第二章 海洋学基本知识-海洋仪器网资料库

第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
§2 海流
$ X+ c/ D5 l1 s8 Y9 S# L§3 海浪
§4 海温和海冰
: Q# t: D" S+ }! o1 L9 N# l                               第一节、海洋概况
- v6 s' O2 G2 P6 H# ?0 Dn一、地表海陆分布
2 l! y0 l% p0 M' U, a: Vn地球表面总面积约5.1×10 8 km 2 ,分属于陆地和海洋。 陆地面积为1.49×10 8 km 2 ，占29.2%；海洋面积为 3.61×10 8 km 2 ，占70.8%.
n二、海洋的划分
n根据海洋要素特点及形态特征，分为主要部分和附属 部分
, f3 @- L7 R/ X+ dn主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
n附属部分分为：海、海湾和海峡
5 o; I5 m1 W4 Q3 x. p/ y" S. V1 {**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
                               各大洋的基本形态数据
大洋名称
7 f4 Z9 O: c# s) K8 t4 e! I面 积 （万平方公里） 体 积 （万立方公里） 平均深度 （米） 最大深度 （米） 太平洋
4 b  t/ m) K, C# G$ Y( o% R+ |( G17868.4 70710 3957 11034 大西洋
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
) U+ Q7 R% R1 m/ L7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
5449 合 计 36130.1 133610
3698 11034
                               n洋 (Ocean)：面积广，约占海洋总面积的89%，洋的深度 大、水色高、透明度大，水文要素相对比较稳定，季节变 化小，有独自的潮波和强大的洋流系统。
- u9 ]. n6 T4 b, Q; V; ln海 (Sea):大洋靠近大陆边缘部分，海的面积只占海洋总面 积的11%，一般深度浅，水色低（浑浊），透明度小，季
节变化显著。没有独立的海流系统和潮波系统，多数受大 洋影响。
n海湾 (Gulf、Bay): 洋或海的一部分延伸入大陆，其深度和 宽度逐渐减小的水域称为湾。湾内潮差大。
3 C2 `, J' E% v3 e$ un海峡 (Strait、Channel): 海洋中相邻海区之间宽度较窄的 水道称为海峡。海峡的特点是流急、速大、多涡旋。
0 j2 M  @# l2 ?" S1 N9 A9 @# H                               我国近海概况
  E9 N2 _9 m7 x  g4 ]* Kn我国东南海岸面临四海。渤海：为我国的内陆海，自老 铁山经庙岛与蓬莱角联线，分割黄海，面积约9万7千平
- X, P5 P' S7 |; ^7 {4 \' t  Z, Y3 \方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
2 W# {* \/ |! O' [) ?江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
' m- F- X2 p2 j南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
# m; A% q7 }) ?' H/ ^) S, D靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。
6 j5 ?( c/ L7 B! j5 V' [                               我国海域的基本形态数据
海的名称 面积
3 Y" n% Q+ n7 Y7 N0 e6 _（万平方公里） 平均深度
（米）
最大深度
（米）
渤海 7.7 18 83 黄海 38.03 44 140 东海 77 370 2179 南海 350 1212 5377 合 计 472.73
; u; `( ?  _5 `& Z4 d                               第二节 海 流
0 X/ [; }) G& F5 K海流:海水因受气象因素和热效应作用而沿着一定途 径的、具有相对稳定速度和方向的流动。是较大尺 度范围内的海水沿水平方向的非周期性流动。它是 海水运动的形式之一。
+ [9 }0 A8 k% k7 n3 D, @' W流向: 海流的方向是指去向，常用8个方位或以度 为单位表示。例如，由西向东的流，流向为90 0 ，称 为东流。海流的主轴是指海流流动方向上流速最大 点的连线。海流的规模常用流幅来表示，流幅是指 垂于主轴的水平宽度和上下厚度。海流的强弱常用 平均流速或平均流量表示。
  g) g2 I' ], ]: ^4 b4 B* u流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
" K: Y& o( f+ Y1 a8 u1 R5 D: }                               按海流的成因分类
n风海流：包括风生流和漂流，是由风对海水的牵引作用而产 生的海流。风生流是短暂风力引起的暂时性的海流，其流速 和流向随风向、风速而变化。漂流是由信风或盛行风的长期 作用而引起的海流，流向和流速比较稳定，又叫定海流。
n梯度流(地转流)：由于等压面倾斜于等势面，海水在水平压 强梯度力与地转偏向力相互平衡作用下而产生的海流。分： 密度流和倾斜流
n补偿流：由于海水的连续性，一处海水流失，它处海水将流 来补充，形成补偿流。
n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。
5 x* W$ M, ~) I! v$ u% Gn实际上由单一原因产生的海流极少，往往是几个因子共同作 用的结果，但有主次，近海以潮流为主，外海多风海流和梯 度流。
+ m- x, b% H7 I* @& o! a% ^                               按海流的物理属性(温度)分类
n暖流(Warm Current)：温度比它所经过海区的水温高的海流称暖流。一般从 低纬向高纬流动的海流为暖流。
, [) Y3 M7 g  s8 o! a& B* |6 W* Nn冷流(Cold Current)：温度比它所经过海区的水温低的海流称冷流。一般从 高纬向低纬流动的海流为冷流。
" W! {$ C2 w. A; M# H; s! Qn中性流(Neutral Current)：流动水的温度与它所经过海区的水温相差不大 称中性流，一般东西向的流。
+ \9 i7 h! Y( D) Vn暖流和冷流是一相对概念，要比较必须是相对同一海区而言，两者区别有：温度 盐度 水色 透明度 含氧量 营养盐 生产力 暖流 高 高 高 大 低 少 低
' F3 M! U4 H: E6 O寒流 低 低 低 小 高 多 高
                               风海流(Wind Current)
( ]6 ^  N, P7 q9 p, zn风海流主要是由风对海面的切应力、地转偏向力、粘滞 摩擦力达到平衡时形成的稳定表层风海流。
n风海流是海洋上最主要的海流，其强度较强。通常将大 范围盛行风所引起的流向、流速常年都比较稳定的风海 流称为定海流，或漂流。而将某一短期天气过程或阵风 形成的海流称为风生流。
. K7 Z7 \5 e* P1 P/ E" tn在大洋中，海底对运动没有影响。称无限深海风海流 （又称埃克曼漂流。简称漂流）
- L+ J+ o, h0 Q+ v* F8 \8 ?n在近海水域中，海底对运动产生一定影响。称有限深海 （或浅海）风海流。
                               表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
V 0
: g. E8 Y! D$ E7 s9 ^=0.0247w/(sinφ) 1/2 表层以下风海流流向：随深度增加在表层流向基
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
) K4 B" }, |  Z) }0 e1 ~& Y8 z加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
半球流向向左偏转
1 P9 e" G" E# c8 Y: m% n' ?在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
流速V D =0.05 V 0
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
3 T4 z4 B0 N, P4 w践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
经验公式：D=7.6w/(sinφ)
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
( T* s* `* J9 k无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
变化也比较缓慢，当海区水深z ￡0.1D时，表 面流向几乎与风去向一致
                               地转流
# G0 D2 d& M+ f) `n 倾斜流与密度流的相同点：都是由于海面倾斜后，在海水水 平压强梯度力与地转偏向力相互平衡作用下而产生的海流 n 倾斜流与密度流的不同点：
n 倾斜流(Slope Current)：海面倾斜是由于不均匀的外压场作 用造成的。若不考虑底摩擦作用影响，倾斜流的大小和方向 ，从海面到海底都一样；倾斜度越大、水平压力梯度越大， 流速就越大。测者背流而立（北半球），右侧压力高，左侧 压力低。测者背流而立（南半球），右侧压力低，左侧压力 高。
% G, ]2 Q* U5 x' Q" Qn 密度流(Density Current)：海面倾斜是由于海水密度分布不 均匀引起的。密度流只存在于密度分布不均匀的水层，且密 度越不均匀，流越大；反之，流越小。当密度恢复均匀分布 时，密度流消失。 北半球:测者背流而立，右侧压力高，密 度小、温度大、盐度低；左侧压力低，密度大、温度小、盐 度高。南半球:测者背流而立，右侧压力低，密度大、温度小、 盐度高；左侧压力高，密度小、温度大、盐度低。
3 G* g5 V; j2 J! nn p g v D D - = j rw sin 2 1 '
                               地形对海流的影响
7 G; M+ [8 F6 Z9 j# E6 Z; Qn一、海底凸地形
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；
下坡时，流速减少,流向左转。
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
7 t7 D% T2 O& M5 q下坡时，流速减少,流向右转。
; r' U: @) ~, N9 t& n6 |! ^9 Ln二、海底凹地形
! H, H& @5 G$ {* tn?
                               大洋环流
) U* k( P% h5 `- o, X) E一、定义：大洋环流是指海水在海面风力和热盐效应等作用下，
海水从某海域向另一海域流动而形成的首尾相接的独立循环 系统或流涡。
2 i; T& {+ U. G$ I$ Z) g**组成：风生环流、热盐环流
**风生环流形成的主要原因：盛行风带、地转偏向力、海陆分布 二、大洋表面环流的一般模式
*在北半球，绕副热带高压中心而流动的是一顺时针方向的环流 ；绕副极地低压（中纬低压）流动的是一逆时针方向的环流；
/ h" X: Q8 }* y) l8 n*在南半球，绕副热带高压中心而流动的是一逆时针方向的环流 ；在高纬,由于陆地少,三大洋在西风带里相互连接,西风强劲,形 成自西向东的西风漂流,而没有出现小循环,仅在南极陆地周围受 极地东风影响产生自东向西的极地海流.
                               Distribution of Current in the world Ocean
                               中国近海的环流
/ a1 i( \8 k( S7 j0 \3 U/ fn组成：外海流系和沿岸流系
. g9 O9 F/ l3 g3 {n一、外海流系：主要指黑潮及其分支（台湾暖 流、对马暖流和黄海暖流）
1 c. Y  p' H4 \- t6 ?) W2 m) mn **特征：高温、高盐
# g% B& M  k9 q) rn二、沿岸流系：大陆江河径流入海后沿海岸的 流动以及盛行季风引起的风海流。
n **特征：低温（冬季）、低盐
3 s& e- q, ^* z) r; M. f4 qn高温（夏季）、低盐
                               中国近海海流
% f9 H. M2 J7 ?1 ]6 l+ un渤海、黄海和东海海流： 外海暖流：台湾暖流、对 马暖流、黄海暖流。
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸
+ U; `$ b( r0 h* w* u8 |! V流、苏北沿岸流和闽浙
沿岸流等组成逆时针环
流。
                               中国近海海流 n南海海流：
  G3 \( n; A8 h3 Y+ M5 e9 o  ]  }& X主要受季风影响，
6 @9 a, c$ \- m+ G* s+ q/ A在东北季风期间大
部分地区为西南流。
在西南季风期间大
8 J9 M1 `3 Q* L. E9 d& A( ^部分地区为东北流。
                               第三节、波 浪
8 X( i% Y; d: w. Z                               n波浪的基本特点及研究方法
n海洋中的波动是海水的基本运 动形式之一。从海面到海底处处
7 a! e! w7 n* L都可能出现波动。
n海洋波动的基本特点是：在外力 与重力的作用下，水质点离开其
$ r4 g5 y3 T1 F& X平衡位置作周期或准周期性的运
动。
n实际海洋中的波动并不是真 正的周期性变化，而是可以近似
! l7 C# Z$ }' s& x+ E视为许多周期不同的简单波动叠
加而成的复杂波动。
n研究方法:从简单波动入手，利用 不同周期的简单波动的特性以及
! d) e, r/ ~0 p1 C% A' _. }其在复杂波动中所具有的能量大
5 ?; J9 P7 L$ F9 u小，综合分析海洋波动的特性.
                               海浪对航海的主要影响
1、船偏移,偏航.
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
7 ]$ ^$ X5 J& D4 p损坏，甚至船体断裂.
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
的机动性能、操纵性和稳性下降；导航仪 器受干扰或损坏；晕船导致船上人员工作 效率下降.
5 x7 e, B! M6 F6 d7 ?9 ?- X4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
/ n& e( X  x6 R4 k' {位置.
  z7 W* L8 h7 \" D3 z; ~                               波浪要素和分类
: [0 `; `3 b8 i/ N( M实际海洋中的波动是一种十分复杂的现象，严格 说，它们都不是真正的周期性变化，但是，作为最 低近似可以把实际的海洋波动看作是简单波动或简 单波动的叠加，从研究简单波动入手来研究实际海 洋的波动是一种可行的方法，而且简单波动的许多 性质可以直接应用于解释海洋波动的性质。
                               波浪要素
n
! q9 `2 {( ~3 [8 I( i波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
2 }3 ]3 {# _9 ?8 j3 }  V9 u5 @波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
/ Z& g+ U  i% \8 K: k; h波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
波幅a：波高的一半称为波幅； n
周期T：两相邻的波峰（或波谷）相继通过一固定点所需时间，单位为秒； n
) q* m: A/ z0 {8 B1 o) k波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
波向线：垂直于波峰线的波浪传播方向线； n 波长、波速、周期三者关系： cT
+ ]9 W5 X! K5 k: y* l= l
. R' p0 V. O$ b* [  k, q% a                               波浪的表示法
n (一)、波高表示方法
n 1、平均波高：所有波高的平均值，Hp=（H1+H2+H3+…Hn ）/n ， 其中n 为观测到的波的总个数，H1，H2，...Hn 为各实测波的波高。反映海面 波高的平均状态
2、部分大波的平均波高：将观测到的波高按大小排列起来 ，取最高的一部分波的波高计算平均值，称为部分大波的平均波高 。常用的有： H 1/3 、H 1/10 、H 1/100 、 H 1/1000 ，其中H 1/3
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp
. |* t- T7 N) Xn
**换算经验关系：H 1/3 =1m→Hp=0.63m;H 1/10 =1.27m; H 1/100 =1.61m; n H 1/1000 =1.94m
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
2 2
S W E H H H + =
0 h" M5 r0 c- t5 u7 z6 b  y                               （二）、波高、波向频率玫瑰图
n
波向是指波浪传播的来向，波向频率是统计累年、各季或各月的 n
. H8 R) E2 d& m' F7 p! X各向波浪出现回数n 与相应统计时限内总回数N 之比的百分数。即波向频率 P （P=n/N ）. n 以相应比例在同方向上标出波浪出现的频率数的图，叫波向玫瑰图
2 @. E- ^# w* ?- S, Z全年波高波向玫瑰
: v. v* b; u/ {/ W# q" Y( {图
累
年
波
高
最
大
7 o4 P0 @: J$ }& r值
* d$ q9 v4 |5 B) U9 M  [玫
! f8 l( l+ ]7 v  x瑰
图
                               波浪的分类
（一）、按成因分类
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
+ k- F8 k" B  Y6 G, S+ Nn涌浪：风浪离开风区传至远处或者风区中风停息后所留下来的波浪，称为涌浪。 n近岸浪：风浪或涌浪传至浅水或近岸区后，因受地形影响而发生一系列变化后， n形成的浪。
n海啸：由于海底或海岸附近发生的地震或火山爆发所形成的波动。
n风暴潮：由于气象原因，如台风，强风暴等引起的海面异常升高现象称风暴潮， n亦称风暴海啸。下载的PPT、SWF\水文.swf
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）
3 T8 E2 z9 m( f6 o) s9 R6 o* l' Pn内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
2 W  m3 \2 P" N1 s; u/ K2 s                               (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
+ _* v4 `' L- Wn浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
1 O! e& @% R/ i% W) ^+ o+ An是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。

t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h