第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况6 J0 N/ v- T. C9 L
§2 海流. d6 b2 c4 O+ `# G) F
§3 海浪
: P7 }( P0 H+ N& @3 x* _§4 海温和海冰- I7 T l7 f# ?; e5 G
第一节、海洋概况: ~ R5 C# X+ A- V, H& c$ @! v) h
n一、地表海陆分布" L) `+ X3 T i8 N j% |
n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%.
; A6 _; E7 d/ t5 _. ^n二、海洋的划分
" N# e! D" Y$ d$ B* f# a+ mn根据海洋要素特点及形态特征，分为主要部分和附属 部分
$ T% a7 ?! b# @8 x3 h% K$ G( F D, v' un主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
! q0 ?! d7 y0 M5 ?. x8 m7 z+ kn附属部分分为：海、海湾和海峡- \: ]! c1 C. o$ H4 T
**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区, }, J6 i* M& C# l
各大洋的基本形态数据+ z4 V0 d2 _" u* ?+ H2 A
大洋名称' {6 ^ W% Y3 U) b2 j
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4 M1 {. d& Q) L7 j& q4 b. y
17868.4 70710 3957 11034 大西洋. u: B8 x& g X$ X. C
9165.5 32970 3597 9218 印度洋/ ^7 Q$ D9 C$ C5 n
7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
5 L5 ]5 P. C. V+ p, Z0 D ?6 ?( n' T5449 合 计 36130.1 1336100 e; I7 k! D9 x* p8 w
3698 11034
6 t0 C0 E3 G' X 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。
4 h3 l; Q+ K! Xn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
1 p! [, ]! {. ^+ D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。
4 F( Y+ h; p( `$ b* A% E8 x! ^* ?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 Z$ u# M& O1 Qn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。
' P' D. G n3 M1 E- L 我国近海概况3 e3 G& k! j1 y$ q+ G
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: f- M3 @, A9 F/ A6 I* R% m
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
# x8 b4 B; [7 T4 ~江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
9 \7 [1 L- p+ `6 L均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
6 v0 |! {/ ~% `2 T' U5 ]南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
2 T3 }" Z7 b! Z" G$ s- w* d4 B靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积3501 k4 y* _; N8 P4 }4 A/ I1 V
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万& _5 v7 \# n9 H- T# p- f) j3 [ N
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。( ~6 h6 Q8 l* q
我国海域的基本形态数据
, ]' w6 L2 H) x1 I海的名称 面积
: z' i; T' p* g2 l4 Z- P（万平方公里） 平均深度
0 n9 W) d" [' j' K) w, v（米）
4 Z( }4 x( A X# e9 F) p最大深度
5 ?: `4 K& S& J8 q3 W+ k& Q（米）
0 i3 i1 j: D5 X4 A+ u+ D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
3 ^ B8 s6 K3 }* d$ m y2 G 第二节 海 流2 t% w" G1 ^0 E+ N- x5 i7 |% q
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。- H; ~% k1 L, L6 `3 _
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。0 d7 j' v6 p) E+ N* B+ F
流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
& v T, b& i. M' b 按海流的成因分类
, g. X8 A# V. b& j5 |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。
. l' y6 H, k0 ?+ K% _) v3 gn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" T3 d+ I: _2 n t. ]
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。
. s* K# O3 t @- h" _( ~n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。' |; w7 I$ R+ j: y* B) O
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。
8 W$ ^3 T( C! z4 H2 H$ u 按海流的物理属性(温度)分类) `3 F+ D9 |; v& Q2 O4 Y
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。0 f1 f% F. E7 J3 u- M2 _
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/ z7 D1 i {5 O4 d4 t5 Nn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。. c& E1 S' n" z1 g% @7 t8 K# _
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' g$ K; h {+ ^ a5 D
寒流 低 低 低 小 高 多 高 d6 h, Z% K: [$ q7 [/ i4 l# V
风海流(Wind Current)
4 d3 P* ?# D9 F7 ~/ c% ]5 c/ fn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。0 {* a# q V) t- i4 `1 p: U6 O
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。; Z3 R: @# S- `! a' E) a
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）
F8 }' D$ q: q( U7 yn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。9 O7 E& {/ ?' f2 F$ Q' ^& |' \% f
表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：& b% h" ^% Z8 \( a, b
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约# |2 o3 N+ B$ u) x. v
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。7 J; L5 E: E: \9 I# I
V 0
/ ?5 `7 ?9 E6 _; M- [=0.0247w/(sinφ) 1/2 表层以下风海流流向：随深度增加在表层流向基
& i; p p, Y/ a, Y础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
# j1 q+ j% p0 M* F加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
! R4 w, |0 B+ [, s9 B" N半球流向向左偏转) k: ^8 Y9 x% B2 e( O+ I2 Y: [$ l
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
! u) G8 f0 f( A" \流速V D =0.05 V 00 t& \) _6 G2 M- A! w3 B
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
( m# O2 c J0 }7 r5 g践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
6 t6 R" H; Y5 e5 z经验公式：D=7.6w/(sinφ)& M' d4 D6 @+ A: \" D5 Q# x
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比! w. z+ E$ p5 X- p# F
无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
6 u* W; x3 s+ i% R6 w; j- T+ |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6 G" \% N2 S1 i4 W% R
地转流9 a- z' j; J) @7 }
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：
( w3 s; y/ D% {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。
; E* G$ f, `/ E- i6 n- L& x, W7 w% cn 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。
9 ?" M2 I0 b$ r5 X% L W6 vn p g v D D - = j rw sin 2 1 '
& L3 L( U7 f0 O( c8 c* c( H: y 地形对海流的影响* n2 {. w9 m6 g* I" ?9 T* y
n一、海底凸地形
0 L S4 R/ g: v: sn在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；8 i: N) {2 h* F7 L3 z% [ d$ K! y
下坡时，流速减少,流向左转。
& I6 H5 C5 Z# Y% _" h! b- f* Tn在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
; t: s5 q* G0 b: z4 N下坡时，流速减少,流向右转。
9 G# c9 k% i I0 W; yn二、海底凹地形: R( y* X* p3 i+ G v1 }3 W: L
n?3 Y8 q- g- e$ \: ` C
大洋环流5 j3 b) B' H* A# _4 Z2 N! W' g, @
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，' h! e. \2 ]" C& \; E
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。& E, [3 E4 _, O, V- v. d4 e1 F) v
**组成：风生环流、热盐环流. ?5 P W' J* d( o6 {7 b$ k& 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# m9 i# ^# O% e( M+ U/ G) I h
*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；
1 t E! k/ I9 o4 q7 p1 N*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.5 K& U# ^7 {. y- H) k9 Z, G% N* x
Distribution of Current in the world Ocean. ^+ y9 }) I3 Y4 ?6 e
中国近海的环流
- a+ u7 [& F+ A! X# {8 t* i/ [7 }n组成：外海流系和沿岸流系
! E, e8 T& [' a+ cn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）& K0 \* ?; b) @; o% ]# I
n **特征：高温、高盐
6 B4 R3 k! M% g- f/ o; Y }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。; ~" p O$ z, y
n **特征：低温（冬季）、低盐
3 h9 j$ _' Y! i- G# b( Yn高温（夏季）、低盐" l9 s% p2 S* h" N
中国近海海流
/ |3 d# d5 M% I8 kn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。+ u- C# j% R! f5 Q! _) y8 @
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸6 D9 p1 P+ C* V, F
流、苏北沿岸流和闽浙
" x0 }+ g8 J$ t4 {8 N: s+ H T沿岸流等组成逆时针环
* y6 T6 d2 T) o3 ]/ c8 p流。
' D5 y2 T t3 [1 R+ Q 中国近海海流 n南海海流：
+ d9 D0 v7 T, Y主要受季风影响，. H" }, S: X4 ? q# @
在东北季风期间大
( o6 |* L6 @. |) K部分地区为西南流。
' `- B3 L; h& S7 q3 Z" S在西南季风期间大
5 Y, T; R4 a) p! P, s9 w! y部分地区为东北流。
3 R* ^" X$ W. B) W; M6 o# C 第三节、波 浪
1 F2 `+ _7 M+ T# W2 s A3 c" x n波浪的基本特点及研究方法
. M( u. w0 x2 J3 N$ R1 Yn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
9 b3 }8 y/ @( H2 C3 Z, i都可能出现波动。
+ i2 g# U, I! \8 M8 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
$ ^# i7 |8 y2 S7 l平衡位置作周期或准周期性的运2 o# _4 \; u1 Y2 Q+ _ b
动。
# X. {+ ] }3 v1 l, \7 yn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
9 ?1 y: c5 P* z1 H视为许多周期不同的简单波动叠/ v/ |9 h; o; g
加而成的复杂波动。
9 u3 e" O2 }5 B% F: D, p: R- s, pn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3 ?" C l, D4 G0 M. Q% H
其在复杂波动中所具有的能量大- n! c5 c0 t! {8 [
小，综合分析海洋波动的特性.
3 k3 w7 o% u" ^8 K$ T( l 海浪对航海的主要影响5 s7 e. G& R# M
1、船偏移,偏航., s7 |" k& }* {+ i# `
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器- p: ^7 [$ F8 ~2 G3 `
损坏，甚至船体断裂.
& D# G* f; x7 ]2 @1 M# u/ ~8 q( j3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
6 I- o t E; Q* I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 M, y# q! }. e/ h, h' Q
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
h7 a$ H: a& B! L2 O货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.* U: @; w3 m, p6 O$ E9 {4 g
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.' x6 h' j0 V0 Z6 n. F
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效8 w; M8 b9 G$ l: s0 F+ Y
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.) V; p1 l1 J& ^
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事4 u% C+ y. ?/ U$ ^% L0 O4 e( P
位置.& j8 v7 Z% l; o4 p. U7 H* J
波浪要素和分类* u0 r. W9 y* k: n/ h4 S* g
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。( _' d; c Y6 G0 B
波浪要素
. f; V5 Y+ c3 }& }/ b8 Wn
! R7 A6 U2 q, b x$ B5 c波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n: u# [3 K+ p* z, U
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n4 i5 Y( Q: S/ W w9 {
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n/ G. e- J4 V2 Z N/ o% J b
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
" x. F8 `6 D, {3 L2 I" Y6 l( O) Z波幅a：波高的一半称为波幅； n
6 d( c: a7 M; `! P9 D& P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； n7 D% l2 [& `7 @4 I0 J, H
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n+ V/ R9 ]3 L- J5 J* J( e
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n0 C: z7 F$ g1 O% R; D* L
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： cT2 d" Z3 R) i' `
= l9 f0 ?, t) F( L
波浪的表示法
2 g* D% U7 f* V0 Kn (一)、波高表示方法& Y! | |6 G7 e v1 L) X$ {7 [
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
+ P5 j/ @+ {2 ~$ Z# F8 w+ @+ p2、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& L! p# ^: @2 `. V
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。& v/ B$ d8 J) T j% [- r
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp! f4 `/ I, F9 W; D
n: _6 `+ Y' b7 R& s7 | ?4 k
**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 =1.94m1 f, n: o2 c" ~
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
1 q6 h1 l8 X1 I/ n% j2 2, m; l1 H8 X3 b
S W E H H H + =
" Y* R; w2 j* T( o2 O （二）、波高、波向频率玫瑰图. ^( E2 C( v P3 Z0 ^
n
9 y0 } E5 W& F. q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/ q7 B. A1 i, h; d1 ^; a
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
4 I; j! t; E8 y s全年波高波向玫瑰
, j3 h- i6 I$ o, Z& d图
6 P$ b! a( t# e b累
8 v: L- W: m9 ^ ]( h) B5 a9 i年9 b3 M' q+ k9 \3 I4 e
波9 R* e5 \) D# h& i
高( M. L( I9 t; j8 o1 z
最
( c9 r7 X* X0 n. S: O& U大& f1 X$ s) V3 B' `1 Z7 f
值
% F! S4 c' \5 H3 Y玫; @3 b% y/ i9 m" M$ a
瑰3 V( ^! m. D9 F( B' ~
图 A% l5 N' y+ _ ^
波浪的分类
/ g( r1 }2 l q( {+ B$ Q（一）、按成因分类5 m: ~+ [" V/ m8 W, F
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
5 T' o8 C6 Q7 i# F" t2 t, {1 [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。
2 k! h7 E5 n% |+ C* {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。. W+ A, \, Y" ], G, |3 x
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. a, ^2 c: K# M# _' p2 M: t6 {
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）* P) Q' @) i* x
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
' {9 z% K9 a' c5 b% q# H( ~ (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
/ b& j' b d1 _0 A5 x v) E' E$ Qn浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
$ [% E! h) g9 _, Z9 p" A+ P) Q, }n是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。7 y+ d0 t3 Y6 s8 Q+ ]' x
+ a5 b0 y# Q7 `9 ]) Et过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
