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。

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）

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

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(STmax 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

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。

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。

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：

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（