海洋科学导论

海洋科学导论

一、绪论

海洋科学：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：世界海洋及与之密切相关联的大气圈、岩石圈、生物圈，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)。特点：特殊性和复杂性、综合性，海洋中的水汽冰三态的转化无时无刻不在进行，作为自然系统的多层次耦合性。

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。

海洋科学的发展史：第一阶段：海洋知识的积累；第二阶段：海洋科学的奠基与形成；第三阶段：现代海洋科学时期；最后，海洋科学的未来。

二、地球系统与海底科学

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。海洋不仅面积超过陆地，其深度也超过陆地高度。3000m以上深海洋占其总面积的75％；而高度不足1000m 的陆地占其总面积的71％。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。

海洋的划分：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。海是海洋的边缘部分，全世界共有54 个海，其面积占世界海洋总面积的9.7％。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。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。

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，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。大洋盆地中还有星罗棋布的海山，绝大多数为火山成因，相对高度小于1000m者称海丘、大于1000m者称海山。相对平坦区称为深海平原，为不断的沉积作用所致，原先并不平。

海底扩张，板块构造和大陆漂移的联系：先讲各自的+根据板块构造观点，海底扩张实际上是一对岩石圈板块自中脊轴向两侧的扩张运动。位于岩石圈板块上面的大陆块，伴随着板块的运动而被动地发生长距离水平位移。这就是我们今天所说的大陆漂移，与魏格纳的大陆漂移有原则区别。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。海底构造实质上就是海洋底板块生成—运动—消亡过程中所发生的各种构造活动和构造现象。

板块边界划分为拉张、挤压和剪切三种基本类型

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。海滩主要受波浪的控制，海滩沉积物的粒径变化较大，从粉砂到巨砾，大部分为砂、砾。

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。多呈带状延伸，在开阔海的边缘规模较大。潮坪发育条件除地形、潮差外，还须有丰富的细粒沉积物质和微弱波浪作用。

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。

大陆坡—陆隆沉积除受地质构造环境、海面变化、物质来源及生物活动影响外，主要受块体运动、大洋深层热盐环流及水柱中的沉降等过程的控制。陆坡—陆隆堆积了大量的以陆源成分为主得沉积物，厚度达4000~5000m。陆坡-陆隆的搬运沉积过程有连续和不连续之分。连续过程包括水柱中的沉降作用、浑水羽状流和底层流作用，参与该过程的流体体积虽大，但碎屑浓度很低，故沉降速率也很低。不连续过程包括浊流、碎屑流、滑动等方式，参与该过程的流体体积虽小，但因浓度很高，故沉积速率也很大。、

大洋沉积：大洋沉积物由生物组分(钙质和硅质)及非生物组分(陆源、自生、火山和宇宙尘埃)组成。按其成因可分为5类：远洋粘土、钙质生物、硅质生物、陆源碎屑、火山碎屑

海底矿物资源：滨海矿砂、海底石油和天然气、磷钙石和海绿石、锰结核和富钴结壳、海底热液硫化物、天然气水合物

三、海水的物理特性和世界大洋的层化结构

海水中的含盐量是海水浓度的标志，海洋中的许多现象和过程都与其分布和变化息息相关。引进“盐度”以近似地表示海水的含盐量。

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-1·℃-1。

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、定盐情况下h=1/V·(?V/?T)|P,S，h的单位为℃-1。

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。

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。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。

海水状态方程：“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

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

海面热收支（海面热平衡方程）：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

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

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

海洋温度的变化与分布：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。3）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℃。4）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。5) 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。水平分布：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。铅直分布：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。

盐度的分布变化：水平分布：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。分布特征：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。

海洋温度、盐度和密度的分布：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。

水团：源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。

水团：源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。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。温-盐图解(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。根据T-S图解中点或者点簇的个数来判定水团的数目。

水团的形成和划分：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。

水团的分析方法：定性综合法、浓度混合法、概率统计法、模糊数学法

水型(watertype)：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。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。

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。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。特征：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。

四、海流

海流：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。

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值除以海水密度，单位（N/kg3）

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；

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。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。

（可能性大题）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

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。

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。

（大题）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

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。

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。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。

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。

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。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

五、波浪

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。海浪分为波浪和涌浪

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

按作用力性质：自由波（如涌浪、海啸）和强迫波（如风浪、潮波）

按发生深度：表面波和内波；

按振幅与波长之比：小振幅波(或线性波)和有限振幅波。

小振幅波：是指波动振幅相对于波长为无限小(H/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。

有限振幅波：振幅相对于波长不能忽略，与小振幅波相比，它更接近实际海浪。有限振幅波的波动理论很多，主要有Stokes波、Cnoidal波、孤立波等。

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。

风浪的三种状态：过渡状态、定常状态、充分成长状态

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。

波浪的折射

波浪传入浅水后，由于波速和地形的影响，导致波向发生转折。

不难推论，在海底凸出的海岬处，由于折射原因，波向线产生辐聚，而在凹进的海岸处，波向线辐散。

故在海岬处常出现较大波浪，而在海湾处相对较小

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。

沿岸流与离岸流，对海岸泥沙的搬运起着重要作用。例如青岛第一海水浴场在离岸不远的地方存在着比近岸一侧水深较小的浅滩，可能就与离岸流有关。

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。

开尔文波是长周期重力波，同时受重力和科氏力作用。因此，它既有重力波的基本特性，又在科氏力的作用下产生一定特点。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

罗斯贝波亦称行星波，是一种低频波，波动频率远小于惯性频率f，恢复力是科氏力随纬度的变化率——即所谓b效应。

六、潮汐

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。

潮汐要素即描述潮汐曲线的参数。

潮汐曲线是指某固定地点的水面相对于某一基准面(潮汐基准面，通常与海图基准面一致)的铅直高度——潮位z(t)间的变化曲线，其横轴为时间t，纵轴为高度z，原点位于平均海平面上。

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、不正规半日潮、正规全日潮、不正规全日潮。

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潮力。

形成海洋潮汐的真正原动力是引潮力的水平分量

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

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。

潮流

海水在潮波运动过程中周期性的水平流动称为潮流。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。

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。

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。

潮汐动理论：

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。