第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
. v& a& J/ G' C/ N§2 海流
5 y, P, {' n+ j. I+ Y§3 海浪4 K& Q0 C7 ^3 x2 w+ W, u
§4 海温和海冰5 Q) v* f( c6 ^% P% d" C3 z0 {
第一节、海洋概况
- n% Y) s! H9 E9 }, X, C0 nn一、地表海陆分布+ c2 n' S" b+ T* ?
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%.
0 N8 f" v9 m! S* p8 t7 In二、海洋的划分4 w# P4 l4 ~+ G# d2 A
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
; I1 h( \% k3 P. c! [- jn主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
! v4 W: i/ M* b5 \4 ^3 \n附属部分分为：海、海湾和海峡
* C/ R6 O- B& N. f& s* M1 ~**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
$ v' M5 S3 ] }+ i 各大洋的基本形态数据
5 Y5 P/ _* F0 U( D7 _大洋名称5 E6 J" o6 e2 q+ G5 J# I/ A1 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
( C3 n5 L1 ^/ W3 q5 D* A* u17868.4 70710 3957 11034 大西洋3 k- X; |; G7 X3 A8 Q
9165.5 32970 3597 9218 印度洋+ K H5 E: \( w
7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 11318 L$ t0 @9 H/ O5 @3 g
5449 合 计 36130.1 133610
2 Q: K; ?; k* _# v7 g) E3698 11034
0 |; V0 v" Z! ]% I% r- Q 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。' J* z" X7 q$ u+ l( i- _9 ^) b0 G$ h
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- K$ O" K8 i# g0 \6 b( S0 o
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。+ e) \& ^7 u) t) E0 X: W5 A
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 X1 u0 J6 L/ s$ i8 n0 In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。2 e& o0 k- Z/ U* I5 s( L8 d
我国近海概况
3 A/ h$ V. C, V# u+ O4 B% G) yn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
" M" v# C& z+ k7 |( e. {方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长- g, n+ [. c$ L: [* o* i
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
9 b2 V0 g4 U( p0 r" y9 a8 W均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔3 V1 W: h1 A3 T6 z. I
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
( w4 O% R" n7 @+ {- d靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
; }( J" c5 w1 [' B% h. d多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
% S5 o. k; V* y3 C! Z平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。
1 F" z+ V2 C# I" y s9 p 我国海域的基本形态数据
1 `+ @- `8 K( q& N海的名称 面积
I. \. }5 t3 I. x s" Q（万平方公里） 平均深度+ T: y. l0 `6 i0 @& z; o
（米）" f2 o* g( X7 U# J9 d
最大深度
" g _, A; _3 v9 [2 ]5 M9 k（米）
! V9 A/ ~5 ^7 q, {; g2 x6 `8 i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+ t: ]3 w" N
第二节 海 流3 y( c' W9 H1 L1 \" A7 w! D- x! o' k
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。
, h5 N; j2 }6 _1 E8 a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。
7 J9 q0 J" n0 b0 s流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
9 h: _- y. ~2 G$ o 按海流的成因分类
1 ?* H& B: [5 }; e) M' _$ A; in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。
" E5 r; L- j! i6 G' Ln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
6 [3 ~/ u) I1 f4 K xn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 I+ c6 U7 P; b* d& J
n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。
+ l5 y* o) O& e2 b, s# hn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。
4 J3 {$ R' s$ T( M, K0 k* \ 按海流的物理属性(温度)分类
; p. z. T1 c% ~5 D' d5 c% ^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。/ w4 i/ F+ T- i+ I' s) `
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。" R9 t( x4 X+ `$ V7 S
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。0 Q% d! ?8 H s* B4 L
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# y: ~* ~* t% y# R
寒流 低 低 低 小 高 多 高+ M7 A3 `& `( A/ b8 `7 K) S
风海流(Wind Current)
2 }. I' R9 F* r' f2 g9 Un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。. M2 B1 W; W1 t6 t4 R8 ` `
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。" s1 I7 P1 V! N) G
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）' O' l; ~4 X! C
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。
9 p8 b% D# w, G8 m. Y, D 表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：+ A: K% a$ w+ z* n k( U2 [
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
$ t' L: n; r+ [0 X4 s45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。( R7 G9 B* a: e
V 0
2 M. J! j* Q0 U2 j' o* N7 s" 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
4 p1 p$ t6 F% p" J' J" U础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
" p+ K$ e) |% i% J1 U* a( I( k加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南7 N. ~7 ?' v4 @' }
半球流向向左偏转
1 c6 [+ b# R [+ |4 y- o在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，9 P& n, f- }2 O6 _
流速V D =0.05 V 04 @/ H& U% n! D2 v' D! r; T4 f
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
) x+ Z3 Q( f+ i+ F4 z! u践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。* ?0 T" u4 c; ?" N/ L y
经验公式：D=7.6w/(sinφ)$ y; x0 [7 j+ I
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比: ^6 c8 l! ]- m& a6 R+ S' W
无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的1 j& c8 a, [6 K9 C5 }
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
$ q& {; |# n. K3 k2 _/ K) j/ s 地转流
% H& p: V. S. a$ p& V# en 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：* K$ `2 F' `$ \9 O& V3 w9 A
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。. W9 O( t; u X. _
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。7 l9 k# A# N/ z$ A3 g
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '4 h9 f3 n; }7 u r. a3 I
地形对海流的影响# |1 s% W" w, L+ m& ]# k
n一、海底凸地形9 m' V. u% A+ {/ O* h8 g
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；
2 L5 |) H0 Z! l8 `( P9 c5 V @下坡时，流速减少,流向左转。
5 i2 L5 x/ R- e6 Ln在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；) ]. ^- S% v. F B! `2 N4 o, a
下坡时，流速减少,流向右转。/ S* K, p/ T F& W/ e9 }; j0 E, @6 x
n二、海底凹地形) B& ]# D% b, V! w+ j; M
n?
1 w) R0 m8 o; Y5 U. g 大洋环流, [& U2 t$ N0 c) n( l7 v2 W/ w; @% U
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，1 l0 b8 q$ L' r9 B: y
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。
; u4 V5 }* y3 V**组成：风生环流、热盐环流
& o3 P1 X/ D7 D7 M: J**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
6 W. i% \5 o1 T* C6 M2 o*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；
$ R5 u" r/ f5 v8 v* [1 x*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.' i" H! a- P- e/ C; C8 s
Distribution of Current in the world Ocean
7 ?# D6 O7 [7 p 中国近海的环流
' [# c# ?7 U) Z6 |% }3 t- I# h5 kn组成：外海流系和沿岸流系) ]8 A) k0 z o2 A
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）! x; _9 m. ?' l+ X$ v7 s
n **特征：高温、高盐
) Y! s1 f( x. D; d3 ^; h. e2 \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。
6 l0 J- a5 N$ sn **特征：低温（冬季）、低盐
* S9 Q7 ]7 J1 Ln高温（夏季）、低盐
" \4 H* v _0 i- D 中国近海海流. U$ Y7 J8 M' a* @7 ?+ a4 w
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 U& B: i6 J* ~8 u沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸
; y7 y% T1 A/ ?: \9 ?流、苏北沿岸流和闽浙
1 K2 F c' F4 }" [$ j1 E j( y沿岸流等组成逆时针环) M' C$ S3 w& d! B! I' f. S
流。( ^% E9 s" `: v' z5 _! P. F
中国近海海流 n南海海流：
; t7 [8 A. G5 @3 P( c- f主要受季风影响，
( Z' O4 w" L( i3 i! n在东北季风期间大
+ [% {! N" b5 j' B, m部分地区为西南流。
4 z1 s2 s, W8 [6 R$ K在西南季风期间大
; b/ b9 ^, z/ @3 [部分地区为东北流。, b. `+ j+ s& t$ v1 d/ Y
第三节、波 浪
H8 Z3 T/ k5 F. C9 Z n波浪的基本特点及研究方法4 M, p3 J8 Q' N/ V8 Z# F
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. P. b( \# t1 l2 c) F$ U
都可能出现波动。- { v8 L( `0 }: b5 S+ s# T7 q+ {) j
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. l- A. b% X! {9 B
平衡位置作周期或准周期性的运6 h, C1 a' o" [; S
动。
0 T+ Z# g$ Q# R( h* |6 X2 Dn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% ?7 _5 P. w* C+ ]& }
视为许多周期不同的简单波动叠& c/ h; ^( t$ a: @: H9 L$ m
加而成的复杂波动。
4 ^' j' n5 {2 _/ E M: d6 T" G' ]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 Z' N6 R1 s5 l4 |/ t5 R' s2 F' q其在复杂波动中所具有的能量大
1 k5 E/ x" M" ]/ O小，综合分析海洋波动的特性.
& i: U6 k, h% n/ L& @ 海浪对航海的主要影响
( V5 K+ a% v$ p$ `1、船偏移,偏航.+ i: b7 l1 C# |6 c# G
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器+ c9 N3 T* n, L' |7 y
损坏，甚至船体断裂.
6 r( E7 e7 i9 }, ]! H5 g3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船0 ~. H; F4 |) W F9 U% P* U3 _
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.
: D6 {3 e% @1 u8 T. O: Z4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
/ B9 d7 A$ ]/ V) I! ?货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化./ ]8 @/ j% \/ c' e
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
' Y" Y1 G. Z/ q) `) D/ R9 [) ]6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效, }! o$ a& m. b F
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.9 M7 @9 l6 o' n$ Q5 b
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事" p; v$ v6 o! q; Z2 A
位置.
& y3 V$ y- a6 D9 y 波浪要素和分类
& @) {! g- `) a$ v0 e" p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。/ G; l4 T8 M5 t" @7 ]: j7 R) N
波浪要素
" O* G7 R. ?' ]" En
- ^( j* z/ ~% |9 n! k1 \波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
; t; p. X- w% i7 y# z, i* u& _波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n: `2 p2 Z6 L9 V1 X+ K& ~! _! b
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n) ? B( B9 t0 ^' o( I
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
/ d: p: i5 L& [: y4 K波幅a：波高的一半称为波幅； n6 G* d, @/ R0 x# E3 V/ A
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
" U$ n5 Q q5 S% X, G波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n* e3 U) v4 r) \# z5 H
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n; K0 f! X* b9 X1 R
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# s1 Q. G% |* O" | T' w
= l3 \! x' O/ G3 q- q7 s
波浪的表示法
0 q1 V" ?: J/ Y+ a3 bn (一)、波高表示方法
# i" ~4 d1 Z* I* n; nn 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. P; o( S. w5 R$ x& Y" m8 |0 S' ^
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
8 L6 C7 o0 D, s. Z* b1 L又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。# n4 i- z; x$ k, c
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp( d+ I# r- x+ Y7 g8 j
n
! Q. |) E8 N2 s7 w/ s7 d**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
8 S7 [2 q6 J1 I7 [: j) }/ dn 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
6 l5 x# }3 h7 O! W) n, t2 2
' T: a# p- w" r' KS W E H H H + =& P8 |; G# K2 {. k" g, H7 W' Q
（二）、波高、波向频率玫瑰图
; [9 B0 ]: |8 [& T1 U) [n t0 H1 O# {- ^7 t; Q# Z
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 n7 N5 [1 M0 I* a% U4 ~& r
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
- ?7 o7 M* N2 X/ X# K& d' m全年波高波向玫瑰
7 q- Z9 I' _( m b" z$ b/ z图
5 _. Y7 J) h& B0 i. G; D累, Y+ h$ `. Y% [# z8 c0 A
年
( q! z6 K9 s& t4 q波1 a+ n- `( C; y3 b
高& z0 I4 N n; D+ ^
最: t' i# E' Y8 R
大
( ^0 ?9 s$ b& `4 F+ f值
, Q& e$ B" u" P5 {+ I: k2 ]玫
9 N- ^- J& U" v2 c, {4 k瑰
+ p! r/ B- T/ N3 q* a! F) M图& h9 o& R5 C, ]2 ^
波浪的分类* f% e. Q0 v/ z5 s+ A- y& s
（一）、按成因分类1 Q$ |7 I" ^' w% Z2 h
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
, H/ n1 s) B4 E( N$ x1 N. _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。 \$ G+ ^5 M ?0 T% b; K J
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。
* `' s* y' D* i% t4 p7 ln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
W/ ~5 r) v+ }' \n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）
$ |& j! ~- [5 J, u/ A& Q) an内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。2 X( }/ n$ Y1 ]2 j- l' x% p! n
(二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
2 @" _& y x, y3 c |n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
5 F* E6 ^1 H5 P0 r, q1 W5 An是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。+ H7 L Z5 r s1 p3 z' d8 m7 r
9 m! A2 \4 n y! [t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
