第九章 海洋气象之潮汐和潮流

第九章 海洋气象潮汐和潮流

海面周期性的升降运动称为潮汐(T ide),并将白天的海面上升称为潮,夜间的海面上升称

为汐。海面作垂直升降运动的同时伴有海水周期性的水平运动,称之为潮流(T idal S tream )。

潮汐与航海的关系非常密切,它直接影响到船舶航行计划的实施和航海安全。在拟定航行

计划时,在进行航迹推算时,在通过浅水区时,在进出港时,在沿岸航行时,在选择锚地时,甚至

在靠码头时,都要考虑潮汐的影响。作为航行值班驾驶员,必须了解潮汐变化的基本规律和掌

握航经海区和港湾的潮汐情况,确保航行安全和提高经济效益。然而潮汐学有着丰富的内容,

本章仅从航海实际应用出发,讨论潮汐现象及其基本成因。

第一节 潮汐现象

一、潮汐要素

各种潮汐要素及有关潮汐术语的定义如图9-1 所示。

1.高潮、低潮 在一个周期内,海面升到最高位置时叫高潮(H igh W ater),降到最低位置

70

图9-1 潮汐图解

时叫低潮(L ow W ater)。

2.涨潮、落潮 海面从低潮升到高潮的过程叫涨潮(F lood T ide 或R ising T ide);海面从

高潮降到低潮的过程叫落潮(E bb T ide 或F alling T ide)。

3.停潮、平潮 低潮前后有一段时间海面呈现不落不涨的停止状态叫停潮(L ow W ater

S tand);高潮前后也有一段时间海面呈不涨不落的状态叫平潮(H igh W ater S tand)。

4.周期 两次相邻的高潮或低潮之间的时间间隔。

5.潮时 平潮时间的中间时刻叫高潮潮时(T im e of H igh W ter),停潮时间的中间时刻叫

低潮潮时(T im e of L ow W ater)。

6.潮高、潮差 从潮高基准面到海面的实际高度叫潮高(H eight of W ater);从潮高基准面

至高潮面的高度(即高潮时的潮高)叫高潮高(H eight of H igh W ater);从潮高基准面到低潮面

的高度(即低潮时的潮高)叫低潮高;相邻的高潮高与低潮高之差叫潮差(T idal R ange)。

7. 潮高基准面 是计算潮高的起算面(T idal D atum ),一般与海图深度基准面(C hart

D atum )一致,也有少数港口的潮高基准面与海图深度基准面不一致。

8.平均海面 海面周期性的升降是以某一个面为中心上下振动,这个面即为平均海面

(M ean Sea L evel)。它是由长期潮汐观测记录算得的某一时期的海面平均高度。我国将青岛验

潮站27 年观测的潮位平均值定为“1985 年国家高程基准”,即高程起算面。

有关潮汐术语的解释见第三节。

二、潮汐类型

按周期不同,可将潮汐分为三种类型。

1.半日潮 周期为半个太阴日的潮汐,即在一个太阴日中发生两次高潮和两次低潮,且两

次高潮和两次低潮的潮高都几乎相等,涨潮时间和落潮时间也几乎相等。我国大部分港口属于

半日潮港。

2.全日潮 在半个月中有连续1/ 2 以上天数中只有一次高潮和一次低潮,其余天数则为

不正规半日潮。南海有许多地点的潮汐属于全日潮,其中北部湾是世界上最典型的全日潮海区

之一。

3.混合潮 分为两种类型:

1)不正规半日潮—— 它基本上还具有半日潮的特性,但在一个太阴日内相邻的两个高潮

71

或低潮的潮高相差很大,涨潮时和落潮时也不等,如浙江镇海港、香港和亚丁港等;

2)不正规日潮—— 在半个月中,日潮天数不超过7 天,其余天数为不正规半日潮,如鄂霍

次克海的马都加和南海暹罗湾等。

第二节 潮汐的基本成因

潮汐是由天体的引潮力产生的,天体的引力与惯性离心力的合力称为引潮力。对潮汐影响

大的是月球和太阳的引潮力,其中月球引潮力比太阳引潮力大得多,据计算是太阳引潮力的

2.17 倍,所以在潮汐形成过程中,月球引潮力是主要的,太阳引潮力次之。本节即以月球引潮

力为主进行讨论。为方便讨论,提出两点假设:第一,整个地球被等深的大洋所覆盖,所有自然

地理因素对潮汐不起作用;第二,海水没有摩擦力和惯性力,外力使海水在任何时刻都处于平

衡状态。

一、月球的引力

设月球质量为m M ,地球质量为m E ,地、月中心间距为R,则根据万有引力定律,地、月间引

力f 为

f = k

m M m E

R2 (9-1)

式中:k 为万有引力系数。

设月球中心至地球面上任一点A 的距离为D,则A 点处单位质量海水所受的月球引力

f A 为

f A = k

m M

D2 (9-2)

图9-2 地球上月球引力的分布

显然,不同地点的水质点所受到的月球引力是随着该

点与月球中心的距离D 的不同而不同,离月球近的水质点

受力大,离月球远的则受力小,且引力的方向均指向月球中

心,如图9-2 所示。

二、惯性离心力

1.地、月系统的公共质心

地球与月球不停地围绕着它们的公共质心G 运动。地球质量约为月球质量的81.5 倍,

月、地心间距约为地球半径的60.3 倍。所以经计算,月、地公共质心G 在距离地心E 约0.73

倍的地球半径处,即EG= 0.73r,r 为地球半径。显然,月、地公共质心位于地球内部。在旋转过

程中,月心、地心和公共质心在一直线上,而且月心和地心分别在公共质心的两边。

2.地球上各点的惯性离心力

月球和地球都绕其公共质心G 作圆周运动,周期为一个太阴月,约27.3 天。在地、月系统

的平衡运动中,地球所受到的月球引力与地球绕公共质心作圆周运动的惯性离心力也应平衡。

就地球中心而言,单位质点的惯性离心力f 0 与该质点所受的月球引力大小相等、方向相反,即

f 0= k

m E

R2 (9-3)

72

如图9-3 所示,地球中心E 是以地、月系统的公共质心G 为中心,以EG= 0.73r 为半径作

圆周运动。

由于地球自转周期与其绕公共质心的运动周期相比可以忽略,从而地球绕公共质心G 的

圆周运动始终是一种平动圆周运动,地球上任意两点的连线始终保持着平行运动。所以,地球

表面上任意一点A 的圆周运动半径AG′与地心E 绕G 作圆周运动的半径EG 相同,运动的周

期也相同。在图9-3 中,地心E 由E 1→E2→E 3→E 4 绕G 一周,同时地球表面上一点A 由A1→

A2→A3→A4 绕G′一周。

由以上讨论可知,地球表面上任一点的惯性离心力必定与地心点的惯性离心力大小相等、

方向相同,即相互平行。它们都背离自己的圆周运动中心,即背离月球。

三、月球引潮力及月潮椭圆体

地球上各点所受的月球引力与地球绕公共质心平动运动所产生的惯性离心力的合力称为

月球引潮力。

根据上述对地球上各点所受的月球引力f A 和惯性离心力f 0 的讨论结果,可用图9-4 表

示出地球上各点所受引潮力的情况。

图9-3 地球的平动运动图9-4 月球引潮力示意图

由图可见,在地球中心,引力与离心力大小相等,方向相反,处于平衡状态,引潮力等于零。

在其它各点,引力和离心力不会相互抵消,从而产生了引潮力。

假设地球表面全被等深的海水所覆盖,则在引潮力作用下,地球表面的海水将达到新的平

衡而变成为长轴与月地连线一致的椭圆体,称为月潮椭圆体(见图9-5)。

图9-5 月潮椭圆体

73

图9-5 是假设月球赤纬等于零的月潮椭圆体,此时,椭圆体的长轴与地轴垂直。P N 为地理

北极,A1、A2、A3、A4 分别表示地球表面上任意一点A 在地球自转一周中的四个位置。对于A1

点,月球处于上中天,该地的海面相对上升到最高位置,形成高潮;当地球自转90°到A2 点,该

地的海面相对下降到最低位置,产生低潮;当地球又转到90°到A3 点时,月球处于该地的下中

天,海面又上升到最高位置,即发生该地该日的第二次高潮;随着地球的自转,到A 4 时,该地

的海面又下降到最低,就发生了该日的第二次低潮。月球连续两次上(下)中天的平均时间间隔

约为24h50m ,即一个太阴日。因此在一个太阴日中,同一地点产生两次高潮、两次低潮,而相

邻两个高潮(低潮)的时间间隔约为12h 25m 。

太阳引潮力的特征和月球引潮力相似,因此太阳引潮力同样会形成太阳潮汐椭圆体。以上

是用静力学理论讨论了潮汐的基本成因。

第三节 平衡潮理论

海洋学中研究海水在引潮力作用下产生潮汐的过程有两种理论,一种叫平衡潮理论,另一

种叫潮汐动力理论。下面简单介绍平衡潮理论。

一、平衡潮的概念

平衡潮就是海水在引潮力、压强梯度力和重力作用下,随时达到平衡,从而使海平面在新

的等势面下平衡所产生的潮汐。该理论是牛顿在1687 年首创的。前一节就是用平衡潮理论分

析了潮汐的基本成因。

平衡潮理论基于两个假设条件(见前一节),在这两个假设前提下,若没有引潮力作用,重

力与压强梯度力相平衡,海面为一圆球形状,处于相对静止状态,所以便没有潮汐。但实际上引

潮力是存在的,只有通过海面重新调整,使压强梯度力、重力和引潮力相平衡,才能使海面保持

稳定,这样,海面便发生变形,变成如前节所述的椭圆体(即潮汐椭圆体)。

由于地球自转作用,地球上某点便可经历海面高低的变化即周期性的涨落,从而形成潮

汐。

平衡潮理论可解释下列潮汐不等现象。

二、潮汐不等

1.潮汐的周日不等

在同一太阴日中,发生的两次高潮或两次低潮的潮高以及相邻的高、低潮的时间间隔不相

等的现象,称为潮汐周日不等。

潮汐周日不等现象与月赤纬变化有关。

当月赤纬等于零时,在一个太阴日中发生的两次高潮(或低潮)的潮高几乎相等,相邻的涨

落潮时间间隔也几乎相等,几乎不存在周日不等现象。把月赤纬等于零时的潮汐称为赤道潮

(E quatorial T ide)或分点潮。

当月赤纬不等于零时,潮汐椭圆体的长轴与赤道平面间有一夹角,其夹角大小等于月赤纬

(如图9-6 所示)。以地球上纬度不等于零的测者Z 为例,由于地球自转将发生二次高潮(位于

Z1 和Z3)和两次低潮(位于Z2 和Z2 背面的Z4),显然,同一太阴日中两次高潮(低潮)的高度不

等,其中较高的一次高潮叫高高潮(H H W :H igher H igh W ater),较低的一次高潮叫低高潮

74

(L H W :L ow er H igh W ater);两次低潮中较高的一次叫高低潮(H L W :H igher L ow W ater),较

低的一次低潮叫低低潮(L L W :L ow er L ow W ater)。并且Z1Z2≠Z2Z3,即相邻的高、低潮(或

低、高潮)之间的时间间隔(涨、落潮时间)也不等(图9-7)。

图9-6 月赤纬不等于零时的潮汐椭圆体图9-7 潮汐周日不等示意图

当月赤纬达到最大时,潮汐周日不等现象最为显著。月赤纬最大时的潮汐称为回归潮

(T ropical T ide)。

周日不等现象还与测者的地理纬度有关,只有当月赤纬不为零时,在纬度不等于零的地方

才存在潮汐的周日不等现象。月球赤纬越高,这种现象也越显著。在纬度等于或大于90°与月

球赤纬之差(φ≥90°- δ°)的地方,一天只有一次高潮和一次低潮,这种现象称为日潮现象。

2.潮汐的半月不等

虽然太阳引潮力为月球引潮力的一半还不到,但同样会产生太阳潮汐椭圆体,而且太阳连

续两次上(下)中天的时间间隔与月球不同,为一个太阳日,即24h。同样当太阳赤纬不等于零

时,也会发生太阳潮汐的周日不等现象。由于月球、太阳和地球在空间周期性地改变着它们的

相对位置,不同周期的太阳潮汐和月球潮汐相互作用,因而发生了潮汐半月不等现象。

图9-8a)是设太阳和月球的赤纬等于零的情况。当月球处在新月(朔)或满月(望)时,太

阳、月球潮汐椭圆体的长轴在同一个子午圈平面内,即太阳潮汐椭圆体与月球潮汐椭圆体的长

轴方向一致、互相叠加,出现高潮最高、低潮最低的现象,称之为大潮(Spring T ide)。

当月球处于上弦或下弦时,如图9-8b)所示,太阳潮汐椭圆体的长轴(短轴)与月球潮汐椭

圆体的短轴(长轴)在同一个子午圈平面内,因此两者的引潮力互相抵消一部分,出现了高潮最

低、低潮最高的现象,称之为小潮(N eap T ide)。

可见,月亮从新月到上弦,海水涨落现象逐渐变小,从上弦到满月则逐渐变大,到满月时与

新月时一样,海水涨落又达到最大。从满月到下弦,从下弦到新月又产生同样的变化。显然,海

水的涨落程度的变化是以半个朔望月(约14.5 日)为周期的,这种现象称为潮汐的半月不等

(图9-9)。

3.潮汐的视差不等

由于月球和太阳与地球间的距离变化,从而使引潮力发生变化,由此产生的潮汐不等现象

称为潮汐的视差不等。月球是以椭圆轨道绕地球转动的,地球在椭圆轨道的一个焦点上。当月

球位于近地点时,其引潮力要比位于远地点时约大40% 。这种由于地球和月球距离变化而产

生的潮汐不等,称为月潮视差不等,因其周期为27.3 日,故又称为周月不等。同样,太阳潮也存

在视差不等现象。每年1 月3 日前后,地球离太阳最近(近日点),而每年7 月4 日前后,地球离

太阳最远(远日点),近日点的太阳引潮力比远日点时约大10% ,这种由于日地距离变化而产

75

生的潮汐不等,因其周期为365.25 日,故又称太阳潮视差不等或周年不等。

图 9-8 图 9-9 潮汐半月不等示意图

三、平衡潮理论的缺陷

基于理想假设条件的平衡潮理论可以解释许多潮汐现象,但由于实际潮汐的成因相当复

杂,不但与引潮力有关,还与沿岸海区地理条件、海底地形、岸形和气象条件如大风、气压变化

等因素有关,所以平衡潮理论不能解释下列现象:

1)应用平衡潮理论,求出的最大潮差为0.78m ,这与大洋中的实际潮差相近,但与浅海地

区的潮差相差较大。在浅海,潮差可时可达几米,甚至十几米。

2)平衡潮理论没有涉及海水的运动,因此,无法解释潮流这一重要现象。

3)按照平衡潮理论,赤道上不会出现日潮、低纬地区也以半日潮占优。实际上,赤道和低纬

有些地区均有日潮出现。

4)平衡潮理论认为高潮应出现在月球上下中天时刻,大潮发生在朔、望之日。但实际高潮

出现时间往往比月球上(下)中天时刻滞后,存在高潮间隙(H igh W ater Interval,从月上(下)

中天时刻到当地出现第一次高潮的时间间隔);大潮也往往发生在朔望后的1～3 天。从塑望日

到发生大潮的间隔天数称为潮龄(T ide A ge)。我国沿海潮龄一般为2～3 天。

5)在一些半封闭的海湾、近海和大洋中,有时出现没有潮汐涨落的无潮点,同潮时线绕无

潮点作顺时针或逆时针方向旋转,两岸潮差不等,而平衡潮无法解释这种现象。

四、有关潮汐术语

大潮升(SR ,S pring R ise):从潮高基准面到平均大潮高潮面的高度。

小潮升(N R ,N eap R ise):从潮高基准面到平均小潮高潮面的高度。

大潮差(R ange of Spring T ide):大潮时的平均潮差。

小潮差(R ange of N eap T ide):小潮时的平均潮差。

平均高潮间隙(M H W I:M ean H igh W ater Interval):半个月或半个月的整数倍的高潮间

隙的平均值。

76

平均低潮间隙(M L W I:M ean L ow W ater In terval):半个月或半个月的整数倍的小潮间隙

的平均值。

我国潮汐表中的平均高低潮间隙是以格林尼治月中天时刻为基准计算得到的。

第四节 潮汐动力理论与分潮

一、潮汐动力理论

潮汐动力理论由拉普拉斯于1775 年提出。他认为:对于海水运动一说,只有水平引潮力才

有重要性,而垂直引潮力所产生的作用只使重力加速度产生极微小的变化,故不重要。实际海

洋潮汐是海水在天体水平引潮力作用下的一种强迫波动—— 潮波运动。潮波的周期与引潮力

周期相同,潮波波峰到达的地方就出现高潮,波谷到达的地方就出现低潮。由于陆地的存在,海

底地形的起伏变化、海底摩擦力及地球自转等的影响,当大洋潮波传到近海、沿岸时,产生非常

复杂的变化,各海区形成各自的潮波系统。潮波理论可以解释平衡潮理论不能解释的潮汐现

象,如近海潮差大,漏斗形河口的暴涨潮现象等。

当大洋潮波传入近海和沿岸后,由于海深变浅、海面宽度不及大洋,因而能量集中,潮差增

大,尤其在海湾中,越近湾顶,潮差越大。若海湾、港口或河口的形状呈漏斗形,则越往上游,深

度变化就越显著,当潮水上涨时,能量剧烈增长,形成暴涨潮。驰名中外的钱塘江大潮就是这样

形成的,大潮潮差可达8m 以上。世界三大洋中都有潮差超过8m 的海湾,如加拿大芬地湾潮差

达18m ,是世界上潮差最大的地方。

二、分 潮

根据小振幅波叠加原理,潮波这种复杂周期的振动可以用一系列单独的力所引起的简谐

振动的和来代表它。每一个简谐振动假设是由一个假想的天体引起的,在潮汐学上叫做一个分

潮(T idal C om ponent)。复杂周期的潮波振动是由与月球和太阳运动有关的许多分潮叠加而

成。从理论上讲,分潮的数目是很多的,但大部分作用不大。因此,通常只采用8 个主要分潮和

3 个浅海分潮就可以得到与实际潮汐偏差不大的结果。

半日分潮

M2 主要月球半日分潮

S 2 主要太阳半日分潮

N 2 主要月球椭率半日分潮

K 2 月球和太阳合成半日分潮

日分潮

K 1 月球和太阳合成日分潮

O1 主要月球日分潮

P 1 主要太阳日分潮

Q1 主要月球椭率日分潮

浅海分潮

M4 月球浅海1/ 4 日分潮

MS4 月球太阳浅海1/ 4 日分潮

M6 月球浅海1/ 6 日分潮

每一分潮涨落曲线都由两个因素决定:一是分潮振幅(H ),即半潮差;二是分潮迟角(κ),

即假想天体上中天到该地方潮高潮时的时间间隔,如图9-10 所示,H 和κ称为分潮的调和常

77

数。调和常数可用于预报潮汐,确定潮汐的类型,确定潮高基准面和计算验潮站的有效范围等。

把调和常数从实际潮位观测资料中分解出来的计算过程叫做潮汐谐波分析或潮汐调和分

析法,是预报潮汐的方法之一。目前有关部门在预报潮汐编制潮汐表时,就是采用的这种方法。

每一个分潮的简谐振动都可以用分潮涨落曲线表示。把各分潮涨落曲线相加,就是某地潮

汐涨落曲线,如图9-11 中的粗线所示。

图9-10 分潮调和常数示意图图9-11 分潮的合成H = K1+ O1 + M2+ S 2

三、潮 流

潮流和潮汐一样都是由引潮力作用而产生的潮汐现象,其中海水的水平运动称之为潮流。

潮流与潮汐同时发生。潮流变化的周期与潮汐周期一般也相同。潮流流速与潮差成正比,大潮

时潮差最大,流速也最大,小潮时潮差最小,流速也最小。

潮流分为往复流(R eversing F alls)和回转流(R otary C urrent)两种。

1.往复流

在海峡、河道、港湾和沿岸一带,由于受地形影响,潮流在相反的两个方向上交互流动(流

向相差180°),称为往复流。涨潮时,海水从外海向内海流动,称为涨潮流;落潮时,海水从内海

向外海流动,称为落潮流。

潮流由涨向落或者由落向涨的变化,即潮流流向发生约180°变化时,流速接近于零,此时

称为转流, 也称平流或憩流(英文统称S lack W ater), 其中间时刻, 称为转流时间(Slack

T im e)。

在航海图书中,往复流用图9-12 所示的符号标注。带半边羽尾的箭矢表示涨潮流的流向,

不带羽尾的箭矢表示落潮流流向。在箭矢上标注的数字表示流速(kn ),仅注明一个数字的是

指当地大潮日的最大流速;若注明两个数值,则分别表示小潮日和大潮日的最大流速。

与潮汐类型一样,往复流也分为半日潮型、混合潮型和日潮型三类。半日潮潮流在一个太

阴日内,在相反的流向上各有两个最大流速,有四次转流时间;混合潮潮流在一个太阴日内在

相反的流向上仍各有两个最大流速,但其中一个最大流速为零或者在其中一个流向上出现了

3 个流速极值;全日潮潮流在一个太阴日内在每个流向上有一个最大流速,两次转流时间,或

者其中的一个流非常微弱,它的流速和流向不确定。

2.回转流

凡是在江河入海的地方、外海或广阔的海区,流向不断变化着的潮流称为回转流。它是潮

流运动的一种普遍形式。对半日潮来说约12h 25m 回转一周(360°);而全日潮,约24h50m 回转

78

一周。流向的旋转方向,一般在北半球是顺时针方向,在南半球是逆时针方向。涨潮与落潮之

间一般都没有明显的憩流现象。

在航海图书中,回转流有两种标注方式:一是如图9-13 所示,潮流图中心的地方表示图中

的流向、流速是以该港(称为主港)的潮汐为基准作出的。箭头指向为流向,旁注的数字为大潮

和小潮时的最大流速。0 表示主港高潮时,1,2 分别表示主港高潮前的第一小时,第二小时;I,

II 分别表示主港高潮后的第一小时,第二小时的潮流矢量。另一种是用A 、B 或1 、2 外加菱

形框等符号表示,其位置表示潮流预报点,这种标注方法表示该地的回转流资料在海图空白处

的潮流表中列出。

图9-12 往复流的海图标注图9-13 回转流的主要两种图式

潮流在大洋中一般很小,但在近岸的浅海,则非常显著,尤其在海峡、湾口、狭水道中常有

强大的潮流,其原因在于每半个周期内,必须有大量的海水流经这些通道。例如,英吉利海峡和

多佛尔海峡流速有时可超过5～ 6kn。在温哥华和大陆之间的西摩尔海峡北端最大流速高达

10k n。在挪威北部,斯克焦斯塔德峡湾和萨勒特峡湾之间的狭窄处,流速达8kn。

第五节 世界大洋及中国近海的潮汐

一、世界大洋潮汐概况

世界大洋及其近岸的潮汐概况如图9-14 所示。大西洋沿岸主要是半日潮,欧洲海岸这种

性质特别显著。芬地湾是世界上潮差最大的地区,朔望大潮可达18～21m 。英国沿岸潮差也大,

布里斯托尔湾潮差达11.5m ,利物浦8m ,泰晤士河口8.3m 。冰岛沿岸4～5m ,大西洋中岛屿附

近的潮差一般较小,在1～2m 以内,开阔水域潮差不超过1m 。波罗的海、芬兰湾沿岸潮差只有

几厘米。

太平洋正规半日潮比全日潮和混合潮少,西岸和北美沿岸大多属混合潮。太平洋沿岸许多

地方潮差可超过7～ 9m ,东岸阿拉斯加的库克湾为8.7m ,巴拿马湾和加利福尼亚湾在9m 以

上。西岸鄂霍次克海品仁湾潮差可达11m ,韩国仁川港8.8m ,中国钱塘江7～8m ,福州7m ,澳

大利亚东岸2～4m ,日本海的俄罗斯沿岸2.5m 。

印度洋沿岸主要是半日潮,澳大利亚西岸主要为全日潮。潮差最大的几个地方是:坎贝湾

北部10.8m ,仰光7.3m ,达尔文港6.8m ,桑给巴尔4.4m 。

79

二、中国近海潮汐

中国近海潮汐主要是由太平洋潮波传入引起的,海区直接受引潮力而产生的潮汐极小,如

图9-15 所示。

图9-15 中国海区潮波传播方向示意图

太平洋潮波经流球群岛传入我国东海,其中小

部分进入台湾海峡,绝大部分向西北方向传播,从而

形成了渤海、黄海、东海的潮波。同时,经巴士海峡传

入的太平洋潮波,一部分进入台湾海峡,其主支则南

下构成南海的潮波系统。

由于中国近海海底地形复杂、海岸线曲折,太平

洋潮波传入近海后受到地形和海岸的影响而发生变

化,使中国近海的潮汐表现出类型复杂、潮差变化显

著的特征。

渤海多为不正规半日潮、秦皇岛及其附近为日

潮,黄河口外为不正规日潮。渤海中部的最大可能潮

差为2m 以下,近岸约3m 左右。其中辽东湾及渤海

湾顶部最大超过5m 。

黄海除成山头附近局部海区是正规全日潮外,

黄海大部分为正规半日潮。山东半岛北岸最大可能

潮差2～ 3m ,辽东半岛东岸达3～ 8m ,连云港附近及

江苏沿岸在4m 以上。黄海东岸朝鲜一侧的潮差普遍比我国一侧大,仁川最大潮差可达12m 。

东海属半日潮,东侧为不正规半日潮,西侧为正规半日潮。浙江、福建沿岸是我国潮差最大

的地方,大部分地区最大可能潮差在7m 以上。杭州湾可达8～9m 。

南海的潮汐比较复杂,从厦门西南到浮头湾,一直到雷州半岛东岸和琼州海峡东口为不正

规半日潮。海南岛东南为不正规日潮;海南岛西部和北部湾为全日潮。南海的潮差一般比东海

小,其东部海域为1～3m ,西部较大,北部湾最大可达5～6m 。

台湾西侧为不正规半日潮,东侧为半日潮。

81

第三篇 海洋气候概况

气候(C lim ate)是某一地区长时间大气变化过程的平均统计特征,这种特征既包括大气变

化的平均状态,又包括极值状态。大气环流和洋流分布是导致气候形成和变化的两个重要因

素。因此本篇首先介绍大气环流和洋流分布的知识,然后介绍世界大洋和我国近海主要水文气

象要素的气候分布概况。

 

第九章 海洋气象潮汐和潮流

海面周期性的升降运动称为潮汐(T ide),并将白天的海面上升称为潮,夜间的海面上升称

为汐。海面作垂直升降运动的同时伴有海水周期性的水平运动,称之为潮流(T idal S tream )。

潮汐与航海的关系非常密切,它直接影响到船舶航行计划的实施和航海安全。在拟定航行

计划时,在进行航迹推算时,在通过浅水区时,在进出港时,在沿岸航行时,在选择锚地时,甚至

在靠码头时,都要考虑潮汐的影响。作为航行值班驾驶员,必须了解潮汐变化的基本规律和掌

握航经海区和港湾的潮汐情况,确保航行安全和提高经济效益。然而潮汐学有着丰富的内容,

本章仅从航海实际应用出发,讨论潮汐现象及其基本成因。

第一节 潮汐现象

一、潮汐要素

各种潮汐要素及有关潮汐术语的定义如图9-1 所示。

1.高潮、低潮 在一个周期内,海面升到最高位置时叫高潮(H igh W ater),降到最低位置

70

图9-1 潮汐图解

时叫低潮(L ow W ater)。

2.涨潮、落潮 海面从低潮升到高潮的过程叫涨潮(F lood T ide 或R ising T ide);海面从

高潮降到低潮的过程叫落潮(E bb T ide 或F alling T ide)。

3.停潮、平潮 低潮前后有一段时间海面呈现不落不涨的停止状态叫停潮(L ow W ater

S tand);高潮前后也有一段时间海面呈不涨不落的状态叫平潮(H igh W ater S tand)。

4.周期 两次相邻的高潮或低潮之间的时间间隔。

5.潮时 平潮时间的中间时刻叫高潮潮时(T im e of H igh W ter),停潮时间的中间时刻叫

低潮潮时(T im e of L ow W ater)。

6.潮高、潮差 从潮高基准面到海面的实际高度叫潮高(H eight of W ater);从潮高基准面

至高潮面的高度(即高潮时的潮高)叫高潮高(H eight of H igh W ater);从潮高基准面到低潮面

的高度(即低潮时的潮高)叫低潮高;相邻的高潮高与低潮高之差叫潮差(T idal R ange)。

7. 潮高基准面 是计算潮高的起算面(T idal D atum ),一般与海图深度基准面(C hart

D atum )一致,也有少数港口的潮高基准面与海图深度基准面不一致。

8.平均海面 海面周期性的升降是以某一个面为中心上下振动,这个面即为平均海面

(M ean Sea L evel)。它是由长期潮汐观测记录算得的某一时期的海面平均高度。我国将青岛验

潮站27 年观测的潮位平均值定为“1985 年国家高程基准”,即高程起算面。

有关潮汐术语的解释见第三节。

二、潮汐类型

按周期不同,可将潮汐分为三种类型。

1.半日潮 周期为半个太阴日的潮汐,即在一个太阴日中发生两次高潮和两次低潮,且两

次高潮和两次低潮的潮高都几乎相等,涨潮时间和落潮时间也几乎相等。我国大部分港口属于

半日潮港。

2.全日潮 在半个月中有连续1/ 2 以上天数中只有一次高潮和一次低潮,其余天数则为

不正规半日潮。南海有许多地点的潮汐属于全日潮,其中北部湾是世界上最典型的全日潮海区

之一。

3.混合潮 分为两种类型:

1)不正规半日潮—— 它基本上还具有半日潮的特性,但在一个太阴日内相邻的两个高潮

71

或低潮的潮高相差很大,涨潮时和落潮时也不等,如浙江镇海港、香港和亚丁港等;

2)不正规日潮—— 在半个月中,日潮天数不超过7 天,其余天数为不正规半日潮,如鄂霍

次克海的马都加和南海暹罗湾等。

第二节 潮汐的基本成因

潮汐是由天体的引潮力产生的,天体的引力与惯性离心力的合力称为引潮力。对潮汐影响

大的是月球和太阳的引潮力,其中月球引潮力比太阳引潮力大得多,据计算是太阳引潮力的

2.17 倍,所以在潮汐形成过程中,月球引潮力是主要的,太阳引潮力次之。本节即以月球引潮

力为主进行讨论。为方便讨论,提出两点假设:第一,整个地球被等深的大洋所覆盖,所有自然

地理因素对潮汐不起作用;第二,海水没有摩擦力和惯性力,外力使海水在任何时刻都处于平

衡状态。

一、月球的引力

设月球质量为m M ,地球质量为m E ,地、月中心间距为R,则根据万有引力定律,地、月间引

力f 为

f = k

m M m E

R2 (9-1)

式中:k 为万有引力系数。

设月球中心至地球面上任一点A 的距离为D,则A 点处单位质量海水所受的月球引力

f A 为

f A = k

m M

D2 (9-2)

图9-2 地球上月球引力的分布

显然,不同地点的水质点所受到的月球引力是随着该

点与月球中心的距离D 的不同而不同,离月球近的水质点

受力大,离月球远的则受力小,且引力的方向均指向月球中

心,如图9-2 所示。

二、惯性离心力

1.地、月系统的公共质心

地球与月球不停地围绕着它们的公共质心G 运动。地球质量约为月球质量的81.5 倍,

月、地心间距约为地球半径的60.3 倍。所以经计算,月、地公共质心G 在距离地心E 约0.73

倍的地球半径处,即EG= 0.73r,r 为地球半径。显然,月、地公共质心位于地球内部。在旋转过

程中,月心、地心和公共质心在一直线上,而且月心和地心分别在公共质心的两边。

2.地球上各点的惯性离心力

月球和地球都绕其公共质心G 作圆周运动,周期为一个太阴月,约27.3 天。在地、月系统

的平衡运动中,地球所受到的月球引力与地球绕公共质心作圆周运动的惯性离心力也应平衡。

就地球中心而言,单位质点的惯性离心力f 0 与该质点所受的月球引力大小相等、方向相反,即

f 0= k

m E

R2 (9-3)

72

如图9-3 所示,地球中心E 是以地、月系统的公共质心G 为中心,以EG= 0.73r 为半径作

圆周运动。

由于地球自转周期与其绕公共质心的运动周期相比可以忽略,从而地球绕公共质心G 的

圆周运动始终是一种平动圆周运动,地球上任意两点的连线始终保持着平行运动。所以,地球

表面上任意一点A 的圆周运动半径AG′与地心E 绕G 作圆周运动的半径EG 相同,运动的周

期也相同。在图9-3 中,地心E 由E 1→E2→E 3→E 4 绕G 一周,同时地球表面上一点A 由A1→

A2→A3→A4 绕G′一周。

由以上讨论可知,地球表面上任一点的惯性离心力必定与地心点的惯性离心力大小相等、

方向相同,即相互平行。它们都背离自己的圆周运动中心,即背离月球。

三、月球引潮力及月潮椭圆体

地球上各点所受的月球引力与地球绕公共质心平动运动所产生的惯性离心力的合力称为

月球引潮力。

根据上述对地球上各点所受的月球引力f A 和惯性离心力f 0 的讨论结果,可用图9-4 表

示出地球上各点所受引潮力的情况。

图9-3 地球的平动运动图9-4 月球引潮力示意图

由图可见,在地球中心,引力与离心力大小相等,方向相反,处于平衡状态,引潮力等于零。

在其它各点,引力和离心力不会相互抵消,从而产生了引潮力。

假设地球表面全被等深的海水所覆盖,则在引潮力作用下,地球表面的海水将达到新的平

衡而变成为长轴与月地连线一致的椭圆体,称为月潮椭圆体(见图9-5)。

图9-5 月潮椭圆体

73

图9-5 是假设月球赤纬等于零的月潮椭圆体,此时,椭圆体的长轴与地轴垂直。P N 为地理

北极,A1、A2、A3、A4 分别表示地球表面上任意一点A 在地球自转一周中的四个位置。对于A1

点,月球处于上中天,该地的海面相对上升到最高位置,形成高潮;当地球自转90°到A2 点,该

地的海面相对下降到最低位置,产生低潮;当地球又转到90°到A3 点时,月球处于该地的下中

天,海面又上升到最高位置,即发生该地该日的第二次高潮;随着地球的自转,到A 4 时,该地

的海面又下降到最低,就发生了该日的第二次低潮。月球连续两次上(下)中天的平均时间间隔

约为24h50m ,即一个太阴日。因此在一个太阴日中,同一地点产生两次高潮、两次低潮,而相

邻两个高潮(低潮)的时间间隔约为12h 25m 。

太阳引潮力的特征和月球引潮力相似,因此太阳引潮力同样会形成太阳潮汐椭圆体。以上

是用静力学理论讨论了潮汐的基本成因。

第三节 平衡潮理论

海洋学中研究海水在引潮力作用下产生潮汐的过程有两种理论,一种叫平衡潮理论,另一

种叫潮汐动力理论。下面简单介绍平衡潮理论。

一、平衡潮的概念

平衡潮就是海水在引潮力、压强梯度力和重力作用下,随时达到平衡,从而使海平面在新

的等势面下平衡所产生的潮汐。该理论是牛顿在1687 年首创的。前一节就是用平衡潮理论分

析了潮汐的基本成因。

平衡潮理论基于两个假设条件(见前一节),在这两个假设前提下,若没有引潮力作用,重

力与压强梯度力相平衡,海面为一圆球形状,处于相对静止状态,所以便没有潮汐。但实际上引

潮力是存在的,只有通过海面重新调整,使压强梯度力、重力和引潮力相平衡,才能使海面保持

稳定,这样,海面便发生变形,变成如前节所述的椭圆体(即潮汐椭圆体)。

由于地球自转作用,地球上某点便可经历海面高低的变化即周期性的涨落,从而形成潮

汐。

平衡潮理论可解释下列潮汐不等现象。

二、潮汐不等

1.潮汐的周日不等

在同一太阴日中,发生的两次高潮或两次低潮的潮高以及相邻的高、低潮的时间间隔不相

等的现象,称为潮汐周日不等。

潮汐周日不等现象与月赤纬变化有关。

当月赤纬等于零时,在一个太阴日中发生的两次高潮(或低潮)的潮高几乎相等,相邻的涨

落潮时间间隔也几乎相等,几乎不存在周日不等现象。把月赤纬等于零时的潮汐称为赤道潮

(E quatorial T ide)或分点潮。

当月赤纬不等于零时,潮汐椭圆体的长轴与赤道平面间有一夹角,其夹角大小等于月赤纬

(如图9-6 所示)。以地球上纬度不等于零的测者Z 为例,由于地球自转将发生二次高潮(位于

Z1 和Z3)和两次低潮(位于Z2 和Z2 背面的Z4),显然,同一太阴日中两次高潮(低潮)的高度不

等,其中较高的一次高潮叫高高潮(H H W :H igher H igh W ater),较低的一次高潮叫低高潮

74

(L H W :L ow er H igh W ater);两次低潮中较高的一次叫高低潮(H L W :H igher L ow W ater),较

低的一次低潮叫低低潮(L L W :L ow er L ow W ater)。并且Z1Z2≠Z2Z3,即相邻的高、低潮(或

低、高潮)之间的时间间隔(涨、落潮时间)也不等(图9-7)。

图9-6 月赤纬不等于零时的潮汐椭圆体图9-7 潮汐周日不等示意图

当月赤纬达到最大时,潮汐周日不等现象最为显著。月赤纬最大时的潮汐称为回归潮

(T ropical T ide)。

周日不等现象还与测者的地理纬度有关,只有当月赤纬不为零时,在纬度不等于零的地方

才存在潮汐的周日不等现象。月球赤纬越高,这种现象也越显著。在纬度等于或大于90°与月

球赤纬之差(φ≥90°- δ°)的地方,一天只有一次高潮和一次低潮,这种现象称为日潮现象。

2.潮汐的半月不等

虽然太阳引潮力为月球引潮力的一半还不到,但同样会产生太阳潮汐椭圆体,而且太阳连

续两次上(下)中天的时间间隔与月球不同,为一个太阳日,即24h。同样当太阳赤纬不等于零

时,也会发生太阳潮汐的周日不等现象。由于月球、太阳和地球在空间周期性地改变着它们的

相对位置,不同周期的太阳潮汐和月球潮汐相互作用,因而发生了潮汐半月不等现象。

图9-8a)是设太阳和月球的赤纬等于零的情况。当月球处在新月(朔)或满月(望)时,太

阳、月球潮汐椭圆体的长轴在同一个子午圈平面内,即太阳潮汐椭圆体与月球潮汐椭圆体的长

轴方向一致、互相叠加,出现高潮最高、低潮最低的现象,称之为大潮(Spring T ide)。

当月球处于上弦或下弦时,如图9-8b)所示,太阳潮汐椭圆体的长轴(短轴)与月球潮汐椭

圆体的短轴(长轴)在同一个子午圈平面内,因此两者的引潮力互相抵消一部分,出现了高潮最

低、低潮最高的现象,称之为小潮(N eap T ide)。

可见,月亮从新月到上弦,海水涨落现象逐渐变小,从上弦到满月则逐渐变大,到满月时与

新月时一样,海水涨落又达到最大。从满月到下弦,从下弦到新月又产生同样的变化。显然,海

水的涨落程度的变化是以半个朔望月(约14.5 日)为周期的,这种现象称为潮汐的半月不等

(图9-9)。

3.潮汐的视差不等

由于月球和太阳与地球间的距离变化,从而使引潮力发生变化,由此产生的潮汐不等现象

称为潮汐的视差不等。月球是以椭圆轨道绕地球转动的,地球在椭圆轨道的一个焦点上。当月

球位于近地点时,其引潮力要比位于远地点时约大40% 。这种由于地球和月球距离变化而产

生的潮汐不等,称为月潮视差不等,因其周期为27.3 日,故又称为周月不等。同样,太阳潮也存

在视差不等现象。每年1 月3 日前后,地球离太阳最近(近日点),而每年7 月4 日前后,地球离

太阳最远(远日点),近日点的太阳引潮力比远日点时约大10% ,这种由于日地距离变化而产

75

生的潮汐不等,因其周期为365.25 日,故又称太阳潮视差不等或周年不等。

图 9-8 图 9-9 潮汐半月不等示意图

三、平衡潮理论的缺陷

基于理想假设条件的平衡潮理论可以解释许多潮汐现象,但由于实际潮汐的成因相当复

杂,不但与引潮力有关,还与沿岸海区地理条件、海底地形、岸形和气象条件如大风、气压变化

等因素有关,所以平衡潮理论不能解释下列现象:

1)应用平衡潮理论,求出的最大潮差为0.78m ,这与大洋中的实际潮差相近,但与浅海地

区的潮差相差较大。在浅海,潮差可时可达几米,甚至十几米。

2)平衡潮理论没有涉及海水的运动,因此,无法解释潮流这一重要现象。

3)按照平衡潮理论,赤道上不会出现日潮、低纬地区也以半日潮占优。实际上,赤道和低纬

有些地区均有日潮出现。

4)平衡潮理论认为高潮应出现在月球上下中天时刻,大潮发生在朔、望之日。但实际高潮

出现时间往往比月球上(下)中天时刻滞后,存在高潮间隙(H igh W ater Interval,从月上(下)

中天时刻到当地出现第一次高潮的时间间隔);大潮也往往发生在朔望后的1～3 天。从塑望日

到发生大潮的间隔天数称为潮龄(T ide A ge)。我国沿海潮龄一般为2～3 天。

5)在一些半封闭的海湾、近海和大洋中,有时出现没有潮汐涨落的无潮点,同潮时线绕无

潮点作顺时针或逆时针方向旋转,两岸潮差不等,而平衡潮无法解释这种现象。

四、有关潮汐术语

大潮升(SR ,S pring R ise):从潮高基准面到平均大潮高潮面的高度。

小潮升(N R ,N eap R ise):从潮高基准面到平均小潮高潮面的高度。

大潮差(R ange of Spring T ide):大潮时的平均潮差。

小潮差(R ange of N eap T ide):小潮时的平均潮差。

平均高潮间隙(M H W I:M ean H igh W ater Interval):半个月或半个月的整数倍的高潮间

隙的平均值。

76

平均低潮间隙(M L W I:M ean L ow W ater In terval):半个月或半个月的整数倍的小潮间隙

的平均值。

我国潮汐表中的平均高低潮间隙是以格林尼治月中天时刻为基准计算得到的。

第四节 潮汐动力理论与分潮

一、潮汐动力理论

潮汐动力理论由拉普拉斯于1775 年提出。他认为:对于海水运动一说,只有水平引潮力才

有重要性,而垂直引潮力所产生的作用只使重力加速度产生极微小的变化,故不重要。实际海

洋潮汐是海水在天体水平引潮力作用下的一种强迫波动—— 潮波运动。潮波的周期与引潮力

周期相同,潮波波峰到达的地方就出现高潮,波谷到达的地方就出现低潮。由于陆地的存在,海

底地形的起伏变化、海底摩擦力及地球自转等的影响,当大洋潮波传到近海、沿岸时,产生非常

复杂的变化,各海区形成各自的潮波系统。潮波理论可以解释平衡潮理论不能解释的潮汐现

象,如近海潮差大,漏斗形河口的暴涨潮现象等。

当大洋潮波传入近海和沿岸后,由于海深变浅、海面宽度不及大洋,因而能量集中,潮差增

大,尤其在海湾中,越近湾顶,潮差越大。若海湾、港口或河口的形状呈漏斗形,则越往上游,深

度变化就越显著,当潮水上涨时,能量剧烈增长,形成暴涨潮。驰名中外的钱塘江大潮就是这样

形成的,大潮潮差可达8m 以上。世界三大洋中都有潮差超过8m 的海湾,如加拿大芬地湾潮差

达18m ,是世界上潮差最大的地方。

二、分 潮

根据小振幅波叠加原理,潮波这种复杂周期的振动可以用一系列单独的力所引起的简谐

振动的和来代表它。每一个简谐振动假设是由一个假想的天体引起的,在潮汐学上叫做一个分

潮(T idal C om ponent)。复杂周期的潮波振动是由与月球和太阳运动有关的许多分潮叠加而

成。从理论上讲,分潮的数目是很多的,但大部分作用不大。因此,通常只采用8 个主要分潮和

3 个浅海分潮就可以得到与实际潮汐偏差不大的结果。

半日分潮

M2 主要月球半日分潮

S 2 主要太阳半日分潮

N 2 主要月球椭率半日分潮

K 2 月球和太阳合成半日分潮

日分潮

K 1 月球和太阳合成日分潮

O1 主要月球日分潮

P 1 主要太阳日分潮

Q1 主要月球椭率日分潮

浅海分潮

M4 月球浅海1/ 4 日分潮

MS4 月球太阳浅海1/ 4 日分潮

M6 月球浅海1/ 6 日分潮

每一分潮涨落曲线都由两个因素决定:一是分潮振幅(H ),即半潮差;二是分潮迟角(κ),

即假想天体上中天到该地方潮高潮时的时间间隔,如图9-10 所示,H 和κ称为分潮的调和常

77

数。调和常数可用于预报潮汐,确定潮汐的类型,确定潮高基准面和计算验潮站的有效范围等。

把调和常数从实际潮位观测资料中分解出来的计算过程叫做潮汐谐波分析或潮汐调和分

析法,是预报潮汐的方法之一。目前有关部门在预报潮汐编制潮汐表时,就是采用的这种方法。

每一个分潮的简谐振动都可以用分潮涨落曲线表示。把各分潮涨落曲线相加,就是某地潮

汐涨落曲线,如图9-11 中的粗线所示。

图9-10 分潮调和常数示意图图9-11 分潮的合成H = K1+ O1 + M2+ S 2

三、潮 流

潮流和潮汐一样都是由引潮力作用而产生的潮汐现象,其中海水的水平运动称之为潮流。

潮流与潮汐同时发生。潮流变化的周期与潮汐周期一般也相同。潮流流速与潮差成正比,大潮

时潮差最大,流速也最大,小潮时潮差最小,流速也最小。

潮流分为往复流(R eversing F alls)和回转流(R otary C urrent)两种。

1.往复流

在海峡、河道、港湾和沿岸一带,由于受地形影响,潮流在相反的两个方向上交互流动(流

向相差180°),称为往复流。涨潮时,海水从外海向内海流动,称为涨潮流;落潮时,海水从内海

向外海流动,称为落潮流。

潮流由涨向落或者由落向涨的变化,即潮流流向发生约180°变化时,流速接近于零,此时

称为转流, 也称平流或憩流(英文统称S lack W ater), 其中间时刻, 称为转流时间(Slack

T im e)。

在航海图书中,往复流用图9-12 所示的符号标注。带半边羽尾的箭矢表示涨潮流的流向,

不带羽尾的箭矢表示落潮流流向。在箭矢上标注的数字表示流速(kn ),仅注明一个数字的是

指当地大潮日的最大流速;若注明两个数值,则分别表示小潮日和大潮日的最大流速。

与潮汐类型一样,往复流也分为半日潮型、混合潮型和日潮型三类。半日潮潮流在一个太

阴日内,在相反的流向上各有两个最大流速,有四次转流时间;混合潮潮流在一个太阴日内在

相反的流向上仍各有两个最大流速,但其中一个最大流速为零或者在其中一个流向上出现了

3 个流速极值;全日潮潮流在一个太阴日内在每个流向上有一个最大流速,两次转流时间,或

者其中的一个流非常微弱,它的流速和流向不确定。

2.回转流

凡是在江河入海的地方、外海或广阔的海区,流向不断变化着的潮流称为回转流。它是潮

流运动的一种普遍形式。对半日潮来说约12h 25m 回转一周(360°);而全日潮,约24h50m 回转

78

一周。流向的旋转方向,一般在北半球是顺时针方向,在南半球是逆时针方向。涨潮与落潮之

间一般都没有明显的憩流现象。

在航海图书中,回转流有两种标注方式:一是如图9-13 所示,潮流图中心的地方表示图中

的流向、流速是以该港(称为主港)的潮汐为基准作出的。箭头指向为流向,旁注的数字为大潮

和小潮时的最大流速。0 表示主港高潮时,1,2 分别表示主港高潮前的第一小时,第二小时;I,

II 分别表示主港高潮后的第一小时,第二小时的潮流矢量。另一种是用A 、B 或1 、2 外加菱

形框等符号表示,其位置表示潮流预报点,这种标注方法表示该地的回转流资料在海图空白处

的潮流表中列出。

图9-12 往复流的海图标注图9-13 回转流的主要两种图式

潮流在大洋中一般很小,但在近岸的浅海,则非常显著,尤其在海峡、湾口、狭水道中常有

强大的潮流,其原因在于每半个周期内,必须有大量的海水流经这些通道。例如,英吉利海峡和

多佛尔海峡流速有时可超过5～ 6kn。在温哥华和大陆之间的西摩尔海峡北端最大流速高达

10k n。在挪威北部,斯克焦斯塔德峡湾和萨勒特峡湾之间的狭窄处,流速达8kn。

第五节 世界大洋及中国近海的潮汐

一、世界大洋潮汐概况

世界大洋及其近岸的潮汐概况如图9-14 所示。大西洋沿岸主要是半日潮,欧洲海岸这种

性质特别显著。芬地湾是世界上潮差最大的地区,朔望大潮可达18～21m 。英国沿岸潮差也大,

布里斯托尔湾潮差达11.5m ,利物浦8m ,泰晤士河口8.3m 。冰岛沿岸4～5m ,大西洋中岛屿附

近的潮差一般较小,在1～2m 以内,开阔水域潮差不超过1m 。波罗的海、芬兰湾沿岸潮差只有

几厘米。

太平洋正规半日潮比全日潮和混合潮少,西岸和北美沿岸大多属混合潮。太平洋沿岸许多

地方潮差可超过7～ 9m ,东岸阿拉斯加的库克湾为8.7m ,巴拿马湾和加利福尼亚湾在9m 以

上。西岸鄂霍次克海品仁湾潮差可达11m ,韩国仁川港8.8m ,中国钱塘江7～8m ,福州7m ,澳

大利亚东岸2～4m ,日本海的俄罗斯沿岸2.5m 。

印度洋沿岸主要是半日潮,澳大利亚西岸主要为全日潮。潮差最大的几个地方是:坎贝湾

北部10.8m ,仰光7.3m ,达尔文港6.8m ,桑给巴尔4.4m 。

79

二、中国近海潮汐

中国近海潮汐主要是由太平洋潮波传入引起的,海区直接受引潮力而产生的潮汐极小,如

图9-15 所示。

图9-15 中国海区潮波传播方向示意图

太平洋潮波经流球群岛传入我国东海,其中小

部分进入台湾海峡,绝大部分向西北方向传播,从而

形成了渤海、黄海、东海的潮波。同时,经巴士海峡传

入的太平洋潮波,一部分进入台湾海峡,其主支则南

下构成南海的潮波系统。

由于中国近海海底地形复杂、海岸线曲折,太平

洋潮波传入近海后受到地形和海岸的影响而发生变

化,使中国近海的潮汐表现出类型复杂、潮差变化显

著的特征。

渤海多为不正规半日潮、秦皇岛及其附近为日

潮,黄河口外为不正规日潮。渤海中部的最大可能潮

差为2m 以下,近岸约3m 左右。其中辽东湾及渤海

湾顶部最大超过5m 。

黄海除成山头附近局部海区是正规全日潮外,

黄海大部分为正规半日潮。山东半岛北岸最大可能

潮差2～ 3m ,辽东半岛东岸达3～ 8m ,连云港附近及

江苏沿岸在4m 以上。黄海东岸朝鲜一侧的潮差普遍比我国一侧大,仁川最大潮差可达12m 。

东海属半日潮,东侧为不正规半日潮,西侧为正规半日潮。浙江、福建沿岸是我国潮差最大

的地方,大部分地区最大可能潮差在7m 以上。杭州湾可达8～9m 。

南海的潮汐比较复杂,从厦门西南到浮头湾,一直到雷州半岛东岸和琼州海峡东口为不正

规半日潮。海南岛东南为不正规日潮;海南岛西部和北部湾为全日潮。南海的潮差一般比东海

小,其东部海域为1～3m ,西部较大,北部湾最大可达5～6m 。

台湾西侧为不正规半日潮,东侧为半日潮。

81

第三篇 海洋气候概况

气候(C lim ate)是某一地区长时间大气变化过程的平均统计特征,这种特征既包括大气变

化的平均状态,又包括极值状态。大气环流和洋流分布是导致气候形成和变化的两个重要因

素。因此本篇首先介绍大气环流和洋流分布的知识,然后介绍世界大洋和我国近海主要水文气

象要素的气候分布概况。