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海洋学概论课件

发布时间:2019-06-20 14:13 来源:未知 编辑:admin

  海洋学概论海洋学概论 第一节 第一节 海洋的形态 海洋的形态 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 第四节 第四节 海流 海流 第五节 第五节 海洋波浪 海洋波浪 第六节 第六节 潮汐 潮汐 第七节 第七节 浅水海洋学 浅水海洋学 第一节 第一节 海洋的形态 海洋的形态 一、地球的大小 一、地球的大小 地球的组成 水表层大气层 因受自转离心力的影响,地球 因受自转离心力的影响,地球 呈现椭球体形态。 呈现椭球体形态。 地球短半轴长地球短半轴长6356.912 Km 6356.912 Km;; 长半轴长6378.388Km 6378.388 Km;; 表面积表面积510100934Km 510100934Km 22 体积体积00Km 00Km 33 第一节第一节 海洋的形态 海洋的形态 二、海陆分布 二、海陆分布 全球陆地面积 全球陆地面积148847000Km 148847000Km 22 ,海洋面积 ,海洋面积361254000Km 361254000Km 22 其分布有以下两个特性:其分布有以下两个特性: 集中性:陆地多在北半球,海洋多位于 集中性:陆地多在北半球,海洋多位于 对称性:水半球一端在南极大 对称性:水半球一端在南极大 南半球,如上图示。 南半球,如上图示。 陆附近,陆半球一端则在北极海附 陆附近,陆半球一端则在北极海附 近,如上图所示。 近,如上图所示。 第一节 第一节 海洋的形态 海洋的形态 三、海洋的大小 三、海洋的大小 海洋名称 面积10 太平洋165.246 707.555 4282 大西洋 82.441 323.613 3926 印度洋 73.443 291.030 3963 合计 321.130 1322.198 4117 北极海 14.090 16.980 1205 东海 1.249 0.235 188 日本海 1.008 1.361 1350 全部附属海 39.928 48.125 1205 大西洋(含附 106.463354.679 3332 太平洋(含附 179.679723.699 4028 印度洋(含附 74.917291.945 3897 全部海洋 361.059 1370.323 3795 太平洋最大,大西洋次之,太平洋

  大西洋+印度洋 面积 深度 容积 太平洋最深,印度洋次之,大西洋最浅 太平洋最多,占全海洋容积1/2以上 第一节 第一节 海洋的形态 海洋的形态 四、海底地形 四、海底地形 海底大致可分为大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊三个地形单元。 1.大陆边缘(continental margin) 大陆与大洋盆地之间的过渡带,包括大陆架、大陆坡和大陆基。 大陆架(continentalshelf):海与陆地接壤的浅海平台,坡度小于0.3。 大陆坡(continentalslope):大陆架外侧坡度明显变、陡部分,平均坡度4.3。 大陆基(continentalrise):大陆坡与大洋盆地之间缓倾斜坡地,坡度为5′—35′。 岛弧(islandarc):大洋边缘延伸距离很长,呈弧形展布的群岛。如阿留申、千岛、 日本、琉球、菲律宾、马里亚纳等群岛。 大陆边缘分两类:一类由大陆架、大陆坡和大陆基组成,主要分布于大西洋,故称大 西洋型大陆边缘; 另一类由大陆架、大陆坡和岛弧—海沟组成,主要分布于太平洋, 故称太平洋型大陆边缘。 2.大洋盆地(oceanicbasins) 介于大陆边缘与大洋中脊之间的较平坦地带,平均水深 4000~5000m。 3.大洋中脊(mid—eanicridge) 绵延在大洋中部(或内部)的巨型海底山脉,常发生地震和 火山。大洋中脊轴常有一条纵向延伸的裂隙状深谷,称中央 裂谷。 第一节 第一节 海洋的形态 海洋的形态 四、海底地形 四、海底地形 大西洋与印度洋海底地形图 大西洋与印度洋海底地形图 太平洋海底地形图 太平洋海底地形图 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 一、盐度 一、盐度 为了表示海水中化学物质的多寡,通常用海水盐度来表示。为了表示海水中化学物质的多寡,通常用海水盐度来表示。 海水的盐度是海水含盐量的定量量度,是海水最重要的理 海水的盐度是海水含盐量的定量量度,是海水最重要的理 化特性之一,它与沿岸迳流量、降水及海面蒸发 化特性之一,它与沿岸迳流量、降水及海面蒸发密切相关。 密切相关。 盐度的分布变化也是影响和制约其它水文要素分布和变化 盐度的分布变化也是影响和制约其它水文要素分布和变化 的重要因素。 的重要因素。 盐度的定义:在盐度的定义:在 1000g 1000g海水中,当碳酸盐全部变为氧化物、 海水中,当碳酸盐全部变为氧化物、 溴和碘以氯代替,所有的有机物质全部氧化之后所含固体 溴和碘以氯代替,所有的有机物质全部氧化之后所含固体 物质的总数。其测量方法是取一定量的海水,加盐酸和氯 物质的总数。其测量方法是取一定量的海水,加盐酸和氯 水,蒸发至干,然后在 水,蒸发至干,然后在380 380和和480 480的恒温下干燥 的恒温下干燥48h 48h,, 最后称所剩余固体物质的重量。 最后称所剩余固体物质的重量。 根据盐度定义:操作复杂、用时长、准确度差硝酸银滴定:使用了 70 年之久,精确度达 0.2 干燥法化学 滴定法 间接法 密度法 电导法 根据特定温度下密度与盐度的关系 根据电导率与盐度的特定关系:快速精确 盐度测定法分类 盐度测定法分类 海洋表层盐度分布状况 海洋表层盐度分布状况 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 二、密度 二、密度 海水密度是海水盐度、温度以及压力三者的函数。 海水密度是海水盐度、温度以及压力三者的函数。 密度随盐度增加,温度减小、压力增加而增加, 密度随盐度增加,温度减小、压力增加而增加, 反之则减小。 反之则减小。 一般海洋环境中:温度每减小 一般海洋环境中:温度每减小55时,密度則增 时,密度則增 加加11,盐度每增加 ,盐度每增加1 psupsu时密度亦增加 时密度亦增加11,而压力每 ,而压力每 增加 增加20 20个大气压时密度也增加 个大气压时密度也增加11。。 T—S图是观察海水密度与温度、盐度关系 的最方便的工具。左 图横轴为盐度,单位 为PSU。暖海水降温 5,密度增加1.2, 但冷海水降温5,密 度却只增加0.4,因此 密度与温度的关系并 非严格的线性关系。 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 三、海水的热特性 三、海水的热特性 热膨胀系数热膨胀系数 随温度与压力的升高而增大,比相同状况下纯水的热膨胀系数略大; 随温度与压力的升高而增大,比相同状况下纯水的热膨胀系数略大; 热传导系数热传导系数 指在垂直热传导方向横切面上于每厘米相差 指在垂直热传导方向横切面上于每厘米相差11摄氏度的温度梯度下,每 摄氏度的温度梯度下,每 秒通过 秒通过1cm 1cm 33 面积的卡数。在静止海水中,海水的热传导系数比同状况下 面积的卡数。在静止海水中,海水的热传导系数比同状况下 纯水略小 纯水略小;; 比热比热 指11千克质量的物质温度升高千克质量的物质温度升高11摄氏度所需热量。在定压下测量的比热称 摄氏度所需热量。在定压下测量的比热称 为定压比热 为定压比热CC pp ,定容下测得的比热为定容比热 ,定容下测得的比热为定容比热CC vv ,海水的比热较纯水略 ,海水的比热较纯水略 小,随温度升高而减小; 小,随温度升高而减小; 冰点温度冰点温度 海水冰点温度会随盐度增大而缓慢下降 海水冰点温度会随盐度增大而缓慢下降 海水最大密度所 对应的温度以及 海水冰点温度随 盐度的变化关系 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 四、海水的光学性质 四、海水的光学性质 收、散射、反射)到达海面时,一部分反射回大气层,另一部分漫射回大气层,其余部分则穿透水层表面,进入 海洋内部。由于海水以及海水中悬浮物质所造成的反射、 吸收与散射作用,传入海水中的光线会随深度逐渐减弱。 其中除吸收作用外,其他作用仅是改变光线传播方向。 散射作用可以使光柱能量变得散乱而不集中,吸收作用则将光能转化为热能或化学能,这两种作用合称为消光作用。 根据经验,对纯水和海 水,太阳辐射的各种波 长的消光作用在可见光 谱内以波长介于0.4~ 0.75微米间的蓝光部分 最弱,对红光消光作用 最强。因此日光入射海 面后,红光在较浅的水 层便被吸收光了,黄光 与绿光可达到较深的水 层,蓝光与紫外光可穿 至更深的水层,如左图 所示。 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 五、海水的传声特性 五、海水的传声特性 声波在海水中的传播速度比在空气中快,声速 声波在海水中的传播速度比在空气中快,声速 可用 可用 一式来表示,式中 一式来表示,式中 与与分别为海水密度与压缩系数。 分别为海水密度与压缩系数。 均为海水温度、盐度、深度的函数,故声速均为海水温度、盐度、深度的函数,故声速VV亦亦 为这三者的函数,随位置不同其值也在变化。 为这三者的函数,随位置不同其值也在变化。 ((aa)为声速随深度)为声速随深度 变化的情形,在深 变化的情形,在深 度为750m750m附近声速 附近声速 最慢; 最慢; ((bb)为对应深度下 )为对应深度下 海水温度、盐度垂 海水温度、盐度垂 直剖面分布图。 直剖面分布图。 第二节 第二节 海水的物理性质 海水的物理性质 五、海水的传声特性 五、海水的传声特性 声波在海中传播时会因海水各层盐度、温度、压力分布不均而产生差声波在海中传播时会因海水各层盐度、温度、压力分布不均而产生差 异,同时海水中悬浮物质亦会对声波产生散射、吸收和反射等作用。 异,同时海水中悬浮物质亦会对声波产生散射、吸收和反射等作用。 导管效应:如果中央水层声速快,则声波会在表层产生导管效应,水导管效应:如果中央水层声速快,则声波会在表层产生导管效应,水 面船舶声纳所发出的声波在表层可以传播很远,但却无法穿入中层海 面船舶声纳所发出的声波在表层可以传播很远,但却无法穿入中层海 水因此形成了阴影区,如图所示 水因此形成了阴影区,如图所示 声学通道:声速随水温 声学通道:声速随水温 降低而变慢,随深度 降低而变慢,随深度 (压力)增加而变快。 (压力)增加而变快。 在海洋水层中声速有一 在海洋水层中声速有一 极小值区,在此区域会 极小值区,在此区域会 形成波导现象,声波在 形成波导现象,声波在 此层中传播时不易发散, 此层中传播时不易发散, 往往可传至数千公里外, 往往可传至数千公里外, 可用于水下物体定位如 可用于水下物体定位如 右图所示。 右图所示。 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 一、太阳与地球 一、太阳与地球 日光辐射至地球表面的平均日射量为 日光辐射至地球表面的平均日射量为2Ly/min 2Ly/min((1 Langley Langley::每平方厘米面积上接受一卡的热量称为一郎勒)。在赤道 每平方厘米面积上接受一卡的热量称为一郎勒)。在赤道 上,垂直于地轴的截面积为 上,垂直于地轴的截面积为SS,在纬度为 ,在纬度为ΦΦ 处截面积仅为 处截面积仅为 SScos cosΦΦ,,故太阳直射赤道时,纬度 故太阳直射赤道时,纬度Φ Φ处受到的日射量为 处受到的日射量为 赤道地区的 赤道地区的cos cosΦΦ 倍。另外,日光穿透大气层的距离也与纬 倍。另外,日光穿透大气层的距离也与纬 度有关,因此大气的消光作用亦不相同,造成很大差异。 度有关,因此大气的消光作用亦不相同,造成很大差异。 下图为太阳系各行星大小比较图和日射量分布示意图。 下图为太阳系各行星大小比较图和日射量分布示意图。 日光 第三节第三节 海洋与气候 海洋与气候 二、温室效应 二、温室效应 日光进入大气后,部分反射回太空,大部分则穿透大气照 日光进入大气后,部分反射回太空,大部分则穿透大气照 到陆地和海洋,然后被吸收。海洋与陆地增暖向太阳发射 到陆地和海洋,然后被吸收。海洋与陆地增暖向太阳发射 长波辐射,另外亦经由对流与传导,结果大气因而增暖, 长波辐射,另外亦经由对流与传导,结果大气因而增暖, 同时再向地表与太空发出长波辐射。平均而言,热带地区 同时再向地表与太空发出长波辐射。平均而言,热带地区 短波辐射超过长波辐射,有热量剩余,高纬度地区则反之, 短波辐射超过长波辐射,有热量剩余,高纬度地区则反之, 热量亏欠。 热量亏欠。 右图为地球的热平 右图为地球的热平 衡,图示热量进出 衡,图示热量进出 的各种途径。数字 的各种途径。数字 表示占总热流量的 表示占总热流量的 百分比。 百分比。 注意只有 注意只有50% 50%的入 射热量能真正抵达射热量能真正抵达 地球表面,其中又 地球表面,其中又 有有5% 5%被反射,而 被反射,而 只有总入射量的 只有总入射量的 45% 45%被地表吸收。 被地表吸收。 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 二、温室效应 二、温室效应 人造卫星测量出的地球入射与出射热量随纬度变 人造卫星测量出的地球入射与出射热量随纬度变 化情形 化情形( (左图 左图) )。热量由海洋传回大气所经过的三 。热量由海洋传回大气所经过的三 种过程其随纬度变化情形 种过程其随纬度变化情形((右图 大气与海洋的南北冷热对比造成空气与水的循环,大气与海洋的南北冷热对比造成空气与水的循环, 生成风与海流,将低纬度地区多余的热量带到两极, 生成风与海流,将低纬度地区多余的热量带到两极, 使地球表面温度对比不致太大。地球上的热平衡过 使地球表面温度对比不致太大。地球上的热平衡过 程可以视为一个低效率的引擎。 程可以视为一个低效率的引擎。 低纬度地区低纬度地区热源, 热源, 高纬度地区高纬度地区冷源, 海洋海洋锅炉, 锅炉, 太阳太阳燃料, 燃料, 热媒热媒水, 工作现象工作现象风与海流。 风与海流。 大气中最重要的南北热交换过程是透过季风、颱风大气中最重要的南北热交换过程是透过季风、颱风 与热带风暴来完成,海洋中则经由大规模的海洋环 与热带风暴来完成,海洋中则经由大规模的海洋环 流系统来达成。 流系统来达成。 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 三、海洋表层海水所扮演的角色 三、海洋表层海水所扮演的角色 表层海水与大气间的相互作用造成了地球上的气候状况。热带地区由表层海水与大气间的相互作用造成了地球上的气候状况。热带地区由 于强烈的日照促成增暖以及蒸发,因此表层海水温度、盐度均较高。 于强烈的日照促成增暖以及蒸发,因此表层海水温度、盐度均较高。 中纬度地区,表面海水特性会随季变化较大,但仍比深层海水要暖且 中纬度地区,表面海水特性会随季变化较大,但仍比深层海水要暖且 轻。高纬度极区海水较冷,冬季表层水温更低,海水密度增大、下沉, 轻。高纬度极区海水较冷,冬季表层水温更低,海水密度增大、下沉, 并与深层海水相混合 并与深层海水相混合这也就是深层海水的来源。 这也就是深层海水的来源。 极区海水对全球气候影响较小,有三个原因:极区海水对全球气候影响较小,有三个原因: 由于球面分布,极区面积远小于由于球面分布,极区面积远小于 温带与热带, 温带与热带, 极区海面多覆有冰块,隔绝了海极区海面多覆有冰块,隔绝了海 气交互作用, 气交互作用, 当水温低时,海气间热交换过程当水温低时,海气间热交换过程 亦较慢,效率较低。 亦较慢,效率较低。 海洋南北纵断面表层海水随纬度的分布情形 海洋南北纵断面表层海水随纬度的分布情形 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 三、海洋表层海水所扮演的角色 三、海洋表层海水所扮演的角色 海洋对气候变化扮演了“稳定”作用的角色,主要是因为海海洋对气候变化扮演了“稳定”作用的角色,主要是因为海 洋有很大的“热惯性”。这是因为: 洋有很大的“热惯性”。这是因为: 水的比热大; 水的比热大; 光线可穿入很深; 光线可穿入很深; 水的混合很快; 水的混合很快; 水具有相的变化,潜热很大。 水具有相的变化,潜热很大。 水的比热约为土壤的五倍,因此加入或移出同样的热量,土水的比热约为土壤的五倍,因此加入或移出同样的热量,土 壤就比水要快五倍,故地表易有大的温差。其次,土壤透光 壤就比水要快五倍,故地表易有大的温差。其次,土壤透光 性差,日照热能便集中于地表,但水中则可穿透相当厚的水 性差,日照热能便集中于地表,但水中则可穿透相当厚的水 层,故地表增温快。表层降温时,水会产生对流,故温差不 层,故地表增温快。表层降温时,水会产生对流,故温差不 大。水的潜热亦促使蒸发时吸热,凝结时放热,和增、减温 大。水的潜热亦促使蒸发时吸热,凝结时放热,和增、减温 过程正好相反,因此可相对保持稳定。极区结冰与融冰的过 过程正好相反,因此可相对保持稳定。极区结冰与融冰的过 程亦有类似效应。不过,冰块也造成隔绝作用,使海洋无法 程亦有类似效应。不过,冰块也造成隔绝作用,使海洋无法 影响到上层的大气。 影响到上层的大气。 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 四、水的相变与气候的关系 四、水的相变与气候的关系 白昼或夏季时,水的蒸发作用会吸收热能,因此可减缓 白昼或夏季时,水的蒸发作用会吸收热能,因此可减缓 气温上升。全球从海洋传入大气的热能中,约 气温上升。全球从海洋传入大气的热能中,约53% 53%是经由 是经由 蒸发作用输送的。在夜间或冬季,当水汽凝结时会释放热 蒸发作用输送的。在夜间或冬季,当水汽凝结时会释放热 能因此可减缓气温下降的幅度。全球平均每年大约从海洋 能因此可减缓气温下降的幅度。全球平均每年大约从海洋 蒸发了 蒸发了0.97 0.97m的水份,其中有 的水份,其中有0.88 0.88m经由降水直接返回了 经由降水直接返回了 海洋,其余 海洋,其余0.09 0.09m的水则降在陆地,再由迳流返回海洋。 的水则降在陆地,再由迳流返回海洋。 陆地上降雨超过蒸发,其原因有: 陆地上降雨超过蒸发,其原因有: 陆地上水域面积小,故蒸发量本就小;陆地上水域面积小,故蒸发量本就小; 陆地日夜以及季节温差大,多达陆地日夜以及季节温差大,多达15 15 ~~25 25CC,有利于水汽凝结; ,有利于水汽凝结; 陆地地形高低起伏大,因气温随高度递减,故山坡迎风面水汽易陆地地形高低起伏大,因气温随高度递减,故山坡迎风面水汽易 凝结而多雨。 凝结而多雨。 全年平均蒸发量 全年平均蒸发量 (E)与降水量与降水量(P) 随纬度的变化情随纬度的变化情 形如上图;海面 形如上图;海面 盐度 盐度S S与蒸发降 与蒸发降 水之和 水之和E PP随随纬度的变化情形 纬度的变化情形 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 四、水的相变与气候的关系 四、水的相变与气候的关系 气流爬坡可形成地形雨,下坡则可形成焚风 气流爬坡可形成地形雨,下坡则可形成焚风 大气层中水汽含量虽 大气层中水汽含量虽 小但却蕴涵了大量的 小但却蕴涵了大量的 热能,对气旋发展提 热能,对气旋发展提 供了热力来源。右图 供了热力来源。右图 所示,上升气流促成 所示,上升气流促成 水汽凝结、降水,释 水汽凝结、降水,释 出潜热,加热空气, 出潜热,加热空气, 使上升气流加强,促 使上升气流加强,促 进气旋发展。 进气旋发展。 第三节 第三节 海洋与气候 海洋与气候 五、全球风系 五、全球风系 赤道地区空气受热上升,极区空气因冷下沉,前者在纬度 赤道地区空气受热上升,极区空气因冷下沉,前者在纬度 30 30 附近下沉,后者则源于纬度附近下沉,后者则源于纬度60 60 处上升的气流。如此处上升的气流。如此 则在经向剖面上形成了三胞形状的垂直环流构造。大气环 则在经向剖面上形成了三胞形状的垂直环流构造。大气环 流的三胞构造 流的三胞构造((左图 左图))以及对应风系状况示意图 以及对应风系状况示意图((右右) 在在3030 下沉的气流,向南吹时因地转效应偏向形成东风下沉的气流,向南吹时因地转效应偏向形成东风向向 北吹者则偏向形成西风。在极区下沉的气流,向南吹时亦偏 北吹者则偏向形成西风。在极区下沉的气流,向南吹时亦偏 向形成极地东风。如此构成了全球海面主要的风系分布情形, 向形成极地东风。如此构成了全球海面主要的风系分布情形, 这种环流构造受海陆分布的影响也很大。冬季,大陆较冷, 这种环流构造受海陆分布的影响也很大。冬季,大陆较冷, 空气流往海洋,受地转偏向后便是冬季风 空气流往海洋,受地转偏向后便是冬季风夏季,大陆较热, 夏季,大陆较热, 空气由海洋吹往内陆,形成夏季风。 空气由海洋吹往内陆,形成夏季风。 第四节 第四节 海流 海流 一、水团 一、水团 研究海水特性时常将某点各不同深度的海水温、盐资料一起绘在一张 S图(横轴为盐度,纵轴为温度)上,分析温盐点的散布情形可以帮助我们判断这些水体源自何处。如果许多温盐值大致集于一处 (最理想情况下会聚于一点),那么这种分布的意义就代表水柱中有 相当厚的一层,其温度与盐度都呈均匀分布的海水,这个水体就称为 “水型”(Water Type)。我们可以想到:水型能够生成所隐含的意义 是自然界中会有一些比较孤立的水域,当某种特殊环境状况在此能够 维持比较久的时间时,这片水域的海水经过不断的混合后,会形成温、 盐值均匀一致的水体。当水型离开源区后,不免将与外界的海水再发 生混合作用。在二不同水型相互混合时,各不同阶段混合水的温盐值 在T-S图上的分布均为一直线。海洋学上将T-S分布为直线的水体称之 为“水团”(Water Mass)。换言之,水型多仅存于源区,离开源区 后的水型即是水团。 典型的海水温盐分佈图 典型的海水温盐分佈图 根据大西洋三个观测站 根据大西洋三个观测站 绘制的温盐垂直分布图 绘制的温盐垂直分布图 第四节 第四节 海流 海流 二、海流运动时所受的驱动 二、海流运动时所受的驱动 表面海水可被风推动,深层海水则可受重力推动。海水一表面海水可被风推动,深层海水则可受重力推动。海水一 旦流动后,将受固体边界、科氏力以及压力梯度力等控制。 旦流动后,将受固体边界、科氏力以及压力梯度力等控制。 科氏力:地面上的物体随地球旋转,如物体相对于地面能科氏力:地面上的物体随地球旋转,如物体相对于地面能 保持静止不动,表示物体的切线速度与地表一致。地表的 保持静止不动,表示物体的切线速度与地表一致。地表的 切线速度随纬度增大而递减,故北半球的物体向北运动时 切线速度随纬度增大而递减,故北半球的物体向北运动时 其原有的切线速度大于新到达地点的,因此运动时将向东 其原有的切线速度大于新到达地点的,因此运动时将向东 偏。反之则向西偏,即向右偏。在南半球物体则向左偏。 偏。反之则向西偏,即向右偏。在南半球物体则向左偏。 总之,因地球自西向东旋转的原故,物体运动时所受的偏 总之,因地球自西向东旋转的原故,物体运动时所受的偏 厄克曼螺旋:当风吹掠洋面时,风对海面就施加了一股顺风向的拖曳力(风应 力),将造成表层海水流动,海水流动 时又产生科氏力,因此流向会偏向风向 的右侧。上层水流运动时又会拖曳下方 流体运动,而下层流向也稍偏右。如此 一层牵引一层,水流流向由水面向下呈 现螺线型态的旋转构造,此种构造即称 为厄克曼螺旋,而这种现象叫做厄克曼 效应。海洋上层在风力作用下水流速度 的垂直分布会发展出呈现螺线状的构造, 如右图所示。 第四节 第四节 海流 海流 二、海流运动时所受的驱动 二、海流运动时所受的驱动 压力梯度力:压力梯度力:因压差而产生的力,作用方向为由高压指向 因压差而产生的力,作用方向为由高压指向 低压,大小则与压力梯度呈正比。这个作用力也可以推动 低压,大小则与压力梯度呈正比。这个作用力也可以推动 水流运动。相邻的水柱如果密度的垂直构造不一样,那么 水流运动。相邻的水柱如果密度的垂直构造不一样,那么 水柱的重量不同也会产生压力梯度力。 水柱的重量不同也会产生压力梯度力。 地转流:地转流:如果有某种原因造成某处海面较高,那么在其水 如果有某种原因造成某处海面较高,那么在其水 面下同一水平面上的压力分布便不会均匀,因此就有压力 面下同一水平面上的压力分布便不会均匀,因此就有压力 梯度力,将推动水质点由高压流往低压;水一流动科氏力 梯度力,将推动水质点由高压流往低压;水一流动科氏力 便立即作用而促使流向偏右,最后形成水流方向与压力梯 便立即作用而促使流向偏右,最后形成水流方向与压力梯 度力方向垂直,面随流向高压在右(北半球),此即地转 度力方向垂直,面随流向高压在右(北半球),此即地转 涌升流(Upwelling)(Upwelling)与沉降流 与沉降流(Downwelling) (Downwelling)经由厄克曼效 经由厄克曼效 应可以促成海面抬升或下降。例如气旋型风场所造成的厄克 应可以促成海面抬升或下降。例如气旋型风场所造成的厄克 曼搬运均为离心方向,因此气旋中心处水位较低同时必需要 曼搬运均为离心方向,因此气旋中心处水位较低同时必需要 有下层海水流向上层来补充,这就是涌升流。反之即为沉降 有下层海水流向上层来补充,这就是涌升流。反之即为沉降 流。同理,沿岸地区在适当的沿岸风向时也会形成涌升流与 流。同理,沿岸地区在适当的沿岸风向时也会形成涌升流与 沉降流。 沉降流。 第四节 第四节 海流 海流 三、海洋上层的大尺度海流 三、海洋上层的大尺度海流 假设有一个理想的海洋,低纬度吹东风,中纬度为西风, 假设有一个理想的海洋,低纬度吹东风,中纬度为西风, 高纬度为极地东风。由于厄克曼效应,我们预期赤道附近 高纬度为极地东风。由于厄克曼效应,我们预期赤道附近 水位会降低,有涌升流;中、低纬度间为沉降流,水位堆 水位会降低,有涌升流;中、低纬度间为沉降流,水位堆 积隆起;高纬度地区则为涌升流,低水位。如此就构成了 积隆起;高纬度地区则为涌升流,低水位。如此就构成了 大洋的主要环流系统。但由于科氏力所造成的偏向作用在 大洋的主要环流系统。但由于科氏力所造成的偏向作用在 赤道附近最小,纬度愈高作用愈强;另外在中纬度西风带 赤道附近最小,纬度愈高作用愈强;另外在中纬度西风带 与低纬度东风带之间的大洋里,厄克曼效应所造成的水位 与低纬度东风带之间的大洋里,厄克曼效应所造成的水位 堆积生成反气旋型(北半球为顺时钟向)环流,因此位于 堆积生成反气旋型(北半球为顺时钟向)环流,因此位于 环流北侧的东流水向南偏向较多,而位于南侧低纬度区的 环流北侧的东流水向南偏向较多,而位于南侧低纬度区的 西流水则向北偏向较少;整体平均后即可得出大洋反气旋 西流水则向北偏向较少;整体平均后即可得出大洋反气旋 环流区内的平均水流将偏向赤道地区流动。下左图为在一 环流区内的平均水流将偏向赤道地区流动。下左图为在一 个理想的海洋中,海洋风系以及风生海流的分布情形。 个理想的海洋中,海洋风系以及风生海流的分布情形。 大洋反气旋环流区内那些流向低纬度地区的海水又会再随著西向海流(北赤 大洋反气旋环流区内那些流向低纬度地区的海水又会再随著西向海流(北赤 道洋流或南赤道洋流)向著大洋西边汇集,最后在海洋西侧大陆边缘汇集形 道洋流或南赤道洋流)向著大洋西边汇集,最后在海洋西侧大陆边缘汇集形 成强劲的、流向高纬度地区的西方边界流(黑潮、湾流),这个现象亦称为 成强劲的、流向高纬度地区的西方边界流(黑潮、湾流),这个现象亦称为 西方强化,是物理海洋学中关于海洋环流理论的重要部份。 西方强化,是物理海洋学中关于海洋环流理论的重要部份。 第四节 第四节 海流 海流 三、海洋上层的大尺度海流 三、海洋上层的大尺度海流 赤道反流赤道反流(Equatorial countercurrents) (Equatorial countercurrents)、赤道潜流 、赤道潜流 (Equatorial undercurrents) (Equatorial undercurrents) 贸易风 贸易风((东风 东风))在气象赤道南北两侧风力较强,但在赤道上由于气流 在气象赤道南北两侧风力较强,但在赤道上由于气流 辐合、上升,风力微弱,称为赤道无风带。因此西向的赤道流在气象 辐合、上升,风力微弱,称为赤道无风带。因此西向的赤道流在气象 赤道南北最强,而沿著气象赤道则流速较弱同时海面为辐散状态。贸 赤道南北最强,而沿著气象赤道则流速较弱同时海面为辐散状态。贸 易风会造成水位在大洋西侧抬升(因陆地阻挡),形成西高东低的水 易风会造成水位在大洋西侧抬升(因陆地阻挡),形成西高东低的水 位分布(每 位分布(每1000 1000千米约差 千米约差4cm 4cm,大西洋东西两侧相差约 ,大西洋东西两侧相差约15cm 15cm)。这 种水位分布便会推动一部份海水沿著气象赤道由西向东下坡流动,这种水位分布便会推动一部份海水沿著气象赤道由西向东下坡流动,这 就是赤道反流。此外,另一部份海水会在表层以下以潜流方式向东流 就是赤道反流。此外,另一部份海水会在表层以下以潜流方式向东流 动,这就是赤道潜流。太平洋中的 动,这就是赤道潜流。太平洋中的赤道潜流又称为克伦威尔海流。 赤道潜流又称为克伦威尔海流。 这海流厚约 这海流厚约200m 200m,宽约 ,宽约300km 300km,最大流速高达 ,最大流速高达5.56Km/h 5.56Km/h以上,轴心 以上,轴心 位置约在海面下 位置约在海面下100m 100m,流量很大。 ,流量很大。 赤道流、赤道反流以及赤道潜流的立体示意图 赤道流、赤道反流以及赤道潜流的立体示意图 第四节 第四节 海流 海流 三、海洋上层的大尺度海流 三、海洋上层的大尺度海流 太平洋流系、大西洋流系、印度洋流系太平洋流系、大西洋流系、印度洋流系 第四节 第四节 海流 海流 四、深层海流 四、深层海流 表层海流由风推动,深层海流则由重力所推动,重的水沿坡度下滑流动,流 表层海流由风推动,深层海流则由重力所推动,重的水沿坡度下滑流动,流 速速很很慢,往往每年仅数十公里。深层海流流速虽慢,但流量却 慢,往往每年仅数十公里。深层海流流速虽慢,但流量却很大 很大,对海洋 ,对海洋 的的整体循环非常重要。深层海流流速慢,因此地转偏向效应对深层海流很 整体循环非常重要。深层海流流速慢,因此地转偏向效应对深层海流很大大,, 在北半球重的海水会沿流向的右侧堆高(即顺著流向重水在右),深层海流 在北半球重的海水会沿流向的右侧堆高(即顺著流向重水在右),深层海流 也会形成西方边界流,但其流向则与表层海流方向相反。除了在隘口、谷道 也会形成西方边界流,但其流向则与表层海流方向相反。除了在隘口、谷道 等地区外,一般而言深层海流流速 等地区外,一般而言深层海流流速很很小小,,难难以以直接测量,因此多根据水团特 直接测量,因此多根据水团特 性来研判其流动状况。 性来研判其流动状况。 深层海流流速 深层海流流速 较慢,因此非 较慢,因此非 常趋近于地转 常趋近于地转 流,如右图所 流,如右图所 示,在北半球 示,在北半球 重的海水会向 重的海水会向 着流向的右侧 着流向的右侧 海盆边缘堆高 海盆边缘堆高 右图为北大西洋的海底地 右图为北大西洋的海底地 貌以及北大西洋深层水的 貌以及北大西洋深层水的 (图上箭头所示图上箭头所示) 第四节第四节 海流 海流 四、深层海流 四、深层海流 海洋中的底层海水系源自于极区海域。底层水的最重要来 海洋中的底层海水系源自于极区海域。底层水的最重要来 源是南极的威德海以及罗斯海水域。这儿的海水是南极绕 源是南极的威德海以及罗斯海水域。这儿的海水是南极绕 (AACP)以及附近大陆棚海水的混合体。冬季时,由 以及附近大陆棚海水的混合体。冬季时,由 于冷却以及结冰作用,此处海水密度可增至 于冷却以及结冰作用,此处海水密度可增至27.96 27.96以上, 以上, 这种高密度的海水无法长久停留在浅海地区,会沿着大陆 这种高密度的海水无法长久停留在浅海地区,会沿着大陆 棚边缘下沉直至深海海底,随后再向北、向东扩展,这便 棚边缘下沉直至深海海底,随后再向北、向东扩展,这便 是南极底层水 是南极底层水(AABW) (AABW)。此外,北极海区冬季时也理应生 。此外,北极海区冬季时也理应生 成类似的底层水,可由于北极海为陆块以及海槛所围绕, 成类似的底层水,可由于北极海为陆块以及海槛所围绕, 生成的底层水无法流出。不过,几条主要的表层海流均在 生成的底层水无法流出。不过,几条主要的表层海流均在 格陵兰南方水域汇集,这种汇集迫使海水下沉。另一方面, 格陵兰南方水域汇集,这种汇集迫使海水下沉。另一方面, 当这些海流汇集,海水相混合时会发生“混合增密”现象, 当这些海流汇集,海水相混合时会发生“混合增密”现象, 混合水密度增大更易下沉。这股水团称为北大西洋深层水 混合水密度增大更易下沉。这股水团称为北大西洋深层水 (NADW) (NADW),由北往南流,水量很大。 ,由北往南流,水量很大。 混合增密现象 混合增密现象 将两种不同温、盐值 将两种不同温、盐值 但密度相近的海水充份混 但密度相近的海水充份混 将为二者的平均但密度则将为二者的平均但密度则 会增大,此现象称为混合 会增大,此现象称为混合 增密作用,是海水一种很 增密作用,是海水一种很 有趣的物理特性。如图有 有趣的物理特性。如图有 AA、、BB两种性质不同的海水, 两种性质不同的海水, 将将AA与与BB以以1:3 1:3之比例混合 之比例混合 后,混合水之密度将比原 后,混合水之密度将比原 先增大。 先增大。 第四节 第四节 海流 海流 四、深层海流 四、深层海流 北大西洋深层水北大西洋深层水(NAWD) (NAWD)流过赤道后继续向南流,与南极绕极水 流过赤道后继续向南流,与南极绕极水(AACP (AACP)相混 相混 合产生一个新的水团 合产生一个新的水团普通水 普通水(CW) (CW),普通水随南极绕极流流动,然后从好望 ,普通水随南极绕极流流动,然后从好望 角附近流进印度洋,绕过澳洲与纽西兰后流入太平洋,构成这两大洋深层与 角附近流进印度洋,绕过澳洲与纽西兰后流入太平洋,构成这两大洋深层与 底层水的主体。以上这四种水团 底层水的主体。以上这四种水团AABW, AACP, NADW AABW, AACP, NADW以及 以及CW CW是各大洋中 是各大洋中 停留在最深层以及水量最大的深层水团。 停留在最深层以及水量最大的深层水团。 在南极大陆外围由西向东流动的是由西风所驱动的南极绕极流,而在南极绕在南极大陆外围由西向东流动的是由西风所驱动的南极绕极流,而在南极绕 极流的北界则为南极辐合带。南极绕极流与南大西洋表层海水在南极辐合带 极流的北界则为南极辐合带。南极绕极流与南大西洋表层海水在南极辐合带 相遇,双方混合后便生成南极中层水 相遇,双方混合后便生成南极中层水(AAIW) (AAIW)。南极中层水厚约 。南极中层水厚约500m 500m,中心 ,中心 在在800 800 ~~1000m 1000m深处,水温 深处,水温2 ~~33CC,盐度,盐度34.2 34.2,系由 ,系由40 40SS向北延伸,在 向北延伸,在 大西洋 大西洋AAIW AAIW甚至可越过赤道,在其它二洋则在赤道以南即被挡住。北太平洋 甚至可越过赤道,在其它二洋则在赤道以南即被挡住。北太平洋 的中层水则是由西北太平洋高纬度海域的表层与次层海水经垂直混合所生成 的中层水则是由西北太平洋高纬度海域的表层与次层海水经垂直混合所生成 的。此外,大西洋中尚有由地中海经直布罗陀海峡流出的高盐份海水 的。此外,大西洋中尚有由地中海经直布罗陀海峡流出的高盐份海水地中 地中 海水团 海水团(MW) (MW),是早期研究大西洋中层海流系统的重要参考指标。 ,是早期研究大西洋中层海流系统的重要参考指标。 第四节 第四节 海流 海流 四、深层海流 四、深层海流 (a)图为沿大西洋南北纵断面上图为沿大西洋南北纵断面上 几种水团的分布情形。 几种水团的分布情形。 (b)图为沿东太平洋南北纵断面图为沿东太平洋南北纵断面 上几种水团之分佈情形。 上几种水团之分佈情形。 第五节第五节 海洋波浪 海洋波浪 一、波浪的性质 一、波浪的性质 什么是波? 什么是波? 1.波必须是周期性或近似周期性的运动;波必须是周期性或近似周期性的运动; 2.波必然牵涉到某种性质的传播,而非介质本身在运动。波必然牵涉到某种性质的传播,而非介质本身在运动。 涟漪、风浪与涌浪:周期分别为涟漪、风浪与涌浪:周期分别为

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