第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
, n0 x5 _3 ]/ |5 D2 w§2 海流- @* O9 h, U- b' h' x' y1 u
§3 海浪
- g2 ^/ u! a1 \% x( F9 X1 ^- O§4 海温和海冰
5 j& _" I# u/ L+ L/ l 第一节、海洋概况
5 w# }2 b5 Y0 ]/ B! K! v" Un一、地表海陆分布
. Y7 S: _( k3 nn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%.
+ i0 Y; T; L' |* U; B; Nn二、海洋的划分
1 R% {' i$ _. d7 dn根据海洋要素特点及形态特征，分为主要部分和附属 部分
, i" v# f1 q! u% ln主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋2 z0 a9 e& @- \0 G, O
n附属部分分为：海、海湾和海峡
3 `& _+ ^) _3 t! n3 m' b, S( u2 Y3 l**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区0 D2 K/ g0 \: G, y7 N5 `
各大洋的基本形态数据 O6 u" P; y8 C4 k& B3 o
大洋名称- H4 }7 e& a. |8 F3 c3 w
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/ S* g( |) T6 N
17868.4 70710 3957 11034 大西洋
5 N6 A6 y- {6 d. y. a9165.5 32970 3597 9218 印度洋
t6 x2 A/ d0 r9 Z0 r0 A4 w( w4 A7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 11312 q7 B$ \( `- D) A7 {- x K
5449 合 计 36130.1 1336101 l; m7 M! R" i `& I# U: b
3698 11034
) l& w: z1 L. U* C8 c 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。) ]0 |+ F! M, B. 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/ L( x9 B3 s4 j* c$ r
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。
5 u! n% k$ N' ^% g4 _& y$ p- C9 Nn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。, v9 U% E5 D8 S, P6 f
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。
6 H- z. D6 s% z- e4 D8 t0 C; r 我国近海概况! p J5 z5 x( `! n9 Z6 j) A$ R
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" |0 U4 W* C- T
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
" C1 g5 o1 S4 R/ @江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
$ o8 s' I ?) p9 L& }& c均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔& F/ I- g% v8 x7 g
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南: U' @1 l) V) R) T7 S
靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350' G: K8 n+ R; H) v0 D: G* ^
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
$ ?" @2 t. o9 v% \7 b% I5 t1 ?平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。' u% s* ^* U% D
我国海域的基本形态数据6 G; E8 h |% P
海的名称 面积
8 L+ [( W* b6 [' m# y* u' L' k（万平方公里） 平均深度. M' R c* }, {
（米）
2 w( i! ]( I+ w$ u( H3 _最大深度
n- p5 {* x2 H( r1 e, r# _6 w（米）& ~, [( F% L; F' y h4 ^
渤海 7.7 18 83 黄海 38.03 44 140 东海 77 370 2179 南海 350 1212 5377 合 计 472.734 {- b) `, ?' m
第二节 海 流, c/ E) n% ~; `" N. K; h
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。; H+ ~" N% ^, g( V
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。
2 P# X* ?( p% s l1 }! R流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
! G6 e y5 Z# s" k+ {$ } 按海流的成因分类
6 P, h0 g% |& F6 k" jn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。& P& b, Y0 ^ L+ P% o2 n3 `$ _
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
0 Z" S# A: }( V* z' I R6 Tn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。; _ O$ ~' U$ K$ c1 f& B* p9 n0 R8 \
n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。
9 e$ \0 \, r, m/ Q: [& D2 P+ p3 j# wn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。
- V1 A0 M/ I1 `& u& [' Q; } 按海流的物理属性(温度)分类
; g d. C0 ]0 b- O6 G m) P: ^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。% @% X9 M$ B: P; d+ L R7 e
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。5 G4 Q/ N/ }% @+ W8 }) N
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 f2 J" W1 Y; {. Pn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
8 U( C- D. s$ e- r) V. k% T) K寒流 低 低 低 小 高 多 高
9 T* h" P' ]) h! P" f+ C; d9 F 风海流(Wind Current)$ S: f' M9 h1 K. p2 }) D
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。9 o5 l: @" k& L$ @& U
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。
8 W* X$ X b7 i. o) {1 _* s; cn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）
[7 [2 V6 R% t$ K* f7 ~ Pn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 c y4 Y2 y, k P
表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：$ l: F! H& D K1 c
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
. o( _1 Y5 U( ~, _( I45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
8 L" u4 s* y# |, YV 0$ R% w; B0 B% k5 V0 z: `
=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
8 M- i6 G" `3 W0 {! i2 I础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增2 p( b0 n* X" `5 H6 b2 T
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
1 O1 _0 H b: G3 g- g0 w( \: L& c半球流向向左偏转" \9 U' \' s4 d8 B6 J1 v
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，# f$ C* P4 Q! \# R6 m( ^
流速V D =0.05 V 03 ~( B/ ], {+ R
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实& _7 S6 z. @% b S5 A' O4 ^
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。' z f" F0 j2 R2 u+ ~* {& i( H
经验公式：D=7.6w/(sinφ)
' U* ^0 @, \) N- M w z/ S9 R1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
1 A# K. \$ E; Z! @) @5 P, o; B% |7 G无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
4 l) x& e6 I# H# u7 J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
* m) T) o# F @1 J* E- V 地转流1 e1 | ?" r$ u, \- W) }: G7 s% R' d' i
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：, X: \% e( A! d9 G* c
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。3 f L! c" O4 H. [
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。& z- O/ O1 h6 F- B
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
! O1 ~3 T8 |$ F. `0 k8 g 地形对海流的影响
# w B' O. a( z: @6 x1 Sn一、海底凸地形$ o& H1 m2 N6 k: s" ^
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；. m, _9 K7 c5 Q! } W, C
下坡时，流速减少,流向左转。4 ^, @3 e: Y4 Q+ a4 ^
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
@6 b* u$ g0 G下坡时，流速减少,流向右转。
# T+ u/ B- p4 [' Y2 In二、海底凹地形7 P# n0 i- J$ ~( Z; _9 ^2 A
n?" ] b* v1 M. d2 y+ f' [
大洋环流9 Y( \2 M/ k& j: A+ ]
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，7 R. \1 z' ]4 y" Y0 o' _1 G
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。+ o# D5 T2 X8 u6 r
**组成：风生环流、热盐环流
& P7 n$ g! q" y& g**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
/ ~! z; _7 T1 E v8 T9 b) h$ h/ D*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；
+ Z& H8 b1 ~( f6 {$ r) R*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.
; z/ q8 `; |" D2 N/ \) Z Distribution of Current in the world Ocean9 O" }# o) `; `) }5 x G) V
中国近海的环流! g4 a* R# N! g1 E& D; u
n组成：外海流系和沿岸流系1 r. C6 Q. q$ z: \2 ?
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% ?* g/ Y' b2 i
n **特征：高温、高盐' [, v+ U& v9 g1 h' X' k# J% f
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。0 j" j, E0 ^; X$ b" k9 h" `1 L
n **特征：低温（冬季）、低盐1 R2 l- V4 A; v1 e; I/ `* T9 e
n高温（夏季）、低盐
' q9 Q1 i, \8 R. l9 ?, K 中国近海海流/ ?- ?: F, O7 R
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+ M; a. {2 u- V) X2 Q沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸% K% r. N2 b+ v% Y* J p6 g
流、苏北沿岸流和闽浙4 g) ?9 V# G' M2 f4 ?. e5 b
沿岸流等组成逆时针环0 Y6 \( W0 w& |1 Y
流。
8 g, J4 E2 W. `8 \ 中国近海海流 n南海海流：# ^. \, H" c& l% b+ e; v
主要受季风影响，
$ Z6 o1 s4 i; F在东北季风期间大/ @1 d+ j# R9 J; z; p
部分地区为西南流。
6 P, z. y9 y4 t在西南季风期间大. Z0 n' ?3 [* F, V
部分地区为东北流。
0 F9 E2 [, K1 j, s" ]7 K 第三节、波 浪
: ]4 Y4 s& @9 M% B- @& ^ n波浪的基本特点及研究方法0 g8 p ]! \2 G' ~" l0 m3 W
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
" R4 d! Q* J; E& V7 @# U4 M* u. R都可能出现波动。+ P0 s$ M0 O% ^, U( e/ u# l: {
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; X# F& C! l. f; V9 M! Z4 N
平衡位置作周期或准周期性的运
& P& D5 r Q R: c# s动。3 z% `( g" J% s+ ~
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
$ l. g1 u5 x* f视为许多周期不同的简单波动叠9 w1 A5 S3 r9 A4 E6 g
加而成的复杂波动。
/ Q8 h7 {& s/ ?4 G6 A& l, u& wn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8 R" J5 o+ g- w. v5 V0 s
其在复杂波动中所具有的能量大: G. F5 e) |, t6 h* G! k
小，综合分析海洋波动的特性.
, q6 C" }, N; t+ q 海浪对航海的主要影响
3 H0 ^+ p1 a% r3 J8 p* p1、船偏移,偏航.0 s1 G# V) g! Q& m) l% s
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
) u( ?7 K/ a1 _2 r4 L, w损坏，甚至船体断裂." y8 }/ g3 L6 K, D1 g$ u& A
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船5 u9 Q& F5 H- c/ U) a5 F& K
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 K" Q# w2 m) k3 a
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板, H+ R, P' r% B u
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.% m8 K. j }4 T
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.4 V' J) N8 ?5 q3 E
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效3 P& [* c3 X+ i, J7 W$ t c7 ~* z* |
率降低，在港内进行装卸作业发生困难." {1 x! W4 E1 Z% C
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
) d0 E: q: n. z. }$ Y位置.
6 C& w: w0 I' Z9 B: g 波浪要素和分类" l- @% V! s* X- T% d5 v4 N
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。" s N- `- B% z; V
波浪要素1 E2 z, g8 i* I" |0 I! Q
n
8 q# l! j. h) D( c F' Y2 W波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
+ R: E2 Q- l4 X3 l' Q- n& w: T波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
- _( c4 x- f' n6 l* o波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n7 T6 n- S3 Q6 Z9 |
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n+ N& }1 i/ g* D4 B" K
波幅a：波高的一半称为波幅； n
% B/ D2 ~$ x7 D, @! z) A) t6 e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" Z! R% M; ?) v& O. W0 ^+ J
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
7 N1 |, r. U( }3 q) ?" j+ t波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
& `% Q- j2 |* W! O, c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" d& O& v# V: K" r) K! B- x6 G
= l s9 z) N5 ^, o; K
波浪的表示法- f: ^2 n5 U9 i0 r6 a1 T3 \* E7 G
n (一)、波高表示方法
+ t {! }( x: S4 T+ ~- En 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
& ^/ r! ]! b1 M; D. e& ^- r: o9 T2、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 1/35 ~" j+ {3 {$ ^9 c# r) U. h
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。4 _' E5 ^" ?" Q/ J; |
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp; m) m: `" I8 Z% m9 @
n
/ F5 b& I! [) a; }. V**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
/ w5 F# B/ X8 r% K7 kn 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加% [9 \$ X) T: @ v. t
2 2
# `1 ~+ Q* x& l; ?S W E H H H + =
+ H9 ~. P: E$ K （二）、波高、波向频率玫瑰图
; v- ?+ L# S- x1 w. W' fn! g, q8 W) _9 M% 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! E: h6 D: O3 I& T! a
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
- ]9 j( E/ q* h8 L$ l& Q全年波高波向玫瑰
" H4 K3 n! M+ F' ^2 v图+ [: c* V0 L5 `" D
累
2 F2 K4 |' N2 L1 m年& e: g7 w% u8 V6 j$ o9 A1 g
波7 g: l4 w( o# H' i, o% p
高
9 P& g' i" M1 ^, Q. @- e0 |最4 } e- S j6 L; X
大8 _5 q: k8 z& p8 n6 u
值8 u6 C1 Y4 M7 M) L1 c: J
玫
2 h* d+ s* T: S* p: j0 D3 ~4 C3 Y7 k瑰
1 k4 ?- r! y* v# f图7 G, N& K$ X3 a6 N* I* u$ s
波浪的分类2 |$ H! f2 k# F9 O6 }. I* J
（一）、按成因分类( ?# [5 c: z) z, |# {
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
1 x% Q9 a. {5 I. p6 ]# `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。
- T7 B/ c, @4 T4 y1 ~4 Gn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。2 O( x# \! w4 m6 c7 `+ i _" F6 y* t
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; E, c! i3 v0 J
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）; f6 g k5 Z, ]5 f/ b2 \* H9 A/ P
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
4 ?5 W% {* _0 P2 v (二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类1 y6 M% F: W- T( i- F
n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
& L: t+ `! b" L0 f8 H$ t. u8 rn是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。8 l, t5 M8 r$ {9 H- v' ^$ Y
6 _( r0 }2 V3 z4 e2 h J' Yt过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h |
