物理海洋-知识点

物理海洋知识点1海洋海域尺度，其宽度远大于其深度，海洋深度一般是水平宽度的千分之一左右，亦即海洋垂直尺度与水平尺度比约为10-3。2水色是海洋、湖泊、河流中的水在现场所呈现的颜色，即太阳光经水体吸收、散射后，可见光和近红外辐射计监测到的散射光的颜色。影响海洋水色的三要素为总悬浮物、叶绿素和黄色物质。3透明度，即海水透光的程度。将一个直径30cm的白色圆盘（透明度盘）垂直沉入海水中，直到刚刚看不见为止。这一深度叫海水的透明度。4光进入海水在其中传播时，大部分波段的光都会被吸收而衰减，且海水对光的吸收有选择性，与光的波长有关。在纯净的海洋中，海水对波长在480nm±30nm波段的蓝绿光吸收系数最小，此波段的蓝绿光在海水中衰减最小，穿透能力最强，所以海洋有“蓝色窗口”之称。也因此，在利用可见光进行海洋探测时一般选用蓝绿波段。海水混浊度增加，“窗口”会向长波方向转移。5海水的比热容是1kg海水温度升高1℃所吸收的热量。海水比热容较大，是空气的4倍。由于海水的密度远大于空气的密度，1m3海水温度变化1℃所吸收或释放的热量，能使大约3100m3大气产生1℃的变化。因此，海水温度较气温变化缓慢、滞后，水温日变化幅度远小于气温的日变化幅度。6中国近海表层海水温度，冬季南北温差大，同纬度沿岸表层水温低于外海；夏季南北温差小，同纬度沿岸表层水温高于外海。月平均最高值在8～9月，最低值在2～3月，比气温的变化一般滞后1～2个月。7在夏季北冰洋海冰边缘区，海水温度在20m左右深度达到极大值，称之为次表层暖水，该水团的形成机制是太阳辐射加热和海冰覆盖共同作用的结果。8海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面[压力为一个标准大气压（1.013³105Pa）]时，由于压力减小，海水微团体积会增大，海水对外做功消耗能量会导致温度降低。此时海水微团所具有的温度称为该深度海水的位温。9在大洋某一深度，存在一个铅直方向温度梯度较大的水层，称为大洋主温跃层。其常年存在，与季节性跃层相比，也称之为永久跃层。该跃层在低纬度海域沿纬向从西向东深度逐渐变浅。其深度沿经向呈W形变化，热带200～300m，随纬度升高逐渐加深，副热带海区最深，一般可达800m左右。其后深度逐渐变浅，到亚极地海域跃升至海面形成海洋极锋。10中国四大海区内，海洋环境各种参数的跃层种类较多。其中以温跃层最具代表性，既有季节性跃层，也有常年性跃层。季节性温跃层主要发生在黄渤海海区和东海北部，南海海区季节性温跃层不显著。11黄海冷水团是指在夏季存在于黄海中部洼地温跃层至海底的低温水团。夏半年，上层水因增温降盐而层化，下层水仍保持其低温（6℃～12℃）高盐（31.6～33.0）特性，因而形成冷水团。黄海冷水团的形成、发展和消亡是与温跃层的演变同步进行的。春季5月，随着温跃层的出现，黄海冷水团亦开始形成。至春末的6月，随着温跃层的发展，冷水团则完全成型。7～8月为温跃层的强盛期，亦是冷水团的鼎盛时期。从9月开始，温跃层上界深度明显加深，强度减弱，冷水团亦处于衰消期。至12月，温跃层和冷水团几乎同时消失。12海水盐度是海水中含盐量的一个标度，指海水中全部溶解的固体溶质质量与海水质量之比，通常以每千克海水中所含的无机盐总克数表示。世界大洋的平均盐度约为35。盐度、温度和压力，是研究海水物理过程和化学过程的基本参数。表层海水盐度是指位于海面以下0.5m处海水的盐度。世界各大洋表层海水盐度主要与蒸发和降水有关，与蒸发和降水之差的分布特征基本一致。等盐度线基本呈东西走向，即相同纬度盐度差异较小。经向呈双峰型分布，即副热带海区盐度最高，低纬度和高纬度海区盐度相对较低。随着深度的增加，不同纬度间盐度差异减小。深层海水的盐度主要受海洋环流和湍流混合等物理过程所控制。受蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流的影响，海水盐度分布不均匀，最高和最低值均出现在边缘海。四大洋海水平均盐度，大西洋的最高，约为34.90；印度洋的次之，约为34.76；太平洋的约为34.62；北冰洋的约为32.0，是四大洋中盐度最低的大洋。各个海区含盐量悬殊也很大。对于大洋表层海水的盐度，平均而言，北大西洋的最高（35.5），南大西洋、南太平洋的次之（35.2），北太平洋的较低（34.2），而北冰洋表层海水的盐度是四大洋中盐度最低的。赤道地区降水丰富。除南太平洋秘鲁寒流北部的赤道地区年降水量在100mm左右外，大部分海区年降水量在2000mm左右，特别是赤道与北回归线之间的太平洋海区，大部分年降水量在3000mm以上，年平均蒸发量为1050mm左右。因赤道地区降水丰富，降水量大于蒸发量，所以盐度较低，低于世界大洋平均盐度。13决定海水密度的主要因素是海水温度和盐度。盐度低、温度高的海水密度小，盐度高、温度低的海水密度大。海洋水温对海水密度一般起决定性作用。大洋表层温度从赤道向两极递减，因此密度由赤道向两极递增。海水密度在表层与深层之间存在着较大的差异。由于浮力作用，密度小的海水位于在密度大的海水上面，使海水呈层分布。沿垂直方向海水密度突然变大的水层叫密度跃层。14海洋热液喷口环境以高温、硫化氢含量高、含氧量低和pH低为主要特征，并且这些参数有较大变化。15根据海冰密集度和船舶通航情况可将海冰分为散冰、稀疏冰、密集冰和密闭冰等。描述海冰的参数有冰速、冰内压强、冰温、海冰盐度、海冰密度、海冰密集度和冰厚。冰厚是指海冰的厚度。依据海冰厚度的不同可以将海冰分为厚冰和薄冰，其中厚度超过30cm的冰称为厚冰。海冰力学主要研究海冰的抗压强度，影响海冰抗压强度的因素有海冰的盐度、温度和冰龄。新冰抗压强度大，低盐度海冰的抗压强度大，温度越低抗压强度就越大。海冰的力主要有4种：推力、胀压力、冲击力和上拔力。影响海冰上表面热平衡的通量包括净的长波辐射、短波辐射、感热通量和潜热通量。16浮冰又称流冰，是所有自由漂浮于海面、能随风和海流漂移的冰的总称。海面上的浮冰并不是一时能够形成的，按照它的形成过程可分为油脂冰、初生冰、冰皮、尼罗冰、莲叶冰、灰冰、灰白冰，以及白冰、一年冰、多年冰几个阶段。浮冰的流速单位是米每秒，记为m/s；浮冰的流向以地理方位北为参考，指浮冰流去的方向。17海洋锋是指特性明显不同的两种或几种水体之间的狭窄过渡带。它们可用温度、盐度、密度、速度、颜色、叶绿素等要素的水平梯度，或它们的更高阶微商来描述。在锋带附近各种参数的梯度明显增大，具有强烈的水平辐合（辐散）和垂直运动，因而是不稳定的。18潮汐是海洋中普遍存在的自然现象，是海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生的周期性运动。习惯上把海面的升降称为潮汐，而海水在水平方向的周期性流动称为潮流。引潮力的大小与天体的质量成正比，与地球和天体之间距离的立方成反比。虽然太阳质量远大于月球，但因为月球距地球比距太阳近得多，月球引潮力约为太阳引潮力的2.17倍。其他天体引潮力远远小于月球和太阳引潮力。所以地球上的潮汐现象主要与月球有关。阴历每个月月初（朔）和中旬（望）附近，即月相为新月、满月时，月球、太阳和地球在一条直线上，月球和太阳的引潮力方向相同，所引起的潮汐椭球，其长轴方向一致，因此潮高相互叠加，潮差出现极大值，称为天文大潮或朔望潮。在农历初七和二十二左右，即月相为上、下弦月时，地球、月球、太阳形成直角，月球和太阳引潮力方向接近正交，几乎没有叠加效应，故潮差达极小值，称为小潮或方照潮。实际上，在较多地方，大潮发生的时间稍有延后现象，因此，大潮发生的时间是在满月和新月之后一天或两天。对于地球上任何一个地点，相邻两次面对太阳的时间间隔称为天或日，采用平太阳日（24h）为一天的时间间隔。相邻两次面对月球的时间间隔称之为太阴日，时间间隔比太阳日长，约为24小时50分。在一个太阴日内，发生1次高潮和1次低潮的称为全日潮或日潮，发生2次高潮和2次低潮的称为半日潮。若半日潮中2次高潮潮高相差很小，称之为正规半日潮，若2次高潮潮位相差较大，称之为不正规半日潮。某海区潮汐类型，通常根据1个朔望月内潮汐发生情况分为半日潮、全日潮和混合潮3类。根据1个朔望月的潮汐特征，若大多数日子每天均发生2次高潮2次低潮的为半日潮海区；若多数日子每天发生1次高潮1次低潮的为全日潮海区；若有些日期发生的是1次高潮1次低潮，其他日期是2次高潮2次低潮，则为混合潮海区。中国最早开始潮汐观测的有塘沽（1895）、青岛（1898）、厦门（1905）等地。在港口工程规划设计中，必须调查工程所在地区的潮汐特征，以此为依据确定港口高、低水位等相关参数，作为工程设计标高的参考依据。19来自太平洋的潮波系统主导了中国大部分海域的潮汐运动。在渤海，大部分海域属于不正规半日潮海区，只有秦皇岛和黄河口附近为正规全日潮，其附近外围环状区域为不正规全日潮；黄海大部分海域属于正规半日潮海区；而南海大部分海域为不正规日潮海区。20海面上涨到最高位置时的高度叫作高潮高，下降到最低位置时的高度叫低潮高，相邻的高潮高与低潮高之差，也就是潮汐涨落所形成的水位差，叫潮差。根据平衡潮理论，由月球引起的潮高最高为36cm，最低为-18cm，最大潮差为54cm；由太阳引起的潮高最高为16cm，最低为-8cm，最大潮差为24cm。两者叠加，理论最大潮差为78cm。实际潮汐很复杂。加拿大芬迪湾的最高潮差记录达到了18m，是世界上潮差最大的地区。中国沿岸潮差普遍有数米之多，杭州湾的最大潮差接近9m。大洋潮差与根据平衡潮理论计算的潮差较为接近。大洋中的潮差不大，一般只有几十厘米至1m左右。近海潮差差异较大，喇叭状海岸或河口地区潮差一般都比较大。例如，加拿大的芬迪湾、法国的塞纳河口、中国的钱塘江口、英国的泰晤士河口、巴西的亚马孙河口、印度和孟加拉国的恒河口等，都是世界上潮差较大的地区。21根据Kelvin波传播的理论，北半球沿波前进方向右侧的潮差大于左侧，一个很好的例子是朝鲜半岛的潮差和黄海中国沿岸的潮差均比海洋内部大。22浙江杭州的钱塘涌潮每年都会吸引各地游人前来观看，其与南美洲的亚马孙潮、南亚的恒河潮并称为世界三大强涌潮。钱塘涌潮的最佳观赏时期是农历的八月十八左右。23大陆架高盐水团随潮汐涨潮沿着河口的潮汐通道向上推进，咸淡水混合造成上游河道水体变咸，当盐度达到或超过25时，即形成咸潮（或称之为咸潮上溯、盐水入侵）。咸潮一般发生在冬季。中国咸潮入侵主要发生在长江口、钱塘江口和珠江口等河口区域。24描述海水运动的方法有2种：一种是研究水质点运动，即跟踪水质点以描述它的时空变化，称之为拉格朗日方法；另一种是研究各时刻质点在流场中的变化规律，即以流场作为对象研究流动，称之为欧拉方法。通常多用欧拉方法来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依观测结果，用矢量表示海流的速度和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。25在各种动力因素的综合作用下，海水不断地发生混合。混合是海水的一种普遍运动形式。混合的过程就是海水各种特性（如热量、浓度、动量等）逐渐趋向均匀的过程。海水混合的形式有3种：分子混合、涡动混合和对流混合。海水混合具有区域性，可分为界面混合和内部混合，其中界面混合主要发生在海气界面、海底层、海洋锋区。降温或增盐效应会导致海水密度增大，引起海水对流混合。海洋上层（海-气界面）是海水混合最强烈的区域，因为海气界面上存在着强烈的动力和热力过程。例如，风使海水产生海流和海浪，它们所具有的速度梯度和破碎都会引起海水的混合。26海洋中，影响物质长期输运的主要是海流作用。27科里奥利力，简称为科氏力，是地球在转动中出现的惯性力之一。在地球北（南）半球上的物体沿径线运动时，受到向右（左）的科氏力的作用，使其物体运动方向不断向右（左）偏移。在水平压强梯度力的作用下，海水将在该力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，改变海水流动的方向。随着流速的增大，科氏力逐渐增大，流向逐渐偏转，直至科氏力与水平压强梯度力大小相等、方向相反取得平衡时，海水的流动达到稳定状态。若不考虑海水的湍应力和其他能够影响海水流动的因素，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。地转流的流向与压强梯度