海洋科学导论期末复习整理

地球科学体系

定义：以人类之家——地球为研究对象的科学体系。 地球系统的复杂性导致研究其某一部分学科不断深入，发展成新的相对独立学科。各学科相互交叉、渗透，又不断形成新的交叉、边缘学科。如此，地球科学就组成了一个复杂的科学体系，包括地理学、地质学、大气科学、海洋科学、水文科学、固体地球物理学，以及与地球科学有密切关系的环境科学和测绘学。 地理学

研究地球表面自然现象、人文现象以及它们之间相互关系和区域分异。 地球表面指大气圈、岩石圈、水圈、生物圈和人类圈相互交接的界面。 广义上，大气圈对流层顶部—岩石圈沉积岩层底部，厚度30~35km；

狭义上，大气圈、岩石圈、水圈的交接面，上限小于100m，相当于对流层近地面摩擦层下部——地面边界层，下限为太阳辐射可能到达的深度，陆地30m，海洋200m，所以狭义的地球表面厚度一般不超过200~300m，人类活动最集中、最活跃的场所。

许多研究地球表面某一圈层或其中部分要素而原属于地理学范畴的学科，也已分出且进一步发展成与其他学科交叉渗透，从而形成了相对独立的学科，如大气科学、海洋科学和水文科学等。

地质学

定义：是关于地球的物质组成、内部结构、外部特征、各圈层间的相互作用和演变历史的知识体系。

研究对象：地球的内、外圈层，矿物和岩石，地层和古生物，以及地质构造和地质作用等等。由于观察和研究条件的限制，在现阶段仍主要是研究岩石圈，此外，也涉及大气圈、水圈、生物圈以及岩石圈以下更深的部位，甚至也包括某些地外物质。 (固体)地球物理学 定义：是地质学与物理学之间的边缘学科，研究各种地球物理场和地球的物理性质、结构、形成及其中发生的各种物理过程。

广义的地球物理学，除研究地球的固体部分外，还包括对水圈和大气圈的研究。因为海洋科学、水文科学和大气科学业已各自发展成为独立学科，于是，致力于研究地球固体部分宏观物理学现象的分支，便成为狭义的地球物理学，或直接称为固体地球物理学。 大气科学

定义：是研究大气的各种现象及人类活动对它的影响，这些现象的演变规律， 以及如何利用这些规律为人类服务的综合性学科 研究对象：主要是覆盖整个地球的大气圈，也包括太阳系其它行星的大气。大大超出传统“气象学”范围，与其它学科相互渗透越来越多，1960年代以来，已普遍采用“大气科学” 众多分支学科和广泛研究内容：大气物理学、(动力)气象学、气候学、应用气象学、大气化学、大气探测和人工影响天气等。 水文科学

定义：是关于地球上水的起源、存在、分布、循环、运动等变化规律和运用这些规律为人类服务的知识体系。

研究对象：从陆地表面水到地下水，广义上也包括从大气中水到海洋中水，以及对水圈同大气圈、岩石圈和生物圈等地球自然圈层的相互关系的研究。

现代水文科学还重视研究水资源的利用和人类活动对自然环境的反馈效应。

传统的水文科学，是按其研究对象划分分支学科的。主要有河流水文学、地下水文学和海洋水文学，通称为(普通)水文学。与之对应的是应用水文学，包括工程水文学、森林水文学等。新技术应用促进并形成一些新分支学科，如遥感水文学、同位素水文学等。

以陆地水为研究对象的陆地水文学，是水文科学的主要组成部分。因为以海洋中的水为研究对象的海洋水文学，已归属海洋科学之中，而对大气中的水的研究，至今还没有形成完全独立的学科。 相关学科

环境科学：是在现代社会经济和科学发展过程中形成的新兴综合性科学。其研究对象——环境，是对以人类为主体的外部世界而言的，即人类赖以生存和发展的物质条件的综合体，包括自然环境和社会环境。

测绘学：测定地球形状、重力场和地面点的几何位置，直到测绘各种类型的地图。它既可为地球科学和空间科学提供有关地球内部结构、地球动态及其外部重力场等方面的信息，又可为国家经济建设和国防建设提供宝贵资料。 海洋科学

定义：是研究地球上海洋的自然现象、性质及其变化规律，以及与开发、利用海洋有关的知识体系。

研究对象：海洋中的(海水、营养盐、生物)，海底的(海洋沉积、海底岩石圈)，海口的(河口、海岸带)，海面的(大气边界层)。 研究内容：海水运动规律，海洋中的物理、化学、生物、地质过程，及其相互作的基础研究；海洋资源开发、利用，有关海洋军事活动迫切需要的应用研究 学科特点：海洋中各自然过程相互作用及反馈、人为外加影响日趋多样等构成其复杂性和综合性，作为物理系统的水-汽-冰不停转变，作为自然系统的多层次耦合。

研究特点：明显依赖于直接观察，信息论、控制论和系统论方法重要，学科分支细化与相互交叉渗透并重、趋于综合与整体化研究。

学科分支：基础性分支包括物理海洋学、环境海洋学等，应用技术分支包括渔场海洋学、军事海洋学、海洋生物技术等，管理开发分支包括海洋功能区划、海域管理等。 1.2 海洋科学的发展史

第一阶段：海洋知识的积累(18世纪以前)

意大利人哥伦布于4次横渡大西洋到达南美洲；

葡萄牙人伽马于1498年从好望角经印度洋到达印度；

葡萄牙人麦哲伦完成了人类第一次环球航行； 牛顿用万有引力定律解释潮汐，瑞士人贝努利提出平衡朝理论，法国人拉瓦锡首先测定海水成分，法国人拉普拉斯首创潮汐动力理论。

第二阶段：海洋科学的奠基与形成(19~20世纪中叶)

英国人福布斯《欧洲海的自然史》、美国人莫里《海洋自然地理学》、达尔文《物种起源》分别被誉为海洋生态学、近代海洋学和进化论的经典著作。

斯韦尔德鲁普、约翰逊和福莱明合著的《海洋》被誉为海洋科学建立的标志。 专职研究人员增多和专门研究机构的建立，也是海洋科学独立形成的重要标志。

第三阶段：现代海洋科学时期(20世纪中叶至今)

1994 年11 月正式生效的《联合国海洋法公约》涉及全球海洋的所有方面和问题

1.3 中国的海洋科学

《中国海洋21世纪议程》，全面地阐述了我国海洋未来可持续发展的战略目标和行动计划。 第二章 地球系统与海底科学

地球的诞生与太阳诞生大致为同一时期，根据陨石年代测定，大约在45亿年之前。

地球形成后，首先发生重力引起的物质分异。尘埃撞击及放射性物质裂变产生高温，使地球内部的各种物质成为液状体，并因重力作用而导致重物质向地心聚集，在地球中心部形成以铁、镍等重金属为主的地核，其上层为橄榄岩等重岩构成的地幔，而花岗岩等较轻物质则在地球表面形成地壳。

地核可分为固态内核和液态外核，地幔也可分为固态下地幔和液态上地幔。水最轻，只能浮于地壳之上。由于地球诞生之初温度相当高，故地表水几乎蒸发，至大气上层形成厚云层而覆盖地球。之后，地球失去了其诞生之初由撞击产生的热能，同时，冷却云中的水分以降水形式注入地表，形成原始海洋。

原始海洋因为溶解了当时存在于大气中的盐酸故而推断它曾是强酸性的，后与地表的玄武岩等反应溶出钙、镁、钠、钾等而中和化。

原始海洋中和后，大气中的CO2就溶于海水并与海水中的钙反应生成碳酸钙沉淀，其结果是海水呈pH为3-4的弱碱性。这样的一系列反应至少在最初的10亿年里一直发生，而之后的30亿年间，海水构成几乎没什么变化。

太阳系中惟独地球拥有海洋是因为地球与太阳距离适当，使得水既不蒸发、也不冰冻，刚好以水的状态得以保存。

只有在距离恒星太阳适当、表面温度在0~100℃之间的行星——地球，才形成了海洋。 太阳的热量和亮度还在不断增强，据推测，约50亿年后太阳会膨胀至吞噬掉我们的地球。 地表陆海分布

地球表面总面积约5.1×108km2，分属于陆地和海洋。以大地水准面为基准，陆地占29.2％，海洋占70.8％，地表大部分为海水所覆盖。

地球上海洋相互连通，构成统一的世界大洋；而陆地则相互分离，没有统一的世界大陆。 地表海陆分布极不均衡，北半球陆地占67.5％，南半球占32.5％。

海洋平均深度达3795m，而陆地平均高度只有875m。如果将高低起伏的地表削平，则地球表面将被约2646m 厚的海水均匀覆盖。

根据海洋要素特点及形态特征，可分为主要部分——洋和附属部分海、海湾和海峡。 大)洋，远离大陆，面积广阔，占海洋总面积的90.3％；深度大，一般大于2000m；

海洋要素如盐度、温度等不受大陆影响，盐度平均为35，且年变化小；具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。

世界大洋通常被分为四大部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋面积最大、最深；北冰洋最小、最浅、最寒冷。

南大洋：具有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋底层水团的主要形成区，又对大洋环流起着重要作用。

海是海洋的边缘部分，海的深度较浅，平均在2000m以内。其温度和盐度等海洋要素受大陆影响很大，有明显的季节变化。水色低，透明度小，没有独立的潮汐和洋流系统，潮波多系由大洋传入，但潮汐涨落往往比大洋显著，海流有自己的环流形式。 按海的位置可分为陆间海、内海和边缘海。

陆间海指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海。

内海指伸入大陆内部的海，面积较小，水文特征受周围大陆强烈影响，如渤海和波罗的海等。 陆间海和内海一般只有狭窄的水道与大洋相通，其物理性质和化学成分与大洋有明显差别。 边缘海位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，但水流交换通畅，如东海、日本海等。

海湾是洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域，一般以入口处海角之间的连线或入口处的等深线作为与洋或海的分界。海湾中的海水可以与毗邻海洋自由沟通，故其海洋状况与邻接海洋很相似，但在海湾中常出现最大潮差，如我国杭州湾最大潮差可达8.9m。

海峡是两端连接海洋的狭窄水道。海峡最主要的特征是流急，特别是潮流速度大。海流有的上、下分层流入、流出，如直布罗陀海峡等；有的分左、右侧流入或流出，如渤海海峡等。 海岸带

4

世界海岸线全长44×10km，是陆地和海洋的分界线。

由于潮位变化和风引起的增-减水作用，海岸线是变动的。水位升高时淹没、水位降低时露出的狭长地带即海岸带。

海岸带是海陆交互作用的地带。海岸地貌是在波浪、潮汐、海流等作用下形成的。海岸带一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分。

海岸是高潮线以上的陆上地带，大部分时间裸露于海水面之上，仅在特大高潮或暴风浪时才被淹没，又称潮上带。

海滩是高低潮之间的地带，高潮时被水淹没，低潮时露出水面，又称潮间带。

水下岸坡是低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分，又称潮下带，其下限相当于1/2 波长的水深处，通常约10～20m。

大陆边缘：大陆与大洋之间的过渡带，按构造分稳定型和活动型。

稳定型大陆边缘没有活火山和地震，由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。

大陆架亦称陆架、大陆浅滩、陆棚。 “邻接海岸但在领海范围以外深度达200m或超过此限度而上覆水域的深度容许开采其自然资源的海底区域的海床和底土”，以及“邻近岛屿与海岸的类似海底区域的海床与底土”。应强调它是大陆向海洋的自然延伸，最显著特点是坡度平缓，平均仅7’。

大陆坡：分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限为大陆架外缘(陆架坡折)。坡度较陡，但不同海区差别大，平均4°17’(包括活动型大陆坡)。水深难定，200-2000m。

大陆隆：即大陆裾、大陆基，是自大陆坡麓缓慢倾向洋底的扇形地，水深2000-5000m。大陆隆沉积物厚度巨大、贫氧状态、富含有机质，压力大，具备生成油气条件，可能是海底油气资源的远景区。

活动型大陆边缘：与现代板块的汇聚型边界相一致，是全球最强烈的构造活动带，集中分布在太平洋东西两侧。其最大特征是强烈而频繁的地震和火山活动。造成海沟。

大洋底：处于大陆边缘之间，是大洋的主体，由大洋中脊和大洋盆地两大单元构成。 大洋中脊：即中央海岭，指贯穿四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列，全长65kkm、顶部水深2~3 km、高出盆地1~3 km，有的露出海面成为岛屿，面积占洋底的32.8%，是世界上规模最巨大的环球山系。

大洋盆地：大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底，约占世界海洋面积的1/2。大洋盆地中的一些隆起进一步把大洋盆地分割成许多次一级盆地，大洋盆地一般水深4~6km，局部超

过6km。

海底构造学说

板块构造学说（以海底扩张说为基础）是大陆漂移和海底扩张的引伸和发展。

魏格纳，从大西洋两岸的弯曲形态受到启发，于1912 年提出了大陆漂移的见解，1915 年著成《海陆的起源》，全面系统地论述了大陆漂移问题。 大陆漂移

概要：地球上所有大陆在中生代以前是统一的联合古陆，或称泛大陆(Pangaea)，其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块——即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆分离、漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋(古太平洋)收缩成为现今的太平洋。

大陆漂移的主要依据有海岸线形态、地质构造、古气候和古生物地理分布等。 海底扩张和板块构造学说的创立再赋予大陆漂移说以新的认识。

海底扩张模式可以表述如下：大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。海底扩展移动速度大约为每年几厘米。

一种是扩张着的洋底同时把与其相邻接的大陆向两侧推开，大陆与相邻洋底镶嵌在一起随海底扩张向同一方向移动，随着新洋底的不断生成和向两侧展宽，两侧大陆间的距离随之变大，这就是海底扩张说对大陆漂移的解释。大西洋及其两侧大陆就属于这种形式。 另一种方式是洋底扩展移动到一定程度便向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，相邻大陆逆掩于俯冲带上。 洋底的俯冲作用导致沟-弧体系的形成，太平洋就是这种情况。洋底处在不断新生、扩展和潜没的过程中，好似一条永不止息的传送带，大约经过2 亿年洋底便可更新一遍。

洋底生成—运动—潜没的周期不超过2 亿年，驱使洋底周期性扩张运动的原动力是地幔物质对流。其中，大洋中脊体系的中央裂谷带对应于地幔对流的涌升发散区，宽广的大洋盆地对应于海底扩张运动区，海沟则相当于对流的下降汇聚区。由于洋底周期性地更新，尽管海水古老，但洋底总是年轻的。因接受沉积作用时间短，总体上沉积物厚度较薄，且从中脊轴向大洋边缘呈逐渐增厚趋势。

地球最上部被划分为岩石圈和软流圈。软流圈在缓慢而长期的作用力下，会呈现出塑性或缓慢流动的性质。因此岩石圈可以漂浮在软流圈之上作侧向运动。 地球表层刚性的岩石圈并非“铁板一块”，它被一系列构造活动带(主要是地震活动带)分割成许多大小不等的球面板状块体，每一个构造块体就叫岩石圈板块，简称板块。

全球可划分为七个板块：欧亚板块、太平洋板块、非洲板块、印度-澳大利亚板块，北美板块，南美板块，南极洲板块

板块内部是相对稳定的，很少发生形变；而板块边界则是全球最活动的构造带，全球地震能量的95％是通过板块边界释放的。

根据板块边界上的应力特征，参考其地质、地貌、地球物理及构造活动特点，可将板块边界划分为拉张、挤压和剪切三种基本类型。

驱动板块运动的原动力来自地球内部，一般认为地幔物质对流是板块运动的原动力，它借助岩石圈底部的粘滞力带动上覆板块运移，板块被动地驮伏在对流体上发生大规模运动。 集大陆漂移和海底扩张说为一体的板块构造理论能够比较成功地解释几乎所有地质现象，特别是全球性的构造特征和形成机理。

滨海：或称近岸带环境，是指从特大高潮线至深度为浅水波半波长的区域，是海洋和非海洋过程相互作用的地带。

海洋过程受波浪、潮汐、海流等因素控制，非海洋过程受河流径流量、流速及固体载荷的性

质和数量等因素的制约。

海滨沉积包括海滩沉积、潮坪沉积、砂坝-泻湖沉积、河口湾沉积、三角洲沉积。 海滩是沿岸分布的疏松沉积物堆积体，在近岸沉积环境中分布广泛。海滩发育主要受波浪控制，波浪破碎产生的冲流及回流塑造了海滩剖面。 海滩的组成物质多来自邻近陆地，主要是河流自流域内搬运来的风化产物，海岸侵蚀是海滩物质的最直接来源，另外还有自内陆架向岸搬运的沉积物

潮坪沉积：以潮汐为主要动力，坡度极平缓(3’~17’)，由细碎屑物质(粘土、粉砂)组成的近岸带。

潮坪多呈带状延伸，在开阔海的边缘规模较大。我国江苏沿岸的潮坪最长

三角洲沉积作用——三角洲是河流携带的泥沙等物质在海滨(湖)地带形成的堆积体。决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流(径流量和输沙量)、潮汐、潮流、波浪。径流量和输沙量是三角洲形成的物质基础。

大陆架沉积

大陆架为浅海环境，其沉积作用和沉积相受各种物理、化学、生物及地质作用等过程的影响。如泥沙搬运，海解、逆风化、沉淀，摄食、掘穴，海面变化等。 现代陆架上三种主要沉积物：残留沉积、现代沉积、准残留沉积

石油是一种成分复杂的碳氢化合物的混合物，在自然界中以液体存在称为石油，以气体存在称为天然气。

世界海底油气藏主要分布在被动大陆边缘的沉积盆地中，而主动大陆边缘较少。

锰结核主要由铁锰的氧化物和氢氧化物组成，并富含铜、镍、钴、钼和多种微量元素，广泛分布于深海大洋盆底表层。

富钴结壳是一种生长在海底硬质基岩上的富含锰、钴、铂等金属元素的“壳状”沉积物，其中钴的含量特别高。 思 考 题

1. 说明全球海陆分布特点以及海洋的划分。 2. 什么是海岸带？说明其组成部分是如何界定的。 3什么是大洋中脊体系，它有哪些主要特点？

4简述大陆漂移、海底扩张与板块构造的内在联系与主要区别。

5滨海沉积环境主要有哪些？说明各自沉积作用的控制因素及沉积特点。 我国海峡：渤海海峡、台湾海峡、琼州海峡。

中国有大小岛屿 6000多个，总面积约 8万平方公里，占全国领土总面积的0.8％。 中国的岛屿按其成因可分为大陆岛、冲积岛、火山岛和珊瑚岛四类。 大陆岛：如台湾岛、海南岛等 冲积岛：崇明岛

火山岛：澎湖列岛的大部分

中国的珊瑚岛主要分布在南海中

中国岛屿众多，但各岛屿的面积一般都较小，超过200平方公里的只有8个（台湾岛、海南岛、崇明岛、舟山岛、平坛岛、东山岛、东海岛及长兴岛）。

海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体 海水中的含盐量是海水浓度的标志，引进了“盐度”以近似地表示海水的含盐量。 海水的热性质

包括：海水的热容、比热容、绝热温度、位温、热膨胀及压缩性、热导率与比蒸发潜热等，是海水的固有性质，是温度、盐度、压力的函数。它们与纯水的热性质多有差异，这是造成海洋中诸多特异的原因之一。

海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量称为热容，单位是J/K或J/℃；单位质量海水的热容称为比热容，单位为J·kg·℃。

? 热膨胀系数：温度升高1K(1℃)时，单位体积海水的增量，以h表示，在恒压、定盐

-1

情况下h=1/V·(?V/?T)|P,S，h的单位为℃。

? 海水热膨胀系数 h随T、S和P的增大而增大。在大气压下，低温低盐海水的h<0，

即T升高时海水收缩。

? 海水的h比空气小得多，故海水T变化→海水密度变化，进而导致海水的运动速度远小于空气。

压缩系数：压力增加1Pa 时的单位体积海水的体积负增量。

海水微团被压缩时，若因与周围海水有热量交换而维持其水温不变，则称为等温压缩。若海水微团被压缩过程中，未与外界交换热量，则称绝热压缩。

因海洋深度很大，受压缩的量实际上相当可观。若海水真正“不可压缩”，则海面将升高30m左右。

? 海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化→压力变化→V变化。绝热下沉

时，P增大→V缩小，外力对海水微团作功→内能增加→T升高；反之，绝热上升时，V膨胀→消耗内能→T降低。上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示。

? 海洋中的现场P与水深有关，故G单位用K/m或℃/m表示，也是T、S和P的函

数，可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得到。 ? 海洋的绝热温度梯度很小，平均约为0.11℃/km。

? 某深度(压力为P)的海水微团，绝热上升到海面(压力为大气压P0)时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Q。海水微团此时的相应密度称为位密，记为rQ。 ? 海水的位温显然比其现场T低，若因绝热上升到海面微团水温降低了DT，则该深度

海水的位温Q=T-DT。

? 分析大洋底层水分布与运动时，各处水温差别甚小，但绝热变化效应往往明显，故用位温分析比用现场温度更能说明问题。

? 使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为比蒸发潜热，记L，单位J/kg或J/g。其量值受S影响很小，可只考虑T影响。

? 液体物质中，(海)水的蒸发潜热最大，故蒸发不但使海洋失去水分，也失去巨额热

量，并由水汽携带输向大气，这对海面热平衡和海上大气状况影响很大。 ? 例如热带海洋上的热带气旋，其生成、维持和不断增强的机制之一，是“暖心”的生

成和维持。“暖心”最重要的热源之一，是海水蒸发时水汽携带的巨额热量，进入大气后凝结而释放出来的。

? 海洋蒸发每年失去约126cm 厚的海水，使气温发生剧烈变化，但因海水热容很大，

从海面至3m 深的薄薄一层海水的热容就相当于地球上大气的总热容，故水温变化

比大气缓慢得多。

? 相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，会使热量由高温处向低温处转移，这就是热传导。

? 单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位W。单位面积的热流率称为

热流率密度，单位W·m。其量值大小与海水本身的热传导性能密切相关，也与传热面垂直温度梯度有关，即Q=-l·(?T/?n)，n为热传导面法线方向，l为热传导系数，单位记W·m-1·℃-1。

? 仅由分子随机运动引起的热传导，称分子热传导，热传导系数lT为10-1量级。由海

水块体随机运动所引起的热传导，称为涡动热传导或湍流热传导，热传导系数lA与

-2

-1

-1

海水运动状况有关，故不同季节、不同海域的lA差别较大，量级为10~10。 ? 因此，涡动热传导在海洋热量传输过程中起主要作用，而分子热传导占次要地位。

但在“双扩散”对流时，分子热传导作用不可忽视。 ? 相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动(湍流)，

在两层海水间便有动量传递，从而产生切应力。 ? 摩擦(切)应力的大小与两海水间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为

t=m*?u/?n，式中n 为海水界面法线方向，u为流速，m称为动力(学)粘滞系数(粘

度)，单位记Pa·s；m/r称为运动(学)粘滞系数，单位记m·s。m随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小。

? 单纯由分子运动引起的m的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，

其粘滞性可以忽略不计。但在描述海面、海底边界层的物理过程，以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水性质，而涡动粘滞系数则与海水运动状态有关。

? 若在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过，则

淡水侧的水慢慢渗向海水侧，使之压力增大，直至达到平衡状态，此时膜两边的压力差称为渗透压。

? 渗透压随海水盐度增高而增大；低盐时随温度变化不大，高盐时随温度升高而增幅

较大。

? 海水渗透压对海洋生物有很大影响，因为海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜，不

同海洋生物的细胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不同，这是海洋生物学家们

所关注的问题。

? 海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约250m 的压力。

? 在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，

这就是表面张力。

? 海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。海水中杂质增多也会使表面张力减小。

? 表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。

? 海水密度：单位体积海水的质量，以r表示，单位kg·m-3。其倒数称为海水比容，即

3-1

单位质量海水的体积，用a表示，单位m·kg。

? 海水密度是盐度、温度和压力的函数，常书写成r(S,T,P) 形式。

? 海水密度一般有6~7位有效数字，前两位通常相同。为方便，曾用Knudsen参量s

表示海水密度，即s=(r-1)×103。 ? 海面(P=0)的海水密度仅为盐度和温度的函数，记为st=[r(S,T,0)-1]×103，称为条件密

度。T=0℃时，记为s0=[r(S,0,0)-1]×103，它仅是盐度的函数。 由于密度单位采用千克每立方米，故提出另一参量，称为密度超量(g)，定义为g=r-1000kg·m-3，它与密度具有同样的单位，而与s的量值相等，因此也保持了海洋资料使用的连续性。

? 表层海水r可直接测量，但深层海水的r至今无法直测。然而海水r在大尺度空间上

微小变化所产生的影响却是异乎寻常的，故许多研究试图通过T、S和P，间接而精

确地计算海水的现场r。

? 海水状态方程是海水状态参数T、S、P与r或a之间相互关系的数学表达式，有多

个形式。 ? “一个大气压国际海水状态方程(EOS80)”：在一个标准大气压(海面为0)下，海水密度

r(S,T,0)与实用盐度S和温度T(℃)的关系为

r(S,T,0)=rw+AS+BS3/2+CS2

2-1

23

上式中

A=8.24493×10-4.0899×10T+7.6438×10T -8.2467×10-7T3+5.3875×10-9T4

-3-4-62

B=-5.72466×10+1.0227×10T-1.6546×10T C=4.8314×10-4

纯水项 rw=999.842594+6.793952×10T-9.095290×10T

+1.001685×10-4T3-1.120083×10-6T4+6.536332×10-9T5

适用范围：T=-2~40℃，S=0~42。

海水状态方程的应用：可直接应用于计算海水密度，此外，还可计算海水热膨胀系数、压缩系数、声速、绝热梯度、位温、比容偏差以及比热容随压力的变化等。

? 海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海-气界面到达海洋。

? 通过海底向大洋输送的热量，除个别热活动强烈区域外，影响不大；海洋内部放射

性物质裂变、生物化学过程及海水运动所释放的热能更是微不足道，故对整个海洋而言，在考虑其热平衡时都可忽略不计。当然，在研究极小尺度的海洋空间时则另当别论。

? 世界大洋的平均温度在几十~几百年的时间尺度内并未变化，可认为海洋获得的热量与失去的热量相同，这种收支主要通过海面进行。

? 通过海面热收支的主要因子有：太阳辐射(Qs)、海面有效回辐射(Qb)、蒸发或凝结

潜热(Qe)及海气间的感热交换(Qh)，即 Qw=Qs-Qb±Qe±Qh

? Qw 为通过海面的热收支余项，整体、长期而言应Qw=0，但局部、短时则Qw≠0。

Qw＞0，海水获热；Qw＜0，海洋失热。

? 太阳辐射总量在一月或一年中的分布变化，对整个世界大洋水温的分布与变化有极

大的影响。

? 北半球夏季(6月)，太阳高度随纬度增加而变低，海洋所受太阳辐射能随纬度增高而

减少，但其日照时间却加长，两者的辐射量相反，故总辐射量的纬度差异不显著，即梯度较小。

? 北半球冬季(12月)，太阳高度随纬度增高迅速变低，北极圈内甚至出现24小时黑夜，

即无日照，两者共同作用使辐射总量随纬度增高迅速减少，赤道至高纬之间辐射量梯度很大。辐射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北方向的梯度冬季大于夏季的主要原因。

月总辐射量最大值出现在副热带海域，这与太阳高度大、同时又与副热带高压区云量少直接相关。赤道海域因云量较多而减少了辐射量，而高纬海区尽管夏季辐射量大，但因冰雪融化，消耗大量热量，故水温仍然很低，年中变幅不大。

? 海洋在吸收太阳辐射同时，也向大气辐射能量，世界大洋表温平均17.4℃，由恩维

定律l=2898/(273+17.4)=10mm，故称长波辐射。 ? 海面长波辐射之大部为大气之水汽和CO2吸收，连同大气吸收太阳辐之能量，同时

也以长波形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全部被海洋吸收。所谓海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射(长波)之差。 ? 大气均温13.7℃，比海面温度低，海面长波辐射量值大于大气回辐射，交换结果恒为海洋失去热量。 ? 海面有效回辐射取决于海面水温，海上水汽量和云之特征。 ? 相对湿度一定时，海面有效回辐射随温度升高而减小。因为海面温度升高虽然使海

面长波辐射增大，但同时海面上水汽量也增加，且随温度升高呈指数增加，结果大

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气回辐射比海面长波辐射增大更快，从而使海面有效回辐射减小。同理，温度一定时，海面有效回辐射随相对湿度增大而减小。

? 天空有云时，大气回辐射强，海面有效回辐射减小。这正是冬季早晨阴天时比晴天

时暖和的原因。

? 由于海面水温和海洋上方相对湿度的日、年变化相对较小，故海面有效回辐射的地

理、季节变化也较小。平均而言，全球的太阳辐射Qs比海面有效回辐射Qb大，故

Qs-Qb＞0，这部分热盈余称辐射平衡，以其它方式返回大气。

? 海面蒸发使海水变成水汽，海洋部分热量以潜热形式进入大气；水汽凝结时又将热量释放出来，但几乎全部留在大气中，故蒸发只能使海洋耗热。

? 海洋每年蒸发掉约125cm 厚海水，蒸发潜热很大，约占世界大洋辐射平衡热盈余的90％。

? 蒸发速率与近海面水汽铅直梯度成比例。贴海面水汽量通常视为饱和，其上部水汽

量越少越有利于水汽向上扩散，使蒸发得以继续进行。故上部气层铅直方向的水汽压差，是维持海水蒸发的先决条件。

? 海面水温Tw与近海面气温Ta之差与蒸发速率有着密切关系。Tw＞Ta时，海洋向

大气传导热量，使近海面气温升高，发生热力对流，将水汽源源向上输送，作为补偿，水汽量少、温度低的上部空气下沉至海面；与此同时，海面降温、增密下沉，而下层的相对高温水升至海面。此过程维持海气温差持续存在，故Tw＞Ta引起的海气热力对流过程使蒸发不断地进行。

? Tw＜Ta时，由于大气向海洋传导热量，使近海面气温降低，气层层结稳定，同时

海面升温，也产生稳定层结。由于近海面水汽不能迅速地向上输送，甚至发生凝结，以致蒸发停止。

? 沿岸近海春末夏初的海雾，即为暖空气流过冷海面所致。秋末冬初正好相反，是一

年中蒸发最强季节。 ? 实际海洋中，风对蒸发过程起巨大促进作用。海上风常以湍流形式存在，极大地加

强海气间热传导，同时将近海面水汽迅速外输，加快蒸发。另，风致海浪，又增大了蒸发面，波浪破碎还直接将海水输向大气。

? 大洋蒸发速率不均，且季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为空气相对湿度大、风

速小；高纬度海区气温低、水汽容纳量小，故蒸发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，故蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区，蒸发量出现极大值，其原因是暖流北上到该海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛行偏北风，所以蒸发特别强烈。

? 季节上，一般冬季大于夏季，因为冬季水温高于气温，空气层结不稳定，且冬季风

速较大。 ? 海洋表温和气温一般不相等，故两者间还可由热传导形式(显热)交换热量，此即感热

交换。其交换过程受制于海面风速和海-气温差，交换机制同前。 ? 不同海区、季节的海-气感热交换有明显差别。冬季盛行寒冷气流，出现较大向上

热通量，特别在湾流、黑潮经过的中、高纬海域；夏季感热交换通常相当小；而在寒流及上升流区可出现向下热通量。

? 世界大洋通过感热交换向大气输送的热量，相当于辐射平衡热盈余的10％。 ? Qh/Qe有时称为鲍恩比，是计算海洋热平衡的重要参数。

(Qs-Qb)为通过海面进入海水的净辐射量，25°N~20°S 间最大，然后随纬度增高急剧减少。 蒸发耗热量Qe的量级与(Qs-Qb)相当，在中、高纬度的变化趋势也极为相似，但在低纬热带海区，因湿度大，蒸发量明显低于副热带海区，故蒸发耗热Qe呈双峰分布。 海-气感热交换Qh 随纬度变化不大，且量值较小

? 各热收支分量合成

——热平衡余项Qt，变化显著。23°N～18°S热带海域Qt>0，海水有净的热收入；南北中、高纬海域Qt<0，海水有净的热支出。

? 全年平均热净收入海域，因热量积累，水温应不断升高，反之热净支出海域水温应

不断降低，但事实并非如此。虽然热带海区表温比中高纬温带与寒带海域明显高，但它们的年际变化却不大。这说明大洋内部必然存在自低纬向中高纬的热量输送←大洋径向环流完成。 ? 世界大洋整体的热收支应该相等，但局部海域、不同时段，其热收支并不一定平衡。

故海-气热交换余额势必在海洋内部重新分配。 ? 海洋内部的热交换方式由诸多因素引起，其表现形式是铅直和水平方向上的热量输

运。

? 铅直方向上的热输运主要通过湍流进行，即通过海面上风、浪和流等引起的搅动→混合，把海面热量向下输送。

? 湍流混合一年四季在任何海域都能发生，故它是海洋内部铅直热交换的主要途径。

通常其作用多为将海水表层吸收的辐射能向海洋深层输送。而海面有净热量支出的海域，往往由于降温增密作用引起对流，结果使热量向上输送。

? 海洋中的铅直热交换还起因于其它因素，如埃克曼抽吸和大风卷吸作用导致下层

冷水上涌；在升、降流海域，尽管速度很慢，仅10-6~ 10-4m/s，但因常年存在，故其输运热量也相当可观，使升、降流区水温出现异常，等等。在研究局部海域热平衡时，不可轻易忽视。

? 水平方向上的热输送主要通过海流完成，其热输运量相当可观。

? 单位时间内通过海流垂直方向单位面积所输送的热量q=Cp·r·u·T，即海流输送的热

量除流速外，还与水温高低有关。但影响海流经过海区热状况变化的关键不是水温绝对值之高低，而是海流方向上的水温梯度，即QA=-Cp·r·u·?T/?n，负号说明热量输送与温度梯度方向相反。

? 整个世界大洋的海面热平衡呈纬向带状分布，从而水温分布亦相似。因此，海流在

大洋中水平方向的热输送，沿经向最为明显。

? 在海面热平衡方程基础上再考虑海洋内部的热交换，即有 Qt=Qs-Qb±Qe±Qh±Qz±QA

——海洋全热量平衡方程，适用于任何时段和局部海区的热平衡计算。

? 通常，方程右端各项之代数和Qt≠0。Qt＞0时，海水净吸热，水温升高；Qt＜0时，

海水净放热，水温降低。|Qt|越大，升温或降温速率越快。Qt 由正转为负时的Qt=0，

对应于水温极大值；Qt 由负转为正时的Qt=0，则对应于水温极小值。

? 设一天中的Qb、Qe、Qh、Qz 和QA为常量，则Qt值变化取决于Qs变化。通常

Qs值在中午达到最大(因太阳高度大)，此时Qt＞0，且达最大值，水温升高速率此

时也最大；午后因太阳高度减低，Qs值减小到与方程右边其他项代数和相等时，有Qt＝0，水温达到极大值而停止上升。然后，太阳高度进一步降低，Qt转为负值，水温开始降低。因此，一天中水温最高值时间不是中午太阳高度最大时刻，而是午后1~3 时左右。同理，水温极小值时刻发生在Qt值由负转正之际，海洋中一般发生在凌晨。

? 同样，一年中水温极大值不在太阳高度最大月份(北半球6月)，而是8 月份左右，

最低值则出现在1~2月份。 ? 研究海洋热平衡的重要意义在于分析海洋水温时空变化时，能把握主要矛盾。研究

局部海域时，可以通过计算热平衡各分量，弄清制约该海域热状况的主要因子。如果计算后发现Qt≠0，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。

? 海洋与外界还不断进行水交换，整体上，水量收支平衡，不过它与热平衡存在质的差异。

? 海洋热量由外部热源的太阳辐射输入、并受各种过程制约达成平衡。而海洋中的水

量平衡则不然，其来源及支出都在地球系统自身之内进行，故又称水循环(海洋热平衡不能称为热循环)。 海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。

水收入 ：降水、径流、融冰；水支出：蒸发、结冰

? 世界大洋温度、盐度和密度的分布及其变化，是海洋科学的最基本内容。它几乎与

所有的海洋现象都有密切联系。 ? 宏观上看，世界大洋中温、盐和密度场的基本特征是，表层大致沿纬向呈带状分布，

即东-西方向上量值差异相对小；而经向即南-北方向上的变化却十分显著。在铅直方

向上，基本呈层化状态，且随深度增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的分布均匀。它们在铅直方向的变化相对水平方向上要大得多，因为大洋水平尺度比其深度要大几百倍至几千倍。

? 世界大洋2月和8月表温分布具如下共同特点：

1) 等温线分布沿纬线大致呈带状，40°S 以南海域几乎与纬度圈平行，冬季明显于夏季，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。

2) 冬、夏季最高温度均出现在赤道附近海域，西太平洋和印度洋近赤道海域达28～29℃，位置在7°N 左右，称为热赤道。

由赤道向两极水温逐渐降低，极圈附近降至0℃；在极地冰盖之下，温度接近对应盐度下的冰点，如南极冰架下曾记录-2.1℃。

两半球副热带到温带，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲，此格局造成大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反，即大洋东部比西部更温暖。这种差异在北大西洋尤为明显，东西两岸水温

差夏季6℃，冬季达12℃。上述分布特点由大洋环流造成：在副热带海区，大洋西部是暖流区，东部为寒流区；亚北极海区正好相反。而在南半球的中、高纬度海域，三大洋连成一片，洋流环绕南极流动，故东西两岸温度差不如北半球明显。

寒、暖流交汇区等温线密集，温度水平梯度大，如北大西洋湾流与拉布拉多寒流之间、北太平洋黑潮与亲潮之间都如此。另在大洋暖水区和冷水区的两种水团交界处，水温水平梯度也特别大，形成极锋。

6) 冬季表温分布特征与夏季相似，但水温经线方向梯度比夏季大。

? 大洋表层以下水温：太阳辐射影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，故水温分布

与表层差异甚大。 ? 图3-13为水深500m 水温的分布，水温经线方向梯度明显减小，大洋西边界流相

应海域出现明显的高温中心。

? 大西洋和太平洋的南部高温区高于10℃，太平洋北部高于13℃，北大西洋最高达17℃以上。

? 1000m深层的水温经线方向变化更小，但北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水

溢出直布罗陀海峡下沉，出现大片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水下沉，使印

度洋北部出现相应的高温区。

? 在4000m 层，温度分布趋于均匀，整个大洋水温差仅3℃左右。 ? 底层水温主要受南极底层水影响，其性质极为均匀，约0℃左右。 混合层下界特别是夏季，因表层增温，可形成很强跃层，称季节性跃层。冬季，因表层降温，对流过程发展，混合层向下扩展，导致季节性跃层消失。

? 极锋向极一侧不存在永 久性跃层。冬季甚至在上 层出现逆温现象，其深度 可达100m，夏季表层增温 后，由于混合作用，在逆 温层的顶部形成一厚度不 大的均匀层。因此，往往 在其下界与逆温层的下界 之间形成所谓“冷中间水”， 它实际是冬季冷水继续存 留的结果。当然，在个别 海区它也可由平流造成。

海洋表层盐度分布与其水量收支有直接关系。对照世界大洋表层盐度分布与年蒸发量与降水量之差(E-P)的地理分布可知，(E-P)高值区与低值区分别与高盐区和低盐区存在着极相似的对应关系。

? 大洋南、北副热带海域(E-P)呈明显高值带状分布，其盐度也为高值带状；赤道区(E-P)

低值带，则对应盐度低值区。

? 海洋表层盐度分布比水温更复杂，其总特征是：

1) 基本 沿纬线呈带状分布，但赤道向两极呈马鞍形双峰分布。即赤道海域盐度较低；副热带海域达最高值；副热带向两极又逐渐降低。

2) 寒暖流交汇区和径流冲淡区，盐度梯度特别大，某些海域>0.2/km。

3) 最高与最低盐度值多出现在大洋边缘海盆。如红海北部达42.8←蒸发强、降水与径流小、与大洋交换不畅；黑海为15～23←降水量和径流量>>蒸发量。

4) 冬季分布特征与夏季相似，但季风影响显著海域如孟加拉湾有较大差异。夏季因降水量

大，盐度降低；冬季降水少、蒸发加强，盐度增大。

? 因盐度制约因子的影响随深度而减弱，故表层以下盐度水平差异也随深度而减小。

水深500m 处， 整个大洋的盐度水平差异约为2.3，高盐中心移往大洋西部。1000m 深层约1.7，至2000m 深层则只有0.6。大洋深处盐度分布几近均匀。

? 海水密度是温度、盐度和压力的函数。大洋上层特别是表层，取决于水温和盐度。 ? 赤道区温度最高，盐度也较低，故表层海水密度最小，密度超量g约23kg.m，由

此向两极方向，密度逐渐增大。 ? 副热带海域，虽然盐度最大，但因水温仍很高，故密度虽有增大，但未出现极大值，

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密度超量g约26kg.m。 ? 随着纬度增高，盐度剧降，但因水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大，故

密度继续增大。最大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海的密度超量g>28kg.m，南极威德尔海>27.9kg.m。

? 随着深度增加，密度的水平差异如温度和盐度一样，不断减小，至大洋底层则已相当均匀。 ? 水团从其源地所获的各种特性，在运动过程中受环境影响或与周围海水交换、混合，

会发生不同程度的变化，此即水团的变性，显然，浅海水团容易变性而大洋水团比较保守。

? 长期以来，人们习惯于把温盐特性作为分析水团的主要指标。1916 年由海兰-汉森

首创的温-盐图解(T-S图解)至今仍被广泛应用。 ? 所谓T-S图解，系指以温度为纵坐标、以盐度为横坐标，将测站上不同层次的实测

温、盐值对应地点在T-S坐标系中，然后自表至底有序地把各点联结起来的曲线(或折线)图。T-S图解在应用中不断发展，如T-S点聚图，T-S关系图等也成了常用的分析工具图。

? 当水团内部的T、S值完全相同时，则T-S图解中的一个点就代表一个水团，若水

团内部的T、S相对均匀(稍有差异)，则一个密集的点簇代表一个水团。因此，可根

据T-S图解中点或者点簇的个数来判定水团的数目。图5-18b 便是各大洋的温-盐图解。

? 由于热盐和动力等引起的湍流、对流混合作用是大洋水团的形成机制。 ? 大洋水团可以按水平和垂直两种结构划分。

? 水平结构：按热力性质划分，包括低纬度暖水团和高纬度冷水团，两者大致以主温跃层为界。

? 垂直结构：分为五个基本水层(水团)，即表层水、次表层水、中层水、深层水及低层水。

? 中国近海的水团：1)东中国海水团包括外海水团、沿岸水团和黄海水团；2)南海水团包括外海水团和沿岸水团。

? 水团分析，首先是对研究海区的水团予以识别并进行划分，然后再对不同水团的特

征与强度、源地与形成机制、消长与变性等规律进一步分析。故水团的划分是基础工作，长期以来为许多学者所致力。现有主要分析方法有：

? 定性综合法：绘制海区中各种要素的分布变化图及T-S图解等，据此综合分析，通

过比较，用逻辑推理方法，定性地进行描述，故亦称经验法。此法简单易行，充分运用分析者的经验，是进一步进行定量分析的重要参考。

? 浓度混合法：根据浓度混合理论，导出水团分析的T-S图解几何学方法，比较定量

地确定出水团边界位置及水团间的混合区。即依混合组成百分比等于50％处为水团的边界，小于50％者为混合区。

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? 概率统计法：已应用的有海水特征频率分析法、判别分析法、聚类分析法、对应分析法、场分解分析法等。

模糊数学法：随着模糊数学在各个领域的应用，中国海洋工作者率先用模糊集合理论对水团有关概念进行了讨论与定义，并将模糊数学的多种方法应用于海洋水团分析。

? 水型(watertype)：斯维尔德鲁普1942年首次定义水型，其后广为引用。通常指温、

盐度均匀，在温-盐图解上仅用一个单点表示的水体。由于性质完全相同的水样，其观测值皆对应于温-盐图解中的一个点，故水型实质上是“性质完全相同的水体元的集合”。由此引伸，即可给出水团的集合论定义：“水团是性质相近的水型的集合”。 ? 水系(watersystem) ：水系原为陆地水文学术语，在海洋学中水系定义为“符合一

个给定条件的水团的集合”。换言之，水系的划分只考虑一种性质相近即可。在浅海水团分析中，经常提到的沿岸水系和外海水系，就是只考虑盐度而划分的。前者指沿岸低盐水团的集合，后者是指外海(受大陆径流影响较小的)高盐水团的集合。 ? 湍流：海水运动过程中，任一水质点的运动速度大小和方向随时空变化而无规则变化，这种海水运动称为海洋湍流。 ? 湍流是相对于层流而言的，所谓层流是海洋中流速大小和方向相对恒定的层状海水

运动。 ? 层流中相邻水层之间仅通过水分子热运动进行动量和物质的交换，而湍流中主要通

过海水微团不规则运动进行动量和物质的交换。

? 湍流可看作由平均运动与流体微团不规则脉动叠加而成。

? 湍流的基本特征：1)随机性；2)扩散性；3)能量耗散性。

? 混合：在动力和热盐等因素作用下，具有不同水文特征的海水不断地相互交换、混杂，从而使一定范围内海水水文要素的分布逐渐趋向均匀，这类海水运动称为海水混合。

? 影响混合的主要因素：风、及其产生的波浪和海流，热盐效应，潮汐，内波等。 ? 两个或更多水团之间叠置相交时产生混合效应，它们的交界面即水团边界，或称混合区、交汇区、过渡带、锋面、跃层等。

? 混合形式有分子混合、湍流混合、对流混合。

? 分子混合：由海水分子及其中溶质分子的不规则热运动产生的混合。其混合强度取

决于海水性质、及海水动量、热量和溶质浓度的分布，通常以分子粘性系数、分子热扩散系数及溶质分子扩散系数来表示。由于分子热扩散系数约为分子盐扩散系数的100倍，因此在稳定海洋中会出现所谓的双扩散现象。

? 湍流混合：由海水湍流运动而产生的海水混合，又称涡动混合。

? 对流混合：由海水对流运动而产生的海水混合。

? 海洋细微结构：包括细结构(铅直尺度1-100m)和微结构(铅直尺度小于1m)的海洋物理要素场结构。

? 60年代以来，随着各种海洋精密仪器的开发，观测发现到海水温、盐、密度等要

素的时空分布并非传统概念的光滑连续结构，而是存在着许多时空尺度较小的复杂结构，呈异常切变的形状，具有大量的垂直尺度为几厘米至几十米的结构细节，这种现象在跃层、深层和上混合层大都有发现。

细微结构的寿命从几小时到几昼夜，并在重复多次观测时能很好地再现。

? 海洋细微结构的形成机制较复杂，如内波破碎作用说、双扩散对流说、侧向双扩散

侵入说、边界混合作用说、海水混合增密说、斜压涡动说等。

? 双扩散(对流)：因水温和盐度的分子扩散系数不同(水温大2个数量级)而发生的热

盐对流现象。分盐指(salt finger)和稳定过剩(over-stabilizing)2类。

? 盐指发生于上层高温高盐、下层低温低盐的海水界面处。当界面存在扰动时，由于

水温的分子扩散系数大于盐度，所以进入上层后的低盐水迅速被加热从而变轻，而进入下层的高盐水由于快速失去热量而降温并因此变重。这样，进入上层的高温低盐水呈指状突入、进入下层的低温高盐水同样呈指状落进，从而形成对流。盐指形成后，在原来的温、盐、密度垂直结构（跃层）上产生了细微结构。

? 稳定过剩发生于上层低温低盐、下层高温高盐的海水界面处。与下层相连的上层底

部低盐水快速加热升温而变轻，而与上层相连的下层顶部高盐水迅速降温变重，结

果在界面上层的高温低盐水上升，界面下层的低温高盐水下降，形成对流。

思考题

1. 何谓海水盐度？

2. 何谓海水的位温？有何实用价值？ 3. 何谓海水状态方程？

4. 海洋热平衡方程中各项的物理含义是什么？ 5. 世界大洋热平衡的分布与变化规律如何？

6. 简述世界大洋中温度、盐度和密度的空间分布基本特征。 7. 何谓大洋主温跃层和季节性温跃层？

8. 何谓海洋水团？它和水型、水系有什么关系？ 9. 何谓海洋混合？引起混合的主要原因有哪些？

10. 海洋中温度、盐度与密度细微结构的基本特征如何？

海流定义

? 广义地讲海流是指海洋中较大规模的相对稳定的海水运动。

? 狭义地讲是指海流在水平方向上的运动分量，而海流垂直方向上的运动分量单独称

为上升流或下降流。

海流分类

? 按成因可分为风海流、地转流和补尝流等。 ? 按热力特征分为暖流和寒流。

海流的表示方法

? 海流是矢量。海洋学中常用右手坐标系：x轴正方向向东、y轴正方向向北、z轴正

方向向上。 ? 海流流速矢量V在直角坐标系中表示为：V=ui+vj+wk 其中u、v和w依次为 x、y及z轴上的分量。

? 海流一般以带箭头的线段表示，箭矢方向指海水的去向，线段长短表示海流的大小，

单位m/s或Kn。 作用在海水微团上的力可归结为两类

? 主动力：引起海水运动的力

如重力、压强梯度力、风应力和引潮力等 ? 被动力：海水运动派生出的力

如科氏力、摩擦力等

重力

? 地心引力和地球自转所产生的惯性离心力的合力。

? 单位质量海水所受的重力即为重力加速度g，理论上它是地理纬度φ和海洋深度z

的函数，但在海洋学中一般将其视为常量。

? 与重力处处垂直的面称为等位势面，静止状态下的海平面就是一个等势面。相距

dz(m)的两个等势面之间的位势差dΦ，定义为将单位质量海水从一个等势面逆重力方向移动至另一个等势面时重力所作的功，即dΦ=gdz，单位为位势米(gpm)，1(gpm)=1/9.8g(m)。可见在数值上1位势米近似等于1几何米。通常以静止状态下的海平面为0位势面，海面以下的位势面与其位势差称为位势深度；海面以上的位势面与其位势差则称为位势高度。

? 压强梯度力

? 压力相等的所构成的面称为等压面。海洋学中将海面视为海压为0的等压面（即一个大气压1013.25hPa）。 ? 海水静力方程为：dp=-ρgdz

ρ是海水密度，p为海水压强，垂直坐标轴z向上为正。

? 静止海洋中，海水密度为常数或只是深度的函数时，等压面必然是水平的，即等势

面平行，此时的压力场称为正压场。当海水密度不是常数，尤其是水平方向上有着明显差异时，等压面相对于等势面将会倾斜，此时的压力场称为斜压场。

压强梯度力

压强梯度力是单位质量海水所受压力的合力，其方向与压强梯度相反；其大小等于压强梯度?1值除以海水密度，单位（N/kg3），即G???p(N?kg?3)

?其在直角坐标系中的三个分量为：Gx??1?p??x Gy??1?p??y Gz??1?p??z

? 垂直压强梯度力（即压强梯度力的垂直分量Gz）必然与重力平衡；水平压强梯度力

（即压强梯度力的水平分量Gx和Gy）则使海水沿其方向产生水平运动，除非有其它

改变海水运动方向的力。

科氏力

? 科氏力fc（又称地转偏向力）是由地球自转而对运动物体产生的作用力，其方向在北半球垂直于物体运动方向且指向其右方，南半球正相反；

? 其大小等于物体运动速率V与科氏参数f=2ωsinφ之积，即：fc = fV

? 科氏力在x、y及z三个坐标轴上的分量依次为：

fcx = fv， fcy = -fu， fcz ≈ 0 摩擦力

? 相邻两层海水之间或海水与其边界之间，因海水相对运动而产生的切向作用力，称

为摩擦力。

? 其大小正比于作用界面的法线方向上的流速梯度，比例系数称为粘滞系数，方向与

流速方向相反。 ? 摩擦力分为分子摩擦力和湍流摩擦力，相应的粘滞系数分别称为分子粘滞系数和湍

流粘滞系数，通常后者比前者大数个量级，故在海洋学中通常忽略分子摩擦力。 ? 摩擦力

? 研究海水运动时，通常考虑单位质量海水所受湍流摩擦力的合力，其在x、y及z轴

上的分量依次为：Fx?1????uKx?????x??x?u??1????u??1?????Ky?Kz??????????y?????z??z?????y????? ??1????v??1????v??1????v????Ky?Kz? Fy???Kx??????? ???????x??x?????y??y?????z??z??Fz?1??????x?w??1????w??1?????Kx?Ky??????????x?????y??y?????z??w???Kz??? ?z???其中Kx、Ky和Kz分别为x、y及z方向上的湍流粘滞系数。通常Kx、Ky远大于Kz，但由于流速分量的垂直梯度远大于水平梯度，因此，上式中只有垂直湍流引起的水平湍流摩擦力才是

重要的。

海流运动基本规律描述

? 遵循牛顿运动定律和质量守恒定律，即可利用运动方程和连续方程来进行表达。

? 运动方程

dudt?dvdtdwdt?Fx ??Fy ??Fz

? 连续方程 ?u?x??v?y??w?z?0

? 边界条件，如海面的运动学边界条件为 w = dζ/dt

? 地转流：斜压海洋中等压面倾斜于等势面，水平压强梯度力与科氏力平衡时，海水

稳定的流动称为地转流。 ? 地转流主要特征

? 地转流大小与等压面和等势面之间夹角的正切成正比，而与科氏参数成反比；其方

向平行于等压线，北半球观测者面朝流向而立，右侧等压面高、左侧等压面低；南半球相反。

? 对于海水密度均匀分布的斜压场，等压面主要是由不规则增减水、风或气压变化等原因造成的，此时等压面相对于等势面的倾角β不随深度而变，故流速v为常量，这种地转流又称倾斜流或坡度流。

? 对于由海水密度分布不均匀引起的斜压场，等压面相对于等势面的倾角β随深度增

加而逐渐减小，至某一深度两者重合，故此时的地转流流速也随深度增加而逐渐减

小，至等压面和等势面重合的深度流速等于0，这种地转流又称密度流。如图。

地转流主要特征

? 对于倾斜流或坡度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低； ? 对于密度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧海水密度小、温度高、盐度小，左

侧海水密度大、温度低、盐度大。 ? 南半球情形正相反。

? 风海流：海面在稳定风场长时间作用下，当垂直湍流引起的水平摩擦力与水平科氏

力平衡时，所形成的海水稳定流动。 风海流特征

? 海面流速V0大小正比于海面风应力ty，反比于垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度正弦

f 的平方根；流向与 x 轴成45o，即偏于风矢量之右45o，南半球则为风向之左。 ? 海面以下流速大小V= V0exp(az)，随深度增加(z<0)按指数减小；流向与 x 轴的夹角

为45o+az，并随深度增大而不断顺时针转向。当深度增加至 z = -p/a 时，V= V0exp(-p)≈0.043 V0，流向与 x 轴的夹角为 -135o，即恰与海面流向相反。

? z = - p/a 时的深度称为摩擦深度，用D表示，即D = p/a = p/(rwsinf/Kz)1/2，其大小与垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度f 有关。海面至摩擦深度范围内不同深度流速矢量的端点的连线称为艾克曼螺旋。

? 对于浅海风海流，由于海底摩擦作用，各层流速大小相应减小，流向相对于风向的偏角也减小。通常当水深 h ≥ D/2时，可当作无限深海风海流来处理。 ? 当海流越过海底高地（如海山和海岭等），等密度面因地形而上凸，等压面相应地下凹，因此在北半球，海流上坡时向右偏转、下坡时向左偏转；南半球偏转方向相反。 ? 在较为陡峭的近岸海区，水深又较大时，沿岸风的作用使近岸海流自表层至海底可

能出现三层流动结构：

表层流——风海流和倾斜流的合成流； 中层流——为纯倾斜流；

底层流——受底摩擦影响的倾斜流。

? 上升流是指海水自深层向上涌升而形成的海流；下降流则是海水自上层下沉而形成

的海流。

? 它们均是风海流的副效应。

? 风海流体积运输在近岸等海域使海水发生辐散或辐合，由于海水连续性，辐散处海

水自深层向上涌升而形成上升流，辐合处海水自上层下沉而形成下降流。 ? 上升流多见于副热带信风区大洋的东边界，如秘鲁和加利福尼亚沿岸都是有名的上

升流区。 ? 利用人工鱼礁可以造成上升流域，形成渔场。

? 大洋中相对独立的海流循环系统，可分为风生表层环流和热盐深层环流两大类。 ? 表层环流主要由大气环流驱动，如北太平洋副热带反气旋涡环流、太平洋亚北极气旋涡环流等。

? 深层环流因温盐度分布不均导致密度差异而成，如北大西洋深层水、南极底层水等。 表层环流

? 海洋表层环流与全球风场分布密切相关。

? 而全球风场分布又与大气环流相关。

? 在一个理想海洋中，风生海流理论上应有的环流型态。

? 压强梯度力、科氏力和地球表面摩擦阻力平衡，形成大洋表层环流系统。

世界海洋表层(0-1000m)主要海流的分布特征

? 海流隔赤道大致呈南北对称而流动。

? 亚热带海域存在着高气压性(北半球为顺时针、南半球为逆时针)大的环流。

? 黑潮、墨西哥湾暖流、东澳大利亚海流、巴西海流那样的强劲海流都存在于大洋的

西岸。 ? 大部分表层海流1年中的流向基本相同，仅印度洋西北部的索马里海流因季节风的

影响夏季流向东北、冬季流向西南。 ? 海洋中大尺度海流运动对水平旋转的转速非常敏感，海水总是倾向维持本身固有的

水平旋转转速（其中也包含了地球的转速），可是地球的水平旋转转速却会随纬度而

变，在北半球愈往北走地球水平旋转转速愈大（到了北极便和地轴转速一致），因此当海水向西汇流成北上的西方边界流后，为了克服地球水平转速向北增加的效应同时继续保持固定的总转速，因此西方边界流必需变成反向旋转（西侧流速增快），愈往北走反向旋转转速就愈快，造成海流集中流速增快，这就是黑潮、湾流等形成的物理机制。

? 将一个原本位于赤道、轮面朝上且并未旋转的车轮，小心地托着底座将其移往北极，

对一个置身于地球外的观察者，这个车轮不论移往何处应当仍然保持不旋转，可是

对置身于地球上的观察者而言，由于地球自转之故，此观察者将感觉到这个车轮会呈顺钟向旋转，其转速为每24小时一圈。因此，海水不论向北或向南流动时，其旋转状态都将会发生改变，向北将增强而向南则减弱其顺钟向旋转的状态。 ? 当一团原本并末转动的海水(棕色部份)向北移动时，海水相对于地球应逐渐呈现顺钟

向旋转，其左侧部份因旋转所产生之流速与整体运动方向相同，右侧则相反，故愈往北移其左侧流速将愈快，这就是造成西方强化现象主要的原因。

? 大洋反气旋环流区内那些流向低纬度地区之海水又会再随着西向海流（北赤道洋流

或南赤道洋流）向着大洋西边汇集，最后在海洋西侧陆棚边缘汇集形成强劲的、流向高纬度地区的西方边界流（黑潮或湾流均属之），这个现象亦称为西方强化，是物理海洋学中关于海洋环流理论的重要部份。

? 但是，海流并非作单一方向持续流动的，它包含着许多变动流成分。

? 过去人们认为北太平洋中部及北大西洋中部等亚热带环流内侧是几乎无流动的平静

海域，但近年来观测发现这些海域自海面至海底充满了被称为中尺度涡、直径100-200km、周期约100天、外围流速10cm/sec左右的涡旋运动。 ? 中尺度涡发现于70年代的大规模海洋观测Mid Ocean Dynamics Experment，故也称

其打头字母的MODE。 ? 有关中尺度涡的形成、消长机制还不十分清楚，但可以相信中尺度涡对热量的南北

输送起着很大作用。 ? 连接黑潮、北太平洋海流、加里弗尼亚海流、北赤道海流的亚热带环流，环绕北太

平洋一周大约需六年时间。 ? 通常春夏期是鲣鱼北上的季节，但只有在黑潮势力强盛、前锋抵达北方时，鲣鱼也跟着北上，其余年份则不然。

? 另外，太平洋金枪鱼于菲律宾近海至冲绳八重山群岛一带产卵、孵化，1年后随黑

潮离开日本，2龄时一部分滞留于加里弗尼亚沿岸，成长至4-5龄后又随北赤道海流回到日本附近产卵。

? 赤道海域流系

? 由南赤道流、北赤道流、赤道逆流和赤道潜流构成。 ? 贸易风在气象赤道南北两侧风力较强，但在赤道上由于气流辐合、上升，风力微弱，

直引潮力)和重力相比非常小，因此铅直引潮力所产生的作用只是使重力加速度产生极微小的变化，故不重要。 ? 潮汐动力理论还认为，海洋潮汐实际上指的是海水在月球和太阳水平引潮力作用下

的一种潮波运动，即水平方向的周期运动和海面起伏的传播，海洋潮波在传播过程中，除了受引潮力作用之外，还受到海陆分布、海底地形(如水深)、地转偏向力(即科氏力)以及摩擦力等因素的影响。 ? 长海峡中的潮汐和潮流

? 在北半球长海峡中，沿潮波传播方向看，右岸潮差大于左岸，而在南半球则相反。 ? 外海传入的潮波，不仅引起沿“纵断面”起伏的驻立潮波，还引起沿“横断面”起

伏的驻立潮波。两断面相互垂直，且后者位相比前者迟T/4。宽海湾的潮汐和潮流即为此二驻波叠加而成，其中沿“纵断面”(BD断面)驻波由外海潮波传入湾内后因湾顶反射而产生，另一个沿“横断面”(AC断面)驻波是因地转效应(科氏力作用)引起海水的堆积与流失而产生。 ? 在北半球半封闭宽海湾，高潮时刻相同的点联成的线(称之为等潮时线)绕无潮点逆时针方向偏转。 风暴潮

? 风暴潮：由于强烈的大气扰动—如强风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象。 ? 通常分温带气旋引起的温带风暴潮和热带风暴(台风)引起的热带风暴潮两类。

? 温带风暴潮多发生在春秋季节，中纬度沿海各地都可以见到。如北海和波罗地海沿

岸、美国东岸和日本沿岸，经常出现这种风暴潮，它以潮位变化的稳定和持续为特点。每逢春秋过渡季节，中国北部海区在北方冷高压配合南方低压(槽)的天气形势影响下发生的风暴潮，也有类似的特点。

? 热带风暴潮常见于夏秋季节，总伴有急剧的水位变化。凡是热带风暴影响的沿海地

区均有热带风暴潮的发生。中国东南沿海也是这类风暴潮的多发地区。 ? 风暴潮曲线

? 因为天文潮是验潮曲线中的主要成分，故在验潮曲线中消除天文潮，即把天文潮和

风暴潮分离开是首要任务。但从动力学观点看来，在天文引潮力和气象强迫力的共同作用下的海水运动是一种非线性的现象，这种非线性的相互耦合是由验潮曲线中把二者分离开的基本困难。

? 通常采用的分离方法是由验潮曲线减去潮汐预报曲线，所获“差值”即作为“风暴

潮曲线”。无疑，这种基于线性叠加原则的分离方法，只有当上述的非线性耦合不严重时，方为良好的近似。在某些情况下，上述差值曲线含有明显的潮周期。如果排除了天文潮预报的误差和潮汐观测技术的不足，则差值曲线明显含有天文潮周期的这一现象，就可归结为风暴潮和天文潮之间的非线性耦合。这种非线性效应，在大潮差的浅海中表现得特别严重；此时必须采用另外的分离方法。 风暴潮三个阶段

? 第一阶段：台风或飓风到来之前，在验潮曲线中能觉察到潮位已受到影响，有时可达20或30厘米波幅的缓慢波动。这种在风暴潮来临前趋岸的波谓之“先兆波”。 ? 第二阶段：风暴已逼近或过境时，该地区水位急剧升高，潮高能达数米，谓之主振阶段，是风暴潮灾的主要阶段；此阶段时间不长，一般数小时或一天的量阶。 ? 第三阶段：风暴过境后，仍存在一系列振动——假潮或(和)自由波，谓之“余振”，长可达2~3天。 两类风暴潮的差别

? 热带风暴引起者，常伴有急剧的水位变化；温带气旋引起者，水位变化持续而不急

剧。此乃热带风暴比温带气旋移动迅速、且风场和气压变化更急剧之缘故。 ? 此外，尚存另类风暴潮，为渤、黄海特有。春、秋过渡季节，渤海和北黄海乃冷、

暖气团角逐激烈之地域，寒潮或冷空气激发之风暴潮显著，其特点为水位变化持续而不急剧。因寒潮或冷空气不具低压中心，故称此类风暴潮为风潮(wind surge)。 ? 中国风暴潮特点：(1)一年四季均有发生，(2)发生次数较多，(3)风暴潮位高度较大，

(4)风暴潮规律较复杂，特别在潮差大的浅水区，天文潮与风暴潮具较明显的非线性耦合效应，致使风暴潮规律更为复杂。

? 风暴潮淹没农田、冲垮盐场、摧毁码头、破坏沿岸国防和工程设施，也是开发浅海

油田之大患。故研究风暴潮的发生、发展和衰亡等物理机制，特别是风暴潮预报方

法，具有迫切的现实意义。 思考题

1. 什么叫潮汐现象？

2. 什么叫平太阳日和平太阴日？

3. 什么叫做引潮力？引潮力的分布有什么特征？

4. 试述潮汐静力理论的基本思想。

5. 已知某港每当月中天时出现低潮，请列出该港农历初八的各次高、低潮时。 6. 某年学生到某一正规半日潮海湾实习，初到之日(农历四月初五)观测得知该海湾18

时26分为高潮时，请计算出第二天和农历二十日该海湾的高、低潮时。 7. 试述潮汐动力理论的基本思想。

称为赤道无风带。因此西向之赤道流在气象赤道南北最强，而沿着气象赤道则流速较弱同时海面为辐散。

? 贸易东风会造成水位在大洋西侧抬升，形成西高东低的水位分布（每1kkm约差4cm，

大西洋东西两侧相差约15cm），此水位分布推动部份海水沿气象赤道由西向东作下坡流动，即赤道逆流。 ? 另一部份海水在表层以下向东流动，即赤道潜流。厚约200m，宽约300km，最大流

速高达三节以上，轴心位置在海面下约100m处，流量很大，系南北赤道流流到西界的部份补偿流。

极地海域环流

? 北冰洋环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆为一巨大反气旋式

环流，从楚奇科海穿越北极到达格陵兰海，部分西折，部分汇入东格陵兰流，把大量的浮冰携带进入大西洋。

? 南极海区环流：南极大陆边缘一个很窄范围内，极地东风作用，形成一支自东向西

绕南极大陆边缘的小环流，称为极地东风环流。与南极绕极流间，形成南极辐散带。

与南极大陆间形成海水沿陆架的辐聚下沉，即南极大陆辐聚区，亦是南极陆架表层海水下沉的动力学原因。

? 深海环流起源于极地或副极地附近，由于海水冷却下沉或海冰造成高盐海水下沉而

形成。

? 世界海洋的深层水主要形成于格陵兰岛南侧的伊尔明加海和南极的威德尔海

(Weddell Sea)，在这些海域冷却变重的海水沉降至深海，并在世界范围的深层蔓延开来。

? 太平洋北部也有冷却变重的海水，因盐度低、水深浅而不能形成深层水。

? 深层流由于流速小，故不能直接用流速仪测得，但可以通过测定海水中碳的放射性

同位素浓度来间接推定其流动方向，即测定半衰期为5570年的14C和稳定同位素12C之比。 ? 大气中的14C/12C比值是一定的，但海水沉降后，与大气的接触被隔绝，14C/12C值以

时间的指数函数递减，因此如果测定14C/12C比值，就可以倒过来推算该处海水与大气隔绝以后的时间即海水年龄。

? 这样测得太平洋和大西洋海水的年龄分布，大西洋北部伊尔明加海附近的深层水年

龄最轻，太平洋北部的中层海水年龄最大，为2000岁。 ? 若考虑深层水是从年龄小的海域向年龄大的海域流动，在伊尔明加海沉降的深层水

南下大西洋，到达南极时要花700年；再东拐至澳大利亚南端需600年；然后北上太平洋，到达北太平洋北部还需700年。

? 因为深层水是一边沿水平流动，一边逐渐上升至表层，所以北太平洋中层的海水是世界上最古老(与大气的接触被隔绝以后)的海水。

? 深层大循环把大量的热从赤道区域输送到极地区域，其强弱的变化对于地球的气候

变动起着重要作用，但具体情况还不很明了。

思 考 题

1. 简述海流的定义、形成原因及表示方法。

2. 引起海水运动的力有哪些？

3. 何谓地转流？它与密度场、应力场之间的关系如何？ 4. 简述风海流理论的基本内容。

5. 风生大洋环流理论的基本结论有哪些？

6. 何谓热盐环流？它在世界大洋环流中扮演什么角色？

7. 简述赤道流系的主要海流及其形成原因及水文特征。 8. 北半球有哪几支西边界流？有哪些显著特点？ 9. 南、北两半球西风漂流区有哪些主要特征？

10. 为什么北海道与南美西岸能成为世界有名的大渔场？ 11. 何谓大洋中尺度涡？有何基本特征？

? 波浪是海水运动形式之一，其显著的特征是周期性和随机性。

? 海面的波浪以风所产生的风浪及其演变而成的涌浪最为常见，两者合称为海浪。 ? 此外，海底火山、地震、气压变化、天体引潮力等也会产生波浪。 ? 海洋中波浪的周期和波长分布范围很大。 规则波浪诸要素

? 波峰、波谷

? 波高(H)、波长(l)、周期(T) ? 波速(c)、波幅(a) 、波陡(H/l) ? 波数(k)、圆频率(s) ? 波峰线、波向线

波浪分类

? 按成因：风浪、涌浪、近岸浪、潮波、风暴潮及海啸等；

? 按周期：毛细波(<1s)、重力波(1~30s)、超重力波(数分钟~数小时)、潮波(12~24小时)

和长周期波(数天)；

? 按波形：前进波和驻波； ? ? ? ?

按水深与波长之比：深水波 (h≥l/2)、过渡波(l/20

按振幅与波长之比：小振幅波(或线性波)和有限振幅波。

? 当波长小于1.74cm时，表面张力效应较为重要，这种涟漪小波(表面张力波)具有圆

形波峰以及V型波谷。 ? 当波长较长时，重力效应就变得比较重要，此时波形和正弦曲线非常相近，这是重

力波的特性。

? 当波浪能量不断增加，重力波的波形便会渐渐改变为波峰变尖而波谷则变圆的形状，当波陡达到1/7或以上时波形就无法支撑而发生碎波。 小振幅波

定义

? 是指波动振幅相对于波长为无限小(a/l→0)，重力为其唯一外力的海面规则波动，具

有正弦波形。

? 理论上，可根据海水连续方程、运动方程和初边界条件，在一定假定条件下求解其

运动规律。

波浪运动的水质点轨迹

? 波峰前部为水质点的辐聚区，波面未来上升，而波峰后部则为辐散区，未来波面下

降，从而使波形不断向前传播，而水质点却只围绕自己的平衡位置作圆周运动。 ? 水质点在波峰处具有正的最大水平速度，在波谷处具有负的最大水平速度，且其铅直速度分量w皆为零。

? 处在平均水面上的水质点，水平速度分量皆为零。铅直速度分量最大。而且波峰前

部为正(向上)，波峰后部为负(向下)。

波浪能量

? 是指运动过程中所产生或具有的能量。包括波动中水质点运动动能和波面相对于平

均水面的重力势能，它沿波浪传播方向不断向前传递。

波浪能量

? 由此，在一个波长、单位波峰线宽度内，波动的动能和势能相等，波动总能量E为

? E?EP?Ek?182?g?H

? 显然，它与波高平方成正比，故通常以波高平方作为波动能量的相对尺度。

? 应当指出的是，这里的波动能量是其总能量，波动中不同水质点的能量是不断变化

的。

? 事实上，波幅随深度增加而按指数减小，因此，波动总能量主要在水面附近。 小振幅波的合成

? 实际海浪是复杂的随机波动。

? 根据波动叠加原理，复杂波动可看作由许多简单波动叠加而成。

? 合成波的性质取决于叠加前简单波动的振幅、周期、波长及传播方向等。 最常见的合成波有驻波和波群

由船只行进所产生的波浪—— 船波，便具有波群的特性。 风浪

? 由风直接作用引起的水面波动称为风浪。

? 风浪特征：周期较短，波面不规则，波长短。

? 风浪波向与风向一致，波高取决于风力、风区、风时。

风浪成长与风速、风时和风区的关系

? 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。

? 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。

? 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。

风时和风区的影响

? 最小风时：在一定风速和风区下，风浪成长至最大尺度所需的时间。→定常状态

? 最小风区：在一定风速和风时下，风浪成长至最大尺度所需的风区长度。→定常状

态 ? 风区越短，最小风时也越短。某定点A上风的各点因风区短，均先于A点依次达到

定常；当A点刚达到定常时，A点下风各点仍处于未定常的过渡状态；在达到最小风时前，A点下风各点的风浪继续成长。

? 对于风区内某一定点来说，当风时大于最小风时、或已达到定常状态时，风浪的大

小取决于风区长度。

? 充分成长风浪：能量消耗率与传递率相等时，成长至最大尺寸的风浪。l=3.4T ? 波高、周期与风速、风时和风区之间有一定的统计关系。

风浪的三种状态

? 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。

? 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。 ? 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，

2

当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，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，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。 ? 风浪成长主要与风速、风区和风时有关。另外，还受水深及海域特征等因素影响。

浅水海区风浪不易发展，海底地形可能改变波向。 风浪的生成和消散

? 风通过对海面的屏障效应所产生的压力差和粘滞效应，将能量传递给海水而生成风

浪。

? 风浪生成的最小风速的观测值23~1200cm/s，很不一致。

? 风传递给波的能量与海水涡动消耗相互平衡，生成风波的最小风速69.5cm/s，此时

波长1.72cm。——劳曼

? 通常，风通过压力差在单位时间内输送给单位面积波面的能量R与(u-c)成正比，u、c分别为风速和波速。

? 波能消耗原因包括海水分子粘滞性、涡动粘滞性、空气阻力、海底摩擦等。 涌浪

? 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。 ? 涌浪又称长波，其波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小。 涌浪传播

? 涌浪的传播速度相当准确地符合深水波类型，即c2=gl/2p。

? 由于波长大的衰减慢，波长短的衰减快，故叠置在涌浪上的微波首先衰减消失，从

而使其波面光滑。 ? 波速与波长的平方根成正比，故传播过程中，波长小的成分愈来愈落后，且衰减较

快，波长大的成分愈来愈领先，周期增大，波速加快，比风暴的移速快很多，可以作风暴来临的先兆，亦称先行波。

? 天气晴好时，海面上出现长周期涌浪，且周期逐渐减小，波高增大，则预示有热带风暴正在接近。

? 当波浪传至浅水及近岸时，由于水深及地形、岸形的变化，无论其波高、波长、波速及传播方向等都会产生一系列的变化。诸如波向的折射、波高增大从而能量集中，波形卷倒、破碎和反射、绕射等。对海岸工程、海岸地貌的变化均具有重大影响。 ? 海底凸出的海岬处，波向线辐聚，出现大浪；

波峰线有逐渐与等深线平行的趋势，也就是波向线与等深线逐渐垂直的趋势 而在凹进的海湾处，波向线辐散，波浪较小。

波浪在沿岸的破碎

? 海浪传到浅水后，由于波长变短、波高增大、波陡迅速增大而导致波浪破碎。

? 浅水区的海底摩擦作用可及至水面，但波峰相对于波谷，水深大、摩擦影响小，故

波峰的波形推进速度要大于波谷，并导致波面前倾而变形。当波峰前倾坡度很大时，

便发生倒卷和破碎现象，并在岸边形成拍岸浪。

? 有时海洋中的浅滩，沙洲，暗礁区之上，波浪也常常出现破碎现象，此称为溢浪。 ? 波浪在近岸破碎能把相当多的水量带入破碎区，这些海水最终会经过破碎带重新返

回到海洋中，从而形成离岸流。尽管所维持的时间往往只有几分钟，所涉及的距离只有破碎带的2～8倍，但其流速却相当大，有时可达1.5m/s以上，海滨的游泳者

可明显的感觉到。

海岸和海底形状影响着离岸流的分布情况，对于平直且海底坡度大致相同的海岸，所形成的离岸流大致是等距的

2

? 离岸流之间顺岸边的流动称之为沿岸流。

沿岸流

? 在海岸弯曲的岸边如海岬处，波浪辐聚，水量增多，它们沿海岬两边向海湾处流动，

离岸流往往在湾的中部形成。 ? 没有离岸流的海岸——海面平滑

? 有离岸流的海岸——海面粗糙

? 波浪正面遇到陡峭岸壁时，与反射波完全叠加而形成驻波，在港湾、码头常会见到这种情况，但范围不会太大。

波浪斜射岸壁时，入射波与反射波叠加而形成沿岸壁平行的“缘波”

? 岸水域入射波与反射波迭加形成的棋盘状波形。

? 当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面

水域去，这种现象称为绕射。

? 由于能量侧向扩散，故绕射后的波高明显减小。 ? 假如绕射前的波高为H0，绕射后的波高为H，则K=H/H0称为绕射系数，它可以通过模拟实验得到，以便为一些海岸工程提供依据。

? 波浪绕射形成的静稳海域可用于码头港口、海滨浴场及海藻养殖或网箱养鱼 内波成因

? 海水密度稳定层结状态下，由外力作用引起的海洋内部水体的波动。

? 外力作用包括：大气压起伏、潮波激发、水面和水下物体运动、地形影响、火山地

震、核爆、湍流切变等。

? 内波大致上有界面波和连续密度内波之分。 ? 内波性质

? 内波是引起海水混合、形成细微结构的重要原因

? 内波的研究意义

? 内波是海水运动的重要形式之一，它将海洋上层的能量传至深层，又把深层较冷的海水连同营养物带到较暖的浅层，促进生物的生息繁衍。

? 内波导致等密度面的波动，使声速的大小和方向均发生改变，对声呐的影响极大，有利于潜艇在水下的隐蔽；对海上设施也有破坏作用。

思考题

?

? ? ? ? ? ? ? ? ? ?

海洋波浪的分类有哪些？它们的定义各是什么？ 归纳小振幅波理论的主要内容。

驻波及波群是怎样形成的？有哪些基本特性？ 有限振幅波的概念及主要特征？

风浪和涌浪是怎样形成的？各有什么特征？

风浪的成长有哪几种状态？它们与风时、风区的关系如何？ 波浪传播至浅水和近岸有何变化？为什么？

试用海浪折射理论解释波峰线大致平行于海岸线的原因。 简述涌浪传播的主要特征。

内波的成因及主要特征有哪些？ 什么是开尔文波和罗斯贝波？

潮汐概念

? 潮汐现象是指海水在天体的引潮力作用下所产生的周期性运动。

? 这里的天体主要指月球和太阳，引潮力则与天体引力有联系又有区别，周期性运动包括垂直方向上的升降及水平方向上的往复运动，前者称为潮汐、后者则称为潮流。

潮汐要素

? 潮汐要素主要包括：

? 涨潮、高潮、平潮（涨平）、高潮时、高潮高、涨潮时； ? 落潮、低潮、停潮（落停）、低潮高、低潮时、落潮时； ? 潮差、高潮间隙、低潮间隙。

? 潮汐类型

正规半日潮 在一个太阴日(约24时50分)内有两次高潮和两次低潮，且涨、落潮时及涨、落潮差分别几乎相等。相应港口则为正规半日潮港。

不正规半日潮 在一个朔望月中，基本上每个太阴日内有两次高潮和两次低潮，但涨、落潮时及涨、落潮差分别不相等。

正规全日潮 在一个朔望月中，极大多数太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，少数天数里出现两次高潮和两次低潮。 不正规全日潮 在一个朔望月中，不足半数的太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，其余天数则出现两次高潮和两次低潮。

不正规半日潮和不正规全日潮通常又称为混合潮 潮汐周期

? 潮汐的周期包括半日周期、日周期、半月周期、月周期、年周期及多年周期等。 潮汐不等现象

? 凡是一天之中两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等，这种不规则现象称为潮

汐的日不等现象。高潮中比较高的一个叫高高潮，比较低的叫低高潮；低潮中比较低的叫低低潮，比较高的叫高低潮。

? 从潮汐过程曲线还可看出潮差也是每天不同。在一个朔望月中，“朔”、“望”之后二、

三天潮差最大，这时的潮差叫大潮潮差；反之在上、下弦之后，潮差最小，这时的

潮差叫小潮潮差。

? 天球是一个假想的以地球为圆心，无限长为半径的球面，地球之外的天体均分布于其上。

? 地球的南、北极和赤道相对应，天球有南、北天极和天赤道。

? 地球上观测点位置与地心的连线分别向上和向下无限延伸与天球的交点称为天顶和

天底。 ? 在天球上，通过南、北天极和天顶(或天底)的大圆称为天子午圈； ? 通过南、北天极和天体的大圆称为天体时圈； ? 通过天顶、天底和天体的大圆称为天体方位圈。 ? 天体视运动

? 以地球为中心，仰望天空，取任意长为半径的假想球体称为天球，而太阳、月球....等统称为天体，天体之真实运动反映在天球上的运动情形便叫做视运动。 天体视运动轨道

? 太阳在天球上的周年视运动轨道称为黄道；月球在天球上的月视运动轨道称为白道。 ? 太阳从南向北穿越天赤道时的交点为春分点(3月22-23日)、从北向南穿越天赤道时的交点则为秋分点(9月22日)；

月球由南向北穿越黄道的交点为升交点，由北向南穿越黄道的交点为降交点 ? 黄道与天赤道的夹角a为23°27′，而与白道的平均夹角 b为5°09′。

赤纬、时角和天顶距

? 沿天体时圈从天赤道至天体的弧度称为该天体的赤纬(相当于地理纬度)，用d表示，

范围0~±90°，向北为正、向南为负；

? 天体时圈与观测者天子午圈在天赤道上的夹角称为该天体的时角，用T表示，规定

自东向西计量(西行时角)，范围0~360°。T=0°时称该天体位于上中天；T=180°时称下中天。

? 在天体方位圈上，天体与天顶之间所张开的弧度称为天顶距，用q表示，规定由天顶起算，范围0~180°。 时间单位

? 平太阳及平太阳日、时：在天赤道（而非黄道）上作等速运行，其速度等于运行在

黄道上真太阳的平均速度，这个假想的太阳连续两次上中天的时间间隔称为一个平太阳日，其1/24称为1平太阳时。此即通常的日和时。

? 平太阴及平太阴日、时：在天赤道（而非黄道）上作等速运行，其速度等于运行在

白道上真太阳的平均速度，这个假想的太阳连续两次上中天的时间间隔称为一个平太阴日，其1/24称为1平太阴时。 ? 平太阴日与平太阳时关系： 1平太阴日=24.8412平太阳时 ≈24hr50min 时间单位

? 地球、月球及太阳位于一直线时，若月球在地球和太阳之间，则称此时的月球为朔(或

新月)，其日期为农历初一；若地球位于月球和太阳之间，则称为望(或满月)，日期为农历十五。

? 相邻两个朔(望)之间的时间间隔称为一个朔望月。

? 月球由朔向望转变过程中，处于月-地连线和地-日连线的垂直位置时，称为上弦，其

日期为农历初七、八； ? 月球由望向朔转变过程中，处于月-地连线和地-日连线的垂直位置时，称为下弦，

其日期为农历二十二、二十三。 惯性离心力

? 地-月系统中，除了地球自转运动外，地球和月球还绕它们的公共质心(位于距地心

0.74r处，r为地球半径)作公转。 ? 这个公转既是转动又是平动，结果使得地球任一点处单位质量质点受到一个大小相

等、方向相同的惯性离心力。 ? 显然，地心处单位质量质点所受的惯性离心力必然与其所受到的月球的引力大小相

等、方向相反，故惯性离心力大小为 fc=KM/D2

其中K为万有引力常数，D为地月中心距离，M为月球质量。 月球引力

? 地球上任一点处单位质量质点所受的月球万有引力简称为月球引力，用表示，其大

小为fm=KM/L2，L为质点至月球中心的距离。 ? 显然，地球上各点的月球引力大小不等，方向彼此不平行，均指向月球。 引潮力

? 地球上任一点处单位质量质点所受的月球引力和惯性离心力的矢量和称为该处的引

???F?f?f潮力，即两者最大值之比约2.17。mc 月球引潮力要比太阳引潮力大得多，

故可认为潮汐主要是由月球引潮力引起的。

形成海洋潮汐的真正原动力是引潮力的水平分量。 基本假设

? 不考虑陆地的存在，即地球是个被等深海水所包围的球体； ? 海水没有粘滞性，也没有惯性，海面能随时与等势面重合 ? 不考虑风、热盐效应及科氏力等对海水运动的影响。

基本思想

? 在上述假定条件下，不考虑引潮力的海面必然是个与重力处处垂直的球面，即海面

是个球形等势面。此时，重力与压强梯度力相平衡，海水处于静止状态，从而没有

潮汐现象。 基本思想

? 当考虑引潮力时，原先的静力平衡被打破，海水在水平引潮力作用下，分别向面向

和背向月球一侧辐合，直至海面在重力、压强梯度力及引潮力共同作用下达成新的平衡状态为止，此时的海面呈椭球形，称为潮汐椭球，其长轴始终指向月球。 ? 由于地球的自转，地球表面的固体部分与的海面发生相对运动，这就造成地球表面

上的固定点的水位产生周期性的升降即潮汐。 主要结论

? 当月赤纬d=0时，潮汐椭球对称于赤道，地球上各点均为正规半日潮，此时的潮汐

称为分点潮； ? 当d≠0时，潮汐椭球与赤道不对称，此时除赤道仍为正规半日潮外，低纬度出现日

不等现象，高纬度为正规日潮；当d达到最大值(28°36′)时，日不等现象最显著，此时的潮汐称为回归潮。 主要结论

? 如同时考虑月球和太阳潮汐椭球，则在每月朔、望日(即农历初一、十五)，月球和太

阳潮汐椭球长轴方向相同，太阴和太阳潮汐相互叠加，形成朔望大潮；上、下弦之

日，月球和太阳潮汐椭球长轴相互垂直，太阴和太阳潮汐部分相互抵消，形成上、下弦小潮。

平衡潮潮高

? 不考虑引潮力的原静止海面是水平的，考虑月球引潮力后，在其水平分量的作用下，

海面发生倾斜，相对于原静止海面倾角为a，当重力g、压强梯度力P及水平引潮力

Fh三力平衡时，海面达到平衡状态，此时海面与原静止海面垂直距离称为平衡潮潮高，用zm表示。

? 月球和太阳平衡潮的最大潮差为54cm和24cm，由此可得出结论，平衡潮的最大可

能潮差为78cm。 潮汐的不等现象

? 当月赤纬不为零时，除赤道及高纬地区外，地球上其他各点潮汐的半日周期和日周

期部分同时存在，叠加结果便出现日不等现象。随着月赤纬的增大，日不等现象也增大，当月赤纬最大的时候，日不等现象最显著，此时半日周期部分最小，日周期部分最大，即回归潮；当月赤纬为零时，日周期部分为零，半日周期部分则最大，称分点潮。

? 若同时考虑太阳平衡潮，则当太阴、太阳时角相差0或180°时，潮差最大，为朔望大潮；而当它们相差90或270°，则潮差最小，是两弦小潮。这样一来，潮汐就有半月周期的变化，即产生半月不等现象。 ? 潮高与月地距离的三次方成反比例，因此月球近地点时潮差较大，远地点时潮差较

小，这就出现潮汐的月周期变化，产生月不等现象。

? 由于地球近日点有一年的变化周期，因此就产生潮汐的年不等现象。

? 由于月赤纬还有18.61年的变化周期，月球近地点有8.85年的变化周期，所以就产

生了潮汐多年不等现象。 八分算潮法 ? 我国沿海渔民，根据长期的海上劳动经验，提出一个估算正规半日潮海区或港湾潮

时的简易方法——八分算潮法，其表达式是 高潮时=0.8h×[农历日期-1(或16)]+高潮间隙 (*)

? 所谓高潮间隙是月中天时至下一个高潮发生时刻的时间间隔。

? 潮汐静力理论表明高潮时应发生在月中天时刻(不论上中天或下中天)，即高潮时等于

月中天时。但由于实际潮汐不可能于月中天时马上发生高潮，而有一个滞后时间——高潮间隙(因地点而异)，因此实际的高潮时应满足：高潮时=月中天时+高潮间隙。 ? 农历初一(或十六)的月中天在0时。农历十六的0时(即十五的半夜)月球在观测点

的上中天，初一的0时月球在观测点的下中天。其后，月中天时刻每日约推迟50min(即约等于0.8h)。故每日高潮出现时间与农历日期的关系有(*)式。

? 由式(*)可算得一天中的一个高潮时。对于正规半日潮海区，将其数值加或减12时25min即得另一高潮时；若将其数值加或减6h12min即可得低潮出现的时刻——低潮时。

? 八分算潮法

? 高潮时=0.8h×[农历日期-1(或16)]+高潮间隙

优缺点 ? ? ? ?

该理论建立在客观存在的引潮力的基础上； 其揭示的潮汐变化周期与实际基本相符； 其最大潮差的理论值与大洋实际潮差相近。 其理论假定前提与实际相差较大；

? 完全没有考虑海水运动，无法解释潮汐间隙和潮龄等现象； ? 其理论最大潮差在近海与实际相差很大； ? 无法解释无潮点现象；

? 无法解释赤道和低纬度地区的全日潮。

假想天体和分潮

? 潮汐静力理论虽有缺点，但仍然可以用来解释许多潮汐现象，基于这个理论及实测

的资料，可用调和分析的方法进行较为准确的潮汐预报。 ? 调和分析法建立在假想天体和分潮的概念之上。

? 月球和太阳的位置以及它们相对于地球的距离都在不断改变，且它们在各自的轨道

上围绕各自的公共质心运动，故月球和太阳相对于地球的运动十分复杂，又具有诸

多周期，且在同一类周期里还参差不齐。

? 为计算太阳、月球的引潮力所引起的海洋潮汐，把具有复杂周期的潮汐看作是许多

周期长短各异的“子潮汐”叠加而成的，并假设每一个具有一定周期的“子潮汐”都为

一个相对应的天体引起，即“假想天体”。

? 例如，人们假设有一个理想的月球(称之为M2)，其周期和月球周期相同，但M2是

位于赤道平面上的，且它对地球公转的轨道是一个圆，地球就位于这个圆的圆心，故它每时每刻的运动速度和到地球的距离都是相同的。

? 如此，可假定真正天体对潮汐所引起的每一种变化，都不是天体本身的作用，而是

由一个或几个假想天体所产生，这些假想天体对海水所引起的潮汐称为“分潮”。

? 从理论上讲，分潮的数目是很多的，但大部分影响不大。大量的观测和实际结果表

明：在一般情况下，对于在一个不很长的时间里(例如几个月、一年、十多年或者几十年)的潮汐变化来说，只要采用近百个分潮便可以相当准确地推算实际潮汐了。而从实用上来说，通常只要选用其中8～11个较大的分潮，就可得到偏差不大的结果。但对浅水海区，除了几个假想天体的分潮外，还要补充几个由于潮波在浅水区变形和干涉引起的“浅水分潮”。 潮流及其表示法

? 海水在潮波运动过程中周期性的水平流动称为潮流。

? 从波动意义上说，潮流是由于潮波运动而引起的水质点的移动过程。水质点处于波

峰时，运动方向与波动方向一致，通常显示涨潮流；水质点处于波谷时，运动方向与波动方向相反，通常显示落潮流。

? 潮流的许多特征同潮汐相似。潮差大，则潮流大，大潮时的潮流最大。

? 潮流在大洋中甚小，但近岸浅海潮流显著。特别在狭窄水道、海峡、湾口等处，常

有强大的潮流。 ? 一般海域测得的海流为潮流和余流(实测海流除去潮流分量后的成分)的合成流。在近

岸，潮流的成分较大；在大洋，潮流的成分较小。 ? 潮流与海流的区别：潮流具有周期性变化，而海流大小、方向基本保持一定。 ? 由外海到内海向港湾流动的潮流称为涨潮流(涨潮时的海水流动)；由港湾向外海的潮

流称为落潮流(落潮时的海水流动)。 ? 涨潮流与落潮流交替时刻的流速为0时称转流，小于0.5m/s时称憩流。 ? 海图上流速的表示方法。

潮流类型

? 往复流：一般在海峡、港湾入口或江河海口，潮流受海岸宽度的限制，周期性地由

一个方向变为相反方向的潮流。 ? 往复流的曲线图示法：横轴为时间，纵轴为流速。以憩流的流速零为基线，向上画

为涨潮流，向下画为落潮流。 ? 径流对往复流的影响：

? 往复流与潮汐的关系：①流速与潮差变化相似，强潮流发生于大潮时，弱潮流发生

于小潮时；潮流也随月球的月龄和距离而变化。②潮流性质与潮汐相同，分半日周

期潮流、日周期潮流和混合潮流三种。③转流时间发生在高潮与低潮的中间时刻为前进波，发生在高潮与低潮时刻为驻波，还有介于二者之间的。 潮流类型

? 旋转流：在地转偏向力作用下，流向不断作周期性旋转的潮流。 ? 旋转流无憩流现象发生，其旋转方向因受地形、科氏力的影响而不同。 ? 无潮点：水位始终没有变化的点。

? 潮流椭圆：旋转潮波系统内一个固定的无潮点把不同时刻的流速矢量端点连成的椭圆。

? 内潮(Internal tide)——潮流与地形相互作用的结果

? 水面潮所引起之潮流运动与海底地形发生作用，造成等密面在水平方向上不均匀分

布，等潮流速度改变时造成不稳定便产生了内潮。 基本思想

? 潮汐动力理论是从动力学观点出发来研究海水在引潮力作用下产生潮汐的过程，此

理论认为，对于海水运动来说，只有水平引潮力才是重要的，而引潮力的铅直分量(铅

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