2012年国家海洋局事业单位考试知识点总结

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

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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

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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

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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。

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