海洋科学导论知识点总结大全_海洋科学导论题库及答案「建议收藏」

海导复习

一 绪论

1.研究对象
世界海洋及与之密切相关联的大气圈、岩石圈、生物圈。特点具有：特殊性与复杂性；物理系统：水-汽-冰三态的转化无时无刻在进行中；自然系统：具有多层次耦合的特点。
2.研究特点（特殊性）
依赖观测；数学分析工具的应用；学科分支细化与相互交叉、渗透并重。

二 海洋概观

1.地球圈层的构成
地球是一个同心圈层结构的非均匀体。以地球固体表面界分为内圈和外圈。
外圈：岩石圈、大气圈、水圈、生物圈
内圈：地壳、地幔、地核
2.世界大洋划分，中国海划分
世界大洋：通常分为四大部分：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋。此外，从海洋学的角度（而不是从地理学）一般把三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋或南极海域
中国海：
3.海岸带的定义、构成
定义：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
构成：1、海岸（潮上带）：高潮线加上狭窄的路上地带，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
2、海滩（潮间带）：高低潮之间的地带，高潮时被水淹没，低潮时露出水面
3、水下岸坡（潮下带）：低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分
4.大陆边缘概念、构成
概念：大陆边缘是大陆与大洋之间的过渡带，按构造活动性分为稳定型和活动型两大类
构成：1、稳定型大陆边缘没有火山，也极少有地震活动，由大陆架、大陆坡和大陆隆组成，以大西洋两侧的美洲和欧洲、非洲大陆边缘比较典型
2、活动型大陆边缘是漂移大陆的前缘，属于板块俯冲边界，具有强烈而频 繁的地震和火山活动，集中分布在太平洋东西两侧，故又称太平洋型大陆边缘
5.海洋沉积分类
1.海滨沉积
①海滩沉积（波浪控制） ②潮坪沉积（潮汐控制） ③沙坝—泻湖沉积 ④河口湾沉积（径流、潮汐、波浪控制） ⑤三角洲沉积（径流量与输沙量）
2.大陆架沉积（潮汐、风暴）
3.大陆坡—陆隆沉积（板块运动、热盐环流）
4.大洋沉积（自然沉降）

三 海水（海冰）物理性质

1.海水基本物理属性
①主要热性质：
热容：海水温度升高1K吸收的热量（J/K）
比热容：单位质量海水的热容。单位：J（K×KG）
e.g.①海水的比热容较大
海水比热：3890 ；海水密度：1025 ，
空气比热：1000 ；空气密度：1.29
②海水和大气的比热容相差4倍，而热容量相差巨大
③1m³海水降低1℃放出的热量可使3100m³的空气升高1℃。
④比热容是海水温度、盐度和压力的函数
⑤定压比热容（Cp）：保持压力不变的情况下的比热容
⑥定容比热容（Cv）：保持体积不变的情况下的比热容
⑦一般而言Cp/Cv=1~1.02
⑧常用定压比热
⑨一般而言，Cp随盐度的增大而减小，低温低盐时，Cp随温 度升高而减小，高温高盐时，Cp随温度升高而增大。
热膨胀：①热膨胀系数（温度升高1K单位体积海水的增量），是T、S、P的函数
②海水的热膨胀系数比纯水大，且随T、S和P的增大而增大；低温低盐时，海水的热膨胀系数为负值，说明当温度升高时，海水收缩
③热膨胀系数正负转变时对应的密度最大（随S越大而降低）
④膨胀系数随压力的增大在低温时更为明显
压缩性：①压缩系数（单位体积海水，压力增加1Pa体积的负增量）
②压缩系数随温度、盐度和压力增大而减小
③分为等温压缩、绝热压缩过程
④研究中通常视为不可压流体
⑤海水的压缩性在海洋声学中却是个重要参量，是声波传播的关键，而声波探潜是反潜的关键技术（海洋中只有声具有强大的穿透力）
绝热过程：①绝热变化：与外界没有热交换
海水绝热下沉时，压力增大使体积缩小，导致温度升高
海水绝热上升时，压力减小使体积膨胀，导致温度降低
②海水绝热温度变化随压力（深度）的变化率称为绝热温度梯度，海洋的绝热温度梯度平均为0.11℃/km
位温、位密（某一深度海水绝热上升到海面时所具有的温度称该深度海水的位温。海水微团此时相应的密度称为位密）
蒸发潜热：①蒸发过程（水变成同温度汽的过程）
②比蒸发潜热（L）：1Kg水变成同温度汽所吸收的热量。
③比蒸发潜热受盐度影响很小，可只考虑温度的影响（蒸发潜热随温度增大而减小）
饱和水气压（水变汽和汽变水过程达动态平衡时具有的水汽压）
①对纯水而言，饱和水汽压是指水分子由水面逃出和同时回到水中的过程达到平衡时水面上水汽所具有的压力
②对海水而言，由于盐度存在，则单位面积海面上平均水分子数目要少，限制了海水蒸发，使饱和水汽压降低
③海面蒸发量与海面上水汽压与饱和水汽压的差成正比，饱和水汽压小不利于蒸发
④影响蒸发的因素：温度、表面积和风速
热传导：①相邻海水温度不同时，热量由高温向低温转移
②分子热传导：分子的随机运动引起，与海水性质有关，量级为10-1
③湍动/涡动热传导：与海水的运动状况有关，量级为102~103
沸点身高和冰点降低：①海水沸点和冰点与盐度有关，随着盐度增大，沸点升高而冰点下降
②海水最大密度温度与冰点温度都与盐度有关，且随盐度增加而降低

②主要力学性质：
粘滞性：①当相邻两层海水做相对运动产生切应力。
②由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动（湍流），在两层海水之间便有动量传递。
e.g.切应力：两层流体相对运动
①单纯由分子运动引起的粘性系数非常小，一边可以忽略，而湍流引起的涡动粘性系数较大
②海洋中以湍流引起的涡动粘性为主。
③分子粘性对海-气界面物质交换过程非常重要。
④分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系数则与海水的运动状态有关 。
渗透压（被半渗透膜分开的海水和淡水，淡水一侧的水慢慢渗向海水一侧，达到平衡状态时膜两边的压力差，称为渗透压）：随海水盐度的增高而增大
e.g. 海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜，渗透压对海洋生物的生存十分重要，尤其是深海生物
表面张力（液体自由面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力使自由表面趋向最小，这就是表面张力）：①小昆虫因张力存在而可以水面行走
②液体(0度以上时)表面张力最弱的是酒精
③海水的表面张力随温度的升高而减小，随盐度的增大而增大。
④表面张力对海面毛细波和海浪的生成至关重要
密度：①密度和比容：单位体积物体的质量是密度；单位质量物体的体积是比容。都是温盐压的函数

  ②现场密度：一定温盐压下，海水具有的密度
  ③条件密度：海面（标准大气压条件下）海水仅为温度、盐度函数
  ④密度测量：表层海水的密度可以直接测量，但海面以下深层的海水密度至今尚无法直接测量。
  ⑤状态方程：一个大气压国际海水状态方程   适用范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42

高压国际海水状态方程 适应范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42，海压0～108Pa，压力匹配因数n=10-5
2.海冰基本物理属性，海冰形成条件和过程
基本物理性质（未定义的同上）：热容、比热容 热膨胀 压缩性 绝热过程 位温 蒸发潜热和饱和水气压 沸点身高和冰点降低
热传导：海冰的热传导系数小于纯水冰的热传导系数；海冰的热传导系数小于海水的热传导系数。海冰称之为“海洋皮袄”
比热：纯水冰的比热随温度变化小
 T=-20C C=2.01×103
 T=-200C C=1.96×103
海冰的比热
 当T一定时，C～S成正比；
 当S一定时，C～T成正比。
密度（海冰的密度小于海水的密度，其大小在很大程度上取决于其中的 空气量和盐量）
状态方程
海冰的形成条件和过程
①结冰条件：冰点温度，结晶核
②结冰过程
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
高盐海水：Tf>Tmax
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
结冰时，一些海水被困在冰中，结冰速度越快，俘获的海水越多
海冰发展过程：初生冰→尼罗冰→饼状冰 .or. 初期冰→一年冰→多年冰

四 世界大洋热量和水量平衡

1.影响海面热收支的主要因子，以及各个因子的影响因素
①主要因子：太阳辐射Qs、海面有效回辐射（红外）Qb、蒸发或凝结潜热Qe和感热交换Qh
太阳辐射Qs：射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和
海面有效回辐射（红外）Qb：海面水温，海上的水汽含量和云的特征。
蒸发或凝结潜热Qe：大气中水汽垂直分布，水汽温差，风速
感热交换Qh：海面风速和海-气温差（不同海区和不同季节，海-气的感热交换有明显差别，一般冬季比夏季交换量大）
2.长波辐射、短波辐射基本概念
长波辐射：大气发射的能量主要集中在4~120微米波长范围内的辐射
短波辐射：波长短于3微米的电磁辐射
3.蒸发潜热影响因素及其全球分布特征
影响因素：1—①
全球分布特征：赤道海区的蒸发量较小（空气中的相对湿度大，风速小）；高纬度海区蒸发量小（气温低，大气容纳水汽的能力小）；副热带海区（中纬度）蒸发量大（气流下沉区、空气干燥、气温高、风速较大）；蒸发量最大的海区在大洋西北部的湾流和太平洋的黑潮区
4.影响全球海洋水量平衡的因素
收入：降水（Precipitation）、陆地径流（Runoff）和融冰。
支出：蒸发（Evaporation）和结冰；结冰和融冰基本达到平衡。

五 海洋的温度、盐度和密度

1.控制温盐密的因素，温盐密之间的关系
一、温度
①温度控制因素：表层水温分布，主要决定于太阳辐射分布（最关键因素）、大洋环流、所处地理位置、大洋形状。在极地海域，结冰与融冰也起重要作用
②海洋表层水温的水平分布：东西两岸水温有差别；东、西边界等温线弯曲；两岸弯曲方向相反；寒暖流交汇处等温线密集副热带到温带区，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲，大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点相反，即大洋东部较大洋西部温暖
③海洋水温的铅直分布：温度自海面向海底随深度的增加呈不均匀递减；上层等温线密，温度垂直梯度大；深部垂直梯度小，水温趋向均匀。
④大洋主温跃层：低中纬海区，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
⑤主温跃层的分布特征：1.主温跃层的深度随纬度大体呈“W”形状分布。
2.在赤道海域，主温跃层深度约为300m左右；
3.在副热带海域下降，在北大西洋海域（30ºN）扩展到800m；在4.南大西洋（20ºS）有600m;
5.由副热带海域开始向高纬度海域又逐渐上升；
6.极地海域不出现主温跃层。
7.赤道附近西边深东边浅。
⑥海洋上混合层（由于受动力（风、浪、流等）因素或浮力引起的上下对流作用，引起强烈的湍流混合，在大洋表层形成一个温度铅直梯度很小、几近均匀的水层。）：
1.夏季，低纬海区上混合层的厚度不超过100m,赤道附近只有50-70m。
2.冬季混合加深，低纬海区可达150-200m，中纬地区甚至可伸展至大洋主温跃层。
⑦季节性温跃层（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。）：
1.强度、厚度、深度随着季节变化。
2.春季出现、夏季增强、秋季减弱、冬季消失。
3.在亚极海域，冷、暖水区海面的交汇处，水温梯度非常大，形成极锋。
4.在极锋向极一侧，只有季节性温跃层，冬季甚至在上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右，夏季表层增温后，会形成所谓“冷中间水”。
5.冬季为何形成逆温现象？水团的深度取决于其密度（若海水最大密度对应温度为3ºC，则2ºC海水可位于3ºC海水之上）。
⑧水温的日变化：1.日较差：最高温与最低温之差。
2.日变化：很小，南半球夏季变幅一般不超过0.3ºC。
3.影响因素：太阳辐射、湍流、内波、潮流等。
⑨表层水温的日变化：晴天比多云大；无风比有风大；低纬比高纬大；夏季比冬季大；近岸比外海大
⑩深层温度的日变化：表层水温的日变化，通过海水内部的热交换向深层传播；
变幅随深度增加而减小，位相则落后；
密度跃层的存在，会阻碍日变化的向下传递；
内波会导致铅直方向的温度变化；
在近岸海区，潮流对水温有重要影响。
二、盐度
①表层盐度水平分布：盐度具有纬向带状分布，经向上呈马鞍形双峰分布；
在寒暖流交汇区域及地面径流冲淡海域，盐度梯度特别大；
盐度最高值和最低值一般出现在大洋边缘海盆中；
冬季与夏季盐度分布特征相似，只在季风影响特别显著的海域，盐度有较大的差异；
大西洋有很多河流注入，为何其盐度反而高 （蒸发水汽进入太平洋）
②深层盐度水平分布：盐度的水平差异随深度的增大而减小。在500m深层，整个大洋的盐度水平差异约为2.3，高盐中心移往大洋西部。1000m深层约1.7，至2000m深层则只为0.6。大洋深处的盐度几近均匀分布
③盐度的铅直分布：中低纬海区：存在明显的盐度跃层；
极 地 海 区：冬季无明显的盐度跃层，夏季会出现盐度跃层。
在赤道海区，盐度较低的表层海水只涉及很浅的深度。
大洋次表层水在表层水之下，具有大洋铅直方向上最高的盐度，是由南、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：在高盐次表层水之下,是由南、北半球中高纬度表层下沉的低盐水层。
大洋深层水：形成于大西洋北部海区表层以下，盐度值稍高于底层水，位于底层水之上向南扩展。
世界大洋的底层水：主要源地是南极大陆架上的威德尔和罗斯海盆等。
三、密度（温度、盐度和压力的函数）
①深层水平分布：随着深度的增加，密度的水平差异不断减小，至大洋底已相当均匀；
平均而言，温度对密度变化的影响比盐度大；
海水密度随深度增加而不均匀地增大。
②密度铅直分布：随深度增加而不均匀的增大；
主要受温度影响，与主温跃层对应，出现密度跃层；
热带表层海水密度小，密度跃层强度大；
副热带表层海水密度增大，密度跃层强度相对减弱；
极锋向极一侧，不存在跃层（表面密度大），个别海域形成浅而弱的密跃层（降水、融冰）；
在浅海，随着季节性温跃层的生消也会存在密度跃层的生消过程。

六 大气环流

①地球大气的铅直分层：最常用的分层方法是按大气的温度结构分层（即铅直温度梯度的方向），把大气分成：对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层。各层之间分别由称为“顶”的隔层（如对流层顶）分开。
（1）对流层：对流层厚度大约10km；
温度随高度增加而降低；
铅直混合强；
对流层集中了大气质量的3/4和几乎全部水汽；
主要天气现象和过程几乎都发生在这一层；
对流层高度低纬度地区比高纬度高，在同一地区，则夏天高、冬天低。对流层顶（温度平均递减率为2K/km时对应的最低高度，即为对流层顶）
（2）平流层：由对流层向上到50km左右的气层；
平流层的底层温度随高度无大变化，上部的温度随高度增加而增大；
平流层包含臭氧层，臭氧层在25km左右浓度最大；
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
（3）中间层： 从平流层顶到80-85km高度的气层；
中间层的温度随高度升高而降低得很快，是大气中最冷的部分；
中间层内有强烈的铅直运动；
平流层和中间层约包含了大气质量的1/4；
水汽极少，但高纬黄昏前后偶尔存在夜光云。
（4）热成层：暖层亦称热成层，温度随高度升高，是大气中温度最高的层
大气热量的传输主要靠热分子传导过程，由于分子稀少，传导效率低。
（5）散逸层：热成层以上的大气边缘层
②气象要素：表示大气中物理现象与物理过程的物理量。以气温、气压、湿度和风最为重要
（1）气温表示大气冷热程度的物理量，实质是空气分子平均动能的体现。
温标：摄氏、华氏和开氏。
通常所说的地面气温是指离地面1.5m高度上百叶箱所测得的温度。
分布：受太阳辐射、海陆分布、陆地表面特征和地面地形、环流作用等影响。
热带温度最高，最冷的地区是冬季的西伯利亚和加拿大的东北部以及全年中的南极洲。
（2）大气压强简称气压，指观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱的重量
气象学上规定，将温度为0ºC时、纬度为45度的海平面的气压作为标准大气压，称为1个大气压。其值为760mm水银柱高，或相当于1013.25 hPa
国际单位制用“帕（Pa）”，气象学上常用百帕（hPa）
地面气压值在980-1040 hPa之间
观测仪器：水银气压表和空盒气压计
由于地表非均一及动力、热力影响，气压水平方向上不呈简单纬向分布。可分为高低压、低压区、高压脊、低压槽等。
（3）湿度：大气中水汽含量的比例。有多种表示湿度的参数。
水汽压：湿空气中，由水汽所引起的那一部分压强称为水汽压。
饱和水汽压：当温度一定时，若从纯水的水平面逸入空气中的水分与空气中进入水面的水分达到平衡时，此时水汽所造成的那部分压强称为饱和水汽压，用E表示。饱和水汽压随温度升高而增大。
露点温度：湿空气等压降温到饱和时的温度。
温度露点差：气温与露点温度的差，代表相对湿度。
（4）空气相对于地面作水平运动即为风。
风是矢量，需要风速和风向来描述。
风向是指风的来向。气象上用16个方位。
风速的单位用m/s或km/h。国际上通用蒲福风力等级表。
③全球气压带、风带分布

④大气环流（径向和纬向）
在南北半球沿经圈各有3个闭合环流圈。
热带和极地各有一个直接环流圈，分别称为哈得莱（Hadley）环流和极地（Polar）环流。
在两个直接环流圈之间的中高纬度地区存在一个与直接环流相反的闭合环流圈，称为间接环流圈或费雷尔（Ferrel）环流。

⑤季风
季风(monsoon)是大范围盛行风向随季节有显著变化的风系。
形成主要因素: (1)海陆温度对比的季节性变化；(2) 地球上行星风系的季节性南北移动所致; (3)青藏高原大地行影响，其与海陆之间热力差异类似。
全球有三个大的季风区，分别为印度季风区、东亚季风区和西非季风区。
（1）印度季风区：印度季风又称为南亚季风，其主要是因行星风带季节性位移引起。
（2）东亚季风区：东亚季风主要因海陆热力差异而形成，是世界上最强盛的海陆季风。
风区范围包括南海及西北太平洋沿岸地区 。
区别：
 成因：南亚—行星风带季节性位移；东亚—海陆差异；
 强度：南亚—冬季风弱于夏季风；东亚—冬季风强于夏季风；
 发生快慢：南亚—夏季西南季风来得很快，气象学上称为季风爆发；东亚—夏季风到来很慢，冬季风来得很快。

热带辐合带：热带辐合带（ITCZ）又称赤道辐合带，是赤道低压带两侧南北半球信风形成的气流辐合带。它构成Hadley环流的上升支。
副热带高压：在南北半球的副热带地区，存在着副热带高压带，它是由若干高压单体组成的，这些单体统称为副热带高压。
热带气象：

七 海洋环流

海流：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
由风引起的海流称为风海流或漂流；由温盐变化引起的称为热盐环流；从受力又分为地转流、惯性流等等。
一、地转流：水平压强梯度力与科氏力达到平衡时的稳定流动。面向地转流方向（与地转风一样）
流速：与等压面和等势面的夹角的正切成正比，与科氏参量成反比。
流向：沿两面的交线流动, 北半球流向偏在压强梯度力水平分力右方90°。

二、风海流（漂流）
1.埃克曼无限深海漂流理论
基本假设：稳定风场；无限广阔的深海；密度均匀；海面水平；不考虑科氏力随纬度的变化；仅考虑科氏力与湍流导致的水平湍切应力，且假定铅直湍流粘滞系数Kz为常数。
注：表层流速最大，理论上讲，表面流向右偏离风向45°，但实际要小于该角度。
2.浅海风海流（深度有限，海底摩擦必须考虑时的无限深海漂流）的基本特征
水深越浅，从上层到下层的流速矢量越是趋近风矢量的方向；
理论计算表明当h/D>2时，则可作为无限深海的情况处理；
浅海风海流存在岸、底摩擦;
水体输送: 沿风向和垂直风向都有。
3.上升流和下降流（海洋有界，风场并非均匀变化）
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。
由Ekman漂流理论，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐聚或辐散，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升。冷水上升将改变局地天气，易于形成海雾、大气稳定、少雨。美国加利福尼亚和秘鲁沿岸是著名的上升流区，上升流提高生物生产力，有利于渔业生产。
注：上升流和下降流也被称为风海流的副效应。
Ekman泵：Ekman输送使得海水在某些海域辐聚，某些海域辐散，从而在Ekman层底部产生铅直方向的速度，使海水流入或流出Ekman层，这种现象称为Ekman泵。

三、风生大洋环流
P165

四、热盐环流
定义：由密度(温度/盐度)变化引起的环流被称为热盐环流，主要占据大洋的中下层，相对于风生环流而言，流速较小(无法直接测定)，具有全球大洋的空间尺度。

风生环流与热盐环流的区别
1.驱动力不同：风、热和水通量。
2.作用区域有所区别：风生环流限于大洋的上层，即在温跃层以上，热盐环流主要集中在大洋的深层。
3.所占比例：全球大洋10%的水体受风生流的影响，90%的水体受热盐流的影响。流动相当缓慢（<1cm/s）。
4.时间尺度：热盐环流的时间尺度是千年量级。

世界大洋主要水团及特点
• 表层水：具有高温、相对低盐特性，其源为低纬海区密度最小的表层暖水本身。
• 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，其下界为主温跃层，南北范围在南北极锋之间。
• 中层水：具有低盐特性深度约在1000-2000m范围，但地中海水、红海—波斯湾水是高盐的。
• 深层水：贫氧是其主要特性。深度大约在2000-4000m。
• 底层水：源于极地海区，具有最大的密度。

八 海气相互作用

海气相互作用是指海洋和大气之间发生的能量和物质交换过程
范围：大尺度和小尺度的相互作用过程。
小尺度过程：如海浪、风海流、风暴潮——大气向海洋动量传递；大气热收支、大气中水循环——海洋向大气输送热量和物质。
大尺度过程：如ENSO事件。

气候系统的组成
定义：由五个主要分量构成的综合系统，分别为大气圈、水圈（海洋）、冰雪圈、岩石圈和生物圈。各个子系统之间通过物质交换和能量交换，紧密地联系成一个开放系统。

海洋是地球气候系统的最重要组成部分，主要是由于海洋具有如下性质：
1.全球海洋吸收的Qs占进入大气顶的总Qs的70%左右。因此，海洋，尤其是热带海洋，是大气运动的重要能源。
2.海洋有着极大的热容量。相对大气运动，海洋比较稳定，海水的运动和变化比较缓慢。
3.海洋是地球大气系统总CO2最大的汇。

海洋在气候系统中的作用
1.海洋对大气系统热力平衡的影响——向大气输送热量
2.海洋对水汽循环的影响，大气中水汽量的85%由海洋提供。尤其低纬度海洋，是大气水汽的主要源地。
3.海洋对大气运动的调谐作用
4.海洋对温室效应的缓解作用

Bjerknes正反馈机制：赤道纬向风、纬向温度梯度、温跃层倾斜之间的正反馈作用称为Bjerknes正反馈机制。
大洋赤道东西方向SST差异，增强了赤道东风和沃克环流，又进一步增强了暖水向西输送，使赤道东西方向的SST梯度进一步增强，增强赤道东风和沃克环流；

厄尔尼诺 (El Niño) 和南方涛动(Southern Oscillation)合并为ENSO。
厄尔尼诺（西班牙文EL-Nino是“圣婴”的意思）分为厄尔尼诺现象和厄尔尼诺事件。厄尔尼诺现象是发生在热带太平洋海温异常增暖（0.5°C）的一种气候现象。大范围热带太平洋增暖，会造成全球气候的变化，但这个状态要维持3个月以上，才认定是真正发生了厄尔尼诺事件。
拉尼娜是西班牙语“La Niña”——“小女孩，圣女”的意思，是厄尔尼诺现象的反相，也称为“反厄尔尼诺”或“冷事件”，它是指赤道附近东太平洋水温反常下降的一种现象，表现为东太平洋明显变冷，同时也伴随着全球性气候混乱，总是出现在厄尔尼诺现象之后。
南方涛动是指热带东太平洋地区与热带印度洋地区气压场反相变化的跷跷板现象。

ENSO对大气的影响
• ENSO对大气环流的影响
由于赤道东太平洋SST异常(El Niño现象)，大气中的Hadley环流将会增强。ITCZ(热带辐合带)的位置有明显的南移趋势，这必将影响西太平洋热带气旋运动。
对西太平洋副热带高压活动有明显的影响。与厄尔尼诺年ITCZ位置偏南相匹配，西太副高也偏南。而在拉尼娜年副高脊线较常年偏北。
• ENSO对气候的影响
厄尔尼诺对环赤道太平洋地区的气候影响最为显著。在厄尔尼诺年，从赤道中太平洋到南美西岸异常多雨，洪涝频发，而太平洋西部（印度尼西亚、澳大利亚一带）则出现严重干旱。
• ENSO对热带气旋的影响
厄尔尼诺年太平洋的台风数会减少（从正常年的29个减少到26.4个）
• ENSO对我国气候的影响
①厄尔尼诺年，东亚夏季风减弱，中国夏季主要雨带偏南，江淮流域多雨的可能性较大，而北方地区特别是华北到河套一带少雨干旱。拉尼娜年大致相反。
②在厄尔尼诺年我国常常出现暖冬凉夏，特别是我国东北地区由于夏季温度偏低，出现低温冷害的可能性较大。拉尼娜年我国则容易出现冷冬热夏。
③在西太平洋和南海地区生成及登陆我国的台风个数，厄尔尼诺年比常年少，拉尼娜年比常年多。

北大西洋涛动：北大西洋上两个大气活动中心（冰岛低压和亚速尔高压）的气压变化为明显负相关，两者呈现跷跷板现象，称之为北大西洋涛动。
北太平洋涛动是指北太平洋海平面气压场在南北方向上的反相变化，位于60N附近的阿留申低压与30N附近的夏威夷高压之间的跷跷板现象。
北极涛动：又称北半球环状模（NAM），是指北半球中纬度地区（约北纬45度）与北极地区气压反位相变化的“跷跷板”异常变化。
南极涛动：又称南极环状模（SAM），是指南半球中纬度和高纬度两个大气环状活动带之间大一种全球尺度的“跷跷板”结构。
太平洋年代际振荡是描述北太平洋年代际振荡现象，热带中东太平洋海表温度与北太平洋中部海表温度之间的关系。
印度洋偶极子(IOD)：1999年由Saji等提出热带印度洋东西海温距平符号相反的分布，称为印度洋偶极子(IOD)。

九 海洋中的波动现象

相速度：是指波的相速度或相位速度，或简称相速。
群速度：是指波振幅外形上的变化（称为波的“调变”或“波包”）在空间中所传递的速度。

海洋中的波动类型
按照动力机制成因划分：
海浪：由风引起的水重力波
潮波：引潮力引起
海啸：海底地震等引起
风暴潮：气压骤降引起的
开尔文波：边界和科氏力作用
罗斯贝波：科氏参量随纬度变化 按相对水深（波长）
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

海浪
波峰(Crest)
波谷(Trough)
波长: λ
波高(有效波高) : H （H1/3）
振幅:a=H/2 • 周期: T
波陡: δ=H／λ （超过1/7，海浪就会破碎），波高与波长之比
波峰线：波动沿x方向传播，波峰在y方向上形成的一条线
波向线：与波峰线垂直指向波浪传播方向的线
波速: c =λ／T
浪基面：1/2 λ
海浪恢复力：重力。
海浪具有周期性：波长一般从几厘米到几百米。
随机性：周期、波高、波长随机变化。

小振幅重力波
理论假设前提：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。
小振幅重力波理论下水质点运动特征
浅水波：水质点运动轨迹为椭圆，随深度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做周期性往复运动。
深水波：水质点的运动速度和轨迹半径都随深度的增大而呈指数减小。当达到一个波长的深度时波动已消失。
水深对小振幅重力波运动的影响：浅水波仅与水深有关；深水波仅与波长有关

风浪与涌浪
风浪：一直处在风作用下的海浪。
涌浪：风停止、减弱、转向时的海浪或由其它海区传来。

波动特征
风浪：波面不规则、波峰陡、波谷光滑、波峰线短、浪大时有白浪。
涌浪：波面光滑、波峰线长、传播距离长。
风时（duration）：稳定的风持续吹送在海域的时间。
风区（fetch）：稳定的风持续吹送的海域距离。
离岸风时,离岸近浪小,离岸远,浪大。一般而言，离岸浪比向岸浪的风区要短。

海洋内波：海洋内部发生的波动现象
产生条件：
• 流体密度稳定分层
• 内部流体受到扰动，有激发源
海洋内波的恢复力：频率较高时是弱化重力(重力与浮力之差)；当频率低至接近惯性频率时主要是科氏力，此时称为惯性-重力波。因此内波也叫内重力波或内惯性-重力波。
内波的特征：
1.观测表明，无论内波的产生原因如何，内波谱具有很好的相似性；
2.运动比表面波慢得多，具有相同波长的界面波与表面波波速比约为1/20(慢镜头)。
3.振幅比表面波大，相同能量激发的内波比表面波振幅大30倍；最大振幅出现在海洋内部。

内潮波(海洋中最常见的内波) 生成条件
能源：潮汐 激发源：海底变化的地形 载体：稳定层化的海水

海啸是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
海啸的特征
• 速度快：地震发生的地方海水越深，海啸速度越快。
• 海啸相邻两个浪头的距离也可能远达500到650公里, 在海洋的传播速度大约500~1000km/小时。
• 近岸浅水区波高突然增大：当海啸波进入陆棚后，由于深度变浅，波高突然增大，它的这种波浪运动所卷起的海涛，波高可达数十米，并形成“水墙”。

开尔文波是一种在海洋或大气中沿边界（海岸）或 波导(赤道)传播时，科氏力与由此边界效应产生的压强梯度力相平衡的低频长波
特征：• 开尔文波是发生在海洋或大气中，被地形边界俘获的平衡科氏力的波动现象，是一种低频长重力波。
• 开尔文波的一个特征是非频散性，即相速度、波能群 速度与频率无关，在所有频率时均相等，波形传播保持不变(浅水长波)。
• 开尔文波可分为赤道开尔文波和海岸开尔文波两大类（赤道处f=0，可视为边界）

罗斯贝波：由于地球自转和地球曲率，使位涡随深度和纬度发生改变，导致大尺度振荡。
特征：• 罗斯贝波又称为行星波，是一种远小于惯性频率f 的低频波，其恢复力是科氏力随纬度的变化。
• 叠加在大尺度的纬向流动上，南北方向的起伏和振荡。
• 稳定的罗斯贝波传播方向始终向西。
• 正压罗斯贝波传播速度与水深无关，典型速度为50m/s，跨越海盆只需几天。
• 斜压罗斯贝波传播速度与水深有关，典型速度只有几厘米每秒，跨越海盆需10年。

十 潮汐

潮汐潮流：海面作周期性的涨落称为潮汐，海水周期性的水平流动叫潮流。
月球引潮力：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。

潮汐静力理论
基本假设：
• 地球为一个圆球，表面被等深的海水覆盖，不考虑陆地的存在
• 海水没有粘性和惯性，海面能随时与等势面重叠
• 海水不受科氏力和摩擦力的作用
贡献：
• 利用引潮力解释潮汐的发生
• 给出的周期变化与实际基本相符
• 给出的潮差与实际大洋的潮差相近
缺点：
• 假定整个地球完全被海水包围。
• 没有考虑海水的运动和惯性。
• 浅海的潮差与理论相差较大。
• 由于不涉及海水的运动，不能解释潮流现象。
• 无法解释封闭海湾内的无潮点、两岸潮差不等现象。
• 无法解释赤道和低纬度海区的日潮现象。
• 实际的朔望大潮常发生在朔望日之后2天左右。

潮汐不等现象：两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等。
• 形成无潮点和旋转潮波的主要原因
中国近海潮汐形成和各海区主要潮汐类型
• 渤黄东海：主要是正规半日潮。
• 南海：主要是不正规全日潮。
风暴潮：是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降现象。
种类：
• 热带风暴风暴潮（台风、飓风）：夏秋季常见，多见于夏秋季节。特点是来势猛、速度快、强度大、破坏力强。
• 温带（气旋）风暴潮：多发生于春秋季节，夏季也时有发生。特点是增水过程比较平缓，增水高度低于台风风暴潮。
• 风潮：中国北方黄渤海地区所特有，在春、秋过渡季节，由寒潮或冷空气所激发的风暴潮。

十一 海水的混合和海洋细结构

海水混合的三种形式：分子混合、湍流混合和对流混合
• 层流是一种比较规则的流动，流体之间仅通过分子随机运动进行特性交换
• 湍流具有随机性、扩散性和能量耗散性的特点，流体之间通过分子集团的随机运动进行特性交换(雷诺数的物理意义)
• 湍流生成的两种主要机制：剪切生成和浮力生成
• 热量与盐量的分子双扩散效应，前者的分子扩散系数比后者大100倍
盐指现象：暖而咸海水置于冷而淡海水之上
形成原因：由于分子扩散导致上层海水降温降盐，下层海水增温增盐 由双扩散效应导致: 上层海水密度增大,下层密度减小 上层降温快，导致密度增大，当密度大于下层水密度时，上层水将带 着高盐水进入下层低盐水体中，出现盐指现象。
混合增密效应：两种温、盐不同的海水混合后，其密度大 于混合前两种海水的平均密度
在铅直方向上，海水温、盐、密存在小于1m的成层结构， 称之为细微结构。
形成细微结构的原因：双扩散、内波破碎、小尺度湍流

1.海洋观测方法
• 传统海洋调查船走航
• 卫星观测遥感观测
• 固定观测（浮标潜标）
• 移动观测（Argo观测计划、水下滑翔机）

2.现代海洋观测发展有哪些特点和趋势
手段方法上：移动观测、多手段多平台（多源）、立体观测、智能观测
通讯和信息传输上：实时高效、安全通讯和观测
科学上：精细化、多维度、多学科交叉等

今天的文章海洋科学导论知识点总结大全_海洋科学导论题库及答案「建议收藏」分享到此就结束了，感谢您的阅读。