第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况# l( N- N d8 L: R
§2 海流
$ \1 G2 Z7 |# V( D. J0 J5 q§3 海浪
" m! |1 C" c' C2 N8 F3 W! \§4 海温和海冰
7 y5 `: f2 y" v* w% ^2 g 第一节、海洋概况
* w, E1 J7 @- jn一、地表海陆分布* d) R. M( 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%./ ]1 `' g1 M% ]8 f6 s
n二、海洋的划分
* N4 W+ `2 i7 z! sn根据海洋要素特点及形态特征，分为主要部分和附属 部分
) j# D% }( Q: }- d& Dn主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋6 l" n W0 h1 J: @# G6 h
n附属部分分为：海、海湾和海峡
, ?- k, J) Z0 Y**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
4 ?) W) |: [" o3 } 各大洋的基本形态数据
; @* F7 g+ E G/ Z( Z大洋名称, q5 g9 r9 s# P8 D6 ~3 g
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
: z# y+ X: C! E# q9 ~) a1 |17868.4 70710 3957 11034 大西洋: q8 `) J$ [ n
9165.5 32970 3597 9218 印度洋% a* ^1 p0 n- w8 L% Y
7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
+ E! z& H% T1 q, i7 X5449 合 计 36130.1 1336109 z2 _( m! X' E# L+ F" O
3698 11034
' B# U7 y O7 w( q5 F. w 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。) p2 }" x2 c& X/ f* k
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
& Z. p3 v0 F/ M8 q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。
/ o5 ]) n" j- T( {1 l/ \6 Xn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。
3 U" M w) _7 k9 k" r1 p( ^5 w9 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。
7 E0 B* c8 d9 k% D) |, l1 m& O 我国近海概况 I4 T. n0 I8 L2 e6 s: E
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- d- }* }9 G$ u3 Z$ K
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
: K; ~1 i( y7 X' f) J( t江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平- f4 i2 s* Y, r0 }$ s9 j
均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
3 N l+ I( z$ Q8 g南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南1 d( }; [. j( B5 l
靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
- d& O0 `* n7 n3 p" I! r多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万) p7 M" Z+ h; s, A
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。* a0 B# b8 ^/ @4 r2 a' M
我国海域的基本形态数据
. O- w" d5 @4 w7 a海的名称 面积8 u3 B+ Y7 n8 p) a- N) O1 u
（万平方公里） 平均深度
( z+ H+ q+ p! G$ w（米）
4 ~3 H$ M0 Q" N/ @! t Q最大深度) C$ r& C5 r6 C( c1 S) i' W
（米）
, [# G0 i+ X" Q0 E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
+ M* h) r8 r4 G: q9 ?; P 第二节 海 流
' p' |/ b# w% }9 f; b6 s/ ?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 o2 e2 f, o, }" x% u' ?( x. E2 `
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。
' b U8 p0 c& p- Y3 C流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
2 p0 Z" o6 D! u( Z" f: o 按海流的成因分类 x/ f+ U, e5 c) p( }9 A3 N
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。, H5 H1 }- q8 V; _
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& o$ r9 F& @, }. X
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。+ M) c! |4 B) ^- V$ I
n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。( b* F9 M6 I! i/ ]" D
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。6 U# s; O! P8 ?( x0 I9 ]9 c6 N! y0 ~
按海流的物理属性(温度)分类
# T2 W8 c! _ s: e, e$ [& @" qn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。6 K1 b3 Z$ y# ~4 V$ }* N. d2 |+ H
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。& Z3 d7 j+ C) @# J8 M/ z# s2 @) Z
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。" T0 g" V2 [8 Q0 t& 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
, g9 l& {5 ~) o8 _ u9 J寒流 低 低 低 小 高 多 高3 L3 L, S) u, C0 T' a
风海流(Wind Current)! u0 q' M4 }; K! y1 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。
2 Y z/ h/ R% H# in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。
: r7 T& g' {3 Y8 n) Q5 }$ P! v- }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）
0 N. F! e& \, R+ k3 B. Mn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。, D, L! G, r% ?
表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：" K4 T" y7 m4 f" a7 m' i$ A
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约; z# p5 E% M6 z- Q: r# D
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
: X3 \% d ?- o7 F3 @- T& XV 01 Y7 O" V# H! o, w1 [; o5 }
=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" w5 c% j7 x; A9 h3 \) Y
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
- ^4 Z8 ~; {: G, H3 F& H2 S6 {1 u加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南# M3 W& V! J8 v0 Z4 q
半球流向向左偏转
& P; Z6 |8 R6 }1 w在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，; E! @/ ^/ h2 Y9 w$ F3 T; F8 D
流速V D =0.05 V 0
7 {1 c3 Z( s* j9 e8 v- c# l, R**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实3 C, ~5 H1 ~9 R# K0 k. l9 m5 N
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。. K5 f6 X7 O. M& I
经验公式：D=7.6w/(sinφ)5 n; D9 C9 j" l: i; D' y/ K
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比; U j q0 p& u9 i
无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的* S, B9 b. A0 r L/ I W; J, C
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! v; K9 j% G3 e; |/ T" A+ @( l
地转流0 T4 @7 p# h% a8 Q
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：
/ l! S7 |# W# Y% m0 `* Vn 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。* [; Q, r- ]9 C8 e
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。" b0 |9 {4 g/ e5 H' \: s
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '' w8 V7 e6 N1 t1 v
地形对海流的影响
- D+ c; @ [8 z4 jn一、海底凸地形3 b) b; u; U7 i7 v" r2 G0 e0 M7 h m
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；
1 V; n& k. k9 z' Z下坡时，流速减少,流向左转。# d& b& r% O* o1 X: V
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；/ h3 k9 X; Q$ K, @
下坡时，流速减少,流向右转。
: ]+ L# E7 a+ s, B7 u2 Wn二、海底凹地形
$ |& `) w$ h4 P8 T" w) Xn?
2 B9 |5 Z% t5 ^9 K) N) @4 M 大洋环流
- t4 c$ Q3 Y5 h3 Z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，
, c W& |/ y% _. e' j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。, c& `! d" I+ @- Y
**组成：风生环流、热盐环流0 D7 D1 _0 a$ |1 I- F1 B1 `9 d, a( }% u
**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
& [1 ?) z8 P7 i, |/ J/ @*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；: f0 m, W6 n( q, S
*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.3 c U, t( \0 n6 B6 Y; n" O6 t1 G
Distribution of Current in the world Ocean
+ F h- b7 n; R. J! n& n, K3 y 中国近海的环流. C6 p+ I' x- m% h/ F2 k6 A5 r* Y
n组成：外海流系和沿岸流系1 t# U* j5 z E
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）7 q5 U l$ Q8 t
n **特征：高温、高盐
& e# l% `5 H& m- l; Z a& in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。
: {- P4 x9 ~' u) X) Bn **特征：低温（冬季）、低盐
- a5 Y1 ^ }" f+ W/ N t3 tn高温（夏季）、低盐2 x* B3 a3 ]# Z/ q B- i1 c! {1 M
中国近海海流5 x' M' ]( D$ |9 v2 B, t
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。
O. r& m0 |7 D" A) G沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸' e7 l5 m5 p/ t* I% p0 ]
流、苏北沿岸流和闽浙
8 F; y0 @3 x3 Y+ W8 I沿岸流等组成逆时针环* Q0 q* ~3 f+ b. b( ]' U
流。) N( J* t' }' @" M% M& l2 V1 l
中国近海海流 n南海海流：
+ f0 l, F1 {3 I9 ]: m主要受季风影响，& B: E2 z6 N$ h/ y
在东北季风期间大
+ y# }0 Y" i& b V8 I6 \部分地区为西南流。
2 L3 W# l3 P7 ~6 Y) I在西南季风期间大3 r& u2 t3 a) z5 ?: D5 n8 O
部分地区为东北流。8 y+ m7 J' r; P9 ~
第三节、波 浪
- {3 f% Z4 L8 u7 o n波浪的基本特点及研究方法
, g# I5 N3 h' y 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
/ P" p G; g7 S( V0 M都可能出现波动。) \ G4 _9 U6 c) }+ K9 Z! k( U
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
* a8 G( L3 c8 J) J: i+ j8 m平衡位置作周期或准周期性的运
4 _! I; n% P2 k/ C* b# [# f) O动。0 V; E0 d6 S" {& t3 u& n# [
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
) z& r1 X+ H( Q# {9 ?& B7 ?& K9 U视为许多周期不同的简单波动叠0 [) R0 E4 ?- O/ [# U# L* ^" n; s
加而成的复杂波动。: g8 ?$ A8 z8 U+ M
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
! I3 V. }7 A. m( n# p( A6 G B4 ~1 ~其在复杂波动中所具有的能量大
' k/ @, G; c7 n0 I$ U. A小，综合分析海洋波动的特性.
+ O. p* E: Q3 j3 O 海浪对航海的主要影响' ~4 G9 [' K- G6 q- g! x( }
1、船偏移,偏航.$ U. \% X8 D0 x I7 k; ~
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器# v' L: Y5 G% h- l! K* `- l! }% }3 ~
损坏，甚至船体断裂.
5 o3 ^; } m2 w( p& l3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
9 z- v6 S( k, Q2 A( X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.' t' a) s3 ^3 Q$ q
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
, e) _; o7 ]1 e v; m货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
8 n( U$ K7 s+ {1 F5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
0 _/ Z3 [$ w; x' m6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
# v, J" `9 ?0 A0 e: J率降低，在港内进行装卸作业发生困难., g' c; j) k' |3 p& i
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
7 u4 Y$ i. z; `+ L位置.2 Q: Y$ H* l4 r# t
波浪要素和分类
. K3 ^; ~; J& D- b7 `% ~6 M$ ^/ Q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。
) v% Y9 r$ ^. R- e$ a3 q* p 波浪要素: h( i/ Z2 i) i* q! x1 P9 f J. d
n1 a: {+ K/ q8 v
波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
2 ^' e* w, g; E$ D. Y6 U波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n; _2 P3 j( y, z; \: z0 i
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n8 M9 d% T7 b o9 _
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n! p+ q: Q( f/ j* j( I( k
波幅a：波高的一半称为波幅； n
6 C! g5 g! @7 `2 Z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； n8 d& ]5 T8 _2 a% H
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
- \; o1 D r% S$ c7 B. h& x# o& 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( h. [" G# X4 K3 t* N1 f
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/ A$ M1 b8 ?+ g$ J% w5 p
= l
9 H9 b6 h6 f% z, `( k% E 波浪的表示法
+ P- {! c% x: i# n( B/ \- w2 hn (一)、波高表示方法
7 _# B$ \1 @1 \9 m+ Z) |1 u) Pn 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% ?0 d- B5 k/ x/ ^4 j
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 1/33 M. ^: K i; F
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。) C2 T8 e# L5 Y
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp
" c- U1 R# l1 `* m' `8 z4 H8 An5 Z+ }6 S) O8 }' `
**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 =1.94m9 \2 D4 V2 |1 R; @" _
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
% @; @" q/ p8 Z9 k4 B4 D2 20 W& o3 P1 L, h2 e/ v- q0 K
S W E H H H + =- s4 W* ^( t n* X
（二）、波高、波向频率玫瑰图
3 e! U+ w: | E3 p; {& W" |n( M- y+ @0 @ h- h2 \/ l, t
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
1 R, B6 g" }+ v8 W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
0 ]" I. F+ ^; `! o: c全年波高波向玫瑰
& v: x6 Q4 X- _& p( ]图
K. [8 N3 i: Q, f" w- H累
3 o& X5 E- B+ Z6 V1 _; S6 F. }8 n年
, u5 P% R9 @! [8 p. V波
1 m G9 @9 ?0 U' F% h0 }& U, i高
! Z3 ^/ s6 w, I3 Z最5 d! k, n. Z/ {; u9 f; R: y9 c9 o
大5 ]& u1 \7 \4 M! o/ h" \0 Q0 n
值4 g. ?1 a! p/ z* I1 L
玫% \. y! A# F7 |& w
瑰
2 A: T. ~) b4 e9 E8 R j图
' ?8 c" @7 c' K6 y. Q 波浪的分类
6 ^/ ]# x& ~. g/ x% n3 M（一）、按成因分类9 i& p' n, z+ V; ]2 D
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
0 ]! c# r8 m0 N) b( Z, an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。
0 F# a& L+ ^3 P7 Vn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。6 L5 c! h9 M6 A9 B; d* `
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- l8 c3 s& K2 P2 y8 a" Q+ I
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）0 t5 u. |6 _* x, n* {& K- `4 Y
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。9 k/ B6 h, {9 X0 ]( y
(二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
0 ?6 w* v z- u! t0 pn浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
\0 M+ B8 s8 f6 C4 Y) tn是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。
; L; {/ c1 X( T3 e$ D2 S/ o% L
; H, [' y0 |* ~( |! xt过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
