第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况% o2 p3 m" ~: |2 O" s+ I5 I5 g1 I
§2 海流8 O7 ^5 g' M' ]' S* c% ^
§3 海浪2 p- i2 r, i @3 T. l' j
§4 海温和海冰 G7 p/ P& K3 |' Y, Z) {
第一节、海洋概况; A2 g( q. r+ r. ]7 e: t( F- c
n一、地表海陆分布
: K6 n# S' u* g5 jn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%.! q, d9 @( Y0 s! e; ~* {: u
n二、海洋的划分
; h: X7 U( o v/ n% S2 ^5 }$ hn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% E7 o# l- {; K- W) ~( Jn主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
4 [' P1 R8 N2 p1 Z4 r8 I& \n附属部分分为：海、海湾和海峡
6 a, O: ]% U5 G( b**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
" c0 Y* L, b) f" v8 [3 D, q 各大洋的基本形态数据; l& c! }: c. ]8 S% f
大洋名称
' M% U* R3 y9 q2 f) n7 i$ F( 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
' f; _( S0 m; ?9 n7 L17868.4 70710 3957 11034 大西洋: X. s% t9 m/ p* x) u3 |3 v
9165.5 32970 3597 9218 印度洋9 Q. ~2 z' `& }* X1 I
7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
1 C1 R3 m7 G H0 ~ T5449 合 计 36130.1 133610
# ]) y' T) |% V. B4 }3698 11034
0 s2 Z3 V7 h. v# 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。 `: S/ ]% a# Z8 b# `
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
9 b6 L& Y( {2 V6 t8 N( l& L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。+ K9 M, d- P% x$ e8 ~; l
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。/ T" R" F. G$ u8 |% J
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。. ^, T+ b, G, _$ V
我国近海概况
1 N) u9 n* [2 `* P* D+ a! A9 R' [. Fn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
- _* U, c( j5 P _方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长1 E# u/ X6 I! [" g9 `
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
- ]1 c8 r) K5 o" ^! _# N2 f7 O/ ~4 J均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
, B, ^: }2 J/ m& z4 I+ i7 g: ~南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
6 B: g( c+ N; Y7 z" T. [8 K# u靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
1 D9 d' t: E0 K- l6 k1 y7 r多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
v1 b/ g+ x- r" g) f" {平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。' ^4 D1 E l7 D1 i% `+ M
我国海域的基本形态数据% v, | M+ J* r
海的名称 面积
: n# j7 V8 o% l7 i2 [（万平方公里） 平均深度+ T% O7 Z! v1 y1 k9 s
（米）
. ^6 j/ d* G& t, g8 E7 M最大深度
1 a; }8 F5 i) y# b H（米）
" T: _4 o) S; L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
( ]% ]; \$ n, U( i# d 第二节 海 流
! F& _5 Z0 n. H$ x, w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。
4 t- [# F" E4 m. G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 t3 m) d6 k" {; C& f i3 q8 n% D流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。" ~3 X/ H) U) x4 a. H+ S! F
按海流的成因分类4 s2 [ v+ ]- X8 P( [
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。
- Z% [2 F( o6 _7 ^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( w' A9 V' c. |* m8 q% r 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。
) M7 g: w4 O2 A/ u3 Pn潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。+ C7 P0 i* r% p- j; f" t
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。
- u! v4 D7 U2 U% b# c 按海流的物理属性(温度)分类
/ m3 v' U* z: r" E5 C: On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。
$ ?3 g) c9 r1 Q0 A1 U/ m* on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。
) v" d) a" C" A6 b! K4 g5 O1 ~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。
1 S8 K/ [* X Q! j* l5 v' Y8 un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5 t. [: T; z4 ^0 y8 C2 t! \
寒流 低 低 低 小 高 多 高
. q. v+ @ p9 ~! K5 w# f 风海流(Wind Current)' x' v9 W5 T/ R! S) `- f# \5 S( 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。" C8 c6 v/ D7 p% j7 m0 \0 |
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。
0 C$ n: i' D$ k; r# \9 Wn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）9 K' J a( y; B( _+ d* m
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。$ g G: E3 x. r/ `5 S8 ^1 H9 n7 K$ ]
表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
9 P- j8 i& l1 p/ ]* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
& ?$ x' O/ \) Q# G) r8 V3 a45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
5 \. O/ U0 E% h+ X- c) mV 0
( m" B/ }9 B0 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& Q% K3 g% g6 P7 p( C$ V$ G7 E8 o4 I4 q
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增- I# i( s. f( N2 K5 K& g( N" `# [; n. X
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
: W( b/ k, W( I半球流向向左偏转! e1 J1 o4 t4 _
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
, `6 L8 \5 s0 k$ O' U+ S流速V D =0.05 V 0
- O& z! {; F& x6 m) w! J. t**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
/ v/ e. X# N* r践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
& ~" R5 W2 A+ J9 T3 M) ?, |$ D经验公式：D=7.6w/(sinφ)
, n8 W$ L8 k5 W2 Q. O8 i# y' y# A9 {1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比 W% a$ k7 u* F# q- W! C
无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
; `- a1 @, `0 I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 e, _8 M* E! K4 H
地转流
5 B, `9 r3 [+ C5 F9 {* Fn 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：& ~/ _ o2 m8 q. h! ^
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。6 y! L2 q/ C8 \! {
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。! h& y# ]' t' P: _
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
. u( Q. R# ~. @$ w2 F0 N 地形对海流的影响
/ C0 @3 l: x) F# m/ l) Wn一、海底凸地形; _) F" p) o+ N" o: H& o! G
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；- n, V1 l& O# s# i2 k/ M6 F
下坡时，流速减少,流向左转。6 { a' ^3 @1 _8 l, E4 p
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
& ^8 K% q( j- H: N. Q% T下坡时，流速减少,流向右转。" o. I0 _8 f# |/ d# |# x: J: u
n二、海底凹地形
; K$ U& \, k3 D7 pn?' w P2 k8 r8 g0 E) s+ V0 E
大洋环流
+ w( X6 I. y8 p7 c3 K" ~& E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，
* i( K* Z# n% D! D! [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。0 E: m2 w" m) P/ T J, S
**组成：风生环流、热盐环流& C- D1 j8 {, L; C$ A, o; C
**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
% T2 ]( Y" {" F2 d2 w; p*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；, v- J. D5 y( \! e; h O" v9 [4 O0 `
*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.1 @! r m% o& g
Distribution of Current in the world Ocean$ Y4 D* j& e" E
中国近海的环流8 R* D( z. {7 ], |; ^9 _* v* R0 j
n组成：外海流系和沿岸流系! O% f, y6 I f; ^% E) D* h, B3 @
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）! R$ L- C# j5 _
n **特征：高温、高盐
6 b/ v! {9 Y$ V3 g7 L0 L4 ^5 N9 hn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。3 K* {+ A4 x3 o: ~: p0 \: @, r
n **特征：低温（冬季）、低盐
$ Q$ u8 W3 x; I8 w/ \6 I: Xn高温（夏季）、低盐
9 h+ V M% t7 d7 L7 \ 中国近海海流& A* l, ]5 S0 W/ a
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。
3 K/ [* j( c# D% M- e* j3 e$ v9 H沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸/ X$ v `2 z) i3 K
流、苏北沿岸流和闽浙( H1 s" l+ w9 r
沿岸流等组成逆时针环
) x$ ~4 C3 _9 k F f+ }& v. Y流。
" f) Q$ R* v i- L 中国近海海流 n南海海流：3 h' i4 s# U2 }" D. J
主要受季风影响，& c" L% a( Q& Y5 A6 h. S( R
在东北季风期间大6 c) q( t2 L- {3 B1 Q% O
部分地区为西南流。
1 ]) w0 l ~4 t在西南季风期间大* i8 I8 p. @+ n7 e- J6 q* p
部分地区为东北流。
& {4 Z/ E% x7 g. p, J 第三节、波 浪
: }" t$ m% a7 q& T n波浪的基本特点及研究方法1 F. D' P/ `! W0 E: E7 y
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
. x% i* _4 M, _+ M: a8 S7 D' g3 e都可能出现波动。
1 _4 a0 I" g# W0 ]! B5 Cn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 O- n9 W+ p$ B" M平衡位置作周期或准周期性的运
* a3 E9 O- e% V) l. N1 ?# t; V动。. Q/ q: r4 c- H3 m6 o; F
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
4 F6 U7 j' v$ @视为许多周期不同的简单波动叠' h6 |; _% s0 ^/ j1 R8 p$ W
加而成的复杂波动。
0 S) L) K- D4 On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
/ }$ |0 B. D0 B% J+ e3 t其在复杂波动中所具有的能量大
1 A% J4 Q6 h6 e$ d% q小，综合分析海洋波动的特性.
, X( f: P$ S: x6 q) C, n2 a9 X 海浪对航海的主要影响
" ^7 O5 ~* R7 u( u9 V) M) }6 | ~3 K1、船偏移,偏航.% l+ A5 T7 n( v
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
! v/ A0 m/ V. f' O8 Z9 a损坏，甚至船体断裂.6 L* D& T% @; }% R/ [4 r
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船/ L1 F- y0 j# s% z
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.6 p( |: g' n- U/ Y$ K I
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板* Z; E" m+ R/ K e+ o8 y0 v
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
4 @3 \# m1 t" ^ n' g* V5 g& y+ V5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
- ?6 z2 J+ F) _9 X' B6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效8 w1 U* N/ l ?
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.5 p# R& E- r# z3 U8 w6 H
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
4 e% ^( @4 F& G6 U8 _' W$ u位置.
; n" {* v' S+ ~: u! y5 m 波浪要素和分类9 j/ w3 ]1 Q! Y4 N+ H2 y5 V7 m
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。$ c6 U, N5 h7 B
波浪要素& W% F! H2 A4 M; s
n
2 [9 e, V4 C; k3 Y' g. G# b( C波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n% d4 u' f8 j, T& t; U8 C
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
; V* F- n' f' e2 L% A波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n8 d2 [: O, \ T# q3 L* Y
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
1 [0 u4 `! n1 W7 e波幅a：波高的一半称为波幅； n) B5 Z5 }" j. \
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% n7 c Z& ^7 Y
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n8 z# j( J3 A: _% j4 c/ w7 m
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n' D3 a( t7 g+ P* q S
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
8 p" f5 x$ o& d! t; A= l7 Z- p- Q6 o4 b
波浪的表示法6 `9 S! A5 B" K5 ~$ P3 j i) G
n (一)、波高表示方法7 i- p7 B& S- Y2 x( B5 t
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
1 n: N# G+ |8 ^5 ~2、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
4 L. y* j4 T# S2 o m又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。0 ~; ?8 |) ^' K& u
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp$ N" L4 {6 ~8 {" _4 j, Q" k' {8 @3 }
n
* U; d' E! T8 I/ Q9 g; }$ 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
& o4 x+ f5 y3 v9 v; fn 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加, O& a) P0 K6 ^ {
2 2- |* a% Q% r& k, x! T1 D' ^
S W E H H H + =6 f* _7 o5 H" x5 v) Z
（二）、波高、波向频率玫瑰图
+ \* k& v3 A2 W, e- in
+ {, K- F9 `* S3 h: f! [* o1 p+ f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( s+ b% ]! F$ `3 U9 {
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 `8 T7 K( V+ O3 a' _, Z/ e7 G. o全年波高波向玫瑰
3 _/ _6 l# e9 @: L图2 e8 f- ^6 j. i9 C/ X' J6 \
累: ~, a$ W) L/ ]5 x2 Z( c3 l5 g
年
& b5 K4 U; R3 O7 s+ R# M* P0 r; A! z波7 q3 ?+ l7 w0 M4 J% }; }4 A4 x
高
( ^ Q2 E7 c% @2 e8 V1 N, @& B8 r最% E6 H( E& ~/ R+ S5 h0 [6 h' R( D* ^
大
( w# [8 n6 l5 K0 G! C值: r! ^% @1 Z& p- e
玫
0 w7 P h4 e' ]$ z' ]! D4 e$ {瑰- A* A6 A ~2 Q- ^0 I, x+ Y
图1 o5 ?# r' r" k, t* ^
波浪的分类
, Z" o4 K1 {' M H6 A+ _（一）、按成因分类; g C/ X0 p+ p7 v
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
) J& M o9 }) c1 @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。( Q% G, i1 S; O$ v
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 b: U; h% i( ~# Y: h* h
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
1 D, h8 `# C* u w0 f# In潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）. N9 I/ O: E' [2 P, p& o
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
5 z' E, y! R7 T/ o; _. r (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
( w7 |2 X2 s2 C9 Y" J/ E, F# m$ }n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
+ t( |3 Q# T& Q9 zn是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。
9 }8 K! S" M* U" y6 ^' Y# \
4 _1 W: r7 |" g. yt过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
