第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
; O9 C) {& J" {$ g$ Q) F§2 海流& U7 M+ |/ G8 }6 F) q- p
§3 海浪$ w+ a; q( r+ C8 d" a) D
§4 海温和海冰
( M% F3 [7 ]3 t 第一节、海洋概况
+ z6 Y# g% W: j) M! y& qn一、地表海陆分布
& E& Z0 h. I4 }+ B5 Z' v/ W$ k5 On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%." h5 U1 q5 u3 m q3 v
n二、海洋的划分( Z" F; `. D, `+ H# d' g- f
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
( @1 E* C r; [1 W( |n主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋1 X$ V/ L9 |& R8 D9 ~3 {, q/ V) i
n附属部分分为：海、海湾和海峡' E3 U9 B2 h. r/ Q9 r
**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
& s" B9 p% \4 Q- s9 M 各大洋的基本形态数据0 v; X$ a4 x' q0 w/ I, a# r( d) D$ c
大洋名称
. z+ n9 Z' {* |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0 \6 }, d( y) r% V. _$ D; W/ T$ R
17868.4 70710 3957 11034 大西洋+ \: B- \( Y. b+ @1 D9 c
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
, s- I7 {' i5 O/ s9 j7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
+ ]4 E8 J/ X8 C' e6 l" ^$ `5449 合 计 36130.1 1336104 t# y7 {! Z2 r9 y. Y
3698 11034: c, Z1 [- O% D
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。
X$ U+ V" O5 ?/ `* @4 |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
7 g% b8 y( b) w* b- 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。 k( s/ ]# x$ M/ f7 k3 N5 I5 [
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。2 _- f" a- ~4 A* s- _
n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。: m3 E, X$ v$ C5 a! u4 x% ~- W
我国近海概况& |# ^( X+ H: r
n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
T+ r- J" m1 i! a8 ~% B/ e. M方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
9 g1 A; T; G$ Z, q8 \! A江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
& v4 _; ~1 w8 [8 x均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔& K1 H3 n! J5 b! |% Y2 P# E
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南- m" \& v$ R K& z) a
靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350- Q& R+ ]0 o. p4 w& P) ]
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
D! [$ ~6 [8 j/ b/ _$ u平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。5 }( C7 X3 ]& |7 C% ?; N/ i
我国海域的基本形态数据- x3 v! L$ m- }5 Q3 m( Z
海的名称 面积
' |0 ^' k/ b9 _5 }* L3 m（万平方公里） 平均深度$ c( L# z/ z( L$ n6 w
（米）
2 d) q% P' `4 h+ r& X& c& s最大深度- Y, R) ~) y; F- f7 ?# C
（米） C6 |) |, O& h$ C
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
& ^5 r2 k* G5 W, f 第二节 海 流; b1 O; M( U- j. d1 d; ]. E* X; c
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。- _- o3 d0 }' p* u3 P( K2 m
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。7 o6 a2 ? S. X S) S" o! z8 ~
流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。4 Y) ^" }- D! l
按海流的成因分类
5 B/ B' v7 z- _5 ~3 `# y! Xn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。) @/ F U. w# x# v- v1 h
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
# H- ~; `' f& fn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。
3 C: Y* _! P+ T$ A% in潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。. F, d! E) k! e! l
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。
& E0 j; |' d2 r+ n* ]5 N 按海流的物理属性(温度)分类; G! H# B r# d j5 d% O
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。) O4 Z1 N( \6 T3 W4 {6 e' m( I* c/ K
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。
; t: V5 Q( @# t) O' X4 [7 N# Hn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。# N, M/ e- h7 F- ?' U+ L O% W
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
( f& V$ i8 {& @1 p. F4 t* K寒流 低 低 低 小 高 多 高$ F9 i# N' o+ k4 I5 N
风海流(Wind Current) E, g0 ^* H5 t" x* R' M
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。
& u6 f7 @' x: I$ ~/ ]" Z4 ~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。9 _' U" a$ Y- m) N |, P
n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）3 \* L# {) A% o6 Y
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。
" i% i: z1 }( Q& x. n* e; }; \ 表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
# O0 \8 @8 x1 U- P* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
% ^4 |6 g. ?+ ~ r8 z/ r45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
& O0 R0 k* `: ~' y# N+ NV 0
0 x* T/ y4 N/ `0 q" b8 A=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' q. r4 s- L) c. X+ m
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增1 [$ A. N. t# [% u5 s- Y
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南, P. H8 N" ^! N" Y! Z# E" J* t! K, i
半球流向向左偏转
/ B: _! @8 c! A/ L! @在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
( m& D* u5 ^9 f" n流速V D =0.05 V 0
/ L: R# N5 `7 J**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实/ z; C5 y1 v0 l5 @/ H7 V
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
9 V6 {# z' D8 j! V# ^经验公式：D=7.6w/(sinφ). F# k5 M' s) X$ C) V9 I/ l! e* Y9 K
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
( P3 v+ I& u4 |/ m$ F无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的0 n; G/ w/ u9 f' L5 n
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
8 ^( }3 V0 J1 T, A4 f 地转流4 j, g% k2 f9 L4 T2 U
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：
( \, @6 Y! Y6 {+ t, ?% [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。
/ a6 V, D5 ]' `9 [$ z/ J6 `n 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。
, Y( \# ?5 c Y0 y/ k0 r6 ^n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
$ z! J" {) W* h, G 地形对海流的影响* V1 g9 U1 b1 V* t; a: s
n一、海底凸地形
. [ g2 W% r- }& Yn在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；: } ?/ }8 T' z2 E4 t- E4 g
下坡时，流速减少,流向左转。7 ~ S9 Y/ G7 E$ L3 s
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；( y9 i- w% A a3 N3 n3 y1 P
下坡时，流速减少,流向右转。$ e2 A/ R/ r( p4 t% u! v4 k2 v+ l0 ?
n二、海底凹地形
, @3 x5 Q! _( k1 An?
8 j: x1 |$ F9 F& ?5 u/ j) M 大洋环流/ G L, U3 l. ^% N9 S
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，
: K/ }8 D O! o6 {# m6 d* \+ J8 R6 ]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。( m8 O6 u' o5 I% w/ J
**组成：风生环流、热盐环流
; [% q) O8 W0 j& l3 }7 E' q; B; 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; E' L, T3 V% C) o- p* X
*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；
$ g- D+ Y7 A% r4 }*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.
# ~8 n, e( o* \% W% \ Distribution of Current in the world Ocean
. b# L" j& I3 ^) I% n 中国近海的环流
q% ~9 `# C4 J( C" ~9 Mn组成：外海流系和沿岸流系
5 U& a4 V! v& a% R Bn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）
$ a1 _5 c5 c. C; y6 H: V6 i& D- K. s. Xn **特征：高温、高盐3 Y8 t5 r5 M1 `" w
n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。1 p% n; B3 |1 ?! l3 s& A
n **特征：低温（冬季）、低盐
6 s5 A% f' J: Jn高温（夏季）、低盐7 n! {9 X; E6 @- k" Y* @# C( F% Z
中国近海海流3 B1 Z( t* f, G: U* S# G( _# b
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。' c/ h9 f& ]/ W' r! X/ o1 O5 ~1 f
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸# w7 W. s8 ~1 ]$ l, ]' S% j6 K9 X4 A
流、苏北沿岸流和闽浙
3 L7 g+ q0 J6 s9 I2 }沿岸流等组成逆时针环
8 e% J# v. V3 V4 N- }流。5 q( f- i1 E, A) j4 m+ A
中国近海海流 n南海海流：
9 |0 i/ e+ [; `8 C8 Z7 O6 I# `# ^主要受季风影响，& f/ P* e! ^. ]2 b; S
在东北季风期间大7 @4 Z) k# h$ Q& a
部分地区为西南流。
3 A8 h3 P. C- A+ s6 }2 ]/ P$ s在西南季风期间大 H/ t- h2 ?9 }) {4 c( x# p: G
部分地区为东北流。
6 s" q9 ~# g4 X$ A+ F 第三节、波 浪0 ~) F3 W2 ^# S5 @" s) X7 Y
n波浪的基本特点及研究方法% c$ @/ Y7 @' C j. 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+ s" [3 Z$ A4 l5 n3 ] w7 [
都可能出现波动。
+ y0 _* y9 m5 x! L7 j9 [6 R5 a/ `1 _, gn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. r6 j1 N# {9 S: Z
平衡位置作周期或准周期性的运
2 m( k, \' c3 o9 C) T# \, }动。
" q/ P# O: z5 e r+ nn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% @- X# b; K X/ n
视为许多周期不同的简单波动叠
) X* S. \1 Q% s9 o4 S加而成的复杂波动。* U% R: y6 W. f3 u
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% n- R5 [! X$ z% f) I; i9 X. t
其在复杂波动中所具有的能量大
2 h1 B$ \8 c. b& f" y小，综合分析海洋波动的特性.
% C, n0 ^7 \3 \5 ^# ~& C" T5 P5 s 海浪对航海的主要影响" J0 K8 M8 x- p0 e
1、船偏移,偏航.
, |, u( L! J) c- {9 o2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器* Q0 Z7 X2 G9 }% X
损坏，甚至船体断裂.
' i7 g2 [% [% _0 \* F' m2 w0 `3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
7 v& I9 L) b5 {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 l+ a7 B. d Z+ b( q! g2 Q. ]4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板% o( n8 E, V0 d
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
& h3 b7 R. b! M' f+ x7 `% h9 a! [* s5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
% {0 E# P$ Z7 R. f5 s6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
; p/ G: [2 z# x4 `9 v C8 e1 B率降低，在港内进行装卸作业发生困难.; e, F# G/ X/ i& L
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事 e+ ?0 C i! k# @' |+ h5 N# X; Z
位置.
! S5 _; a7 f5 r( Z& v 波浪要素和分类. O! ?, u5 h7 F
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。
# P4 m: y- }- p% T, ]! i, a 波浪要素
1 x6 K/ M( s/ j% h7 {. R5 Zn
5 w1 T% j/ Q) L4 H+ B$ J% W3 m波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
& u" }, |& @! F6 R, C波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
3 C8 B; o! u) Z, X波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n3 ]2 S) ~3 E+ s' Y' M
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n7 t9 C3 s" a0 M1 b& x3 M6 e
波幅a：波高的一半称为波幅； n
% X$ v8 m' n8 G- k; G4 O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
3 I3 m" [: @$ F3 y* A波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
$ [& c9 P& N* p- a波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
0 l5 n1 w8 j$ T! j! [+ J2 y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
' r" G$ }, s8 g6 ? {4 i= l' Z! P' {: P, S6 C2 C# R6 }$ P8 c
波浪的表示法' ~6 a! r( g5 c u. s
n (一)、波高表示方法
7 K- M% a7 E$ A {6 I% N& V# Tn 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
# X/ e: q4 ]( x/ n2 t+ K2 p$ B2、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$ K7 @9 V: [$ s% l
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。
7 H. L. M2 ~1 N$ z4 Y& D) En 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp6 `% F6 V6 `. t; b
n7 C9 G+ r4 V/ W* ?% C$ ~* o6 ~
**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
! G- W* u% Y. N. An 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加1 B! c1 h: g4 _% i0 d1 R
2 26 O+ c$ G% C5 g1 d7 y7 r& ?! \9 \
S W E H H H + =
; ^# m& k4 c6 d5 L4 B% T （二）、波高、波向频率玫瑰图
* ~5 w, g! E8 k4 dn
# c: ]+ ~2 x) L. b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 n0 Z# N I; T0 J7 R
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
: G" M; ~% L8 u2 l: R. J0 O6 l" O! R; ?全年波高波向玫瑰
; K# J* ~6 Z( d" P+ A图6 J2 K. c- Y% B- r7 |$ g2 W
累
- L5 t* Y- f+ {7 H p v/ v2 r年
- ^2 b' B* D2 C: W波, o+ \8 |' k5 @9 B$ m
高9 ^5 I2 e+ t4 \6 ~2 H$ T+ I
最1 i' s; Q% ?9 v5 |4 i
大; Y" F5 Y! a6 |
值/ y& L y: K [6 Y7 a2 }
玫
( C" V8 H9 @9 ~9 f9 ^+ d瑰: Y- h# D3 C7 g! U
图1 y$ c5 D' L7 p j5 Y# J
波浪的分类) k. r7 H+ p9 v h
（一）、按成因分类* O8 F _3 z; h) G7 f2 n0 ?
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
3 u) V4 p9 f6 Z, @4 bn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。
5 ]/ K$ ^: j# w1 U/ I$ p) E! [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。4 j0 q( R. Z1 N+ J/ L1 a. W
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$ j- R- S* O* G& n" K1 _: l
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）; O" I" o7 s$ m" O3 p
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
; m' }8 N' M! J8 ]0 o8 T7 I# x0 T (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
6 t/ e ]" v7 I0 @n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
# Q4 t8 S6 C& {; vn是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。8 h T |5 E( Y$ r2 b: d s
. ~8 z! ]* V$ R0 wt过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
