第一部分：海洋科学基本知识

（一）海洋科学

1.[掌握]：海洋科学研究的对象

海洋科学是研究地球上海洋的自然现象、性质与其变化规律，以及和开发与利用海洋有关的知识体系。它的研究对象，既有占地球表面近71%的海洋，其中包括海洋中的水以及溶解或悬浮于海水中的物质，生存于海洋中的生物，也有海洋底边界——海洋沉积和海底岩石圈，以及海洋的侧边界——河口、海岸带，还有海洋的上边界——海面上的大气边界层等等。

[了解]：海洋科学的分支及海洋科学研究的特点

海洋科学体系既有基础性科学，也有应用与技术研究，还包括管理与开发的研究。属于基础性科学的分支学科体系，提法不尽相同，如有的认为应包括物理海洋学、化学海洋学、生物海洋学、海洋地质学、环境海洋学、海气相互作用以及区域海洋学等。应用与技术研究的分支有卫星海洋学、渔场海洋学、军事海洋学、航海海洋学、海洋声学、光学与遥感探测技术、海洋生物技术、海洋环境预报以及工程环境海洋学等。管理、开发研究方面的分支有海洋资源、海洋环境功能区划、海洋法学、海洋监测与环境评价、海洋污染治理、海域管理等。

海洋科学研究的对象及特点

海洋科学研究的对象是世界海洋及与之密切相关联的大气圈、岩石圈、生物圈。

它们至少有如下的明显特点首先是特殊性与复杂性。在太阳系中，除地球之外，尚未发现其它星球上有海洋。全球海洋的总面积约3.6×108km2，是陆地面积的2.5倍。在总体积13.7×108km3的海水中，水占96.5%。水与其它液态物质相比，具有许多独特的物理性质，如极大的比热容、介电常数和溶解能力，极小的粘滞性和压缩性等。海水由于溶解了多种物质，性质因而更特殊，这不仅影响着海水自身的理化性质，而且导致海洋生物与陆地生物的诸多迥异。陆地生物几乎集中栖息于地表上下数十米的范围内，海洋生物的分布则从海面到海底，范围可达1万米。海洋中的近20万种动物、1万多种植物、还有细菌和真菌等，组成了一个特殊的海洋食物网。再加上与之有关的非生命环境，则形成了一个有机界与无机界相互作用与联系的复杂系统——海洋生态系统。

其次，作为一个物理系统，海洋中水-汽-冰三态的转化无时无刻不在进行，这也是在其他星球上所未发现的。海洋每年蒸发约44×108t淡水，可使大气水分10～15天完成一次更新，势必影响海水密度等诸多物理性质的分布与变化，并进而制约海水的运动以及海洋水团的形成与长消。

第三，海洋作为一个自然系统，具有多层次耦合的特点。地球海洋充满了各种各样的矛盾，如海陆分布的不均匀、海洋的连通与阻隔。海洋水平尺度之大远逾数万千米，而铅直向尺度之小，平均水深只有3795m，两者差别实为悬殊。

（二）地球运动和结构

2.[熟悉]：科氏力（地球自转偏向力）的作用；

人们把参考坐标取在固定的地表，由于地球不停地在以平均角速度ω=7.292×10-5rad/s绕轴线自西向东自转，参考坐标系也在不断地旋转，因此它是一个非惯性系统。在研究海水运动时，必须引进由于地球自转所产生的惯性力，方能直接应用牛顿运动定律作为工具，从而阐明其运动规律。这个力即称为地转偏向力或称科氏力。当物体沿纬圈作东西方向运动时，也要受到科氏力的影响。除赤道上之外，沿纬圈向东运动的物体，其运动轨道向赤道方向偏移，而向西运动物体的轨道则向高纬方向偏移。

科氏力与地球自转产生的惯性离心力差别

海水被重力吸引在地面上，但由于地转所产生的惯性离心力使其稍有变形。在两极稍为扁平，在赤道处稍为膨胀，与地球各纬度的自转速度处在平衡状态中。

不妨把水面的这种变形理解为是一种由两极指向赤道方向的力引起的。它是由于地球绕轴旋转时所产生的惯性离心力从两极至赤道逐渐增大所致。它指向惯性离心力增大的方向。

由于地球向东旋转，这样在地球上向东运动的水质点，其线速度要比地球的旋转线速度快一点，这一速度增量使作用在水质点上的惯性离心力增大。水质点将要受一个指向赤道方向的力，使其在运动过程中的轨道不断偏移。只改变物体运动方向，不改变运动速度。

3.[掌握]：地球圈层结构及内部和外部圈层的构成

地球是一个具有同心圈层结构的非均质体，以地球固体表面为界分为内圈和外圈，内圈和外圈又可再分为几个圈层，每个圈层都有自己的物质运动特征和物理化学性质。

地球外部圈层

地球固体表面以上，根据物质性状可以分为大气圈、水圈和生物圈。

大气圈是包围着地球的气体，厚度有几万千米，总质量约5 136×108吨。由于受地心的引力，以地球表面的大气

最稠密（约有3/4集中在地面到100km高度范围内，1/2集中在地面至10km高度范围内），向外逐渐稀薄，过渡为宇宙气体，故大气圈无明确的上界。 大气有明显的可压缩性，其密度和压力与温度成反比，并与高度成反比，以海平面的密度和压力最大。根据温度和密度等大气物理特征可将大气圈自下而上分为对流层、平流层、中间层、热成层和外逸层，其中与人类关系最密切的是对流层和平流层。

水圈是地球表层的水体，占地球总质量的0.024%。其中绝大部分汇集在海洋里（占总水量的97%），另一部分分布在陆上河流、湖沼和表层岩石的孔隙中。此外，地球上的水还以固态水（两极和山地的冰川）或水汽的形式存在，其中冰川约占总水量的2%。陆上江河湖沼的水或直接、或通过水汽、地下水与海洋相通。所以地球上的水体构成了包围地球的完整圈层——水圈。水圈既独立存在，又渗透于大气圈、岩石圈和生物圈中，并在其间不断循环。水循环是地球外部圈层物质循环最重要的方式之一。

生物圈是地球上生物（包括动物、植物和微生物）生存和活动的范围。现代地球的大气圈、水圈和岩石圈构成了一个适宜生命存在的环境。

地球内部圈层结构

地球物理学家对天然地震波传播方向和速度的研究证明，地球内部物质呈同心层圈结构。在各圈层间都存在着地震波速度变化明显的界面（或称不连续面），其中最重要的界面有莫霍面（M面）和古登堡面（G面），它们把地球内部分为地壳、地幔和地核三大圈层。地幔又分为上地幔和下地幔，地核又分为外核和内核（图2-3）。根据地震波横波速度的变化， 地球上部进一步划分出软流圈和岩石圈（图2-3）。

地壳是指M面以上的岩石物质层，其厚度变化很大，从洋底的不足5km直至大陆造山带的70km以上，平均约15km。地壳是一个不均匀的圈层，根据其结构、物质组成和厚度的差异可以分为大陆性和海洋性地壳两大类。大陆性地壳较厚，平均厚33km，为双层结构：上地壳一般叫“硅铝层”，因物质组成与花岗岩相当，过去曾称为“花岗岩质层”；下地壳通常叫“硅镁层”，因物质成分与玄武岩相当，习惯上称作“玄武岩质层”。海洋性地壳很薄，平均厚度约6km，具有三层结构：上部为沉积层，主要由松散至半固结的沉积物组成； 中间为基底层或火山岩层，是以玄武岩为主、上部夹有固结沉积岩的混合层；下部为大洋层，很可能是由辉长岩、闪长岩为主，近M面处由含蛇纹石化橄榄岩组成，它是海洋性地壳的主体。

地幔位于地壳之下，界于M面与G面之间，厚度约2800km，质量和体积分别占地球的67.6%和83%，由铁、镁、硅酸盐物质组成，与辉石橄榄岩相当。

地核以G面与地幔分界，其成分可能相当于铁陨石，主要是铁、并含5～20% 的镍和少量硅、氧。根据地震波的传播将其分为液态外核和固态内核，其间有厚约500km的过渡层。

岩石圈是指软流圈之上的刚性固体物质层，包括地壳和上地幔顶部的刚性岩层，地壳与地幔间的M面夹在岩石圈内部。

4.[熟悉]：地球表面海陆分布的特点

地球表面总面积约5.1×108km2，分属于陆地和海洋。如以大地水准面为基准，陆地面积为1.49×108km2，占地表总面积的29.2%；海洋面积为3.61×108km2，占地表总面积的70.8%。海陆面积之比为2.5：1，可见地表大部分为海水所覆盖。

地球上的海洋是相互连通的，构成统一的世界海洋；而陆地是相互分离的，故没有统一的世界大陆。地表海陆分布极不均衡。在北半球，陆地占其总面积的67.5%，在南半球， 陆地占总面积的32.5%。北半球海洋和陆地的比例分别为60.7%和39.3%，南半球海陆比例分别是80.9%和19.1%。

（三）海、洋概观

5.[掌握]：洋、海、海湾、海峡的概念

洋或称大洋，是海洋的主体部分，一般远离大陆，面积广阔。

海是海洋的边缘部分，据国际水道测量局的材料，全世界共有54个海，其面积只占世界海洋总面积的9.7%。 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。海湾中的海水可以与毗邻海洋自由沟通，故其海洋状况与邻接海洋很相似，但在海湾中常出现最大潮差，如我国杭州湾最大潮差可达8.9m。

海峡是两端连接海洋的狭窄水道。

[熟悉]：海和洋的主要特征

洋或称大洋，是海洋的主体部分，一般远离大陆，面积广阔，约占海洋总面积的90.3%；深度大，一般＞2000m；海洋要素如盐度、温度等不受大陆影响，盐度平均为35‰， 且年变化小；具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。

海是海洋的边缘部分，据国际水道测量局的材料，全世界共有54个海，其面积只占世界海洋总面积的9.7%。海的深度较浅，平均深度一般在2000m以内。其温度和盐度等海洋水文要素受大陆影响很大，并有明显的季节变化。水色低，透明度小，没有独立的潮汐和洋流系统，潮波多系由大洋传入，但潮汐涨落往往比大洋显著，海流有自己的环流形式。

[了解]：海湾潮差、海峡流速的主要特征

海峡最主要的特征是流急，特别是潮流速度大。海流有的上、下分层流入、流出，如直布罗陀海峡等；有的分左、右侧流入或流出，如渤海海峡等。由于海峡中往往受不同海区水团和环流的影响，故其海洋状况通常比较复杂。

6.[熟悉]：海按照位置的分类；

按照海所处的位置可将其分为陆间海、内海和边缘海。陆间海是指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海。内海是伸入大陆内部的海，面积较小，其水文特征受周围大陆的强烈影响，如渤海和波罗的海等。陆间海和内海一般只有狭窄的水道与大洋相通，其物理性质和化学成分与大洋有明显差别。边缘海位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，但水流交换通畅，如东海、日本海等。

中国近海海洋区域划分及基本形态特征

依传统分为四个海区，即渤海、黄海、东海和南海。

渤海是深入中国大陆的近封闭型的一个浅海，仅通过东面的渤海海峡与黄海相沟通；其北、西、南三面均被陆地所包围，即分别邻接辽宁、河北、山东三省和天津市。渤海海峡北起辽东半岛南端的老铁山角（老铁山头），南至山东半岛北端的蓬莱角（登州头），宽度约106km。

渤海的形状大致呈三角形，凸出的三个角分别对应于辽东湾、渤海湾和莱州湾。北面的辽东湾，位于长兴岛与秦皇岛连线以北。西边的渤海湾和南边的莱州湾，则由黄河三角洲分隔开来。渤海的总面积为7.7×104km2，东北至西南的纵长约555km，东西向的宽度为346km，海区平均水深仅18m，最深处也只有83m，位于老铁山水道西侧。

黄海是全部位于大陆架上的一个半封闭的浅海。因古黄河在江苏北部入海时，携运大量泥沙而来，使水色呈黄褐色，从而得名。黄海北界辽宁，西傍山东、江苏，东邻朝鲜、韩国，西北边经渤海海峡与渤海沟通，南面以长江口北岸的启东嘴至济州岛西南角的连线与东海相接，东南面至济州海峡。习惯上又常将黄海分为南、北二部分，其间以山东半岛的成山角（成山头）至朝鲜半岛的长山（串）一线为界。北黄海的形状近似为一椭圆形，南黄海则可大致视为六边形。北黄海东北部有西朝鲜湾，南黄海西侧有胶州湾和海州湾，东岸较重要的海湾有江华湾等。黄海的面积比渤海大得多，仅北黄海就有7.13×104km2，已可与渤海相比拟，南黄海的面积更大，为30.9×104km2，比渤海大3倍多。北黄海平均水深38m，南黄海平均水深46m，整个黄海总平均水深44m。最深处140m，位于济州岛北侧。

东海位于中国岸线中部的东方，是西太平洋的一个边缘海。东海西有广阔的大陆架，东有深海槽，故兼有浅海和深海的特征。东海西邻上海市和浙江、福建二省，北界是启东嘴至济州岛西南角的连线。东北部经朝鲜海峡、对马海峡与日本海相通，分界线一般取为济州岛东端—五岛列岛—长崎半岛野母崎角的连线。东面以九州岛、琉球群岛和台湾连线为界，与太平洋相邻接。南界至台湾海峡的南端。台湾海峡的北界是福建省海潭岛至台湾省富贵角的连线，宽约172km。南界宽约370km，其东端止于台湾省南端的猫鼻头，西端起于闽粤两省交界线，亦有谓起自南澳岛或东山岛。海峡南北长约333km，面积约7.7×104km2。东海的总面积为77×104km2，相当于黄海的2倍，渤海的10倍。平均水深为370m，最深可达2719m，位于台湾省东北方的冲绳海槽中。

南海位于中国大陆南方，纵跨热带与副热带，而以热带海洋性气候为主要特征的海域，也是中国海疆国界伸展最南之处。虽然有人将其称为亚澳陆间海，但从洲际和大洋区划上看，它仍属于西太平洋的一个边缘海。原因在于，南海的东边界经巴士海峡、巴林塘海峡等众多的海峡和水道与太平洋相沟通；其南界是加里曼丹岛和苏门答腊岛，即并不紧接澳洲，而是经卡里马塔海峡及加斯帕海峡与爪哇海相邻。南海西南面经马六甲海峡与印度洋相通，东南经民都洛海峡、巴拉巴克海峡与苏禄海相接，西邻中南半岛和马来半岛，北靠中国的广东、广西和海南三省，东邻菲律宾群岛。海域非常广阔，总面积达35×105km2，几乎为渤、黄、东海面积总和的3倍。南海有许多大海湾，其中最大的是泰国湾（曾名暹罗湾），面积约25×104km2，位于中南半岛与马来半岛之间，湾口以金瓯角至哥打巴鲁一线为界。其次是北部湾，面积12.7×104km2，北临广东、广西，西接越南，其东界是雷州半岛南端的灯楼角至海南岛西北部的临高角一线，南界为海南岛西南的莺歌海与越南永灵附近来角的连线。其他较重要的海湾有广州湾，苏比克湾和金兰湾等。南海的平均水深为1212m，最深在马尼拉海沟南端，可达5377m。

[了解]：中国近海各海区所属海洋类型

渤海是深入中国大陆的近封闭型的一个浅海，仅通过东面的渤海海峡与黄海相沟通；

黄海是全部位于大陆架上的一个半封闭的浅海。

东海位于中国岸线中部的东方，是西太平洋的一个边缘海。东海西有广阔的大陆架，东有深海槽，兼有浅海和深海的特征。

南海属于西太平洋的一个边缘海。

7.[掌握]：世界大洋按照位置的划分及各大洋形态特征

世界大洋通常被分为四大部分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

太平洋是面积最大、最深的大洋，其北侧以白令海峡与北冰洋相接；东边以通过南美洲最南端合恩角的经线（68°W）与大西洋分界；西以经过塔斯马尼亚岛的经线（146°51E）与印度洋分界。

印度洋与大西洋的界线是经过非洲南端厄加勒斯角的经线（20°E）。

大西洋与北冰洋的界线是从斯堪的纳维亚半岛的诺尔辰角经冰岛、过丹麦海峡至格陵兰岛南端的连线。

北冰洋大致以北极为中心，被亚欧和北美洲所环抱，是世界最小、最浅、最寒冷的大洋。

[了解]：“南大洋”的概念

太平洋、大西洋和印度洋靠近南极洲的那一片水域，在海洋学上具有特殊意义。它具有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋底层水团的主要形成区，又对大洋环流起着重要作用。因此，从海洋学（而不是从地理学）的角度，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。

（四）海岸带和海底地形

8.[掌握]：海岸带、潮间带等概念

世界海岸线全长44×104km，它是陆地和海洋的分界线。由于潮位变化和风引起的增水-减水作用，海岸线是变动的，水位升高便被淹没、水位降低便露出的狭长地带即是海岸带。

海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，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，又称潮上带。

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，又称潮间带。

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，又称潮下带，其下限相当于1/2波长的水深处，通常约10～20m。

[熟悉]：海岸带组成

现代海岸带一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分（图2－8）。

[了解]：海岸带类型

我国海岸分为河口岸、基岩岸、砂砾质岸、淤泥质岸、珊瑚礁岸和红树林岸等六种基本类型。

9.[掌握]：大陆边缘类型及各部分的名称

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。

稳定型大陆边缘由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。

大陆架简称陆架，亦称大陆浅滩或陆棚。大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限是大陆架外缘（陆架坡折），下限水深变化较大。大陆隆又叫大陆裾或大陆基，是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深 （2000～5000）m 处。它跨越陆坡坡麓和大洋底。

活动型大陆边缘与现代板块的汇聚型边界相一致，是全球最强烈的构造活动带，集中分布在太平洋东西两侧，故又称太平洋型大陆边缘。

太平洋型大陆边缘又可进一步分为岛弧亚型和安第斯亚型两类，两者都以深邃的海沟与大洋底分界（图2－10）。海沟是由于板块的俯冲作用而形成的深水（＞6000m）狭长洼地，往往作为俯冲带的标志。海沟长数百至数千千米，宽数千米至数十千米，横剖面呈不对称的“Ｖ”形，一般是陆侧坡陡而洋侧坡缓。全球共识别出海沟20多条，绝大多数分布在太平洋周缘，其中深度超过万米的6条海沟也全部在太平洋。

岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋，其组成单元除大陆架和大陆坡外一般缺失大陆隆，以发育海沟－岛弧－边缘海盆地为最大特点。这类大陆边缘的岛屿在平面分布上多呈弧形凸向洋侧，故称岛弧，大都与海沟相伴存在。在岛弧与大陆之间以及岛弧与岛弧之间的海域称为边缘海，其中的深水盆地往往具有洋壳结构，深达数千米。

安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中美－南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落深邃的秘鲁－智利海沟，大陆架和大陆坡都较狭窄，大陆隆被深海沟所取代，形成全球高差（15km以上）最悬殊的地带。

[熟悉]：洋中脊的定义及分布特征

大洋中脊又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。它全长6.5×104km，顶部水深大都在2～3km，高出盆底1～3km、有的露出海面成为岛屿，宽数百至数千千米不等，面积占洋底面积的32.8%，是世界上规模最巨大的环球山系。

大洋中脊体系在各大洋的展布各具特点。在大西洋，中脊位居中央，延伸方向与两岸平行，边坡较陡，称为大西洋中脊；印度洋中脊也大致位于大洋中部，但歧分三支，呈“入”字型展布；在太平洋内，因中脊偏居东侧且边坡平缓，故称东太平洋海隆。

大洋中脊的北端在各大洋分别延伸上陆，如印度洋中脊北支延展进入亚丁湾、红海，并与东非大裂谷和西亚死海裂谷相通；东太平洋海隆北端通过加里福尼亚湾后潜没于北美大陆西部；大西洋中脊北支伸入北冰洋的部分成为北冰洋中脊，在勒拿河口附近伸进西伯利亚。太平洋、印度洋和大西洋中脊的南端互相连接，东太平洋海隆的南部向西南绕行，在澳大利亚以南与印度洋中脊东南支相接，印度洋中脊的西南分支绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相连。

[了解]：海底地貌所包括内容

海岸带、大陆边缘、大洋中脊和大洋盆地、

10.[了解]：海底构造主要学说

大陆漂移说立足于陆块漂浮的地壳均衡理论。魏格纳认为地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的联合古陆（Pangaea），或称泛大陆，其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块——即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆分离、漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋（古太平洋）收缩而成为现今的太平洋。

海底扩张模式可以表述如下：大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。海底扩展移动的速度大约为每年几厘米。海底扩张在不同大洋表现形式不同。一种是扩张着的洋底同时把与其相邻接的大陆向两侧推开，大陆与相邻洋底相嵌在一起随海底扩张向同一方向移动，随着新洋底的不断生成和向两侧展宽，两侧大陆间的距离随之变大，这就是海底扩张说对大陆漂移的解释。大西洋及其两侧大陆就属于这种形式。另一种方式是洋底扩展移动到一定程度便向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，相邻大陆逆掩于俯冲带上。洋底的俯冲作用导致沟－－弧体系的形成，太平洋就是这种情况。其洋底处在不断新生、扩展和潜没的过程中，好似一条永不止息的传送带，大约经过2亿年洋底便可更新一遍。

板块构造说认为地球的岩石圈分裂成为若干巨大的板块，岩石圈板块沿着塑性软流圈之上发生大规模水平运动；板块与板块之间或相互分离，或相互汇聚，或相互平移，引起了地震、火山和构造运动。板块构造说囊括了大陆漂移、海底扩张、转换断层、大陆碰撞等概念，为解释全球地质作用提供了颇有成效的格架。板块构造说吸取了说的精髓—活动论思想，以海底扩张说为基础，是大陆漂移说和海底扩张说的引申和发展。

（五）海洋矿产资源和动力资源

11.[掌握]：海洋主要矿产资源类型（滨海砂矿、海底石油、天然气水合物、锰结核、热液硫化物等）

滨海矿沙：当陆上碎屑物质被径流搬运至河口、海滨地带，或者原地残存的物质和海底产物经波浪、潮流、沿岸流反复分选，其中一些化学性能稳定和密度较大的有用矿物，在特定地貌部位富集到具有经济意义时便成为滨海砂矿。滨海砂矿分为非金属砂矿、重金属砂矿、宝石及稀有金属砂矿三大类。

海底石油和天然气是最重要的海底矿产资源。海底石油的生成受到一定条件的限制，其分布亦不均衡。世界海底油气藏主要分布在被动大陆边缘的沉积盆地中，而主动大陆边缘较少。大洋盆地一般沉积较薄，沉积物细、有机质含量低、不利油气的生成和储藏。世界探明的四大海洋油气区分别是波斯湾、加勒比海的帕里亚湾和委内瑞拉湾、北海和墨西哥湾。其中波斯湾是目前海洋石油资源最丰富的地区，面积约150×104km2，已探明储量120多亿吨，约占世界海洋石油探明储量的50%。

我国沿海有广阔的大陆架，包括渤海、黄海的全部，东海的大部和南海的近岸地带，这里分布着许多中-新生代沉积盆地，沉积层厚达数千米，估计油气储藏量可达数百亿吨， 很有希望成为未来的“石油之海”。目前我国近海已发现的大型含油气盆地有七个，它们分别是渤海盆地、南黄海盆地、东海盆地、台湾浅滩盆地、南海珠江口盆地、南海北部湾盆地和南海的莺歌海盆地。

天然气水合物是近20年发现的一种新型海底矿产资源。它是由碳氢气体和水分子结合而成的冰晶状固体化合物。因95%以上的天然气水合物由96.5%的甲烷和3.5%的水在低温高压条件下被冻结成固相，故又称固态甲烷或甲烷水合物。冻结作用使天然气水合物的体积大大缩小，如果充分分解，1m3的天然气水合物可释放出150m3的甲烷气。天然气水合物一般在温度小于4℃（指深海沉积层的温度）、有机质较丰富、压力较大的沉积物中形成。在温度小于10℃、压力大于10MPa的条件下得以保持其固态，海底以下数百米至1000m的沉积层内的温－压条件能使天然气水合物处于稳定的固体状态。具有形成天然气水合物的海域大致为4×107km2，约占世界海洋总面积的10%。至1996年在世界海域已发现有57处产地，估计储量为（1014～1015m3），是世界天然气探明储量的10多倍。

锰结核又叫锰矿瘤、锰团块或多金属结核，发现早期曾称其为铁锰结核。它主要是由铁锰氧化物和氢氧化物组成，并富含铜、镍、钴、钼和多种微量元素，广泛分布于深海大洋盆底表层。估计世界深海底锰结核的总储量约为（15～30）×1011t，是最有开发远景的深海矿产资源。锰结核一般呈褐色、土黑色和绿黑色，由多孔的细粒结晶集合体、胶状颗粒和隐晶质物质组成，常为球形、椭圆形、圆盘状、葡萄状和多面状。结核的个体大小悬殊，小的直径不足1mm，大者直径可达几十厘米甚至1m以上，常见的为0.5～25cm。大部分结核都有一个或多个核心，核心的

成分可以是岩石或矿物碎屑，也可以是生物遗骸，围绕核心形成同心状金属层壳结构，铜、钴、镍等金属元素就赋存于铁、锰氧化物层中。

海底热液硫化物是富含铜、铅、锌、金、银、锰、铁等多种金属元素的新型海底矿产资源，常与海底扩张中心热液体系相伴生。自60年代初首次在红海发现热液重金属泥以来，在世界海洋底已发现130多处海底热液活动区。海底热液矿床主要有两种类型，一种是层状重金属泥，另一种是块状多金属硫化物。前者以红海最典型，称为“红海型”；后者主要产于洋中脊的裂谷带，称“洋中脊型”。

12.[了解]：海洋动力资源的主要类型(潮汐、海浪、海流、温差)

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。正规半日潮 在一个太阴日（约24时50分）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，这类潮汐就叫做正规半日潮。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，这类潮汐就叫做不正规半日潮。正规日潮 在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，象这样的一种潮汐就叫正规日潮，或称正规全日潮。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。

海洋中的波浪有很多种类，引起的原因也各不相同。例如海面上的风应力，海底及海岸附近的火山、地震，大气压力的变化，日、月引潮力等。被激发的各种波动的周期可从零点几秒到数十小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几毫米到几千千米。由风引起的周期从（1～30）s的波浪所占能量最大;周期从30s至5min，为长周期重力波，多以长涌或先行涌的形式存在；一般是由风暴系统引起的。从5min到数小时的长周期波主要由地震、风暴等产生，它们的恢复力主要为科氏力，重力也起重要作用。周期（12～24）h的波动，主要是由日、月引潮力产生的潮波。

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域；“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。

温差

（六）水和海水的物理性质

13.[熟悉]：水分子结构的特殊性；水的溶解性、密度变化异常现象

水分子的结构特殊

水分子是由一个氧原子和两个氢原子组成的。假如两个氢原子和氧原子如图1那样简单地结合在一起，那么，正、负电荷的极性可恰好抵消。水分子的结构却如图2那样呈不对称结构，正、负极性不能相互抵消，所以水分子是极性分子。各水分子之间因极性又互相结合，形成比较复杂的水分子，但水的化学性质并未改变，这种现象称为水分子的缔合。缔合分子与温度有关，温度升高时促使缔合分子离解，温度降低时有利于分子缔合，从而导致水与其它液体或其它氧族元素的氢化物相比，在性质上产生异常。

水的溶解力很强

水是一种很好的溶剂，溶解能力很强。其原因是水分子有很强的极性，容易吸引溶质表面的分子或离子，使其脱离溶质的表面进入水中，海水正是水溶解了许多物质的一种复杂溶液，所以其性质与纯水有差异。

水的密度变化有反常

“热胀冷缩”是一般物质的性质。纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，等于1000kg·m3；在4℃以上时，密度随温度的降低而增大，但在4℃以下时却随温度的降低而减小，即所谓“反常膨胀”。水结冰时体积增大，密度减小，

3可达916.7 kg·m，所以冰总是浮在水面上。

水的密度随温度的这种不正常变化，是由水分子的缔合造成的。因为温度低于4℃时，有利于水分子的缔合；冻结为冰时，这些水分子则全部缔合成一个巨大的分子缔合体，称为分子晶体。由于其晶格结构排列松散，故密度减小。当水温从0℃升至4℃以前，主要过程是较大的缔合分子逐渐地离解成为较小的缔合分子，所以体积收缩，密度增大；高于4℃以后，由于水分子的热运动加强，导致体积膨胀，所以密度又随温度的增高而减小。因此纯水在4℃时具有最大的密度。

14.[掌握]：绝对盐度定义

海水的绝对盐度（SA）——海水中溶质的质量与海水质量之比值，“1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的总克数。”

[熟悉]：标准海水的定义

用AgNO３滴定法测定海水的氯度时，需要知道AgNO３的浓度，国际上统一使用一种其氯度值精确为19.374‰的大洋水作为标准，称为标准海水。其盐度值对应为35.000‰。

15.[了解]：海水热容、热膨胀、蒸发、压缩性

热容和比热容

海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热量称为热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每摄氏度（记为J/℃）。单位质量海水的热容称为比热容，单位为焦耳每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cV表示。海洋学中最常使用前者。

体积热膨胀

在海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高外，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。即当温度升高1K（1℃）时，单位体积海水的增量。

压缩性

单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。若海水微团在被压缩时，因和周围海水有热量交换而得以维持其水温不变。海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。与其它流体相比，其压缩系数是很小的。故在动力海洋学中，为简化求解，常把海水看作不可压缩的流体。但在海洋声学中，压缩系数却是重要参量。由于海洋的深度很大，受压缩的量实际上是相当可观的。若海水真正“不可压缩”，那么，海面将会升高30m左右。

蒸发

在液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。伴随海水的蒸发，海洋不但失去水份，同时将失去巨额热量，由水汽携带而输向大气内。这对海面的热平衡和海上大气状况的影响很大。例如发生在热带海洋上的热带气旋，其生成、维持和不断增强的机制之一，是“暖心”的生成和维持。“暖心”最重要的热源之一，则是海水蒸发时，所携带巨额热量的水汽进入大气后凝结而释放出来的。

海洋每年由于蒸发平均失去126cm厚的海水，从而使气温发生剧烈的变化，但由于海水的热容很大，从海面至3m深的薄薄一层海水的热容就相当于地球上大气的总热容，因此，水温变化比大气缓慢保守得多。

海水温度相对大气温度变化缓慢 海水不遵循热胀冷缩规律等特性

16.[熟悉]：海水的盐度对海水冰点温度、最大密度对应的温度的影响

海水的最大密度温度随盐度的增大而降低的速率比其冰点随盐度的增大而降低的速率快。通常情况下，海水的冰点高于最大密度温度，因此即使海面降至冰点时，由于增密所产生的对流混合仍不停止，因此只有当对流混合层的温度同时达到冰点时，海水才会结冰。海水结冰主要是纯水的冻结，大部分盐分排出冰外，增加了冰下海水的盐度，加强了冰下海水的对流并进一步降低了冰点，同时冰层阻碍了其下海水热量的散失，从而大大减缓了冰下海水冻结的速度。

17.[掌握]：海水密度定义

海水密度的定义及其表示法，单位体积海水的质量定义为海水的密度，用符号“ρ”表示，单位是千克每立方米，记为kg·m-3。它的倒数称为海水的比容，即单位质量海水的体积，单位是立方米每千克，记为m3·kg-1。

[熟悉]：密度与海水温度、盐度和压力的关系

海水密度是盐度、温度和压力的函数，因此，海洋学中常用ρ（S，t，p）的形式书写。它表示盐度为S，温度为t，压力为p条件下的海水密度。在海面（p=0）海水密度仅为盐度和温度的函数，此时记为σt=〔ρ（S，t，0）-1〕×103称为“条件密度”。当温度为0℃时，记为σ0=〔ρ（S，0，0）-1〕×103它仅是盐度的函数。在浅海或1000m以浅的海洋上层，海水的密度或比容主要取决于海水的温度和盐度的变化，因此常用Δ（S，t）作为描述海洋上层密度特征的一种参数。

18.[熟悉]：海水状态方程的定义

海水状态方程，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。然而海水密度在大尺度海洋空间的微小变化，其影响却是异乎寻常的。因此，长期以来，海洋工作者对其进行了大量的研究，以便通过海水的温度、盐度和压力间接而又力求精确地来计算海水的现场密度。

海水状态方程是海水状态参数温度、盐度、压力与密度或比容之间相互关系的数学表达式（因此有人称之为p-V-t关系）。依此，可根据现场实测的温度、盐度及压力来计算海水的现场密度。

（七）海冰

19.[掌握]：海冰的定义（广义、狭义）

由海水冻结而成的冰称为海冰。但在海洋中所见到的冰，除海冰之外，尚有大陆冰川、河流及湖泊流滑入海中的淡水冰，广义上把它们统称为海冰。

[了解]：海水结冰过程和淡水结冰过程的异同

海冰形成的必要条件是，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有凝结核存在。

海水的结冰，主要是纯水的冻结，会将盐分大部排出冰外，而增大了冰下海水的盐度，加强了冰下海水的对流和进一步降低了冰点，又兼冰层阻碍了其下海水热量的散失，因而大大地减缓了冰下海水继续冻结的速度。

20.[熟悉]：海冰盐度、海冰密度的定义

海冰的盐度是指其融化后海水的盐度，一般为3～7左右。海水结冰时，是其中的水冻结，而将其中的盐分排挤出来，部分来不及流走的盐分以卤汁的形式被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”。此外，海水结冰时，还将来不及逸出的气体包围在冰晶之间，形成“气泡”。因此，海冰实际上是淡水冰晶、卤汁和气泡的混合物。

海冰的密度，纯水冰0℃时的密度一般为917kg.m-3，海冰中因为含有气泡，密度一般低于此值，新冰的密度大致为（914～915）kg.m-3。冰龄越长，由于冰中卤汁渗出，密度则越小。夏末时的海冰密度可降至860kg.m-3左右。由于海冰密度比海水小，所以它总是浮在海面上。

[了解]：海冰盐度、海冰密度与海水的关系

海冰盐度的高低取决于冻结前海水的盐度、冻结的速度和冰龄等因素。

21.[了解]：中国近海海冰的分布特征

海冰和冰山是高纬海区特有的海洋水文现象。北冰洋终年被海冰覆盖，覆冰面积3～4月最大，约占北半球面积的5%；8～9月最小，约为最大覆冰面积的3/4；多年冰的厚度一般为3～4m。流冰主要绕洋盆边缘流动，其冰界线的平均位置约在58°N。格陵兰是北半球主要的冰山发源地，每年约有7500座冰山由此进入海洋，仅随拉布拉多寒流进入大西洋的就有388座/年，其中约5%到达48°N，0.5%可达42°N。冰山的平均界限为40°N。个别冰山曾穿过湾流抵31°N海域。在北冰洋边缘的附属海，以及白令海、鄂霍茨克海、日本海、波罗的海以及中国的渤海和黄海每年冬季都有海冰出现。

中国海的海冰，仅在冬季出现于渤海和北黄海沿岸。在某些河口附近，也有少量的河冰。山东半岛的黄海沿岸，除个别深入陆地的海湾外，一般都不结冰。

海冰的年变化：初冰期是海冰形成和发展的时期，其显著特点是冰情尚不稳定。初冰期从11月上旬即陆续开始。进入1月份之后，结冰的范围可由岸边迅速向外扩展，海冰的数量和厚度不断增大，冰情逐渐加重，初冰期在各海区都是冰期内最长的时段，盛冰期是一年中冰情最严重的时期，冰多且厚，冰质坚硬，堆积现象较严重，对海上交通和生产影响最大。各海域盛冰期的长短及起止时间，有明显差别。由1月中旬至2月中旬。冰厚度常常达不到15cm的标准，有时便把标准降为冰厚5cm，以使其也有“盛冰期”。进入终冰期后，固定冰不断变为流冰，大片冰层逐渐破碎变小、融化，直至完全消失。终冰期是冰期3个阶段中最短的1个时段，仅20～30天。

（八）海洋水温分布变化特征

22.[熟悉]：中国近海表层水温的分布特征

海表层水温分布

南海表层水温高而且分布较均匀；尤其是广阔的中、南部海域，水温都在24～26℃上下，水平梯度很小。北部近岸海域水温稍低，粤东沿岸因有来自台湾海峡的低温沿岸流，致使该海域的月平均表层水温可下降到15℃左右。然而这一带海域表层的年平均水温（22.6℃），仍然比渤、黄、东海高得多。当然，与南海南部（如邦加岛近海平均为28.6℃）相比，则属于相对低温区。

东海表层水温冬季分布的明显特点，是西北低而东南高，致使等温线基本上都呈西南—东北走向。高温区在黑潮流域，暖水舌轴处水温可高达22～23℃左右；杭州湾附近却低达5～7℃，长江口外则只有5℃多。大致沿东经124°向北，有暖水舌指向长江口外，这是台湾暖流水影响的结果。东海东北部也有暖水舌向北及西北方向伸展，通常即认为这是对马暖流水和黄海暖流水扩展的迹象。在北伸的台湾暖流水和黄海暖流水暖水舌之间，有明显的冷水舌指向东南，此即所谓“黄海冷水南侵”的结果[8]。

黄海水温分布的突出特征，是暖水舌从南黄海经北黄海直指渤海海峡，其影响范围涉及黄海大部分海域。当然，随着纬度的升高和逐渐远离暖水舌根部，水温也越来越低，即从14℃降到2℃。在东、西两侧，因有冷水沿岸南下，其水温明显低于同纬度的中部海域的水温。黄海的平均最低水温，分布于北部沿岸至鸭绿江口一带，为-1～0℃左右，近岸常出现程度不同的冰冻现象。至于黄海的极端最低水温值，从某些沿岸海洋站的观测记录看，曾经出现低于相应盐度时冰点温度的过冷却现象。

冬季渤海在四个海区中温度最低，尤以辽东湾最甚；即使渤海中部至海峡附近相对较高，也不过1～2℃。由于渤海水浅，对气温的响应较快，故1月份水温比2月份还低，三大海湾顶部的水温均低于0℃，往往在1～2月出现短期冰盖（详见§12.2.5）。渤海沿岸海洋站，也曾有关于过冷却水温的测报。

夏季各海区表层水温的分布，比冬季均匀得多。渤海和黄海的大部分海域，均为24～26℃。浅水区或岸边水温较高，连云港和塘沽海洋站曾测报31℃和33℃。1990年7～8月济州岛西南海域曾出现异常高温。然而，在某些特定

海域，如辽东半岛和山东半岛顶端，却出现明显的低温区；朝鲜西岸低温区更显著，大同江口附近甚至可低达20℃（图12-3a）。东海和南海比渤海、黄海更均匀，绝大部分海域为28～29℃。南海南部及黑潮进入东海之处曾有高达30℃的报道，泰国湾表层水温在4月份达最高，为31℃。南海某些海洋站也报道过更高的水温，如涠洲岛34.4℃，西沙36.8℃等等。与渤海、黄海类似，东海和南海也在某些沿岸海域，如舟山及浙江沿岸、海南岛东部、粤东及越南沿岸等，出现小范围的低温区，这多是夏季季风等因素所致上升流的影响，潮汐混合也对近岸低温区的形成起了不小的作用。

23.[熟悉]：中国近海温度的垂直分布及变化特征

冬半年在偏北向季风的吹掠之下，感热交换和强烈的蒸发，使海洋的失热更加剧，涡动和对流混合的增强，可使这一过程影响到更大的深度。渤、黄海的全部以及东海的大部分浅水海域，混合可直达海底，在深水区也可达100m乃至更深，致使这一上混合层内水温的铅直向分布极为均匀。这种状态维持时间的长短，因海区而异，一般是由北向南递减。渤海可持续半年多（10月～翌年4月），黄海缩短至5个月（12月～翌年4月），东海北部4个月（1月～4月，图12-4），到东海南部，则只有3个月。

南海严格说来并无真正的冬季，所以，这种水温均匀层冬季加深的现象，在其北部海区虽然尚属明显，但远没有上均匀层厚度的区域差异那样突出，更不要说广阔的南海中、南部海域了。即使当北半球隆冬降临之时，这里的上均匀层深度也不大，大约只有50m左右[9]。

春、夏季水温铅直向分布的突出特点，是季节性温跃层的形成和强盛。由于上层的增温、降盐、减密，形成稳定层结，不利于热量的向下输送，故使下层海水仍基本保持了冬季的低温特征，因而在渤、黄、东海的陆架海域，底层大都有令人注目的冷水区。黄海槽内约25m以深至底层，均为冷水盘踞，至盛夏，上层水温高达25～27℃，底层水温在北黄海仍可低于6℃，南黄海也可低于9℃，而且上均匀层、跃层和下均匀层这种三层结构异常醒目（参见图12-25）。

渤海春、夏季水温断面亦有类似分布特征，东海深水区则不然，如图12-5为跨越东海黑潮主流断面的水温和盐度分布，显见在季节性温跃层（约50m）之下，水温随深度仍有较大的变化，在次表层水之下，又出现第二跃层，直至深层水范围，水温随深度的变化才趋于缓慢。

春、夏之交在黄、东海某些海域，还有逆温分布。在济州岛附近及浙江近海一带，也有“冷中间层”或“暖中间层”出现。

在南海的海盆深、底层水范围内，水温随深度的增加而略有回升，例如，自3000m至4000m，水温约上升（0.06～0.07）℃，这主要是因绝热增温所致。

（九）海洋化学

24.[掌握]：海水主要成分的含义

海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体。迄今已测定海水中含有80余种元素。就大多数海水而言，溶解无机盐的总含量约占3.5％左右，这就使海水的一些物理性质同纯水相比有许多差异。

[了解]：海水主要成分的构成

1.主要成份（大量、常量元素）：指海水中浓度大于1×10-6mg/kg的成份。属于此类的有阳离子Na+，K+，Ca2+，Mg2+和Sr2+五种，阴离子有Cl-，SO42-，Br-，HCO3-（CO32-），F-五种，还有以分子形式存在的H3BO3，其总和占海水盐分的99.9%所以称为主要成份。

2.溶于海水的气体成份，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、腐植质、叶绿素等。

25.[掌握]：海水中营养成份所包括的元素

与海洋植物生长有关的要素，通常是指N，P及Si等。

[了解]：海水中的微量元素和主要气体成份所包括元素

海水中除了14种主要元素（O、H、Cl、Ca、Mg、S、K、Br、C、S、Sr、B、Si、F）浓度大于1×10-6mg/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。例如，Fe和Al在地壳中的含量很高，而在海水中含量很低，它们是海水中的微量元素。

海水中除含有无机盐和有机物外，还溶解有一些气体。表层海水与大气接触，溶解有充足的氧气，氧气在两相之间存在近似的平衡。海洋与大气的交换作用一定气体可以被海洋吸收，如CO2，而有的气体只能由海洋向大气输送，如CO。

26.[掌握]：溶解氧、pH值、碱度、总碱度等的概念

海水的pH值约为8.1，其值变化很小，因此有利于海洋生物的生长；海水的弱碱性有利于海洋生物利用CaCO3组成介壳；海水的CO2含量足以满足海洋生物光合作用的需要，因此海洋成为生命的摇篮。

海水总碱度

海水的总碱度AT，是由于碳酸根离子、碳酸氢根负离子和硼酸根离子形成的，其单位为摩尔浓度。

碳酸盐碱度CA是CO32-和HCO3-对碱度的贡献，可以从AT减去硼酸对碱度贡献而得到。

27.[熟悉]：温室气体的概念

二氧化碳能强烈地吸收地球表面发出的长波辐射并放出长波辐射，对地面起保温增暖作用。这种“温室效应”在二氧化碳浓度不断增加时，可能会改变大气热平衡，导致大气低层和地面的平均温度上升，这将引起严重的气候问题。

[了解]：主要温室气体的种类

能引起温室效应的气体称为温室气体。有CO2、甲烷、臭氧、一氧化炭、CCL4、水汽。

28.[掌握]：海洋污染定义

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。

[熟悉]：海洋化学污染物主要类型或主要的海洋化学污染要素

海洋化学污染物

（一）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泄漏和海上事故。

（二）海洋中的重金属

它们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入大量重金属，却能造成严重的海洋污染。

（三）合成有机化化合物（含农药等）

每年人类生产和使用70000多种化合物，每年还研制出1000种新化合物。大多数进入海洋的有毒化合物是属于DDT（滴滴涕）和PCB（多氯联苯）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，很难从生物体排除，致使在食物链中逐渐被富集。

（四）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富营养化，一些藻类迅速生长，使其他生物大片死亡，形成“水华”，爆发赤潮。 29.[了解]：海洋酸化的原因及其影响

海洋酸化是指由于海洋吸收、释放大气中过量二氧化碳(CO2)，使海水正在逐渐变酸。工业革命以来，pH值下降了0.1。海水酸性的增加，将改变海水化学的种种平衡，使依赖于化学环境稳定性的多种海洋生物乃至生态系统面临巨大威胁。

人类活动释放的CO2有超过1/3被海洋吸收，使表层海水的氢离子浓度近200年间增加了三成，pH值下降了0.1。作为海洋中进行光合作用的主力，浮游植物的门类众多、生理结构多样，对海水中不同形式碳的利用能力也不同，海洋酸化会改变种间竞争的条件。

从大气中吸收CO2的海洋上表层也由于温度上升而密度变小，从而减弱了表层与中深层海水的物质交换，并使海洋上部混合层变薄，不利于浮游植物的生长。

海洋酸化会阻碍珊瑚礁的生长繁殖，并导致小丑鱼和小热带鱼智商下降。南半球的海洋将对蜗牛壳产生腐蚀作用，这些软体动物是太平洋中三文鱼的重要食物来源，

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。海水酸碱值（pH levels）的急剧变化，比过去自然改变的速度快上100倍。而海洋化学物质在近数十年的快速改变，已严重影响海洋生物、食物网，生态多样性及渔业等。

30.[了解]：海洋化学资源

海洋的资源。除了鱼、虾、贝、藻，航运、交通、能源和矿藏之外，大海还向人类提供了许多化工原料、海洋药物和肥料。

海洋是一个极大的溶解矿物质的储库，但是大多数溶解组分含量如此之低，以致于提取它们几乎没有经济价值。仅有几种含量较丰富的物质可以从海水提取，最常见的就是食盐，食盐已经成为许多其他化学工业的重要原料。

海水质量的3.5%是溶解固体物，其中氯化钠占71%。它是烹调必须的成份，也是5000年来贸易的主要品种。古

罗马的士兵用盐作为他们的部分薪水。但是直接晒干的粗盐不纯而且苦涩，含有铁、钙、锰化合物等。目前可以从海水中提取的元素只有镁和溴。镁是海水中仅次于氧、氢、氯、钠含量最多的元素。近年来全球每年生产的1.8×106t镁中，18%来自海水，主要产于美国。镁是一种轻金属，在各种建筑结构中有广泛用途。在提取镁过程中海水与Dolomite岩（一种钙镁碳酸盐）混合，以便从海水中沉淀出氢氧化镁。氢氧化镁转化为氯化镁，通过电解制备金属镁。溴是海水中丰度列第九位的元素，是海水制盐或海水提镁的副产物，它可用作汽油的抗爆化合物，也可用于制药。

铀在海水中的浓度是溴的1/2000，即使如此，许多国家仍在开展海水提取铀的研究，以期获得铀的稳定来源。日本没有石油资源，所以对此有很大兴趣。但是，目前陆源的铀成本低得多，故海水提铀尚难进入商业化。

（十）海流

31.[掌握]：海流、环流的定义

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，即不但水平方向流动，而且在铅直方向上也存在流动。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，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及热盐状况得以保持长期相对稳定。

32.[熟悉]：海流的类型；海流流向表示方法

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。

风海流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，在运动过程中同时受到科氏力的作用，由于海面无限宽广，风场稳定且长时间作用，因此，当摩擦力与科氏力取得平衡时，海流将趋于稳定状态。

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。

在比较陡峭的近岸，如果水深大于摩擦深度的两倍，当风沿岸边吹时（或有沿岸分量），则近岸海流自表至底可能存在三层流动结构。即表层流、中层流和底层流。 [了解]：描述海水运动的二种方法

描述海水运动的方法有两种：一是拉格朗日方法，一是欧拉方法。前者是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，但近代用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。 通常多用欧拉方法来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依测量结果，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。如果流场不随时间而变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。

33.[熟悉]：黑潮的定义

与湾流相似，黑潮是北太平洋的一支西边界流，它是北太平洋赤道流的延续，因此仍存在着北赤道流的水文特征。在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。在进入对马海峡之前，在济州岛南部，也有一部分进入黄海，称为黄海暖流，它具有风生补偿流的特征。黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在35°N附近分为两支：主干转向东流直到160°E，称为黑潮延续体；一支在40°N附近与来自高纬的亲潮汇合一起转向东流汇于黑潮延续体，一起横过太平洋。斯维尔德鲁普把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35°N向东到160°E附近的流动称为黑潮续流；160°E以东为北太平洋流。三者合称黑潮流系。

[了解]：黑潮的主要特征

黑潮与湾流相似，也是一支斜压性很强的海流，同样处在准地转平衡中。强流带宽约（75~90）km，两侧水位相差1m左右。影响深度达1000m以下，两侧也有逆流存在，在日本南部流速最大可达（1.5~2.0）m/s。东海黑潮流速一般3月份最强，11月分最弱。

黑潮也能发生大弯曲，但与湾流有不同的特点。从30年代开始至今对其进行过多次考察，发现黑潮路径有两种可能位置：一种为明显弯曲的路径，弯曲中心在138°E，弯曲波长为（500~800）km，弯曲半径为（150~400）km；另一种为没有弯曲的路径。在每种情况下都能使持续稳定的流量向高纬输送。西边界流每年向高纬区输送热量，约同暖气团向高纬输送的热量相等，这对高纬的海况和气候产生巨大的影响。

34.[了解]：世界大洋五大水团的名称和主要特征

（一）赤道流系

与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500km。由于赤道无风带的平均位置在3~10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季（8月），北赤道流约在10°N与20°~25°N之间，南赤道流约在3°N与20°S之间。冬季则稍偏南。赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。赤道流系主要局限在表面以下到100~300m的上层，

平均流速为0.25~0.75m/s。在其下部有强大的温跃层存在，跃层以上是充分混合的温暖高盐的表层水，溶解氧含量高，而营养盐含量却很低，浮游生物不易繁殖，从而具有海水透明度大，水色高的特点。总之赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。

（二）上层西边界流、湾流和黑潮

上层西边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流，包括太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫三比克流等。它们都是北、南半球主要反气旋式环流的一部分，也是北、南赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。

（三）西风漂流

与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极绕极流，它们也分别是南北半球反气旋式大环流的组成部分。其界限是:向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。其共同特点是:在西风漂流区内存在着明显的温度经向梯度，这一梯度明显区域称为大洋极锋。极锋两侧的水文和气候状况具明显差异。

（四）东边界流

大洋的东边界流有太平洋的加里福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。与西边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，而且影响深度也浅。上升流是东边界流海区的一个重要海洋水文特征。这是由于信风几乎常年沿岸吹，而且风速分布不均，即近岸小，海面上大，从而造成海水离岸运动所致。前已提及上升流区往往是良好渔场。

（五）极地环流

北冰洋中的环流 北冰洋内主要有从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆中为一个巨大的反气旋式环流，它从亚美交界处的楚科奇海穿越北极到达格陵兰海，部分折向西流，部分汇入东格陵兰流，一起把大量的浮冰携带进入大西洋，估计每年10000km3。其它多为一些小型气旋式环流。南极海区环流 在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内，由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。它与南极绕极环流之间，由于动力作用形成南极辐散带。与南极大陆之间形成海水沿陆架的辐聚下沉，此即南极大陆辐聚。这也是南极陆架区表层海水下沉的动力学原因。极地海区的共同特点是：几乎终年或大多数时间由冰覆盖，结冰与融冰过程导致全年水温与盐度较低，形成低温低盐的表层水。

世界大洋水团的分布和特征

在世界大洋的中纬度区域，铅直方向的水团分布比较典型。通常沿铅直方向将海洋分为表层、次表层、中层、深层和底层等 5个基本水层。对于每个基本水层来说，在各大洋的不同海域，又可再分为几种不同的水团。大洋表层的海水在大气的直接作用下，通过内部的混合及与相邻水体的相互作用，形成了一些表层水团。其厚度因海区而异，从几十米到 200米不等，取决于湍流混合和对流混合的深度。表层水团具有明显的区域特征，这与海流的性质、海面气候的区域特征及海－气之间的热量和水量交换有关。中纬度海域的表层水团，还具有很大的季节变化。

次表层在表层之下，其间以跃层为界。次表层的厚度，一般为200～300米，而在大洋的西部边界处，厚度达最大值。例如在北大西洋的马尾藻海区内，厚度可达900米。按水团的形成过程和特征的不同，可把次表层中的水团分成中央水团、亚南极水团和亚北极水团3类。

中央水团是表层水团在亚热带辐合带下沉形成的，其典型特征是盐度比较高。在大西洋里，南北两个中央水团之间，以一过渡带相连；但在太平洋的南北两个中央水团之间，却隔着一个赤道水团。太平洋的南北两个中央水团，都可以再细分为东、西两个水团。在印度洋也有相应的赤道水团，但是中央水团只有一个。

亚南极水团是由亚热带辐合带的表层水下沉后，向南散布的海水与当地的海水混合而成的，故其盐度低于中央水团，但仍高于当地的表层水和其下的中层水。因此，这一海区盐度的垂直分布，在次表层出现一个相应的极大值。亚南极水团的分布范围，以南极辐合带为其明确而连续的南界，向北可达南纬40°。在南太平洋东部，部分亚南极水团沿南美大陆的西海岸向北扩展，其影响可达南纬20°。

亚北极水团在北大西洋中的范围很小，盐度较高。它是由东格陵兰寒流从北极海区携运而来的。太平洋的亚北极水团盐度较低，范围也广，散布在亚极地海区，东部还向低纬海域扩展，其影响可达北纬 25°。它是由西北辐合带的表层水下沉后形成的。由于有强烈淡化的表层水掺入，故其盐度虽比表层水高，但已低于中层水。

中层水团分布于次表层水团之下深达1000～1500米的水层之内。源于高纬和中、低纬度海区的中层水团，分别以低盐度和高盐度为突出的特征。前者如南极中层水团和北太平洋中层水团，后者如红海水团和地中海水团。南极中层水团在太平洋、大西洋和印度洋中都分布很广，它是南极表层水向北运动到南极辐合带附近，与周围的海水强烈混合再下沉而形成的，具有盐度极小值的水团。在南纬60°附近，它迅速下沉

到800～1000米深处，一面参加向东的绕极运动，一面北上进入3大洋。它在大西洋的势力最强，可扩展到北纬25°附近。在太平洋西部它可达赤道，而在东部只能到南纬10°左右。它在印度洋的势力最弱，不会越过南纬10°。因为那里有高盐度的红海水团，其密度和南极中层水团相当，所以阻挡了南极中层水团的继续北上。在太平洋北部，也有一个势力较强的中层水团──北太平洋中层水团。北大西洋的北极中层水很弱，仅出现于其西北部海域。高盐度的地中海水团，经直布罗陀海峡进入大西洋之后，迅速下沉到1000～1500米深处，广泛地散布于北大西洋的中央海域。

深层水团位于中层水团之下到4000米深的范围内，厚度比其他水层都大。北大西洋深层水团主要是从挪威海盆中溢出的海水与中层水和底层水混合而形成的。在它向南运动的过程中，由于上层与地中海水团混合，故显出高盐度和贫氧等特征。印度洋的深层水团和大西洋相似，也具有高盐度和贫氧等特征，它是由底层水和中层高盐度的红海水团混合而形成的。太平洋深层水团的盐度较低，介于中层水和底层水之间，特别是其氧含量比中层和底层都低。一般认为其源地不在太平洋，而是由大西洋和印度洋移来的。

大洋底层的水团，主要是在南极大陆架一些海区形成的南极底层水团散布的结果。南极底层水团主要是在威德尔海形成的。它进入绕极流后，有一部分向北运动，散布于各大洋的底层，在大西洋向北可达北纬45°，在太平洋影响可达北纬50°，在印度洋也可到赤道以北。 至于在北极海区中形成的北极底层水团，由于受格陵兰－设德兰海岭和白令海峡的影响，仅局限于大西洋和太平洋的北部。

（十一）海洋中的波动

35.[掌握]：波高、波陡、波长等波要素的概念

一个简单波动的剖面可用一条正弦曲线加以描述。如图6-1所示，曲线的最高点称为波峰，曲线的最低点称为波谷，相邻两波峰（或波谷）之间的水平距离称为波长（λ），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），显然，波形传播的速度C=λ／T。从波峰到波谷之间的铅直距离称为波高（H），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。波高与波长之比称为波陡，以δ=H／λ表示。在直角坐标系中取海面为xoy平面，设波动沿x方向传播，波峰在y方向将形成一条线，该线称为波锋线，与波锋线垂直指向波浪传播方向的线称为波向线。

36.[了解]：波动能量与波高的关系

小振幅波中，波动的动能与势能相等，但对斯托克斯波而言并不相等，而是Ek＞Ep，即动能大于势能；还可证明，在铅直方向上波动的动能大于水平方向上的动能。

37.[掌握]：海洋内波的概念

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。

38.[掌握]：风浪、涌浪的定义；决定风浪大小的因素

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下来的波动。

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。

风浪成长与风时、风区的关系

常言道“风大浪高”，也有“无风不起浪”等说法，这是对风与浪关系的一种描述。但这只是部分正确。人所共知，小小的水湾中，那怕再大的风也决不会掀起汪洋大海中那种惊涛骇浪，因为它受到了水域的限制。另外，即便是在辽阔的海洋中，短暂的风也不会产生滔天巨浪。可见风浪的成长与大小，不是只取决于风力，而是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。当实际风时一定时，当然对应于某一风区（长度）内的波浪达到定常状态，此一风区长度称为最小风区。因此最小风区的定义为，对应于某一风时，风浪成长至理论上最大尺度所需要的最短距离。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。

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，甚至传至其它海区，经过漫长路程和时间而慢慢消衰。此时的波动称为涌浪。

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。

[熟悉]：风浪、涌浪的波面特征

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，波锋线短，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，波锋线长，周期、波长都比较大，在海上的传播比较规则。

[了解]：波浪传到浅海和近岸的变化

当波浪传至浅水及近岸时，由于水深及地形、岸形的变化，无论其波高、波长、波速及传播方向等都会产生一系列的变化。诸如波向的折射、波高增大从而能量集中，波形卷倒、破碎和反射、绕射等。对海岸工程、海岸地貌

的变化均具有重大影响。

当水深逐渐变浅时，其波速、波长都逐渐变小。波浪传入浅水后，由于波速和地形的影响，导致波向发生转折。在海底凸出的海岬处，由于上述折射的原因，波向线产生辐聚，而在凹进的海岸处，波向线辐散。因此在海岬处常出现较大的波浪，而在海湾处相对较小。可见波浪传到近岸，波高的变化完全取决于能量的变化。

而当海浪传到浅水后，由于波长变短，波高增大，波陡迅速增大，波浪也可发生破碎。由于海底摩擦作用以及于波峰处，水深大，从而相速也大，而在波谷处，由于水深浅，相速也小，导致波面变形。当波峰前的坡度很大时，便发生卷倒现象，在岸边形成拍岸浪，导致破碎。有时海洋中的浅滩，沙洲，暗礁区之上，波浪也常常出现破碎现象，此称为溢浪。当波浪在近岸破碎时，能把相当多的水量带入破碎区，这些海水最终会经过破碎带重新返回到海洋中，从而形成了所谓的离岸流。离岸流之间顺岸边的流动称为沿岸流。在海岸弯曲的岸边如海岬处，波浪辐聚，水量增多，沿海岬两边向海湾处流动，离岸流往往在湾的中部形成。

（十二）海洋潮汐

39.[掌握]：潮汐、潮流的定义

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。

[熟悉]：潮汐要素、潮汐类型

图7-1表示潮位（即海面相对于某一基准面的铅直高度）涨落的过程曲线，图中纵坐标是潮位高度，横坐标是时间。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。平潮的持续时间各地有所不同，可从几分钟到几十分钟不等。平潮过后，潮位开始下降。当潮位退到最低的时候，与平潮情况类似，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着。从低潮时到高潮时的时间间隔叫做涨潮时，从高潮时到低潮时的时间间隔则称为落潮时。一般来说，涨潮时和落潮时在许多地方并不是一样长。海面上涨到最高位置时的高度叫做高潮高，下降到最低位置时的高度叫低潮高，相邻的高潮高与低潮高之差叫潮差。

[了解]：一月中大、小潮出现的日期

从潮汐过程曲线（图7-2）还可看出潮差也是每天不同。在一个朔望月中，“朔”、“望”之后二、三天潮差最大，这时的潮差叫大潮潮差；反之在上、下弦之后，潮差最小，这时的潮差叫小潮潮差。

40.[了解]：天体引潮力的概念

潮汐现象与天体运动密切相关，无论是月球还是太阳，其引潮作用机理是相同的。引潮力，地球绕地月公共质心公转所产生的公转惯性离心力与月球引力的合力称为引潮力。地球上各点的引潮力如图7-5的粗矢量所示，可见地球表面各点所受的引潮力的大小、方向都不同，例如Ａ、Ｂ两点的引潮力方向背离地心，而Ｃ、Ｄ两点的引潮力方向则指向地心。

（十三）风暴潮

41.[掌握]：风暴潮概念

风暴潮（storm surges）是来自海上的一种巨大的自然界的灾害现象， 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。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！

[熟悉]：风暴潮的类型

风暴潮分类的方法并不是唯一的。如果按照诱发风暴潮的大气扰动之特征来分类，通常把风暴潮分为由热带风暴（如台风、飓风等）所引起的和由温带气旋所引起的两大类。另外，在中国北方的渤、黄海还存在另一种类型的风暴潮，只是尚未引起国际上风暴潮界的注意。

热带风暴在其所路经的沿岸带都可能引起风暴潮，以夏秋季为常见。经常出现这种潮灾的地域非常之广，包括北太平洋西部、南海、东海、北大西洋西部、墨西哥湾、孟加拉湾、阿拉伯海、南印度洋西部、南太平洋西部诸沿岸和岛屿等处。如日本沿岸，因受太平洋西部台风的侵袭，遭受风暴潮害颇多，特别是面向太平洋及东中国海的诸岛更易遭受潮灾。中国东南沿海也频频遭受台风潮的侵袭。在墨西哥湾沿岸及美国东岸遭受由加勒比海附近发生的飓风的侵袭而酿成飓风潮。印度洋发生的热带风暴，通常称为旋风，旋风也诱发风暴潮；譬如，孟加拉湾的风暴潮，其势是举世罕见的。

温带气旋多引起的风暴潮主要发生于冬、春季节。北海和波罗的海沿岸的风暴潮即是如此；此外美国东岸也有这种类型的风暴潮。

春秋过渡季节，渤海和北黄海冷暖气团角逐较激烈的地域，由寒潮或冷空气激发的风暴潮，特点是水位变化持续而不急剧，不具有低压中心，这类风暴潮可称为风潮

[了解]：风暴潮各类型的主要特征

当热带风暴所引起的风暴潮传到大陆架或港湾中时将呈现出一种特有的现象，它大致可分为三个阶段。

第一阶段 在台风或飓风还远在大洋或外海的时候亦即在风暴潮尚未到来以前，我们在验潮曲线中往往已能觉察到潮位受到了相当的影响，有时可达到20或30厘米波幅的缓慢的波动。这种在风暴潮来临前趋岸的波， 谓之“先

兆波”。先兆波可以表现为海面的微微上升，也有时表现为海面的缓缓下降。然而必须指出，先兆波并非是必然呈现和存在的现象。

第二阶段 风暴已逼近或过境时，该地区将产生急剧的水位升高，潮高能达到数米；故谓之主振阶段，招致风暴潮灾主要是在这一阶段。但这一阶段时间不太长，一般为数小时或一天的量阶。

第三阶段 当风暴过境以后，即主振阶段过去之后，往往仍然存在一系列的振动--假潮或（和）自由波。在港湾乃至大陆架上都会发现这种假潮；特别当风暴平行于海岸移行的时候，在大陆架上，往往显现出一种特殊类型的波动——边缘波。这一系列的事后的振动，谓之“余振”，长可达2~3天。这个余振阶段的最危险的情形在于它的高峰若恰巧与天文潮高潮相遇时，则实际水位（即余振曲线对应地叠加上潮汐预报曲线）完全有可能超出了该地的“警戒水位”，从而再次泛滥成灾！因为这往往是出乎意料的，更要特别警惕。

温带气旋引起的风暴潮主要发生于冬、春季节。北海和波罗的海沿岸的风暴潮即如此；此外，美国东岸也有这种类型的风暴潮。由热带风暴引起的风暴潮，一般伴有急剧的水位变化；而由温带气旋引起者，其水位变化是持续的而不是急剧的。可以认为，这是由于热带风暴比温带气旋移动迅速、而且其风场和气压变化也来得急剧的缘故。

此外，尚存在另一种类型的风暴潮，是可以说渤、黄海所特有的。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（wind surge）。

（十四）大气结构、气象要素概念及大气环流结构

42.[掌握]：风的概念和表达方式

空气相对于地面作水平运动即为风。它既有方向又有大小，是个向量。风是大气显示能量的一种方式，风可以使地球上南北之间、上下之间空气发生交换，同时伴有水汽、热量、动量的交换。这种交换对整个地球大气的运动状态有重要意义。

因为风是向量，需要测量风向和风速两个项目，才能完全描绘出风的状况。我国在汉朝已经使用测风旗和相风鸟来测定风向，同时还用羽毛举高程度判据风速。这比国外领先了上千年。风向是指风的来向，例如北方吹来的风叫北风，南来的风称南风等等。气象观测上用16个方位。风速是指气流前进的速度。风速越大，风的自然力量越大。一般用风力来表示风速大小。风速的单位是m·s-1或km·h-1。目前国际上通用蒲福风力等级表。

[熟悉]：大气主要气象要素（气温、气压、湿度、风）

气温: 大气的温度的简称，表示大气冷热程度的物理量，是空气分子平均动能大小的表现。

气压: 大气的压力，指观测高度到大气上界单位面积上铅直空气柱的重量。 大气湿度(简称湿度): 它是表征空气中水汽含量或潮湿的程度的物理量，可以由 比湿(g)、绝对湿度(pv)、水气压(e)、露点、相对湿度等物理量表示。

风: 空气相对于地面的运动。气象上常指空气的水平运动，并用风向、风速来表示。

[了解]：大气铅直分层结构

地球大气在不同的高度有不同的特征，因此可以分成若干层。最常用的分层方法是按大气的温度结构分层，即根据铅直温度梯度的方向，把大气分成对流层、平流层、中层和热成层，它们分别由称为“顶”的隔层（如对流层顶）分开。

对流层是大气的最低层，下界是地球表面，上界是对流层顶。对流层的主要特点是：温度随高度降低；大气的铅直混合强；气象要素水平分布不均匀。

由对流层顶向上到50km左右的气层称为平流层。平流层的底层温度随高度无大变化，其上部的温度随高度增加而明显增高。到平流层的上界温度可达0℃左右；大约在50km的高度上最高温度可达7℃，这是由于臭氧强烈吸收太阳辐射的结果。这种温度随高度的逆增现象使平流层大气很稳定，呈现出明显的成层结构，大气的铅直运动很弱，多为平流运动并且尺度很大。

从平流层顶到（80～85）km高度的气层称中层，也称中间层。该层的最重要特点是温度随高度升高而降低得很快，到中层顶温度下降到180K，是大气中最冷的部分。中层内水汽极少，但在高纬地区的黄昏前后偶尔会发现该层存在夜光云，这种云可能是高层大气中细小水滴或冰晶构成，也有人认为是尘埃构成的。由于温度随高度降低很快，所以该层有相当强烈的铅直运动。

热成层是中间层顶以上的大气层，在这层内，温度始终是随高度增加的。太阳辐射中波长小于0.17μm的紫外线辐射几乎全被该层中的分子氧和原子氧吸收，吸收的大部分能量用于使气层增温。此外，太阳的微粒辐射和宇宙间的高能粒子也能影响该层的大气热状况。在100km以上，大气的热量传输主要靠热传导过程。由于分子稀少，传导率小，当各高度上所吸收的辐射能和传到下层去的热量达到平衡时，就必然有巨大的温度梯度。因此在暖层内，温度很快就升到几百度，最终趋于常数，约在1000K以上，是大气中温度最高的层。热成层的另一个特点是，温度日变化和季节变化很显著，白天和夜间温差可达几百度。此外，该层的温度还受太阳活动的影响，在太阳活动的高

峰期和宁静期也能差几百度。

43.[掌握]：地球平均风带分布特征

赤道低气压带： 热带雨林气候 终年太阳直射，盛行上升气流，遇冷致雨。热带雨林气候特征：全年高温多雨 西风带 ：温带海洋性气候 只在中纬度大陆西岸出现，终年从西面海上带来湿润气流 温带海洋性气候特征：夏凉冬暖，终年降水且降水均匀赤道低气压带和信风带交替控制：热带草原气候 赤道低压带控制时情况和热带雨林气候相同，当气压带随太阳直射点移动时，信风带控制，气候干燥，出现在热带雨林带两侧。 热带草原气候特征：平均气温高，有明显的干湿季之分

副热带高气压带和信风带控制： 热带沙漠气候 两个带控制时都气候干燥 热带沙漠气候特征：全年高温干燥 副热带高气压带和西风带控制：地中海气候 夏天副热带高压带控制时气候干燥，冬天西风带控制下享受海洋湿润气流。 地中海气候特征：夏季炎热干燥，冬季温和多雨，雨热不同期

极地高气压带控制：极地气候 高压带终年控制，寒冷干燥。苔原气候：全年皆冬，降水稀少，极昼、极夜现象明显 冰原气候：全年严寒，降水量极少，暴风雪常见注：信风带包括北半球西南信风，东北信风和南半球西北信风，东南信风

[熟悉]：平均大气环流的铅直结构

温压场的结构和地转风关系，决定了地球大气纬向风结构。根据观测资料，得到纬向风时间平均的铅直和经向分布。

观测结果表明，在北半球沿经圈有三个闭合环流圈，在热带和极地各有一个直接环流圈，即空气自较暖处上升，在对流层上部向较冷处流去，然后下沉，而在对流层低层空气由冷处流向暖处，构成一个闭合系统。在热带的称哈得莱（Hadley）环流在极地的环流称极地环流，在两个直接环流之间的中高纬地区则存在一个与直接环流相反的闭合环流圈，称之为间接环流圈。该环流圈的特点是在暖处下沉，冷处上升，是一个较弱的环流圈。

44.[熟悉]：季风的概念

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。因此，考虑到季风的成因，季风的定义不应只着重于盛行风向和风速，季风应当是两种不同性质气流的交替，它具有以下特点：（1）盛行风向随着季节的变化而有很大的不同，甚至接近于相反方向；（2）两种季节（冬季风和夏季风）各有不同的源地，因而其气团性质有着本质的差异；（3）能够给天气现象造成明显不同的各种季节，例如雨季和旱季、冬夏明显对比等。

[了解]：全球三个季风区的名称

全球有三个季风区，一个是印度季风区，二是东亚季风区，三是西非季风区。

45.[熟悉]：热带气旋、温带气旋的概念；

温带气旋，依流场的观点称低压系统为气旋，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。锋面气旋是中纬度的主要天气系统，其直径从数百到数千千米，其中心强度一般在1000hPa左右，最强的可达960hPa左右，是一种剧烈的天气系统。

台风的概念，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。全球每年平均大约有80个热带气旋发生，其中半数以上可以发展成台风，台风集中发生在西北太平洋、孟加拉湾、东北太平洋、西北大西洋、阿拉伯海、南印度洋、西南太平洋和澳大利亚西北海域等8个地区。西太平洋是全球热带气旋发生最多的地区，约占全球总数的三分之一。热带气旋的多发地带集中在5°～10°纬度带内，而南北半球纬度5°以内几乎没有热带气旋发生。

[了解]：热带气旋在不同海区的称谓

世界各地对台风的称呼不同，在东太平洋和大西洋称飓风，在印度洋称热带风暴，在南半球称热带气旋。

46.[熟悉]：ENSO的概念（厄尔尼诺、拉尼娜、南方涛动）

ENSO是厄尔尼诺（El NiNo）和南方涛动（Southern Oscillation）的合称。历史上厄尔尼诺一直是指每年圣诞节前后（西斑牙语的厄尔尼诺为圣婴），沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸，出现一弱的暖洋流，它代替了通常对应的冷水。不过，近年来埃尔尼诺的名称已倾向于用来指一种更大尺度的海洋异常现象，它不是每年而是3～7年发生一次。厄尔尼诺现象发生时，整个赤道东太平洋表现出振幅达几摄氏度的增暖。另外，与赤道海表水温的这种变化相联系，海洋和大气环流也发生很大的异常。

南方涛动（SO），用以描述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。若干以东西向气压差所定义的南方涛动指数（SOI），除因所取代表站不同略有差异外，本质上并无不同。通常使用达尔文岛与塔希提（Tahiti）岛之间的气压差表示SOI。南方涛动影响到全球海洋和大气状况。