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温、盐要素受大陆影响很大。

3、海湾——外宽内窄，洋或海伸进大陆的一部分。

海湾中常出现最大潮差，如杭州湾大潮，最大潮差可达8.9m。

4、海峡——两块陆地之间形成的两端连接海洋的狭窄水道。

海的分类

1、陆间海：

大陆之间的，面积深度较大。

例如—地中海、加勒比海。

2、内海：

伸入大陆内部的海，面积较小，其水文特征受周围大陆的强烈影响。

世家海和波罗的海。

3、边缘海：

位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔。

如东海、日本海。

南大洋：

三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋，又名南极水域。

2.3海底的地貌形态

海岸带：

水位升高便被淹没、水位降低便露出的狭长地带即是海岸带。

海岸带是陆地与海洋相互作用、相互交界的一个地带（潮上带，潮间带，潮下带）。

海岸线：

陆地与海面的交线。

近期大潮平均高潮面与陆岸的交线。

海岸动力学：

下界浅海波浪对海底开始起作用的地方，上界最高潮位激浪还能作用到的上限。

潮间带：

高潮时的海岸线与低潮时的海岸线之间的带状区域。

一、稳定型大陆边缘：

由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。

大陆架：

大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。

其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止。

大陆坡：

大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限是大陆架外缘（陆架坡折），下限水深变化较大。

大陆隆：

大陆隆是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深（2000～5000m）处。

大洋盆地：

又称大洋床，是海洋的重要部分，地形广阔而平坦，占海洋面积的72％以上。

二、活动型大陆边缘：

是全球最强烈的构造活动带，最大特征是具有强烈而频繁的地震和火山。

（1）岛弧亚型大陆边缘

岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋，其组成单元除大陆架和大陆坡外一般缺失大陆隆，以发育海沟－岛弧－边缘海盆地为最大特点。

这类大陆边缘的岛屿在平面分布上多呈弧形凸向洋侧，故称岛弧，大都与海沟相伴存在。

（2）安第斯亚型大陆边缘

安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中美－南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落深邃的秘鲁－智利海沟，大陆架和大陆坡都较狭窄，大陆隆被深海沟所取代，形成全球高差（15km以上）最悬殊的地带。

2.3.3大洋底:

位于大陆边缘之间的大洋底是大洋的主体，由大洋中脊和大洋盆地两大单元构成。

大洋中脊：

又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。

是指大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底，约占世界海洋面积的1/2。

（2）海底高原：

海底高原又叫海台，是大洋盆地中近似等轴状的隆起区，其边坡较缓、相对高差不大，顶面宽广且呈波状起伏。

（3）海山：

大于1000m者称为海山

（4）深海平原：

大洋盆地底部相对平坦的区域是深海平原

2.4海底构造与大地构造学说

大陆漂移：

他认为，地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的联合古陆（或称泛大陆），其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。

中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块——即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。

由于各大陆分离、漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋（古太平洋）收缩而成为现今的太平洋。

海底扩张：

大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。

海底扩展移动的速度大约为每年几厘米。

板块构造

2.5.1滨海沉积

一、海滩沉积作用

波浪控制，沉积特点：

海滩沉积物的粒度变化较大，可从粉砂到巨砾，而以砂、砾为主。

沉积结构的横向和纵向变化与波能强弱有关。

在横向上粗颗粒多分布于破波带，由此向岸、向海均变细。

在纵向上颗粒沿海岸线递变，波能强处颗粒粗，如岬角处往往发育砾石滩；

波能弱处颗粒细，如岬角间的海湾则发育沙滩。

（典型的海滩剖面分为后滨（平均高潮线至特大高潮线）、前滨（平均高、低潮线之间）、内滨（平均低潮线至破波带）和滨面（破波带与内陆架之间）四带

二、潮坪沉积

⏹潮汐动力控制，沉积特点：

平行等深线的带状形式被反复搬运、沉积。

（1）高潮坪是以悬浮载荷为主的搬运沉积带，主要是由粉砂和粘土等细粒物质组成的泥质沉积；

（2）中潮坪则是床沙及悬浮载荷共存的过渡搬运沉积带，主要是砂质和泥质混合过渡沉积物。

（3）低潮坪是以床沙载荷为主的搬运沉积带，堆积成具有多种交错层理的潮坪砂体；

三、沙坝—泻湖沉积体系

定义：

泛指近海与海岸线延伸方向平行分布的一系列沙坝和沙岛。

被沙坝从毗邻海域隔离出来，仍与海洋沟通或有沟通的浅水域称为泻湖

控制因素：

泻湖一般为低能环境，波浪、潮流的作用都不强，仅潮流通道口附近的潮流较强。

沉积特点：

泻湖沉积的组成有碎屑物质和化学沉淀物，以碎屑为主，主要来自障壁、外滨，部分来自陆地。

热带海岸泻湖可能全由碳酸盐质的生物碎屑组成，高盐泻湖中可形成石膏、岩盐等化学沉淀物。

四、河口湾沉积

河口湾是与开阔海洋自由沟通的半封闭沿岸水体，与河流相接并被径流所淡化，上限为潮流界或沉积物进行双向搬运的上界。

河流作用区：

搬运、扩散碎屑物质的主要营力为径流，潮流作用很弱。

其沉积物以边滩相为主，由交错层状砂和粘土透镜体组成；

另外还有河道沉积（砂、粘土互层并含砾石）以及沼泽沉积（富含有机质的粘土及粉砂）。

河口环流作用区：

径流量与潮流量之比为0.05～1.0，细粒物质的扩散依赖于河口环流。

该作用区的沉积相以潮道相为主，由纹层状粉砂、粘土组成，夹砂质透镜体，向海方向生物扰动程度增大；

另外还有由砂组成、偶含泥砾、具波痕构造的沙滩相，由纹层状泥和砂组成、具生物扰动构造的潮坪相以及由富含植物碎屑的粘土组成的沼泽相。

海洋作用区：

其营力有河口环流、潮汐、波浪和沿岸流，入口处的潮汐和波浪作用最强，而携带悬移质的河口湾则由较深的潮道中注入外海。

潮道中的沉积物为粗砂，浅滩沉积物为中细砂，两者都具有小型交错层。

五、三角洲沉积作用

三角洲是河流携带的泥砂等物质在滨海（湖）地带形成的堆积体，由陆上和水下两部分构成，

河口水流：

决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流。

近河口区的沉积物是砂、粉砂和粘土的混合物，以砂为主；

远离河口的地带主要是粘土落淤，砂和粉砂含量甚少。

影响三角洲发育和沉积物分布的自然因素还有径流量和输砂量、潮汐和潮流、波浪等。

2.5.2大陆架沉积

（1）残留沉积：

残留沉积以砂为主，大都分布在外陆架，现代沉积速率低的内陆架上也有分布。

（2）现代沉积：

现代沉积物大都分布于内陆架，向海变薄，外陆架很少分布。

（3）准残留沉积（变余沉积）：

2.5.3大陆坡－陆隆沉积：

连续过程包括水柱中的沉降作用、浑水羽状流和底层流作用。

不连续过程则包括浊流、碎屑流、滑动等方式。

2.5.4大洋沉积：

（1）远洋粘土，主要分布在太平洋，它覆盖了洋底总面积的49.1%。

大西洋和印度洋分布局限。

（2）钙质生物沉积，主要集中在南北纬60°

之间。

（3）硅质生物沉积，太平洋赤道带、环北极的不连续带和环南极的连续带

一：

滨海砂矿，可分为三大类：

非金属砂矿，重金属砂矿，宝石及稀有金属砂矿（钛矿）

二：

石油和天然气（中海油）

三：

磷钙石和海绿石，储量为千亿砘。

1：

磷钙石，又称磷钙土，是一种富含磷的海洋自生磷酸盐矿物，这是制造磷肥，生产纯磷和磷酸的重要原料。

分布：

大陆边缘磷钙石（主要开采），大洋磷钙石。

形态：

磷钙石结核（最为重要），磷钙石砂，磷钙石泥。

2：

海绿石（硅酸盐，铁，钾，铝等），分布于30米到3000米，分布在大陆边缘和大洋，制造磷肥，主产纯磷和磷酸的重要原料

四：

锰结核和富钴结核：

1锰结核（铁锰的氧化物和氢氧化物组成，一些微量元素），储量为15~30×

1011t，存在于深海3000米左右，难开采，主要分布于太平洋，其次印度洋和大西洋（量少）。

富钴结壳（锰，钴等沉积物），化合物钴是战略物资，备受世界各国的重视。

分布于水深不足2000米的半深水区，形态：

壳状沉积物，不规则，含钴（Co）2%。

五：

海底热液硫化物，130多处海底热液活动区。

分为两种类型：

层状重金属泥和块状多金属硫化物，前者以红海最典型，称为“红海区”，后者主要产生于洋中脊的裂谷带，称“洋中脊型”。

六：

天然气水合物，“海冰”

冰晶状固体化合物，成份为甲烷（96.5%）水（3.5%）；

条件为低温高压。

若充分分解，1m3的天然气水合物可释放150m3的甲烷气，是世界天然气探明储量的10多多倍。

第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构

3.1海水的主要热学和力学性质

水的反常密度变化：

水分子的缔合的原因。

水分子缔合成分子晶体，其晶格排列松散，体积增大，故密度减小。

t<

4℃时有利于分子的缔合。

0℃水结冰时，水分子全部缔合成一个巨大的分子晶体，体积增大，密度减小，所以冰总是浮在水面上。

0℃—4℃升温过程中，较大的缔合分子离解为较小的缔合分子，体积收缩，密度增大。

盐度：

1千克海水中所含溶解物质的总克数

氯度：

一千克海水中，将溴和碘以氯代替后所含氯的总克数称为氯度。

标准海水：

用AgNo3的浓度，为此需要配制一种标准溶液，来校准硝酸银的浓度，为此配制一种准确知道其氯度值的“标准海水”，作为国际统一标准来校准硝酸银溶液的浓度。

海水的主要热学性质与力学性质

热容：

海水温度升高1k（1℃）时吸收的热量。

比热容：

单位质量海水的热容

热膨胀系数:

当海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。

压缩性:

单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。

海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化→压力变化→V变化。

绝热下沉时，P增大→V缩小，外力对海水微团作功→内能增加→T升高；

反之，绝热上升时，V膨胀→消耗内能→T降低。

上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示

位温：

某深度（压力为P）的海水微团，绝热上升到海面（压力为大气压P0）时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Q。

海水微团此时的相应密度称为位密，记为rQ

比蒸发潜能热：

使单位质量海水化为同湿度的蒸汽所需的热量。

L=（2502.9-2.720t）×

103J/kg（3-9）适用于（0~30℃）

饱和蒸汽压：

指水分子由水面逃出和同时回到水中的过程达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压力。

蒸发现象的实质是水分子由水面逃逸而出的过程。

热传导：

相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块状的交换，会使热量由高温处向低温处转移。

热流率：

单位时间内通过某一截面的热量。

方式：

分子/涡动（湍流）

基本方式：

流（黑潮）——>

北赤道（高温水），风引起涡动

由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导。

主要与海水的性质有关。

由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传导或湍流热传导。

主要和海水的运动状况有关。

6）沸点升高、冰点降低：

海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。

冰点温度随盐度ｓ的增加而降低。

相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动（湍流），在两层海水间便有动量传递，从而产生切应力。

摩擦（切）应力的大小与两海水间的速度梯度成比例。

界面上单位面积的应力为t=m*∂u/∂n，式中n为海水界面法线方向，u为流速，m称为动力（学）粘滞系数（粘度），单位记Pa·

s；

m/r称为运动（学）粘滞系数，单位记m2·

s-1。

m随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小。

单纯由分子运动引起的m的量级很小。

在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，其粘滞性可以忽略不计。

但在描述海面、海底边界层的物理过程，以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力起着重要作用。

分子粘滞系数只取决于海水性质，而涡动粘滞系数则与海水运动状态有关

若在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过，则淡水侧的水慢慢渗向海水侧，使之压力增大，直至达到平衡状态，此时膜两边的压力差称为渗透压。

渗透压随海水盐度增高而增大；

低盐时随温度变化不大，高盐时随温度升高而增幅较.

海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约250m的压力。

在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。

海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。

海水中杂质增多也会使表面张力减小。

表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。

3.1.3海水的密度与海水状态方程

海水密度ρ：

单位体积海水的质量（g/cm3）

比容α：

单位质量海水的体积（cm3/g）

海水的密度和比容都是温、盐、压力的函数，用ρS，T，P和αS，T，P表示

现场密度：

在现场温度和压力下的海水密度，称为“现场密度”，ρS.T.P或бS.T.P

条件密度：

大气压力下的海水密度称为“条件密度”бt（大气压力为0）

海水比容：

VS.T.P=（αS.T.P–0.9）×

1000

海水状态方程的应用：

可直接应用于计算海水密度，此外，还可计算海水热膨胀系数、压缩系数、声速、绝热梯度、位温、比容偏差以及比热容随压力的变化等。

海冰：

由海水冻结而成的冰称为海冰。

海冰的盐度：

海冰的盐度是指海冰融化后所得海水的盐度。

二、海冰的形成

1、形成条件：

海水温度降至冰点；

相对冰点稍有过冷现象；

有凝结核存在。

2、形成过程

原理：

tρmax随盐度的增大而降低的速度比tf快．

当s＜24.695时，结冰情况与淡水相同；

当s〉24.695时，海水冰点高于最大密度温度，海面温度降低到冰点，但海水仍在增密过程，使海水呈对流混合状态而无法结冰。

只有当对流混合层的温度同时到达冰点，海水才会在整个对流混合层同时结冰。

三、海冰的分类

1、按结冰过程的发展阶段：

初生冰；

尼罗冰；

饼状冰；

初期冰；

一年冰；

老年冰

2、按海水的运动状态

固定冰：

与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰

流冰：

自由浮在水面上，能随风、流漂移的冰

冰山：

由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体

四、海冰的分布

北冰洋：

3-4月，最大，约占北半球面积的5%；

8-9月，最小，约占最大覆冰面的3/4；

多年冰厚度3-4m

绕洋盆边缘运动，冰界线58°

N；

发源地——格陵兰；

平均冰界线40°

N

南极大陆：

世界最大的天然冰库；

终年被冰覆该

冰界线：

南太平洋50-55°

S；

印度洋 

45-55°

南大西洋43-55°

S

五、海冰的盐度

1、定义：

海冰融化后海水的盐度，一般为3-7

2、“盐泡”和“气泡”：

结冰时来不及流走的盐分以卤汁的形式被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”；

结冰时来不及逸出的气体被包围在冰晶之间的空隙里形成“气泡”。

3、影响盐度因素（卤汁）：

冻结前海水的盐度；

冻结前海水盐度越高海冰的盐度也越高；

冻结的速度（冻结越快，卤汁越多，盐度越高）；

下层冰层比上层慢，盐度随深度的加大而降低；

冰龄（冰龄越大，盐度越小）

六、海冰的密度

•纯水冰0℃———917kg/m³

•海冰密度低于纯水冰（含有气泡）

•新冰———————914-915kg/m³

•冰龄越长，密度越小（卤汁渗出）

七、海冰的热性质和其他物理性质

1、比热容比纯水冰大；

S↗，↗；

T↘，↘

2、融解潜热比纯水冰大

3、热传导系数比纯水冰小；

Z↗，↗；

表层为纯水冰的1/3，1m以下和纯水冰近似

4、热膨胀系数（即密度随温盐的变化）

5、抗压强度纯水冰的3/4（有空隙）

6、对太阳辐射的反射率：

远远大于海水

1、辐射定律：

斯蒂芬—波尔兹曼定律：

任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。

维恩定律：

辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。

总辐射能=直达辐射+散射辐射

2、影响因素）：

A、太阳高度B、大气透明度C、天空中的云量、云状

3、总辐射能分布：

1）纬度（latitude）：

A、随纬度升高而减小B、除赤道地区外，夏半年均高于冬半年且差值随纬度升高而增大。

C、经向梯度夏半年小于冬半年。

2）进入海水中的辐射能：

主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。

海面有效回辐射

海面向大气的长波辐射与大气向海洋的长波辐射之差。

2、影响因素：

A、海面水温B、空气中的湿度C、云量、云状

3、分布（distribution）：

表面水温和海洋上层的相对湿度的日变化和年度变化相对较小，则Qb随纬度及季节变化小。

水温的变化

（一）日变化：

很小，变幅不超过0.3°

C。

日较差：

最高温与最低温之差。

1.影响因素：

主要因子是太阳辐射、内波等。

2.表层：

相比之下，晴天比多云大；

无风比有风大；

低纬比高纬大；

夏季比冬季大；

近岸比外海大。

主要受云、风、潮流影响。

3.深层：

表层水温的日变化，通过海水内部的热交换向深层传播。

变幅随深度增加而减小，位相则落后。

（二）年变化：

表层受制太阳辐射年变化。

最高温与最低温差为年较差，赤道和极地海域年变幅小于1°

C，最大值出现副热带海域8-9°

C，寒暖流交汇处可达14、15°

北半球变幅大。

近海大于大洋。

表层以下水温的年变化，主要靠混合和海流等因子施加影响。

（三）非规则变化：

西班牙圣婴ELNino现象。

海洋温度的分布与变化

混合层下界特别是夏季，因表层增温，可形成很强跃层，称季节性跃层。

冬季，因表层降温，对流过程发展，混合层向下扩展，导致季节性跃层消失。

极锋向极一侧不存在永久性跃层。

冬季甚至在上层出现逆温现象，其深度可达100m，夏季表层增温后，由于混合作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。

因此，往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水”，它实际是冬季冷水继续存留的结果。

当然，在个别海区它也可由平流造成

分布特点：

①等温线基本沿纬度分布，几乎与纬度平行，这与太阳辐射的分布规律极为相似。

②温度自赤道向两极不规则地下降

③海流影响局部温度分布，经向流使等温线改为经向。

④在寒暖流交汇处或二个物质不同的水团交汇处，等温线密集。

⑤表面温度夏季普遍高于冬季，并且冬季经向温度梯度远比夏季大，这与太阳高度和日照有关。

⑥在沿海近岸受地形影响大，等温线与等深线平行，夏季近岸高，远岸低，冬季相反。

海洋中最冷的水在南极地带的威德尔海，表面水最高温带大约位于北纬5°

~10°

。

温度的垂直分布：

一般而言，温度自海面向海底随深度的增加呈不均匀递减

二、盐度的分布变化

1.大洋表面的盐度分布

①大洋表面盐度径向分布从赤道向两极呈马鞍形

②寒暖流交汇处，等盐线密集，水平梯度大，有的地方可达0.5‰／海里，主要是由于两种水系含盐量不同造成的。

③大洋边缘盐度小（降水量大）。

④大西洋表面盐度高于太平洋和印度洋（主要与水交换有关）。

2.大洋盐度的垂直分布

①赤道，表面低，向下增大，至100－200m层盐度达最大值,以后逐渐减小，至中层800—1500m层盐度达最小值，以后又缓慢上升，至2000－3000m盐度均匀。

②亚热带，表层最大，且向下急剧减小，出现盐度最低值后又缓慢上升。

③亚寒带，表层最小，随深度增加而增加1500－2000m以下不变化。

④极地，表层小，300－500m以下均匀。

三．密度分布

●海水密度是温度、盐度和压力的函数。

大洋上层特别是表层，取决于水温和盐度。

●赤道区温度最高，盐度也较低，故表层海水密度最小，密度超量g约23kg.m-3，由此向两极方向，密度逐渐增大。

●副热带海域，虽然盐度最大，但因水温仍很高，故密度虽有增大，但未出现极大值，密度超量g约26kg.m-3。

●随着纬度增高，盐度剧降，但因水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大，故密度继续增大。

最大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海的密度超量g>

28kg.m-3，南极威德尔海>

27.9kg.m-3。

●随着深度增加，密度的水平差异如温度和盐度一样，不断减小，至大洋底层则已相当均匀。

3.4.2一海洋水团

⏹定义：

源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。

⏹温盐图解：

1916年由B.海兰-汉森首创，具体方法系指以温度为纵坐标，以盐度为横坐标，将测站上不同层次的实测温盐值对应地点在温盐坐标系中，然后自表至底有序的把各点连结起来的曲线（折线）图。

二、水团的分析方法：

1、定性的综合分析方法；

2、浓度混合分析方法；

3、概率统计分析方法；

4、模糊数学分析方法

三、水型和水系:

水型（指温盐度均匀，在温-盐图解上仅用一个单点表示的水体，性质完全相同的水体集合）。

水系：

“符合一个给定条件的水团的集合”。

3.4.3海洋混合及温度、盐度、密度的细微结构

湍流：

海水运动过程中，任一水质点的运动速度大小和方向随时空变化而无规则变化，这种海水运动称为海洋湍流。

湍流是相对于层流而言的，所谓层流是海洋中流速大小和方向相对恒定的层状海水运动。

层流中相邻水层之间仅通过水分子热运动进行动量和物质的交换，而湍流中主要通过海水微团不规则运动进行动量和物质的交换。

湍流可看作由平均运动与流体微团不规则脉动叠加而成。

湍流的基本特征：

1）随机性；

2）扩散性；

3）能量耗散性。

混合：

在动力和热盐等因素作用下，具有不同水文特征的海水不断地相互交换、混杂，从而使一定范围内海水水文要素的分布逐渐趋向均匀，这类海水运动称为海水混合。

影响混合的主要因素：

风、及其产生的波浪和海流，热盐效应，潮汐，内波等。

两个或更多水团之间叠置相交时产生混合效应，它们的交界面即水团边界，或称混合区、交汇区、过渡带、锋面、跃层等。

混合形式有分子混合、湍流混合、对流混合。

●分子混合：

由海水分子及其中溶质分子的不规则热运动产生的混合。

其混合强度取