海洋科学导论期末复习重点.pdf

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1、复习 第一章 绪论 第二章 地球概观 第三章 海水物理性质 第四章 海洋中的热收支和水平衡 第五章 世界大洋及中国海温盐密分布及 变化 第六章 大气环流 第七章 大洋环流 第八章 海洋中的波动 第九章 潮汐 第十章 海气相互作用海洋学研究内容 海洋学研究内容 一、内容 一、内容 1. 1. 什么是海洋学： 什么是海洋学： 海洋学是研究在海洋中的 海洋学是研究在海洋中的 各种现象和过程发生、发展 各种现象和过程发生、发展 和演化及它们与环境相互作 和演化及它们与环境相互作 用、相互影响的规律的一门 用、相互影响的规律的一门 综合性科学。 综合性科学。 2. 2. 海洋学研究的对象： 海洋学研究的

2、对象： 地球上面积占 地球上面积占 70.8% 70.8% 的海洋 的海洋 及其边界 及其边界 地球上的水 97.957% 在海洋中 1.641% 在冰川中 0.365% 是地下水 0.036% 在湖泊和河流中 0.001% 在大气中二、 二、 海洋形态的固有特性： 海洋形态的固有特性： 1 1 ）广漠而有垠 ）广漠而有垠 2 2 ）深又浅 ）深又浅 3 3 ）连通又阻隔 ）连通又阻隔 占地球表面积 占地球表面积70.8% 70.8%， ， 但有边 但有边 平均深度 平均深度4000 4000米，最深？ 米，最深？ （陆地最 （陆地最 高？ 高？ ), ),但地球半径 但地球半径6371 63

3、71公里。地球上一 公里。地球上一 薄层；与水平尺度比 薄层；与水平尺度比10 10- -3 3量级 量级 各大洋水域连成一体，可以充分进行物质和 各大洋水域连成一体，可以充分进行物质和 能量的交换。北冰洋与印度洋、大西洋、太 能量的交换。北冰洋与印度洋、大西洋、太 平洋的关系。 平洋的关系。 11034m 11034m 8848m 8848m第一章 地球概观 第二节 第二节 地球的运动 地球的运动 第三节 第三节 地球概观 地球概观 第四节 第四节 构造学说 构造学说 第五节 第五节 海洋起源 海洋起源 第六节 第六节 海洋的划分 海洋的划分 第七节 第七节 海底地形 海底地形 第八节 第八

4、节 各大洋及中国海形态 各大洋及中国海形态 第一节 第一节 宇宙中的地球 宇宙中的地球第二节 地球的运动惯性离心力 牛顿定律不成立的参考系统称非惯性参考系统地球是一个颇为精确的惯 性参考系统（中学），但在研究海洋科学中，地球是非惯性系。 为了使非惯性系统中牛顿第二定律仍然“ 适用” ，必须引入惯性力。这实际 上是牛顿第二定律经适当修改后推广到非惯性系统中去。 相对惯性参考系统作匀角速转动的系统为非惯性参考系统静止于匀角速转动的参 考系统中的物体，在转动参考系统中的观察者看来，要加上一种惯性力惯性离 心力，才能应用牛顿定律解释物体在转动参考系统中的静止状态 重力：万有引力和惯性离心力的合力 问题

5、：考虑自转的话，两极地区的重力和 赤道上的重力相比哪个更大？ 惯性离心力1/190*重力 万有引力 惯性离心力 重力科里奥利力 科氏力 当物体相对转动系统有速度的时候，要使牛顿第二定律仍然适 用，除了附加以上面所说的惯性离心力外；还必须附加以另一 种惯性力：科里奥利力 科氏力主要特征： 科氏力主要特征： 只作用在运动物体上。 只作用在运动物体上。 只改变运动物体的方向，不改变运动物体速度的大小。 只改变运动物体的方向，不改变运动物体速度的大小。 北半球垂直作用于运动物体的右方，南半球相反。 北半球垂直作用于运动物体的右方，南半球相反。 与物体运动速度、纬度和地球自转角速度有关。 与物体运动速度

6、、纬度和地球自转角速度有关。 0 0 sin 2 sin 2 cos 2 sin 2 cos 2 sin 2 sin 2 2 z y x z y x z y x F u f F v f F F u F v F w F u F w v F f V F 称其为科氏参量 为科氏力 一、 一、 地球结构： 地球结构： 圈层结构 圈层结构 外圈：生物圈、大气 外圈：生物圈、大气 圈、水圈 圈、水圈 内圈：地壳、地幔、 内圈：地壳、地幔、 地核 地核 第三节 地球概观 大陆漂移说 大陆漂移说 海底扩张说 海底扩张说 板块构造说 第四节 构造学说大陆漂移说 大陆漂移说 学说提出： 学说提出： 1912 19

7、12 ，德气象学家魏格纳提出。 ，德气象学家魏格纳提出。 1915 1915 年 年 著成 著成 海陆的起源 海陆的起源 。 。 观点： 观点： 2.5 2.5 亿年前，地球上存在泛大陆和一个泛古 亿年前，地球上存在泛大陆和一个泛古 大洋，后漂移，形成现在的海陆分布。 大洋，后漂移，形成现在的海陆分布。 证据： 证据： 大量古生物的证据 大量古生物的证据 。 。 不足：无法合理解释大陆漂 不足：无法合理解释大陆漂 移的机制问题。 移的机制问题。 大陆漂移说的新生： 大陆漂移说的新生： 20 20 世纪 世纪 60 60 年代 年代 学说提出：基于一系列的洋底地质发现， 学说提出：基于一系列的洋

8、底地质发现， 美国 美国 Hess(1960 Hess(1960 ， ， 1962) 1962) 和 和 Dietz(1961) Dietz(1961) 提出 提出 海底扩张说。 海底扩张说。 观点： 观点： 大洋中脊 大洋中脊 裂谷带是地幔物质涌升的 裂谷带是地幔物质涌升的 出口，涌出的地幔物质冷却形成新的洋 出口，涌出的地幔物质冷却形成新的洋 底，新洋底推动先期形成的较老洋底逐渐 底，新洋底推动先期形成的较老洋底逐渐 向两侧扩展推移。 向两侧扩展推移。 证据： 证据： 沉积岩年龄 沉积岩年龄 、 、 厚度；磁异常条带 厚度；磁异常条带 ； ； 大洋钻探。 大洋钻探。 海底扩张说 海底扩张说

9、 洋底沉积物薄 洋底岩石年轻 全球性的洋中 脊山系板块构造说 板块构造说： 板块构造说：1965 1965， ，Wilson Wilson提出转换断层的概念，并首 提出转换断层的概念，并首 先提出地球表层可划分为若干刚性板块。 先提出地球表层可划分为若干刚性板块。1967 1967- -1968 1968， ， Morgan, Morgan, Mckenzie Mckenzie et. al et. al 定量论述了板块运动，确立 定量论述了板块运动，确立 了板块构造说的基本原理。 了板块构造说的基本原理。 观点：岩石圈位于软流圈之上； 观点：岩石圈位于软流圈之上； 岩石圈被地震带分割，形成板

10、块； 岩石圈被地震带分割，形成板块； 全球地壳由 全球地壳由六大板块 六大板块组成； 组成； 板块边缘为大洋中脊、转换断层、俯冲带、岛弧 板块边缘为大洋中脊、转换断层、俯冲带、岛弧 和海沟等，是 和海沟等，是地震 地震和 和火山 火山多发带。板块相遇，形成 多发带。板块相遇，形成岛弧、 岛弧、 海沟 海沟（大洋和大陆板块相遇），或高大山脉（两个大陆 （大洋和大陆板块相遇），或高大山脉（两个大陆 板块相遇）。 板块相遇）。第六节 海洋的划分 一、 一、 海和洋的定义及水文特征 海和洋的定义及水文特征 洋：海洋的主体部分。地球上连续巨大的咸水体。 洋：海洋的主体部分。地球上连续巨大的咸水体。 洋的

11、水文特征：远离陆地，受陆地影响小；面积 洋的水文特征：远离陆地，受陆地影响小；面积 大，水深（平均 大，水深（平均 23 23 千米）；有独立的环流和潮波 千米）；有独立的环流和潮波 系统；底质为软泥、红粘土。 系统；底质为软泥、红粘土。 海：海洋的附属部分之一。位于大陆边缘，被陆 海：海洋的附属部分之一。位于大陆边缘，被陆 地、岛弧分割的许多形态各异的水体。 地、岛弧分割的许多形态各异的水体。 海的水文特征：靠近陆地，受陆地影响大；面积 海的水文特征：靠近陆地，受陆地影响大；面积 小，水浅；无独立的潮波系统；底质为陆屑。 小，水浅；无独立的潮波系统；底质为陆屑。2、海的分类 海湾：洋或海延伸

12、进大陆且深度逐渐减小的水域。 海湾：洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域。 海峡：两端连接海洋的狭窄水道。 海峡：两端连接海洋的狭窄水道。 边缘海：位于 边缘海：位于大陆 大陆和大洋的边缘，其一侧以大陆为界，另一侧 和大洋的边缘，其一侧以大陆为界，另一侧 以 以半岛、岛屿或岛弧 半岛、岛屿或岛弧与大洋分隔，但水流交换通畅的海 与大洋分隔，但水流交换通畅的海。 陆间海、地中海：具有海洋的特质，位于两个大陆之间，一般 陆间海、地中海：具有海洋的特质，位于两个大陆之间，一般 与大洋之间仅以较窄的海峡相连 与大洋之间仅以较窄的海峡相连。 内陆海：伸入大陆内部，仅有狭隘水道与边缘海或者大洋相接 的海，如

13、我国的渤海第七节 海底地形 大陆边缘 大陆边缘 - - 大陆架、大陆坡、大陆基、岛弧和海 大陆架、大陆坡、大陆基、岛弧和海 沟 沟 洋中脊 洋中脊 洋盆 洋盆 大陆边缘 洋盆 洋中脊南大洋 南纬 南纬 45 45 度至南极大 度至南极大 陆间的广阔水域。 陆间的广阔水域。 具有独特的潮波系 具有独特的潮波系 统和环流系统。 统和环流系统。 IOC 1970年将南大洋定义为“从南极大 陆到南纬40度为止的海域，或从南极大 陆起，到亚热带幅合线明显时的连续海 域” 第八节 各大洋及中国海形态第三章 第三章 海水物理性质 海水物理性质 第一节 海水组成 第二节 海水的物理性质 （淡水和海水） 第三节

14、 温、盐、密概念及之间关系 第四节 海冰 1第一节 第一节 海水组成 海水组成 一、海水组成： 11种主要无机盐，99.99% 二、海水组成恒定性原理： 2二、海水的热力学性质 二、海水的热力学性质 热容、比热容： 热容：海水温度升高1K所吸收的热量。单位： （J/K） 比热容：单位质量海水的热容。单位：J/(K kg) 定压比热C p ：在一定压力下测定的比热容。是温、 盐、压的函数，随盐度的增大而降低，随压力的增 加而减小。随温度变化比较复杂。 定容比热C v :在一定体积下测定的比热容。其值略 小于定压比热C p 。 4 热膨胀：热膨胀系数(温度升高1K单位体积海水 的增量)，是T、S、

15、P的函数。 由负转正对应的密度最大。 S P t V V , 1 5压缩系数：在研究中通常视为不可压流体。单位 体积海水，压力增加1Pa体积的负增量。 是T、S、P函数，随T、S、P 的增大而减小。 分等温、绝热过程。（声波） 绝热变化：绝热下沉 位温：某一深度海水绝热上升到海面时温度称该 深度海水的位温 。比现场深度低。微团此时相 应的密度，称为位密，记为 压缩性、绝热变化，位温 t S t P V V , 1 6 蒸发潜热和饱和水气压 比蒸发潜热：单位质量的海水变成同温度 汽所吸收的热量。 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。 7第三节 第三节 温、盐、密概念及 温、

16、盐、密概念及 之间关系 之间关系 温度 描述物质分子热运动的量度。 9盐度 盐度 盐度(1902)： 1kg海水中将(Br - ,I - )以氯置换，碳酸盐分解为氧化物,有机 物全部氧化,所余固体物质的总克数。(480度加热48小时） 氯度: 1kg海水中将(Br - ,I - )以氯代替，所含氯的总克数。 （AgNO3滴定） 电导盐度(1969): CS(不深于100m水层内采集的135个水样) R 15 :为15C,一个标准大气压下，水样的电导率与盐度精确为35% 0 的标准海水电导率的比值。 实用盐标PSS78： 0 0 8050 . 1 030 . 0 Cl% S% i i i R a

17、 S% 15 5 0 0 2 / 15 5 0 i i i K a S 0 . 35 5 0 i i a 0 . 35 5 0 i i a 1 ) 0 , 15 , 4356 . 32 ( ) 0 , 15 , 35 ( 15 C C K ) 0 , 15 , 35 ( ) 0 , 15 , ( 15 C S C R 固定参考点 标准海水盐度、氯度 35.000% 0 19.374% 0 10密度 密度 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；他们都是温盐 压函数。 现场密度：一定温盐压的密度。 条件密度： （kg/m 3 ） 密度超量： kg/m 3 状态方程:描述

18、海水密度与温、盐、压等理 化特征参量之间关系的数学表达式。 p t s , , 3 10 ) 1 ( t 1000 p t s , , 11第四节 第四节 海冰 海冰 海冰的形成： Tf、Tmax与盐度关系 均是盐度的函数，随盐度的增加 而降低，盐度为24.695时二者均 是-1.33C. 结冰条件：到达冰点温度，结晶 核 淡水结冰 ：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 海水结冰的特点：主要是纯水的冻结，盐分大部排出冰外，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；同时冰层阻碍了其下海水热

19、 量的散失，从而大大减缓了冰下海水继续冻结的速度；海冰表面比较粗糙。 海水结冰 13海冰的物理性质 每1Kg海冰中所含盐分的克数为海冰的盐度。 海冰盐度与结冰速度、结冰前海水盐度、冰龄有关。 （1） 在结冰过程中，大部分盐析出冰晶之外。所以，海冰 盐度小于其海水的盐度； （2） 在结冰的过程中，T 气 越低，结冰速度越快，冰层厚度 发展越厚，被包围在其中的卤水越多，海冰的盐分越高； （3） 在海冰中，上层结冰速度快，针状轴向混乱，盐度 高；下层结冰速度慢，针状轴向垂直排列，盐度小； （4） 冰的盐度随冰龄增大而减小。 25 1、海冰的盐度第四章 第四章 海洋中的热收支和水平衡 海洋中的热收支和

20、水平衡 第一节 第一节 海洋热收支 海洋热收支 （一）海面热收支 （一）海面热收支 （二）海洋内部热交换 （二）海洋内部热交换 第二节 第二节 海洋中的水平衡（循环） 海洋中的水平衡（循环） 1第一节 第一节 海洋热收支 海洋热收支 （一）海面热收支 （一）海面热收支 h e b s t Q Q Q Q Q 2 太阳常数 1367W/m 2 或 8.16J/(cm 2 *min)一、太阳辐射 一、太阳辐射 Q Q s s ： ： 1 1 、辐射定律： 、辐射定律： 斯蒂芬 斯蒂芬 波尔兹曼定律： 波尔兹曼定律： 任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射 任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射 的形式

21、向外释放能量，它与绝对温度 的形式向外释放能量，它与绝对温度 T T k k 的 的 4 4 次 次 方成正比。 方成正比。 维恩定律： 维恩定律： 辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对 辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对 温度成反比。 温度成反比。 4 K T F E K T C / 42 2 、影响因素： 、影响因素： 1 1 ) ) 太阳高度 太阳高度 h h 2) 2) 大气透明度 大气透明度 3) 3) 天空中的云量、云状 天空中的云量、云状 E h E AB AC E AB Q E AC Q E h h ) sin( C B A h E E h 53 3 、 、 总辐射能分布：

22、总辐射能分布： 随纬度的分布 随纬度的分布 ： ： 1) 1) 、全年总辐射能 、全年总辐射能 随纬 随纬 度升高而减小； 度升高而减小； 2) 2) 、 、 除赤道地区外，夏 除赤道地区外，夏 半年均高于冬半年，且 半年均高于冬半年，且 差值随纬度升高而增 差值随纬度升高而增 大； 大； 3) 3) 、 、 经向梯度夏半年小 经向梯度夏半年小 于冬半年。 于冬半年。 进入海水中的辐射能 进入海水中的辐射能 ： ： 主要被表层海水吸收， 主要被表层海水吸收， 随深度增加指数衰减。 随深度增加指数衰减。 太阳辐射能量的可见光部分随深度的衰减 45% 16% 1% 6二、海面有效回辐射 二、海面有

23、效回辐射 Q Q b b ： ： 定义： 定义： 海面向大气的长波辐射与大气 海面向大气的长波辐射与大气 向海洋的长波辐射之差 向海洋的长波辐射之差 影响因素： 影响因素： A A、 、海面水温 海面水温 B B、 、空气中的湿度 空气中的湿度 C C、 、云量、云状 云量、云状 晴天时海面有效回辐射随温度和相对湿度的变化 7三、 三、 蒸发潜热 蒸发潜热 Q Q e e 对海气间热交换起重要作用 对海气间热交换起重要作用 影响因素： 影响因素： A. A.水汽温差 水汽温差 B. B.大气中水汽垂直分布 大气中水汽垂直分布 C. C.风速 风速 分布及变化 分布及变化： ： (a) (a)经

24、向（南北）：赤道蒸发量小（相对湿度大，风速 经向（南北）：赤道蒸发量小（相对湿度大，风速 小）高纬度海区小（温度低，水汽含量少）副热带和信 小）高纬度海区小（温度低，水汽含量少）副热带和信 风带海区大（气流下沉，空气干燥，气温高，风大） 风带海区大（气流下沉，空气干燥，气温高，风大） (b) (b)季节变化：冬季最强（风速大，水汽压差大，水温 季节变化：冬季最强（风速大，水汽压差大，水温 高于气温，空气层结不稳） 高于气温，空气层结不稳） 8第二节 第二节 海洋中的 海洋中的 水平衡（循环） 水平衡（循环） 一、影响因子： 一、影响因子： 1 1、蒸发 、蒸发：热量、水量消耗的过程。 ：热量、

25、水量消耗的过程。44 44万 万km km 3 3 . 124126cm/a . 124126cm/a 2 2、 、降水 降水： ：41 41万 万km km 3 3 ,113.7cm/a. ,113.7cm/a.各大洋分布不均匀。与大气环 各大洋分布不均匀。与大气环 流有关。 流有关。 3 3、大陆径流、地下水 、大陆径流、地下水： ：2.92 2.92万 万km km 3 3 , ,大西洋最多，亚马逊 大西洋最多，亚马逊( (第 第 一径流 一径流) )，密西西比 ，密西西比( (第二大河 第二大河) )，刚果 ，刚果( (第二大径流 第二大径流) )，全部 ，全部 注入大西洋，可使海面上

26、升 注入大西洋，可使海面上升23cm/a. 23cm/a. 印度洋次之，太平洋最 印度洋次之，太平洋最 少。长江 少。长江( (第三径流 第三径流) )只及亚马逊 只及亚马逊18.9% 18.9%。全部注入，使太平 。全部注入，使太平 洋海面上升 洋海面上升7cm/a 7cm/a。 。 4 4、结冰与融冰 、结冰与融冰: : 局地影响 局地影响 142 2 、 、 水平衡对盐度的影响 水平衡对盐度的影响 世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水 世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水 量之差。 量之差。 (E (E - - P)S P)S 低纬度海区：降水大于蒸发 低纬度海区：降水大于蒸发 ,P ,

27、P - - E0, S E0, S 低。 低。 副热带海区：蒸发大于降水 副热带海区：蒸发大于降水 ,P ,P - - E0 E0 ， ， S S 高。 高。 副极地海区：多云带，蒸发少， 副极地海区：多云带，蒸发少， S S 低。 低。 18第五章 世界大洋及中国海 温盐密分布及变化 第一节 第一节 大洋温度分布及变化 大洋温度分布及变化 分布 等温线成条带状 等温线成条带状 从赤道向两极逐渐减小 从赤道向两极逐渐减小 东、西边界等温线弯曲方 东、西边界等温线弯曲方 向相反 向相反 寒暖流交汇处等温线密集 寒暖流交汇处等温线密集 深层水平分布：径向梯度 深层水平分布：径向梯度 减小、南北温差

28、减小、水 减小、南北温差减小、水 温趋向均匀 温趋向均匀 水平分布： 2 A. A. 低纬度： 低纬度： 均匀层 均匀层 ( ( 上混合层 上混合层 ) ) ： ： 主温跃层 主温跃层 ( ( 永久性温跃层 永久性温跃层 ) ) ： ： 不随季节变化。 不随季节变化。 主温跃层以下 主温跃层以下 3 铅直分布 表层高，随深度增加而降低 表层高，随深度增加而降低 不同纬度垂直分布有差异 不同纬度垂直分布有差异 温跃层：温度铅直尺度较大的水层，在不太厚 的温度内，水温迅速递减。 判断标准：大洋中0.05度/m 近海0.2度/m2、垂直分布 B. B.中纬度 中纬度：上为均匀混合层，其下季节性 ：上

29、为均匀混合层，其下季节性 温跃层。 温跃层。 C. C.高纬度 高纬度：极锋向极一侧，不存在永久性 ：极锋向极一侧，不存在永久性 跃层，冬季在上层出现逆温现象 跃层，冬季在上层出现逆温现象( (暖中间 暖中间 水 水) )，深度 ，深度100m 100m左右；夏季冷中间水。 左右；夏季冷中间水。 季节性温跃层生消规律： 季节性温跃层生消规律： 4第二节 盐度分布及变化 表层盐度与蒸发降水的关系 表层盐度与蒸发降水的关系 蒸发 蒸发 (Evaporation) (Evaporation) 与降水 与降水 (Precipitation) (Precipitation) 之差 之差 (E (E -

30、- P) P) S=34.6+0.0175(E S=34.6+0.0175(E - - P) P) S是盐度，E-P 单位是厘米/年 世界大洋盐度空间分布不均匀， 世界大洋盐度空间分布不均匀， 平均值以大西洋最高， 平均值以大西洋最高，34.90 34.90； ； 印度洋次之， 印度洋次之，34.76 34.76，太平洋最 ，太平洋最 低， 低，34.62 34.62。 。 91、水平分布 第二节 盐度分布及变化 表层： 表层： 总特征 总特征: : 基本上具纬线方向的带 基本上具纬线方向的带 状分布特征，经向分布呈马鞍 状分布特征，经向分布呈马鞍 状； 状； 寒暖流交汇区和径流冲淡海区等 寒

31、暖流交汇区和径流冲淡海区等 盐线密集；某些海域达 盐线密集；某些海域达0.2/km 0.2/km 盐度的最高与最低值多出现在大 盐度的最高与最低值多出现在大 洋边缘的海盆中； 洋边缘的海盆中； 地中海、波斯湾、红海达 地中海、波斯湾、红海达39 39- -43 43，波罗的 ，波罗的 海北部最低时只有 海北部最低时只有3; 3; 冬季盐度分布特征与夏季相似 冬季盐度分布特征与夏季相似; ; 平均各大洋表层盐度，北大西洋 平均各大洋表层盐度，北大西洋 最高 最高(35.5) (35.5)，南大西洋、南太平 ，南大西洋、南太平 洋次之 洋次之(35.2) (35.2)，北太平洋最低 ，北太平洋最低

32、 (34.2); (34.2); 10第三节 密度分布及变化 海水密度是海水 海水密度是海水T T、 、S S、 、P P的函数 的函数 1 1 、 、 水平分布 水平分布 表层： 表层：取决于温度和盐度 取决于温度和盐度 沿经向从赤道向两极逐渐增大 沿经向从赤道向两极逐渐增大 深层： 深层：密度水平差异减小。 密度水平差异减小。 15第六章 大气环流 第一节 第一节 气压带和风带及季节变化 气压带和风带及季节变化 第二节 第二节 天气系统 天气系统 第三节 第三节 中国海气候特征 中国海气候特征气压带和风带及季节变化 气压带和风带及季节变化 大气垂直分层 大气垂直分层 气象要素：温、压、湿、

33、风 气压带 气压带 和风带 和风带 季风地球大气的铅直分层 根据铅直温度梯度的 方向，将大气分成 对流层 平流层 中间层 暖层、热成层 散逸层 湿度 湿度 ：大气中水汽含量。 ：大气中水汽含量。 衡量湿度的参量： 衡量湿度的参量： 比湿 比湿 ：单位体积大气中，水汽质量与总大气质 ：单位体积大气中，水汽质量与总大气质 量之比。 量之比。 水汽压和饱和水汽压 水汽压和饱和水汽压 ：由水汽引起的压强称水 ：由水汽引起的压强称水 汽压；达动态平衡时所具有的压强为饱和水汽 汽压；达动态平衡时所具有的压强为饱和水汽 压。 压。 相对湿度 相对湿度 ：空气中水汽压与饱和水汽压之比。 ：空气中水汽压与饱和水

34、汽压之比。 露点 露点 ：湿空气等压降温达饱和时的温度。完全 ：湿空气等压降温达饱和时的温度。完全 由水汽压决定。 由水汽压决定。 温度露点差 温度露点差 ：气温与露点温度的差，代表相对 ：气温与露点温度的差，代表相对 湿度。 湿度。三、 三、 气压带 气压带 和风 和风 带 带 气压带 气压带： ： 热带低气压区；副热带 热带低气压区；副热带 高压区；副极地低压区； 高压区；副极地低压区； 极地高压区； 极地高压区； 风 风 带 带： ： 东南、东北信风；西 东南、东北信风；西 风；极地东风 风；极地东风季风(monsoon)的定义： 季风是大范围盛行风向随季节有显著变 化的风系。 四、季风

35、世界季风区 亚、非和澳洲的热带和副热带地区为连成一片的全世界最大 的季风区。 全球三个季风区：印度季风区，东亚季风区，西非季风区。季风的特点 （1）盛行风向随季节的变化有很大的差别， 甚至相反。冬季盛行东北气流（华北-东北为西北气 流），夏季盛行西南气流，中国东部-日本盛行东南气流。 （2）两种季节各有不同的源地，因而气团性 质有本质的不同。冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润。 （3）造成天气现象也有本质的季节性差异。 冬季干燥少雨，夏季湿润多雨，尤其多暴雨，在热带地区更 有旱季和雨季的明显对比。主要天气系统 低纬度系统 热带气旋（台风） 副热带高压 热带辐合带(ITCZ) 中高纬度系统 大气锋面 温

36、带气旋 爆发性气旋 中小尺度天气系统 龙卷风 飑线 区域性天气系统 海陆风 山谷风 焚风热带气旋(tropical cyclone) 定义：热带气旋是形成在 热带或副热带洋面 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 非锋 面性天气尺度系统 面性天气尺度系统，一般 具有暖中心结构 暖中心结构，总是伴 有狂风暴雨，给受影响地 区造成严重灾害。概况介绍- 热带气旋活动的时空分布 空间分布： 8个源地：NW太平洋、SW太平洋、NE太平洋、N大西洋、 S印度洋、N印度洋；S大西洋和SE太平洋。 西北太平洋最多；均形成于暖热带水域；87%在EQ两侧20 纬度内；2/3形成于

37、北半球。 海域 统计量 西北太平 洋 澳大利亚 - 西 南太平洋 东北太平 洋 南印度洋 北大西洋 北印度洋 热带气旋总数 年平均 占全球的百分数 极大 极小 565 25.7 30.7 35 17 199 9.0 10.8 24 11 364 16.5 19.8 21 6 380 17.3 20.6 13 5 214 9.7 11.6 14 4 120 5.4 6.5 9 2 22 年 资 料台风形成的必要条件 要有一个初始扰动 暖性洋面，SST26.5C 生成位置一般距赤道5个纬距之外 整个对流层风的垂直切变要小热带气旋与温带气旋的比较 均为天气 尺度系统 均为地面 低压系统 风均绕其 中

38、心逆时 针方向旋 转 都产生大 风、降水 天气 不同点 相同点 有锋面 无锋面 性质 等压线非规则环形，风较 小，梯度较小，但水平尺 度较大 从天气图上看，热带气 旋等压线更近环形，风 更强，梯度更大，尺寸 较小 天气 图上 最强风出现在高空急流处 最大的风在近地面 强风 一般无眼区，且中心气流 上升 往往有眼区，且气流下 沉 中心 强度随高度加强，中纬度 气旋上空的西侧往往对应 冷的高空低压或槽 暖心结构，台风强度随 高度递减，地面的低压 到高空（12KM ）变为 高压 垂直 结构 水平温度梯度（斜压能） 下垫面暖洋面及潜热释 放 能量 来源 温带气旋 热带气旋大气中的锋 锋的概念 锋是冷暖

39、气团之间的狭 窄、倾斜过渡地带。 当性质不同的两个气 团，在移动过程中相遇 时，它们之间就会出现 一个交界面，叫做 锋面 。 锋面与地面相交而成的 线，叫做 锋线 。一般把 锋面和锋线统称为锋。第七章 第七章 大洋环流及水团结构 大洋环流及水团结构 第一节 第一节 概述 概述 第二节 第二节 海流成因 海流成因 第三节 第三节 地转流 地转流 第四节 第四节 风海流 风海流 第五节 第五节 惯性流 惯性流 第六节 第六节 大洋环流及水团结构 大洋环流及水团结构 （一）大洋环流的成因 （一）大洋环流的成因 （二）海洋表层环流的地理分布 （二）海洋表层环流的地理分布 （三）大洋表层环流各流系的特征

40、 （三）大洋表层环流各流系的特征 （四）大洋水团及表层以下环流 （四）大洋水团及表层以下环流 第七节 第七节 中国海环流 中国海环流 第八节 第八节 观测手段、研究方法和应用 观测手段、研究方法和应用第一节概述 第一节概述 一 一 、定义及分类 、定义及分类 1. 1. 海流定义： 海流定义： 海水大规模相对稳定的流动。（非周期） 海水大规模相对稳定的流动。（非周期） 相对稳定：一段时间内流速、流向保持不变。 相对稳定：一段时间内流速、流向保持不变。 大规模：时空尺度大，空间：水平尺度达几百至上千公里，垂直 大规模：时空尺度大，空间：水平尺度达几百至上千公里，垂直 尺度：几十到几百米，有些可达

41、上千米。 尺度：几十到几百米，有些可达上千米。 三维流动，水平显著，垂直方向相当微弱，有时可忽略。有些海 三维流动，水平显著，垂直方向相当微弱，有时可忽略。有些海 流沿垂直方向流动：上升流、下降流 流沿垂直方向流动：上升流、下降流 海流的单位：矢量 海流的单位：矢量. . 流速大小，单位为 流速大小，单位为m/s m/s 流向：为 流向：为“ “ 去向 去向” ” ，地理方位角表示，向北流记为 ，地理方位角表示，向北流记为0 0 ，向东 ，向东90 90 。 。 （风来流去） （风来流去）二、影响和产生海流的力 二、影响和产生海流的力 引起海水运动的力： 引起海水运动的力： 重力，压强梯度力，

42、风应力，引潮力 重力，压强梯度力，风应力，引潮力 海水运动后派生的力： 海水运动后派生的力： 科氏力，摩擦力 科氏力，摩擦力第三节 第三节 地转流 地转流 一、均匀海洋中地转流 一、均匀海洋中地转流 1 1 、 、 地转流定义 地转流定义 ： ： 压强梯度力水平分力与 压强梯度力水平分力与 科氏力达到平衡时的稳定流动。 科氏力达到平衡时的稳定流动。 2 2 、特点 、特点 ： ： 地转流流速大小与等压面和等势面的夹角的正 地转流流速大小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； 切成正比，与科氏参量成反比； 沿两面的交线流动 沿两面的交线流动 , , 北半球流向偏在压强梯度力 北

43、半球流向偏在压强梯度力 水平分力右方 水平分力右方 90 90 ； ； 在北半球，面向流去的方向，右面等压面高， 在北半球，面向流去的方向，右面等压面高， 左面低。 左面低。 内压场引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上 内压场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 层，随深度增加而减小。外压场引起的等压面 倾斜则直达海底。 倾斜则直达海底。 tan f g v P1 T P2第四节 第四节 风海流 风海流 一、无限深海风海流（亦称漂流）：南森 一、无限深海风海流（亦称漂流）：南森 1. 1. 定义：湍切应力和科氏力平衡时的稳定流动。 定义：湍切应力和科氏力平

44、衡时的稳定流动。 假定： 假定： 1) 1) 均匀； 均匀； 2) 2) 海区无限宽、广，海面无起伏； 海区无限宽、广，海面无起伏； 3) 3) 风场均匀，长时间吹，只沿 风场均匀，长时间吹，只沿y y 方向吹； 方向吹； 4) 4) 科氏力不随纬度变化。 科氏力不随纬度变化。 5) 5) 只考虑垂直涡动粘滞系量引起的水平方向的摩擦 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； 力，且视为常数； 0 d d 1 n P G 2 2 、空间结构： 、空间结构： 表层流速最大，流向偏于风向的 表层流速最大，流向偏于风向的 右方 右方 45 45 度； 度； 随深度增加，流速逐渐减小

45、，流 随深度增加，流速逐渐减小，流 向逐渐右偏； 向逐渐右偏； 至摩擦深度 至摩擦深度 D D ， ， 流速是表面流速 流速是表面流速 的 的 4.3% 4.3% ，流向与表面流向相反 ， ，流向与表面流向相反 ， 可忽略； 可忽略； 连接各层流速在平面上投影的矢 连接各层流速在平面上投影的矢 量端点，构成 量端点，构成 艾克曼螺旋线 艾克曼螺旋线 。 。 az 45 az e V 0 D a 第五节 第五节 惯性流 惯性流 科氏力和加速度达平衡。 科氏力和加速度达平衡。 等角速度运动、流速大小不变。 等角速度运动、流速大小不变。 u f dt dv v f dt du第六节 第六节 大洋环流

46、及水团结构 大洋环流及水团结构 （一）大洋环流的成因 （一）大洋环流的成因 （二）海洋表层环流的地理分布 （二）海洋表层环流的地理分布 （三）大洋表层环流各流系的特征 （三）大洋表层环流各流系的特征 （四）大洋水团及表层以下环流 （四）大洋水团及表层以下环流（一）大洋环流的成因 （一）大洋环流的成因 一、风生大洋环流 一、风生大洋环流 西向强化理论：科氏参量随纬度变化。 西向强化理论：科氏参量随纬度变化。 Stommel Stommel 理论 理论 ： ： 1948, 1948, 风应力、铅直湍切应力及 风应力、铅直湍切应力及 科氏力等的平衡关系。 科氏力等的平衡关系。 将大洋视为等深矩形，风

47、应力随纬度变化。 将大洋视为等深矩形，风应力随纬度变化。二、 二、 热盐环流 热盐环流 由温、盐变化引起的环流。相对而言，在大洋中 由温、盐变化引起的环流。相对而言，在大洋中 下层占主导地位。 下层占主导地位。（二）海洋表层环流的地理分布 （二）海洋表层环流的地理分布 1 1 、 、 副热带海区反气旋式环 副热带海区反气旋式环 流 流 ： ： 太平洋、大西洋：南半球和 太平洋、大西洋：南半球和 北半球都存在。 北半球都存在。 印度洋南半球与大西洋和太 印度洋南半球与大西洋和太 平洋相似，北半球冬夏环流 平洋相似，北半球冬夏环流 形式受季风影响不同，冬半 形式受季风影响不同，冬半 年是反气旋式环

48、流，夏季则 年是反气旋式环流，夏季则 消失。 消失。 2 2 、气旋式环流： 、气旋式环流： 太平洋和 太平洋和 大西洋的亚北极海区受极地 大西洋的亚北极海区受极地 弱东风的影响。 弱东风的影响。（二）海洋表层环流的地理分布 （二）海洋表层环流的地理分布（三）大洋表层环流各流系的特征 （三）大洋表层环流各流系的特征 一、 一、 赤道流系： 赤道流系： 南、北赤道流（ 南、北赤道流（NEC NEC、 、SEC SEC） ） 赤道逆流（ 赤道逆流（NECC NECC、 、SECC SECC） ） 赤道潜流（ 赤道潜流（EUC EUC） ） 赤道流是 赤道流是 高温、高盐、高水色及透明度大 高温、高

49、盐、高水色及透明度大 为 为 特征的流系 特征的流系 。 。 逆流区有充沛的降水， 逆流区有充沛的降水， 相对赤道流具有 相对赤道流具有 高 高 温、低盐 温、低盐 特征 特征 。它与北赤道流之间存在辐 。它与北赤道流之间存在辐 散上升运动， 散上升运动， 水色和透明度也相对降低 水色和透明度也相对降低 。 。 赤道潜流： 赤道潜流： 南赤道流区下方温跃层内，与 南赤道流区下方温跃层内，与 赤道流相反自西向东的流，成带状分布。 赤道流相反自西向东的流，成带状分布。水团的定义 水团的定义 1 1 、水团 、水团 (water mass) (water mass) 的定义： 的定义： 中国大百科全

50、书 中国大百科全书 : : 源地和形成机制相近， 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 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 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。 显差异的宏大水体。 “ “ 内同性 内同性 ”“ ”“ 外异性 外异性 ” ” 。 。三、 三、 大洋水团 大洋水团 1 1 、 、 表层水 表层水 ： ： 富溶解氧。 富溶解氧。 2 2 、 、 次表层水 次表层水 ： ： 高盐 高盐 3 3 、 、 中层水 中层水 ： ： 低盐；高盐中层水：地中海，红海 低盐；高盐中层水：地中海，红海 4 4 、 、

51、 深层水 深层水 ： ： 贫氧。 贫氧。 5 5 、 、 底层水 底层水 ： ： 高密。 高密。第八章 第八章 海洋中的波动 海洋中的波动 第一节 概 述 第二节 小 振幅重力波 第三节 有 限振幅波 第四节 风 浪和涌浪 第五节 海 洋内波 第六节 开 尔文波与罗斯贝波 第七节 观 测、研究及应用第一节 第一节 概述 概述 一、波浪要素 一、波浪要素 波峰 波峰( ( 谷 谷) ) ，波长，周期，波速，波高，振幅，波陡，波峰 ，波长，周期，波速，波高，振幅，波陡，波峰 线，波向线 线，波向线 二、波浪类型 二、波浪类型 按成因分：风浪、涌浪、地震波、海啸 按成因分：风浪、涌浪、地震波、海啸

52、相对水深：深水波、浅水波 相对水深：深水波、浅水波 波形传播：前进波、驻波 波形传播：前进波、驻波 发生位置：表面波、内波、边缘波 发生位置：表面波、内波、边缘波 动力机制：开尔文波、罗斯贝波 动力机制：开尔文波、罗斯贝波第二节 第二节 小振幅重力波 小振幅重力波 一、波形传播与水质点的运动 一、波形传播与水质点的运动 1. 1. 波剖面方程： 波剖面方程： 2. 2. 浅水波速 浅水波速 : : 3. 3. 频散关系 频散关系 : : 4. 4. 水质点运动： 水质点运动： 水质点运动速度 水质点运动速度 随深度 随深度 指数衰减；运动轨迹为圆 指数衰减；运动轨迹为圆 5. 5. 能量：势能

53、 能量：势能 = = 动能 动能 =1/2 =1/2 总能量 总能量 ) sin( t kx a gh c ) tanh( 2 kh kg 第三节 第三节 有限振幅波 有限振幅波 相对于小振幅波而言，有限振幅波有较大振幅。与实际 相对于小振幅波而言，有限振幅波有较大振幅。与实际 海浪的形状更接近。 海浪的形状更接近。 Stokes Stokes 波，摆线波、孤立波等。 波，摆线波、孤立波等。 波面：与横轴不对称，水质点振动中心高于平均水面。 波面：与横轴不对称，水质点振动中心高于平均水面。 波速：与波长有关，还与波高有关。当波陡愈大时，波 波速：与波长有关，还与波高有关。当波陡愈大时，波 速也

54、愈大。近似公式： 速也愈大。近似公式： 当 当 很小时，蜕变为小振幅波速的形式。 很小时，蜕变为小振幅波速的形式。 水质点运动轨迹：接近为圆，但在一个周期内不封闭。 水质点运动轨迹：接近为圆，但在一个周期内不封闭。 有净位移，此水平位移称 有净位移，此水平位移称 “ “ 波流 波流 ” ” 。 。 波流可解释物质输运 波流可解释物质输运 现象。对海流、波浪成长及泥沙输运有一定影响。 现象。对海流、波浪成长及泥沙输运有一定影响。 能量：动能 能量：动能 势能 势能 波浪破碎：波陡达一定限度，波峰就会破碎。 波浪破碎：波陡达一定限度，波峰就会破碎。 ) 1 ( 2 ) 1 ( 2 2 2 2 2

55、2 g a k g c第四节 风浪和涌浪 （一） （一） 风浪和涌浪 风浪和涌浪 （二）浅海和近岸海浪 （二）浅海和近岸海浪（一）风浪和涌浪 一、定义 1 1 、风浪定义：当地风产生，且一直处在 、风浪定义：当地风产生，且一直处在 风的作用之下的海面波动状态。 风的作用之下的海面波动状态。 2 2 、波面状态：波面不规则、波峰陡、波 、波面状态：波面不规则、波峰陡、波 谷光滑、波峰线短、浪大时有白浪。 谷光滑、波峰线短、浪大时有白浪。涌浪 1 1 、定义：海面上由其他 、定义：海面上由其他 海区传来的或当地风力减 海区传来的或当地风力减 小、平息，或风向改变后 小、平息，或风向改变后 海面上遗

56、留下的波动。 海面上遗留下的波动。 2 2 、波面状态：波面光滑、 、波面状态：波面光滑、 波峰线长、传播距离长 波峰线长、传播距离长（二）浅海和近岸海浪 假设：周期保守 假设：周期保守 结论：当水深逐渐变浅时，波速、 结论：当水深逐渐变浅时，波速、 波长都逐渐变小。 波长都逐渐变小。 浅水波波速 浅水波波速 0 T T 一、波速、波长变化 一、波速、波长变化 gh c 二、波浪反射、折射、绕射 反射：发生在港湾、码头，会形成驻波。 反射：发生在港湾、码头，会形成驻波。 近岸水域入射波與反射波疊加形成的棋盤狀波形 波峰线有逐渐与等 波峰线有逐渐与等 深线平行的趋势 深线平行的趋势 海底凸出的海

57、岬 海底凸出的海岬 处，波向线辐聚， 处，波向线辐聚， 出现大浪； 出现大浪； 而在凹进的海湾 而在凹进的海湾 处，波向线辐散， 处，波向线辐散， 波浪较小。 波浪较小。 折射：与地形有关 折射：与地形有关绕射：当波浪前进遭遇物体阻挡时，从物体 绕射：当波浪前进遭遇物体阻挡时，从物体 侧方通过的波浪会绕过障碍物传到被遮蔽区 侧方通过的波浪会绕过障碍物传到被遮蔽区 域，称为波浪饶射。 域，称为波浪饶射。三、波浪破碎 波浪为何会破碎： 波浪为何会破碎： 当波峰附近的水微团移动的速度比波速快时 当波峰附近的水微团移动的速度比波速快时 当波面上的水微团在垂直方向上的加速度大于某个 当波面上的水微团在垂

58、直方向上的加速度大于某个 限度时，水微团便会脱离波面，于是发生破碎。 限度时，水微团便会脱离波面，于是发生破碎。 破碎在深海和浅海都会发生。 破碎在深海和浅海都会发生。 破碎发生的情况： 破碎发生的情况： 风大；波浪传到浅水波长变短，波陡增大；海底摩 风大；波浪传到浅水波长变短，波陡增大；海底摩 擦；波峰、谷处相速不同，波面变形；浅滩、沙丘、 擦；波峰、谷处相速不同，波面变形；浅滩、沙丘、 暗礁。 暗礁。破碎类型：溢波、卷波、崩波或溃波第五节 第五节 海洋内波 海洋内波 定义：发生在海水密度层结稳定的海洋内部的波 定义：发生在海水密度层结稳定的海洋内部的波 动。 动。 第六节 第六节 开尔文波

59、与罗斯贝 开尔文波与罗斯贝 波 波 一、开尔文波： 一、开尔文波： 考虑科氏力作用的长周期重力波。是右界波 考虑科氏力作用的长周期重力波。是右界波 二、罗斯贝波 二、罗斯贝波 是一种远小于惯性频率 是一种远小于惯性频率f f 的低频波，恢复力 的低频波，恢复力 是科氏力随纬度的变化率。 是科氏力随纬度的变化率。第九章 第九章 潮汐 潮汐 第一节 第一节 概述 概述 第二节 第二节 与潮汐现象有关的天文知识 与潮汐现象有关的天文知识 第三节 第三节 引潮力 引潮力 第四节 第四节 潮汐理论 潮汐理论 第五节 第五节 风暴潮 风暴潮 第六节 第六节 中国海潮汐 中国海潮汐 第七节 第七节 观测、研

60、究及应用 观测、研究及应用第一节 第一节 概述 概述 一、定义 一、定义 潮汐 潮汐 ：物体在天体引潮力的作用下所产 ：物体在天体引潮力的作用下所产 生的周期性运动。铅直向涨落称潮汐， 生的周期性运动。铅直向涨落称潮汐， 水平方向的流动称潮流。 水平方向的流动称潮流。 高潮与低潮 高潮与低潮 平潮与停潮 平潮与停潮 高潮时与低潮时 高潮时与低潮时 涨潮时与落潮时 涨潮时与落潮时 潮差 潮差 三、基本要素 三、基本要素第二节 第二节 与潮汐现象有关的天文知识 与潮汐现象有关的天文知识 一、天球 一、天球 天极与天轴 天极与天轴 天球赤道 天球赤道 天顶与天底 天顶与天底 天子午圈 天子午圈 ：过

61、天极和天顶的大圈 ：过天极和天顶的大圈 天体时圈 天体时圈 ：过天极和天体的大圈 ：过天极和天体的大圈 天体方位圈 天体方位圈 ：过天顶、天底和天 ：过天顶、天底和天 体的大圈。 体的大圈。 天体中天 天体中天 ：天体通过天子午圈叫 ：天体通过天子午圈叫 中天，上中天：靠近天顶；下中 中天，上中天：靠近天顶；下中 天：靠近天底。 天：靠近天底。 黄道、白道 黄道、白道 黄赤交角 黄赤交角 白赤交角 白赤交角 升交点，降交点 升交点，降交点潮汐类型 潮汐类型 1. 1. 潮汐的类型 潮汐的类型 P.209 P.209 ) )正规半日潮 正规半日潮 在一个太阴日（约 在一个太阴日（约24 24时

62、时50 50分）内，有 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 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。 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 不正规半日潮 在一个朔望月中的大多数日子里， 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 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， 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。 半日潮特征就不显著，这类潮汐就叫做不正规

63、半日潮。 3) 3)正规日潮 正规日潮 在一个太阴日内只有一次高潮和一次低 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，象这样的一种潮汐就叫正规日潮，或称正规全日 潮。 潮。 ) )不正规日潮 不正规日潮 这类潮汐在一个朔望月中的大多数日 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 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。 近零的时候）则具有半日潮的特征。时间单位 时间单位 1 1. .平太阳日和平太阳时 平太阳日和平太阳时 天文学上假定一个平太阳在天赤道上（而不是在黄道

64、天文学上假定一个平太阳在天赤道上（而不是在黄道 上）作等速运行，其速度等于运行在黄道上真太阳的 上）作等速运行，其速度等于运行在黄道上真太阳的 平均速度，这个假想的太阳连续两次上中天的时间间 平均速度，这个假想的太阳连续两次上中天的时间间 隔，叫做一 隔，叫做一平太阳日 平太阳日，并且把 ，并且把1/24 1/24平太阳日取为 平太阳日取为平 平 太阳时 太阳时。通常所谓的 。通常所谓的“ “日 日” ”和 和“ “时 时” ”，就是平太阳日和平 ，就是平太阳日和平 太阳时的简称。 太阳时的简称。 2. 2.平太阴日和平太阴时 平太阴日和平太阴时 假想的、等速在天赤道运行的平太阴连续两次上中天

65、 假想的、等速在天赤道运行的平太阴连续两次上中天 的时间间隔，叫做一 的时间间隔，叫做一平太阴日 平太阴日， ，而 而1/24 1/24平太阴日取为 平太阴日取为 平太阴时 平太阴时。 。 因为月球的公转速度大于太阳在天球上的视运动速 因为月球的公转速度大于太阳在天球上的视运动速 度，当地球自转一周，平太阴已运行了一个大约 度，当地球自转一周，平太阴已运行了一个大约 12.19 12.19 的角度， 的角度， 所以当地球上某一点由第一次正对 所以当地球上某一点由第一次正对 月球中心到第二次正对时约需要旋转 月球中心到第二次正对时约需要旋转372.19 372.19 ，这样 ，这样 以来，平太阴日便比平太阳日长，可以算出： 以来，平太阴日便比平太阳日长，可以算出： 平太阴日 平太阴日24.8412 24.8412平太阳时 平太阳时 24 h 50 min 24 h 50 min3. 3. 朔望月（盈亏月） 朔望月（盈亏月） 月球从新月（或满月）位置出发再回到新月（或满月） 月球从新月（或满月）位置出发再回到新月（或满月） 位置的时间间隔，叫 位置的时间间隔，叫朔望月或