第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况, D) H$ V6 m5 c6 j! w
§2 海流0 g# T" A; M2 k; m: K9 L
§3 海浪4 B- V; ]- D) I! H6 l2 \. _
§4 海温和海冰8 s& P, q: S# i: t" v
第一节、海洋概况
6 z. Z0 M( A4 F" Kn一、地表海陆分布
; I! f$ z" n( b' Gn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%.
5 i r! r; Y5 }, j c$ j) Mn二、海洋的划分
' l( j' I6 f0 i3 n" n5 }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( e, A. \" I; ]' X) V
n主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
5 ]* b! ? H9 k; t; t1 D+ G' _; r2 ln附属部分分为：海、海湾和海峡3 f+ M1 h8 b$ ]/ i5 h. N% `7 L; Z/ H
**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
. ^: K! v6 T1 P+ Z7 a; D 各大洋的基本形态数据
/ M8 G" W; C f4 k& f1 T大洋名称* v$ ^3 w' d) Z2 Q. I4 \
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5 P Q2 B" w# g; l( x; Z
17868.4 70710 3957 11034 大西洋1 Q+ ^% B% o6 G
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
2 N( g. s* ^% M( b* I4 y# j" Y- u7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131/ d2 B. Q2 N/ ~% i1 V) c- P6 q
5449 合 计 36130.1 133610+ Z/ Y, O5 Q4 V# l0 m
3698 11034
0 U A* h7 G: q. U0 Z+ t# { 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。3 L v; H, K8 E% N( E8 U
n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) Q- ^: A( q) X
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。 C4 y4 S3 H2 A5 }" I
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。
; ~9 V: U5 U. Z! l9 ?) nn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。
. G9 m+ s% W, E* ~! A5 H0 _ 我国近海概况
6 F6 g0 X$ j. Vn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' I/ r+ W0 {7 X0 M! p/ u( o/ ?0 L$ K
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长/ ~$ Y. o. V- T4 G; A3 V
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平9 V2 e/ j1 \ n/ F% w! q4 `8 b
均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
, U# S# k, ^( x, n z( { N- W南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
' C2 L' p2 ^7 J T/ M6 P4 ^* v* U% z/ v靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350, x0 w! S) f4 j- Z3 ^& ?2 M: X" S
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
% l3 ~2 }0 u V* w! B平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。
9 I& _" S0 g; P6 j 我国海域的基本形态数据
B2 o' S' v$ ?; c, C# E: B海的名称 面积4 H0 P9 V3 j9 } P. x; C/ D- D
（万平方公里） 平均深度2 a1 J0 d. O$ J9 F) S p7 a
（米）
$ ~5 ^; l6 {, s4 g% U) [; Y最大深度2 g9 L1 ~4 Y' w8 U& z4 t
（米）& K, F9 {* J6 m
渤海 7.7 18 83 黄海 38.03 44 140 东海 77 370 2179 南海 350 1212 5377 合 计 472.732 B; }! A( l- ?9 l0 C, L3 E( n8 Y
第二节 海 流$ F' n7 `* |& j4 f+ z/ K4 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。
1 x( a k5 D2 `0 B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。, d4 h/ S, y( _9 J
流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。$ F! r# N# E' ]
按海流的成因分类; H* J' B% [) A" m/ q( |, }& K
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。
! a, w3 S1 h' O7 A( q8 w# ?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
5 r0 S! p' i( [) @- T% Yn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。
~) y0 X# k) y* D# e9 cn潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。1 G: X5 K; f h) J' O% W/ }
n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。
+ `3 x- V) @) T- r" K" W4 d6 N! c 按海流的物理属性(温度)分类
) z% l' Q: p& A8 e3 ~2 R% }* c" an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。: S. Q; q: Q8 d0 z8 X: q( ]8 Y5 z
n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。
8 t0 q) G2 z. g& |1 R' Ln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。, h7 @& c ^$ E; k j
n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) L, N+ p& ^/ v! D/ N
寒流 低 低 低 小 高 多 高# f' n6 p& Y9 G; Z. D; n9 z9 ]
风海流(Wind Current)
1 ]5 d+ w$ [ K7 t5 f* l6 Q) T: g4 |n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。
& s/ o" s# T8 h3 c, W" O$ Wn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。
7 L& A. x3 g1 G, cn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）5 m% d$ t' z. z" n
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。
2 `" I# b j; g y! ?5 i/ ^2 {) ] 表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
/ F( R& \, K2 j8 n! B) c* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约9 y* G$ @+ x8 ~8 y
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
3 Z) M% f) q6 f: l) p& G' X; ?: DV 0$ _3 ]" v, I/ T3 F, q
=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
: E9 Y# M. P" P9 G7 k7 ~$ e础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增; i, j1 X. `1 O+ f
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
* n7 _8 ^ R! }4 l: W* l半球流向向左偏转* W9 I$ a. t% D/ a* [
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，, E- { c7 F6 r. J9 j
流速V D =0.05 V 0
3 E" I1 n1 B: `**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实7 e0 B' W& C. I
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。" k+ \2 P8 K6 q3 B
经验公式：D=7.6w/(sinφ)8 g; O7 D5 d5 W
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
- \" T: s! H% L( D4 b8 ~! Z无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
. ?; U; J% k. i) i5 P& C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
- Y& g) s7 p6 J' @! A 地转流
% K. s9 V/ Z3 }$ T4 En 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：
$ D+ M2 }) c' I$ {9 dn 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。
+ O, P. Q0 ~/ Z" z; u1 J7 {8 vn 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。# ~% |4 J4 k8 C* b d/ P
n p g v D D - = j rw sin 2 1 ': @) E) n' [/ F0 D f9 N6 s6 W
地形对海流的影响' ~. _9 o& D1 H5 Z* R$ A9 ^/ {
n一、海底凸地形
* C6 r1 B. g* S7 n- Bn在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；; O, T# s/ C2 C1 B0 @; Z) J
下坡时，流速减少,流向左转。$ r) O6 X- h0 t, s4 X
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；' c+ I: L4 l/ n! M3 A, a5 | h# s
下坡时，流速减少,流向右转。0 E% N4 K* y+ {0 ] p
n二、海底凹地形% R: M6 p1 y- y' v% k. F' P
n?; F `+ t2 b8 f! k+ |% G) U# P
大洋环流
' r4 A- Y! ?# L- ^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，8 j2 T' s8 X, V5 S
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。
) y! T. q; L& b) q**组成：风生环流、热盐环流
1 O! p. J7 p0 w9 ?. o**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8 A' O# x1 v2 k. ~& T
*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；
3 Z8 _% E- H$ R2 t0 u! W" w*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.; @ x3 T) ?$ U, P" H+ M# {& u
Distribution of Current in the world Ocean
6 s3 f/ C) W* M2 f% M 中国近海的环流0 Q0 P$ n0 ]1 Q
n组成：外海流系和沿岸流系
$ K9 D F: B/ T' l, ~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）, a. h3 S( d% C
n **特征：高温、高盐
. d9 I$ B, E8 ~! O! O. z. ]0 k9 W- in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。
! U, ~( ]- {( |: _- A7 Kn **特征：低温（冬季）、低盐
& {$ o5 f% u' F4 `- Q) @$ Vn高温（夏季）、低盐
) C, D3 B+ n. b& s4 B, G1 o 中国近海海流5 ^+ G; P" O2 B. F# X$ m
n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。
. [+ D2 Q: {( \沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸1 I6 n( A3 ~8 R2 _6 T# n# ?& g# ]
流、苏北沿岸流和闽浙
! m: F4 Q) K: v2 |5 G沿岸流等组成逆时针环
3 n' F. q8 P: R5 y4 Z* b流。/ z! E& ~! f* j% p5 Z1 E* \
中国近海海流 n南海海流：6 I: _8 h- G' m- p P; {
主要受季风影响，
# N2 ~4 |- J. L' j7 t在东北季风期间大
2 y( N3 D: ^! c! l% o, } l部分地区为西南流。! s4 }8 ?9 U5 V( F& [* `
在西南季风期间大
' E* A( @. }9 z8 q/ Q部分地区为东北流。
0 M) x+ S) A0 \) D+ j 第三节、波 浪* C; Y; }+ L+ N8 |- n; ^/ W' R0 m
n波浪的基本特点及研究方法9 a1 }# `2 F% S: O) g% w
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
( s2 x# j. `' {6 q都可能出现波动。
3 N+ r6 K: D: G! [( B6 }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& M" Y$ g3 ?- w* [4 ]" E4 G* o U
平衡位置作周期或准周期性的运
9 j( o- W5 `; F* d5 ?动。# M7 d8 m4 ?& t8 D k1 j$ Z
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- w2 ^' t7 Y+ e( Y
视为许多周期不同的简单波动叠
7 B3 t& K7 M% |7 V9 N- R加而成的复杂波动。
$ Z* F8 }( F4 d6 _; j; jn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- z6 I- g9 \% S5 f D" I: S* R
其在复杂波动中所具有的能量大
. j/ ~1 ^$ J0 ^5 x小，综合分析海洋波动的特性.% r: v7 n# {- G. N
海浪对航海的主要影响0 q$ F: `7 |1 i. q- s: T
1、船偏移,偏航.
# A# {( y$ G- u% M2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
& H$ `) {5 u1 U7 ^" I, j7 t+ _0 ]损坏，甚至船体断裂.
7 @! \5 m; u3 C" O. t3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
8 `4 D v/ ?# ~" k! t. I6 ]& n$ {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.: p' e. n4 x. K& z, ~) c
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板# S: }- Z7 R% S# L2 _
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
1 H7 T, a+ s/ s' m( [5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.& G0 f( s; L3 s( f
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
: q1 K" N7 r( A, \率降低，在港内进行装卸作业发生困难.4 X) x9 x) Q7 X v! H( x/ j8 X% e
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事; K& R! N* _, E3 d9 ~, W* Q8 r
位置.* f1 Y$ h8 O' u X% n) v
波浪要素和分类
% e! H* n% ^2 [& w" d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。
$ g8 c3 h: C, q4 V5 w: ? 波浪要素
, b* M4 p3 J2 g. vn! ~; Q6 W" X1 d6 ?
波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n! B2 L0 a D0 y
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
. c+ e! m; d4 B波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
, a% ]0 M7 @$ N) a2 g: i波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n4 Z& b4 K. E1 H9 N' D
波幅a：波高的一半称为波幅； n
9 s, B; ?0 M, J6 o) I; ~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+ S v. @+ [$ r" w+ {
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
1 I( `; E, [" N5 p波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
) i4 K+ s. @. D7 K D4 q7 Z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
+ W8 ^1 Y9 v) E8 P$ W( S' ]= l6 l0 A" m/ F. Q( |; n1 S
波浪的表示法
2 [8 F3 t7 I, T* b; E4 ~n (一)、波高表示方法% e1 w) X3 f0 [4 o: i$ \+ E7 ]
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
) ^4 b0 E% F! r2、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
! | W6 k5 ]- `/ F1 I又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。
, c$ {4 t, Y7 d$ Xn 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp% ^% M$ m) d% c; j% f; E8 R9 ~
n
7 c( E% J2 w D! E2 B**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# z4 ^8 _4 f# [" `! ^# [
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加: ]$ |# t3 L6 w9 n
2 2
6 J2 M N, y2 E6 i% X; F* A ]S W E H H H + =
8 |! z! N1 r, x0 |6 C! W （二）、波高、波向频率玫瑰图" {4 a) s/ Y1 z( t( [( c" x
n
8 X. F' _6 U0 ]: Z3 v" N% a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
+ z7 Y; f1 L0 G3 X7 L y; K. ?: _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
$ ~% b4 i# K! |全年波高波向玫瑰
6 l# ]! C. X, d; s: N6 c& j: r图
0 X4 Y: P+ p/ I! q累/ n3 A, N7 E8 ~ w
年
3 V0 ~! v' _# }6 O波+ I g2 O# ]- k/ R
高
! t- r N( @( n$ ~( \0 I( S, O最0 v8 r6 L `# J
大
4 e8 H7 c8 } S值
3 ]% ^: a9 d) e! p2 t) p玫
* x1 D) R5 z0 Q瑰% {# ~( \4 }, t$ q. z
图4 Y L# J( d6 K0 t7 [5 N; o2 L
波浪的分类 D" W- q3 M% u4 l ]' w s- P
（一）、按成因分类
# D- w/ n! {7 W4 \* en风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。5 e& K* G: l( l) U
n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。
" K; \) w) U4 _) \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。
+ a( O) `( O9 E3 |. u" vn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.swf2 C/ B$ E x. ~! e
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）- I3 Y/ k4 s3 s) S& F2 z4 i
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
9 M3 z9 p- T# P Z6 S (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类+ K1 Z3 f9 V p; g6 X$ r+ g( D
n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
( ]: W0 S7 [' m2 P! Zn是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。, z* ~' `" _! S* E' a S: y. Y
5 {# G. S: p8 B4 ?- k
t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
