第二章 海洋学基本知识-海洋仪器网资料库

第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
- d$ S. C# ~2 k( {2 `§2 海流
§3 海浪
( L! d# R) K7 `) e: m§4 海温和海冰
                               第一节、海洋概况
! [( n: K3 x6 N" J0 E6 M4 En一、地表海陆分布
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%.
n二、海洋的划分
6 V* C; _- e$ O! ~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
* B6 W$ y% N0 M. k# {n主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
n附属部分分为：海、海湾和海峡
5 f- K! z7 ]5 o5 u**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
( g7 `8 y* K- z6 I6 W. F- }  U                               各大洋的基本形态数据
* f/ S; A' \6 H. o1 M大洋名称
  O+ a/ H* [, h. J+ s& T- }( I2 I$ e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
6 a# A; z. x" n; J17868.4 70710 3957 11034 大西洋
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
$ W0 J3 q4 m4 R* o7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
* j' N5 S5 t7 L! }+ n3 ]: U5449 合 计 36130.1 133610
3698 11034
                               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。
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
: r, ^8 G& z- `1 L! \+ X1 v( l* 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。
: P2 x7 c( {: E8 w; B0 \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。
5 O3 ]- A8 Y) |1 t( wn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。
                               我国近海概况
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
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
: S9 k1 x# D6 _) a( V: c8 B* x均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
3 l0 W1 F- M' y$ o# G3 B$ |! t靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。
/ L0 m6 n, b$ R1 B: Z                               我国海域的基本形态数据
; E+ e. G: k2 |海的名称 面积
4 _5 ^9 B9 I2 y5 ^, A; P7 ~（万平方公里） 平均深度
1 P8 B+ u% S$ ]# |0 ~（米）
最大深度
; @) j& L9 v9 d（米）
3 _2 @  j+ m3 B! V( [: h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
                               第二节 海 流
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。
% b+ z3 e  I, v: J2 Q% 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。
$ t% L8 q5 e; _7 ~7 E流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
                               按海流的成因分类
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。
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
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。
# P  e; G0 U4 ]3 q/ J0 in潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。
) L( f  N  G, Kn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。
$ v& y* d& X/ Q, Z+ p, O/ b/ \  {% _                               按海流的物理属性(温度)分类
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。
# u& S' t8 U! ~3 ~7 en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。
5 w$ W& Q! b; f! ^n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
" x2 {  L7 Q9 J" O3 ~: l4 I& O/ |. O寒流 低 低 低 小 高 多 高
                               风海流(Wind Current)
- q1 ], Y$ |6 }! Z7 Gn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。
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。
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）
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。
                               表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
% r& D4 I# V7 L* U* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
% N+ N1 H% q3 |9 T0 K: S, r' OV 0
7 W. U  P9 N- T& X=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
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
% U  G  G% E% \半球流向向左偏转
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
流速V D =0.05 V 0
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
* ^; d  w: D6 r2 z经验公式：D=7.6w/(sinφ)
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
  }0 \3 @* h- x- @无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
# V1 p  B6 H! l' X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
                               地转流
) z: h% E9 N$ \& wn 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：
0 r' o5 G( J* g/ I! W4 Pn 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。
5 V" \5 E' t2 B# h! g) Bn 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。
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
                               地形对海流的影响
# H8 x2 [3 a0 o# F$ r' en一、海底凸地形
0 o8 |5 b. s+ C2 r' ?' F1 M4 Cn在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；
下坡时，流速减少,流向左转。
, h( e$ P8 C: N( G6 v0 Yn在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
下坡时，流速减少,流向右转。
n二、海底凹地形
& u' O3 C. X8 Q; ^1 Yn?
- w$ j/ o2 g6 X( q  g                               大洋环流
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，
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。
, z7 @2 o9 q4 t**组成：风生环流、热盐环流
**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
*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；
*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.
                               Distribution of Current in the world Ocean
% V5 S3 W' k# e  V. `                               中国近海的环流
$ E/ Q" S  y3 Mn组成：外海流系和沿岸流系
" M8 o5 s( b3 I) k0 U$ V9 d% Yn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）
n **特征：高温、高盐
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。
n **特征：低温（冬季）、低盐
n高温（夏季）、低盐
                               中国近海海流
% P" E4 n2 Y- e2 k# v% ?* {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。
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸
流、苏北沿岸流和闽浙
6 z( _0 B' l3 ]1 _- [沿岸流等组成逆时针环
( V. g. O0 n( z& B% V流。
" Q  K! Z: S9 x) i: J                               中国近海海流 n南海海流：
主要受季风影响，
" K; b3 X& y* S1 h& E在东北季风期间大
部分地区为西南流。
在西南季风期间大
部分地区为东北流。
, ~( z0 g6 f, n) ]5 j5 E# |3 t                               第三节、波 浪
                               n波浪的基本特点及研究方法
* }1 {7 Y. H# x. \3 ^5 I$ qn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
* l" u$ p+ r- H0 @$ O都可能出现波动。
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
6 H0 |& t& I+ `& r7 L& Y平衡位置作周期或准周期性的运
动。
& M* H0 i1 [3 s0 u/ P8 d% z! Hn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
视为许多周期不同的简单波动叠
% M9 N. b! Q( n8 Z3 B& s7 m加而成的复杂波动。
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
其在复杂波动中所具有的能量大
小，综合分析海洋波动的特性.
                               海浪对航海的主要影响
1、船偏移,偏航.
; n# E$ Z, t- b6 W2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
1 A# ]' x% |, ~. }/ p- l损坏，甚至船体断裂.
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
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.
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
/ c, Z/ |6 B) ^# v. \率降低，在港内进行装卸作业发生困难.
1 x6 I; z6 U  u2 g# D) k7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
位置.
                               波浪要素和分类
8 `) I: \+ p4 i. q- j, z5 S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。
& N+ l, l4 F1 w                               波浪要素
n
8 t9 Z1 _" ]1 j波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
4 _8 Q$ A( V8 G- s# F1 g  R2 H9 T波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
/ r" M, s- o, o$ u# e" {波幅a：波高的一半称为波幅； n
; J) p! D/ ?, o7 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； n
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
  [/ ~" i" ?, Y  q& G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
5 z0 @4 I0 `" ]& D= l
4 V0 {' k0 w& \; D                               波浪的表示法
, g6 W# g, u8 ~- Xn (一)、波高表示方法
$ i5 }) ?3 \& W* D. fn 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/ s5 |" K/ \6 J0 q) g% a0 g; Q2、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
- o5 [0 t/ u. S3 k又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。
* K1 C- |- ?: q9 x: Z2 ~n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp
n
**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
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
2 2
S W E H H H + =
/ W$ G0 q. P' j+ m                               （二）、波高、波向频率玫瑰图
: R" ]$ S0 P0 s+ Hn
$ m! s1 R7 A2 \4 S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
) ?8 A7 f) M$ z: p! S+ j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
全年波高波向玫瑰
图
累
年
波
高
0 Z. O9 n. [- d# ~  Y- @$ S9 p最
大
/ G: E6 S; F; s值
, t5 y, T$ S3 e  _, l玫
瑰
4 R0 ]4 n5 H7 F! g, ^1 J% x: |图
) F/ V' E! J$ ]3 f, _                               波浪的分类
' `, y9 f' W& S9 C9 a3 ]（一）、按成因分类
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
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。
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。
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
6 y- H6 y  y8 In潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
5 k9 w& u. y( U+ R1 x! H                               (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
, z3 t; ^) D2 y/ Xn浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
n是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。
/ m; u2 v$ L1 L2 s
% t: W0 |1 o  q  Q0 H8 `8 Qt过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h