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,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,4.3,海水的运动,一、波浪,（一）波浪及其形成,波浪,是指发生在海洋、湖泊、水库等有宽敞水面的水体中的波动现象，其显著特点是水面呈周期性起伏。波浪发生时，好象是水体向前移动，但实质上是波形的传播，而并非是水质点的向前移动。,当水体表层或内部受到风力、地震等外力作用时，水质点便离开原来的平衡位置而运动，但在内力（如重力、表面张力、水压力等）作用下，,水质点,又有恢复到原来平衡位置的趋势。因此，水质点便在其平衡位置附近作周期性的封闭圆周运动或接近封闭的圆周运动,叫水质点的振动。,由于惯性,作用，水质点,的振动保持着并通过四周的水质点向外传播，引起水面周期性的起伏，便形成波浪。,（二）,波浪要素,1,、,波浪的,形态要素：,有波峰,与,波顶、波谷,与,波底、波高,和波幅,、,波坡、,波长、波,陡,、波向线和波峰线等（图,5,33,）。,波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰,或波面,的最高点。,波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷,或波面,的最低点。,描述波浪形状、尺度和运动特性的物理量称为波浪要素,波高,h,，,是,相邻,波顶与波底之间的垂直距离。,波幅，是指波高的一半即波浪振幅。,波长 ，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。,波陡，波高,h,与半个波长,1/2,之比值。,波峰线，是指垂直波浪传播方向上各波顶的连线,，可以是直线、曲线，也可以高低起伏,。,波向线，是指波,浪,传播的方向,线或引起波浪力的方向，与波峰线垂直。,2,、波浪的运动要素,有,波长、波速,C,、,波浪周期,。,波长 ，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。,波速,C,，,指波形移动的速度，单位,m/s,。,波浪周期，指波形传播一个波长所需的时间，以秒计。,三者关系：,（三）波浪分类,波浪从不同角度有不同分类。,1,、根据成因分类,（,1,）风浪（摩擦浪）和涌浪,风浪,指在风力直接作用下引起的海面波动即风力作用引起的波浪。,风浪的典型特点是：波形两侧不对称，迎风面坡度比背风面小。,风浪的大小主要取决于风速即风力大小。至少要有多大的风速才能产生风浪，看法不一。,一般认为引起风浪的临界风速为,0.7,1.3m/s,。,空气在海面上的流动，借助于对海面的摩擦力而引起海面的波动，并通过对迎风波面上的正压力和切应力将风能传给波浪，推动着波浪的发展。,风浪从风获得能量而生成、发展，同时又由于种种过程而消耗能量。风浪的生成、发展和消衰，取决于能量的摄取和消耗之间对比关系。当能量的收入大于支出时，风浪就成长、发展；反之，风浪将逐渐趋于衰退。,风浪的大小不仅取决于风速（风力大小），而且还与风作用的时间（风时）、风作用的海区范围（风区）以及海区的形态特征，是各影响因素综合作用的结果。一般地风力越大，风区越宽广，风时越长，水深越深，风浪就越大。,一般地讲，中、高纬海区多风浪。最大风浪带发生在南半球的西风带，因为这里西风强劲而稳定，三大洋又连成一片，故有“咆哮四十”之称。,涌浪,当风力减弱或平息后继续存在的波浪，或者风浪离开风区向远处传播的波浪称为涌浪，简称涌。,涌浪的特点：波峰比较圆滑，波形两侧对称，波高小，波长和周期长。,（,2,）海啸（,tsunami;seismic,sea wave,）,指由火山爆发、地震或风暴等引起的巨浪。分地震海啸和风暴海啸两种。,地震海啸：指由海底或海边地震、火山爆发以及海中的核爆炸等引起的长周期波动，其周期为数分钟至数十分钟不等。,海啸的特点：具有长波性质，波长长、波速快，到浅海区波高很大，破坏力惊人。,风暴海啸（风暴潮）,:,指由台风、强低压、强寒潮或地方性风系所引起的海洋巨浪。风暴潮常伴随强台风或寒潮大风等天气而来，使沿海附近造成异常的增水或减水。,海啸：由火山、地震或风暴等引起的巨浪。,（,3,）潮波,指由天体（太阳、月球等）引潮力引起的海面波动，是一种长周期波。,（,4,）气压波,指某一海区气压突变或暴雨集中等因素引起的波浪。事实上，气压突变引起的风暴潮是一种气压波。,（,5,）船行波,因行船作用引起的波浪。,2,、按波长,与水深,Z,间的相对关系分类,（,1,）深水波,指水深,Z,大于,1/2,波长,的波，也称短波。水质点运动轨迹为圆形。,（,2,）浅水波,指水深在,/25Z,/2,，即水深相对于波长很小时的波浪称浅水波。水质点运动轨迹为椭圆形。,（,3,）非常浅水波,指水深,Z,/25,时，水深相对于波长极小，水近地点运动的轨迹不再是椭圆形，更不是圆形，而是在两焦点之间作往复的直线运动。,3,、按作用力情况分类,（,1,）强制波,指直接处于作用力范围内的波浪，如风浪。,（,2,）自由波（余波）,指在作用力停止或传播到作用力范围以外的波浪，又称余波，如涌浪。,4,、按波形传播情况分类,（,1,）前进波,前进波的波形不断向前传播，如风浪、涌浪。,（,2,）驻波,驻波的波形不向前传播。这种波浪常发生在半封闭的海区、海湾或港湾中。,（四）近岸波浪（波浪的地形效应）,当波浪传到浅水区或近岸区域后，由于受地形和海底摩擦阻力影响，波浪将发生一系列的变化。深度变浅结果，不仅波长缩短，波速也变小，使波向线（波浪传播方向）发生转折，出现折射现象。,由于能量集中于更小水体中，波高将增大，波面变陡，再加上受海底摩擦阻力影响，波峰处传播速度比波谷快，使波浪的前坡陡于后坡，波峰赶上波谷，导致波峰前倾，甚至倒卷和破碎，形成破碎浪。在陡立的海岸，将形成拍岸浪（,P188,图,4,6,）。拍岸浪有巨大的冲击力，冲刷着海岸，是改变岸线轮廓最活跃的因素。,当外海的波浪传到浅水区或近岸后，由于受海底摩擦阻力的影响，不仅波速变慢，波长缩短，而且由于波峰处水深比波谷大，波峰处传播速度比波谷快，波峰变得更加尖锐，波谷变得更加宽缓，波前坡陡于波后坡，出现波形不对称。并随水深的变浅，波前坡进一步变陡，最后发展到波峰赶上波谷，导致波峰前倾，甚至失去平衡，倒卷和破碎，形成破碎浪。,碎浪的浪花可飞溅几十米高，随巨大的惯性力向海岸冲击形成拍岸浪（激岸浪）。,二、,潮汐,（,tide),（一）潮汐概念,潮汐是指由日、月天体引潮力作用下所引起的海面（海水位）周期性涨落的现象。一般情况下，每昼夜有两次涨落，我国古代把白天出现的海水涨落称为“潮”，晚上出现的海水涨落称为“汐”，合称“潮汐”。,在潮汐涨落过程中，当海面上涨到最高位置时，称为,高潮（,high tide),或满潮,；当海面下降到最低位置时，叫做,低潮（,low tide),或干潮,。从低潮到高潮，海面不断上涨，海水涌向海岸的过程叫,涨潮（,flood tide,),；从高潮到低潮，海面不断退落的过程叫,落潮（,ebb tide),。,当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为,平潮和停潮,。平潮的中间时刻，叫,高潮时,；停潮的中间时刻，称为,低潮时,。相邻二次高潮时或低潮时的时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。,（二）潮汐成因,引潮力,引起海洋潮汐的内因是海洋为一种具有自由表面、富于流动性的广大水体；而外因是天体的引潮力。即是说，在天体引潮力的作用下，具有自由表面而富于流动性的广大水体,海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。,天体的引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯性离心力组成的合力叫做,引潮力,。它是引起潮汐的原动力。,根据牛顿的万有引力定律；宇宙间任何两个物体之间的引力，和它们质量的乘积成正比，而和它们之间距离的平方成反比,（即： ）。,这样，任何天体都与地球有引力关系。然而在各种天体的引力作用中，以月球的引力为最大，其次是太阳的引力。由于它们对地球的引力的原因，都是完全相同的，故我们就以月球为例来加以说明。,从万有引力定律可知：地面上各处所受天体（月球）引力的大小和方向都不同，都是差别吸引，但都指向月球中心。,地球与月球之间的地月引力系统，其共同重心，称为公共质量重心，简称为公共质心。地月公共质心与月心和地心三点永远在一直线上，故地月公共质心可在地心与月心的连线上找到。经推求，地月公共质心位于地月中心连线上离地心的距离为,0,73r,（地球半径）处。地月系统绕其公共质心运动时，地球表面任一点都受月球的引力和地月系统绕公共质心运动所产生的惯性离心力的作用。这两者的合力便为引潮力。,引潮力在不同时间、不同地点都不相同。在地球上处于月球直射点的位置，吸引力大于惯性离心力，所涨的潮称为顺潮；在地球上处于月球对趾点的位置（下中天），则离心力大于引力,亦同时涨潮，称为对潮。在距直射点,90,0,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。,（三）地形对潮汐的影响,物体失去外力作用后还能自行振动，这振动称为自由振动。其振动周期称为自然周期。潮汐是一种受迫振动，当受迫振动周期与海水本身的自然振动周期相接近时，便会产生共振，反应就强烈，振动就特大，否则相反。而海水振动的自然周期与海区形态和深度有密切关系，故各海区对天体的引潮力反应也不同。,例如，在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。又例如钱塘江口，由于呈喇叭形，故常出现涌潮。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,潮高可达,6-8,米，最大可达,12,米，前进速度,6-7,米,/,秒，吼声在几十公里外都可听见。,钱塘潮,钱塘潮又称为海宁潮,，指发生在浙江省海宁县杭州湾钱塘江口的涌潮。每年夏秋大潮时，特别是中秋之后农历八月十八日最为显著，势力最为强大。,杭州湾形态和河底地形,：,钱塘江河口杭州湾呈典型的巨大喇叭形。杭州湾湾口处宽达,102km,，平均水深,10m,，而澉浦附近河口宽度只有,20km,，水深仅,2m,左右。因此，由于深度和宽度向大陆方向不断减小，潮波从湾口进入以后能量高度集中，迫使潮波变形，潮水涌积，潮水猛涨；再加上潮峰传播速度大于潮谷，到大尖山附近潮峰追上了潮谷，潮波前坡陡立，甚至倒卷破碎，水花飞溅，来势凶猛，声闻数十里，如万马奔腾，排山倒海之势。,天文因素：,中秋之后农历十八，日、月、地三天体大致处在同一直线上，日、月引潮力相互叠加，钱塘江潮差极大。,气象因素：,受季风影响，钱塘江夏秋水量大，洪水波与潮波相遇，迫使潮水涌积，形成较高的涌墙。,（四）潮流,潮流是指海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平流动。随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流；随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。,潮流的运动形式，可分为回转流和往复流。,（,1,）回转流 在外海和开阔海区，潮流受地转偏向力作用而成回转流（也叫八卦流）。回转流的方向在北半球为顺时针方向，在南半球则为逆时针方向。旋转的次数取决于潮汐类型，半日周期潮在一个太阴日内测转两次；全日潮则回转一次。其流速从最大到最小，再到相反方向的最大，再到最小，不断往复旋转流动,（,2,）往复流,在海峡、河口、窄湾内，受地形影响，潮流便成了往复流。其流速从零到最大，再到零，再到相反方向的最大，再到零，这样不断循环。其往复的次数也取决于潮汐类型。当半日潮时，一个太阴日内，水流往复两次；当全日潮时，一个太阴日内，水流则往复只有一次。往复流的最大流速较回转流大，每小时可达,18,22km,，,而回转流一般每小时只达,4,5km,。,实际海洋上的水流，既不是纯粹的潮流，也不是纯粹的海流，而是两者合成的结果。,三、洋流,(ocean current),（一）洋流的概念及其性质,1,、洋流概念,洋流又称海流,，,通常指海洋中大规模的海水常年比较稳定地沿着一定方向（水平和垂直方向）作非周期性的流动。“非周期性流动”以区别于“潮流”。广义洋流也包括潮流。,洋流具有相对稳定的流速和流向，洋流的流向是指洋流流去的方向。,洋流与陆地上的河流相类同，也有一定的长度、宽度、深度、流速和流量。如世界最大的洋流墨西哥湾暖流，平均宽度,60,80km,，深度,700m,，流速,4.5,海里,/,小时（,1,海里,1.852,公里），流量达,100,万立方米每秒。,2,、洋流的性质,洋流的性质通常用温度、盐度、密度来表示，主要是温度和盐度两种水文特征。它主要取决于洋流所处地地理环境和水层位置。,（二）洋流的成因和分类,洋流的成因及其影响因素众多而复杂。风即行星风系和大气运动所产生的切应力，是洋流的主要动力。大气压力的变化、海水密度的差异、引潮力和海水的流失均能形成洋流。此外，地转偏向力、海陆分布、海底起伏等，对洋流均有不同程度的影响。广义洋流按其成因可分为摩擦流、重力气压梯度流和潮流三个类型。,1,、摩擦流（主要为风海流）,（,1,）风海流的概念,又称漂流或吹流，是指风作用于海面所引起的海水流动。风海流和风浪是风作用于海面所产生的一对孪生子。世界大洋表层洋流系统，主要是风海流。,（,2,）风海流的形成,盛行风（定常风、恒定风）经常作用于海面上，由于风对海面的摩擦力作用，以及风对波浪迎风面所施加的压力，推动着表层海水随风漂流，并借助于水体的内摩擦作用，动量下传，上层海水带动下层海水流动，形成规模巨大的洋流，叫风海流（漂流、吹流）。,（,3,）风海流的特点,受地转偏向力（科里奥利力）作用，洋面流流向与风向不一致，在北半球偏于风向右方,45,，在南半球偏于风向大方,45,。,由于下层海水是靠上层海水带动的，因此洋流流向与风向的偏角随深度的增加而加大。北半球不断右偏，南半球不断左偏。,洋流流速随深度增加迅速减小，到某一深度处，流向与表面流流向相反，其流速只为表面流速的,4.3%,（即,1/23,），可以忽略不计。这个深度是风海流作用的下限（或底部），称为摩擦深度,D,，一般大洋中的摩擦深度为,100,300m,。当水深大于摩擦深度时，风海流可以认为不存在。,在风力作用下，从海面到摩擦深度之间的海水流动称为风海流。风海流的整个海水体积运输方向与风向不一致，北半球偏离风向之右,90,，南半球偏离风向之左,90,。,风海流的表面流流向偏离风向,45,，而在摩擦深度处洋流流向与表面流相反。就总体而言，风海流受到的内摩擦力为零，风海流受到风应力和地转偏向力作用，当两个力平衡时，稳定风海流的体积运输方向与风向的夹角就是,90,。,2,、重力,气压梯度流,包括倾斜流、密度流和补充流等。,（,1,）倾斜流（坡度流,slope current,）,指由于风力作用、气压变化、降水或大量河水注入等原因造成海面倾斜形成坡度，从而引起的海水流动。,（,2,）密度流（,density current,）,指由于海水温度、盐度的不均匀，使得海水密度分布不均匀，进而导致压力分布不均匀，海面发生倾斜而引起的海水流动，又叫热盐环流。,（,3,）补偿流（补充流,compensation current,）,指因某种原因造成某一海区海水流出，而由相邻海区的海水流来补充，由此产生的海水流动。包括水平方向的补偿和垂直方向的补偿。如信风带大陆西岸，受离岸风作用，表层海水离岸而去，深部海水上升补充形成上升流，又叫涌升流。,3,、潮流,（前有所述）：指由日、月天体引潮力作用引起的海水周期性水平流动，与潮汐相伴而生。,此外，根据洋流的水温与其流经海区水温（环境温度）的对比关系可分为寒流与暖流。,寒流又称冷洋流（,cold current,），其水温低于流经海区的温度，通常从较高纬度海区流向较低纬度海区，沿途水温逐渐升高，对沿途气候具有降温减湿作用，在洋流图中，一般用蓝色箭头表示；,暖流（,warm current,）的水温高于其流经海区的温度，通常从较低纬度海区流向较高纬度海区，水温沿途逐渐降低，对沿途气候具有增温增湿作用，在洋流图中一般用红色箭头表示。,（三）世界大洋表层环流系统,大洋环流可分为表层环流和深层环流。深层环流主要是热盐环流（密度流），表层环流主要是风海流。,盛行风（信风、西风、极地东风等）是形成洋面流的主要动力，洋面流模式与行星风系和气压场模式密切对应。,1,、三种洋面流模式,副热带反气旋型大洋环流,在中低纬度的热带和亚热带海区，形成以副热带为中心的反气旋型大洋环流。其形成如下：,以北半球为例。副热带高压以北是盛行西风，以南为东北信风。由于风海流总的海水体积输送方向偏于风向之右,90,。因此，,0,30,间的东北信风将厚约,100m,（假设风海流摩擦深度为,100m,）的上层海水输向西北；,30,60,间的西南风将海水输向东南，如图。这样两股水流相向而行，必然在以,30N,为中心的区域涌成一个水堆（水峰）。,在水位造成的压力下，水堆上层（,0,100m,）从中心外溢，在地转偏向力作用和大洋两侧大陆阻挡下，便会形成以水堆为中心的顺时针方向旋转的大洋环流。南半球情况相类似，只是方向相反，形成逆时针方向的环流。由于环流中心处于亚热带，环流流向与反气旋型大气环流流向一致，所以称为亚热带反气旋型大洋环流。,30,N,赤道,水堆（峰）,最终梯度流,水流,西风,信风,30,N,盛行风产生大洋高压区,(,副热带反气旋环流形成示意图）,副极地气旋型大洋环流,30,60N,的西南风（盛行西风）使上层水流流向东南，,60,90N,的东北风（极地东风）又使上层水流流向西北，两股水流相背而行，导致以,60N,为中心形成一个低凹。由于大洋两侧大陆的存在，最终必然围绕这个低凹形成反时针方向流动的副极地环流。与气旋流向一致，故称副极地气旋型大洋环流。（如图）,低凹,60,N,盛行西风,极地东风,最终梯度流,水流,60,N,盛行西风产生大洋低压区,（副极地气旋型环流形成示意图）,赤道环流,赤道无风带两侧，因南北半球的信风作用，上层水流必然从赤道向外流动形成赤道低凹（大洋低水压区）。围绕赤道低压系统，北半球部分的洋面流最终呈反时针方向，而南半球部分的洋面流则呈顺时针方向。由于二者方向相反，因而形成两个赤道环流。,综上所述，全球大洋环流模式：赤道低压环流、副热带高压环流和副极地低压环流,2,、世界大洋表层环流特点,大气与海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就制约着大气环流和大洋环流。海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。,1,）大洋表层环流模式：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：,在中低纬度的热带和亚热带海区，以南、北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流；,北半球中、高纬海区，以副极地低压区为中心形成气旋型大洋环流；,南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；,在南极大陆形成绕极环流；,北印度洋形成季风环流区。,2,）世界大洋表层反气旋型大洋环流,分布在南北纬,50,之间，并在赤道两侧成非对称出现,(,原因是热赤道处在北半球,),。,南、北赤道洋流（又称信风漂流）。,其基本特点：,从东向西流动，横贯大洋，宽度约,2000,公里，厚度约,200,米，表面流速为,2050,厘米,/,秒，靠近赤道一侧达,50100,厘米,/,秒，个别海区可达,160200,厘米,/,秒；,赤道洋流并不与赤道对称。,(,原因）,它对南北半球水量交换起着重要作用，,特别是大西洋，南大西洋的水可穿过赤道达北纬,10,以北，并与北大西洋水相混合。 （,P192,）,逆赤道流和赤道潜流,:,逆赤道流,与赤道无风带位置相一致，其基本特征是：,从西向东流动，一般流速为,4060,厘米,/,秒，最大流速可达,150,厘米,/,秒，为高温低盐海水。,赤道潜流,位于赤道海面以下，流动于南纬,2,到北纬,2,之间，轴心位于赤道海面下,100,米处，轴心最大流速约,100500,厘米,/,秒。这两支洋流都是,暖流,性质。,赤道洋流遇大陆后，另一部分海水向南北分流，在北太平洋形成,黑潮,；在南太平洋形成,东澳大利亚洋流,；在北大西洋形成,湾流,；在南大西洋形成,巴西洋流,；在南印度洋形成,莫桑比克洋流,。这些洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大的特点。其中最著名的暖流有黑潮和湾流。这两支洋流西向“强化”明显，流势强大。,黑潮,起源于吕宋岛以东海区，其水源一部分来自北赤道流，一部分来自北太平洋西部亚热带海水，流经我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。,北大西洋湾流势力也非常强大，表层水流量达,10010,6,米,3,/,秒，相当于全球河川径流总量,20,倍以上。,黑潮、东澳大利亚洋流、湾流、巴西洋流、莫桑比克洋流，受地转偏向力的影响，到西风带则转变为西风漂流。西风漂流与寒流之间，形成一洋流辐聚带，叫做海洋极锋带。极锋带两侧海水性质不同，冷而重的海水潜入暖而轻的海水之下，并向低纬流去。南半球因三大洋面积彼此相连，风力强度常达,8,级以上，所以西风漂流得到了充分的发展，从南纬,30,一直扩展到南纬,60,左右，表层水层厚度可达,3000,米，平均速度为,1020,厘米,/,秒，流量,2,亿米,3/,秒。,西风漂流遇大陆后分成南北两支，向高纬流去的一支成为暖流（北半球）；向低纬流去的一支成为寒流，并以补偿流的性质汇入南北赤道流。这样就形成了大洋中的反气旋型环流系统。属于这类寒流的有：北太平洋的加利福尼亚寒流，南太平洋的秘鲁寒流；北大西洋的加那利寒流，南大西洋的本格拉寒流；南印度洋的西澳大利亚寒流等。,3,）世界大洋表层气旋型大洋环流,气旋型大洋环流分布在北纬,4570,之间。,在大洋东侧，为从西风漂流分出来的暖流，属于这类洋流有：北太平洋阿拉斯加暖流和北大西洋暖流。其表层水一般厚度为,100150,米。,在大洋西侧为从高纬向中纬流动的寒流，它是极地东北风作用下形成的。属于这类寒流有：北太平洋的亲潮和北大西洋的东格陵兰寒流。其水层厚度可达,150,米，其水文特征是低温、低盐、密度大、含氧量多。,4,）南极绕极环流,南极绕极环流是世界大洋中唯一环绕地球一周的表层大洋环流。它具有许多独特性质，因此有人把它称为“南极洋”、“南极海”。,南极表层水形成于高纬海区，在极地东风作用下，形成一个独特的绕极西向环流；但是大部分南极海中仍然以西风漂流为主。南极绕极环流的特点是低温、低盐，冬季大部分水温在冰点左右，盐度,34.0-34.510-3,。南极绕极环流流量相当于世界大洋中最强大的湾流和黑潮的总和，但流速仅为其,1/10,。,5,）北印度洋季风漂流,三大洋中唯有北印度洋特殊，在冬、夏季风作用下形成季风漂流。冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂流；夏季，北印度洋盛行西南季风，形成西南季风漂流 。,大致从,10,S,以北的印度洋都属于季风区。,（四）大洋水团（,water body),在气象与气候学中知道，气团（,airmass,）是指广大区域内水平方向上温度、湿度、垂直稳定度等物理属性相对比较均匀的大块空气团。,与空气一样，世界各地海区温度、盐度不相同，但在一定空间范围内，海水的理化性质相对比较均匀或性质相同的大规模水体叫做水团。,1,、水团概念,指形成于同一海区（源地相同），温度、盐度等理化性质比较均匀，运动状态基本相似的大团水体。,水团的性质，主要取决于源地所处的地理纬度、地理环境和海水的运动状况。,2,、水团分类,按水团理化性质分类,水团按其理化性质的差异，可分为暖水团和冷水团。,暖水团,是由水温较高、盐度和透明度较大、有机质较少、含氧量较低、养分含量较少的水体构成的；,冷水团,是由水温较低、盐度和透明度较小、有机质含量较多、含氧量较高、营养成份丰富的水体构成的。,按理化特性在垂直空间分布的差异 分类,又可分为：,表层水团,，可深达,100m,；,次表层水团或中心水团,，深达主要温跃层底部；,中层水团,，从中心水团以下至,3000m,；,深层水团和底层水团,，充满大洋盆底。,3,、水团的形成,水团的温盐性质主要是从海面获得的，大多是在一定时期内，于确定海域的海面形成；少数是在海洋内部由于混合作用产生的。因此，水团的性质，主要取决于源地所处的地理纬度、地理环境和海水的运动。,赤道海区，终年高温多雨，降水量大于蒸发量，海水被稀释从而使盐度减小，所以表层水团具有高温低盐性质。,亚热带海区，由于受副热带高压和信风带控制，蒸发量大于降水量，海水被浓缩，因此亚热带表层水团具有高温高盐性质。,副极地海区，降水量大于蒸发量，形成低温低盐表层水团。,极地海区，常年低温，受结冰、融冰影响，可能是低温高盐性质（冬季），也可能是低温低盐性质（夏季），与季节有关。,表层以下各水团都是由表层水团下沉形成的。由于海水的动力辐聚作用，或降温、增盐作用使海水密度增大时，海水便下沉，其下沉的深度则取决于其本身的密度与下一层海水密度的对比关系。,一般地讲，在副热带下沉的海水由于密度较小，便在表层水之下的次表层散布，形成坡度最高的“次表层水”；,在高纬海区，下沉的海水温度低、密度大，便散布在次表层之下，形成海洋中盐度最低的“中层水”；在中层水之下一直到海底，充满着极地海区下沉的、性质十分均匀的深层水和底层水。,（五）洋流对地理环境的影响,洋流规模巨大，是促成不同海区之间大规模水量、热量和盐分交换的主要因素，它不仅深刻影响海洋水文、海洋生物、海洋化学以及海洋沉积，而且还影响大陆沿岸的气候和人类的海上活动。,1,、洋流对气候的影响,（,1,）洋流在高、低纬之间的热量输送中占据十分重要地位，缩小了极地与赤道的温差。,一方面，洋流将低纬盈余的热量输向高纬，补充了高纬亏损的热量，从而实现全球海洋热量平衡。,另一方面，洋流又同大气环流一道共同完成由低纬向高纬的热量输送任务。,（,2,）洋流对其流经的海区和沿岸地带的气候具有重要影响。,洋流作为下垫面条件，不仅能增高或降低气温、延长或缩短暖季或寒季的持续时间，而且影响降水量的增减，尤其对大陆东、西岸的气候具有重要影响。,一般地暖流具有增温、增湿作用，寒流具有降温减湿作用。,如冬季，亚欧大陆西岸气温明显高于东岸，主要原因就在于欧亚大陆西岸受北大西洋暖流和东岸受千岛寒流影响的结果。,又如，非洲和澳大利亚热带大陆西岸的沙漠逼近海岸，与寒流的减湿作用有关。,2,、洋流是影响海水理化性质的重要因素,同纬地带，暖流流经的海区，盐度和温度偏高；寒流流经的海区，盐度和温度偏低；寒暖流交汇处，水温、盐度的水平梯度大。从而破坏了水温和盐度的纬度地带性规律。,3,、洋流对海洋污染的影响,每年河流将大量的污染物质带入海洋。一方面，洋流将这些污染物从一个海区带到另一个海区，不断地稀释扩散，加快净化速度；另一方面，洋流又使污染范围扩大，沿岸受影响的居民和生物增多。,4,、洋流对航海事业的影响,熟悉洋流流向有利于选择航线。,顺洋流航行能节约时间、缩短周期、节约燃料等。,5,、洋流直接影响海洋生物和渔业的分布,海洋渔业资源的分布，主要集中在大陆架浅海区的寒暖流交汇处和上升流海区。,寒暖流交汇海区，海水温差大，表层海水与深层海水垂直对流强烈，把大量营养盐类从深部海水带到阳光充足的表层，引起浮游生物的大量繁殖，给鱼类提供丰盛的饵料；同时在寒暖流交汇海区，喜温鱼类和喜冷鱼类均有，鱼的种类也很丰富。,世界最大的产鱼区,太平洋西北部渔区，位处黑潮（日本暖流）与亲潮（千岛寒流）交汇处（日本的北海道渔场）。,东北大西洋的北海渔场也处在寒暖流交汇处（北大西洋暖流与东格陵兰寒流，挪威暖流与北极寒流的交汇处）。,我国的舟山渔场处于台湾暖流与大陆沿岸流交汇的海区。,信风带大陆西岸，由于受离岸风的吹送，表层海水离岸而去，深层海水上升到海面补充，形成上升流或涌升流。上升流将深层中丰富的营养盐带到表层光亮带，引起浮游生物的大量繁殖，给鱼类带来丰盛的饵料。如南美的秘鲁渔场与秘鲁上升流有很大关系。,四、复习思考题,1,、何为波浪，其运动要素有何关系？,2,、什么是风浪和涌浪，其波形有何特征？,3,、了解波浪的余摆线理论。,4,、什么是波浪折射？,5,、什么是潮汐，说明成因。,6,、潮汐的基本周期是多少，什么是大潮与小潮。,7,、什么是洋流，按成因怎样划分？,8,、什么是风海流，有何特点？,9,、掌握三种洋面流模式和世界大洋表层环流的特点。,10,、试述洋流对气候和渔业的影响。,
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