世界海洋中水运动稿.pptx

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,#,第六章 世界海洋中水的运动,第一节 海洋中的波浪,第二节 潮汐,第三节 洋流和海流,第一节 海洋中的波浪,（一）波浪及其类型,海洋中的波浪是指海水在外力和惯性力的作用下，水面随时间起伏（一般周期为数秒至数十秒）的现象。即海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长、波高四个要素。,第一节 海洋中的波浪,为了帮助了解海面波浪的复杂性，首先介绍一些简单的波浪特性。基本上波浪系以波长（,），水深（,d,）及波高（,H,）间的相对关系决定其特性。当水深大于波长之半时，称为深水波，其性质不受到水深的影响；,d/,较小时称为浅水波。,d/,趋近于零或很小时则为孤立波，即只有一个波峰，波长为无限长的波。,第一节 海洋中的波浪,许多海面波浪简单的性质均可以利用线性的微小振幅波理论加以说明。此微小振幅波理论,或称艾力（,Airy,）波理论,乃是一种近似的理论，只在波浪的尖锐度（,H/,）以及波高水深比很小时才能成立。在此理论下，波形可以用正弦函数表示。微小振幅波前进时，水粒子并不随着波浪前进，而是循着封闭轨道运动。深水波时如下图所示，其轨道为圆形，且圆的半径随着水深成指数函数减小，图中之,C,表示波速。浅水波时，水粒子运动的轨道为椭圆形；孤立波时，水粒子则随着波浪跳跃前进。,波浪作用下，水分子之运动轨迹，自左至右分别为浅水、中间水深以及深水情况下之轨迹形状，图中之,h,为水深，,k,为波数，,k=2/L,。,第一节 海洋中的波浪,如上所述：,波峰,(Crest),外观波形之最高点。,波谷,(Trough),二波峰间最凹下部份称之。,波高,(Wave height):,任一波峰与其相邻波谷间之垂直距离，以,H,表示。,几个与波形相关名词之含义,第一节 海洋中的波浪,其次，若以,，,g,及,a,分别表示海水密度、重力加速度及波浪的振幅（微小振幅波时，振幅等于波高的一半），每单位海面积波浪所具有的能量为,ga,2,/2,。非常奇妙地，波浪能量与波长、频率或水深无关。又由此式可知，波浪能量与波高平方成正比，波高越高则能量越大。,第一节 海洋中的波浪,但,1977,年冠克列特（,Cokelet,）的研究，发现波高最大时，并非如一般所想的，波浪能量也最大，而是如下图所示，最大能量发生在稍为小于最大波高的时候。下图中，,T,表示稳定状态时每单位海面积的平均动能，,E,2,=1-(q,2,crest,.,q,2,trough,c,4,),为一参数，,qcrest,及,qtrough,分别为波峰及波谷处的水粒子速度，,c,为波速。,E,0,相当于微小振幅，,E,1,相当于最大波高时。,第一节 海洋中的波浪,海洋波浪学中有各种波浪理论（上文所提到的微小振幅波理论即为其中之一），这些波浪理论均以规则波为对象。所谓规则波就是波高与周期一定，由一个方向作有规则而继续不断前进的波浪。但是，实际的海面波浪，其形状非常复杂而不规则，大波、小波、长波、短波相互重迭并存，个个波峰的大小及形状均千差万别。,第一节 海洋中的波浪,1960,年寇特（,Cote,）等为了观测此复杂的海面波浪，曾利用两架飞机实施海面的立体航空摄影。下图就是连续测得的两幅海面等高线图。此图显示，三次元的（,three dimensional,）海面波浪，其空间、时间的变化均相当复杂。海面波浪既然如此复杂，则该如何表示才能充分说明其性质？根据理论，波浪在其尖锐度（即波高与波长之比）大于,1/7,时即成碎波。,第一节 海洋中的波浪,因此，对于普通所见的波浪，应用微小振幅波理论也可以得到相当程度的近似结果。在此种近似的范围内，我们可以依照重迭的原理，如图四所示，将复杂的海面波浪视为具有各种波高、波向、周期及位相的正弦波所集合而成的波浪。,第一节 海洋中的波浪,下图是荷兰艺术家依瑟（,Escher,），在,1938,年所作一张有名的木版画。此版画系在强调正中部分的等价观念。对于波浪的菲利浦的理论，此图似乎可以提供一个很好的画面说明。水面的鱼乃象征波浪，其上的鸟则象征风的压力，而等价的观念即相当于共振作用。,第一节 海洋中的波浪,在陆地前行时，我们常说：“八千里路云和月”，而船只在海上航行时，无可避免地一定会碰到风与浪，正是“八千浬路风和浪”。推而言之，人类在海上的各种活动都与风浪息息相关。风浪本身亦是一种非常有趣而奥妙的自然现象。,第一节 海洋中的波浪,涟漪、风浪与涌浪,周期分别为,1,秒，,0.2,10,秒，,10,30,秒。,海洋中各种波浪之能量密度按照频率大小依序排列之分布情形,(,波浪能谱,),见下图。波浪场大部份能量多集中分布在十秒周期左右，长周期波浪在,10-3,处之能量峰为海啸所引起的，最右侧的两个能量峰则分别为半日以及全日潮。,蕴含着巨大能量的海浪与潮汐,第一节 海洋中的波浪,按波浪成因可分为：由风的作用而产生的“风浪”；因地震或风暴而产生的“海啸”；由引潮力引起的“潮波”；由气压突变而产生的“气压波”；因船行作用而产生的“船行波”等。还可按波长和水深的相对关系分为“深水波”（“短波”）和“浅水波”（长波）。按作用力的作用情况可分为“强制波”和“自由波”（“余波”）。,風浪,由風吹海面所產生，生成風浪的吹風區域稱為風域。,(1),風速愈大，波高愈大且波長較長。,(2),風域附近的波浪，由於有不同波高和波長的波,浪一起生成，海面起伏較不規則。,台,風來臨前，岸邊就可觀測到遠在外海的暴風圈形成，離開風域較長波的湧浪。,(1),波長較長、週期也較長，可傳到較遠的地方。,(2),湧浪週期約十秒左右，速度比一般風浪快。,第一节 海洋中的波浪,表面张力波以及重力波。当波长小于,1.74,cm,时，表面张力效应较为重要，这种涟漪小波,(,表面张力波,),具有圆形波峰以及,V,型波谷。当波长较长时，重力效应就变得比较重要，此时波形和正弦曲线非常相近，这是重力波的特性，可是当波浪能量不断增加，重力波的波形便会渐渐改变为波峰变尖而波谷则变圆的形状，当,尖锐度,达到,1/7,或以上时波形就无法支撑而发生碎波。,由海底地震造成海啸波之示意图,波群,(Wave group),海洋中,外观波形常呈现成群出现现象，即海面上有一长列向同一方向传播的波形。在某一固定点观测时，首先出现一阵波高较小的时段，随后波高渐渐增大，而在连续出现几个大波后，波高又再减小,这种成群的波列即称为,波群,。,由船只行进所产生的波浪,-,船波，便具有波群的特性,鸭子游泳所产生的波形和船波呈现同样的型态,第一节 海洋中的波浪,潮波,海面因潮汐所呈现之水面起伏，宏观来看，是,海洋中,最长的长波运动。,下图是在北半球的一个海盆中，潮汐涨落所产生波动之示意图。潮波会绕着无潮点,(Amphidromic Point),以反时钟方向旋转。,潮波钱江潮波与观潮者,潮波钱江潮波与观潮者,潮波钱江潮波与观潮者,潮波钱江潮波与观潮者,潮波钱江潮波与观潮者,第一节 海洋中的波浪,在大洋中，风浪的振幅和速度与风的强度、风向和阵发性情况等因素有关。风施加给海面的能量是靠波浪来传递的。波浪前进时，水面上每个水分子都沿直径和波高相等的圆形轨道运动。波峰上水分子的运动方向与波浪前进方向一致，而在波谷中，水分子的运动方向却与波浪前进方向相反。这样，波浪将能量依次向前传递，而水分子本身并不随波浪前进。,第一节 海洋中的波浪,风所施加于海面的能量，一部分还会传递给更深的水层，它所达到的深度以波浪大小为转移。根据波浪余摆线理论，水面以下任何水层上，水分子圆形轨道的直径随着深度的增加而减小。连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，代表这些点的轨迹，称为余摆线。但水分子的圆形轨道到了和波长相等的深度就不再存在，也就是说，那里已不再有这种扰动所引起的运动。这个深度就是波浪底部，即波浪能量向深处传递的极限。,第一节 海洋中的波浪,在风的作用力范围内的强制波中，吹过海面的风会引起水体向前运动，因而，靠近水面的水分子的轨道不成正圆形。风的这种效应使向前一半轨道上水分子的速度加大，向后一半轨道上水分子的速度减小，出现波峰前部陡峻而后部缓平的不对称形状。风力强大时，波峰前面还可能向内凹进，在重力影响下向下坠落，形成碎波。洋面上局部风力引起的波浪，多为单一风向占优势的波浪；但是波长和波高不同，并从不同方向同时传来的波浪也是常见的。,第一节 海洋中的波浪,以上所述只是海水具有一定深度时的情况。波浪进入浅水，波底最终将和海底接触。这时水分子的垂直运动受到限制，轨道变为椭圆形。椭圆度以在海底为最大，而由海底向上减小。愈向海岸水愈浅，波浪能量除了与海底摩擦而消耗的部分以外，都集中到了更小的水体中，这就必然引起波长的缩短和波高的增大。由于海底的摩擦，波峰上水分子的前进速度大大超过波谷中水分子的后退速度，波峰前部就倾倒而产生破浪和激岸浪。,第一节 海洋中的波浪,（二）海浪的折射,波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波浪前进的方向相垂直的。但波浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有比较大的差异。近岸较浅的一端因受摩擦而减速，离岸远而较深的一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象就是海浪的折射。,近岸水域入射波与反射波迭加形成的棋盘状波形,(86,年,6,月摄自桃圆观音海边,),第一节 海洋中的波浪,除平直海岸外，波浪在港湾海岸也发生折射。港湾海岸附近的海底等深线多少与海岸平行，港湾中海浪因水深而保持原速前进，在伸向海中的岬角上则因水浅，受到海底摩擦而逐渐降低速度。这样，海岸凸出处，波峰线凹进，海岸凹进处，波峰线凸出，即仍然与海岸线平行。波浪前进方向与海岸斜交时，常常造成水体沿海岸方向流动，这种纵向水流称为沿岸流。虽然沿岸流的流速一般不超过,11.5,米,/,秒，但它携带和搬运泥沙，对于海岸地貌的形成和发育也有一定影响。,第一节 海洋中的波浪,海洋内波,除了海面的波动而外，在海洋内部也会发生波动现象，称为海洋内波。当海水密度之垂直分布具有分层构造时，则在水体内部也可产生重力波，这种波动便是内波，其周期与水体之密度分层状况有关。它是发生在海水密度层结稳定的海洋中的一种波动，它的最大振幅出现在海面以下。,第一节 海洋中的波浪,内波也是海水运动的重要形式。它能将大、中尺度运动过程的能量传递给小尺度过程。它是引起海水内部混合、形成温、盐细微结构的重要原因。它能将深层较冷的海水连同其中的营养盐输送到海洋上层，有利于海洋生物的生长。,由内波所造成的海面波痕,晴空常见之带状透光高积云便是大气中的内波,1994,年,5,月,27,日,ERS-1,经过台湾东北部外海上空所摄之,SAR,影像,(Copyright ESA),。照片上显示在台湾东北部外海海面上亦有许多由内波所引起的复杂条纹。,ERS-1,经过吕宋海峡上空所摄之,SAR,影像,(Copyright ESA),，显示吕宋海峡内由潮流所引起之内波波纹。,第一节 海洋中的波浪,当轻,(,低盐或是高温,),的海水漂浮在相对较重,(,高盐或低温,),的海水之上时，海洋上层便呈现密度分层的情形，此时有利于发生内波。如下图,(b),，船行这种水域，往往因为产生内波之尾迹而损失能量，致使船速变慢，早期由于不明了此现象因此造成船员恐慌，称此为,死水,(Dead Water),，,Fridjof-Nansen,在北极探测时便发现此现象,(Nansen 1902),，随后,Ekman(1906),以实验证明和内波的关系。水下内波可以使近海面之水流形成带状的辐合或是辐散区，海面漂浮的物体便会在辐合区内排列成行,(,图,c),。,第一节 海洋中的波浪,海洋内波,是指在海水稳定层化的海洋中产生的，最大振幅出现在海洋内部的波动。由于是产生于海洋内部，内波的恢复力主要是约化重力，这是它不同于表面波的一个重要特征。此外，还有许多其他不同特征，例如：内潮波的振幅远大于表面潮波的振幅，但速度却要小得多。内波的群速度方向与其相速度方向几乎垂直，内波不仅在水平方向和时间上存在着固有结构，而且在垂直方向上也存在着特定的结构等。,第一节 海洋中的波浪,总的说来内波的分布范围是相当广泛的，在世界各大洋和边缘海域都有内波存在。实际的海上观测，如在,Andaman,海、,Sulu,海、,New York,湾、,California,湾等,证明了海洋内波存在的普遍性。,第一节 海洋中的波浪,在我国的渤、黄、东和南海都有观测证实了海洋内波的存在，如中德联合在渤海进行的生态调查，海洋局一所在南、北黄海，中科院声学所在黄、东海以及中科院南海所在南海的观测等。赵俊生等,1992,年研究指出：在北黄海老铁山水道及其邻近水域为强内潮区，其全日和半日内潮波合成振幅的均方根达,7m,最大振幅近,20m,。,第一节 海洋中的波浪,由内波引起的等密面的波动会影响海洋中声速的大小与传播方向，从而影响声纳的效能，对潜艇的隐蔽与监测起着有利或有害的作用。海水等密面的起伏，会使水下潜艇的航行和停留产生上下颠簸。由此可见，对海洋内波的研究具有重要的学术意义和实际应用意义。,第一节 海洋中的波浪,风浪和涌浪,俗语说：“无风不起浪”，冯延己也有一首词：“风乍起，吹皱一池春水,”,，此处之“皱”即为波浪之意。可见自古以来，人类就已熟知风吹造成波浪。风和浪如影随形啊。,风浪是指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态；涌浪则指海面上由其他海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面上遗留下来的波动。,第一节 海洋中的波浪,风浪在传播中有时波浪会破碎而称为碎浪,波浪为何会碎,？,(1),当波峰附近的水粒子向前运动的速度比波形移动（相速）还要快时，波浪便碎了。,(2),当波面上水分子在垂直方向上的加速度大于重力加速度时，水分子便会脱离波面，波浪也会碎了。发生碎波未必限定在海滩上，深海一样有碎波（白浪滔滔就是描述碎波的海面）。,波浪生成示意,風浪,由風吹海面所產生，生成風浪的吹風區域稱為風域。,(1),風速愈大，波高愈大且波長較長。,(2),風域附近的波浪，由於有不同波高和波長的波,浪一起生成，海面起伏較不規則。,颱風來臨前，岸邊就可觀測到遠在外海的暴風圈形成，離開風域較長波的湧浪。,(1),波長較長、週期也較長，可傳到較遠的地方。,(2),湧浪週期約十秒左右，速度比一般風浪快。,碎浪,當波浪傳到海岸地區時水深變淺，由於海床的摩擦力，波長逐漸變短而波高漸增，最後波浪無法維持完整的波形，造成波峰先衝向岸邊而形成碎浪。,波浪的能量在碎浪時釋放出來，一部分轉移成搬運海岸沉積物或拍擊海堤的動能，進而造成海岸地形的改變。,波浪水分子的運動軌跡與碎浪的形成,台湾海研一号在外海作业时所观察到的海上碎波情形,第一节 海洋中的波浪,风浪和涌浪是海面上最引人注目的波动。风浪的特征往往波峰尖削，在海面上的分布很不规律，波峰线短，周期小，当风大时常常出现破碎现象，形成浪花。涌浪的波面比较平坦，光滑，波峰线长，周期、波长都比较大，在海上的传播比较规则。,观测表明，在海洋中风浪和涌浪会单独存在，但往往同时存在，它们的传播方向也往往不同。有经验的观测者很容易把它们区分开来。,第一节 海洋中的波浪,涌浪的传播,当海面的风力迅速减小、平息或风向改变后，海面上遗留下来的波动将不会从原来的风场中继续摄取能量，但波动不会立即消失。它们在原来海区继续传播，甚至传至其他海区，经过漫长路程和时间而慢慢消衰。此时的波动称为涌浪。,第一节 海洋中的波浪,涌浪在传播过程中的显著特点是波高逐渐降低，波长、周期逐渐变大，从而波速变快。这一方面由于内摩擦作用使其能量不断消耗所致，另一方面是由于在传播过程中发生弥散和角散所致。,蒲福风级,名称,风速,浪高,(,公尺,),风,浪,每时海浬,每秒公尺,可能波高,最大波高,0,无风,-,1,以下,0-0.2,-,-,1,软风,微波,1-3,0.3-1.5,0.1,0.1,2,轻风,微波,4-6,1.6-3.3,0.2,0.3,3,微风,小波,7-10,3.4-5.4,0.6,1.0,4,和风,小浪,11-16,5.5-7.9,1.0,1.5,5,清风,中浪,17-21,8.0-10.7,2.0,2.5,6,强风,大浪,22-27,10.8-13.8,3.0,4.0,7,疾风,大浪,28-33,13.9-17.1,4.0,5.5,8,大风,巨浪,34-40,17.2-20.7,6.0,7.5,9,烈风,猛浪,41-47,20.8-24.4,7.0,10.0,10,暴风,猛浪,48-55,24.5-28.4,9.0,12.5,11,狂风,狂涛,56-63,28.5-32.6,11.5,16.0,12,飓风,狂涛,64-71,32.7-36.9,14.0,16,以上,13,飓风,狂涛,72-80,37.0-41.4,14,以上,16,以上,14,飓风,狂涛,81-89,41.5-46.1,14,以上,16,以上,15,飓风,狂涛,90-99,46.2-50.9,14,以上,16,以上,16,飓风,狂涛,100-109,51.0-56.0,14,以上,16,以上,17,飓风,狂涛,109-118,56.1-61.2,14,以上,16,以上,风级浪高对照表,游客在沿海浴场“挑战”涌浪,第一节 海洋中的波浪,由于弥散，波速快、波长大的跑在前面，因此，传播距离越远，波长大、周期长的涌浪越占优势地位。但波高却变得更小，以致在海上难以看到它，然而当它传播到浅水或近岸时，波高又继而增大，波长减小，常常以波群的形式出现，形成猛烈的拍岸浪，表现出惊人的能量，它是冲蚀岸滩的活跃因子之一，对岸边建筑物破坏性很大，但到此也就结束了它的生命。,第一节 海洋中的波浪,由于涌浪传播的速度很快，常在风暴系统到来之前先行到达。如果某地开始观测到周期很大而波高极小甚至极难察觉的涌浪到来，继而周期逐渐变小，浪高继续增大，则意味着风暴可能向本地袭来。因此人们把这种涌称为先行涌。有时甚至可在风暴到来之前几天内出现。,第一节 海洋中的波浪,涌浪的传播距离十分惊人，据调查，北太平洋加利福尼亚西南沿岸，夏季缓缓而有力的拍岸浪，竟是由,110,4,km,以外的南极大陆附近的大洋风暴产生的波动传播而来的涌浪所致。,第二节 潮汐,（一）潮汐现象与引潮力,由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，称为潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。涨潮时海水面最高处称为高潮，落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的高差，即是潮差。潮差是以朔望月为周期变化的。潮差最大时，叫大潮，潮差最小时叫小潮。,涨潮，落潮是海水受太阳和月亮引力及地球这个非惯性系中的惯性力共同作用的结果,海平面,潮平面,上弦小潮,上弦小潮,第二节 潮汐,根据万有引力定律，两物体相互吸引的力与其质量成正比而与其距离的平方成反比。月球质量虽然仅为地球的,1/81,，但距地球只有,38.410,4,公里，太阳质量虽为地球的,33.310,4,倍，但与地球的平均距离达,1496010,4,公里。所以月球对地球的引力要比太阳的引力大一倍多。,第二节 潮汐,地球中心所受的引力是这两种引力的平均值，而地球上任何地点所受到的月球和太阳的引力，同这一平均值比较，大小有差别，方向也不同。正是这一引力差使海面发生升降，所以称为引潮力。引潮力是在地球朝向月球和太阳的一面和背向的一面同时发生的。朝向月球和太阳一面形成的潮汐，称顺潮，背向月球和太阳一面的潮汐，称对潮。,第二节 潮汐,由于地球的自转，海岸上同一地点一日内向着月球和太阳与背着月球和太阳各一次，所以，一日之内应发生两次涨落潮，高低潮相隔的时间应为,6,小时。但因月球引潮力比太阳引潮力大，而地球上的一个太阴日，即月球随着地球绕太阳公转的一日是,24,时,50,分，所以实际上高低潮的间隔约为,6,小时,13,分。,第二节 潮汐,由于月球绕地球转动，在一个朔望月（,29.5,日）内，太阳、地球、月球相互位置的变化相应地引起潮汐的周期变化。顺潮和对潮，使海岸上同一地点产生两次大潮和两次小潮。,第二节 潮汐,朔日（农历初一）和望日（农历十五），太阳、月球和地球的中心几乎在一条直线上，地球受到的引潮力相当于月球引潮力与太阳引潮力之和，海水涨潮升得特别高，成为大潮。,第二节 潮汐,上弦（农历初八）和下弦（农历二十三）时，三个星体的中心几乎成一直角位置，地球受到的引潮力相当于月球引潮力和太阳引潮力之差，所以涨潮时升得不高，成为小潮。海边实际观察到的大小潮并不一定在朔望和上下弦日，而出现一定的滞后现象，例如我国沿海的大潮多发生于农历初三和十八。,第二节 潮汐,因为月球轨道面与黄道面成,59,的夹角，而地球赤道和黄道面成,2327,的夹角，所以月球轨道不会超过地球,2836 N,和,S,，潮汐从低纬向高纬减小，两极地区就没有大潮和小潮的区别了。,第二节 潮汐,根据潮汐的周期变化，基本上可以分为半日潮、混合潮和全日潮三种类型。半日潮一天有两次高潮和低潮，相邻两次高潮或低潮的潮位和涨、落潮的时间相差不多；混合潮一天虽有两次高潮和低潮，但这两次高潮或低潮潮位和涨、落潮的时间有很大差别；全日潮是大多数日期一天有一次高潮和低潮。,香港尖鼻咀海区的潮汐预报图,香港尖鼻咀海区的潮汐预报图,第二节 潮汐,（二）潮流,海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流类型也分为半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。,第二节 潮汐,若以潮流流向变化分类，则在外海和开阔海区，潮流流向在半日或一日内旋转,360,的，叫做回转流；在近岸的海峡和海湾，潮流因受地形限制，流向主要在两个相反方向上变化的，叫做往复流；此外，涨潮时流向海岸的潮流可叫做涨潮流，落潮时离开海岸的潮流可叫做落潮流。,第二节 潮汐,潮流在一个周期里出现两次最大流速和最小流速。地形愈狭窄，最大流速与最小流速的差值就愈大。潮流的一般流速为,4,5,公里,/,小时，在狭窄的海峡或海湾中，如我国的杭州湾，时速可达,18,22,公里。往复流最小流速为零时，称为“憩流”。憩流之后，潮流就开始转变方向。正因为潮流有周期变化，所以它只限于在一定的海区作往复运动或回转运动。,第二节 潮汐,在喇叭形海湾或河口湾中，潮流可以激起怒潮，我国的钱塘江口、亚洲的波斯湾（阿拉伯湾）、南美的麦哲伦海峡和北美的芬地湾都是以潮高著名的。钱塘江口和波斯湾，潮高可达,10m,，麦哲伦海峡和芬地湾，潮高可达到或超过,20m,。,第二节 潮汐,潮汐现象对一些河流和海港的航运具有重要意义。大型船舶可趁涨潮进出河流和港口。潮流也可用以发电。包括我国在内的许多国家，已经建成了不少潮汐电站。,涨潮，落潮是海水受太阳和月亮引力及地球这个非惯性系中的惯性力共同作用的结果,罕见天体现象使潮汐叠加 广州多处成水世界,集美太古海潮发电站,朗斯潮汐电站,第三节 洋流和海流,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，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。,第三节 洋流和海流,海水沿着一定的方向有规律的水平流动，就是洋流。洋流是海水的主要运动形式。,风力是洋流的主要动力，地球偏转力、海陆分布和海底起伏等等，也有不同程度的影响。,例如，地球偏转力使洋流在北半球发生右偏，在南半球发生左偏，大陆的障碍使任何洋流都不可能环绕地球流动，岛屿或大陆的突出部分，可以使洋流发生分支。另一方面，洋流对于自然地理成分，尤其是对气候也发生巨大的（虽然并不是直接的）影响，许多沿海地区的温度和降水状况，都与附近的洋流有关。,第三节 洋流和海流,来自赤道附近温暖海区的北赤道流抵达大洋西岸时，大部分向北流，成为沿大洋西岸的强劲暖流。这股暖流在大西洋被称为湾流，在太平洋则被称为黑潮。北半球从赤道海域得到的热量，有一半是靠它们输送的。,第三节 洋流和海流,在大西洋，墨西哥湾流和北大西洋海流是两支相连的最大的海流，其水量在某些地方相当于亚马逊河流量的,13,倍。它们以每小时,1-2,海里的流速横贯大西洋，从冰岛和大不列颠中间通过，最后进入北冰洋。,世界主要洋流,洋流：,海洋表层的海水，常年比较稳定,地沿着一定方向作大规模的流动，,叫洋流，又叫海流。,赤 道 低 压 带,副 热 带 高 压 带,副 热 带 高 压 带,副 极 地 低 压 带,副 极 地 低 压 带,极 地 高 压 带,极 地 高 压 带,大气运动和近地面风带的存在，,是海洋水体运动的主要动力。,低 纬 信 风,西 风 带,东 风 带,低 纬 信 风,西 风 带,东 风 带,地中海,0,400,800,1400,10 9 8 7 6 5 4,15.5,13.0,11.0,10.0,9.5,温度,(C),36.5,37.0,38.0,36.0,36.5,大 西 洋,36.5,温度,(C),西经,盐度,36.5,深度,（米）,36.0,直布罗陀海底山脊,直布罗陀海底山脊,密度流,13.5,13.0,12.9,补偿流,水平补偿流,垂直补偿流,低,低,气旋,高,高,反气旋,以副热带为中心的,大洋环流,以副极地为中心的大洋环流,南纬,40-60,形成西风漂流,北印度洋,北印度洋洋流受西南,季风影响,海水自西向,东呈,顺时针,方向流动,.,北印度洋洋流受东北,季风影响,海水自东向,西呈,逆时针,方向流动,.,夏季,冬季,季风洋流,1,对气候的影响,暖流对经过的沿海地区,寒流对经过的沿海地区,增温、增湿,降温、减湿,俄罗斯境内有两个世界著名的港口：一是北冰洋流沿岸的摩尔曼斯克港，位于北极圈以内（约,68N,）却终年不冻；而在其太平洋沿岸的符拉迪沃斯托克港，位于,43N,附近，却有长达半年的结冰期，这是什么原因呢？,第三节 洋流和海流,海洋表面温度大约在,30,到,2,之间变化，赤道处水温最高，两极最低。海洋深层水温变化比表层小得多，代表整个大洋水体平均温度的,4,等温线，在赤道处出现在,1600,米深处，在南、北纬,55,处则出现于海洋表面。海洋是地球上决定气候发展的最主要的因素之一，海洋本身是地球表面最大的储热体。海（洋）流是地球表面最大的热能传送带。海洋与空气之间的气体交换（其中最主要的有水汽、二氧化碳和甲烷）对气候的变化和发展有极大的影响。与此形成鲜明对比的是沙漠，在夏秋季节，日间近地表温度可达,60-80,，而夜间却可降至,10,以下。,干燥残酷的撒哈拉沙漠,北海道渔场,北海渔场,纽芬兰渔场,秘,鲁,渔,场,2,洋流对生物分布的影响,上升流海域,世界著名渔场多位于,寒、暖流交汇处,加拿大纽芬兰岛,加拿大纽芬兰岛的渔具,南极大陆被认为是一块,洁净的大陆，但是在南,极大陆附近的海域中，,科学家对死亡的企鹅进,行解剖，发现了,DDT,农,药成分，请分析原因？,1492,年，哥伦布第一次横跨,大西洋到美洲西印度群岛，,共花,37,天的时间；,1493,年，,他第二次到美洲西印度群,岛，却只花了,20,天时间，,请分析原因？,洋流对地理环境的影响还有哪些方面,?,3.,对海洋污染的影响,加速海区污染物净化；,扩大海区的,污染范围,4.,对航海的影响,影响海轮速度,顺流,速度快,逆流,速度慢,洋流,风海流,密度流,补偿流,1.,中低纬反气旋型大洋环流,2.,北半球中高纬气旋型大洋环流,3.,南纬,40,60,西风漂流,4.,北印度洋季风洋流,N,S,1.,高低纬热量,气候,2.,海洋生物,渔场,3.,污染物,4.,航海,2,下列洋流中，属于风海流的是：（）,A,.,日本暖流,B,.,北太平洋暖流,C,.,秘鲁寒流,D,.,西风漂流,AD,BD,1.,当北印度洋的洋流呈逆时针方向流动时,（）,A.,东亚吹偏北风；,B.,我国西部内陆地区河流进入汛期；,C.,南亚吹西南风；,D.,北半球地中海气候区温和多雨；,下图为洋流流经海域的海水表面的等温,线分布图，回答：,26 24 22,（,C,）,1.,此图表示（）半球图,南,2.,此洋流是（）流,寒,4.,如果此图表示的是南太平洋洋流图，则该图洋流的名称是：（）。,秘鲁寒流,3.,在图中标出该洋流的方向,12,月乘海轮从上海港出发，,2,月中旬抵伦敦。如果是经过此航程最近的线路，讨论以下情形是否可信,并说明理由。,1.,经北印度洋时是顺风、顺水。,2.,经直布罗陀海峡时是顺风、顺水。,