海洋科学

一、洋与海的主要概念与特征

1、洋与海的定义与相互关系。

根据海洋要素特点及形态特征分为：

主要部分

洋

附属部分

海、海湾和海峡

地球上广大连续的咸水水体总称。海洋的主体部分为洋；

附属部分：为海，海湾和海峡。

2、大洋的主要特征

（1）、海洋的主体部分。

（2）、一般远离大陆，面积广。

（3）、水深（平均深度)大于m时，不受大陆影响，盐度35度左右。

（4）、具有独立的潮汐系统与强大的洋流系统。

3、大洋的空间划分：

分为四大洋：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

（1）、太平洋：

A:面积最大、最深和岛屿最多的洋，占地球总表面积的三分之一。边界如下：

北：

与白令海峡及北冰洋相接

东：

通过南美洲最南端合恩角的经线与大西洋分界

西：

经过塔斯马尼亚岛的经线（o51′E）与印度洋分界

南：

至南极洲

（2）、印度洋：平均深度仅次太平洋，是世界第三的大洋。印度洋与大西洋的分界线为：非洲南端厄加勒斯角的经线20oE。

北为印度、巴基斯坦和伊朗

西为阿拉伯半岛和非洲

东为澳大利亚、印度尼西亚和马来半岛

南为南极洲

中为英属印度洋领地

（3）、大西洋：世界第二大洋，南北距离甚远。

大西洋与北冰洋的分界线为：斯堪内纳维亚半岛的诺尔辰角经冰岛丹麦海峡格陵兰。

（4）、北冰洋：世界上面积最小最浅，最寒冷大洋。大致以北极为中心，位于地球最北端，被欧亚大陆和北美大陆环绕，有狭窄的白令海峡与太平洋相通，通过格陵蓝海与大西洋相连。

南大洋（南极海域）：是国际水文组织年新近确定的一个大洋。三大洋在南极洲附近连成一片的水域（海洋学角度）。

a在海洋学具特殊意义，具有成体系的环流系统和独特的水团结构。

b世界大洋底层水团的主要形成区，又对大洋环流起着重要的地质作用。

c南极大陆到南纬40o为止的海域，南极大陆起到亚热带辐合

线明显时的连续海域。

2、海

（1）、海的特征：海洋的边缘部分，是洋与陆地之间一小部分水域。温度盐度等主要水文特征受周围大陆的强烈影响，水色低透明度小，无独立潮汐环流系统。

（2）、海的分类：

陆间海

是位于两个大陆之间的海，面积大，深度较深，如：地中海、红海、黑海和加勒比海。

内海

伸入大陆内部的海，面积小，水文特征受大陆影响强烈，如：渤海、波罗的海

边缘海

位于大陆边缘，以半岛、岛屿、群岛与大洋分隔，但水流交换通畅。如：东海、日本海

陆间海与内海一般只有狭窄的水道与大洋相通，其物理、化学性质与大洋有明显差别。

3、海湾：洋、海延伸进入大陆且深度逐渐成小的水域。

（1）、边界：以入海口海角间的连线或入口处的等深线作为洋/海边界。

（2）面积最大，最深的海：珊瑚海。

（3）、海峡：两端连接海洋的狭窄水道。

a、主要特征：湍急、潮流速度大。

b、

海流上下层流入/流出

如：直布罗陀海峡

左右侧流入/流出

如：渤海海峡

4、我国近海区域划分及基本形态特征。

渤海、黄海、东海和南海是中国四大海域。

（1、）渤海三面环陆，在辽宁、河北、山东、天津三省一市之间，是京、津地区的海上门户，有北海之称。

（2、）黄海的西区是中国领海，东区是朝鲜半岛的领海，是太平洋的边缘海。

（3、）东海北起中国长江口岸到韩国济州岛一线，南以广东省南澳岛到台湾省本岛南端一线同南海为界，东至日本琉球群岛。

二、纯水与海水的物理性质

1、水分子结构的特征性：

（1）水分子：a一个氧原子与二个氢原子组成。

b不对称结构：正负极性无法相互抵消→水性分子。P56两个图。

（2）缔合

a各水分子因极性相互结合，形成复杂的水分子，但性质未改变。

b与温度有关，

温度上升

促进缔合分子离解

温度下降

促进分子缔合，水其它氧族元素氢化物相比性质异常。

（3）、溶解能力强，

良好溶剂，溶解能力强→水分子有很强的极性。

吸引溶质表面的分子/离子，使其脱离溶质表面进入水中→性质与纯水有差异。

（4）、水的密度有反常→4度达到最大值,水分子的缔合与热运动。

（5）、热性质特殊：一般随相对分子质量增大，其溶、沸点升高。

２、海水盐度的不同定义方式

（１）:KNUDSEN等人基于化学分析测定，1KG水中碳酸盐全部转换为氧化物。Br[以C1当量置换，有机物全部氧化之后剩余固体物质的质量，年，马赛特，海水组成恒定性。

AgNO3滴定：S‰=0.03%+1.C1%（knudsen盐度公式）C1%为（I,Br以C1当量换算之后）水的电导比。

②考克斯准确测定氯度计算盐度[R15：15℃一个大气压水的电导率]C（s15o）海盐度精确为35‰标准海水电导率C（）的值。

S%=-0.+28.R15+12.R-10.R+5.R-1.R

③盐度标度：电导率测定，以一种精确浓度的KCL溶液

（溶液作为的电导标准，见P59）

海水的绝对盐度（SA）——海水中溶质质量与海水质量之比。

利用CTD现成观测质量计算海水盐度。

4、海水主要的热性质、力性质

（1）、热性质：一般指其热熔、比热容、绝对温度位温热膨胀率压缩性热导率比蒸发潜热。

A热容海水温度升高1℃所吸收的热量单位焦耳每摄氏度。

比热容单位质量海水的热容，单位J/kg℃，一定压力下测定的比热容称为定压比热容记为CP，一定体积下测得的比热容称为CV，前者使用最多。

CP变化复杂，大致低温低盐时随温度升高而降低，高温高盐随温度升高而升高。

B体积热膨胀。

a在海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除E内升高，V还会相对升高，相对变化率称为海水的热膨胀系数。

温度升高1℃时，单位海水增量以Y表示。

由P59(3．4)随温度升高，S盐度升高，Y升高。

B其膨胀系数比空气小得多——温度变化引起海水密度变化，低温时更加明显。

C压缩性，绝热变化、位温。

A压缩性，压力增大1PA时，其体积负增量称为压缩系数。

[1]海水微压被压缩时，因与周围海水有热量交换以维

持海水温度不变称为等温压缩。与外界无热量交换(在挤压过程中)称为绝热压缩。

海水压缩系数随温度、盐度，海水压力增大而减小。

B绝热变化，当绝热下沉，压力作用下提及减小外力对海水微团做功温度升高，反之则相反。

C位温，海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海平

时所具温度，此时对应密度称为位密，符号见教材。

D饱和蒸汽压。

比蒸发潜热。

使用单位质量海水同温度蒸汽所需热量，单位KJ／

(可只考虑温度变化)

在液体物质中，水的蒸发潜热最大。

B饱合蒸气压：水分由水面逃出和同时回到水中动态平

衡时，水面上水汽所具压力，海水蒸发量与水面上水汽饱和

差成比例，海面蒸发量上饱和水气压不利于海水蒸发一海洋

因蒸发损失水量／热量相对减小。

E热传导、相邻海水温度不同，由于海水分子或海水块

体交换，会使热量由高温处向低温处转移。

a热流率，单位时间内通过某一截面热量单位为“瓦特”，单位面积内的热流率，热流率密度。

[2]力学性质

A海水的粘滞性：当相邻两层海水做相对运动时，水分

子不规则运动或者海水块体交换，两层海水之间动量传递，从而产生切应力，且切应力与两层海水之间中的速度梯度成比例。与外界无热量交换（在挤压过程中）称为绝热压缩。

海水的密度与海水状态方程

单位海水的质量定义为P海水，P单位kg／m3，其倒数

为海水比容，单位质量海水体积记做立方每千克

4海冰：海水冻结而成的冰

(1)条件：海水温度降至冰点并继续失热，相对冰点

稍有过冷却现象，并且有凝结存在。

海水最大密度温度随盐度增大而降低的速率比其冰点

随盐度增大而降低速率快，仅对流混合温度到达冰点，才开

始快速结冰。其盐分在形成冰时大部分排出→再结冰。

(2)海水分类：

初生冰：最初形成海冰针，薄片状，大量冰晶的凝出，聚成粘糊／海绵状冰一结冰慢，但坚硬，海结成莲叶冰。

尼罗冰冻结10cm左右的薄冰层，外力作用下折碎成

长方形。

饼状冰外力作用下互相碰撞挤压，边缘上升生成圆形冰

盘可由初生冰直接形成。

初期冰尼罗冰／冰饼直接冻结而成多呈灰白色。

一年冰初期冰发展而成厚冰不超过一个冬季

老年冰经至少一个夏季才融化，比一年冰光滑

(5)运动状态

①固定冰：，海岸岛屿海底冻结在一起的冰随潮位变化，不随潮流升降部分称为冰脚，搁浅冰亦属固定冰。

②流冰：自由飘浮在海中，随风流飘移，但冰山不属其

中。

(6)分布：海水、冰山为高纬度特有海洋水文现象

南极：世界最大天然库

其飘移受风、海流共同作用方向偏风矢量左(南半球)

或右(北半球)强流潮区受强潮流制约。

三、世界大洋的热量与水平衡

3.3.1海面热收支

·世界大洋的热量来自太阳辐射能，它们几乎全部通过海气界面到达海洋。

通过海底、海洋内部放射性物质裂变、生物化学过程及海水运动产生的热一般忽略不计。

·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)以及海气之间的

感热交换(Qh)Qw=Qs-Qb±Qe±QhQw为热收支余项。

一、通过海面进入海洋的太阳辐射能

1.太阳以电磁波的形式向太空辐射巨大的能量，也是地球的最主要的能量来源。

2.到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状及太阳高度H(指与地平线夹

角不是日地距)。一年中在低纬海区所接受的太阳辐射要大于高纬海区；在一天中，午后

接受的太阳辐射大于早晚。

二、海面有效回辐射

1.海洋在吸收太阳短波辐射时，也要向大气辐射能量，该能量大部分被大气中的水汽和CO2所吸收。大气连同从太阳辐射吸收的能量同时向四周辐射，向上部分进入太空，向下部分称为大气回辐射，几乎全被海洋吸收。所谓有效大气回辐射即指海面的长波辐射与大气回辐射（长波）之差。

2.由斯蒂芬-玻尔兹曼定律得，海洋恒为失去热量。

3.海面有效回辐射主要取决于海面水温，海上的水汽含量和云的特征。相对湿度一定时，海面有效回辐射随温度升高而减小。温度一定时，海面有效回辐射也随湿度升高而减小。有云时，海面有效回辐射减小。

三、蒸发耗热

1.蒸发使海洋中的部分热量以潜热的形式被带入大气，但大气水汽凝结时，又将热量释放出来，但这部分能量却几乎全部留在大气中。因此蒸发只能使海洋耗热。

2.水温越高，海面风速越大，蒸发量越大。

3.赤道海域蒸发量小，因为那里空气相对湿度大且风速小。高纬海区由于气温低、大气容纳的水汽少，因而蒸发量也小。副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，所以蒸发量大。

四、海洋与大气的感热交换

1.因为水温气温不等，所以有热传导也有能量交换。主要影响因素：海面风速和海—气温差。

五、海面热收支随纬度的变化

注：Q1为Qs-Qb，Q2为Qe，Q3为Qt，Q4为Qh

3.3.2海洋内部的热交换

一、铅直方向

1.主要通过湍流运输，它是通过海面上的风、浪

和流等引起的涡动混合，把海面上的热量向下运

输的。

二、水平方向

1.主要通过海流完成。单位时间内通过与海流方向垂直的单位面积上所输送的热量q与流速，海水的定压比热、密度和温度成正比。

2.一天中水温最高值出现在午后1至3点，极小值出现在日出前后。一年中极大值出现在8月份，极小值出现在1至2月份

3.3.3海洋中的水平衡

一、影响水平衡的因子

1.蒸发赤道附近小，南北副热带海域出现极大值，向高纬迅速减小。

2.降水赤道附近降水最大，年平均降水量可达cm，在副热带海域降至60cm左右，而南北两半球的极锋附近又显著增多，然后向两极方向迅速减小。对海洋表层盐度影响极大。

3.大陆径流包括地下水入海。进入各大洋的径流量最大的是大西洋，印度洋其次，太平洋再次，北冰洋最少。

4.结冰与融冰是可逆过程，总量基本是平衡的。但在个别海域，不同季节，不平衡的情况仍然存在。对局部海域的影响不容忽视。

二、水量平衡方程

q=P+R+M+Ui-E-F-Uoq为总水量，一般约为0，大于零则盈余，小于零则亏损。P为降水，R为陆地径流，M(Melt)为融冰，Ui(In)为海流及混合使海域获得的水量，E(Evapotation)为蒸发，F(Freeze)为结冰，Uo(Out)为海流及混合使海域失去的水量。

3.3.4世界大洋温度、盐度和水团

一、温度的分布与变化

对整个世界大洋而言，约75%的水体温度在0~6℃之间，50%的水体温度在1.3~3.8℃之间，整体水温平均为3.8℃。

（一）水平分布

1.表层水温分布主要取决于太阳辐射和大洋环流。

1）等温线的分布，沿纬线大致呈带状分布。

2）冬季和夏季最高温度都出现在赤道附近海域，称为热赤道，平均在7°N。

3）由赤道向两极水温逐渐降低，到极圈附近降至0左右；在极地冰盖之下，温度接近于对应盐度下的冰点温度。

4）在两半球的副热带到温带海区，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大西洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲。

5）在寒暖流交汇区等温线特别密集，温度水平梯度特别大。

6）冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大

2.表层以下水温分布与表层相差较大。水深米时，水温的经线方向梯度明显减小；米时更小；米时趋于均匀，整个大洋水温不超过3℃左右；底层水温主要受南极底层水的影响，其性质极为均匀，约0℃左右。

（二）铅直分布

1.大体上呈不均匀的递减。

2.暖水层只有薄薄一层，其下不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层，相对于大洋表层随季节生消的跃层而言，又称永久性跃层。其下水温随深度增加而递减，但梯度很小。

3.以主温跃层为界，其上为暖水区，其下为冷水区。暖水区表层由于受动力和热力影响，引起强烈湍流混合，形成一层极为均匀的水层，称为上均匀层或上混合层。混合层的下界，特别是夏季，可形成很强的季节性跃层。

（三）水温的变化

1.日变化日变化很小。最高值出现在14到15时左右，最低值出现在日出前后。

2.年变化主要受制于太阳辐射的年变化，在中高纬度，表现为年周期特征；热带海域为半年周期。受大陆与风的影响，北半球的年变幅更大。

二、盐度的分布变化

世界大洋盐度平均值以大西洋最高位34.90；印度洋次之为34.76；太平洋最低为34.62。

(一)平面分布

1.与水量收支有关

1）基本上也具有纬线方向的带状分布特征，但从赤道向两极却呈马鞍形的双峰分布。

2）在寒暖流交汇区域和径流冲淡海区，盐度梯度特别大。

3）海洋中盐度的最高与最低值多出现在一些大洋边缘的海盆中，如红海。

4）冬季盐度的分布特征与夏季相似，一般冬季盐度更大。

（二）铅直分布

1.在赤道附近热带海域，表层为深度不大盐度较低的均匀层，其下约~米层，出现盐度最大值，再向下盐度复又急剧降低，至~米层出现盐度最小值；然后又缓慢升高，至米以深铅直向变化已十分小了。在副热带中、低纬海域,由于表层高盐水在此下沉,形成了一厚度约~m的高盐水层，再向下，盐度迅速减小,最小值出现在～m水层中，继而又随深度的增加而增大，至m以深，变化则甚小,直至海底。在高纬寒带海域，表层盐度很低，但随深度的增大而递生，至m以深，其分布与中低纬度相似，所以没有盐度最小值层出现。

(三)大洋盐度的变化

1.盐度的日变化大洋表面盐度的日变化很小其变幅通常小于0.05。

2.盐度的年变化大洋盐度的年变化主要是由于降水、蒸发、径流、结冰、

融冰及大洋环流等因素所制约。由于述因子都具有年变化的周期性，故盐度

也相应地出现年周期变化。然面由于上述因子在不同海城所起的作用和相对

重要性不同，致使各海区盐度变化的特征也不相同。

三、海洋水团

1.水团的定义: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。

2.温一盐图解，是指以温度为纵坐标以盐度为横坐标。当水团内部的温、盐

值完全相同时,则温一盐图解中的一个点就代表一个水团，若水团内部的温、

盐相对均匀(稍有差异),则一个密集的点簇，代表一个水团。因此，可根据温

一盐图解中点或者点簇的个数来判定水团的数目。

四、海水的化学组成和特性

4.1海水的化学组成

1．主要成分（大量、常量元素）：指海水中浓度大于1mg/kg的成分。属于此类的有阳离子Na+、K+、Ca2+、Mg2+和Sr2+五种，阴离子Cl-,SO42-,Br-,HCO3-,CO32-,F-六种，还有以分子形式存在的H3BO3，其总和占海水盐分的99.9%。所以称为主要成分。由于这些成分在海水中的含量较大，各成分的浓度比例近似恒定，生物活动和总盐度变化对其影响都不大，所以称为保守元素。海水中的Si含量有时也大于1mg/kg，但是由于其浓度受生物活动影响较大，性质不稳定，属于非保守元素，因此讨论主要成分时不包括Si。

2．溶于海水的气体成分，如氧、氮及惰性气体等。

3．营养元素（营养盐、生源要素）：主要是与海洋植物生长有关的要素，通常是指N、P及Si等。这些要素在海水中的含量经常受到植物活动的影响，其含量很低时，会限制植物的正常生长，所以这些要素对生物有重要意义。

4．微量元素：在海水中含量很低，但又不属于营养元素者。

5．海水中的有机物质：如氨基酸、腐殖质、叶绿素等。

4.1.1主要成分

一、性质与溶存形式

1.从其来源看，海水中似乎应该含有地球上的所有元素，但是，由于分析水平所限，目前已经测定的仅有80多种。

2.大致可以看到如下规律:除零族惰性气体外，周期表两端的元素含量较高。如IA,IIA,VA及VIIA族;同族元素从第三周期开始随原子序数增加而减少。IA,IIA和VIA三族元素的logC(C以mmol/kg表示)与原子序数成线性关系。在化学分析中，一般不区分化学形态,所以一般的溶解态浓度就是指离子或元素的总浓度。

二、逗留时间

1.元素在海水中并非永久留存,河流不断把盐分输送到海洋,海水中的元素又不断向海底沉积。为了解不同元素在海水中间可以停留的时间和转移速率,Barh提出海水中元素的逗留时间T的概念，其定义为:元素以固定的速率向海洋输送，如果要把全部海水中该元素置换出来所需的平均时间。

2.海水中元素的逗留时间大致在～年之间。海水的更新时间在温跃层(平均m)以上平均为几十年，而在深层则为年左右。如果元素逗留时间大于更新的时间,则在整个海洋中的分布应当是均匀的;如果小于更新的时间,其分布应当是不均匀的。但是有些元素如P、N、Si虽然逗留时间较长,由于生物参与了这些元系的循环，在海洋中也造成了不均匀的分布。

4.1.2微量元素

1.海水中除了14种主要元素浓度大于1x10-6mg/kg外,其余所有元素的浓度均低于此值，因此可以把这些元素称为“微量元素”。当然，这仅是对海水的组分而言，与通常意义的“微量元素”不同。

一、微量元素在海水中的存在形式和形态

一般微量元素在海水中的形态可以分为以下五种类型:

1)弱酸在海水中的解离

2)变价元素在海水中的氧化还原平衡

3)微量元素在海水中的有机和无机络合物

4)生物合成的有机物

5)海水中的有机物及无机颗粒物

4.1.3放射性同位素

一、天然放射性核素

1.三大天然放射系铀、锕、钍系三大天然放射系。

2.宇宙射线与大气元素或其它物质作用的产物。

3.海洋中不成系的长寿命放射性核素。

二、人工放射性核素

主要来源有四个方面

1.核武器爆炸强烈的核爆炸给大气、海洋、土壤带来严重的放射性污染，其产生的放射性核素来源于裂变产物、活化产物和残余物。

①裂变产物是指U、Pu分裂所形成的放射性碎片。

②活化产物是指核煤炸生成的大量中子与空气、弹壳、土壤等物质发生核反应所产生的放射性核素。如进行水下爆炸。

③残余物是指由于核反应不完全而剩下的放射性核燃料。空中核爆炸产生大量放射性降落灰(尘埃)，这些降落灰进人海洋，是人工放射性核素的来源之一。近年来,由于禁止大气层核试验，直接来源于核爆炸的海洋放射性污染已明显减少。

2.核动力舰船和原子能工厂排放的放射性废物。

3.高水平固体放射性废物向海洋的投放自年以来，美国等核大国向太平洋等海域投放数以万计各种类型装有放射性废物的包装容器，这些海底储罐一旦破裂，高水平的放射性废物既能直接污染大片海域，因为深海海水也在运动,其铅直交换速度也相当快，且深海还有生物，这些生物也能作一定距离的铅直运动，它们能成为放射性核素的运载者。

4.放射性核素的应用和事故

4.1.4海洋化学污染物

联合国把海洋污染定义为:直接或间接由人类向大洋和河口排放的各种废物或废热，引起对人类生存环境和健康的危害,或者危及海洋生命(如鱼类)的现象。

一、海洋化学污染物

1.碳氢化合物

主要是指石油。它是一种复杂的混合物，主要由碳和氢组成。有不同的分子量和分子结构，还含有少量氮和金属。碳氢化合物污染主要发生在从石油产地到炼油厂和石油消费地之间海上运输过程中的世漏和海上事故。

2.海洋中的重金属

海洋中的重金属对于海洋环境有极大的危害;其中毒性较大的是汞、铅、镉、铬、铜等元素。海水本身含有一定量的重金属,但是本底值均很低。有些微量金属还是生物生长必须的,不会造成环境污染。但是人类的工业生产、交通运输、日常生活污水排放等输人大量重金属,却能造成严重的海洋污染。

3.合成有机化合物(含农药等)

人类每年生产和使用多种化合物，每年还研制出种新化合物。大多数进人海洋的有毒化合物是属于DDT(滴滴涕)和PCB(多氣联苯)一类。这些含有卤素的碳氢化合物与自然界的石油等碳氢化合物不同，它们不能被细菌或简单的化学反应所分解,所以一旦排放入海，它们将在海洋中滞留很长时间。被生物吸收之后，由于它们的脂溶性,很难从生物体内排除，致使在食物链中逐渐被富集。卤代烃的毒性很大,残存时间很长,在食物链中它可以最先被藻类吸收,贝类能富集比它周围海水浓度高倍的DDT和PCB。食用这些藻类和贝壳的鱼类可以进一步富集卤代烃,而以这些鱼类为食物的海鸟和海狮等动物会因其食物中的高浓度PCB和DDT而中毒死亡。

4.营养物质(富营养化)

海水中有硝酸盐、磷酸盐等营养盐，这是海洋生物生长所必需的，一般海水中的磷酸盐常常会成为藻类生长的限制因子。现在人们大量使用的洗衣粉等合成洗涤剂中有很高的磷酸盐含量。当有大量生活污水排放大海时，往往造成部分海区的高营养化，一些藻类迅速生长，使其它生物大片死亡，形成“水华”，爆发赤潮。赤潮会产重破环生态平衡。

5.放射性核素(见前）

4.2海洋酸化的原因及其影响

一、海洋酸化的原因

1.海洋酸化即海水由于吸收了空气中过量的二氧化碳，导致酸碱度降低的现象。

2.海洋与大气在不断进行着气体交换，排放到大气中的任何一种成分最终都会溶于海洋。在工业时代到来之前，大气中碳的变化主要是自然因素导致的，这种自然变化造成了全球气候的自然波动。从工业革命开始，人类开采使用煤、石油和天然气等化石燃料，并砍伐了大量森林，至21世纪初，已经排出超过0亿吨二氧化碳。这使得大气中的碳含量水平逐年上升。受海风的影响大气成分最先溶入几百英尺深的海洋表层，在随后的数个世纪中，这些成分会逐渐扩散到海底的各个角落。研究表明，在19世纪和20世纪，海洋吸收了人类排放的二氧化碳中的30%，并且仍在以约每小时一百万吨的速度吸收着。人类活动导致了海水的不断酸化。

二、酸化影响

1.生态危害

①由于浮游植物构成了海洋食物网的基础和初级生产力，它们的“重新洗牌”很可能导致从小鱼小虾到鲨鱼、巨鲸的众多海洋动物都面临冲击。

②越来越酸的海水，还在腐蚀着海洋生物的身体，研究表明，钙化藻类、珊瑚虫类、贝类、甲壳类和棘皮动物在酸化环境下形成碳酸钙外壳、骨架效率明显下降。

③鱼类：海洋酸化会阻碍珊瑚礁(誉为海洋中的热带森林)的生长繁殖，并导致小丑鱼和小热带鱼等感知能力下降。

2.气候影响

①暴雨侵害：海洋吸收温室气体造成的海水酸化，导致海中大陆架的珊瑚礁大量死亡，而这会造成低地岛国，如基里巴斯和马尔代夫更容易为暴雨所侵害。

②气候变暖：通过减少生物源含硫化合物的产生的方式，海洋酸化具有潜在可能导致气候变暖加剧。

3.人类生计

有些水域，海洋的酸度将达到贝壳都会开始溶解的程度。当贝类生物消失时，以这类生物为食的其他生物将不得不寻找别的食物，事实上人类将会遭殃。据估计，全球有5亿多人依靠捕鱼和水产养殖作为蛋白质摄入和经济收入的来源，对其中最贫穷的4亿人来说，鱼类提供了他们每日所需的大约一半动物蛋白和微量元素。

4.4海洋中的营养元素

水中由N，P，Si等元素组成的某些盐类，是海洋植物生长必需的营养盐，通常称为“植物营养盐”(Floralnutrients)“微量营养盐”(Micronutrients)或“生源要素”。此外，海水中痕量Fe,Mn,Cu,Zn,Mo,Co,B等元素，也与生物的生命过程密切相关,称为“痕量营养元素”。由于各类营养元素在海水中含量很低，在海洋表层常常被海洋浮游植物大量消耗，甚至成为海洋初级生产力的限制因素,所以,又称它们为“生物制约元素”(thebiologicallimitingelements)。

4.4.1海洋中氮、磷、硅的主要存在形式

一、氮的主要存在形式

海洋中，氮以溶解氮(N2)、无机氮化合物、有机氮化合物等多种形式存在。各种氮形式在海洋中的储量及其在总氮中所占的百分比可以简要归纳如图

二、磷的存在形式

海洋中的磷分无机和有机两种主要存在形式。

1.海洋中的无机磷酸盐

①海洋中的无机磷酸盐又有溶解态和颗粒态之分。水溶液中溶解无机磷酸盐(DIP)存在如上平衡：

②海洋中颗粒态无机磷酸盐(PIP)主要以磷酸盐矿物存在于海水悬浮物和海洋沉积物中。

2.海洋中的有机磷化合物

①海洋中颗粒有机磷化合物(POP)指生物有机体内、有机碎屑中所含的磷。前者主要存在于海洋生物细胞原生质，例如，遗传物质核酸(DNA、RNA)、高能化合物三磷酸腺苷(ATP)、细胞膜的磷脂等等。所有生物细胞中都含有有机磷化合物，所以，磷是生物生长不可替代的必需元素。

②海水中还存在溶解有机磷化合物(DOP)。在真光层内，DOP含量可能超过DIP。某些不稳定的溶解有机磷化合物是海洋循环中十分活跃的组分。

三、海水中硅的存在形式

1.海水中硅主要以溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式存在。

2.硅是海洋植物，特别是海洋浮游植物硅藻类生长必需的营养盐，硅藻吸收蛋白石(SiO2·2H2O)用以构成自身的外壳。含硅海洋生物的残体沉降到海底后，形成硅质软泥，是深海沉积物的主要组分。

4.4.2海洋中氮、磷、硅的循环

一、氮循环

1.海洋中不同形式的氮化合物，在海洋生物，特别是某些特殊微生物的作用下，经历着一系列复杂的转化过程，这些过程可简要概括如图4—19。

2.图中各具体转化过程分别为:

1)生物固氮作用:分子态氮(N2)在海洋某些细菌和蓝藻的作用下还原为NH3,NH4+或有机氮化合物的过程。

2)氮的同化作用:NH4+或NH3被生物体吸收合成。

有机氮化合物,构成生物体一部分的过程。

3)硝化作用:在某些微生物类群的作用下,NH3或NH4+氧化为NO3-或NO2-的过程。

4)硝酸盐的还原作用:被生物摄取的NO3被还原为生物体内有机氮化合物的过程。

5)氨化作用:有机氨化合物经微生物分解产生NH3或NH4+的过程。

6)反硝化作用:NO3-在某些脱氮细菌的作用下，还原为气态氮化合物(N2或N2O)的过程。

二、磷循环

下面表示海洋中磷循环中控制磷分布的几个主要过程:

1)富含营养盐的上升流，这是真光层磷酸盐的主要来源。

2)在真光层,磷酸盐通过光合作用被快速地结合进生物体内，并向下沉降。

3)下沉的生物颗粒在底层或浅水沉积物中被分解，所产生的磷酸盐直接返回真光层,再次被生物所摄取利用。

4)在表层未被分解的部分颗粒沉降至深层,其中大部分在深层被分解，参加再循环。

5)表层和深层海水之间存在的缓慢磷交换作用;

6)少部分(5%)在深层也未被分解的颗粒磷进人海洋沉积物，海洋沉积物的磷经过漫长的地质过程最终又返回陆地,参加新一轮的磷循环。

三、海洋中硅的循环

海洋中硅的循环过程为:在春季，因浮游植物繁殖而被吸收，使海水中的硅被消耗;在夏、秋季,植物生长缓慢时，海水中的硅有一定回升;临近冬季时，生物死亡,其残体缓慢下沉，随着深层回升压力增加，有利于颗粒硅的再溶解作用，又缓慢释放出部分溶解硅。最后,未溶解的硅下沉到海底，加人硅质沉积中，经过漫长的地质年代后，可重新通过地质循环进入海洋。

五．海洋环流

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。海流一般是三维的，水平方向上的流动远比铅直方向上的流动强得多。习惯上常把海流的水平运动分量狭义地称为海流，而其铅直分量单独命名为上升流和下降流。

海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的。

考点1海流的成因及表示方法

海流的成因

1.海面上的风力驱动，形成风生海流；

由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，其所涉及的深度通常只为几百米。

2.海水的温盐变化；

海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的分布又决定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形成。

另外，海面上的增密效应又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。

(海水混合增密效应是指不同海水混合后的密度大于混合前海水的平均密度。)

描述海水运动的方法

1.拉格朗日方法

跟踪水质点以描述它的时空变化

2.欧拉方法

在海洋中某些站点同时对海流进行观测，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。

流速单位m/s；流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。(向北记为0°，向东记为90°，向南记为°，向西记为°。)

考点2海水运动的受力情况

作用在海水上的力可分为两大类:一是引起海水运动的力，如重力、压强剃度力、风应力、引潮力等；另一类是由于海水运动后所派生的力，如地转偏向力、摩擦力等。

1.重力、重力位势

重力是地心引力与地球自转所产生的惯性离心力的合力。习惯上将单位质量物体所受的重力称为重力加速度，用g表示，在海洋研究中一般取9.80m/s2。

对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时的海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。从一个水平面逆重力方向移动单位物体到某一高度所做的功叫做重力位势。联结位势相等的面称为等势面。从上等势面向下计算的位势差称为位势深度，从下等势面向上计算的位势差称为位势高度。

2.压强梯度力、海洋压力场

海洋中压力处处相等的面称为等压面。海洋学中把海面视为海亚为零的等压面（以往称为一个大气压，平均为.25hPa）。等压面与等势面平行的压力场称为正压场。

根据牛顿运动定律，静止的海水受到一个与重力等大反向的力，与压强梯度成比例，故称其为压强梯度力。它与等压面垂直，且指向压力减小的方向。

当海水密度在水平方向上存在明显差异时，等压面相对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。

两等压面之间的铅直距离与海水密度成反比，即在两等压面之间海水密度越大，则铅直距离越小。因此，当海水密度在水平方向上存在明显差异时，必然导致两等压面之间的距离不等，使其相对于等势面发生倾斜。这种由海洋中密度差异所形成的斜压状态称为内压场。

由于海洋外部原因，例如海面上的风、降水、江河径流等因子引起海面倾斜所产生的压力场称为外压场。

3.地转偏向力（科里奥利力）

科氏力的基本性质为：1.只有当物体相对地球运动时才会产生；2.如果人们沿物体运动的方向看，在北半球它垂直指向物体运动的右方，在南半球指向左方；3.科氏力只改变物体的运动方向，不改变物体的运动速率；4.科氏力的量值与物体运动的速率及地理纬度的正弦（sinφ）成比例，在赤道上为零。

4.切应力

切应力是当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。它与垂直两层流体界面方向上的速度梯度成正比。因此，当两层流体以相同的速度运动或者处在静止状态时，是不会产生切应力的

海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力，它能将大气动量输送给海水，是大气向海洋输送动量的重要方式之一。

实际海洋中的海水运动总是处于湍流状态，湍流运动能导致运动学湍流应力。鉴于海洋要素的水平梯度远小于铅直梯度，因此铅直方向上的湍流对海洋中的热量、动量及质量的交换起着更重要的作用。

5.引潮力及其它

引潮力是日、月等天体对地球的引力以及它们之间作相对运动时所产生的其它的力共同合成的一种力。它能引起海面的升降与海水在水平方向上的周期性流动。另外，引起海水运动的力还可以来自火山爆发和地震等。

考点3地转流

若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则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。

由内压场导致的地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零，有时称其为密度流

由外压场导致的地转流，自表层至海底，流速流向相同，有时称其为倾斜流。

地转流场与密度场、质量场之间的关系

当上层流速大于下层流速时，我们顺流而立，则在北半球密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜。在南半球则相反。

考点4漂流理论

埃克曼无限深海漂流理论

基本假定

在北半球稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深海的海面上，海水密度均匀，海面（等压面）是水平的；不考虑科氏力随维度的变化；只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力，且假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量。

这种流动仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动。

解的形式与基本结论

由于地转偏向力的作用，在北（南）半球，埃克曼漂流的表面流速，偏于风向右（左）方45°。表层以下的海水随着深度的增加，流向不断右（左）偏，流速也不断减小，直至某深度处流向和表面流向完全相反时，流速便约为表面流速的4%。此深度称为摩擦影响深度。从海面至此深度处的水层称为埃克曼层，摩擦影响深度又称为埃克曼层深度。埃克曼漂流的流速矢端在空间所构成的曲线称为埃克曼螺旋，其在水平面上的投影便称为埃克曼螺线。

风海流的体积运输

无限深海漂流的体积运输方向在北半球与风矢量垂直，且指向有方。在那半球则相反。浅海风海流的体积输运方向偏离风矢量的角度小于90。，且水深越浅，偏角越小。

考点5惯性流的成因与特点

考点6上升流与下降流的定义与动力机制

上升流是指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。

风海流的体积运输导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚，从而引起海水在这些区域产生上升或下沉运动。

考点7大洋环流的两大成因

1.风生大洋环流

由风驱动形成，主要表现在大洋的上层。

洋流西向强化：在大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。

2.热盐环流

由温、盐变化引起的环流，主要表现在大洋的中下层。热盐环流相对风生环流而言其流动式缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋岑化结构的主要原因。

考点8世界大洋环流的分布特征

一、世界大洋上层主要水平环流

太平洋与大西洋的环流型的相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流（北半球为顺时针方向，南半球为你是指方向）；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流（在大西洋称为湾流，在太平洋成为黑潮）都非常强大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流

印度洋南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流（夏季顺时针，冬季逆时针）

在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流（西风漂流）。另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流。

黑潮

黑潮是北太平洋的一支西边界流。

从台湾南端开始到日本太平洋沿岸35。N附近的这一段流动称为黑潮，从35N向东到E附近的流动称为黑潮续流，E以东为北太平洋流，三者合称黑潮流系

黑潮每年向高纬区输送热量，约同暖气团向高纬输送的热量对等，对高纬的气候产生巨大的影响。

二、世界大洋上层的铅直向环流

在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间（3~4N），由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流与北赤道流之间（10N）又形成了海水的辐散上升。

三、大洋表层以下的环流

大洋表层以下的环流以经线方向为主，其分布的深度主要取决于海水的密度，以热盐效应起主导作用。

四、大洋中尺度涡

可以类比于大气中的涡旋与锋面等天气系统。

五、世界大洋的水团

世界大洋中存在着5个基本水层，，即大洋暖水区的表层水，次表层水；大洋冷水区的中层水、深层水和底层水。如果按其温、盐等理化特性和源地作为条件，可在第一层等级吧五层水视为五个水团。

1.表层水：具有高温、相对低盐特性，其源就是低纬海区密度最小的表层暖水本身。

2.次表层水：具有独特的高盐特征和相对高温，它是由副热辐聚区表层海水下沉而形成的。

3.中层水：具有低盐特征，是西风漂流中的辐聚区表层海水下沉而形成。其深度约在~m的范围内。但地中海水、红海—波斯湾水是高盐的。

4.深层水：北大西洋上部但在表层以下深度上是它的源地，因此贫氧是其主要特性。其深度约在~m的范围内。

5.底层水：源于极地海区，具有最大的密度。

根据不同的标准可以在不同等级上依水团划分的原则进行更细的划分。

六．海洋中的波动现象

考点1波浪的定义

波动

海洋中的波动是海水的重要运动形式之一。从海面到海洋内部处处都可能出现波动。波动的基本特点是，在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。由于流通的连续性，必然带动其临近质点，导致其运动状态在空间的传播，因此运动随时间与空间的周期性变化为波动的主要特征。

（波形向前传播，水质点并没有随波前进，这就是波浪运动的实质。）

严格说，海洋中的波动不是真正的周期性变化，但作为最低近似可以把实际的海洋波动看作是简单波动（正弦波）或简单波动的叠加。

波浪要素

一个简单波动的剖面可用一条正弦曲线加以描述。

1.曲线的最高点称为波峰，曲线的最低点称为波谷，（波峰的最高点称为波顶。波波谷的最低点称为波底。）

2.相邻两波峰（或波谷）之间的水平距离称为波长（λ）。

3.相邻两波峰（或者波谷）通过某固定点所经历的时间称为周期（T）。

4.波形传播的速度c=λ/T。

5.从波峰到波谷之间的铅直距离称为波高（H）。

6.波高的一半a=H/2称为振幅，是指水质点离开其平衡位置的向上（或向下）的最大铅直位移。

7.波高与波长之比称为波陡，以δ=（H/λ）表示。

8.在直角坐标系中取海面为x-y平面，设波动沿x方向传播，波峰在y方向将形成一条线，该线称为波峰线。

9.与波峰线垂直指向波浪传播方向的线称为波向线

波浪分类

波浪的划分标准很多。

1.按相对水深（水深与波长之比h/λ）:深水波（短波）和浅水波（长波）

2.按波形的传播与否：前进波和驻波

3.按波动发生的位置：表明波、内波和边缘波

4.按成因：风浪和涌浪:在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。

潮波:海水在潮引力作用下产生的波浪。

海啸:由火山，地震或风暴等引起的巨浪。

气压波:气压突变产生的波浪。

船行波:船行作用产生的波浪。

余波:海面波动逐渐衰弱所引起的波。

考点2波形的传播与水质点的运动

小振幅重力波

小振幅重力波，亦称正弦波。小振幅重力波系指波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力的简单海面波动。

波形的传播与水质点的运动

深水波：

1.若水深h大于波长的一半，此时的波动称为深水波或者短波。

2.在水平方向上与铅直方向上的速度分量都是周期性变化的，且随深度增加而指数减小。

3.水质点的运动轨迹为圆，水质点只围绕自己的平衡位置作圆周运动，轨迹半径随深度的增大迅速减小。在自由表面，其半径为振幅a。

即：深水波中，无论水质点的运动速度还是轨迹半径（从而波高）都随深度的增加而呈指数减小。

4.波速与波长有关，与水深无关。

浅水波：

1.水深h相对波长很小时（一般取h1/20λ）的波动称为浅水波或长波。

2.长波中水质点的运动轨迹为椭圆，随深度的增加椭圆长轴几乎不变，而短轴迅速减小，近海底处几乎只在水平方向上作周期性往复运动。

3.波速与波长无关，与水深有关。

注意：随深度的增大，波长λ是不变的。

考点3内波的定义与成因

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。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。

内波的产生，应具备两个条件，一是流体密度稳定分层；二是要有扰动源，两者缺一不可。

内波的一种最简单的形式是发生在两层密度不同的海水界面处的波动，称为界面内波。

考点4开尔文波与罗斯贝波的定义与成因

开尔文波

这是一种长周期重力波，即它同时受重力和科氏力的作用。

当波峰到达时，在科氏力的作用下,海水向右岸堆积，导致海面自左岸向右岸上倾;当波谷到达时,海水自右岸向左岸堆积，导致海面从右岸向左岸上倾。所以当波动通过水道时，水两岸的波动振幅不等,右岸大,而左岸小。

对南半球而言恰好相反。

罗斯贝波

罗斯贝波，亦称行星波，它是一种远远小于惯性频率f的低频波。它的恢复力不是重力也不是科氏力，而是科氏力随纬度的变化率。

考点5风浪与涌浪的定义；决定风浪大小的因素

风浪：指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态；

特征：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：指海面上由其它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来的波动。

特征：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。

决定风浪大小的因素：风浪的成长与消衰主要地取决于对能量的摄取与消耗之间的平衡关系。

同时，风浪的成长与大小也与风所作用水域的大小和风所作用时间的长短有密切关系

风时：状态相同的风持续作用在海面上的时间；

风区：状态相同的风作用海域的范围。

定常状态：某点的风浪不会随时间的增长而增大的状态

过渡状态：某点的风浪随时间的增长而继续增大的状态

最小风时：在定常风的作用下，对应风区内的某点，风浪达到定常状态的时间。当实际风时大于最小风时时，风浪为定常状态，反之为过渡状态。

最小风区：当实际风时一定，对应于某一风区内的波浪达到定常状态，此风区的长度为最小风区。当实际风区小于最小风区时，风浪为定常状态，反之为过渡状态。

风浪的成长还与海洋水深、地形、岸线形状等因素有关。

考点6波浪传到近海和近岸的变化

1.波速、波长的变化

当水深逐渐变浅时，其波速、波长都逐渐变小。

2.波向的折射

波峰线由水深h1跨过等深线进入水深h2的过程中，有逐渐与等深线平行的趋势；海岬处，波向线产生辐聚，波浪高；海湾处，波向线产生辐散，波浪低。

3.波高的变化

波高的变化主要受能量的影响，在海岬与海湾处受波向转折的影响

4.波浪破碎，离岸流，沿岸流

5.反射：当波浪遇到比较陡峭的海岸时，会发射反射而形成驻波，常见于港湾、码头。

绕射：当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射。绕射后波高明显减小，沉积物易于沉积

七．潮汐

潮汐现象是指海水在天体(主要是月球和太阳)引潮力作用下所产生的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。

考点1潮汐要素

涨潮时潮位不断增高，达到一定的高度以后，潮位短时间内不涨也不退，称之为平潮，平潮的中间时刻称为高潮时。平潮过后，潮位开始下降。当潮位退到最低的时候，也发生潮位不退不涨的现象，叫做停潮，其中间时刻为低潮时。停潮过后潮位又开始上涨，如此周而复始地运动。从低潮时(高潮时)到高潮时(低潮时)的时间间隔叫做涨潮时(落潮时)。海面上涨(下降)到最高(最低)位置时的高度叫做高潮高(低潮高)，相邻的高潮高与低潮高之差叫潮差。

考点2潮汐不等与潮汐类型

潮汐的类型

太阴日:以月球为参考点所度量地球自转周期。月球中心连续两次通过地球上同一子午线所需要的时间。平均是24小时50分，比平太阳日长50.47分。原因是月球公转方向和地球自转方向相同。

1.正规半日潮在一个太阴日内，有两次高潮和两次低潮，从高潮到低潮和从低潮到高潮的潮差几乎相等。

2.不正规半日潮在一个朔望月中的大多数日子里，每个太阴日内一般可有两次高潮和两次低潮;但有少数日子(当月赤纬较大的时候)，第二次高潮很小，半日潮特征就不显著。

3.正规日潮在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮。

4.不正规日潮这类潮汐在一个朔望月中的大多数日子里具有日潮型的特征，但有少数日子(当月赤纬接近零的时候)则具有半日潮的特征。

潮汐的不等现象

1.日不等现象：一天之中两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等的不规则现象称为潮汐的日不等现象。高潮中比较高(低)的一个叫高高潮(低高潮);低潮中比较低(高)的叫低低潮(高低潮)。

2.半月不等现象：在一个朔望月中，朔和望之后二、三天潮差最大，这时的潮差叫大潮潮差（朔望潮）;反之在上、下弦（方照）之后，潮差最小，这时的潮差叫小潮潮差（方照潮）。

3.月不等现象：月球绕地球运动的轨道时椭圆，运动一圈需27.天，由于距离远近使引潮力有周期变化而导致潮差变化，称为月不等

4.年不等：地球绕太阳公转亦为椭圆，故有不等现象

5.多年不等：由长周期变化引起

考点3天体引潮力与引潮势的概念

地球绕地—月公共质心运动所产生的惯性离心力与月球引力的合力，称为引潮力。

1.地—月惯性离心力：地球绕地月公共质心公转平动，各点受相同的惯性离心力，其大小与月球对地心单位质量物体的引力大小相等，方向相反。

2.月球引力：参照万有引力公式。

注：海洋的潮汐现象主要是由月球产生的，其次是由太阳产生的，其他天体的引潮力作用很小，一般可以忽略不计。

引潮力势

自地心（引潮力为零）移动单位质量物体至地表面任意一点克服引潮力所做的功

考点4平衡潮理论的内容与主要结论

理论的假设

1.地球为一个圆球，其表面完全被等深的海水所覆盖

2.海水没有黏性，也没有惯性

3.不考虑科氏力和摩擦力

结论

基于上述假设可得

1.潮汐椭球：在月球引潮力下，海面不再是圆球面，重力和引潮力平衡时，变成椭球面。地球自转时，相对于椭球形的海面，便有了水位的周期性升降。

2.赤道永远出现正规半日潮

3.月赤纬（δ）不为0时，高伟地区（∣φ∣90。-∣φ∣）出现正规日潮；其他纬度出现日不等现象。

4.同时考虑月球和太阳对潮汐的效应，在朔望之时，长轴方向靠近，两潮叠加形成大潮；上下弦之时，两潮部分抵消形成小潮

分潮

每个假想天体对海水作用引起的潮汐称为分潮

假想天体：实际还有潮汐被认为是许多简单波动的叠加，每个单一波动都对应有一个天体，即“假想天体”。许多“假想天体”共同作用逼近实际天体作用

浅水分潮：天文潮波在浅水区传播畸变，产生浅水潮波。亦可视为若干简谐波动之和，每一个谐波即称为一个浅水分潮波。

考点5风暴潮的定义与分类

定义

风暴潮系指由于强烈的大气扰动——如强风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象，是来自海上的一种巨大的自然界的灾害现象。它结合了通常的天文潮，特别是若恰好赶上了高潮阶段，则往往会使其影响所及的海域水位暴涨，乃至海水浸溢内陆、酿成巨灾。

分类

依据诱发风暴潮的大气扰动的特征

1.热带风暴（台风、飓风）引起的风暴潮

以夏、秋季常见；分布地域广；三个阶段：先兆波、主振阶段、余振阶段

2.温带气旋：主要发生于东冬、春季。水位变化是持续的。

如：北海、波罗的海、美国东海岸等

3.渤海、黄海的风暴潮：中国北方黄渤海地区所特有，在春、秋过渡季节，渤海和北黄海是冷暖气团角逐较激烈的地域，由寒潮或冷空气所激发的风暴潮是显著的；其特点为水位变化持续而不急剧。由于寒潮或冷空气不具有低压中心，因而可称这类风暴潮为风潮。

八、大气与海洋

[1](1)热带气旋与台风的定义成因、特点：

A台风：发生在热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋

性强旋，是达到一定强度的热带气旋。

热带气旋：南半球的P．2．2热带气旋与台风一段。

B成因：台风海洋温度超过26℃以上的热带或副热带海

洋上近海气温高，大量空气膨胀向上，使近海面气压低，外

围空气消不断补充流入上升去，受地转偏转力影响，流入

空气旋转起来，而上升空气膨胀变冷，水汽冷却冷凝放热，

义促使低层空气不断上升，这样近洋面气压下降更多，空气

旋转更猛烈，最后形成台风。

C特点

热带气旋成因

a多发地带集中在5。C～10。C纬度带内南北半球5℃以内几乎没有热带气旋发生(西太平洋最多)

b暖心结构的气旋性涡流

c北半球逆时针方向，南半球顺时针，要素值多呈对称分布。

d台风眼区外围圆环状去层称为台风去墙／眼壁。

去墙区：高大对流层组成

①其风雨最剧烈地区

②云墙到台风外缘呈台风的螺旋风雨区。

e强烈气旋性环流低入高出，并有极强烈的上升作用。

f天气：大风暴雨狂浪风暴潮

g中心有范围不大的下沉气流

D移动(台风)西行，西北行转向犁

a受环境流场影响(副热带高压带为最直接最主要大型天

气系统)

b受西风带天气系统，热带天气系统影响。

[2]大气海洋相互作用的基本特征

海洋大气同属地球流体，海洋热力作用动力作用大气

(相互主要作户甘方式)

(二)(1)海洋对大气的热力作用

A大气海洋运动动力米自在阳辐射能，海水反射率较小，

且海面上空湿度大一净辐射收入大(尤热带海洋)一极

为重要的能量源地

B关键海区厄尔尼诺一赤道东太平洋海区

暖池→温度最大的赤道西太平洋

C供热方式潜热：须有水汽相应变化，亦在大气环流条件一海洋对大气加热位用往往不直接作用在最大蒸发区

上空。

显热:大洋环流影响海洋热售含量分布一海洋向大气

热量运输过程。

(2)大气对海洋的风应力强迫有密切关系

南北半球，大平洋环线同特征最为明显。、

西北太平洋／北大西洋西部海域流线密集，流速大。

风科力应冬半强球最强，中纬度一夏季风期间应力全球

最长。

(3)ENSO及其对大气环流的影响。

[3]、ENSO：厄尔尼诺事件和南方涛动的合称

每年圣诞节前后沿厄瓜多尔秘鲁沿岸出现一弱的暖洋流

南方涛动：描述热带东太平洋地区与热带印度洋地区气

压变化相跷跷板现象。

两者的相互联系紧密厄尔尼诺大尺度海气相互作用(特

别是热

带)的突出反映。

[B]S0含义：南方涛动指数一ENSO包括高SOI和低SOI特征,又包括赤道太平洋暖水事件(厄尔尼诺)与冷水事件(拉尼

III)一准周期性

ENSO又称ENSO循环(暖状态：厄尔尼诺与低SOl特征，

冷状态拉尼娜

二、对大气环流的影响：导致全球气候异常

1、表现：主要增暖区的西边(日界线附近及其西面

地区将有异常积云对流的强烈发展)。

(2)对西太平洋副热带高压的活动也有明显影响(包

括对副高位置和强度影响)。

8.2.2热带气旋与台风

一、定义

①热带气旋:生成于热带或副热带洋面上，具有有组织的对流和确定的气旋性环流的非锋面性涡旋的统称，包括热带低压、热带风暴、强热带风暴、台风、强台风和超强台风。

②台风是发生在热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋性涡旋，是达到一定强度的热带气旋。台风伴有狂风暴雨，是一种灾害性天气系统。

二、成因

台风发源于热带海面，那里温度高，大量的海水被蒸发到了空中，形成一个低气压中心。随着气压的变化和地球自身的运动，流入的空气也旋转起来，形成一个逆时针旋转的空气漩涡，这就是热带气旋。只要气温不下降，这个热带气旋就会越来越强大，最后形成了台风。

三、特点

1.是有季节性。台风(包括热带风暴)一般发生

在夏秋之间，最早发生在五月初，最迟发生在十一月。

2.是台风中心登陆地点难准确预报。台风的风向时有变化，常出人预料，台风中心登陆地点往往与预报相左。

3.是台风具有旋转性。其登陆时的风向一般先北后南。

4.是损毁性严重。对不坚固的建筑物、架空的各种线路、树木、海上船只，海上网箱养鱼、海边农作物等破坏性很大。

5.是强台风发生常伴有大暴雨、大海潮、大海啸。

6.是强台风发生时，人力不可抗拒，易造成人员伤亡。

8.3.2海洋-大气相互作用的基本特征

一、海洋对大气的热力作用

1.大气和海洋运动的原动力都来自太阳辐射能，但是热带海洋可得到最多的能量,所以在海洋上，尤其在热带海洋上，通过热力强迫，在驱动地球大气系统的运动方面，海洋，特别是热带海洋，就成了极为重要的能量源地。

海洋热状况改变对大气环流及气候的影响,有几个关键海区尤为重要。一是厄尔尼诺现象发生的赤道东太平洋海区;二是海温最高的赤道西太平洋“暖池”区;另外,东北太平洋海区及北大西洋海区的热状况也被分别认为对北美和欧洲的天气气候变化有着明显的影响。

2.海洋向大气提供的热量有潜热和感热两种但主要是通过蒸发过程提供潜热。“潜”热不同于“显”热，它须有水汽的相变过程才能释放出潜热，要出现水汽相变而释放潜热，就要求水汽辐合上升而凝结，因此海洋对大气的加热作用往往并不直接发生在最大蒸发区的上空。

3.海洋向大气提供热量一般更具有全球尽度特征。

二、大气对海洋的风应力强迫

1.大气对海洋的影响是风应力的动力作用。如第五章所述，大洋表层环流的显著特征之一是，在北半球大洋环流为顺时针方向;在南半球，则为逆时针方向。南北半球太平洋环流的反向特征极其清楚。另一个重要特征，即所谓“西向强化”，最典型的是西北太平洋和北大西洋的西部海域，那里流线密集，流速较大，而大洋的其余部分海区，流线较疏，流速较少。上述特征都与风应力强迫有密切关系。

2.风应力的全球分布，与大洋表层环流的基本特征有很好的相关性。至于西向强化，科氏力随纬度的变化是其根本原因，也可认为是β-效应在海流中的表现。因为风应力使海水产生涡度，一般它可以由摩擦力来抵消。

三、海洋混合层

无论从海气相互作用来讲，还是就海洋动力过程而言，海洋上混合层(UML，简称海洋混合层)都是十分重要的。因为海气相互作用正是通过大气和海洋混合层间热量、动量和质量的直接交换而奏效的。海洋混合层的辐合、辐散过程通过Ekman抽吸效应会影响深层海洋环流;而深层海洋对大气运动(气候)的影响,又要通过改变混合层的状况来实现;另外,太阳辐射能也是通过影响混合层而成为驱动整个海洋运动的重要原动力。有时，为简单起见，甚至可以用海洋混合层代表整层海洋的作用,于是就把这样的模式简称为“混合层”模式。