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1、海洋科学导论题目：海水运动及其对气候的影响姓名曹静逸学号1012101104班级测绘一班（10121011）一一年十一一月二十四日目 录绪论1Parti海洋环流21.1海流的分类21.2海流形成的原因31.3地转偏向力与地转流31.4 上升流与下降流41.5风海流理论5Part2 潮汐62.1潮汐现象概述62.2潮汐的分类72.3引潮力7Part3波浪与深层水83.1波浪83.2大洋深层水的运动及主要特征9Part 4海水运动对沿岸的影响94.1气候系统94.2海洋对气候系统的作用94.3洋流对沿岸地理环境的影响10参考文献10绪论1、海洋是环境的产物。在地球上，通过能量、物质的相互传递与环境
2、相互作用。（1）它占地球表面积70.8%，被陆地分隔。（2）海洋平均深度为3800米，最深为11034m （陆地海拔最高为8848米），（3）海洋中海水的运动以水平运动为主。（4）北半球，陆地占其总面积的67.5%，南半球占32.5%；北半球陆地和海洋 比例为60.7%和39.3%，南半球海陆比例为80.9%和19.1%。（5）各大洋水域连成一体，可以充分进行物质和能量的交换。北半球陆地几乎 连成一体，阻挡了北冰洋与其他大洋的水交换，使北冰洋底层水无法流出、 进入其他大洋。其他大洋底层水均来自于南极大陆附近的边缘海。2、海洋的概述（1）洋：辽阔连续巨大的咸水体；占海洋总面积的90.3%；全球有
3、4个,分别为太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋。洋的水文特征：远离陆地，受陆地影响小；面积大，水深（平均23千米）；有独立的环流和潮波系统；底质为软泥、红粘土。平均盐度35，年变化小。（2）海：陆地边缘的咸水小水体；占海洋总面积的9.7%；全球共54个。海的水文特征：靠近陆地，受陆地影响大；面积小，水浅（小于2千米）；无独立的潮波系统，潮波是大洋传入；底质为陆沉积；,陆间海：大陆之间的，面积深度较大。例如一地中海、加勒比海。内海： 伸入大陆内部的海，面积较小，其水文特征受周围大陆的强烈影响。 世家海和波罗的海。y边缘海：位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔。如东海、日本海。（3）海湾一一外宽
4、内窄，洋或海伸进大陆的一部分。海湾中常出现最大潮差， 如杭州湾大潮，最大潮差可达8.9m。（4）海峡一一两块陆地之间形成的两端连接海洋的狭窄水道。（5）南大洋：三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋，又名南极水域。3、海洋的意义它有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋地层水团的主要形 成区，又对大洋环流起着重要作用。Part.1海洋环流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。 所谓“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流 动；“相对稳定”的含义是在较长的时间内，
5、例如一个月、一季、一年或者多 年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。1.1海流的分类：按成因分有密度流，风海流，补偿流；按受力分有地转流、惯性流；按发生区域有赤道流、陆架流、东西边界流等； 按运动方向分有上升流、下降流；按海流温度与周围海水温度差异分有寒流、暖流等1.2海流形成的原因1、海面上的风力驱动，形成风生海流。地球表面受热不均匀，赤道附近低纬度地区太阳辐射强、气温高。随着纬 度增大，太阳辐射愈来愈弱，气温也逐步降低。到了南、北极便进入了冰天雪 地的世界。由于空气的流动，赤道地区气温高，空气上升，向两极方向流动。 于是，便在赤道和两极之间形成一个大气环流。这种空气流动就是我们最常见 的
6、风。由于受地球自转等因素的影响，原本正南、正北的风向发生了变化，使 地球表面形成了风带。风吹水动，某处海水流走了，邻近的海水马上补充过来，连续不断，就形 成了海流，这种由风直接产生的海流叫做风海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直 至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而 言是一薄层。2、由于海水的温盐变化形成的海流。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的分布又决 定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与等势 面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海 流的形成。3、
7、实际上，单一原因产生的海流是极少见的，海流往往是多种原因综合作用的 结果。海流一旦产生，又会受到海水深度、地形变化等因素的影响。1.3地转偏向力与地转流1、地转偏向力（科氏力）研究地球上海水或者大气的大规模运动时，必须考虑地球自转效应，或称 为科氏效应。2、地转流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时，海水的流动便达到稳定状态。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。1.4上升流与下降流上升流是
8、指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。因此，风海流的体积运 输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然引起 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（即风海流的附效应）。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。而与岸垂直的风则不能。当然对浅海而言，与岸 线成一定角度的风，其与岸线平行的分量也可引起类似的运动。例如，秘鲁和 美国加利福尼亚沿岸分别为强劲的东南信风与东北信风，沿海
9、岸向赤道方向吹， 由于漂流的体积运输使海水离岸而去，因此下层海水涌升到海洋上层，形成了 世界上有名的上升流区。又如非洲西北沿岸及索马里沿岸（西南季风期间），由 于同样原因，都存在着上升流。上升流一般来自海面下200300m的深度，上升速度十分缓慢，通常为 10-5量级（m/s），自60年代开始，直接采用铅直海流计测量的结果，所得流 速要大些。尽管上升流速很小，但由于它的常年存在，将营养盐不断地带到海 洋 表层，有利于生物繁殖。所以上升流区往往是有名的渔场，例如秘鲁近岸就 是世界有名的渔场之一。在赤道附近海域，由于信风跨越赤道，所以在赤道两侧所引起的海水体积 运输方向相反而离开赤道，从而引起了赤
10、道表层海水的辐散，形成上升流。大 洋中由于风场的不均匀也可产生升降流。1.5风海流理论1、风海流理论是如何建立的？南森在北冰洋考察时发现冰的漂流方向与风向不一致。他的学生艾克曼于 1905年在以下假定：（1）均匀；（2）海区无限宽广，海面无起伏；（3）风场 均匀稳定；（4）只考虑垂直涡动粘滞系量引起的水平方向的摩擦力，且视为常 数；（5）科氏力不随纬度变化的条件下建立了无限深海风海流的理论模型。2、无限深海风海流（亦称漂流）的空间结构或流动特征 以北半球为例：1）表层流速最大，流向偏向风向的右方45度；2）随深度增加，流速逐渐减小，流向逐渐右偏；3）至摩擦深度，流速是表面流速的4.3%，流向与
11、表面流向相反，其下可忽略；4）连接各层流速的矢量端点，构成艾克曼螺旋线。3、风海流的水体是怎样输运的？无限深海风海流垂直风向输送，北半球在风向的右边，南半球相反。浅海风海 流沿风向和垂直风向都有输送。4、风海流的附效应由于风海流水体的输送，导致海水辐聚或辐散，会产生海水的升降流运动，称 为风海流的附效应。而顺岸风；气旋或反气旋；风场分布不均匀等情况能产生 升降流。4、大洋表层环流的地理分布特征副热带海区存在反气旋式环流：由（南、北）赤道流、西边界流、西风漂流和 东边界流组成首尾相接的环流；南半球和北半球在太平洋、大西洋都有环流。 印度洋南半球与大西洋和太平洋相似，北半球冬夏环流形式受季风影响不
12、同， 冬半年是反气旋式环流，夏季则消失。亚北极海区存在气旋式环流：太平洋和大西洋的亚北极海区受极地弱东风的影 响。Part.2潮汐2.1潮汐现象概述潮汐是由于日月对地球的引力引起的海水水位的周期性涨落。在很多沿岸 地区内，海平面由于受月球和太阳的引力作用，每日两次涨落，所有水体经受 潮汐作用的程度，取决于它们的尺度和所处的形状。世界平均潮差为0.76米。 潮差较低的是苏必利湖，仅为6厘米，相反，在加拿大的芬迪湾，最大潮差达 13.5米。我们习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平运动方向的流 动称为潮流。整-浩蒯S一2.2潮汐的分类1、正规半日潮：一个太阴日(24时50分)内，有两次高潮两
13、次低潮，潮差相等。2、全日潮：一个太阴日(24时50分)内，有一次高潮一次低潮。3、混合潮：一个塑望月内，既有半日潮，又有全日潮。包括:(1)不正规半日潮：一个塑望月内的大多数日子是半日潮，少数日子是全日潮。(2)不正规日潮：一个塑望月内的大多数日子是日潮，少数日子是半日潮。2.3引潮力1、引潮力：地月公共质心运动所产生的惯性离心力与月球引力的合力称为引潮力。2、引潮力特性：地球表面各点所受的引潮力的大小、方向都不同。3、引潮力势：自地心移动单位质量物体至地面任一点克服引潮力所做的功。从地心移动单位质量物体到某一点，克服重力和引潮力所做的功，叫做这一点的位势，位势相等的点连成的面称为等势面。今
14、天，研究潮汐的系统已比较完整。重要的是，它对航海、港口建设以及军事有着特殊意义，所以格外受人关注。Part.3波浪与深层水3.1波浪在海洋中存在着各种不同形式的波动，从风产生的表面波，到由月亮和太 阳的万有引力产生的潮波，此外，还有表面看不见的且下降急剧的密度梯度层 造成的内波，以及海啸、风暴潮等长波。1、波浪类型：按成因分为风浪、涌浪。按相对水深分有深水波、浅水波。按波形传播分有前进波、驻波波浪要素:波峰（谷）、波长、周期、波速（波型传播的速度）、波高（相邻 波峰和波谷的垂直距离）、振幅、波陡（波高与波长之比）波峰线（波峰的连线）、 波向线（波浪传播方向，垂直于波峰线）。3、深水波与浅水波深
15、水波：于波长的一半时，为深水波。其波速与水深平方成正比浅水波：波长的20分之一时为浅水波。浅水波波速与水深平方成正比。4、风浪与涌浪风浪：由局地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态。风浪波面粗 糙，波长和周期短，波峰陡峭，波峰线短，常出现波浪溢浪（白帽）现象。涌浪：是海面上由其他海区传来的或局地风力减小、平息，或风向改变后海面 上遗留下的波动。涌浪波面光滑，波峰线长，波长和周期长于风浪。俗语中的“无风不起浪和风大浪高”指风浪，“无风三尺浪”指涌浪。决定风浪大小的因素有风速（风力大小）、风时（风的作用时间）和风区（风的 作用区域大小）。3.2大洋深层水的运动及主要特征1、深层水及其成因深层水介于中层水和底层水之间，约在20004000米的深度 上。主要在北大西洋格陵
