記L，單位J/kg或J/g。其量值受S影響很小，可只考慮T影響。l 液體物質(zhì)中，(海)水的蒸發(fā)潛熱最大，故蒸發(fā)不但使海洋失去水分，也失去巨額熱量，并由水汽攜帶輸向大氣，這對海面熱平衡和海上大氣狀況影響很大。l 例如熱帶海洋上的熱帶氣旋，其生成、維持和不斷增強的機制之一，是“暖心”的生成和維持。“暖心”最重要的熱源之一，是海水蒸發(fā)時水汽攜帶的巨額熱量，進(jìn)入大氣后凝結(jié)而釋放出來的。l 海洋蒸發(fā)每年失去約126cm 厚的海水，使氣溫發(fā)生劇烈變化，但因海水熱容很大，從海面至3m 深的薄

29、薄一層海水的熱容就相當(dāng)于地球上大氣的總熱容，故水溫變化比大氣緩慢得多。 l 相鄰海水溫度不同時，由于海水分子或海水塊體的交換，會使熱量由高溫處向低溫處轉(zhuǎn)移，這就是熱傳導(dǎo)。l 單位時間內(nèi)通過某一截面的熱量，稱為熱流率，單位W。單位面積的熱流率稱為熱流率密度，單位W·m-2。其量值大小與海水本身的熱傳導(dǎo)性能密切相關(guān)，也與傳熱面垂直溫度梯度有關(guān)，即Q=-l·(T/n)，n為熱傳導(dǎo)面法線方向，l為熱傳導(dǎo)系數(shù)，單位記W·m-1·-1。l 僅由分子隨機運動引起的熱傳導(dǎo)，稱分子熱傳導(dǎo)，熱傳導(dǎo)系數(shù)lT為10-1量級。由海水塊體隨機運動所引起的熱傳導(dǎo)，稱為渦動熱傳導(dǎo)或湍流

30、熱傳導(dǎo)，熱傳導(dǎo)系數(shù)lA與海水運動狀況有關(guān)，故不同季節(jié)、不同海域的lA差別較大，量級為102103。l 因此，渦動熱傳導(dǎo)在海洋熱量傳輸過程中起主要作用，而分子熱傳導(dǎo)占次要地位。但在“雙擴(kuò)散”對流時，分子熱傳導(dǎo)作用不可忽視。 l 相鄰兩層海水作相對運動時，由于水分子的不規(guī)則運動或海水塊體的隨機運動(湍流)，在兩層海水間便有動量傳遞，從而產(chǎn)生切應(yīng)力。l 摩擦(切)應(yīng)力的大小與兩海水間的速度梯度成比例。界面上單位面積的應(yīng)力為t=m*u/n，式中n 為海水界面法線方向，u為流速，m稱為動力(學(xué))粘滯系數(shù)(粘度)，單位記Pa·s；m/r稱為運動(學(xué))粘滯系數(shù)，單位記m2·s-1。m隨鹽

31、度增大略有增大，但隨溫度升高卻迅速減小。l 單純由分子運動引起的m的量級很小。在討論大尺度湍流狀態(tài)下的海水運動時，其粘滯性可以忽略不計。但在描述海面、海底邊界層的物理過程，以及研究很小尺度空間的動量轉(zhuǎn)換時，分子粘滯應(yīng)力起著重要作用。分子粘滯系數(shù)只取決于海水性質(zhì)，而渦動粘滯系數(shù)則與海水運動狀態(tài)有關(guān)。 l 若在海水與淡水之間放置一個半滲透膜，水分子可以透過，但鹽分子不能透過，則淡水側(cè)的水慢慢滲向海水側(cè)，使之壓力增大，直至達(dá)到平衡狀態(tài)，此時膜兩邊的壓力差稱為滲透壓。l 滲透壓隨海水鹽度增高而增大；低鹽時隨溫度變化不大，高鹽時隨溫度升高而增幅較大。l 海水滲透壓對海洋生物有很大影響，因為海洋生物的細(xì)胞

32、壁就是一種半滲透膜，不同海洋生物的細(xì)胞壁性質(zhì)有別，所以對鹽度的適應(yīng)范圍不同，這是海洋生物學(xué)家們所關(guān)注的問題。l 海水與淡水之間的滲透壓，依理論計算可達(dá)水位差約250m 的壓力。 l 在液體自由表面上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由表面趨向最小，這就是表面張力。l 海水的表面張力隨溫度增高而減小，隨鹽度增大而增大。海水中雜質(zhì)增多也會使表面張力減小。l 表面張力對水面毛細(xì)波的形成起著重要作用。 l 海水密度：單位體積海水的質(zhì)量，以r表示，單位kg·m-3。其倒數(shù)稱為海水比容，即單位質(zhì)量海水的體積，用a表示，單位m3·kg-1。l 海水密度是鹽度、溫度和壓力的函數(shù)，常書

33、寫成r(S,T,P) 形式。l 海水密度一般有67位有效數(shù)字，前兩位通常相同。為方便，曾用Knudsen參量s表示海水密度，即s=(r-1)×103。 l 海面(P=0)的海水密度僅為鹽度和溫度的函數(shù)，記為st=r(S,T,0)-1×103，稱為條件密度。T=0時，記為s0=r(S,0,0)-1×103，它僅是鹽度的函數(shù)。由于密度單位采用千克每立方米，故提出另一參量，稱為密度超量(g)，定義為g=r-1000kg·m-3，它與密度具有同樣的單位，而與s的量值相等，因此也保持了海洋資料使用的連續(xù)性。l 表層海水r可直接測量，但深層海水的r至今無法直測。然而

34、海水r在大尺度空間上微小變化所產(chǎn)生的影響卻是異乎尋常的，故許多研究試圖通過T、S和P，間接而精確地計算海水的現(xiàn)場r。l 海水狀態(tài)方程是海水狀態(tài)參數(shù)T、S、P與r或a之間相互關(guān)系的數(shù)學(xué)表達(dá)式，有多個形式。l “一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程(EOS80)”：在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓(海面為0)下，海水密度r(S,T,0)與實用鹽度S和溫度T()的關(guān)系為 r(S,T,0)=rw+AS+BS3/2+CS2 上式中 A=8.24493×10-1-4.0899×10-3T+7.6438×10-5T2 -8.2467×10-7T3+5.3875×10-9T4 B=-5

35、.72466×10-3+1.0227×10-4T-1.6546×10-6T2 C=4.8314×10-4 純水項 rw=999.842594+6.793952×10-2T-9.095290×10-3T2 +1.001685×10-4T3-1.120083×10-6T4+6.536332×10-9T5 適用范圍：T=-240，S=042。海水狀態(tài)方程的應(yīng)用：可直接應(yīng)用于計算海水密度，此外，還可計算海水熱膨脹系數(shù)、壓縮系數(shù)、聲速、絕熱梯度、位溫、比容偏差以及比熱容隨壓力的變化等。l 海洋熱量來自太陽輻射能，幾

36、乎全部通過海-氣界面到達(dá)海洋。l 通過海底向大洋輸送的熱量，除個別熱活動強烈區(qū)域外，影響不大；海洋內(nèi)部放射性物質(zhì)裂變、生物化學(xué)過程及海水運動所釋放的熱能更是微不足道，故對整個海洋而言，在考慮其熱平衡時都可忽略不計。當(dāng)然，在研究極小尺度的海洋空間時則另當(dāng)別論。l 世界大洋的平均溫度在幾十幾百年的時間尺度內(nèi)并未變化，可認(rèn)為海洋獲得的熱量與失去的熱量相同，這種收支主要通過海面進(jìn)行。l 通過海面熱收支的主要因子有：太陽輻射(Qs)、海面有效回輻射(Qb)、蒸發(fā)或凝結(jié)潛熱(Qe)及海氣間的感熱交換(Qh)，即 Qw=Qs-Qb±Qe±Qh l Qw 為通過海面的熱收支余項，整體、長期

37、而言應(yīng)Qw=0，但局部、短時則Qw0。Qw0，海水獲熱；Qw0，海洋失熱。 l 太陽輻射總量在一月或一年中的分布變化，對整個世界大洋水溫的分布與變化有極大的影響。l 北半球夏季(6月)，太陽高度隨緯度增加而變低，海洋所受太陽輻射能隨緯度增高而減少，但其日照時間卻加長，兩者的輻射量相反，故總輻射量的緯度差異不顯著，即梯度較小。l 北半球冬季(12月)，太陽高度隨緯度增高迅速變低，北極圈內(nèi)甚至出現(xiàn)24小時黑夜，即無日照，兩者共同作用使輻射總量隨緯度增高迅速減少，赤道至高緯之間輻射量梯度很大。輻射量的這種冬夏變化是導(dǎo)致北半球大洋水溫南北方向的梯度冬季大于夏季的主要原因。 月總輻射量最大值出現(xiàn)在副熱帶

38、海域，這與太陽高度大、同時又與副熱帶高壓區(qū)云量少直接相關(guān)。赤道海域因云量較多而減少了輻射量，而高緯海區(qū)盡管夏季輻射量大，但因冰雪融化，消耗大量熱量，故水溫仍然很低，年中變幅不大。l 海洋在吸收太陽輻射同時，也向大氣輻射能量，世界大洋表溫平均17.4，由恩維定律l=2898/(273+17.4)=10mm，故稱長波輻射。l 海面長波輻射之大部為大氣之水汽和CO2吸收，連同大氣吸收太陽輻之能量，同時也以長波形式向四周輻射，向上部分進(jìn)入太空，向下部分稱為大氣回輻射，幾乎全部被海洋吸收。所謂海面有效回輻射，即指海面長波輻射與大氣回輻射(長波)之差。l 大氣均溫13.7，比海面溫度低，海面長波輻射量值大

39、于大氣回輻射，交換結(jié)果恒為海洋失去熱量。l 海面有效回輻射取決于海面水溫，海上水汽量和云之特征。l 相對濕度一定時，海面有效回輻射隨溫度升高而減小。因為海面溫度升高雖然使海面長波輻射增大，但同時海面上水汽量也增加，且隨溫度升高呈指數(shù)增加，結(jié)果大氣回輻射比海面長波輻射增大更快，從而使海面有效回輻射減小。同理，溫度一定時，海面有效回輻射隨相對濕度增大而減小。l 天空有云時，大氣回輻射強，海面有效回輻射減小。這正是冬季早晨陰天時比晴天時暖和的原因。l 由于海面水溫和海洋上方相對濕度的日、年變化相對較小，故海面有效回輻射的地理、季節(jié)變化也較小。平均而言，全球的太陽輻射Qs比海面有效回輻射Qb大，故Qs

40、-Qb0，這部分熱盈余稱輻射平衡，以其它方式返回大氣。l 海面蒸發(fā)使海水變成水汽，海洋部分熱量以潛熱形式進(jìn)入大氣；水汽凝結(jié)時又將熱量釋放出來，但幾乎全部留在大氣中，故蒸發(fā)只能使海洋耗熱。l 海洋每年蒸發(fā)掉約125cm 厚海水，蒸發(fā)潛熱很大，約占世界大洋輻射平衡熱盈余的90。l 蒸發(fā)速率與近海面水汽鉛直梯度成比例。貼海面水汽量通常視為飽和，其上部水汽量越少越有利于水汽向上擴(kuò)散，使蒸發(fā)得以繼續(xù)進(jìn)行。故上部氣層鉛直方向的水汽壓差，是維持海水蒸發(fā)的先決條件。l 海面水溫Tw與近海面氣溫Ta之差與蒸發(fā)速率有著密切關(guān)系。TwTa時，海洋向大氣傳導(dǎo)熱量，使近海面氣溫升高，發(fā)生熱力對流，將水汽源源向上輸送，作

41、為補償，水汽量少、溫度低的上部空氣下沉至海面；與此同時，海面降溫、增密下沉，而下層的相對高溫水升至海面。此過程維持海氣溫差持續(xù)存在，故TwTa引起的海氣熱力對流過程使蒸發(fā)不斷地進(jìn)行。l TwTa時，由于大氣向海洋傳導(dǎo)熱量，使近海面氣溫降低，氣層層結(jié)穩(wěn)定，同時海面升溫，也產(chǎn)生穩(wěn)定層結(jié)。由于近海面水汽不能迅速地向上輸送，甚至發(fā)生凝結(jié)，以致蒸發(fā)停止。l 沿岸近海春末夏初的海霧，即為暖空氣流過冷海面所致。秋末冬初正好相反，是一年中蒸發(fā)最強季節(jié)。l 實際海洋中，風(fēng)對蒸發(fā)過程起巨大促進(jìn)作用。海上風(fēng)常以湍流形式存在，極大地加強海氣間熱傳導(dǎo)，同時將近海面水汽迅速外輸，加快蒸發(fā)。另，風(fēng)致海浪，又增大了蒸發(fā)面，波

42、浪破碎還直接將海水輸向大氣。l 大洋蒸發(fā)速率不均，且季節(jié)變化。赤道海域蒸發(fā)量較小，因為空氣相對濕度大、風(fēng)速小；高緯度海區(qū)氣溫低、水汽容納量小，故蒸發(fā)量也??；副熱帶海區(qū)和信風(fēng)帶，空氣干燥、氣溫高、風(fēng)速大，故蒸發(fā)量大；特別在大西洋灣流區(qū)和太平洋黑潮區(qū)，蒸發(fā)量出現(xiàn)極大值，其原因是暖流北上到該海域，水溫遠(yuǎn)高于氣溫，尤其冬季又盛行偏北風(fēng)，所以蒸發(fā)特別強烈。l 季節(jié)上，一般冬季大于夏季，因為冬季水溫高于氣溫，空氣層結(jié)不穩(wěn)定，且冬季風(fēng)速較大。l 海洋表溫和氣溫一般不相等，故兩者間還可由熱傳導(dǎo)形式(顯熱)交換熱量，此即感熱交換。其交換過程受制于海面風(fēng)速和海-氣溫差，交換機制同前。l 不同海區(qū)、季節(jié)的海-氣感熱

43、交換有明顯差別。冬季盛行寒冷氣流，出現(xiàn)較大向上熱通量，特別在灣流、黑潮經(jīng)過的中、高緯海域；夏季感熱交換通常相當(dāng)小；而在寒流及上升流區(qū)可出現(xiàn)向下熱通量。l 世界大洋通過感熱交換向大氣輸送的熱量，相當(dāng)于輻射平衡熱盈余的10。l Qh/Qe有時稱為鮑恩比，是計算海洋熱平衡的重要參數(shù)。(Qs-Qb)為通過海面進(jìn)入海水的凈輻射量，25°N20°S 間最大，然后隨緯度增高急劇減少。蒸發(fā)耗熱量Qe的量級與(Qs-Qb)相當(dāng)，在中、高緯度的變化趨勢也極為相似，但在低緯熱帶海區(qū)，因濕度大，蒸發(fā)量明顯低于副熱帶海區(qū)，故蒸發(fā)耗熱Qe呈雙峰分布。海-氣感熱交換Qh 隨緯度變化不大，且量值較小l 各

44、熱收支分量合成熱平衡余項Qt，變化顯著。23°N18°S熱帶海域Qt>0，海水有凈的熱收入；南北中、高緯海域Qt<0，海水有凈的熱支出。l 全年平均熱凈收入海域，因熱量積累，水溫應(yīng)不斷升高，反之熱凈支出海域水溫應(yīng)不斷降低，但事實并非如此。雖然熱帶海區(qū)表溫比中高緯溫帶與寒帶海域明顯高，但它們的年際變化卻不大。這說明大洋內(nèi)部必然存在自低緯向中高緯的熱量輸送大洋徑向環(huán)流完成。l 世界大洋整體的熱收支應(yīng)該相等，但局部海域、不同時段，其熱收支并不一定平衡。故海-氣熱交換余額勢必在海洋內(nèi)部重新分配。l 海洋內(nèi)部的熱交換方式由諸多因素引起，其表現(xiàn)形式是鉛直和水平方向上的熱量輸

45、運。l 鉛直方向上的熱輸運主要通過湍流進(jìn)行，即通過海面上風(fēng)、浪和流等引起的攪動混合，把海面熱量向下輸送。l 湍流混合一年四季在任何海域都能發(fā)生，故它是海洋內(nèi)部鉛直熱交換的主要途徑。通常其作用多為將海水表層吸收的輻射能向海洋深層輸送。而海面有凈熱量支出的海域，往往由于降溫增密作用引起對流，結(jié)果使熱量向上輸送。l 海洋中的鉛直熱交換還起因于其它因素，如?？寺槲痛箫L(fēng)卷吸作用導(dǎo)致下層冷水上涌；在升、降流海域，盡管速度很慢，僅10-610-4m/s，但因常年存在，故其輸運熱量也相當(dāng)可觀，使升、降流區(qū)水溫出現(xiàn)異常，等等。在研究局部海域熱平衡時，不可輕易忽視。l 水平方向上的熱輸送主要通過海流完成，其熱

46、輸運量相當(dāng)可觀。l 單位時間內(nèi)通過海流垂直方向單位面積所輸送的熱量q=Cp·r·u·T，即海流輸送的熱量除流速外，還與水溫高低有關(guān)。但影響海流經(jīng)過海區(qū)熱狀況變化的關(guān)鍵不是水溫絕對值之高低，而是海流方向上的水溫梯度，即QA=-Cp·r·u·T/n，負(fù)號說明熱量輸送與溫度梯度方向相反。l 整個世界大洋的海面熱平衡呈緯向帶狀分布，從而水溫分布亦相似。因此，海流在大洋中水平方向的熱輸送，沿經(jīng)向最為明顯。l 在海面熱平衡方程基礎(chǔ)上再考慮海洋內(nèi)部的熱交換，即有Qt=Qs-Qb±Qe±Qh±Qz±QA 海洋全

47、熱量平衡方程，適用于任何時段和局部海區(qū)的熱平衡計算。l 通常，方程右端各項之代數(shù)和Qt0。Qt0時，海水凈吸熱，水溫升高；Qt0時，海水凈放熱，水溫降低。|Qt|越大，升溫或降溫速率越快。Qt 由正轉(zhuǎn)為負(fù)時的Qt=0，對應(yīng)于水溫極大值；Qt 由負(fù)轉(zhuǎn)為正時的Qt=0，則對應(yīng)于水溫極小值。l 設(shè)一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和QA為常量，則Qt值變化取決于Qs變化。通常Qs值在中午達(dá)到最大(因太陽高度大)，此時Qt0，且達(dá)最大值，水溫升高速率此時也最大；午后因太陽高度減低，Qs值減小到與方程右邊其他項代數(shù)和相等時，有Qt0，水溫達(dá)到極大值而停止上升。然后，太陽高度進(jìn)一步降低，Qt轉(zhuǎn)為負(fù)值，水溫開

48、始降低。因此，一天中水溫最高值時間不是中午太陽高度最大時刻，而是午后13 時左右。同理，水溫極小值時刻發(fā)生在Qt值由負(fù)轉(zhuǎn)正之際，海洋中一般發(fā)生在凌晨。l 同樣，一年中水溫極大值不在太陽高度最大月份(北半球6月)，而是8 月份左右，最低值則出現(xiàn)在12月份。l 研究海洋熱平衡的重要意義在于分析海洋水溫時空變化時，能把握主要矛盾。研究局部海域時，可以通過計算熱平衡各分量，弄清制約該海域熱狀況的主要因子。如果計算后發(fā)現(xiàn)Qt0，且又排除了計算的誤差，那就提醒我們必須去研究和發(fā)現(xiàn)新的問題。l 海洋與外界還不斷進(jìn)行水交換，整體上，水量收支平衡，不過它與熱平衡存在質(zhì)的差異。l 海洋熱量由外部熱源的太陽輻射輸入

49、、并受各種過程制約達(dá)成平衡。而海洋中的水量平衡則不然，其來源及支出都在地球系統(tǒng)自身之內(nèi)進(jìn)行，故又稱水循環(huán)(海洋熱平衡不能稱為熱循環(huán))。海洋中的水量收支影響著鹽度的分布與變化。水收入 ：降水、徑流、融冰；水支出：蒸發(fā)、結(jié)冰l 世界大洋溫度、鹽度和密度的分布及其變化，是海洋科學(xué)的最基本內(nèi)容。它幾乎與所有的海洋現(xiàn)象都有密切聯(lián)系。l 宏觀上看，世界大洋中溫、鹽和密度場的基本特征是，表層大致沿緯向呈帶狀分布，即東-西方向上量值差異相對??；而經(jīng)向即南-北方向上的變化卻十分顯著。在鉛直方向上，基本呈層化狀態(tài)，且隨深度增加其水平差異逐漸縮小，至深層其溫、鹽、密的分布均勻。它們在鉛直方向的變化相對水平方向上要大

50、得多，因為大洋水平尺度比其深度要大幾百倍至幾千倍。l 世界大洋2月和8月表溫分布具如下共同特點：1) 等溫線分布沿緯線大致呈帶狀，40°S 以南海域幾乎與緯度圈平行，冬季明顯于夏季，這與太陽輻射的緯度變化密切相關(guān)。2) 冬、夏季最高溫度均出現(xiàn)在赤道附近海域，西太平洋和印度洋近赤道海域達(dá)2829，位置在7°N 左右，稱為熱赤道。由赤道向兩極水溫逐漸降低，極圈附近降至0；在極地冰蓋之下，溫度接近對應(yīng)鹽度下的冰點，如南極冰架下曾記錄-2.1。兩半球副熱帶到溫帶，特別是北半球，等溫線偏離帶狀分布，在大洋西部向極地彎曲，大洋東部則向赤道方向彎曲，此格局造成大洋西部水溫高于東部。在亞北

51、極海區(qū)，水溫分布與上述特點恰恰相反，即大洋東部比西部更溫暖。這種差異在北大西洋尤為明顯，東西兩岸水溫差夏季6，冬季達(dá)12。上述分布特點由大洋環(huán)流造成：在副熱帶海區(qū)，大洋西部是暖流區(qū)，東部為寒流區(qū)；亞北極海區(qū)正好相反。而在南半球的中、高緯度海域，三大洋連成一片，洋流環(huán)繞南極流動，故東西兩岸溫度差不如北半球明顯。寒、暖流交匯區(qū)等溫線密集，溫度水平梯度大，如北大西洋灣流與拉布拉多寒流之間、北太平洋黑潮與親潮之間都如此。另在大洋暖水區(qū)和冷水區(qū)的兩種水團(tuán)交界處，水溫水平梯度也特別大，形成極鋒。6) 冬季表溫分布特征與夏季相似，但水溫經(jīng)線方向梯度比夏季大。l 大洋表層以下水溫：太陽輻射影響迅速減弱，環(huán)流情

52、況也與表層不同，故水溫分布與表層差異甚大。l 圖3-13為水深500m 水溫的分布，水溫經(jīng)線方向梯度明顯減小，大洋西邊界流相應(yīng)海域出現(xiàn)明顯的高溫中心。l 大西洋和太平洋的南部高溫區(qū)高于10，太平洋北部高于13，北大西洋最高達(dá)17以上。l 1000m深層的水溫經(jīng)線方向變化更小，但北大西洋東部，由于高溫高鹽的地中海水溢出直布羅陀海峽下沉，出現(xiàn)大片高溫區(qū)；紅海和波斯灣的高溫高鹽水下沉，使印度洋北部出現(xiàn)相應(yīng)的高溫區(qū)。l 在4000m 層，溫度分布趨于均勻，整個大洋水溫差僅3左右。l 底層水溫主要受南極底層水影響，其性質(zhì)極為均勻，約0左右?；旌蠈酉陆缣貏e是夏季，因表層增溫，可形成很強躍層，稱季節(jié)性躍層。

53、冬季，因表層降溫，對流過程發(fā)展，混合層向下擴(kuò)展，導(dǎo)致季節(jié)性躍層消失。l 極鋒向極一側(cè)不存在永 久性躍層。冬季甚至在上 層出現(xiàn)逆溫現(xiàn)象，其深度 可達(dá)100m，夏季表層增溫后，由于混合作用，在逆 溫層的頂部形成一厚度不 大的均勻?qū)印Ｒ虼?，往?在其下界與逆溫層的下界 之間形成所謂“冷中間水”，它實際是冬季冷水繼續(xù)存 留的結(jié)果。當(dāng)然，在個別 海區(qū)它也可由平流造成。 海洋表層鹽度分布與其水量收支有直接關(guān)系。對照世界大洋表層鹽度分布與年蒸發(fā)量與降水量之差(E-P)的地理分布可知，(E-P)高值區(qū)與低值區(qū)分別與高鹽區(qū)和低鹽區(qū)存在著極相似的對應(yīng)關(guān)系。l 大洋南、北副熱帶海域(E-P)呈明顯高值帶狀分布，其鹽

54、度也為高值帶狀；赤道區(qū)(E-P)低值帶，則對應(yīng)鹽度低值區(qū)。l 海洋表層鹽度分布比水溫更復(fù)雜，其總特征是： 1) 基本 沿緯線呈帶狀分布，但赤道向兩極呈馬鞍形雙峰分布。即赤道海域鹽度較低；副熱帶海域達(dá)最高值；副熱帶向兩極又逐漸降低。2) 寒暖流交匯區(qū)和徑流沖淡區(qū)，鹽度梯度特別大，某些海域>0.2/km。 3) 最高與最低鹽度值多出現(xiàn)在大洋邊緣海盆。如紅海北部達(dá)42.8蒸發(fā)強、降水與徑流小、與大洋交換不暢；黑海為1523降水量和徑流量>>蒸發(fā)量。 4) 冬季分布特征與夏季相似，但季風(fēng)影響顯著海域如孟加拉灣有較大差異。夏季因降水量大，鹽度降低；冬季降水少、蒸發(fā)加強，鹽度增大。l 因

55、鹽度制約因子的影響隨深度而減弱，故表層以下鹽度水平差異也隨深度而減小。水深500m 處， 整個大洋的鹽度水平差異約為2.3，高鹽中心移往大洋西部。1000m 深層約1.7，至2000m 深層則只有0.6。大洋深處鹽度分布幾近均勻。l 海水密度是溫度、鹽度和壓力的函數(shù)。大洋上層特別是表層，取決于水溫和鹽度。l 赤道區(qū)溫度最高，鹽度也較低，故表層海水密度最小，密度超量g約23kg.m-3，由此向兩極方向，密度逐漸增大。l 副熱帶海域，雖然鹽度最大，但因水溫仍很高，故密度雖有增大，但未出現(xiàn)極大值，密度超量g約26kg.m-3。l 隨著緯度增高，鹽度劇降，但因水溫降低引起的增密效應(yīng)比降鹽減密效應(yīng)更大，

56、故密度繼續(xù)增大。最大密度出現(xiàn)在寒冷的極地海區(qū)，如格陵蘭海的密度超量g>28kg.m-3，南極威德爾海>27.9kg.m-3。 l 隨著深度增加，密度的水平差異如溫度和鹽度一樣，不斷減小，至大洋底層則已相當(dāng)均勻。 l 水團(tuán)從其源地所獲的各種特性，在運動過程中受環(huán)境影響或與周圍海水交換、混合，會發(fā)生不同程度的變化，此即水團(tuán)的變性，顯然，淺海水團(tuán)容易變性而大洋水團(tuán)比較保守。l 長期以來，人們習(xí)慣于把溫鹽特性作為分析水團(tuán)的主要指標(biāo)。1916 年由海蘭-漢森首創(chuàng)的溫-鹽圖解(T-S圖解)至今仍被廣泛應(yīng)用。l 所謂T-S圖解，系指以溫度為縱坐標(biāo)、以鹽度為橫坐標(biāo)，將測站上不同層次的實測溫、鹽值對

57、應(yīng)地點在T-S坐標(biāo)系中，然后自表至底有序地把各點聯(lián)結(jié)起來的曲線(或折線)圖。T-S圖解在應(yīng)用中不斷發(fā)展，如T-S點聚圖，T-S關(guān)系圖等也成了常用的分析工具圖。l 當(dāng)水團(tuán)內(nèi)部的T、S值完全相同時，則T-S圖解中的一個點就代表一個水團(tuán)，若水團(tuán)內(nèi)部的T、S相對均勻(稍有差異)，則一個密集的點簇代表一個水團(tuán)。因此，可根據(jù)T-S圖解中點或者點簇的個數(shù)來判定水團(tuán)的數(shù)目。圖5-18b 便是各大洋的溫-鹽圖解。l 由于熱鹽和動力等引起的湍流、對流混合作用是大洋水團(tuán)的形成機制。l 大洋水團(tuán)可以按水平和垂直兩種結(jié)構(gòu)劃分。l 水平結(jié)構(gòu)：按熱力性質(zhì)劃分，包括低緯度暖水團(tuán)和高緯度冷水團(tuán)，兩者大致以主溫躍層為界。l 垂直結(jié)構(gòu)：分為五個基本水層(水團(tuán))，即表層水、次表層水、中層水、深層水及低層水。l 中國近海的水團(tuán)：1)東中國海水團(tuán)包括外海水團(tuán)、沿岸水團(tuán)和黃海水團(tuán)；2)南海水團(tuán)包括外海水團(tuán)和沿岸水團(tuán)。l 水團(tuán)分析，首先是對研究海區(qū)的水團(tuán)予以識別并進(jìn)行劃分，然后再對不同水團(tuán)的特征與強度、源地與形成機制、消長與變性等規(guī)律進(jìn)一步分析。故水團(tuán)的劃分是基礎(chǔ)工作，長期以來為許多學(xué)者所致力?，F(xiàn)有主要分析方法有： l 定性綜合法：繪制海區(qū)中各種要素的分布變化圖及T-S圖解等