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名词解释
大地水准面：海洋中不考虑波浪、潮汐和海流的存在，海水完全静止时的海面，在陆地上则是静止海面向大陆之下延伸的假想面。
南大洋：从海洋学的角度，一般将三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋，其定义为：从南极大陆到南纬40º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。
大陆架shelf：是大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止。
大陆坡slope：是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，上限为大陆架外缘，下限为水深变化较大的地方。
大陆隆rise：又叫大陆裙或大陆基，是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深2000~5000m处
大洋中脊：贯穿四大洋，成因相同，特征相似的海底山脉系类，其上中央裂谷是海底扩张的中心
海沟：是由于板块的俯冲作用而形成的深水（大于6000m）狭长洼地。往往作为俯冲带的标准
海湾：是洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域，一般以入口处海角之间的连线或入口处的等深线作为与洋或海的分界。如杭州湾。
海峡：是两端连接海洋的狭窄水道。如台湾海峡。
海岸带：是指水位升高便被淹没，水位降低便露出的狭长地带，是海陆交互作用地带。海岸带包括海岸、海滩和岸下坡三部分。
海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，大部分时间里裸露于海水面之上, 仅在特大风暴潮时才被淹没，故又称为潮上带； 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，故又称为潮间带；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，又称为潮下带， 其下限相当于1/2波长的水深处，通常约10-20m
海冰：海水冻结而成的咸水冰。广义指海洋上所有的冰，包括咸水冰、河冰、冰山等。
位温和位密：海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度称为该深度海水的位温，海水微团此时相应的密度称为位密。
海水状态方程：海水状态参数温度、盐度、压力、密度、比容之间相互关系的数学表达式
海面有效回辐射：海面的长波辐射与大气回辐射之差称为海面有效回辐射
厄尔尼诺 El Niño：现指赤道东太平洋表现振幅达几摄氏度的异常变暖现象。
拉尼娜 La Niña ：冷水事件。是El Niño恢复到正常状态的过渡过程，表现为赤道东太平洋的异常变冷。
热赤道：最高水温出现的位置，平均在7ºN左右
主温跃层或永久性温跃层：在某一较窄的深度范围内，水温随深度迅速递减，且该层的深度不随季节变化，称该层为大洋主温跃层或永久性温跃层. (主温跃层的深度随纬度大体呈“W”形状分布。赤道地区300米左右.)
季节性跃层：在混合层的下界，特别是夏季，由于表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层；
季风：季风是大范围盛行风向随季节有显著变化的风系。主要是由于海陆温度对比的季节性变化和地球上行星风系的季节性南北移动所致
热带气旋：是形成在热带或副热带洋面上，具有有组织对流和确定的强烈气旋性地面环流的非锋面性天气尺度系统。
温带气旋：带有锋面的气旋称锋面气旋。锋面气旋多产生于温带，亦称温带气旋
台风：发生在热带海洋上的一种具有暖中心结构的气旋性漩涡，是带到一定强度的热带气旋。
飑线：飑线是一种强对流的灾害性天气 是一种强对流的灾害性天气。
海流：海水大规模相对稳定的流动
地转流：不考虑海水的湍应力和其他能够影响海水流动的因素，水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的稳定流动。
风海流：湍切应力和科氏力平衡时的稳定流动
惯性流：科氏力与加速度平衡时的稳定流动
南极绕极流：由于南极周围海域连成一片，南半球的西风漂流环绕整个南极大陆，是一直自表到底自西向东的强大流动，其上部是漂流，下部为地转流。
小振幅重力波：波动振幅相对于波长为无限小，重力是其唯一外力 简单海面运动。
驻波：两列振幅、周期、波长相等，但传播方向相反的正弦波叠加形成的波。
波群：两列振幅相等，周期与波长相近，传播方向相同的正弦波的叠加形成的波。
群速：波动性质相近，传播方向一致的波动叠加后，其波动振幅包络线的传播速度
风浪：由当地风产生，且一直处在风的作用下的波浪。
涌浪：海面上由其他海区传来的或当地风当地风力减小平息，或风向改变后海面上遗留下的波动
风时：风速和风向不变的风持续作用在海面上的时间。
风区：风速和风向不变的风持续作用海域的范围。
定常态：实际风时>最小风时 实际风区<最小风区 反之为过渡态
波高：相邻峰-谷法：定义为相邻的峰、谷间的高度差，
周期：相邻峰或谷对应的时间长度即为周期。
有效波高：将得到的波高由小到大排列，前1/3大波的平均波高成为有效波高
弥散:不同波高、周期、振幅的分波在传播过程中波长大的速度快，波长短的速度慢，于是使原来叠加在一起的波动分散开来
角散: 各分波传播方向不同,在传播中向各方向分散开来。
破碎带：从波浪开始破碎到岸边沿海岸线的狭长范围。
波龄：波浪传播速度与风速之比，波龄越大，代表风浪越成长。
小振幅重力波：假定振幅相对于波长为无限小，即波陡等于零，重力为其唯一外力的简单波动，忽略科氏力和粘性力
内波：发生在海水密度层结稳定的海洋内部的波动现象
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，与周围海水存在明显差异的宏大水体。
海啸：由海底地震或火山爆发引起的长重力波，传播速度随水深变浅减小、波高增大
引潮力：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。
潮汐：海水在天体引潮力的作用下产生的周期性运动
风暴潮：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或降低的现象
简答
为什么长江、黄河南岸比北岸冲刷得厉害？
长江、黄河都是自西向东流，因地球自转受到向右的科氏力，导致南岸冲刷的更厉害
为什么太平洋均总体水温最低，表层水温最高？
太平洋平均水深最深，拥有的热带海域面积较大，与北冰洋水交换不通畅
为什么海水最高温出现在7N左右，同纬度南半球低于北半球？
大洋环流系统中的配置原因，南赤道流流入北半球，北半球与北冰洋冷水交换受陆地阻隔。
为什么大西洋盐度最高？
大西洋沿岸无高大山脉，水汽不受阻碍，在太平洋区域降水，大西洋处蒸发，且降水少，造成盐度高；另外，大西洋沿岸存在自低纬流向高纬的洋流，表现为暖流性质，盐度高。
为什么极地海区不出现永久性温跃层？
永久性温跃层将暖、冷水上下分开，在亚极地海区形成极峰
当风时和风区足够长与大时，风浪尺寸是否会无限增长？
不是，波浪在成长到一定尺度后，由于内摩擦等原因所消耗的能量比它摄取的能量增加得快，当摄取与消耗的能量达到平衡时，波浪尺寸便不再增大，为充分成长状态。
对流层铅直混合强；大气处于不稳定状态，为什么？ v
低层大气受地、海面加热，产生强烈的 铅直运动。
飞机为什么适宜在平流层中飞行？
平流层温度层结稳定，水汽含量 少，几乎无天气现象，大气透明 度很高（尘埃少）
海冰结冰的过程？
低盐海水：低盐时(S<24.695 )与淡水相同，结冰时海水为稳定层结，从表层开始结冰
当盐度大于24.695时，海冰冰点高于最大密度温度，只有当对流混合层的温度同时达到冰点时，海水才会结冰
海水的结冰→纯水冻结→盐分排出→冰下海水密度增大→对流增强→冰点降低，同时冰层阻碍其下海水热量的散失→减缓冰下海水继续冻结的速度。
结冰过程利于铅直对流混合→表层高溶解氧海水向下输送→底层含营养盐类的海水上升→利于生物的大量繁殖
（正反馈效应）海冰对太阳辐射的高反射率，使得被海冰覆盖的地区更加寒冷。
（正反馈效应）如果海冰开始融化，由于反射率的降低加剧该过程。
海冰在冻结和融化时的潜热使其起着储热库作用，推迟了高纬地区温度的季节变化
副热带辐聚区的形成，为何称为“海洋沙漠”？ —
反气旋大环流的中间海域，流向不定，流速甚小。表层海水辐聚下沉——副热带辐聚区 形成高温、高盐、高溶解氧次表层水。具有世界上最高水色和透明度 “海洋沙漠”。如马尾藻海，世界上透明度最大的海
为什么波峰线大致平行海岸线？
是由波的折射造成的。（浅水波 波速与水深有关；深水波 波速与波长有关）
波浪传入近岸，由于水深变浅，波速的平方与水深成正比，波速减少，引起折射使波向转向垂直于海岸线方向。
为什么港口总是建在湾里？
海湾是海浪能量的辐散区，而海岬是海浪能量的辐聚区。
海浪传播至浅水和近岸有何变化？为什么？
波速变小：在深水为短波，波速与波长有关；在浅水为长波，波速与水深有关。
周期保守，波长变小：波浪传播到近岸时，周期变化不大，波长减小，波速变小，到达海岸发生破碎
波向折射：波峰线大致平行于海岸
波向线辐聚时，能量集中，波高增大；幅散时，波高减少
风浪的成长有哪几种状态？它们与风时（最小风时）、 风区（最小风区）的关系如何？
定常态：某点的风浪尺度达到理论上的最大值；受制于风区。
过渡态：某点风浪未达理论最大，随时间的推移，还可继续增长；受制于风时
充分成长状态：波浪在成长过程达到一定尺度后，摄取与消耗能量达到平衡时，波浪不再增大.与风区，风时无关。
第二章
l 宇宙产生于150亿年，地球有46亿年的历史
l 太阳有8颗行星，类地和类木行星
l 地球自转偏向力—科氏力
l 地球的圈层结构： 外圈：大气圈、水圈、生物圈、
内圈：地壳、地幔和 地核
l 起源于火山爆发和岩浆运动的海洋形成于6亿年前
l 最大的海：珊瑚海
最小的海：马尔马拉海，是黑海与地中海之间的唯一通道
盐度最高的海：红海
盐度最低的海：波罗的海
l 海底构造和大地构造学说的三个阶段：大陆漂移说、海底扩张说和板块构造说
l 太平洋在收缩（洋中脊偏向一侧），大西洋和印度洋在扩张（洋中脊居中）
l 中国四海及其分界
l 边缘海：南海、日本海
内陆海：渤海、波罗的海
陆间海：地中海、红海 大陆架
l 海底地形 大陆边缘 稳定型 大陆坡
大陆隆
岛弧型
活动型 安第斯型
洋中脊
大洋洋底
大洋盆地
第三章回顾
l 海水的冰点随盐度增大而降低。
l 海冰结冰和融冰的正反馈效应
（正反馈效应）海冰对太阳辐射的高反射率，使得被海冰覆盖的地区更加寒冷。
（负反馈效应）如果海冰开始融化，由于反射率的降低加剧该过程。
海冰在冻结和融化时的潜热使其起着储热库作用，推迟了高纬地区温度的季节变化

第四章 回顾
l 影响海面热收支的4个主要因素：太阳辐射、海面有效回辐射、潜热和感热交换
Qt=Qs+Qb+Q+Qe+Qh
Qs:太阳辐射 Qb:海面有效回辐射 Qe:蒸发或凝结潜热 Qh：海气之间的热感交换
太阳辐射：影响因素：太阳高度、大气透明度、天空中云量和云状
分布：全年总辐射能随纬度升高而减小； 除赤道地区外，夏半年均高于冬半年，且差值随纬度升高而增大； 经向梯度夏半年小于冬半年。
海面有效回辐射：影响因素：海面水温；空气中的湿度；云量和云
分布：表面水温和海洋上层相对湿度的日变化和年变化相对较小，则Qb随纬度及季节变化小
蒸发潜热：影响因素：水汽温差、大气中水汽垂直分布、风速
分布：赤道蒸发量小，高纬度海区小副热带和信风带海区大；季节冬季最强。
感热交换：影响因素：海面风速、海气温差
分布：寒暖流区较强；季节变化：一般冬季比夏季交换量大

l 太阳辐射的1/5被大气吸收、1/5被大气反射回太空、1/2 被陆地和海洋吸收
夏半年日照时间随纬度增大而增长，海洋得到的辐射能随纬度变化较小，而冬半年随纬度增大日照时间减小，得到的太阳辐射随纬度增大而迅速减小
l 热带海洋是驱动大气环流的主要热源
l 海面有效回辐射为正值，说明海洋通过长波辐射失去热量
l 辐射平衡热盈余得到热量以潜热和感热形式释放到大气中
l 大气的温室效应：太阳短波辐射通过，而长波辐射不易通过
l 维持蒸发的必要条件是存在水汽压差。蒸发潜热主要受海上风速和相对湿度的影响
l 子午热量输送：海流将热量从赤道输送到中纬度海区，大气环流从中纬度输送到高纬度海区。 海洋中水量平衡：蒸发、降雨和径流；结冰和融冰两者达 到平衡
l 大洋表面的盐度经向分布与E-P相似
l 水是在地球系统内部进行的，因此可称之为水循环。
海洋中水的收入：主要靠降水、陆地径流和融冰；
支出：主要是蒸发和结冰。 结冰和融冰基本达到平衡
第五章总结：
海洋温度、盐度分布东西呈条带状
海水温度从赤道向两极逐渐降低
海水盐度从赤道向两极呈马鞍型分布
中低纬度海区存在永久性温度跃层
中纬度海区存在季节性温度跃层
控制大洋温度最关键因素是太阳辐射
控制大洋盐度的主要因素是蒸发和降水，径流次之
决定海水密度的主要因素是温度和盐度，压力次之
世界大洋温、盐、密分布沿纬向呈带状分布，南北梯度大，水平差异随深度增加而减小，铅直方向呈层化现象。
世界大洋的整体平均温度为3.8度，表层平均温度为17.4度
表层水温主要取决于太阳辐射和大洋环流
大西洋表层水温低于太平洋的原因：与北冰洋交换通畅，热带海洋面积小
热赤道：最高水温出现的位置，平均在7ºN左右
厄尔尼诺现象：赤道东太平洋水温异常升高现象；拉尼娜现象：赤道东太平洋水温异常降低现象。
大洋主温跃层或永久性温跃层：在某一较窄的深度范围内，水温随深度迅速递减，且该层的深度不随季节变化。主温跃层的深度随纬度大体呈“W”形状分布。赤道地区300米左右
上混合层：暖水区的表面，由于受动力（风、浪、流等）因素的作用，引起强烈的湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层.
夏季的黄海冷水团：夏季，南黄海20m以深直到海底，温度迅速下降，底层最冷可在60C以下，与上层高温形成强烈对比。
表层水温日变化：晴天比多云大；无风比有风大；低纬度比高纬度大；夏季比冬季大；近岸比外海大 why
第六章
l 大气对海洋的动力作用，海洋对大气的热力作用 n
l 大气可分为5层：对流层、平流层、中间层、热成层（暖层）和散逸层。
对流层高度10km，温度随高度的增加而降低，铅直混合强烈、主要天气现象发生地，气象要素分布不均匀；
平流层低层温度无变化，上部温度随高 度增加明显增高。包含臭氧层，强烈吸收太阳辐射使温度随高度增大；
中间层温度随高度增大而减小，铅直对流强烈，水汽极少，是大气中最冷的部分；
热成层强烈吸收紫外辐射，使温度随高度增大，是大气中温度最高的层.
l 气象要素：气温、气压、湿度、风 n
l 自由大气、地转平衡、科氏参数 n
l 气压带：热带低压、副热带高压、副极地低压，极地高压 n
l 风带：信风带、西风带和极地东风带 n
l 副热带高压和热带辐合带 n
l 铅直面上的环流：哈德莱环流、极地环流和间接环流（费雷尔环流） n
l 季风及其影响因素：海陆分布、行星环流、青藏高原、南北半球相互作用。
三个季风区：东亚、印度、西非 n
l 气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。
l 锋面、冷锋、暖锋、静止锋和锢囚锋 n
l 温带气旋、爆发性气旋 n
l 热带气旋、台风、飓风和热带风暴，台风形成的条件和区域 n
l 寒潮的定义：寒潮天气过程是指与强大的冷高压相伴随的一种 大规模的强冷空气活动过程

第七章 回顾
l 海流的水平运动称为海流，铅直方向的运动称为上升流和下降流 —
l 漂流、地转流和热盐环流的概念 —
l 引起海水运动的力：重力、压强梯度力、引潮力、科氏力、摩擦力 —
l 何谓科氏力及其特点、科氏参数的定义 —
l 地转流：是水平压强梯度力与科氏力达到平衡时的海水运动。顺流而看 ，在北半球高压在右方，在南半球高压在左方 —
特点：地转流的流速大小与等压面和等势面的夹角的成正比，与科氏参量成反比；在北半球，面向流去的方向，右面等压面高，左面低。
内压面引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上层，随深度增加而减小；外压场引起的等压面的倾斜则直达海底。
l 无限深海风海流（亦称漂流）：湍切应力和科氏力平衡时的稳定流动。
假定： • 1) r均匀；
• 2) 海区无限宽、广，海面无起伏；
• 3) 风场均匀，长时间吹，只沿y方向吹；
• 4) 科氏力不随纬度变化。
• 5) 只考虑垂直涡动粘滞系量引起的水平方向的摩擦力，且视为常数；
艾克曼螺旋线：Ø表面与风向夹角45度，相反时与风向夹角225度，与x轴夹角-135度
风海流的副效应：上升流与下降流
上升流与下降流产生的原因：辐散与辐聚
Ekman漂流是水平湍流摩擦力与科氏力达到平衡的海水运动 Ekman漂流引起的海水输送在北半球指向右侧、南半球指向左侧 —
l 海洋中的辐聚和辐散带的形成 —

l 北赤道流和南赤道流—
都是典型的风生环流；自东向西逐渐加强；下部有强大的跃层存在 ，跃层以上温暖高盐的表层水。溶解氧含量高，营养盐低；赤道流是高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系
l 赤道逆流、赤道潜流：对应赤道无风带，平均位置在3°~10°N之间。逆流区有充沛的降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。它与北赤道流之间存在辐散上升运动，水色和透明度也相对降低。

l 西风漂流、南极绕极流、南极东风漂流
l 大洋海洋表层、次表层、中层、深层和底层水的来源
大洋表层水：在赤道海区，盐度较低的表层海水只涉及很浅的深
大洋次表层水：由南北半球副热带海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水。
大洋中层水：在高盐次表层水以下，是由南、北半球中高纬度表层下沉的低盐水层，称为大洋中层水
大洋深层水：主要由北大西洋格陵兰南部的上层海洋中形成，贫氧
大洋底层水：南极大陆边缘的威德尔海罗斯海其次为北冰洋的格陵兰海与挪威海。高密。不可能为北冰洋海水，因为白令海峡很浅，不可能进入太平洋。
第八章
第八章 回顾
l 波动特点共同点：是信号（能量）的传播而不是物质的传播
波动要素：波峰(谷)crest(trough)、周期T wave period、波长λwavelength、波高H wave height、波陡H/λ wave steepness 、• 波峰线，波向线 Wave fronts, direction of propagation of waves
l 海洋中的波动类型
按照成因划分： • 海浪：由风引起的重力波 • 潮波：引潮力引起 • 海啸：海底地震引起
动力机制： • 开尔文波、罗斯贝波
按相对水深： • 深水波、浅水波
按波形传播： • 前进波、驻波
按发生位置： • 表面波、内波、边缘波
l 深水波和浅水波
• 深水波:当水深 d 大于半个波长时 波速与波长有关 频散波！
• 浅水波:当水深 d 小于波长的1/20时 波速与波数无关， 只与水深有关 非频散波！
波峰波谷处铅直速度为零。波峰处有正的最大水平速度，波谷处有负的最大水平速度。
在平均水面水平速度为零，铅直速度最大。且在峰前谷后向上 辐散，谷前峰后向下 辐聚
l 驻波Standing waves Standing waves：波形不传播。波腹：波面具有最大的升降，波腹处只有水质点的铅直分量，与波面升降方向相同；波节：无升降；波节处只有水质点的水平运动分量，其方向指向波面上升的一侧
波群wave group wave group：深水波的群速为波速的一半，浅水波群速与波速相等
l 风浪： 波峰尖削，在海面上分布很不规律，波峰线短，周期小，但风大时常常出现破碎现象，形成浪花。
涌浪：波面较平坦、光滑、波峰线长，周期、波长都比较大，在海水传播比较规律
l 线性波动的质点在深水和浅水中的轨迹
深水波中：水质点速度和轨迹半径都随深度的增加呈指数减少
浅水波总：水质点为椭圆，随深度增长长轴几乎不变，短轴迅速减少，近海岸几乎往复运动。
l 海洋内波：恢复力为约化重力，内波恢复力很弱，使其运动比表面波慢得多
海洋内波的特点：上下两层海水水平运动方向相反，同一层流速方向相反，形成辐聚与辐散；波动频率介于惯性频率和浮力频率之间；最大振幅出现在海面以下。
l 离岸流的间隔与破碎带宽度成正比
第九章
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。
海面铅直涨落：潮汐 海水水平方面的流动：潮流
分类：正规日潮、不正规日潮、正规半日潮、不正规半日潮
平衡潮—潮汐静力理论
基本假设1地球为一个圆球，表面被等深的海水覆盖，
2海水没有粘性和惯性，海面能随时与等势面重叠。
3海水不受科氏力和摩擦力的作用。
基本思想：考虑引潮力后的海面变成了长轴指向月球的椭球—潮汐椭球，由于地球的自转，地球的表面相对于椭球形的海面运动，造成了地球表面固定点的发生的周期性的涨落而形成潮汐。
潮汐静力理论结果
• 在赤道上永远出现正规半日潮。
• 当月赤纬不等于0时，两极高纬度地区出现正规日潮。
• 当月赤纬不等于0时，其它纬度上出现日不等现象，越靠近赤道，半日潮的成分越大，越靠近两极，日潮的成分越大。
如果同时考虑月球和太阳对潮汐的效应，在半个朔望月内，将出现一次大潮和一次小潮，即潮汐具有半月变化的周期。
• 大潮称为朔望大潮，此时月亮和太阳引起的潮汐椭球长轴相合。
• 小潮称为方照小潮，此时月亮和太阳引起的潮汐椭球长轴正交。
• 太阴平衡潮潮差最大值为54cm，太阳平衡潮潮差最大值为24cm。
• 由平衡潮理论得到的最大潮差为78cm。
对潮汐静力理论的评价
贡献：1利用引潮力解释潮汐的发生
2给出的周期变化与实际基本相符
3给出的潮差与实际大洋的潮差相近
4用分潮可以很好地解释潮汐的组成
缺点：1 假定整个地球完全被海水包围
2没有考虑海水的运动和惯性
3浅海的潮差与理论相差较大
4由于不涉及海水的运动，不能解释潮流现象
5无法解释封闭海湾内的无潮点、等潮时线绕无潮点顺或反时针旋转、两岸潮差不等现象
6无法解释赤道和低纬度海区的日潮现象
7实际的朔望大潮常发生在朔望日之后2天左右，迟后的天数称为潮龄
潮汐动力理论
1) 对于海水来说，只有水平引潮力才是最重要的
2) 海洋潮汐实际指海水在月球和太阳水平引潮力作用下的一种潮波运动，即水平方向的周期运动的海面起伏的传播
3) 海洋潮波在传播过程中，除了受引潮力的作用之外，还受到海陆分布、海底地形、科氏力及摩擦力等因素的影响