第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
; M6 W1 T$ A8 W! d) b/ N# ?/ ]§2 海流
4 W4 S7 G- q8 C" C8 e" b1 `/ Q5 W§3 海浪
% Q1 I) g$ ~/ n ?8 P& k/ a0 z§4 海温和海冰
6 G! l* }, i5 S* t3 v 第一节、海洋概况0 M4 r2 u) @' x2 ^! V0 S
n一、地表海陆分布2 @8 B' u: o ?/ G" B3 t; r4 y
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%.
% L3 M: _1 x1 [9 H! c- s. h( }n二、海洋的划分- e2 a( b* k# c- [/ W B; x6 v
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+ W- Z% E8 P1 d4 k# A" ^* R4 Q
n主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
' i( T# Y% y5 T1 V8 `n附属部分分为：海、海湾和海峡
4 r* ~" E" ?1 M' w+ J" i/ Q**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区6 t1 L8 j# G6 c$ K! `; C$ {9 F( j
各大洋的基本形态数据& M c' x6 v. t% u5 o/ X
大洋名称
3 Y. ^5 _2 C+ l+ o) a8 x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/ m3 C) o0 v6 F# k e
17868.4 70710 3957 11034 大西洋+ Y, E; g. l) {
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
3 i8 \4 H7 Q5 u1 A4 c7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
( O& U; R0 d7 N* L5449 合 计 36130.1 133610% ]' V3 K/ e! {- T) i% `) V* l
3698 11034
; `2 i, u- W, u; {8 d 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。) l* k2 b8 a7 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) n6 Y- e8 ?+ p8 f2 ~0 k+ ~
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。( Z* S0 @5 F2 T$ c7 d$ b
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。
# c N4 P [9 ?9 N& a9 K; xn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。
9 U$ P8 J( F$ t! o% k& @2 h& s 我国近海概况
, M( d" [& ~3 N: f3 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
) j( i" R) ]1 G# K) R. I- @方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长. D% C; _, v7 u, b
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平7 F# ^) U/ N8 C+ i
均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
6 Y7 y) y; ?4 A# V5 K" [南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
: x! z6 l" |/ G: [靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350+ D4 V4 P6 B. ]% O, A4 x
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
: Q7 ~5 S( O* E% \6 @0 s平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。6 l0 i* f, e; ^4 M8 i* X
我国海域的基本形态数据. W+ y+ W* m0 c8 v6 }1 d4 d
海的名称 面积
# \$ t& R* b8 ~6 l（万平方公里） 平均深度
" X+ J/ P' J7 ^$ e2 B7 {（米）# e- t- P' a3 W5 v( R6 v
最大深度
& ? u- P$ t8 ]0 ?（米）: G$ W$ W3 ]& H7 N5 [: V! t
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* Z+ y4 f/ z2 `* T
第二节 海 流
1 q9 P- N' T6 r4 }% D& g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。& P" U3 I, E% Q& y
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。. u3 G r3 r& f/ t
流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。' h+ q7 p# z; W0 `
按海流的成因分类
: S" u) e0 S a2 Q; K, q" W1 An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。; a( @1 L% F- o8 L% d; H
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* s7 {) F6 c; j8 ?
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。
6 L0 Q( I# }- Y7 n1 s$ pn潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。! L0 b8 t* ~# e 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。
: `! o! T0 |; M6 j, q- Y0 A8 @. E 按海流的物理属性(温度)分类' \1 y& P' i Q# b4 S
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。
Q9 {9 y& a" m* a7 e; l% Pn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。
6 W# b& S& @8 H; _ ^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。
* a. s5 M- f, s* I bn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/ C$ G) h) M4 v3 o# T, R- Q
寒流 低 低 低 小 高 多 高
4 T: X4 y; O, m n) A' O5 H: q 风海流(Wind Current)# s8 F9 \+ c& G$ l) n( d, F9 t3 ?
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。
% {& }: B# E4 p2 w- A2 Zn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。 T. [) h' V# K0 x/ Y
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）5 R* ?/ t- l' O3 O
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。
4 [1 f6 Q) o$ J4 B6 y5 r% B 表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言： u( x& \# d3 A# A) o
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约! D' L. ]% h$ B4 i4 Q
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。9 X" u6 o! [" h+ P; y5 J* {
V 04 d( M" _. Q+ J" p
=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- E) Z. @& {# ~- d/ Q
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
; y. B" i8 Q/ O X9 l' }9 t加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
5 b. f$ q1 s% p5 ]5 m1 Z半球流向向左偏转' F) `) p& ?. G9 Q- r; Z
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
( V `" }1 n+ _2 R0 x/ Y. X: j流速V D =0.05 V 0
% [) N, H0 T6 M# x**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实8 \- P6 |4 Q- O N
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。3 r; _; \9 S2 l& o/ e. e% C
经验公式：D=7.6w/(sinφ)
1 c+ i! v) i6 T1 k* i' m& b8 W1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
1 O* X1 s2 ~( g无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
* L' @8 p8 \4 b 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+ w0 o% F: z+ V/ o- B" {# \# f4 R# f
地转流
. J5 K5 J: p' G% n+ q: xn 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：, t$ w r; ?0 L( I; h0 s4 h% Z
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。8 n: l( ?2 n% W1 S9 P; n; O7 [
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。
3 {1 Z; H: q! N7 d5 g# wn p g v D D - = j rw sin 2 1 '
, A! ]( Z, W, ? 地形对海流的影响
6 W* c# ~# }: H* z* f8 {1 W: wn一、海底凸地形( `& J9 {" O: K
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；6 @) W9 Z/ Q7 g! ^
下坡时，流速减少,流向左转。
# `6 W0 ~- W- z7 f( W' E" an在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；( ^) \9 t: d2 m6 X# O' S
下坡时，流速减少,流向右转。
2 m1 D& M* o, V# b; n+ b6 Pn二、海底凹地形
5 }# I, A; m6 j1 fn?# {: O) H" o l6 F0 N, @
大洋环流5 u5 i4 j( j* Z1 L2 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，
) |& z# }. v; t) O# V0 R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。: ~ {$ o5 ~* _( q# H+ T \
**组成：风生环流、热盐环流% {" F% x/ l& B, Z$ z+ M. }
**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
$ m7 q0 ~1 [1 G L% Y*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；
5 Z2 f; f/ r. T0 ~0 U*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.7 V3 Q+ j: `! s T' g- w- n" L o+ E
Distribution of Current in the world Ocean& ?1 V) D4 `& v- r
中国近海的环流
8 b+ d0 Q0 z# G* U: P$ kn组成：外海流系和沿岸流系
, F0 g. [" n( z( fn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）
: d; S0 s$ B! J J1 V$ zn **特征：高温、高盐
! L' v) M" k$ L8 k( x. Z9 N# B' }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。
- b9 @" u' u0 b% Z3 l. B& u8 Cn **特征：低温（冬季）、低盐1 I$ F% S6 n7 F" A, ]4 B
n高温（夏季）、低盐2 v, y" g4 x' o4 B5 ^
中国近海海流- V% X C* i$ N! P6 M$ }" E
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。. ]' b. n2 h4 T3 Z4 `
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸+ d: w/ q3 N8 d( l8 @5 e
流、苏北沿岸流和闽浙
" p& {0 ~4 ]- E, X0 g- C沿岸流等组成逆时针环
' }5 Y. s6 T: V: v! B流。
* s8 @1 f7 z$ k 中国近海海流 n南海海流：
7 b4 K1 Q3 d! K主要受季风影响，
; E) S( k7 G( \1 H3 P; r2 m在东北季风期间大4 ?) e* X$ A/ J# m9 m! `
部分地区为西南流。, c. W) c# I. W3 m. N
在西南季风期间大$ |$ Z' U% Y* m6 k6 B
部分地区为东北流。" T Z' s7 Y" H
第三节、波 浪
, l7 b/ m# S5 _ n波浪的基本特点及研究方法
$ d0 V: H) _! r; }( rn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 o8 D2 q6 o) |; L都可能出现波动。0 X) {# I0 k; `
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
2 g% c0 i. A6 M5 l. Y$ B! h平衡位置作周期或准周期性的运 G7 P2 T; e# O b& a& s
动。1 K1 K# u6 }8 O! F. O5 v
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, x2 H6 O& x ~6 Z" Z0 S
视为许多周期不同的简单波动叠9 t% ^0 K+ r; t- j
加而成的复杂波动。! y3 B5 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
1 k* D5 ?3 [4 |* \0 S其在复杂波动中所具有的能量大; [9 n0 g6 o) `; Y
小，综合分析海洋波动的特性.
, f3 z. X/ w9 d5 O* i6 ] 海浪对航海的主要影响
' T% W9 i" ?0 Z1、船偏移,偏航.6 c! q g! y3 c( v
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器+ o: q* Z4 _ T k! C! q- }
损坏，甚至船体断裂.; \8 u( f- j" s4 C8 A( K; F$ U
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船0 i% a! k5 c$ \: \2 m3 W" S7 v
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 G/ R4 S/ F/ u$ s; d
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板' R* I0 l0 d) X7 t% E. b
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化./ k8 [& O0 E/ ?7 o
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
5 h, [ G6 c. |9 i* J+ B6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效0 o) Z+ q) _8 R% L& E) K( Q s7 I
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.
# F3 F; h# J2 d1 M }7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事8 A# H/ d! E8 J: F3 I7 T3 R
位置.
: K' `* J8 @9 K 波浪要素和分类$ W% p% f) E3 q+ P8 v9 ?+ w
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。8 b" Q& w" D, T7 G$ N# s0 ~
波浪要素% L3 G8 ?0 b# {- i! q& J
n
+ o# ^3 n. S5 c: u/ c波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n' {- r' W, S# R$ g0 o; b4 u
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n1 X' D2 D0 H# J7 _
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
9 Z C# K3 h V; T( V C0 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
/ E5 S0 u* A0 Y- Y `3 x波幅a：波高的一半称为波幅； n1 u7 x7 S Q* x4 E# y; {( x- x8 F% c
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 a& r2 ?6 j, P
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n6 N7 i J3 k* ^5 w2 Y1 P% s+ l \3 Z
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
) a, R! k* r7 s) w5 b" w' L2 ^- `7 Q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
7 p9 F1 \* A3 g: B* D$ M, z6 V= l" W% e: c2 Y6 n3 E4 B1 F4 o/ l- D3 l
波浪的表示法7 G8 [2 n4 Y' m3 M0 D
n (一)、波高表示方法: D6 t9 I! a# F8 J# C
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8 j5 G( V2 @) `7 h- ?
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
# S5 n( V; `3 J( D8 j2 v又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。6 s- G4 D K; ]+ t$ O9 F" L
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp1 l) r; E2 a1 J
n) d ?4 k+ x' F% M: U, Y
**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" A, v: A% ]% I+ I2 N2 C% M+ x3 h
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
* }/ R# M) X J- W& e2 m2 2- Q8 x0 M4 [3 H* o& a
S W E H H H + =$ q/ F( X# s( I' M" O
（二）、波高、波向频率玫瑰图
6 m1 `: {* O- G" m' ]0 [n- W, e9 r+ x% P% d' F7 N8 Q! P
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 x/ f- T3 B# ?2 ~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) i- V y9 k" p
全年波高波向玫瑰
1 t5 _. M( T. p% l/ L图
; }3 ~- C3 d% [/ W0 H y累" B# q! U( F& q; p0 A3 k
年. w5 H2 o3 q- ?; u2 @
波6 b( r' f' _- @9 C# @0 [3 \
高
& B$ d3 A4 F% `, Y- g% [! l最) P; r0 t: }% i" \
大
" t& m7 r: M) Q值
- B' D4 G2 D" [* g玫
5 T k: Z0 x3 v E# @+ }瑰
' l3 f1 {) A3 j" K' k图
" ` s$ F/ V/ o) t 波浪的分类$ Z, m7 I B) ^8 ?" U: N* K
（一）、按成因分类* m/ U8 d9 j# l& v5 }( Z
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。. e' a* _8 K- w2 g% n2 k
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。
% }. d9 v2 P( M# \; An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。; |. ?/ Q+ z. D: L, A# ~$ e
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
7 o8 z; x( Y$ U; W$ j7 i3 w) Pn潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）
! q5 a! Q' Z/ M- {+ g* r L4 u/ m2 I" nn内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。+ P" c' r, K# n* r! a" h
(二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类1 E2 ?2 y/ C7 D6 w: K% M
n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少 b& w* K! ]& W8 E
n是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。" F* a- x3 y& ]" y+ v5 B
4 m2 g# U0 A9 p9 T6 b
t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
