第二章 海洋学基础知识及其应用-海洋仪器网资料库

第一节海流
1 r, z& `+ k+ @' @+ f4 j7 ^海流概述：1．海流的定义及分类
8 k! Z  U/ r( X- j& `. h" t3 t海流是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。海流一般是三维的，由于海洋的水平尺度远远大于其垂直尺度，因此水平方向的流动远比铅直方向上的流动强得多。习惯上常把海流的水平运动分量狭义地称为海流，而其垂直分量称为上升流和下降流。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。
8 a* |1 E/ T! z7 A7 ?( h( d# X海流的单位常用kn（节）和n mile/d（海里/天）表示。海流是矢量，其方向以流的去向表示，通常以8方位或度数为单位。
; F  L& j8 b$ Q按照海流的成因，海流可以分为风海流、梯度流、补偿流和潮流等；按照海流本身的温度与其所流经海域的温度高低，海流可以分为冷流、暖流和中性流；按照海流方向与海岸的相对位置，可以分为向岸流、离岸流和沿岸流。在海岸带实测到的海流通常是潮流、风海流、地转流等迭加后的合成海流，可以分解为周期性的海流（潮流）和非周期性的海流（余流）。实际的海流往往是多种原因共同作用的结果，在近海通常以潮流为主，在外海则以风海流为主。
9 u2 F' L8 o, A5 B) L2．海流的表示方法
海流多以矢量分布图来表示，常用的有流场分布图和海流频率玫瑰图。
表层海风流成因与特征：在无限深海中，由于地转偏向力作用，表层风海流的流向在北半球偏于风去向之右约45?，在北南球偏于风去向之左约45?。海流流向随着深度的增加而逐渐向右（南半球向左）偏转，流速随着深度的增加逐渐变小。到某一深度时，流向与表层海流相反而流速仅为表层流速的5%。
' s/ Y3 X8 ?& w: n7 A在浅海中，流向与海深、摩擦深度有关，流向与风向几乎一致。
$ T# e, S! a  j地转流：地转流也称梯度流，它是指当等压面（海面）发生倾斜时，海水的水平压强梯度力和水平地转偏向力平衡时的稳定海流。根据引起等压面倾斜的原因不同，地转流又可分为倾斜流和密度流两种。
倾斜流是指在不均匀的外压场作用下的地转流。在海洋上大气压分布不均匀，大河入海的河口或迎风的海边出现的海水不均匀堆积等引起的海面（等压面）倾斜。观测者若背倾斜流而立，则右边等压面高，左边等压面低（南半球相反）。流速大小与等压面的倾斜程度有关，倾斜度越大，水平压力梯度也越大，流速就越大。
, ~. k% D$ I5 j1 r$ I0 y& _由于海水密度分布不均匀引起的等压面倾斜而产生的地转流称为密度流。观测者若背密度流而立，则右边等压面高，密度小（温度高）；左边等压面低，密度大（温度低）。在南半球则相反。
冷流与暖流：海流的水温低于它所流经海域的水温称为冷流，亦称寒流。通常由高纬度流向低纬度的海流为冷流，如拉布拉多冷流、亲潮等。
海流的水温高于它所流经海域的水温称为暖流。通常由低纬度流向高纬度的海流为暖流，如墨西哥湾流、黑潮等。
: F2 N2 d0 d3 L* k/ p海流的水温与它所流经海域的水温基本一致，称为中性流。通常沿东西方向流动的多属于中性流，如南、北赤道流等。
2 F% n  S* ?  @                               世界大洋表层海流模式：世界大洋表层海流以风海流为主，其形成主要受制于海面风场。由于稳定风系的作用，大洋表层的海水产生相应的流动。将世界海洋环流分布与世界风带的分布加以比较，就可以看出两者之间有密切的关系。综合各大洋海流的基本状况，可以概况出大洋海流模式。在北半球的大洋中，中低纬海域为顺时针暖水环流，中高纬海域为逆时针冷水环流。在南半球中低纬海域为逆时针暖水环流。
5 l) h# L& Y: ~1．信风流
2 [* \) C8 [$ _* O) y0 J在稳定的东北信风和东南信风作用下，形成了两支强大的信风海流，分别称为北赤道流和南赤道流。它们自东向西流动，横贯大洋，其温度与周围水温差不多，属于中性流。
南、北赤道流的位置并不以赤道为对称，而是稍稍偏北。只有南印度洋的南赤道流位于10?S与南回归线之间。此外，北印度洋的北赤道海流仅在冬季出现。 2．赤道逆流
在南、北赤道之间有一支自西向东流的赤道逆流。赤道逆流在大洋东岸分支，又分别汇入南、北赤道流。它也是一支中性流。
赤道逆流的位置与赤道无风带一致，偏于赤道以北，约在3?～5?N到10?～12?N之间。
3．西边界流
4 `) P% ^" I. [5 U9 Y2 u南、北赤道流流到大洋西岸后分支，小部分向赤道汇入赤道逆流，大部分则转向高纬一侧，沿着大陆的边缘流动，成为近岸水系和大洋水系之间的边界，称为大洋西边界流。西边界流大多来自热带洋面，水温高，流速大，是较强的暖流，将大量的热量和水汽向高纬度输送。如黑潮、墨西哥湾流等。
4．西风漂流
西边界流进入盛行西风带后便形成了基本上从西向东流动的西风海流，其暖流特性可一直保持到横越大洋。在南半球因无大陆阻隔，三大洋的西风海流彼此沟通，形成一个连续水环，又称西风漂流。
5 `! }/ t1 Q5 O: L. o+ ?5．东边界流
西风漂流在大洋东岸流向低纬的海流称为东边界流。与西边界流相比，东边界流是一支流动缓慢，幅度宽广，影响深度较浅的寒流。
. `6 t6 N1 g" i" r- W' u0 g; z( k3 O6．高纬冷水环流和南极海流
; K2 L3 q8 e5 m3 X* k% x在北半球，西风漂流到达大洋东岸向高纬的分支是暖流，进入极地东风带后，在风系和岸形的影响下，先向西然后在大洋西部折向南行，具有寒流性质。它在大约40?N附近与西风漂流汇合，构成一个反时针方向的小循环，特为冷水环流系统。
在南极大陆周围出现受极地东风影响而产生的自东向西的南极海流，这种海流常受南极岸形和其它因素影响而发生的地方性海流所切断。
* i+ w0 p. V$ U6 ^- _' _& E7 s世界海洋表层海流系统：1．太平洋的海流系统
9 _' E' w* E* D在北太平洋上，北赤道流横越太平洋，在菲律宾以东转向北上，形成北太平洋上的强大暖流-黑潮。黑潮在台湾附近分离出一支称为台湾暖流，在日本九州岛西南海域分出两支，一支流向黄海称为黄海暖流，另一支经过对马海峡进入日本海称为对马海流。黑潮转向东流成为北太平洋海流。北太平洋海流较宽，流速较小，到达北美西岸分为南、北两支，南支称为加利福尼亚寒流，与北赤道流相接，构成一个顺时针方向的大环流系统。
                               北太平洋海流的北支，沿加拿大西海岸进入阿拉斯加湾，形成阿拉斯加暖流。它沿阿留申群岛流动的海流称为阿留申海流；还有一部分经乌尼马克海峡进入白令海，称为白令海海流。白令海海流和来自北冰洋经白令海峡流出的冷流一起，沿大陆东岸南流，沿途又汇合了来自鄂霍次克海、千岛群岛附近的海水融化而成的海水南下，形成北太平洋上水温最低的冷流-亲潮（Oyashio）。这样，形成北太平洋中、高纬的一个反时针方向的环流系统。
在南太平洋上，主要由南赤道流、东澳大利亚暖流、西风漂流和秘鲁冷流构成南太平洋上的反时针海流系统。
. T5 `# ~2 |4 _' a/ {, c2．大西洋的海流系统
北大西洋中、低纬海域是由北赤道流、墨西哥湾流、北大西洋流和加那利海流所组成的顺时针海流系统。
在北大西洋中高纬度海域，由北大西洋海流、爱尔明格海流、拉布拉多海流构成逆时针旋转的冷水环流系统。
) z9 k; s3 P0 @南大西洋的海流主要是由南赤道流、巴西暖流、西风漂流和本格拉寒流组成的反时针环流系统。
+ r: V# C. |/ e( q  Q" u0 ~3．印度洋的海流系统
  g9 z2 A! g8 T# ^" g8 q% q) i北印度洋的海流为季风流。从10月至次年3～4月，北印度洋海面盛行东北季风，这期间的海流主要是向西南方向流动，以12至次年1月最为明显。冬季的赤道逆流源于南赤道流的北分支，东北与赤道逆流相接，从而形成北印度洋冬季反时针方向的环流流系。
7 j( E+ n4 Y4 ~从5月至9月，北印度洋盛行西南季风，这期间海水活动的总趋势大体与冬季相反，海水在季风作用之下向东或东北方向流动。南赤道流的北分支在季风作用下越过赤道，进入北印度洋，沿索马里沿岸向东北流动，称为索马里海流。表层海流均为东流，7、8月最明显，它与西南季风下的东或东北流构成一个顺时针方向的环流系统。
& ?3 s1 S& `* f2 W南印度洋的海流基本符合南大洋海流模式，主要由南赤道流、马达加斯加暖流、西风漂流和西澳大利亚冷流构成南印度洋上的反时针方向的环流系统。
其他海洋的海流：1．中国近海的海流
7 b1 @) {" \- n, e1 f1 \; v5 d. b（1）渤海、黄海和东海的海流
我国近海的海流主要是由黑潮暖流和沿岸流两个流系组成。黑潮在我国台湾东北海域分出一个小分支，沿浙闽外海北上，称为台湾暖流。黑潮在九州岛西南海域分出一支经过对马海峡流入日本海，称为对马海流。对马海流在济州岛南部海域又分离出一支，从济州岛西南海域进入黄海，成为黄海、渤海海域环流的主干，通常称为黄海暖流。它大在北黄海转折，然后通过渤海海峡进入渤海，流向比较稳定，冬弱夏强。
黑潮在我国台湾的东南海域，于10月至次年4月，有一部分流经巴士海峡进入南海，约在台湾的南面又分两支：主流向西南，成为南海左旋环流的一个组成部分；支流沿台湾西岸北上，与黑潮主干和台湾暖流汇合。
黑潮及它的三个分支（对马、台湾、黄海暖流）给中国近海带来了高温、高盐的大洋海水，称为外海流系。
# L$ n' V- e' g- R. C3 U# d) ]- M我国沿岸有许多大小不同的江河入海，构成沿岸流系。沿岸流冬半年具有低温、低盐的性质。渤海沿岸水沿着山东半岛北岸流出，绕过成山头，扩散到南黄海。另外，在浙闽沿岸，冬季有一支自长江口南下的沿岸流，携带着长江等沿岸
; j# g( q6 U4 |, i; z                               江河的淡水经台湾海峡流入南海，夏季这支沿岸流似乎不存在。
（2）南海的海流
南海位于热带季风区，其表层海流在季风的作用下，具有季风漂流的特性，海流的方向和强度都随季风而变。冬季盛行东北季风，南海大部分区域为西南流。夏季南海盛行西南季风，南海的海流主要为东北流。10月和4月为季风转换月份，风向不稳定，海流处于转换之中，比较零乱。
2．地中海与黑海的海流
4 I3 Z) w& Q- H5 X地中海海流主要是由大西洋经直布罗陀海峡，沿非洲北岸东流，至地中海东端塞得港折向北，然后从达达尼尔海峡出来的流，进入爱琴海后，往南绕过希腊沿地中海北岸西流，基本形成一反时针环流。在黑海，海流也呈逆时针方向流动。 3．红海与亚丁湾的海流
红海和亚丁湾的海流受季风影响。东北季风时期，亚丁湾是西海流，季风流通过曼德海峡进入红海；西南季风时期，亚丁湾是东海流，红海海流经曼德海峡流入亚丁湾，汇入西南季风流。
第二节海浪
海浪概述： 1．波浪要素
波浪的基本特征是具有周期性，常用正弦波的要素描述波浪特征。波面的最高点叫波峰，最低点叫波谷。相邻的波峰或波谷间的水平距离称为波长。相邻波峰与波谷之间的垂直距离叫波高。波形的传播速度叫波速（或相速）。两相邻的波峰（或波谷）通过一固定点所需的时间称为周期。波高与波长之比叫波陡。沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫做波峰线。垂直于波峰线的线叫波向线，波向是指波的来向。
2．波浪的分类
% h( e5 D; l8 a$ F. v' f按波浪成因和周期或频率划分为：
（1）风浪、涌浪和近岸浪：由风直接作用而引起的波浪称为风浪（Wind Wave）。风浪离开风区传至远海或者风区中风停息后所留下来的浪，称为涌浪（Swell）。习惯上把风浪和涌浪，以及它们形成的近岸浪（coastal wave），合称为海浪。
* S, h! }3 ]* j. D( N（2）风暴潮：由于气象原因，如台风，风暴等引起的海面异常升高现象称为风暴潮，亦称风暴海啸。
（3）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，称为海啸。
/ x- a' d9 H1 z& D（4）潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。
1 X# d. `# v/ r- v* l（5）气压波：相邻海区的气压不同而产生的波动。
& M5 |' D+ n4 _6 r. ~（6）内波：不同密度的水层界面处而产生的波动。内波在各种深度的海洋中都可产生，其波高比表面波大得多，常达几十米，甚至近百米。船舶遇到内波现象时，大致会经历“死水”和共振两种情况。
( _* J% S( K( j/ s+ c" u  P深水波和浅水波： 1．浅水波的波速
波长远大于海深的波称为浅水波。浅水波的波长至少是水深的20倍。可以证明，浅水波波速只取决于海深，海水越深，波速就越大，而与波长和周期无关。 2．深水波的波速
海深相对于波长较大的波称为深水波。深水波的波长不超过水深的4倍。可
                               以证明，深水波的波速在数值上等于其周期的1.5倍。因此，深水波的波速与波长和周期有关，而与水深无关。
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风浪、涌浪和近岸浪：1．风浪
由风直接作用引起的水面波动，称为风浪。风浪的生成、发展和消衰，取决于能量的获取和消耗之间的数量关系，当能量的收入大于支出时，风浪就成长发展；反之，风浪趋于衰减。
8 T/ X% B0 I1 R: {7 b/ f风浪的特征是周期较短、波长短、波面不规则、波向与风向一致。风浪的大小不仅取决于风速，还与风时（状态相同的风作用的时间）、风区（状态相同的风作用的海区）、海区的形态特征以及海区地理位置等因子有关。
风浪成长与风速，风时和风区的关系：（1）风速：一般风速越大，产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不受限制时。（2）风时：同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间越长，海水所获得的动能越大，风浪也越大。（3）风区：指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的作用，风区长度愈长，风浪愈大；反之愈小。
风浪成长的三种状态：（1）过渡状态：风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大，风浪的成长取决于风时长短；（2）定常状态：指恒定的风长时间吹在有限的水域上，使海面各点的风浪要素趋于稳定；（3）风浪充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦。当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。
* t, i0 @+ t! R, F* [3 I& h2．涌浪
涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后所遗留下的波浪。涌浪又称长波。
; e5 R& v: g; [, L4 _, @涌浪的特征是波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小。 在涌浪传播过程中，波高衰减的同时，波长和周期增大，波速加快（波速等于周期的 1倍半），波长长的波（周期长）传播速度快，波长短的波（周期短）传播速度慢。涌浪传播速度往往比海上风暴系统移动快得多，常作为风暴来临前的先兆，故称先行波。
1 o  c( Y" ~; q" F- f/ m3．近岸浪
风浪或涌浪传至浅水或近岸区域后，因受地形影响将发生波向折射和绕射、波高增大、波浪卷倒和破碎等一系列变化，称为近岸浪（Coastal Wave ）或拍岸浪。

) f$ v" n  E; ~# [7 J' @波高： 1．有效波高和浪级
通常在波浪分析图上绘制等波高线所依据的数值（H E ），是风浪波高（H W ）和涌浪波高（H S ）的合成波高，即：
22S W E H H H += （2-2-1）
1 s2 _6 |4 ^% o9 i/ ?# U4 q" D在波浪预报图中绘制等波高线所依据的数值采用有效波高（H 1/3），是利用波谱分析等理论方法计算出来的。
% i9 E8 H( p& h' \( A4 r海面波高极不规则，连续观测一列波，按波高大小依次排列，其中前1/3较大波的平均波高称为有效波高，以符号H 1/3表示。
                               利用同样的方法还可以定义出H1/10、H1/100、H1/1000等统计波高。这些“部分大波平均波高”可以表示出海浪的显著部分或特别显著部分的状态。设有效波高H1/3为一个单位，则其他几种统计波高与H1/3的比值如下：
+ W) a% k* m! x% f! qH：0.63；H1/3：1.0；H1/10：1.27；H1/100：1.61；H1/1000：1.94 由此可知，H1/3大于平均波高H，在100个连续波中有一个大波的波高超过H1/3的1.5倍稍多些，在1000个连续波中有一个大波的波高接近H1/3的2倍。
1 b* Y. b. o$ q* X# ^. G在实际工作中，根据浪高大小将海浪分为10个等级。各浪级名称和对应的浪高见表2-2-1。
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（1）流波效应
. W  D# C$ z( y9 T) P4 ]理论和实践都证明，海流对波浪有显著影响，称为流波效应。据统计，当海流流速为2～3kn，风速为10～15m/s时，波浪和海流反向或接近于反向的情况下，其波高比无流时大20%～30%左右，并产生部分波浪破碎或全部破碎。当波浪与海流同向时，波长增大，波高减小；当流速远小于波速时，可不必考虑流的影响。
; B7 n4 `% }6 y" x（2）水-气温差
研究表明，在风速相同的条件下，气温低于水温时，波高将增大。据统计，严冬季节，气温比水温每低1℃，波高平均以5%的比率增高。例如，冬季的北太平洋上，在日本以东的黑潮流域，水、气温差可达5～10℃以上，再加上流波效应，有时出现比预料高2～3倍的异常大浪，是海事多发的海域，有“魔鬼海域”之称，船舶应尽量避开这个区域。
( s2 _  G* g* i$ n世界大洋主要大风浪区及其成因：大风浪对船舶航行影响很大，分析多年的波浪观测资料可知，世界各大洋上多狂风恶浪的海域主要有以下几个：
1．冬季北大西洋和北太平洋中高纬度海域
" ]& G9 q1 i$ E. D( ]冬季，在北大西洋和北太平洋中高纬洋面上，尤其是大洋的西部，大浪的分布范围广、出现频率高，是两个著名的狂风恶浪海区。大洋西部大浪频率高于东部，千岛群岛至阿留申群岛之间大浪频率高达40%，格陵兰、纽芬兰及北欧沿岸的海域，大浪频率高达50%～60%，狂浪的频率达到15%。
6 H* n) Z% R/ y7 x0 w7 r# c: G2．夏季北印度洋多狂风恶浪
夏季，北印度洋由于盛行强劲的西南风，7～8月最盛，风力常达8～9级或以
                               上，风浪特别大。在阿拉伯海西部大浪频率高达74%，是世界各大洋中大浪频率最高的海区。
8 g- w4 R  q5 f7 f7 I3．南半球的咆哮西风带全年多狂风恶浪
南半球30 S以南中高纬海域为咆哮西风带，终年盛行强劲的西风，为狂风恶浪区。其中处于世界重要航道上的好望角和合恩角附近海域风浪特别大，海面有时会出现狂浪怒涛，严重影响船舶航行安全。
( ~; x; N1 a2 m# s! L: g7 @4．比斯开湾冬季多狂风恶浪
; z# P+ g# ?/ N. u$ j著名的比斯开湾是通往北欧的重要航道，每年10月至次年3月海况十分恶劣，经常大风怒吼，狂涛汹涌，极不平静。冬季北大西洋中高纬度为狂风恶浪区，当外海的波浪传入比斯开湾时，因水深变浅和沿岸地形的影响，使波高剧增。此外，北大西洋海流一分支沿比斯开湾北岸流入，顺南岸流出，这样当波浪遇到出湾的海流时，因流波效应使波高进一步增大。
0 p" M. F# k4 c# f第三节海温和海冰
# Q, y0 {' z9 k海温：海水的温度，简称海温，是表征海水冷热程度的物理量。海表温度一般指海表面到0.5米水深的平均温度。影响水温变化的因子是比较复杂的，如太阳辐射，海面蒸发，海气热交换，海洋热平衡和大陆径流等。海水温度的变化对天气和气候有着极其重要的影响。
% n. |0 G4 W( I+ W8 L$ A影响海水温度分布的主要因子：太阳辐射随纬度的不均匀，冷暖海流和海陆分布等。
& Z6 q9 O. Q1 y" m1．表层海温分布
, }! O! R7 z; g世界各大洋中，平均表层海温为17.7℃，比近地面平均气温 14.3℃高3.4℃。世界大洋表层海温分布特点是：（1）表层海温分布与气温分布一致，在赤道附近为高温，随纬度增高而下降。（2）南半球等温线分布比北半球规则，大致与纬圈平行，而北半球的等温线分布受海陆影响比较复杂。（3）在北半球、大洋西部等温线较密集，东部较稀疏，这是由于大洋西部冷暖海流交汇处温度梯度大，形成等温线密集带，称为“海洋锋”。（4）北半球的表层水温较高，而南半球的较低。（5）夏季水温高于冬季，而冬季水温分布的经向梯度比夏季大得多。
4 S7 g) F) _$ q3 `9 P8 s7 R中国近海靠近亚洲大陆，一方面受大陆性气候影响显著，另一方面受沿岸江河径流的影响较大，再加上水深较浅，因此表层海温的分布状况要比大洋复杂一些。年平均海温在渤海为11℃，黄海为14～19℃，东海为20～24℃，南海北部为25～27℃，南部为28℃。冬季表层海温最低，近海海温低于外海，表层海温的南北温差大。夏季表层海温最高，近海海温高于外海，表层海温的南北温差小。 2．海温的日年变化
大洋表层水温的日变化很小，日较差通常小于0.4℃。在平静无风的天气，虽然要大些，但是最高也不超过1℃。最高水温出现在下午2～3时，最低水温出现在早晨6时左右。通常纬度越低，日较差越大，冬季日较差较小，夏季较大。