海洋学知识点整理

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海洋学知识点整理

2023-09-18 17:57| 来源: 网络整理| 查看: 265

海洋学预习 01 绪论海洋学的研究内容：

既有海水的运动规律，海洋中的物理、化学、生物、地质的过程及其相互作用的基础理论。

02 地球海洋概观科氏力的特点：

只有运动的物体才会受到科氏力的影响，科氏力不影响物体运动的速度，只影响物体运动的方向，北半球科氏力为运动方向的右侧，南半球为左侧。

地球的圈层结构：

内圈：地壳、地幔、地核

外圈：水圈、大气圈、生物圈

海洋固有的形态特性：

广漠而有垠：占地球表面积70%，陆地隔围

连通又阻隔：世界海洋相互连通，北冰洋与其他大洋几乎隔绝

深又浅：平均海深4000米，海洋的铅直尺度与水平尺度的数量级相差很大。

海与洋的划分特征：

洋：原理陆地、受陆地影响小、有独立的环流和潮波系统、底质为软泥红粘土

海：靠近陆地、受陆地影响大、面积小、水浅、无独立的潮波系统、底质为陆屑

海洋构造学说的三个阶段：大陆漂移学说海底扩张学说板块构造学说现代海岸包含几个部分：

潮上带、潮间带、潮下带

海底地形包含哪些部分：

大陆边缘：大陆架、大陆坡、大陆基

大洋洋底：洋中脊、洋盆

03海水的物理性质海水的组成：96水、3.5无机盐海水的恒定性原理：

不同海水的无机盐的绝对含量不同，无机盐各成分组成比值基本相同

盐度：

海水盐度的原始定义：1kg海水中包含的溶质的总质量

化学标定盐度：1kg海水阴离子化成cl，有机物全氧化，剩下固体的质量

电导盐度：先测氯度，然后测电导率，之后换算盐度

实用盐标PSS78：盐度的测定与氯含量脱钩

海水的热力性质：

海水比热容是海水的盐度、温度、压力的函数

海水的状态方程：

描述海水密度和温盐压之间的数学表达式

海冰：淡水冰晶、卤水、含盐的气泡组成的混合物海冰的形成：低盐海水：从表层一层一层的结高盐海水：整体一起结冰海冰的盐度：

结冰时大部分盐析在冰晶之外，部分来不及流走的形成盐泡，海冰的盐度小于海水的盐度，与结冰的速度，海水的盐度、冰龄有关

海冰的密度：

因为空气的原因，密度小于海水的密度

海冰的比热容：

比纯水冰大，随盐度的增加而增加，融化潜热也大

海冰的热传导：

比纯水冰小，气泡的原因

海冰的分类：运动形态来分：流冰和固定冰发展阶段来分：新冰、尼罗冰、初期冰、一年冰、多年冰海冰与气候：

海冰反射太阳光，使地区更加寒冷，海冰的热传导系数很小，阻碍了大气与海水的热传交换，海冰开始融化的时候将是一个正反馈的过程

大洋的影响主要因素

影响大洋温度的关键因素：太阳的辐射

影响大洋盐度的关键因素：蒸发和降水

影响大洋密度的关键因素：温度和盐度

04 海洋中的热收支和水平衡：海平面热收支：

Q w = Q s − Q b ± Q e ± Q h Q_w=Q_s-Q_b\pm Q_e\pm Q_h Qw=Qs−Qb±Qe±Qh

Q s Q_s Qs：太阳辐射，影响因素：大气透明度、天空中云量云状、太阳的高度

Q b Q_b Qb：海平面有效会辐射，影响因素：海平面水温、空气中湿度、云量云状

Q e Q_e Qe：蒸发耗热，影响因素：水气温差、大气中水汽的垂直分布、风速

Q h Q_h Qh：感热交换，影响因素：海面风速和海气温差

海洋热收支余项：

Q t = Q s ( 短波辐射 ) − Q b ( 长波回辐射 ) ± Q e ( 蒸发潜热 ) ± Q h ( 感热交换 ) ± Q z ( 铅直热输送 ) ± Q A ( 水平热输送 ) Q_t=Q_s(短波辐射)-Q_b(长波回辐射)\pm Q_e(蒸发潜热)\pm Q_h(感热交换)\pm Q_z(铅直热输送)\pm Q_A(水平热输送) Qt=Qs(短波辐射)−Qb(长波回辐射)±Qe(蒸发潜热)±Qh(感热交换)±Qz(铅直热输送)±QA(水平热输送)

海洋中的水平衡：收入：降水，陆地径流，融冰输出：蒸发、结冰

q = E ( 蒸发 ) − P ( 降水 ) − R ( 陆地径流 ) q=E(蒸发)-P(降水)-R(陆地径流) q=E(蒸发)−P(降水)−R(陆地径流)

太平洋：三种形式盈余大西洋：三种形式损失北冰洋：蒸发少，径流多，盈余 05 世界大洋及中国海的温盐密分布及变化世界大洋温度分布：

水平：

表层：等温线成带条状，东西海岸等温线弯曲方向相反，温暖流交汇的地方等温线密集深层：径向温度梯度减小，南北温差减小、水温趋向均匀

垂直：

低纬：上层混合层温度均匀，深层：水温缓慢降低，中间：主温跃层：水温随温度发生显著变化，不随季节改变中纬：上为均匀混合层，下为季节性温跃层高纬：不存在永久性温跃层，有时会出现逆温现象，夏季冷中间层世界大洋温度变化：日变化：很小，变幅不超过0.3C°年变化：赤道和极地海域年变幅小于1C°，最大值出现在副热带海域8-9C°，寒暖流交汇处可达14-15C°，北半球变幅大，近海大于海洋世界大洋盐度分布：

水平：

表层：本一致，南北方向双峰一谷马鞍状，寒暖流交汇处和径流冲淡海区等盐线密集，盐度的最高值与最低值大洋边缘的海盆中，冬季盐度分布特征与夏季相似深：接近均匀分布

垂直：

中低纬海区：存在明显的盐度跃层极地：冬季无明显的盐度跃层，夏季出现盐跃层海水盐度层状分布：

大洋表层以下的海水都是从不同海区表层辐聚下沉而来的

各大洋盐度分布平均值：

大西洋>印度洋>太平洋>北冰洋

世界大洋密度分布：

水平：

表层V字分布；深层：接近均匀

垂直：同样出现密跃层，温度对密度影响比盐度大，与主温跃层对应

07 海洋环流海流定义：

海水大规模且相对稳定的运动

海流分类：成因：密度流、海风流、补偿流受力：地转流、惯性流地点：陆架流、赤道流、东西边界流运动方向：上升流、下降流温度：寒流、暖流影响海流运动的力：

引潮力、风应力、重力、压强梯度力、科氏力、摩擦力

流体静力学方程：

g = − 1 p ∗ d p d z g=-\frac{1}{p}*\frac{dp}{dz} g=−p1∗dzdp

海洋压力场：正压场：等压线平行斜压场：等压线倾斜地转流：

压强梯度力水平分量与科氏力平衡时的稳定流动

风海流：

摩擦力与科氏力平衡时的稳定流动

风海流体积运输的特征：垂直风向输送

副热带海区东西边界的的特征对比：

西边界：流速大、流辐窄、影响深度深、高温、高水色、高透明度、高盐

东边界：流速小、流辐窄、影响深度浅、低温，低水色、低透明度

大洋水团：表层水：局地次表层水：副热带辐聚带中层水：西北辐聚带、南极辐聚带、地中海、红海深层水：大西洋格陵兰岛南端表层下底层水：南极大陆边缘海 08波动海浪要素：

波峰(谷)、周期、波长、波高、波陡(越大海浪越容易破碎)、波峰线、波向线

海浪有效波高：

将得到的波高从大到小排列，前 1 / 3 1/3 1/3的大波的平均波高

小振幅重力波：

假定振幅相对于波长无限小，波陡为零，忽略科氏力和粘性力，重力为其唯一外力的简单波动

波面方程：

ξ = a sin ⁡ ( k x − ω t ) \xi=a\sin (kx-\omega t) ξ=asin(kx−ωt)

频散关系：波动频率与波长之间的关系：

ω 2 = g k tanh ⁡ ( k d ) \omega^2=gk\tanh(kd) ω2=gktanh(kd)

深水波：当水深 d d d大于半个波长时， tanh ⁡ ( k d ) = 1 \tanh(kd)=1 tanh(kd)=1

潜水波：当水深 d d d小于半个波长时， tanh ⁡ ( k d ) = k d \tanh(kd)=kd tanh(kd)=kd

水质点运动：深水波：圆形潜水波：椭圆形驻波：两列完全相等的波传播方向相反，波形不传播，故称驻波

波腹：最大升降

波节：无升降

波面最大时流速为0，无波面时流速最大

有限振幅波：具有较大振幅，与实际海浪接近特点：水质点运动轨迹不闭合浪波破碎风浪：由风产生并一直处于风作用下的海面状态波面状态：

波面不规则、波峰陡、波谷光滑、波峰线短、浪大时有白浪

最小风时：

定常风下，达到定常浪的最小时间

最小风区：

定常风下，达到定常浪的最小距离

涌浪：海面上由其他海区传来的，或风向改变后遗留的浪波面状态：

波面光滑、波峰线长、传播距离长

弥散作用：

不同的波浪在传播的过程中，波长的传播速度快，使原本叠加在一起的浪分开

角散作用：

各波的传播方向不同，传播向各方向分散

近岸海浪的破碎类型：溢波、卷波、崩波研究海浪谱的意义：描述海浪能量依不同频率的分布内波：定义：发生在海水密度层结稳定的海洋内部的波动现象，称为海洋内波恢复力：弱化重力(重力与浮力的差) 布伦特-维塞拉频率：

在密度层结稳定的海洋中，受到轻微干扰，铅直方向的震荡频率，与海水稳定度有关

研究意义：对深层环流十分重要，形成温、盐细结构对海上工程的威胁潜艇和声呐传播方向和能量输送：

与水平方向成一角度传播，频率越高，角度越小，能量以群速度输送，群速度不等于相速度，且与之垂直，当斜上方传播时，能量向斜下方输送

界面内波：

发生在两层密度不同的海水界面处的波动

波速：具有相同波长的比表面波小十几倍

振幅：相同能量激发的内波比表面波振幅大几十倍

内潮的能量源(潮汐)、激发源(海底变化的地形)、载体(稳定层化的海水) 09 潮汐和风暴潮潮汐要素：潮位、平潮与停潮、高潮时与低潮时、涨潮时与落潮时、超差、高潮高与低潮高潮汐类型：正规半日潮、不正规半日潮正规日潮、不正规日潮引潮力定义：

地球上单位质量物体绕地月公共质心公转所产生的公转惯性离心力与月球引力的合力

平衡潮理论：理论假定：地球为一个圆球，表面完全被等深海水覆盖海水没有粘滞性和惯性海水不受科氏力和摩擦力基本思想：不考虑引潮力作用，尽在重力作用下海面为圆考虑引潮力后，变成了长轴指向月球的椭球，由于地球自转作用，形成了有周期性的潮汐月赤纬：

地球赤道平面与月球轨道平面的夹角

月赤纬与潮汐类型关系：月赤纬0时，地球上都是正规半日潮月赤纬不为0时，高纬度地区正规日潮，其他纬度出现日不等现象，越靠近赤道，半日潮程度越大，越靠近量级，日潮成分越大潮汐日不等现象：

月赤纬不为0，为半日潮和全日潮的叠加，

月赤纬增大，日不等现象显著，最大时称回归潮月赤纬为0时，称为为分点潮按照平衡潮理论，最大可能超差为78cm 分潮和假想天体：

把复杂周期的潮汐看作许多周期长短各异的潮汐叠加而成，而且假设每一个潮汐对应着一个天体

每个假想天体对海水作用引起的潮汐称为分潮

主要分潮有11个：

4个半日分潮：M2、S2、N2、K24个全日分潮：K2 、O2、P2、Q23个浅水分潮：M4、M6、MS4 平衡潮理论的贡献：可以简单明了解释潮汐现象和潮汐基本特征给出的潮差与实际大洋的潮差相近进一步引申出的分潮概念，可进行潮汐预报，潮位预报误差在10cm左右（气象潮很小的情况下）理论缺点：地球未全部被海水覆盖，与实际不符未考虑海水的运动和惯性，无法解释潮流现象浅海和近岸超差与理论差异较大无法解释半封闭海湾中无潮点以及两岸超差不等的现象实际上赤道和低纬度会有日潮出现理论上朔望日必成大潮，实际延后两天左右潮汐动力理论：基本思想：从动力学观点研究海水在引潮力作用下产生潮汐作用长海峡狭长半封闭海湾半封闭宽海湾潮波向前波驻波两驻波叠加潮流来复流，高潮：流向与潮波传向相同，低潮：流向与潮波传向相反高、低潮时流速最大半潮面时流速为0来复流，涨潮向里，高潮时流速为0退潮向外，低潮时流速为0半潮面时流速最大湾顶处潮流始终为0旋转流，潮流矢量反时针偏转矢量末端联线为椭圆无潮点潮流始终为最大各地潮流始终不为0潮差沿潮波传向看右岸大于左岸不存在无潮线湾顶大，湾口小存在无潮线岸边大，中间小存在无潮点谐振潮和独立潮：从大洋或外海向海湾传来的潮波，迫使海湾水体胁同一致地振动，这种振动叫胁振潮大洋或海区由天体引潮力直接的振动叫独立潮风暴潮定义：

风暴潮是指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现象

10 海水混合海水混合的三种基本形式分子混合：分子随机运动引起，与海水的性质有关涡动混合：也称湍流混合，由湍流运动引起，湍流具有随机性、扩散性和能量耗散性的特点，与海水运动状态有关对流混合：热盐作用引起，主要是铅直方向分子双扩散对流效应

由于分子热传导系数大于盐扩散系数，引起自由对流，促进海洋内部混合

主要两种形式：

冷而淡的海水置于暖而咸的海水之上暖而闲的海水置于冷而淡的海水之上 11 海洋大气相互作用气候系统的两个主要的外强迫：

太阳辐射、重力

海洋在气候系统中的作用：对大气系统热力平衡的影响：海洋吸收的太阳辐射占进入大气的 70 % 70\% 70%，储存的能量以感热、潜热、水汽循环的形式驱动大气运动对水汽循环的影响：大气中水汽 86 % 86\% 86%由海洋提供海洋具有着极大的热力学和动力学惯性，对大气运动起到调节作用海洋是大气系统中 C O 2 CO_2 CO2的最大汇，减缓温室效应厄尔尼诺：

赤道东太平洋的异常变暖

拉尼娜：

赤道东太平洋厄尔尼诺之后异常变冷

南方涛动：

赤道东西太平洋气压的反相变化

南方涛动指数：

塔希提岛和达尔文岛的气压差

厄尔尼诺形成和发展机制： Created with Raphaël 2.2.0 东南信风减弱太平洋东向西的洋流减少底部冷海水上泛减少赤道东太平洋海水异常增暖大气环流被破坏大量异常气候现象发生

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