物理海洋--整理-海洋仪器网资料库

物理海洋学（侍茂崇）——整理
, N! b% c. l' J第一章引言
略
第二章海水物理性质
第一节海水的空间分布
* |7 ?+ w; {- @7 \' z# y1 Y! k洋海峡湾
第二节水的特性
平凡（海水占%）
+
( C( a! h! k- k/ m特殊（分子结构，天然液体，活跃性，高沸点冰点，最大热容量，反常碰撞）
0 r! u5 q. l& ~: f0 u: a第三节水的绝热变化和位温
绝热条件下：
海水微团下沉时，压力增加致体积减小，外力做功使内能增加温度升高；
海水微团上升时，压力减小致体积膨胀，内能消耗致温度降低。
大洋典型温度刨面
) W  P2 y$ y1 w6 k5 [混合层（从海面向下到几十米水层），
( n" T+ O6 q- G& k# q9 X/ t; O7 K4 u风使该层海水充分混合，维持同温度
6 S3 V1 W9 J% Q. |. L温跃层（混合层下温度骤变区），因季节
2 G; h6 S/ r- l( @, ~2 [  I: B3 b而异
5 n( ^2 U  Q: H$ ^, x0 v+ _位温：海水微团从海洋某一深处（压强为p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压）
- L( f6 L* s4 _& s时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不
3 B0 N9 `3 {. w2 V( \' j- d/ i涉及能量交换，因此引入位温。）
" [7 _* [, c  S3 _+ r& W第四节盐度
8 v! i' U" H# p4 V  L+ }! E" ]绝对盐度：海水中溶解物质质量与海水质量的比值。
1978年实用盐标：在1标准大气压下，15℃的环境温度下，海水样品与标准KCL溶液
                               的电导比为1，即该样品的实用盐度值精确地等于35。
第五节海水的密度和比容
海水密度：单位体积海水的质量（kg/m3）
; |( I& Z3 p7 B5 F* T- X) R( s* e海水比容：单位质量海水的体积（m3/kg）
位密：一个海水块在盐度不变的情况下绝热地从初始压强p移动到参考压强pr时的密度。（在动力海洋学研究中，经常需要识别出其他物理因子（如温度和盐度）的变化所产生的密度变化，因而引入位密。）
第六节海水中的声速
声速最小层：随着水深的增加，声速先随温度减小而减小，温度变化减缓时，声速开始随压力的增加而增加，因此产生了一个极小值。
大洋声道：当声速与声速最小层成较小角度向上或向下传播时，其传播发生弯曲而折回声速最小层。因此，近于水平方向发射的声束会以最小层为轴线，在某一层内上下往返传播。这样使得声波的能量集中在该层上下，损失很小，进而使其传播距离大大增加。
1 C6 }) W9 v$ d该层即是大洋声道，声速最小层为声道轴。
6 u. ?3 ~# }- ?! [; S& s% x8 J* n第七节海水的光学特性
植物光合作用与海水深度关系

6 L8 O  b0 G) Z2 t  K. f                               
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' Q- A+ g& ^8 u; [# Z第八节海冰
" }' F  ~# C+ ~: }( [$ \略
第九节海水其他物理特性
2 `  H1 y; p. o- r' }海水的比蒸发潜热：1kg海水汽化为同温度的蒸气所需的热量。
4 O% }1 e& q* D( [2 b饱和蒸汽压：水分子经由海面逃出和重又回到海水中的过程达到动态平衡时水汽所具有的压力。
# C" r  d8 F! M# ]* L% z+ _热传导：相邻海水若温度不同时，由于海水分子或者海水块体的交换，会使热量由高温处向低温处传播。
( P2 h4 Z! w; A3 h% H涡动热传导（湍流热传导）：热量的传递是由于海水块体的随机运动所引起的传导。
  C+ Y3 f( t9 @8 i) ?" E+ ]表面张力：在水的自由表面上，水分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最
* w  n' _& t4 P' S; j                               小。
% q6 i5 f6 i) V渗透压：渗透作用达到平衡状态时，膜两侧的压力之差。
7 Q/ S: f( @& R$ H3 n, [3 x/ U+ M粘度：相邻水层之间存在相对运动，由于分子不规则运动，产生动量传递，从而形成切应力。
第三章海洋表面热平衡和水平衡
第一节海洋热平衡分量
8 _+ d& M- E7 h  }8 G. o/ b穿过海表面热交换的四个过程：
来自太阳的短波辐射——太阳辐射能
大气与海洋之间的长波（红外光部分）辐射热交换——有效回辐射
' c8 b; X# c! T( t海水蒸发热耗损或凝结热收入——蒸发损耗热
1 x6 Z3 V* ~* `/ u" R' v由于海面和大气之间温度差而产生的湍流（显热）交换——显热损耗。
# N# X0 ?* D+ M# ~6 `: g0 n蒸发耗损热量：是指液态水变为同温度条件下气态水所需要的热量，又称潜热通量。
; O1 }( [1 V# I! M/ O平流热传输：由于海水流动，水平方向暖流能带来热量，冷流能使这里失去热量。
* {2 p0 a, h, a+ k3 l第二节热平衡和海水
0 k: t* O% }8 Z/ I$ {+ @略
: r+ ^7 {' q" m$ N1 f; x第三节海洋中的水量收支
: u3 i9 _% E$ j5 ^水量平衡：水的来源几乎完全靠地球自身，又在地球系统自身之内周游而循环，所以也称为水循环。
5 f( P) r& @  A  c! {& Z4 o' _海洋中的水量平衡：海洋中水的收入主要靠降水、陆地径流和融冰，支出则主要是蒸发和结冰。
5 e! d1 o, \( m0 f# N; N+ m蒸发降水差
( I! e& a" c; s) e) L& j0 }

! p) P3 [* i7 x7 ]9 ~( J& u                               
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第四节世界大洋的温度场
3 M. t5 k$ L" V. }: `$ \水温的空间分布：
表层：由热赤道向南北极，水温渐次降低，到极圈附近已降至0℃；由于湾流黑潮等平流水平输送热量，在亚热带至温带海域呈西高东低，在亚寒带至极地海域则东高西低。
! E% n. t! h) H2 g1 s2 h                               深层：海洋环流对水温分布影响更加明显。水温经向梯度减小，而在大洋西边界流区则会出现明显的高温中心。
. l) K% H) s9 U9 d6 O7 |: V; j垂向：以主温跃层为界，其上水温较高为暖水区，其下为冷水区。暖水区，由于受动力（风力和波浪的搅拌）和热力（如蒸发增盐或降温增密）等因素的作用，促进了上层海水的垂向混合。
水温的时间分布：
9 J, f/ |- r1 `: M1 L日变化：不大
年变化：因地轴的倾斜和日地距离的变化，呈正弦特征。
. j& O" U1 B% U第五节世界大洋的盐度场和密度场
1 A0 [4 v' _. C' Y4 K# [8 Y海水盐度的空间分布
+ p' s( _, S. }, e, @水平分布：与蒸发降水差的分布很接近。
7 C4 v, ~; A# m# v2 g/ n% B1 r垂向分布：（1）从高盐核心层向下，等盐线相当密集，形成铅直方向上的盐度跃层，跃层中心大致在300-700m的深度上；（2）因地而异。
; X" N% ]. i. N0 p: z5 z海水盐度的时间分布：
日变化：很小
: ~4 _% ?! H. f- D, F" u年变化：由于降水、蒸发、结冰和融冰都有年周期变化，所以海洋表层盐度的年变化也有周期性，不过很复杂。
海水密度的空间分布：
; s( Q6 t/ \7 `大西洋每二十纬度年平均温度、盐度和密度（太平洋，印度洋类似）

3 g- Q: T6 J$ p9 ^5 @4 ]                               
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: @* s& T) T, ~1 m# n7 @1 S. @可从纬向，经向，区域，垂向各个方面讨论。
- u+ P" j8 z! R# |6 D9 ^9 E% X大洋密度的时间变化
0 m! R" o0 K6 R密度跃层（温度跃层）：春季形成，夏季强盛，秋冬衰亡。
第六节海洋温度、盐度、密度的细微结构
( \" v4 f! ^& I6 M& n双扩散对流：当高温高盐水和低温低盐水重叠且呈稳定层结时，若上下密度差异小，由于分子热传导效应比盐度扩散效应强得多，则上层海水因失热较快而冷却下沉，下层则因受热较快而增温上升，于是形成双扩散对流。
盐指：由于双扩散对流，而在界面上出现的簇状小长柱结构。
多层阶梯状结构：界面上下的水层，因升降盐指的搅拌而趋于均匀，逐渐形成多层阶梯状结构。
                               .......
! r7 q8 X- ^% N( s  y第四章水团分析
第一节水团的基本概念和术语
水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。
核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流
第二节水团的划分
水团的地理学分析法：根据海洋物理、化学等要素的空间分布和时间变化，进行综合分析，并对它们的变化特征和环流结构进行描述。
1 s% E7 D2 b* |2 S% Z梯度边界法，等值线边界法，最大稳定度法，生物指标法
T-S点聚图：在直角坐标系中，横坐标是温度（盐度），纵坐标是盐度（温度），将实际观测的温盐资料点在坐标图的相应网格点上。由于实际海洋是运动的，不同水团间发生着不间断的混合和变性，从而一个水团表征为一个点集，存在多个水团的海区在T-S 坐标系则是一群点集。
第三节世界大洋水团
水团思维导图
0 V( H) _9 P6 }9 o: K* ?5 t5 F

* s. N" z( [  p$ _7 n                               
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/ L4 ~( j5 [/ I第四节中国浅海水团分布
思维导图
1 n3 @& W( k/ _, Z0 _$ Y" }$ U                              

/ d1 W3 X$ r, M) o7 i. C                               
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, K4 M& r' u- j7 X% j第五章海水运动方程（公式推导手写）
: Q; B& T, G, ^, l1 F第一节海水受力的分析
牛顿第二定律：
压强梯度力：，流体内部水平压强梯度力是处处相等的。
科氏力：，其中为科氏参数，为地球自转的角速度，为纬度。
/ x! N4 J# \& x& L9 Y行星涡度垂直于地面方向的局部分量。科氏力的方向总是与其运动的方向成直角。顺流而立，在北半球科氏力向右，在南半球向左。
' O3 m3 Z- v& T) ^4 Q摩擦力：摩擦力由海水粘滞性导致的，粘滞性表示由于流体中存在着的速度差异而引起
的动量的侧向传递。，为水平湍动粘滞系数，为垂
2 M. A: J9 Y4 Z# |% b直湍动粘滞系数。
去掉相对小量，运动方程可简化为
' Z4 p+ a) j- W! l$ t

* V3 j: F( j0 D; r3 o/ F                               
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第二节质量守恒方程
海水不可压缩，
物质导数形式：
  l, l6 ]- O& S2 M+ T8 K1 j* Z8 U" k第三节起始方程组及其简化和变换
运动方程组
  ^4 @8 _1 W5 w0 V) W0 k流体静压方程及其变换
: p4 p' E/ h2 n' w                               不可压缩流体的连续方程
热量和盐量的输送方程
( S( x$ N' g% u5 Q6 m5 X2 E2 W边界条件（海面，海底，水平边界）
+ |$ q( G' c4 c, R量级估算
( r) ]+ y% o7 a7 R0 `第六章海流（公式推导手写）
第一节地转流（无风作用）（重点）
地转流：水平压强梯度力和科氏力达到平衡时的稳定海流。其中，将均匀密度场中的地转流称为倾斜流，而非均匀密度场中的地转流称为梯度流。
2 P% e! @0 M7 y2 I7 _0 W! x梯度流特征：
（1）量级估计表明铅直流速相对水平流速很小可忽略，地转运动可视为水平；
. j. y* B* g& ?  j/ M6 ]! r7 x（2）梯度流沿等压线方向流动；
（3）梯度流沿密度等值线活动。
* w4 u* ?' @' V5 l动力高度：在大气科学中，表示大气中某一点位势能量的一种特定高度。
等于质点在重力场中由海表面调高到该高度，需要克服重力做的功。
2 k# I7 x% N3 t9 ]3 _+ s+ d3 X热成风方程
β螺旋方法
2 \* a  M/ ]4 Q( D6 V3 S第二节风（生）海流
Ekman漂流：当定常恒速的风经久地作用于无限广阔的海面时，产生一种定常的运动。漂流是铅直湍流所产生的摩擦力与科氏力相平衡的产物。
无限深海漂流（重点）
有限深海漂流（重点）
' I: ~) T8 p6 D7 y第三节惯性流
, s+ Z9 s! G8 }% t9 }. x( v  U$ g9 A惯性流：当风停止后，继续运动的海流。在深海大洋中，我们认为摩擦力很小，水质点运动成圆圈状，这时做圆运动的向心力与科氏力达到平衡。
6 x- R. h5 k+ g1 g/ Y; x/ s! z第四节赤道流与厄尔尼诺
: [1 y4 C. _9 g9 ^' O( c9 f. Q赤道流系：南、北赤道流（向西），赤道逆流（向东），赤道潜流（向东）。
; |: {6 A0 t7 x' L' m  C

% d4 t+ u2 Z9 }, S                               
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赤道逆流形成机制：南北半球贸易风将海水吹向西，在西部陆地处受阻、堆
                               积，海面出现西高东低的现象，引起指向东的水平压强梯度力，由于赤道无风带风力很弱，所以，东向压强梯度力可以将水沿着赤道无风带向东输送，而不受表明海流阻碍。其大致位置在4°N-10°N。
( g1 _1 a. d! N6 C# z8 [赤道潜流形成机制：赤道贸易风将水水在大洋西岸堆积，海面西高东低，这是温跃层会相应的调整为西低东高，由于混合层加厚并且超过风应力作用深度，所以向东的流上部受风力阻隔，下部则可畅通无阻，形成温跃层中的流。
: j: I# V, y& W! d2 B6 H' C厄尔尼诺现象：指赤道太平洋东部和中部海表面温度持续异常偏高的现象，该现象首先发生在南美洲的厄瓜多尔和秘鲁太平洋沿岸附近，多发生在圣诞节前后，因此得名。厄尔尼诺过后，热带太平洋有时会出现与上述情况相反的状态，称为拉尼娜现象。拉尼娜（La Ni?a）的意思是“小女孩”。拉尼娜现象表现为赤道太平洋东部和中部海表面温度持续异常偏低。通常，这两种现象伴随着全球性气候异常。
2 l! V5 x; N5 m# V! I! X第五节季风环流（风随季节而变，以印度洋最为显着）
印度洋环流：印度洋环流是在印度洋，因季风盛行，因而洋流也产生季节性的改变。在北半球冬季，印度洋中盛行东北季风，因此在阿拉伯海具有由东北向西南的洋流，称为东北季风洋流;在北半球夏季，因西南季风盛行，所以洋流方向转变一百八十度，从西南流向东北，称为西南季风洋流，此种受季风所左右的洋流称为季风洋流 (Monsoon Current)。
第六节大洋环流中长波的作用
6 E& o0 ~0 {  I  r3 [& o大洋中的快速响应过程：上层大洋作为一个整体必须以某种方法对风场变化做出调整，大洋中间和东部海水必须能“感知”到西边界，如通过脉冲或波，传递来一个边界存在的信息。这些波作为扰动不仅促使大洋中水响应海岸的存在，而且能将大洋一个区域的风场变化向另一个区域传送，且其速度要比风海流传送快得多。
正压波：垂直密度分布不受波通过影响，等压面与等密度面平行，又称为表面波，虽然其运动可以影响很大深度（波长超过大洋深度）。
斜压波：垂直密度分布受波传输影响，密度面与等压面斜交，其振幅远大于表面波。
波导：是指波只能在里面传播，若波想超过界面则受到折射或反射。
开尔文波：（1）向极运动的水体波导和开尔文波，此时大洋东岸可以看成开尔文波的一种波导，开尔文波传导必要条件是压强梯度力和科氏力平衡。（2）赤道波导和开尔文波，在赤道上，科氏力为零，向东传播的科尔文波若向北偏，科氏力会将其向南拉，若向南偏，科氏力则将其向北拉，故开尔文波只能在赤道上行走。
9 H$ I' Q* H6 M6 `. d3 B. z) @& s罗斯贝变形半径：一般是以开尔文波以波速c、在时间1/f内移动的距离来表征的。也是在科氏力发挥显着作用之前，一个波可能运动的距离。
; N! o$ w. G7 d罗斯贝波：也称为行星波。它是一种远小于惯性频率的低频波。它的恢复力既不是重力也不是科氏力，而是科氏力随纬度的变化率，及β。
, L$ V3 d( s, Y2 U0 W% N( T/ l, P  q由于位涡必须守恒，f增加时，水体产生一个顺时针旋转，为负以补
! c0 E' C$ u7 J5 E偿f的增量；f减小时，则相反。水体以起始位置前后摆动，并向西传播，便是罗斯贝波。
罗斯贝波总是相对气流向西传播，即使流向向东。在中高纬度，风应力变化
                               的信息是通过罗斯贝波向西传播的；在赤道则是通过西向罗斯贝波和东向开尔文波传递风场变化信息的。
) c# I5 V; C' y2 U' }第七节流的西向强化
位涡守恒：，其中f为行星涡度，为局地涡度（顺时针为负，逆时针
为正），D是水柱运动的深度。
. w5 ]: A& c+ E& ?Sverdrup理论：确定来自风应力的净流量问题，需考虑风应力和水平压强梯度力。（公式推导手写）
Stommel西向强化理论：考虑了一个矩形大洋中对称风场的作用，并且考虑了摩擦的作用。
西边界流向北运动，f增加，就导
3 L& ^; h5 C1 J% }- `致地转流要右旋，以增加负涡度
. n% A, x; Q* E2 t: X& @6 V7 b5 i平衡增加了的行星涡度。但是，
6 I  f# P; |& S3 Z6 Q- P由于摩擦作用，西边界取得一个
6 y5 s$ a$ r) S/ [3 K由摩擦而导致的正涡度，所以，
流速就要变强并加速顺时针旋
* p7 U' c2 o: {% D+ b; h; C转，以平衡“多余”的那个摩擦
' M' s6 S$ f3 \产生的正涡度。
东边界流向赤道运动，f减小，但是因
" K! `2 n) k9 [摩擦作用产生一个逆时针方向运动的
! G! v3 |% ?( s6 u" G涡度（正涡度），它基本可以平衡f的
+ P( D  y7 d, j/ F减少，因此流轴本身的弯曲和速度不
& H* T* L- T/ c5 f要增加很多就能达到涡度守恒。
4 F7 x' L. E5 g6 U3 J2 @第八节大洋环流的基本形式

                               
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8 ]" |8 s/ t* t* L第七章升降流
第一节概述
                               产生升降流的基本动力因子：
（1）横越陆架的Ekman输运形成的升降流；
（2）Ekman泵吸作用形成的升降流；
（3）地形作用形成的上升流；
（4）非风生的各种中尺度也能引发升降流；
% u1 \* Y) d# f& `  l（5）β螺旋效应。
由于风的侧向Ekman输送，在大洋中形成若干个上升流带：
（1）太平洋和大西洋东边界中低纬度地区风总是向赤道吹，从而引起上升流；
7 }$ s$ z" _. {& C( d5 q3 B' y（2）印度洋西边界索马里海岸处西南风同样引起上升流（冬季风场）；
4 h9 u1 I8 y' L1 I（3）在赤道上吹的基本是从东向西的贸易风，因而也形成上升流；
（4）在气旋风场中心由于海水辐散，也形成上升流区。
) W% a( H, R7 k. d0 X+ \上升流特征：
$ N* s( x0 g" @# [/ @（1）风是主要的动力因子；
（2）有很强的依时性；
: ^% H0 U" V3 s. V3 N5 B（3）上升流跨陆架尺度是跨陆架尺度是罗斯贝变形半径；
（4）涌升水比置换的表层水冷；
( p% S/ v: E) ]; b! a: {% G/ J（5）沿岸射流的出现；
. u/ m# Z8 [" r* k（6）上升流锋、喷发和细结构
沿岸射流：
; t5 F' D/ Z  Q2 R7 q2 C) E. C- Q1.风海流。在沿岸风应力作用下，表层海水转向风向右不超过45°的方向运动。
) O) C2 I$ N  H% I: S+ X! C2.地转流。在正压压强梯度力、斜压压强梯度力和科氏力联合作用下，又形成向赤道
( X7 m. F1 q! {的地转流。
3.射流。风海流和地转流合成一支新的、速度突然增强的向赤道流称为射流。
# {3 p0 l9 Z0 _6 F7 {" ~第二节基本理论（略）
第三节上升流数值计算、压强项处理与射流性质（略）
- K7 Y% J, Q8 a" s3 G第四节中国海的升降流
中国海的上升流成因：
- i1 N' K7 T  i( W" x（1）季风成因。中国沿岸海地处东南亚季风区，下半年盛行东南风和西南风，风向大致与岸平行，致使离岸Ekman输送，形成近岸上升流。
（2）地形影响。陆架区地形的抬升，海岸侧（底）的摩擦作用，岬角地形和绕岛环流等都能造成上升流。
（3）风与地形的联合作用，例如浙江沿岸上升流。
第八章浅海海流
& C3 g0 h) G0 j第一节浅海海流定义与特征
1 b! X0 {/ s" Z/ m3 \, M浅海海流：发生在浅海的一种非周期性海水流动，通常把浅于200m的水域都称为浅海。
特征：
（1）底摩擦效应对海流运动有显着影响；
（2）有强的季节性变化，季风、降水、蒸发、大陆径流、结冰和融冰等都有影响；
* Q- g7 F: G6 b" v1 O（3）地形和非线性效应不能忽略；
（4）会受到外海强大流系的影响；
                               （5）河口环流是浅海环流中一个重要组成部分。
第二节潮汐余流
8 Q6 E; s2 X) K* o9 p潮汐余流：因摩擦，地形，边界形状等种种原因，潮流出现非线性现象所导致的余流叫做潮汐余流。
% C7 X7 I. x' r: f* X2 R1 [潮汐余流产生机制：1、非线性底摩擦效应；2、连续方程中的非线性项；3、动量方程中的非线性平流项。
  t$ }' h2 ^" N潮汐余流的欧拉与拉格朗日表示方法：欧拉余流是指对空间固定点来说的，而拉格朗日余流等于欧拉余流加上斯托克斯漂流，它能给出一个流体元的余流。
第三节地形影响和海底边界层
* }7 ~' p1 ?9 A) ~' a水下沟槽的影响：地转沿岸流遇到穿过陆架的水下峡谷，水柱拉长，相对涡度就要改变，地转平衡破坏，将产生沿着峡谷轴线向上或向下的流动。
1 I9 u, d' ~, U; B岬角效应：
（1）由于岬角是陆地入海中的一个凸出地形，所以，岬角附近潮流增大，海湾内部潮流速度减弱。
3 E7 e4 r- i3 C$ L（2）涨潮流方向左侧有半月形海湾，海湾内潮汐余流会形成一个永久的气旋式环流；
4 Q2 Q& Q1 Q5 u: _( e涨潮流方向右侧有半月形海湾，海湾内潮汐余流会形成一个永久的反气旋式环
流。
（3）岬角附近海平面要比周围区域海平面低。
海底摩擦：
1 M" q4 T, u* I2 a. T8 ?' {% x: l4 b（1）海底边界层是海流受海底摩擦影响的地方。
（2）海底边界层可分为定常应力层和外边界层。常应力层是靠近海底部分，在这里动量垂直通量近似独立于海底上面高度；外层是除去常应力层之后底层的剩余
( b. a- i6 X# r. n% @  L部分。
9 S: X1 @) L% d/ w: I, q6 f（3）外边界层受到非稳定的力、行星旋转、动量和浮力的水平平流，以及层化的影响。外边界层与上覆流之间存在相互作用。
# j/ J- a- f, Y  t6 J第四节河口环流
河口动力特征：
8 X* l0 c: A8 {（一）多种动力因子相互交织区域
  |0 p; b! q6 F4 |* t& b7 U0 x（二）河口锋和羽状流
9 E. ]" t, [, _  l! G2 u（三）层化潮流中湍流和混合
（四）内波与内界面不稳定性
（五）河口区细颗粒泥沙输送
- X: Y  `6 H4 `5 B3 ~9 t第五节海峡
; ^8 @7 Q5 N7 O% ^! E: w海峡是连接两个大水体的中间通道。通过海峡的海流具有不同频率：潮流、次惯性流。
1 d' }: u9 s1 r: ~! I3 d海峡较窄，潮流较强，波浪变形
9 T, Z' q9 v1 z2 L% C, u海峡的地形对低、高频流场都有强烈的影响，在海底地形凸起的地方，以及在海峡最狭窄的地方都会发生海流的压缩和流速强化。
第六节陆架风生海流
无海岸存在、深水区的上Ekman层输运
" `: L) l9 K: u) H/ @* H) o                               有海岸存在、考虑海底摩擦的上Ekman层输送
5 A2 i6 I1 Y0 p  H$ b. g) ^- x地形陷波：平均沿岸压强梯度维持与平均风向相反的水流。
第七节海岸和陆架区浮力影响
浮力应当成为相对浮力，或约化重力
% _0 t7 ^9 D) ^8 A，b为浮力，为一个小水块密度，是环境水体密度。
密度（浮力）水平变化可以引起两种运动：1、产生水平压强梯度力；2、在海底上垂直浮力可以产生顺坡力。
垂直浮力梯度的存在，阻碍垂直运动和垂直混合。
. b6 J% V- u- M( D4 v浮力是从海面或侧面（海岸或邻海）输入近海海洋中。平流、混合或状态方程的影响，可以产生浮力再分布。表层浮力通量来自加热、冷却、淡水（降水或融冰）和增盐（蒸发或结冰）。
/ m  o: v4 {) q- {$ F+ x, D重力环流：斜压密度场总是趋向密度均一，使得等密度线成水平分布，使势能变得最小。
在这个过程中，有两个决定因素发挥作用：一是，风和潮流引起的垂直混合；二是，地球旋转。
第九章中国海海域特征
% K7 a* r$ M' a' m  r; a3 c

                               
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第十章波浪
第一节导言
海洋波动分类：海洋波动按恢复力，可分为：毛细波，重力波，重力和地转效应的潮波，重力和密度层结的内波，以及重力、地转效应、海深共同作用的行星波。
. Z  i, ^2 i( p. H) w/ k                              

                               
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2 r& j* U9 P, O7 g第二节基本运动方程和解（手写推导）
第三节毛细波
在海面风力很小的情况下产生的波浪是属于毛细波，其波长只有几个厘米，波高也只有几厘米，其控制力为表面张力。
第四节有限振幅波
第五节群速度与波能
第六节驻波
进行波在其传播的过程中，当具备一定条件时，能互相干涉，形成驻波。驻波不具有传播的性质。
1 W% w. a' ^+ r8 N0 d9 N第七节波的产生、传播和消散
+ ]  x0 s0 [6 n; V. G6 Y2 ^# y第八节波谱分析
第十一章潮汐
* }4 z' K7 `- A第一节潮汐中一些常用名词
7 C( T  K4 g( N+ `: K! z! e潮汐基本要素：
. X7 D) E0 K* T7 J2 t, B1 i) G（1）高潮：是指海面上涨到最高的位置。
（2）低潮：是指海面下退到最低的位置。
（3）涨潮：从低潮到高潮这段时间内海面的上涨过程。
+ \3 N3 m% q0 i+ c（4）平潮：海面到达一定高度后，水位短时间内不涨也不退。
（5）落潮：平潮时过后，海面开始下降。
3 s# w' H; s" g% S- i& P- E8 t（6）停潮：海面下降到一定高度以后，也发生海面不涨不退的现象。
（7）平均海面：海面升降的平均位置。
# x; E0 r6 z$ |7 D2 k+ I0 x5 A（8）潮高：是从潮高基准面算起的潮位高度。
（9）高潮高：高潮面到潮高基准面的距离。
0 Q- c4 v5 H2 D/ i+ C& m（10）低潮高：低潮面到潮高基准面的距离。
$ o5 _! R0 I* S2 }) d! C（11）潮差：高潮面和低潮面的垂直距离
（12）潮高基准面：一般与海图深度基准面相同。
（13）实际水深：某时某地潮高加上当地海图水深。
( b( u# B3 n% y3 \& j（14）高潮间隙：当地月中天时刻起，到当地第一个高潮为止的时间间隔。
（15）平均高潮间隙：长期观测的高潮间隙的平均值。
（16）低潮间隙：当地月中天时刻起，到当地第一个低潮为止的时间间隔。
（17）平均低潮间隙：长期观测的低潮间隙的平均值。
* Z8 B- m% `9 t7 n4 ~# N: V（18）月潮间隙：高潮间隙和低潮间隙的统称。
（19）潮升：是指高潮的平均高度。大潮升为大潮时高潮的平均高度，小潮升为小潮
                               时高潮的平均高度。
; X8 o) N9 _8 Q; G- U& j（20）潮龄：朔望时间到当地发生大潮的这段时间间隔。
潮汐类型：
（1）正规半日潮：在一个太阴日内发生两次高潮和低潮。
（2）不正规半日潮：在一个太阴日内有两次高潮和低潮，但是，两相邻的高潮或低潮高度不等。
0 M6 m6 W7 L2 h$ ^; S) T% w  x+ K$ N（3）正规日潮：在一个太阴日内只有一个高潮和低潮。
（4）不正规日潮：在半个太阴月中一天一次高潮和低潮的潮型天数少于7天。
第二节与潮汐有关的天文知识
第三节平衡潮理论
' I$ P/ n$ l' w, C0 n7 o潮汐产生的原因：即引潮力，（1）月球引力；（2）地球绕地月公共质心平动与惯性离心力；（3）月球引潮力
平衡潮理论：假定地球表面为等深海水包围，海水没有惯性。这种理想的全球大洋对引潮力的响应所形成的潮汐就叫做平衡潮。引潮力的铅直分量对海水运动几乎没有影响，产生海洋潮汐的真正原动力为引潮力的水平分量。因此根据平衡潮概念，某一瞬间地球表面的海水在引潮力水平分量和重力作用下相平衡。
第四节全球水域中的潮波
第五节有界水域中的潮波
第六节潮流
潮流：海面除了有周期性的升降现象之外，还伴随着海水的水平流动。
& {+ {: p) h- l; _1 h3 l往复流：在近岸、海峡、港湾或江河入海口，潮流受到海岸宽度的限制，只能沿着一条直线做往复运动。
旋转流：在外海或广阔的海区，潮流流向不再是往复的变化，而是在360度范围内做周期性的旋转。
第十二章内波
, d+ v- p5 T+ v+ X第一节概述
研究内波意义：
（1）内波在近岸破碎，可以引起水层强烈混合。对沿岸环流中扩散和生物初级生产力有显着影响。
（2）海底沉积物的搬运，底层流的影响远不如内波或内潮的起动力大。
（3）低频率、大振幅内波对潜艇潜航有很大威胁。
（4）孤立子内波的波致流和流的强切变，对于海上固定设施，如石油平台和水下工程有很强的破坏性。
内波特征：
（1）内波为斜压波，是由于密度差别而引起。在跃层附近，内波最强，可以引起跃层巨大起伏；表面波是正压波，它对跃层影响只是整体铅直移动。
) S6 i: E* N& o/ F! q（2）表面波的恢复力为重力，内波恢复力为约化重力。内波克服重
- f  v6 m) B- ~* W' u力所做的功，仅为表面波的千分之1到3，因此内波波幅比表面波大。
（3）内波的相速与其群速在传播反向上几乎相差90°，而表面波相速与其群速度在传播方向上一致。
（4）内波在铅直方向存在复杂的震动结构，其对应的波致流场也是如此。表面波则不具备这个特性。
7 F( ~8 i8 H) ~' e                               内波的产生：前提是海水中密度存在层结。两个相邻层密度差越大，发生内波越强。只有外界有扰动，就可以激发各种尺度内波：
（1）大气压的起伏，即风的作用
, K( h: \* C2 V4 C! \（2）地形的影响。当海流、潮流经过不规则海底地形之上，可以激发内波。
（3）运动物体也可以引起内波
（4）潮波激发的内波
: v7 ^, d/ K0 B2 T8 g) D（5）其他原因，如海底地震、海上核爆炸或火山爆发，切变不稳定，表面湍流边界层都可以引起内波。
内波的分类：
（一）按周期长短（12h为界）分为：1、短周期内波，2、长周期内波。
$ v: n& q) T( u$ o& S（二）按流体层化情况分为：界面波、平面波、混合型内波。
第二节界面波的特征
第三节混合型内波的特征
' L1 S# W6 A. x) d3 l第十三章海洋锋
8 c5 g8 G5 Q) L, C第一节海洋锋的分类和定义
' X0 U6 Z7 F! f* ]6 W海洋锋定义：锋代表了水平方向上毗邻、而性质不同的水团之间的边界，在海洋动力学中起着重要的作用。锋带是辐合区，并有相当强烈的垂直运动。锋可以用温度、盐度、密度、速度、海况、叶绿素等要素的水平梯度和更高阶微商的特征来表述。
锋的分类：存在于海洋的表层、中层和近底层。
（1）行星尺度锋
（2）强西边界流的边缘锋
（3）陆架坡折锋
. p1 K2 z. m) H6 A' t4 _（4）上升流锋
% T* ~8 {- Q1 ?- U（5）羽状锋
1 \3 j. v5 a. ?0 R（6）浅海锋
; @( f1 c; b) v4 u& A（7）河口锋
8 j. d; F# M0 b+ W; ^（8）岬角锋
: w( S: y* r- |2 M/ S# y8 H第二节岬角锋
如果岸外存在层化状况，岬角附近由于强潮流作用会发生充分混合，进而形成岬角锋；
; Y! Z6 Q: H, ^  D( P. {4 e如果岸外不存在层化状况，由于岬角附近潮汐余流的影响，也可能出现岬角锋。
! l! |0 c$ O+ u& W2 K( c4 n) Y5 \8 F& r一般来说，岬角锋可以在一个潮汐周期内完成产生和消失的全过程。
第三节浅海锋
浅海锋位于风和潮汐充分混合的近岸浅水与密度成层的外海水之间。
5 Y0 q& u) |" O7 C- ]* O0 j形成机制：在靠近海岸处，水浅且潮流又比外海强，在海岸、海底的摩擦力作用下，很容易出现湍流，形成温度和盐度的均一层；外海虽然水比近岸深，但是近海底处受潮流影响，仍然会形成近底的均匀层。于是形成浅海锋。
8 J: \% c' ~+ Y( P( V9 b第四节羽状锋/河口锋
在河水与河水流入的海水之间混合的区域，常常会形成羽状锋。
3 O0 T. g0 n1 b% E8 e- o; k  J                               形成机制：由较轻水在海面堆积、倾斜而产生的压强梯度，以及分隔羽状的下伏环境水的反向界面倾斜而产生的水平压强梯度共同引起的。
河口锋通常与和河口轴平行，轴向延伸可达数十公里。锋的界面朝河口或水道中心区的下方倾斜。
+ z! n8 \9 W3 ?  i第五节上升流锋
' L& W3 }4 a8 b风生离岸流输送的表层水导致上升流，冷的、富含营养盐的底层水上升到表层并与表层水一起做离岸运动，不断挤压外面暖而少营养盐的海水产生下降运动，并形成锋面。锋面由近岸向远海推移，到一定位置，上升和下降的水趋于平衡，此时锋面不动。
" R9 }: I5 w  S, R第六节陆架坡折锋
/ m6 \2 u) O: b) Z% ~8 f4 T4 w在大陆架边缘，由于地形的变化，也会形成锋面。如黑潮水沿着陆坡向上爬升，形成近表层较大的温度梯度。
) \+ _# l6 s7 X/ \# K第七节锋动力学和锋生
7 b! C! a  _4 f6 h& P& \* n3 V第八节上升流中密度锋的不稳定性
( p. p  w$ a+ ^, U% P6 V: i第十四章风暴潮
第一节概述
风暴潮定义：
（1）根据水位谱定义：风暴潮位于气象潮的高频段，而气象潮的周期约为或1-100h，介于低频的天文潮和地震海啸之间。
! T* N% W! M: h（2）根据成原定义：风暴潮是指由于强烈的大气扰动——如强风和气压骤变所招致的海面异常升高、或海面的异常下降的现象。
风暴潮潮位：在总的水位变化中，用滤波方法去掉天文因子、短重力波等产生的水位波动之外，剩余的那部分主要由气象因子影响的水位升降。
风暴潮的分类：
) q# x1 c8 @- V6 O% d- \9 A% m1 L3 |' |（1）按照诱发风暴潮大气扰动的特性来划分：
1.热带风暴（台风，飓风等）引起的风暴潮，其主要发生在夏季；
2.温带气旋引起的风暴潮，其主要发生在春冬两季；
3.在我国北方的黄海、渤海，还有一种冷锋风暴潮。
6 N. M! v: [' `（2）依据产生风暴潮的海域特征来划分：
1.半封闭海（或海湾）和封闭海（或大湖）中的风暴潮；
2.当大气扰动移行于广阔的海区上空时所产生的具有前进波形式的风暴潮。
浅水风暴潮的三个阶段：风暴潮传至大陆架或港湾，大致分为三个阶段
先兆阶段主振阶段余振阶段
1 X$ |; Y; ~2 ~, h5 _影响风暴潮高度的一些因子：
（1）近岸海浪的水量迁移
6 P7 u% I- M4 T: B, M（2）风暴潮期间的阵雨量
9 M7 h. p9 _; p" Z6 ?/ s（3）风应力和低压相关联的“共振”
5 F: V$ n. p0 ?6 [第二节大陆架上的风暴潮
第三节大洋风暴潮的生成和传播
                               第十五章极地海洋学
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9 }5 L7 L! n# Z1 S; Z' A                               
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第十六章遥感海洋学
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