第二章 海洋学基本知识 §1 海洋概况
§2 海流
§3 海浪
§4 海温和海冰
第一节、海洋概况
n一、地表海陆分布
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%.
n二、海洋的划分
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
n主要部分为洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋
n附属部分分为：海、海湾和海峡
**中国近海，依传统分为：渤海、黄海、东海和南海四 个海区
各大洋的基本形态数据
大洋名称
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
17868.4 70710 3957 11034 大西洋
9165.5 32970 3597 9218 印度洋
7617.4 28260 3711 9074 北冰洋 1478.8 1670 1131
5449 合 计 36130.1 133610
3698 11034
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。
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
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。
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。
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。
我国近海概况
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
方公里，平均水深18米。黄海：北起鸭绿江口，南从长
江口北岸至济州岛与东海分开，面积42万平方公里，平
均水深44米。东海：南自南澳岛与台湾岛的鹅銮鼻分隔
南海，面积75万平方公里，平均水深349米。南海：南
靠加里曼丹岛，东临菲律宾，西接印支半岛，面积350
多万平方公里，平均深度1000米以上。我国拥有300万
平方公里的海洋国土和1.9万公里的海岸线。
我国海域的基本形态数据
海的名称 面积
（万平方公里） 平均深度
（米）
最大深度
（米）
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
第二节 海 流
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。
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。
流速: 流速的单位常用Kn（节）和n mile/d（海里 /日）表示。
按海流的成因分类
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。
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
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。
n潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。
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。
按海流的物理属性(温度)分类
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。
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。
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。
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
寒流 低 低 低 小 高 多 高
风海流(Wind Current)
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。
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。
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）
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。
表层风海流的方向和大小 对无限深海风海流而言：
* 表层风海流流向：在北半球偏于风去向之右约
45°，在南半球则偏于风去向之左约45°。
V 0
=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
础上继续向右偏转（北半球），流速随深度增
加按指数规律减小；V z = V 0 e -az 。（见图）南
半球流向向左偏转
在水深z= π /a 处，流向与表面流向完全相反，
流速V D =0.05 V 0
**此深度（D= π /a ）称为风海流摩擦深度。实
践中，将D称为风海流存在或影响的最大水深。
经验公式：D=7.6w/(sinφ)
1/2 对浅海风海流而言：表面流向与风去向的交角比
无限深海的小（即小于45° ），流向随深度的
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
地转流
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：
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。
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。
n p g v D D - = j rw sin 2 1 '
地形对海流的影响
n一、海底凸地形
n在北半球：上坡时，流速增大,流向右转；
下坡时，流速减少,流向左转。
n在南半球：上坡时，流速增大,流向左转；
下坡时，流速减少,流向右转。
n二、海底凹地形
n?
大洋环流
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，
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。
**组成：风生环流、热盐环流
**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
*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；
*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.
Distribution of Current in the world Ocean
中国近海的环流
n组成：外海流系和沿岸流系
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）
n **特征：高温、高盐
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。
n **特征：低温（冬季）、低盐
n高温（夏季）、低盐
中国近海海流
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。
沿岸冷流：辽南沿岸流、 辽东沿岸流、渤海沿岸
流、苏北沿岸流和闽浙
沿岸流等组成逆时针环
流。
中国近海海流 n南海海流：
主要受季风影响，
在东北季风期间大
部分地区为西南流。
在西南季风期间大
部分地区为东北流。
第三节、波 浪
n波浪的基本特点及研究方法
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
都可能出现波动。
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
平衡位置作周期或准周期性的运
动。
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
视为许多周期不同的简单波动叠
加而成的复杂波动。
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
其在复杂波动中所具有的能量大
小，综合分析海洋波动的特性.
海浪对航海的主要影响
1、船偏移,偏航.
2、浪尖中拱，导致船失速、螺旋桨等推进器
损坏，甚至船体断裂.
3、摇摆、拍击、共振等，致使船体震动，船
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.
4、货物、特别是颗粒状货物可能移动，甲板
货物淋湿和吃水增加稳性可能恶化.
5、能见度恶化，在开阔的锚地作业发生困难.
6、船在港内停靠复杂化，港口装备的使用效
率降低，在港内进行装卸作业发生困难.
7 、使救助行动发生困难，遇险人员漂离出事
位置.
波浪要素和分类
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。
波浪要素
n
波峰：波面的最高点； n 波谷：波面的最低点； n
波高H：相邻的波峰与波谷间的垂直距离； n
波长λ：相邻的两个波峰（或波谷）间的水平距离，单位米； n
波陡δ：波高与波长之比（δ=H/λ），它是表示波形陡峭的量； n
波幅a：波高的一半称为波幅； n
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
波速c：波形传播的速度； 单位米/秒； n
波峰线：沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫波峰线； n
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
= l
波浪的表示法
n (一)、波高表示方法
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
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
又称有效波高 ，是波浪预报的一个重要指标。
n 关系:* H 1/1000 ?H 1/100 ? H 1/10 ? H 1/3 ?Hp
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
n 3、合成波高：主要指风浪（Hw）与涌浪（Hs）的叠加
2 2
S W E H H H + =
（二）、波高、波向频率玫瑰图
n
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
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
全年波高波向玫瑰
图
累
年
波
高
最
大
值
玫
瑰
图
波浪的分类
（一）、按成因分类
n风浪：由风直接作用而引起的水面波动称为风浪。
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。
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。
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
n潮汐波：由于天体引潮力作用所产生的波动。（钱塘江大潮）
n内波：在不同密度的水层界面处而产生的波动。
(二) 按水深（h）相对于波长（l）的比值大小分类
n浅水波：波长远大于海深的波，浅水波的波长至少
n是水深的20倍（ h ≤l/ 20 或l/ h ≥ 20）。
t过渡波：水深与波长的关系为 （l/ 20 < h n深水波：波长远小于海深的波，深水波的波长不超过水深的2倍 （ h ≥l/ 4或l/ h ≤ 4）。 (三)、按波形是否向前传播分类 前 进 波：波形向前传播的波 n 驻 波：由两列波向相反的正弦波叠加，可以得到一种波 形不向前传播的波，波面只在原地振动，称为驻波(驻波.swf). 海滨峭壁处常出现驻波，台风眼区的“金字塔浪”就是驻波。 波腹处的水质点只作垂直运动，波节处的水质点只做水平 运动。 (四)、其他分类方法 n1、按照波的周期和频率分类： n毛细波、次重力波、重力波、超重力波、 长周期波和长周期潮波 n2、按作用力分：自由波和强制波 n*自由波：不是由外界周期性作用产生的， 而是一种自由振动，如涌浪、海啸等，当 外力作用突然消失，海面自由波继续长时 间存在。 n*强制波：是受扰动力连续作用产生的，其 波动性质取决于扰动力。风浪、潮波等均 属于强制波。 波浪运动的基本特性 n一、水质点的运动与波形传播的关系 n理论上证明：深水波（短波）中海面上水质点运 动的轨迹是以波高为直径的圆，在海面以下其直径 以指数形式迅速减小。浅水波（长波）中水质点运 动的轨迹为椭圆。 波浪运动的基本特性 n一、水质点的运动与波形传播的关系 n*波的传播只是波形向前传播，水质点只是以其自 己的平衡位置为中心作周期性的运动，且相应地落后相 同的位相角； 波浪运动的基本特性 n一、水质点的运动与波形传播的关系 n*波锋前、波谷后的水质点有向上运动的趋势； n*波锋后、波谷前的水质点有向下运动的趋势 二、 波浪要素间的关系 n 1、过渡波：（l / 20< h < l / 4） n 2、浅水波：（ h ￡ l / 20 ），由于 **浅水波的波速取决水深，水越深，波速越大，与波长和周期无关 n 3、深水波： （ h 3 l / 4），因为 n **深水波的波速与波长和周期有关，与水深无关。 n 将g和π的数值代入，可得深水波各要素简单关系： n C=1.56T, l =1.56T 2 c gh = 浅 2 g C l p = 深 2 th() 2 g h C l p p l = 过度波 各种类型的波，它们的波速（C ）、波长（l ）、 周期（T ）、波高（H ）与水深（h ）间的关系如下： 22 t h () h h p p l l ? 2 t h ()1 h p l ? 4、群速 实际海洋中的波浪比规则波浪复杂得多，海洋中的波浪常 以“群”的形式出现，通常称为群波。合成波（即群波）包络线 的传播速度，称为群速。例如，设两列波向、振幅相同，波长 和周期稍有差别的正弦波相互叠加，叠加以后的合成波形如下 图。**深水波的群速Cg=1/2*C ;**浅水波的群速Cg=C 5、波高随深度的变化 n 波高随深度的变化：H=H 0 e -2 πz/ l 0 n 式中：H 0 ---海面波高，z--离海面水深， l 0 --表面波长 *当z=0时 H=H 0 当z= l 0 /2时 H=0.05H 0 *当z= l 0 时 H=0.002H 0 （实践中认为z= l 0 是波浪存在的深度） 风浪和涌浪 n一、风浪的特性 （一）、风浪的生成和消耗 由风直接作用引起的水面波动，称为风浪。当风 力作用停止后，风所引起的波浪受到重力和摩擦力影响而逐 渐衰减。俗话说“无风不起浪”，指的就是风浪。 1、风能（R）：风浪的能量是由风通过压力差供给的 R=k(W-C) 2 式中：W、C分别是风速和波速，k是系数 2、能耗（R‵）：风能主要用于风浪成长、内摩擦、 空气阻力、海底摩擦等消耗。 3、风浪成长和衰减：当R ? R‵时，风浪成长； R = R‵时，风浪不变； R ? R‵时，风浪衰减 *风浪特征：周期较短，波面不规则，波长短。 *风浪级别：分0~9级，由海面波高大小决定； *海况级别：分0~9级，由海面风速大小决定。 （二）、影响风浪大小的因素 n波高主要取决于：(风速、风时、风区长度关系表.JPG) 1. 风速：一般风速越大产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不受限制时。 2. 风时：同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间越长，海水 所获得的动能越大，风浪也越大。 3. 风区：指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的 作用，若风区的长度不够，风浪也不能充分发展。 4.海区深度和海域特征：当风速相同时，浅水中的风浪尺寸比深水中要小。 不同的海岸区域风浪的大小不等。 (三)、风浪成长过程的三种状态 1、过渡状态：风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大。风浪 的成长取决于风时长短。 2、定常状态：指恒定的风长时间吹在有限的水域上，使海面各点 的风浪要素趋于稳定。风浪的大小取决于风区长短。 3、风浪充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越发展。但 风浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。风 传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦 ，当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不 再继续增大，即风浪达到充分成长状态 （四）、如何判断风区中某一点风浪成长状态 1、有关概念 *最小风时（tmin）:在一定风速风区下，风浪成长至最 大尺寸所需的最少时间。 *最小风区（Fmin）:在一定风速风时下，风浪成长至 最大尺寸所需的最短风区长度。 如：V=20节, Fmin =75海里, tmin =10小时； V=30节, Fmin =280海里, tmin =23小时 V=40节, Fmin =710海里, tmin =42小时 V=50节, Fmin =1420海里, tmin =69小时 n2、判断方法 n**对风区中某一确定点（ 即风区一定）,在稳定风作用下 n（1）、若实际风时≥最小风时，则风浪处于定常状态； n（2）、若实际风时＜最小风时，则风浪处于过渡状态。 n**对风区中某点，当风速、风时一定 n（1）、若实际风区＞最小风区时，则风浪处于过渡状态； n（2）、若实际风区≤最小风区时，则风浪处于定常状态。 n**如果F ≥ F min 和t ≥ t min 同时成立，则风浪处于充分成长状态 涌 浪 n涌浪的定义: 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的 风停息后所遗留下的波浪。俗话说“无风三尺浪”，指的就是 涌浪。 角散作用：由于风区内出现的不同方向的浪传出风区时，朝不 同的方向扩散，导致波浪能量分散。 波散作用：离开风区后，组成波群的分波在传播过程中，波速 大的波传播快，波速小的波传播慢，导致原来聚集的波能分散。 n 涌浪传播过程中，因各种能量消耗而使波高减小；涌浪的这种消衰是 有选择性的，波长大的衰减慢，波长短的衰减快。因波速与波长的平 方根成正比，波长长的越来越领先，波长短的越来越落后，而且衰减 较快，所以涌浪在衰减过程中周期和波长都在增加。传播距离越远， 周期和波长将越来越占显著地位。 涌浪波速公式： t t 在晴好天气，海面上如果发现长周期的涌浪，而且其周期逐渐减小， 波高增大，预示有热带风暴正在接近。这种在涌浪能量锋到达之前出 现的长而低的涌称为先行涌。它们的波长和周期极大,波高很低,推进 速度相当快,据此可跟踪和预报风暴。 2 g C l p = **风浪与涌浪的区别： n1、定义区别： n*风浪：指由风直接作用引起的水面波动。 n*涌浪：指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后所遗留下的波浪 n2、特征区别： 波形 波峰 波面 波峰线 波长 波陡 波型 风浪 不对称 尖、时有浪花 粗糙 短 短 较大 三维波 涌浪 对称 圆、无浪花 光滑 长 长 较小 二维波 浅水区海浪的变化 n当波浪传到沿岸浅水区，波长变 短，波高发生变化，水质点运动 的速度不等，在波谷处，由于水 浅，水质点受海底摩擦影响，其 速度慢于波峰处水质点的速度， 使波峰超过波谷，波形前侧变得 陡峭突出，后侧变得平缓，从而 使波浪发生倒卷和破碎。 波浪折射 当波浪向浅水处传播时,若其波锋与等深线不平行,波向将产生变化。 波浪传播时因水深变化而改变传播方向的现象，称为波浪折射。 n折射结果：波浪越到岸边，波锋线与等深线（岸线）越平行 n波高的变化 n波高的变化原因： (一)、水深变浅，波长、波速变小，波浪能量重新分配 1、波高增大的条件： 1）当海底摩擦消耗的能量＜由于波长缩短而堆积的能量时； 2）海底坡度较大，波能突然集中，除摩擦消耗外尚有能量多余用于波浪成长。 2、 波高减小的条件： 1）当海底摩擦消耗的能量＞由于波长缩短而堆积的能量时； 2）海底坡度较小，波能缓慢集中，不够底摩擦消耗。 （二）、岸形不同，波浪折射导致波能重新分配 1、湾（凹）海岸：波向线辐散，波能分散，波高减小； 2、岬（凸）海岸：波向线辐合，波能集中，波高增大 波浪破碎 n（一）、碎波的类型 n主要分：卷碎波、崩碎波和激碎波三种 n（二）、波浪破碎的原因： 1、水深与波高相近（涌浪：h=1.28H；风浪： h=1.67H ）； 2、波陡大（理论上：δ ≥1/7；实践：涌浪： δ ≥1/12 ；风浪： δ ≥1/10） 3、波去向与流去向相反； 4、风速远大于波速 *流波效应和海气温差对波浪的影响 流波效应: 波浪与海流成一定角度时，海流会影响波浪的波高 、波速和传播方向等。当流速为2～3kn，风速为10～15m/s时 ,波浪与海流反向或接近于反向的情况下，其波高比无流时增 大20～30%左右,并产生部分波浪破碎或全部破碎。如黑潮流 域上冬季风形成的波浪常增大。当波浪与海流同向时,波长增 长,波高减少;当流速远小于波速时,可不必考虑流的影响 海气温差: 在风速相等的情况下，气温低于海温时的波高比海 气温度相等时的大。据统计，气温比海温每低1 ℃ ，波高增 大约5%。如气温比海温每低10 ℃ ，波高增大约50% n在冬季西北太平洋中高纬海域，强盛的锋面气旋，气温低于 海温，加之流波效应，有时出现比预料高2-3倍的异常大浪， 是海事多发的海域，有“魔鬼海域”之称。 **世界海洋的狂风恶浪区 1、北太平洋上的风浪： 冬季，由于阿留申低压的影响，北太平洋中高纬大风 和大的浪分布范围很广，大风、大浪频率很高。 大洋 西部高于东部。 夏季，除热带气旋活动外，整个北太平洋十分平静。 2、南太平洋上的风浪： 低纬洋面上常年盛行3-4级东南信风，中高纬终年狂风 恶浪，有“咆哮西风带”之称。 3、北大西洋上的风浪： 冬季，由于冰岛低压强烈发展，北大西洋中、 高纬度海域的大风浪十分强烈，分布范围很广。大 风频率达40 %以上，大浪频率达50 %以上，大洋西 部高于东部，是世界海洋上最著名的狂风恶浪海域 之一。低纬度风浪较小。 夏季，除格陵兰和冰岛南部海域有大风浪外， 整个大西洋相对比较平静。 4、南大西洋上的风浪： 南大西洋低纬洋面上常年盛行3-5级东南信风， 中高纬终年狂风恶浪，好望角附近，风力常达11 级，海面狂浪怒涛。 5、北印度洋上的风浪： 冬季，北印度洋盛行东北季风，一般3-4级海面 较平静，是航海的黄金季节。 夏季，整个北印度洋上为强劲的西南季风控制， 风力常可达8-9级或以上，浪高达6米以上，7-8月最 强盛。尤其是在索科特拉岛东南部海域，大风频率 高达40 % ，大浪频率高达74 % ，是世界海洋上大浪 频率最高的海域。 6、南印度洋上的风浪： 南印度洋中高纬度终年狂风恶浪，冬季可延伸到 南纬10度海域，在大洋中部有一个大风浪高发区。 夏季，大风浪区略向南收缩，达南纬20度附近。 世界大洋上的狂风恶浪海域 n冬季: 北太平洋中高纬和北大西洋中高纬 （30-60 °N ） n夏季: n北印度洋 n南半球整个咆哮西风带 n比斯开湾 （北大西洋） n好望角海域 冬季，北太平洋和北大西洋中高纬 （30—60 0 N）狂风恶浪成因? n此纬度为西风带， 冬季 锋面气旋活动频繁，往往 形成风暴，是风暴的发源地。 n此纬度是世界上最强大的海流—墨西哥湾流与拉 布拉多冷流(北大西洋)、黑潮与亲潮(北太平洋)的交 汇处，该海域上空有利于气旋形成，并可得到强 烈发展。 n此纬度正是两个永久性大气活动中心—冰岛低压( 北大西洋)和阿留申低压(北太平洋)的所在地，尤其冬 季这两个低压十分强大。 n夏季，北印度洋狂风恶浪成因: t由强劲的SW季风引起,尤其以索科特拉岛 附近海域为最甚,大浪频率可达74%。(具 体参考一下南亚季风部分的解说) n比斯开湾狂风恶浪成因: t主要是地形作用，因为比斯开湾地处45 0 N 西风带中,湾口对着大西洋,强劲的西风灌入 使波浪增大,又因湾内海底坡度大、水深变 浅,波高进一步增大。此外,北大西洋海流从 湾的北岸流入顺南岸流出,由于流波效应,波 高增大可达10m以上。 n好望角狂风恶浪成因: t好望角地处40 0 S咆哮西风带上,无陆地阻挡, 一年四季都盛行强劲的西风,风力常达11级, 海面狂浪怒涛.加之岬角效应和流波效应,一 年中有1/3时间波高达6m以上。 n南半球整个西风带上狂风恶浪成因: t因陆地少,无阻挡,故常年吹送强劲的西风。 称咆哮西风带 中国近海风与浪的分布概况 中国近海风与浪的分布概况 n风的分布 n冬季风：渤海、黄海、东海北部吹西北或北风， 东海南部、南海北部和中部为东北风，南海南部 为偏北风。 n夏季风：20°N以南为西南风，20°N以北为东 南风。 n浪的分布 n冬季以偏北向浪为主，夏季以偏南向浪为主。 n各海区平均波高0.5～3.0m之间。 n大浪位置与高频中心与大风区基本吻合。 第四节、海温和海冰 ? 一、海 温：表示海水冷热程度的物理量称为海 水温度，简称海温。海温的高低取决于太阳辐射、 海面辐射、蒸发、海流和海水的垂直运动等多种因 素。整个海洋的年平均温度变化不大。年平均表层 水温太平洋最高为19.1 ℃，印度洋次之为17.0 ℃， 大西洋最低为16.9 ℃。三大洋平均表层水温为17.7 ℃，比地面年平均气温14.3 ℃高3 ℃。可见海洋相 对陆地是温暖的。 我国近海的水温 ? 我国近海由于受大陆影响海温变化较复杂，全年2月份海温最 低，8月份最高。 ? 冬季表层水温，渤海0℃左右，黄海0--10℃，东海8--20℃， 南海16--26℃。南北温差较大，同纬度沿岸水温低于外海。 ? 夏季表层水温普遍升高，渤海25--27℃，黄海25-27℃，东海 28℃ ，南海28--29℃。水温分布趋于均匀，南北温差小，同 纬度沿岸水温高于外海。 水温对人体的影响 n在水中，人体生理零度比在大气中高的多。当水温 低于29 ℃时，人体皮肤有冷感；29~37 ℃时有温感 ；高于37 ℃时有热感。在大洋中平均水温高于28 ℃的区域只占海洋总面积的6%，热带某些海域水温 最高只有29-30 ℃。可以说几乎整个大洋海水的温 度对人体来说都有冷感。 n落水者当体温从37 ℃降到32 ℃的过程中，人体出 现剧烈颤抖，体温从32 ℃降到30 ℃的过程中进入 昏迷状态而不省人事；当体温降到30 ℃以下时，因 心脏衰竭而导致死亡。 n水温对落水者存活时间有明显的影响，水温越高， 存活时间越长。水温为0 ℃时，落水者只能坚持 15min；水温为10 ℃时，存活的时间为2.5-3.0h； 水温为15-20 ℃时，存活时间可达10余小时。 厄尔尼诺现象和拉尼娜现象 n厄尔尼诺（El Nino）是指赤道太平洋东部和中部海 域大范围海水出现异常增温的现象。这种现象的出现 可造成全球天气异常。厄尔尼诺现象可能是海洋和大 气之间不稳定的相互作用引起的。 n拉尼娜（Lanina）是指赤道附近东太平洋水温反常变 化的一种现象,其特征与厄尔尼诺现象正好相反，指的 是洋流水温反常下降。 n厄尔尼诺和拉尼娜现象都成为预报全球气候异常的最 强信号 正常年份太平洋环流系统 厄尔尼诺对大气环流的影响 厄尔尼诺年太平洋环流系统 逆流较 弱 逆流较 弱 逆流强 逆流强 拉尼娜 与厄尔尼诺现象相反，在赤道东太平洋水温出现大范围的比常年 低得多的显著下降称为拉尼娜（ 拉尼娜（La Nina La Nina ） ） 现象。 厄尔尼诺 厄尔尼诺现象与气候异常： ☆对热带气候的影响 ☆对热带风暴的影响 常年 厄尔尼诺年 拉尼娜年 赤道太平洋 水温 西高东低 西低东高 西更高东更低 旱涝灾害 西涝东旱 西旱东涝 西更涝东更旱 常年 厄尔尼诺年 拉尼娜年 太平洋台风或 热带风暴 西多东少 西少东多 西更多东更少 海水密度 n海水密度是指单位体积海水的质量，单位为g/cm 3 或kg/m 3. 海水密度是温度、盐度和压力的函数。在大气压力下，海水 密度只是温度和盐度的函数。 n大洋表层的密度分布主要取决于表层水温和盐度的分布。在 赤道地区，由于海水的温度高、降雨量大盐度低，所以密度 小；由此向两极，密度逐渐增大；在副热带地区，虽然盐度 很高，但温度也很高，所以密度并不大；最大密度发生在寒 冷的极地海区。 n大洋密度的垂直分布：海水密度随着深度的增加而增加，在 大洋深处，密度随着深度的增加几乎不变。 海水盐度 (marine salinity) n盐度是海水中含盐浓度的一种量度，是描述海水特性的基本物理 量之一。含盐量是指1kg海水中各种溶解盐类的总克数，单位为 g/kg，盐度的符号为S‰。通常影响海水盐度大小的因素为海流 、结冰或融冰、蒸发或降水等。 n因此，大洋表面盐度分布规律与降水量和蒸发量之差的分布相当 一致。赤道地区盐度较低（约为35‰），随着纬度增加，盐度加 大，在副热带海区盐度最高（36～37‰），向两极又逐渐降低， 极地地区盐度最低（约为34‰以下）。 二、海 冰（Sea Ice） n海冰: 广义的海冰是指海洋中各种冰的总称，它包括海水本 身结冰和由大陆冰川，江河流入海洋中的陆源冰。主要是浮 冰、岸冰和冰山三大类。海冰能破坏港口设施，造成港口封 冻，航道阻塞。流冰，特别是冰山(Iceberg)严重威胁船舶的 航行安全。 n冰源：1. 由海水直接冻结而成的冰，称咸水冰。2. 从陆地 流入海洋的冰，称淡水冰。江河的流冰和大陆冰川的崩裂。 n影响海冰形成的主要因子：1. 长期冰点下的温度。 2. 海 水的表层盐度。 3. 垂直盐度的分布。 4. 海水的深度 。 T 冰点 0 -1 -2 1 2 3 4 24.69 T 最大密度温度 盐度（%0） 温度℃ **海水结冰过程 n1、S?24.69‰的海水,其冰点温度?最大密度温度； n**这种海水结冰与淡水结冰形式类似,即:先有上下对流,当整 个水层温度下降到最大密度温度时,对流停止;然后水温继续 下降到冰点温度时，从海面开始结冰. n2、 S=24.69‰的海水,其冰点温度=最大密度温度 n=-1.33℃ n**这种海水结冰特别,即:先有上下对流,对流停止的 同时海水也结冰 n3、 S?24.69‰的海水,其冰点温度?最大密度温度； n**这种海水结冰与淡水结冰形式不同,即:先有上下 对流, 当水温降到冰点后结冰，但结冰时对流还没 有停止. n. 为什么盐度大于24. 69 ‰的海水难结冰? n1、 S?24.69‰的海水,其冰点温度?最大密度温度。 n当海水温度降到冰点温度时，海水密度还在增大， 上下对流导致冰被打碎。 n2、对流将下层热量上输，从而使海水冷却速度减慢 n3、结冰时海水大部分盐份被析出，从而使周围海水 的密度增大，进而使上下对流加剧； n4、海水结冰时释放出的结晶热，也会延缓海水结冰 速度。 海冰的分类 n1. 初生冰：由松散冰晶最初形成的冰。包括冰针 ，油脂状冰，粘冰和海绵状冰。 n2. 尼罗冰：由初生冰继续增长，结成厚度为10厘 米以内的薄冰层。 n3. 饼状冰：直径为30-300厘米的，厚度为10厘米 以内的圆形冰盘。 n4. 初期冰：由尼罗冰或莲叶冰和冰块冻结在一起 形成厚度为10-30来厘米的冰层。 n5. 一年冰：由初期冰发展而成，时间不超过一个 冬季的冰。厚度在30-300厘米。 n6. 老年冰：至少经过一个夏季而未融尽的冰。厚 度大于300厘米 。 冰山的形成和分类 n冰山:从冰川分离下的，高出海面5m以上的各种形状的巨大冰块 称为冰山(Icederg） n形成：极地地区不断降雪，在重力作用下低温凝固变成冰，形 成了两极的冰帽，厚度达几千米。冰在高压下向四周流动称为 冰川，移动速度约为30m/天，当巨大的冰川流到海洋沿岸断裂 成巨大的冰块，并随海流和风漂流称为冰山。 n分类： ? ⑴碎冰山：冰川分离出来的碎冰块（高5米，长小于15米）； ? ⑵小冰山（高6-15米，长16-60米）； ? ⑶中冰山（高16-45米，长61-122米）； ? ⑷大冰山（高46-75米，长123-213米）； ? ⑸特大冰山（高大于75米， 长大于213米）。 冰山和浮冰的漂移规律 n影响海冰漂流的主要因素是风和海流 n在无风有流海域: 冰山和浮冰随流漂移，其漂移的速度和 方向与海流一致。 n在无流有风海域: 冰山和浮冰随风漂移，其漂移的方向在北 半球偏离风的去向之右约28°，在南半球偏离风的去向之左 约28°，漂移速度大约为风速的1/50。 n冰山的水上部分与水下部分比较： 冰山冰的比重约为0.9，冰山体积的水上部分只占冰山整个 体积的1/10。冰山露出海面的高度为总高度的1/7～1/5。 船舶临近冰区的征兆 t海水温度急剧降低时，表明前方可能有海冰存在。 t出现小块浮冰，可能听到冰块相互撞击的响声。 t在流冰边缘处经常出现浓雾屏带。 t望见远处海面反射出的光芒。 t在大风浪区航行，突然波浪减弱，或突然海面变的 平静，表明其上风有冰域存在，这是因为海冰阻碍 了波浪的运动。 t听到海浪在冰中的冲击声或海冰因风浪的压挤而发 出碎裂的声音，或冰山的融碎声、倒塌声。 t在空阔的海面上听到本船汽笛的回声。 t远处有海冰时，往往在水天线上有海市蜃楼出现。 船体积冰 n冬季高纬度航行，当气温很低，海上风浪较强时，波 浪飞沫在空气中变成过冷水滴，一碰到船体时便发生 冻结，形成船体积冰（又称重冰集结或甲板冰）。 n船体积冰主要发生在船体、甲板、上层建筑或天线上 。它可折断天线，阻隔通信，使雷达失效，严重时能 使船舶重心上升或偏移，稳性破坏，使船舶失去平衡 而发生突然倾覆。冬季在黑海、亚得利亚海里的“布拉 风”既典型的代表。 n船舶在发生船体积冰的海域航行时，应经常改变航向 或航速。积冰严重时，应将船舶驶往开阔海域或较暖 海域。 中国近海冰情 n中国近海存在冰情的海区： n渤海、黄海北部 n ***冰期： n 1、初冰期：11月中旬至12月上旬 n 2、封冰期：12月下旬至翌年2月上旬 n 3、解冻期：2月中下旬至3月中旬 中国沿海冰情： 黄海北部和渤海冬季会出现不同程度的海冰， 冰情不严重，1-3月较重，3月逐渐消失，冰期为3-4 个月。其中辽东湾最重，渤海湾次之，莱州湾最轻 。 渤海黄海北部常年冰情分布示意图 （靠岸的线为固定冰范围，外边的线为流冰范围） 大洋冰况 北太平洋： 白令海、鄂霍茨克海、日本海、勘 察加半岛以东海湾、北海道、阿拉斯加 和渤海、黄海北部，都有不同程度的结 冰。小冰山活动范围仅限于阿拉斯加湾 沿岸较近海域。日本海和鄂海的浮冰， 2-3月最盛，4月完全消失。 大洋冰况 北大西洋： 北大西洋的浮冰和冰山，在格陵兰东南 海域和纽芬兰东南海域最多。波罗的海和 哈德逊湾，常年有固定岸冰。从巴芬湾平 均每年有388座冰山流入大西洋。冰山的活 动仅限于大洋的西部，在格陵兰东南海域 和纽芬兰东南海域最多。4-6月为冰山盛行 期，冰界限有时可达31°N或以南。 大洋冰况 南大洋： 南极大陆是世界上最大的冰山发源 地。在其周围的洋面上，经常有22万座冰 山在游动。最盛期在8～9月份，覆盖面积 的季节变化和年际变化比较大，其冰界限 最低可达40S或以北。
