海洋科学导论复习提纲

1、海洋科学导论复习提纲第一章 绪 论§1.1 海洋科学的定义 属于地球科学体系以地球为研究对象的科学体系地球科学体系包括：地理学、地质学、大气科学、海洋科学、水文科学、固体地球物理学【定义】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】1.海洋中的(海水、营养盐、生物) 2.海底的(海洋沉积、海底岩石圈) 3.海口的(河口、海岸带)，海面的(大气边界层)。【学科特点】1.特殊性和复杂性 2.作为物理系统的水-汽-冰不停转变 3.作为自然系统的多层次耦合。【研究特点】1.明显依赖于直接观察 2.信息论、控制论和系统论方法重要 3.学科分支细

2、化与相互交叉渗透并重、趋于综合与整体化研究。第2章 地球系统与海底科学§2.2 海与洋2.2.1 地表陆海分布（1）陆地占29.2，海洋占70.8，海陆面积之比为2.5:1地表大部分为海水所覆盖。（2）地表海陆分布极不均衡，北半球陆地占67.5，南半球陆地占32.5。（3）海洋平均深度达3795m地球的平均半径：6371km海洋的平均深度达3795m，陆地平均高度为875m，如果将高低起伏的地表削平，地球表面将被约2646m厚的海水均匀覆盖。2.2.2 海洋的划分洋（主要部分）和海、海湾和海峡（附属部分）【洋】也称大洋，是海洋的主体部分。占海洋总面积的90.3% ，深度一般大于200

3、0m 平均盐度为35 具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统 南大洋从南极大陆到南纬40°为止的海域；或从南极大陆起，到亚热带辐合线明显时的连续海域。 是世界大洋底层水团的主要形成区，对大洋环流起着重要作用。【海】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。平均深度2000m以内。按海的位置可分为陆间海、内海和边缘海。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。【海湾】是洋或

4、海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域。海洋状况与邻接海洋相似。【海峡】海峡是两端连接海洋的狭窄水道。流急，潮流速度大。§2.3 海底地貌海岸带高潮线以上的陆上地带，又称潮上带。海滩高低潮之间的地带，又称潮间带。水下岸坡低潮线以下到波浪作用所能到达的海底部分，又称潮下带。海岸带大陆架 领海范围以外深度达200m或以上。坡度平缓，宽度与深度变化较大大陆坡分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡。2002000m 坡度较陡大陆隆自大陆坡麓缓慢倾向洋底的扇形地。水深2000-5000m。可能有海底油气资源稳定型活动型同现代版块边缘。频繁的地震和火山活动，造成海沟。 大陆边缘海底大洋中脊指贯穿四大洋、成因相

5、同、特征相似的海底山脉系列大洋盆地大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底大洋底l 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。l 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。l 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1020m。§2.4 海底构造和大地构造学说【板块构造学说】是大陆漂移和海底扩张的引伸和发展。大陆漂移 魏格纳海陆的起源中生代泛大陆、泛大洋（今太平洋） 大陆漂移的主要依据有海岸线形态、地质构造、古气候和古生物地理分布等。海地扩张

6、 阐明主要与海底生成和消亡过程有关的理论1. 扩张的洋底把与其相邻接的大陆向两侧推开，这就是海底扩张说对大陆漂移的解释。Eg.大西洋及其两侧大陆2. 洋底扩展移动到一定程度便向下俯冲潜没，重新回到地幔，相邻大陆逆掩于俯冲带上。Eg.太平洋大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。海底扩展移动速度大约为每年几厘米。【板块构造】岩石圈板块，简称板块。（岩石圈可以漂浮在软流圈之上作侧向运动）l 地球最上部被划分为岩石圈和软流圈。软流圈在缓慢而长期的作用力下，会呈现出塑性或缓慢流动的性质。因此岩石圈可以漂浮

7、在软流圈之上作侧向运动。 七大板块欧亚板块、太平洋板块、北美板块、南美板块、非洲板块、印度-澳大利亚板块和 南极洲板块结构特点板块内部是相对稳定的，形变少；而板块边界则是全球最活动的构造带，多地震板块分类拉张型、挤压型和剪切型边界三种基本类型。拉张型边界的主应力是受拉张力作用。两板块作相背分离运动。Eg. 裂谷带,挤压型边界的应力场以挤压作用为主。两侧板块相对汇聚运动。Eg. 阿尔卑斯-喜马拉雅山带剪切型边界的应力场以剪切作用为主。剪切方向与板块相对运动方向一致。Eg.转换断层从生成至挤压型边界（海沟俯冲带）消亡一般不超过2亿年§2.5 海洋沉积海滨沉积、大陆架沉积、大陆坡陆隆沉积、

8、大洋沉积【海滨沉积】海滩沉积、潮坪沉积、砂坝-泻湖沉积、河口湾沉积、三角洲沉积。海滩沉积1.自流域内搬运来的风化产物 2.海岸侵蚀 3.自内陆架向岸搬运的沉积物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。碎屑物质(粘土、粉砂)组成。我国大多为由粉砂组成的泥质潮坪砂坝-泻湖沉积体系砂坝泛指近海与海岸线延伸方向平行分布的一系列砂坝和砂岛，被砂坝从毗邻海域隔离出来、仍与海洋沟通或有限沟通的浅水域称为泻湖。河口湾沉积河口湾内碎屑物质的搬运及沉积过程以及底质的特征受径流、潮汐、波浪及河口环流系统等水动力要素的控制。三角洲沉积三角洲是河流携带的泥沙等物质在海滨(湖)地

9、带形成的堆积体。 径流量和输沙量是三角洲形成的物质基础。【大陆架沉积】受物理、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。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沉降等过程的控制。 以陆源成分为主得沉积物，搬运沉积过程有连续和不连续之分 厚度可达20005000m【大洋沉积】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。§2.6

10、海底矿物资源1.滨海矿砂 2.海底石油和天然气 3.磷钙石和海绿石4.锰结核和富钴结壳5.海底热液硫化物 6.天然气水合物第三章 海水的物理特性及其表征§3.1 海水的物理特性【海水】一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体3.1.2 海水的盐度【盐度】含盐量是海水浓度的标志。1982年实用盐度标度：水温15、1个大气压状态下， 与1kg水中含有氯化钾32.4356g 的溶液具有相同电传导率的海水盐度作为35，3.1.3 海水的主要热性质和力学性质【热性质】热容和比热容、绝热温度、位温、热膨胀及压缩性、热导率与比蒸发潜热等 是海水的固有性质，是温度、盐度、压

11、力的函数。热传导热容海水温度升高1K（或1）时所吸收的热量比热容单位质量海水的热容热膨胀系数温度升高1K(1)时，单位体积海水的增量压缩系数压力增加1Pa 时的单位体积海水的体积负增量位温海洋中某一深度的海水微团绝热上升到海面（大气压）时所具有的温度比蒸发潜热使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量【力学性质】1.海水的粘滞性切应力、动力学粘滞系数(粘度)、运动学粘滞系数/分子粘滞系数海水性质，涡动粘滞系数海水运动状态 2.水的渗透压 3.水的表面张力3.1.4 海水的密度和海水状态方程【海水密度】单位体积海水的质量。其倒数称为海水比容，即单位质量海水的体积 是盐度、温度和压力的函数，常书写成

12、(S,T,P) 形式。海面(P=0)的海水密度仅为盐度和温度的函数，称为条件密度。T=0时，仅是盐度的函数。【海水状态方程】用来计算海水的密度§3.3 海洋的热量与水量平衡3.3.1 海面热收支海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海-气界面到达海洋。可认为海洋获得的热量与失去的热量相同，这种收支主要通过海面进行。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Qw=Qs-Qb±Qe±Qh （Qw 为通过海面的热收支余项）Qs+Qb：辐射热盈余整体、长期而言应Qw=0，但局部、短时则Qw0。Q

13、w0，海水获热；Qw0，海洋失热【太阳辐射Qs】 北半球夏季(6月)总辐射量的纬度差异不显著，即梯度较小。 北半球冬季(12月)赤道至高纬之间辐射量梯度很大。辐射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北方向的梯度冬季大于夏季的主要原因。 【海面有效回辐射Qb】 所谓海面有效回辐射，即指海面的长波辐射与大气回辐射（长波）之差。海面有效回辐射取决于海面水温，海上水汽量和云的特征。 1.相对湿度一定时，海面有效回辐射随温度升高而减小。2. 天空有云时，大气回辐射强，海面有效回辐射减小。Eg.冬季早晨阴天时比晴天时暖和3.由于海面水温和海洋上方相对湿度的日、年变化相对较小，故海面有效回辐射的地理、季节

14、变化也较小。平均而言，全球的太阳辐射Qs比海面有效回辐射Qb大，故Qs-Qb0，这部分热盈余称辐射平衡，以其它方式返回大气。【蒸发耗热Qe】蒸发和水汽凝结是可逆过程。海洋每年蒸发掉约126cm厚的海水，由于海水的蒸发潜热很大，所以蒸发使海洋失去巨额热量。约占世界大洋辐射平衡热盈余的90。蒸发速率与近海面水汽铅直梯度成比例。TwTa由于海洋向大气传到热量，使近海面气温升高，从而产生热力对流。蒸发不断进行 TwTa由于大气向海洋传到热量，使近海面气温降低，导致气层的层结稳定，以致蒸发停止 稳定层结 Tw海面水温 Ta近海面气温秋末冬初是一年中蒸发最强季节1.实际海洋中，风对蒸发过程起巨大促进作用。

15、2.大洋蒸发速率不均，且季节变化。一般冬季>夏季，因为冬季水温>气温，空气层结不稳定，且风速较大【感热交换Qh】热传导形式(显热)交换热量,交换过程受制于海面风速和海-气温差 低维中高纬的热量输送，通过大洋径向环流完成世界大洋通过感热交换向大气输送的热量，相当于辐射平衡热盈余的10。l (Qs-Qb)为通过海面进入海水的净辐射量，25°N20°S 间最大，然后随纬度增高急剧减少。l 蒸发耗热量Qe的量级与(Qs-Qb)相当，在中、高纬度的变化趋势也极为相似，但在低纬热带海区，因湿度大，蒸发量明显低于副热带海区，故蒸发耗热Qe呈双峰分布。l 海-气感热交换Qh 随

16、纬度变化不大，且量值较小。l 各热收支分量合成热平衡余项Qt，变化显著。23°N18°S热带海域Qt>0，海水有净的热收入；南北中、高纬海域Qt<0，海水有净的热支出。3.3.2海洋内部热交换 铅直方向热输运Qz湍流 水平方向热输运QA海流3.3.3海洋中的水平衡海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。【影响因子】收入降水、径流、融冰支出蒸发、结冰。§3.4 海洋温度、盐度和密度的分布和水团宏观上看，表层沿纬向呈带状分布，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【海洋温度的

17、分布与变化】【水平分布】表层海水 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2829，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，大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，大洋东部比西部更温暖。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

18、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。表层以下海水太阳辐射影响迅速减弱，水温分布与表层差异甚大 1.500m 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>10，太平洋北部>13，北大西洋最高达17以上。 2.1000m深层的水温经线方向变化更小北大西洋东部，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。 3.4000m 层，温度分布趋于均匀，整个大洋水温差仅3左右。 4

19、.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】季节性跃层【盐度的分布变化】【平面分布】 海洋表层盐度分布与其水量收支有直接关系 大洋南、北副热带海域(E-P) 高值带状分布赤道区(E-P)低值带表层海水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 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。表层

20、以下海水表层以下盐度水平差异也随深度而减小。高盐中心移往大洋西部。【密度的分布变化】水平分布1.海水密度是温度、盐度和压力的函数。大洋上层特别是表层，取决于水温和盐度。 2.赤道区表层海水密度最小，两极密度逐渐增大。 3.副热带海域，密度虽有增大，但未 出现极大值 4.随着纬度增高密度继续增大。最大密度出现在寒冷的极地海区 5.随着深度 增加，密度的水平差异不断减小，至大洋底层则已相当均匀。 3.4.2 海洋水团【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分析方法1. 定性综合法 2.浓度混合法 3.概率统计法 4.模糊

21、数学法水型 性质完全相同的水体元的集合水系 符合一个给定条件的水团的集合3.4.3 海洋混合与细微结构【海洋混合】混合形式有分子混合、湍流混合、对流混合流体运动形式分为湍流和层流【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 湍流=平均运动+流体微团不规则脉动 湍流的基本特征：1)随机性；2)扩散性；3)能量耗散性。 湍流是引起海洋混合重要的普遍形式第五章 海洋环流【海流】海洋中较大规模的相对稳定的海水运动成因1.风力驱动 2.海水的温盐变化分类按成因可分为风海流、地转流和补偿流等。按热力特征分为暖流和寒流。海流是矢量，使用右手坐标系。【海水微团受力】主动力：引起

22、海水运动的力 Eg.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 Eg.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 单位质量海水所受压力的合力海洋学中将海面视为海压为0的等压面1.海水密度为常数或只是深度的函数时，等压面与等势面平行，此时的压力场称为正压场。2.海水密度不是常数，等压面相对于等势面将会倾斜，此时的压力场称为斜压场。在直角坐标系中的三个分量为：科氏力(地转偏向力) 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,且指向其右方，南半球正相反在x、y及z三个坐标轴上的分量依次为：fcx = fv， fcy = -fu，

23、fcz 0 科氏参量切应力（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大小正比于流速梯度，比例系数称为粘滞系数，方向与流速方向相反。x、y及z轴上的分量依次为：【运动方程】【连续方程】§5.3 地转流【地转流】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，海水稳定的流动主要特征1.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。 2.内压场-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 3外压场倾斜流北半球观测者面

24、朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低§5.4 风海流【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基本假定1.稳定风场 2.水深无限，海水密度均匀分布，海面水平 3.只考虑垂直湍流引起的水平摩擦力 4.科氏力不随纬度变化。排除了引起地转流水平压强梯度力和海洋陆地边界的影响特征海面正比于海面风应力ty，流向与 x 轴成45º当 时此处的流速只有表面流速的4.3%（0.043 ）。 海面以下流速随深度增加按指数减小；随深度增大而逐渐右偏摩擦深度D D = -/a =KZ/sin| ，其大小与风速和地理纬度有关浅海

25、风海流各层流速大小相应减小，流向相对于风向的偏角也减小。无限深海漂流体积运输只发生在 x 轴方向上，即垂直于风矢量并偏右，南半球相反在北半球，风向北吹，水往东流5.4.4 上升流和下降流【上升流】海水自深层向上涌升而形成的海流【下降流】海水自上层下沉而形成的海流当散度为正值时，海水辐散，产生上升流，海面中心底；当散度为负值时，海水辐聚，产生下降流，海面中心高。§5.5 世界大洋环流和水团分布【大洋环流】分类风生表层环流和热盐深层环流表层环流主要由大气环流驱动。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深层环流因温盐度分布不均导致密度差异而成【大洋表层环流系统】压强梯度力、

26、科氏力和地球表面摩擦阻力平衡世界海洋表层(0-1000m)主要海流的分布特征1.海流隔赤道大致呈南北对称而流动。2.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。3.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。4.大部分表层海流一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。亚热带环流 北太平洋中部及北大西洋中部等 中尺度涡热量的南北输送北太平洋副热带流系连接黑潮、北太平洋海流、加里弗尼亚海流、北赤道海流的亚热带环流赤道海域流系 南赤道流、北赤道流、赤道逆流和赤道潜流构成。贸易风(信风)极地海域

27、环流 北冰洋的格陵兰海与挪威海 南极威德尔海-南极底层水主要来源第六章 海洋中的波动现象【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】风浪及涌浪§6.1 概述6.1.1 波浪要素【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(130s)、超重力波(数分钟数小时)、潮波(1224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 (hl/2)、过渡波(l/20<h<l/2)及浅水波( hl/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

28、波；按振幅与波长之比：小振幅波(或线性波)和有限振幅波。 §6.2 小振幅重力波【定义】波动振幅相对于波长为无限小，重力为其唯一外力的海面规则波动，具有正弦波形。【波面方程】【水质点轨迹】深水波为圆形 ，浅水波为椭圆6.2.2 波动公式与波动能量平均能流-单位时间沿波动传播方向传递的周期内的平均值 【波速C、波长l及周期T】仅与水深有关仅与波长有关深水波(h/l1/2) 浅水波(h/l<1/20) 过渡波（1/20<h/l<1/2）必须考虑浅水订正项tanh(kh)【波浪能量】包括波动中水质点运动动能和波面相对于平均水面的重力势能波峰线方向单位宽度，一个波长内波面相

29、对于平均水面的重力势能 波幅随深度增加而按指数减小波峰线方向单位宽度，一个波长内自海面到波动消失处波动所具有的动能 波动总能量 【小振幅波的合成】最常见的合成波有驻波和波群驻波 由两列振幅、周期、波长相等，但传播方向相反的正弦波叠加而成波面方程 = 2a sinkx·cost波节一个周期内恒为0水质点只有水平速度分量u波腹 最大的升降幅度水质点只有垂直速度分量w波面|z|值达到最大值时，u=w=0，波面z=0时u和w达到最大值；波形并不向前传播，所有水质点均围绕各自平衡位置作振动波群 由两列振幅相等，波长和周期相近，传播方向相同的正弦波叠加而成§6.3 有限振幅波动更接近实

30、际海浪波速近似公式§6.5开尔文波（长波，长周期）p 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。p 讨论北半球一列振幅为H/2的自由长波，当它通过一无限长、具有侧向垂直边界(宽为2b)、水深为h的水道时，在科氏力作用下的情况。 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。§6.6风浪和涌浪【风浪】由风直接作用引起的水面波动特征 周期较短，波面不规则，波长短波向 波向与风向一致波高 取决于风力、风区、风时。 强制波【涌浪】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波形

31、规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小。 自由波p 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。p 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。p 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p 过渡状态：风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大。风浪的成长取决于风时长短。p 定常状态：指恒定的风长时间吹在有限的水域上，使海面各点的风浪要素趋于稳定。p 充分成长状态：风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风浪的发展不是无限的，当波陡接

32、近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦，当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。p 风浪成长主要与风速、风区和风时有关。另外，还受水深及海域特征等因素影响。浅水海区风浪不易发展，海底地形可能改变波向。浅水波的传播与水深有关，深水波的传播与波长有关波浪的折射sina1 = c1dt / ABsina2 = c2dt / AB得到 sina1 / sina2 = c1 / c2c1 > c2 a1 > a2波峰线有逐渐与等深线平行的趋势，也就是波向线与等深线逐渐

33、垂直的趋势。p 海底凸出的海岬处，波向线辐聚，出现大浪；p 而在凹进的海湾处，波向线辐散，波浪较小。 第七章 潮汐§7.1 潮汐现象【定义】海水在天体的引潮力作用下所产生的周期性运动7.1.1 潮汐要素潮汐曲线7.1.2 潮汐不等与潮汐类型【正规半日潮】在一个太阴日(约24时50分)内有两次高潮和两次低潮，潮差几乎相等。混合潮【不正规半日潮】基本上每个太阴日内有两次高潮和两次低潮，潮差分别不相等。【正规全日潮】极大多数太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，少数天数里出现两次高潮和两次低潮。不正规半日潮正规半日潮【不正规全日潮】不足半数的太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，其余天数则出现两次

34、高潮和两次低潮。不正规日潮正规日潮潮汐不等现象l 凡是一天之中两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等，这种不规则现象称为潮汐的日不等现象。高潮中比较高的一个叫高高潮，比较低的叫低高潮；低潮中比较低的叫低低潮，比较高的叫高低潮。l 从潮汐过程曲线还可看出潮差也是每天不同。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。§7.2与天体黄道与天赤道的夹角a为23°27，而与白道的平均夹角 b为5°09。当升交点位于春分点时，此交角达到最大（23°27+5°09=28°36）；当升交点位于秋分点时，为最小（23°27-5°09=18°18）§7.3 引潮力【定义】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=KM/D2 公转惯性离心力D-月地中心距= KM/X2 月球引力X-质点月球中心距【公式】§7.4平衡潮【基本假设】1