第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况) x+ D Y8 t+ h1 H
§2 海流
% ?% g4 Q9 p; V) X5 J6 J* V§3 海浪* M# X/ ?8 s# l( K6 _
§4 海温和海冰
5 Z% @! F, b% T+ R2 f t/ A 第一节、海洋概况
3 F" T3 L4 I5 u u0 q+ k1 nn一、地表海陆分布
, u$ K' E% d2 H; P) \. R2 Yn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%.
* ?1 F3 W6 {+ m8 i8 y, N1 z; On二、海洋的划分
, o1 s4 g4 J8 \, m4 n# C6 s# jn根据海洋要素特点及形态特征，分为主要部分和附属 部分
4 w5 n3 F5 C7 l D/ \ I5 ln主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
- ~5 O4 @- v' n! ]$ t$ j7 Xn附属部分分为：海、海湾和海峡7 P& v' J4 f! {) B6 j$ {5 Z
**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
" h4 M2 V% z: Z! t0 I: f+ Q4 u 各大洋的基本形态数据% k+ T1 Q: g! \) C+ ?" b* r( ?+ l
大洋名称- E' y- q1 @; g2 Y
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* w. A% `9 w; U, V# r
17868.4 70710 3957 11034 大西洋9 g( L9 \3 `+ |8 J% c! ]
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
8 X2 u( E* S* C; m$ R+ p; g, b7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
- {% n8 ^% |6 O3 {5449 合 计 36130.1 133610
) h; M7 e& r- Z! S3698 11034
& Z4 F% w- e! v/ T% T* M 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。0 ~$ U# m4 ~6 X) Y2 o" M* F
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; F# p# _! u5 w7 x! ?2 k# m
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。8 H8 \9 }4 l \ o
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。& m" Y/ ?* Z M
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。2 p @& _: a4 i7 c8 d8 X2 N
我国近海概况
6 Z6 x1 h0 i; In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: o# x8 H: \) ]) z' w6 s
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
% ]5 h. s& ]+ {# q江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
7 E q5 t( k& P, N! U) c. \" @3 [均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔% A. ]9 Y: Z, P$ |% L) H
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南$ D5 J7 {5 t& w r9 }1 U1 O
靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积3503 W, o) Y& o# I4 t1 R+ Z1 u+ O8 |: M
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万4 R' _/ z5 @( b. {6 |
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。( Y8 j) X: ?* U5 g% A, t% F1 r
我国海域的基本形态数据
; C# N& Q7 ~( M: X8 b+ I" V- m* e海的名称 面积7 H# |7 h/ _$ t$ @ r
（万平方公里） 平均深度3 E0 \' R$ z. V; y" C1 S
（米）% a/ u4 W# s5 Q. N, B
最大深度
d6 u5 @( O8 j- Q, w1 }, K（米）4 |! t1 A' r U! y
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
$ t- l7 o h# `- e: \ 第二节 海 流6 h% l0 V4 c4 x% s/ G! C4 N
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。+ {! r q; y! V2 n2 m4 S
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。
6 b! l3 \ z2 K2 P n' J流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
1 D' p# [; K+ d9 f( R' f' L( y9 l 按海流的成因分类. Z; j! z+ p k, ]( m
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。 ]! c. x8 k2 J; S. Y
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
% e/ K/ f6 |3 L7 M: _/ j( I! [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。
( h4 v3 f; M) |: X3 {1 @- f4 cn潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。) T. S4 _5 G9 ]8 q' A* [
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。/ j1 s) _) v2 i' C% Y: J: ~& U! j
按海流的物理属性(温度)分类
+ P. m! u# @7 ^/ E% 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。
7 m5 q1 }4 w, r4 Sn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。
/ [/ s; L) L, }% ?+ T- 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。5 o2 Y( H/ j/ R$ u7 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4 P- y9 Y$ C* e& l
寒流 低 低 低 小 高 多 高5 V$ c9 i. q' q/ b/ C
风海流(Wind Current). w; z) B+ p# O7 i' J5 X
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。, `) L8 n3 X# b( B
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。& e4 p# F( u$ D
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）- n4 @# A r3 e
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。
+ {# Q. B1 L. Y d; o2 N 表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：+ D7 e f$ k1 O/ B2 z& o3 m
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约9 n! a& J. E) Y/ e% c
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。0 ^- b+ @2 L( R9 N5 b( v
V 0$ y' t! {3 p5 {
=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, ?# }9 J( T" V6 ~/ y
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
; ?) X0 `- I( E# q* e4 c- B加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
3 S8 x @1 r j# x! t半球流向向左偏转# I% Q7 ]5 v. W2 x9 t& n* D% H
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
+ ]% t/ `/ @: z9 [) y8 h. N流速V D =0.05 V 08 _1 v: A; m+ @3 s
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
8 F/ k- D$ T9 V+ [) t/ p践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
% S9 j6 q# w+ \经验公式：D=7.6w/(sinφ)# {9 w5 C7 D4 J
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
8 V% w) X9 E* d0 t$ b1 A. Z0 ]无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
3 M6 o1 z# l- W0 |' F' h5 r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
2 S, O6 K0 [1 U. Z2 k: t" ?4 R {( ?8 N 地转流+ h7 y2 y7 y B' Q" a
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：% g$ k% t& ?& \5 x& U
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。
$ u% r" T h4 ?, G! wn 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。$ O. B; p2 F$ k% i! r3 q2 A
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
9 Z) h# m e/ X* F 地形对海流的影响
# K% |% p: I7 a6 In一、海底凸地形0 Z W- V& @1 n. x# `
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；2 C) P# M5 z4 `. d* a( Y
下坡时，流速减少,流向左转。, I5 D8 U% B% c
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；4 z% m/ p O9 ]6 `5 b5 T1 ^
下坡时，流速减少,流向右转。4 R+ @9 f5 @! l) G0 R
n二、海底凹地形
8 t. p/ r U2 ?; p" Dn?, n/ D. ~% _4 @( N) L
大洋环流
* Q* H* Z* r, ?* v1 N7 c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，
1 X1 Q7 \( W! L; Z9 v* V海水从某海域向另一海域流动而形成的首尾相接的独立循环 系统或流涡。
( O( n2 r. I4 [$ Z**组成：风生环流、热盐环流
4 ^( r0 A6 V, A5 y**风生环流形成的主要原因：盛行风带、地转偏向力、海陆分布 二、大洋表面环流的一般模式% u% o% G) B+ U" C* d
*在北半球，绕副热带高压中心而流动的是一顺时针方向的环流 ；绕副极地低压（中纬低压）流动的是一逆时针方向的环流；4 c* A" V. z9 _# c6 ~
*在南半球，绕副热带高压中心而流动的是一逆时针方向的环流 ；在高纬,由于陆地少,三大洋在西风带里相互连接,西风强劲,形 成自西向东的西风漂流,而没有出现小循环,仅在南极陆地周围受 极地东风影响产生自东向西的极地海流.
/ n- ^! W% v7 ^; q) i+ f Distribution of Current in the world Ocean$ R7 }$ z7 n2 t( J% m8 o# {
中国近海的环流
0 P6 ]' S$ F) H: B! I/ S: J6 Yn组成：外海流系和沿岸流系+ f) ]( V3 p) ^; u( {- p
n一、外海流系：主要指黑潮及其分支（台湾暖 流、对马暖流和黄海暖流）9 b Y; k5 l" W% s
n **特征：高温、高盐! m4 Q8 L: G7 Q$ P' m' I
n二、沿岸流系：大陆江河径流入海后沿海岸的 流动以及盛行季风引起的风海流。
% i3 Y% R" k# Q0 K9 X& l- k) I6 Fn **特征：低温（冬季）、低盐
% W' J0 ?$ |- Q" Ln高温（夏季）、低盐, w$ ^5 w2 _6 h4 r4 @& V7 b
中国近海海流
, _( t% g' a* K. [# Xn渤海、黄海和东海海流： 外海暖流：台湾暖流、对 马暖流、黄海暖流。; m6 n- E: {1 H3 o
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸, F- x9 w/ F1 o! O7 ~
流、苏北沿岸流和闽浙- N6 g5 Z" L6 r
沿岸流等组成逆时针环4 F. K& W0 V. e
流。
- F1 D" r+ Q1 m% C: S 中国近海海流 n南海海流：$ d0 w5 f0 f) {1 {, a! H
主要受季风影响，
4 s/ j: M/ }( T) Z. ^9 n# C在东北季风期间大
! Y) \# W. r) I+ p$ ^+ b部分地区为西南流。
5 A4 T" \! z. e* s在西南季风期间大& w" a" Y* F: G5 x5 [. _
部分地区为东北流。: S! [. v# ?( ~: m
第三节、波 浪' t/ U# V! ~ J/ j: L! p+ _+ t
n波浪的基本特点及研究方法
4 E* c5 Y8 |9 s8 v$ An海洋中的波动是海水的基本运 动形式之一。从海面到海底处处; @5 Y" }2 u7 U2 C) Z+ [& S
都可能出现波动。7 R* O8 A/ ]; n& T. ?+ P
n海洋波动的基本特点是：在外力 与重力的作用下，水质点离开其
9 T5 T( G5 \) `/ U% Q% {平衡位置作周期或准周期性的运9 v% R) e! W3 s2 m' h
动。
, x: w( T4 e" L: d! T! qn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
' a+ D7 q, s+ }) q视为许多周期不同的简单波动叠- F/ K- f) w4 ^: I3 C$ i3 G. U
加而成的复杂波动。% c! ?8 w7 O4 a1 x) ^1 v
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 K9 j( b$ H- `; |
其在复杂波动中所具有的能量大- E3 Q0 d; v$ \- c1 ~0 f0 a% O
小，综合分析海洋波动的特性.. \7 Z5 I& T1 n
海浪对航海的主要影响/ e5 L, O9 f& l- t. v- @
1、船偏移,偏航.1 O4 j" V. n7 D1 X8 }, M
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器5 U8 X C; b' E' o
损坏，甚至船体断裂.
2 `4 ]; k' g+ e! v L3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
: d2 d; g% L' g4 X: q5 Q3 g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.- @+ `* L4 P9 s& {7 o) n
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
" V# S ~( X" Q9 \ d货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.; z- G4 ?+ a' x$ G+ m! ^/ g7 A
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.7 Y0 P! t1 y8 D
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
% |0 b/ w' k4 y$ b率降低，在港内进行装卸作业发生困难.1 s$ t4 ^6 ]+ s- t. R' ?8 @
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
$ l; S; ^4 @/ r位置.6 {) p+ w5 E5 l5 r' L
波浪要素和分类
; G. L; Q- q, \% c7 n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。( R( R/ v7 h! U
波浪要素$ s6 k/ ]0 R- Y% T* N7 |( U
n
3 O( w: t& O4 q$ m0 T! B波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n" I7 X! D @& O
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
- F# ^* Z+ Z2 ?波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
' Z3 x8 _% Z0 [" g# Z1 M; y波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n4 \1 _0 E( ^ X3 u( E- o8 q! X) d
波幅a：波高的一半称为波幅； n. i+ _1 ]# Q. Q8 b
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
8 x" a( d5 w$ o5 g) ]波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n$ N1 S' C- O$ I' E# a/ E
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n( \* X9 J+ D: W
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( X9 b- A% @3 K9 I* S' W1 J
= l+ K* n5 P- U2 C6 |9 c) |0 d
波浪的表示法 z8 ]' n! ?- x; `/ ~
n (一)、波高表示方法
; V0 Y ?0 p, X' N8 o( O, R$ |* {- s' Dn 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
7 E' _4 p# J: C' `: g2、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
' r8 j! F" {# v' |7 x1 n又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。7 p4 s& c- w1 ^5 `5 |* U- M: I$ O8 h
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp& u6 a6 Z9 Q- z/ W; P5 _& N
n
: L1 W1 @9 R ?**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
# _1 n3 X: J' p: E0 b+ k1 R) Sn 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
0 [3 s4 j1 s. T" r, w2 2
+ B% \) Q: G6 M+ m/ z: uS W E H H H + =6 k! J$ ~- ?- J. \6 y/ [
（二）、波高、波向频率玫瑰图
" a6 P( _: \# a* b. e% X/ Tn
2 y2 q( S6 k1 v# W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
' n0 M) l: e; A( Q7 O! Q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* q. P7 h: [0 q b8 U+ ^
全年波高波向玫瑰9 y1 G$ K& N! X8 z3 r5 e# {
图9 b7 ` p" s. W: t7 a& }4 l0 H# V
累
. j- b3 f1 w: T% Q% h; ]# n, k年5 o; V9 h. h" w
波3 I/ H0 h* k% A4 k2 H- N
高3 R& h/ ~: k% n( v
最% ?: c" f7 ?! X2 B8 F4 d
大
/ B1 d: h6 e# |. x/ H. L: h( _值
" X. Y m2 j& F$ O! Y5 i' l. a( y玫7 p3 y/ q6 u8 V/ K) c# d
瑰) A0 l! c3 |& F8 I5 ]( e
图9 d. y7 }5 k2 L# \
波浪的分类5 y5 u; {% m* K2 s
（一）、按成因分类7 k3 @2 v" v( a1 H/ B
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。- }2 k/ f4 T$ X" T% ?+ Y5 _+ c
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。7 o$ t$ \1 ^+ q K8 t/ y7 L4 y
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。
( M+ ?4 Q8 D& v# R0 V, n$ Mn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
. {0 o# R9 d" L: W1 Un潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）! n/ \! C w2 R% [, B2 \! d
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。: z8 F$ z# s3 [. [9 [
(二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类; D* ]- a6 s3 X W
n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
+ T! D& `7 S& c) O/ [n是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。
7 }* |4 i5 S1 I9 Z3 Q0 f: n
! W: b1 i6 u) }% \ t D2 Z; d2 |t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
