海洋PPT
第二章地球系统与海底科学
重点：海底科学。
地球圈层：可分为：大气圈、水圈、生物圈、地壳、地幔、地核。以地表为界，前三圈叫外圈，后三圈叫内圈。
地表形态—地形—地貌—地貌营力：规模不同、形态各异的地貌是在不同的地球内、外营力下形成的，这些营力也可称为地貌营力。地表形态又称地形或地貌
?内营力在地表形成大陆与海洋、构造山系与拗陷盆地等基本地貌格架，总的趋势是
增加起伏。外营力对这个格架不断进行风化、侵蚀、剥蚀，并把破坏了的物质搬运到低处堆积起来，总的趋势是削高填低。
地貌的变化发展受地球内营力作用、外营力作用和时间三个因素的影响。
?地貌的空间尺度：最大的空间尺度上，有大陆和海洋。次在一级尺度上，大
陆内部有山地、高原、平原、盆地；海洋中有大洋盆地、大洋中脊、海沟。
海底构造地貌主要可分为大洋中脊、大洋盆地、海沟、海底高原等
海与洋—海的定义：海又称为“大海”，是指与“大洋”相连接的大面积咸水区域，即大洋的边缘部分。海分为边缘海、内海和陆间海。
海岸和海底：
海岸是由海岸线和海岸带组成。
海岸线:指海平面升到最高处和陆地的交线.
潮间带:高潮水位和低潮水位间的地带
海岸带:海洋与陆地相互交接、相互作用的地带，其范围由潮间带向海陆两侧扩展到一定的宽度.
为什么说潮间带是海岸带的主体？
不同类型的海岸：基岩岸、河口岸、砂质海岸、淤泥海岸、珊瑚礁岸和红树林岸等。
影响黄河入海口处的海岸线变迁的主要因素是：泥沙淤积和海浪侵蚀作用
外营力地貌：海岸地貌
海岸带地貌营力包括波浪、潮汐、海流等。
波浪通过冲刷、研磨、溶蚀等使海岸线逐渐后退的过程称海蚀作用，形成各种海蚀地貌。波浪搬运海底砂砾物质并在一定的条件下堆积起来的过程称为海积作用，形成各种海积地貌。
潮汐周期性的升降改变海岸带波浪作用的强度，同时也搬运泥沙，对海岸带地貌有显著的影响。
海蚀地貌：
岸边激浪的强烈冲刷作用形成高度大致相同的凹槽，宽度大于深度的称海蚀穴；深度比宽度
大的称为海蚀洞。冲入洞中的浪流及其对空气的压缩作用，可将洞顶击穿，称为海蚀窗。海蚀穴顶的岩石因下部掏空而不断崩塌，这样形成的悬崖称为海蚀崖。在平台上残留成突立的岩柱，称海蚀柱。于岩性和构造的差异，波切台表面遍布几十厘米高的岩脊，称岩脊滩。向海突出的岬角同时遭受两个方向波浪的作用，可使两侧海蚀穴蚀穿成拱门状，称海蚀穹。海蚀崖不断后退，在陡崖的前方留下一个向海微倾斜的基岩平台，称为海蚀平台或波切台。
海积地貌：
由碎浪形成、大致与海岸线平行的长条形水下泥沙堆积体称为水下沙坝。海面大幅度的迅速下降还可以使水下沙坝转变为露出海面的离岸堤。离岸堤与陆地之间是封闭或半封闭的浅水泻湖。由激浪流形成、与陆地相连的砂砾堆积体是沙滩。若进流越过滩顶流向陆坡上，而退流很弱，形成双坡型海滩，这种海滩在形态上表现为沿岸堤。
海底的地貌形态——大陆边缘
一.大陆架
1.特征：是大陆向海洋自然延伸的广阔平坦的浅海区域,坡度很小。
2.分布：从低潮线起向深海方向倾斜,直到坡度显著增大的转折点为止。
3.成因
(1)堆积型
(2)侵蚀--堆积型
二.大陆坡
1.特征：陡窄的阶梯与海槽、海沟相伴分布,火山、地震活动频繁。
2.分布：大陆架与洋底的过渡地带。
3.成因
(1)构造运动活跃区
(2)地堑或断裂发育地带
(3)破碎的大陆块在洋底的残留
三.大陆隆（大陆基）：
平缓的扇形地貌；海底油气资源的远景区
海底的地貌形态——大洋底
●大洋中脊又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系
列。
●各大洋的展布特点：
1、在大西洋，中脊位居中央，延伸方向与两岸平行，边坡较陡，称为大西洋中脊；
2、印度洋中脊大致位于大洋中部，但分三支，呈“入”字型展布；
3、在太平洋内，因中脊偏居东侧且边坡平缓，故称东太平洋海隆。
海底扩张学说
其理论基础：
（1）联合古陆的重建、拼合和越来越多的大陆漂移证据；
（2）大洋中脊体系及其中央裂谷带的形成机制与特征；
（3）海洋沉积物自大洋中脊轴部向两侧依次变厚的事实；（4）海洋地壳的年轻性；
（5）某些大陆边缘沟－弧体系的发现及其突出的地震、火山活动特点；等等。
板块构造学说
“板块”由Wilson（1965）在论述转换断层时首先提出，后经不断综合和完善，1968年正式提出“板块构造”学说。
地球上层自上而下分为刚性的岩石圈和塑性的软流圈两个圈层。岩石圈在侧向上被地震带所分割，形成若干大小不一的板块，称为岩石圈板块，简称板块。
全球共可分为六大板块：欧亚板块、太平洋板块、印度-澳大利亚板块、南极洲板块、美洲板块、非洲板块
①离散型边界：见于洋中脊或洋隆，以浅源地震、火山活动、高热流和引张作用为特
征
②汇聚型边界：可分两个亚类：俯冲边界和碰撞边界。
③守恒型边界：相当于转换断层，是二相互剪切滑动的板块边界。地震、岩浆活动、
变质作用、构造活动等主要发生在板块边界。
古老的海水，年青的海底？（海底扩张）
大洋盆地是指大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底。
海洋沉积
滨海沉积
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，是海洋与非海洋过程相互作用的地带。
1.海滩沉积作用
2.潮坪沉积
3.沙坝—泻湖沉积体系
4.河口湾沉积
5.三角洲沉积作用
中立线的概念：波浪使泥沙向岸，重力使泥沙离岸，在某一深度上二者达到平衡，形成所谓中立点（线），中立线以下向海一侧泥沙，最终堆积形成沿岸沙坝（离岸坝）。
第三章
纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，等于1000kg·m3；在4℃以上时，密度随温度的降低而增大，但在4℃以下时却随温度的降低而减小，即所谓“反常膨胀”。也叫水的密度变化反常
同是氧族的氢化物，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面张力值等都比氧的同族化合物高。
海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比。
用AgNO３滴定法测定海水氯度时，国际上统一使用一种其氯度值精确为19.374‰的大洋水作为标准，称为标准海水。其盐度值对应为35.000‰
由于地球表面积的近71%为海水所覆盖，由于海水的比热容远大于大气的比热容，因此海水的温度变化缓慢，而大气的温度则变化剧烈。
由于“盐度”存在，单位面积海面上平均的水分子数目较少，减少了海面上水分子的数
目，因而使饱和水汽压降低，限制了海水的蒸发。
若海水的热传导是由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传导或湍流热传导。
涡动热传导在海洋的热量传输过程中起主要作用，分子热传导只占次要地位。涡动热传导系数主要和海水的运动状况有关，在不同季节、不同海域中有较大差别
海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。
虽然海水最大密度温度与冰点温度都随盐度的增大而降低，但前者降得更快
海水的粘滞性――当相邻两层海水作相对运动时，在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。
分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系数则与海水的运动状态有关。
在液体的自由表面上，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的增高而减小，随盐度的增大而增大。海水中杂质的增多会使海水表面张力减小。
海水状态方程是海水状态参数温度、盐度、压力与密度或比容之间相互关系的数学表达式
海水状态方程除可直接用于计算海水的密度外，尚可计算海水的热膨胀系数、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。
海水最大密度温度随盐度的增大而降低的速率比其冰点随盐度增大而降低的速率快。
海水组成恒定性原理――无论海水所溶解的盐类的浓度大小如何，其中常量离子间比值总是恒定的。
热传导：相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，使热量由高温处向低温处转移。
讨论：1、海冰形成的过程？ 2、海冰的形态特征？
海冰是淡水冰晶、卤汁和气泡的混合物。盐度的高低取决于冻结前海水的盐度、冻结的速度和冰龄等因素。比热容比纯水冰大，且随盐度的增高而增大，随温度的降低有所降低。
热传导系数比纯水冰小，略大于海水的分子热传导系数；还随深度，即由冰面厚度而增大。
热膨胀系数随海冰的温度和盐度而变化。对低盐海冰，随着温度的降低，开始是膨胀，继之变为收缩，临界温度值随海冰盐度的增加而降低。高盐海冰，随温度降低始终是膨胀的，但膨胀系数越来越小。
铅直方向上：通过湍流进行，是海面上风、浪和流等引起的涡动混合。
下层冷水上涌及其机制
水平方向上：世界大洋的海面热平衡呈纬向带状分布，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
影响水平衡的因子――收入主要靠降水、陆地径流和融冰；支出则主要是蒸发和结冰。
太平洋因降水与径流之和大于蒸发，水量有余；大西洋因蒸发大于降水与径流之和，导致水位损失；北冰洋因蒸发少径流多而有水量盈余。水量盈余将使盐度减小，反之使盐度增大。
盐度的分布――分布规律从南北半球的副热带海区分别向两侧递减。
海水温度的变化，取决于海水热量平衡的分布与变化(即纬度高低和季节变化)，还与沿岸地形(海域封闭程度)、气候、洋流等因素有关。
海水表层温度的分布规律：由低纬向高纬递减。
海水垂直温度的分布规律：由表层向下降低，1000米以下常年保持低温状态。
海水的渗透压：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（广盐性和窄盐性）不同。
表层海水的密度可以直接测量，但深层的海水密度至今无法直接测量。然而海水密度在大尺度海洋空间的微小变化，影响异乎寻常。
“一个大气压国际海水状态方程”，其适用范围：温度 -2～40℃，实用盐度0～42。高压国际海水状态方程，适应范围：海压0～10Pa，压力匹配因数n=10，其他同上。比原有的其它形式的状态方程更为精确，用于计算海水的体积热膨胀系数或压缩系数等，精度也很高。
由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体——冰山，不属于流（浮）冰。
固定冰：与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰。潮位变化时随之发生升降运动。海面以上高于2m的固定冰称为冰架。海岸上狭窄的固定冰带，不随潮汐升降的，是固定冰流走的残留部分，称为冰脚。搁浅冰也是固定冰的一种。
蒸发和凝结本是可逆过程，但海洋只有蒸发耗能。蒸发的速率与近海面空气层中水汽的铅直梯度成比例。因此，海面上部气层中在铅直方向上的水汽压差，是维持海水蒸发的先决条件。
盐度分布的特殊值，平均值 3.5%，最大值红海，4.1%，位于副热带，蒸发强烈；淡水注入少。最小值波罗的海，<1%，蒸发小，大量陆地淡水注入。
海水盐度的变化体现在时空两个方面，其影响因素和分布规律列表分析如下：
(1)海水物理性质的差异包括三个方面：温度、盐度、密度，一般从温度和盐度两个方面作答。
(2)影响海水温度的因素：①纬度位置(低纬度海水温度高，高纬度海水温度低)。②洋流(暖流使所流经海区水温增高，反之降低)。③海陆状况(内海水温受陆地影响大，夏季比同纬度其它海区水温高，冬季比同纬度其它海区水温低)。④陆地径流(东西方向的河流流入海洋，由于夏季大陆气温高于海洋，所以陆地径流水温高于海洋，使所注入海区水温变高)。⑤水深(海水温度随深度增加而降低，到1000米以下水温极低，趋于零度)。
(1)影响海水盐度的因素：①纬度位置或气候(影响降水量及蒸发量，影响降水量与蒸发量的对比关系)。②淡水汇入量(影响海口地区盐度)。③洋流(寒流使盐度变低，暖流使盐度变高)。
④海湾是否封闭(海湾封闭与外海海水交换不畅，受外海海水盐度影响小)。
洋流与等温线的关系：
①“暖高寒低”即暖流流经海区的等温线凸向高纬海区，寒流流经海区的等温线凸向低纬海区。
②“凸向即流向”即洋流流经海区等温线凸出的方向即为洋流的流向。
③“低来寒、高来暖”即由低温海区流向高温海区的洋流为寒流，由高温海区流向低温海区的洋流为暖流。
洋流与等盐度线的关系：
①“暖小寒大”即暖流流经海区的等盐度线向数值小的方向凸出，寒流流经海区的等盐度线向数值大的方向凸出。
②“低反高同”即在中低纬度海区，洋流的流向与等盐度线凸出的方向相反；在中高纬度海区，洋流的流向与等盐线凸出的方向相同
3)等温线与等盐度线的关系：
①在中低纬度海区，等温线与等盐度线凸出的方向相反；在中高纬度海区，等温线与等盐度线凸出的方向相同。
②在中低纬度海区，等温线上的数值变化趋势与等盐度线上的数值变化趋势相反；在中高纬度海区，等温线上的数值变化趋势与等盐度线上的数值变化趋势相同。
第五章
5.1 海流的成因及表示方法
海流是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。
海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。
海流形成的原因
风力驱动（风生海流、风海流或漂流）
温盐变化（热盐环流）
等压面与等势面
描述海水运动的方法：拉格朗日方法和欧拉方法。
拉格朗日方法：跟踪水质点以描述它的时空变化，用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。
欧拉方法：站点同时对海流进行观测，依测量结果，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。
5.2 海流运动方程
重力是地心引力与地球自转所产生的惯性离心力的合力。
在静态的海洋中，当海水密度为常数或只是深度的函数时，压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行。这种压力场称为正压场。
当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在明显差异时，等压面相对于等势面将发生倾斜，这种压力场称为斜压场。由于外部原因，例如风、降水、江河径流等因子引起海面倾斜所产生的压力场称为外压场。
地球自转效应，或称科氏效应（地转偏向力，科氏力）
——地球自转所产生的惯性力。
基本性质：
1、只有当物体相对地球运动时才会产生；
2、沿物体运动的方向看，北半球它垂直指向物体运动的右方，南半球恰恰相反，即指向左方；
2、科氏力只改变物体的运动方向，不改变物体运动的速率；
3、水平科氏力的量值与物体运动的速率及地理纬度的正弦成比例，在赤道上为零。
切应力是当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。它与垂直两层流体界面方向上的速度梯度成正比。
海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力，它将大气动量输送给海水。
引潮力是日、月等天体对地球的引力以及它们之间作相对运动时所产生的其它的力共同合成的一种力。它引起海面的升降与海水在水平方向上的周期性流动。
引起海水运动的力还可以来自火山爆发和地震等。
海水运动方程
海水加速度= 压力梯度力+ 科氏力+ 重力+ 切应力
切应力，包括海面风切应力和内部切应力
5.3 地转流
在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡，海水的流动才达到稳定状态。
若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。
5.4 风海流
浅海风海流的基本特征：
水深越浅，从上层到下层的
流速矢量越是趋近风矢量的方向。
风海流的体积运输
导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性（或称海水体积的守恒性），又引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。上述现象称可为风海流的副效应。
由无限深海风海流的体积运输可知，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐聚或辐散，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升。
浅海或者与岸线成一定角度的风？
近岸流的基本特征
可存在三层流动结构，即表层流、中层流和底层流
表层流包括由风直接引起的纯漂流，和上述倾斜流；
中层流是单纯的倾斜流；
由倾斜流在底摩擦层内形成的底层流。海底为零，在底摩擦层上界则与倾斜流（中层流）相一致。
（1）风海流：风生环流，主要占据大洋上层；
（2）密度流：热盐环流，在大洋中下层占主导地位；其相对风生环流而言流动是缓慢的，但具有全球大洋的空间尺度。
（3）补偿流：除水平方向的以外也有垂直的。
5.5 世界大洋环流和水团分布
斯托梅尔（H. Stommel）、蒙克（W. H. Munk）等风生大洋环流模式：
当科氏力随纬度变化时，所得的流线型与大洋流场一个主要特征十分相似，即在大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。这种现象被称为洋流西向强化。
北太平洋的黑潮，北大西洋的湾流及印度洋的莫三比克海流均体现了西向强化的明显特征，即流幅窄、流速加快。
风生环流主要表现在大洋的上层。而热盐环流，相对而言，则在大洋中下层占主导地位。
热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。具有全球大洋的空间尺度。、
密度“锅”：描述热盐环流的一种简单模型，考虑“与等密度面”。
核心层分析法：根据等密面上的温盐结构分析，确定由热盐作用引起的海水运动情况。
例：地中海高盐水（接近38.0）。
由热盐作用所形成的大洋深处环流，主要源地北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海等，其速度是很小的？
斯托梅尔的大洋热盐环流模式：
由于海水体积的守恒性，高纬下沉的海水必然引起大洋内存在海水的上升运动。除南极海面辐散带以外，根据大洋主温跃层是稳定的这一事实，提出了海水下沉是局部的，但上升运动遍及整个中低纬度海区。
理由：低纬海区每年有净热量收入，如没有冷水上升的补偿，则主温跃层会增深。
K.威尔特奇（1961）经向热盐环流：
考虑海洋上层与表层的向极流，高纬海区高密水下沉，在深层向赤道方向散布，以及海水通过主温跃层上升。
世界大洋上层主要水平环流
总特征可用风生环流理论解释。太平洋与大西洋的环流型相似：
南、北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流（北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向）；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流（大西洋湾流，太平洋黑潮）都非常强大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；
北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。
（一）赤道流系
与两半球信风带对应的有西向的南赤道流、北赤道流，亦称信风流，是两支较稳定的风生漂流。在南、北信风流之间，与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500km。
赤道流自东向西逐渐加强。主要在表面以下到100~300m的上层，在其下部有强大的温跃层。
赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
而赤道逆流区因有充沛的降水，因此相对具有高温、低盐的特征，它与北赤道流之间存在着海水的辐散上升运动，把低温、高营养盐的海水向上输送。水色和透明度也相应降低。（二）上层西边界流、湾流和黑潮
上层西边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流，包括太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫三比克流等。它们都是北、南赤道流的延续，具有高温、高盐、高水色和透明度大等特征。
佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称湾流流系。
黑潮
在太平洋西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。
到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。在进入对马海峡之前，在济州岛南部，也有一部分进入黄海，称为黄海暖流，它具有风生补偿流的特征。
黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在35°N附近分为两支：主干转向东流直到160°E，称为黑潮延续体；一支在40°N附近与来自高纬的亲潮汇合一起转向东流汇于黑潮延续体。
（三）西风漂流
北太平洋流、北大西洋流和南极绕极流。
界限：向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。
共同特点：在西风漂流区内存在着明显的温度经向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。
湾流到达格兰德滩以南转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。
在欧洲沿岸附近分为三支：中支进入挪威海，称挪威流；南支沿欧洲海岸向南，称加那利流；北支流向冰岛南方海域，称伊尔明格流。
北太平洋流是黑潮的延续，在北美沿岸附近分为两支：向南一支称为加里福尼亚流；向北一支称为阿拉斯加流。
南极绕极流由于南极周围海域连成一片，南半球的西风漂流环绕整个南极大陆。是一支自表至底自西向东的强大流动，其上部是漂流，而下部为地转流。
由于风场分布不均匀，造成来自南极海区的低温、低盐、高溶解氧的表层海水在极锋的向极一侧辐聚下沉，此称为南极辐聚带。
极锋两侧不仅海水特性不同，气候也有明显差异。故此称极锋南部为极地海区，北部至副热带海区为亚南极海区。
南极绕极流在太平洋东岸的向北分支称秘鲁流；在大西洋东岸的向北分支称本格拉流；在印度洋的向北分支称为西澳流。
四）东边界流
太平洋的加里福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。都是寒流。与西边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，影响深度也浅。
上升流是东边界流海区的一个重要海洋水文特征。
东边界流水色低，透明度小，形成大气的冷下垫面，造成其上方大气层结稳定，有利于海雾的形成，故干旱少雨。与西边界流区气候温暖、雨量充沛的特点形成明显的差异。
五）极地环流
南极海区环流在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内。由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。它与南极绕极环流之间，由于动力作用形成南极辐散带。
六）副热带辐聚区的特点
在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响。
由于在反气旋式大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。
第六章海洋中的波动现象
重点：风浪和涌浪。
难点：风浪和涌浪；海洋内波。
风浪和涌浪
●风浪是指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态；涌浪则指海面上
由其它海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面上遗留下来的波动。
●风浪的特征，波峰尖削，在海面上分布很不规律，波锋线短，周期小，当风大时常
常出现破碎现象，形成浪花。
●涌浪的波面比较平坦光滑，波锋线长，周期、波长都比较大，在海上的传播比较规
则。
涌浪在传播过程中的显著特点是波高逐渐降低，波长、周期逐渐变大，从而波速变快。
弥散和角散
●实际的海浪可视为是由许多不同波长、不同周期和振幅的分波组成，在传播过程中，
波长大的速度快，波长短的速度慢，于是使原来叠加在一起的波动分散开来，这种现象称为弥散。
●由于各个分波的传播方向也不尽一致，在传播过程中向不同方向分散开来，这种现
象称为角散。
第七章潮汐
重点：潮汐；风暴潮。
潮汐现象:指海水在天体引潮力作用下所产生的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。
潮汐要素
●涨潮、平潮与高潮；
●落潮、停潮与低潮
●涨潮时与落潮时
●高潮高、低潮高，与潮差。
潮汐的类型:
据潮汐涨落的周期和潮差的情况，大体分为：
●一个太阴日（约24时50分）内，有两次高潮和两次低潮，从高潮到低潮和从低潮
到高潮的潮差几乎相等，这类潮汐就叫做正规半日潮；
●一个朔望月中的多数日子里，每个太阴日内一般可有两次高潮和两次低潮；但少数
日子（当月赤纬较大的时候），第二次高潮很小，半日潮特征就不显著，这类潮汐就叫做不正规半日潮；
●在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，象这样的一种潮汐就叫正规日潮，或称
正规全日潮；
●一个朔望月中的多数日子里具有日潮型的特征，但有少数日子（当月赤纬接近零的
时候）则具有半日潮的特征。
潮汐的不等现象:
●凡一天之中两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等，此称为潮汐的日不等现象。
●高高潮与低高潮；低低潮与高低潮。
●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。
引潮力:地球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称为引潮力。
平衡潮:
潮汐静力理论（或称平衡潮理论），假定：
（1）地球为一个圆球，其表面完全被等深的海水所覆盖，不考虑陆地的存在；
（2）海水没有粘性，也没有惯性，海面能随时与等势面重叠；
（3）海水不受地转偏向力和摩擦力的作用。
海面在月球引潮力的作用下离开原来的平衡位置作相应的上升或下降，直到在重力和引潮力的共同作用下，达到新的平衡位置为止。
根据潮汐静力理论可得到以下结论：
（1）在赤道上永远出现正规半日潮；
（2）当月赤纬δ不等于0时，两极高纬度地区（纬度|φ|＞90°-|δ|）出现正规日潮；（3）δ不等于0时，在其他纬度上出现日不等现象，越靠近赤道，半日潮的成分越大，越靠近南、北极，日潮的成分越显著。
同时考虑月球和太阳对潮汐的效应？
两潮相叠加形成朔望大潮；两潮相抵消形成方照小潮。
推算潮时的简易方法——八分算潮法
●估算正规半日潮海区或港湾潮时的简易方法:
高潮时＝0.8h×〔农历日期－１（或16）〕＋高潮间隙
高潮间隙，月中天时至下一个高潮发生时刻的时间间隔。
●但是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：
高潮时＝月中天时＋高潮间隙
●农历十六的０时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）。
对潮汐静力理论的评价:
实用价值：
（1）潮汐静力理论建立在客观存在的引潮力之上；
（2）根据潮汐静力理论导出的潮高公式所揭示出的潮汐变化周期与实际基本相符；
（3）由潮高公式计算出来的最大可能潮差为78cm，这一数值与实际大洋的潮差相近。
主要的缺点：
（1）脱离实际地假定整个地球完全被海水包围；
（2）完全没有考虑到海水的运动，假设海水没有惯性也与实际不符；
（3）浅海、近岸地区的潮差与理论结果相差较大；
（4）潮汐静力理论既然完全没有涉及海水的运动，因此它无法解释潮流这一重要现象；（5）在半封闭的海湾中，常出现没有潮汐涨落的无潮点，等潮时线绕无潮点顺时针或反时针旋转，两岸潮差不等；
（6）按照潮汐静力理论，赤道上永远不会出现日潮，低纬度地区也以半日潮占优势，与事实不符；
（7）实际上多数的地方大潮出现在朔望日之后两天左右，这滞后的天数称为潮龄。
1.请简述两种大陆边缘各自的特点；
1.请简述海水结冰的条件及过程；
1.请谈谈你对“密度锅” 的认识。
风暴潮
●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的现象。
●风暴潮会产生显著的短重力波。
●风暴潮与天文大潮；风暴潮与海啸；风暴潮与河口地区暴雨或洪峰
●需要在验潮曲线中消除天文潮，亦即把天文潮和风暴潮分离开。
●基于线性叠加原则的分离方法：由验潮曲线减去潮汐预报曲线，其“差值”即为“风暴
潮曲线”。
风暴潮传到大陆架或港湾中时将呈现出一种特有的现象，大致可分为三个阶段：
●第一阶段，风暴潮尚未到达以前，在验潮曲线中已能觉察到潮位受到了相当的影响，
有可达到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，产生急剧的水位升高，潮高能达到数米；即主振
阶段，是风暴潮成灾阶段。
●第三阶段，主振阶段过后，往往仍存在一系列的振动——假潮或（和）自由波。特
别当风暴平行于海岸移行时，在大陆架上，往往显现出一种特殊类型的波动——边缘波。谓之“余振”，时间长可达2~3天。当遭遇天文潮高潮？