一、潮汐和潮流
（一）潮汐现象与引潮力

在海边，每天都能看到海水的涨退，到了一定时候，海水退下去，露出了大片海滩，人们拣拾着贝壳和海藻；过了一定时候，海水慢慢上涨，又淹没了海滩。这种涨退具有非常明显的规律，有的地方一天涨退一次，有的地方一天涨退两次。海水的这种周期性涨退现象称为潮汐。
第三节 海水的运动
潮汐主要在地球的低纬度海区最为显著，因为潮汐是地球自转及日月引力所致。一般一个太阴日有两次涨落，白天的称潮，晚上的称汐，合称潮汐。
在潮汐现象中，水位上升叫涨潮，水位下降叫落潮。涨潮至最高水位，称为高潮；落潮至最低水位，称为低潮。当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为平潮和停潮。平潮的中间时刻，叫高潮时；停潮的中间时刻，称为低潮时。由月球上中天时刻到其后第一次高潮时的时间称为高潮间隙；把至低潮时的时间称为低潮间隙；把高潮间隙和低潮间隙统称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮时的时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。
潮差以朔望月为周期变化，潮差最大时为大潮，最小时为小潮。
潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三种类型。
半日潮
在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同的潮汐。
全日潮
在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。
不规则的半日潮，一般在一个太阴日中，也有两次高低潮，但潮差和潮期不等。不规的全日潮，则是在半个月中出现全日潮的天数不超过7天，其余天数为不规则的半日潮。
引起海洋潮汐的内因是海洋为一种具有自由表面、富于流动性的广大水体；而外因是天体的引潮力。即是说，在天体引潮力的作用下，具有自由表面而富于流动性的广大水体——海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。
天体的引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯性离心力组成的合力，叫做引潮力。它是引起潮汐的原动力。
引潮力在不同时间、不同地点都不相同。在地球上处于月球直射点的位置，吸引力大于惯性离心力，所涨的潮称为顺潮；在地球上处于月球对趾点的位置（下中天），则离心力大于引力,亦同时涨潮，称为对潮。在距直射点900处，则出现低潮。地球自转一周，地面上任意一点与月球的关系都经过不同的位置，对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。
潮流是指海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平流动。随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流；随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。
（二）潮 流
潮流的运动形式，可分为回转流和往复流。
1、回转流
在外海和开阔海区，潮流受地转偏向力作用而成回转流（也叫八卦流）。回转流的方向在北半球为顺时针方向，在南半球则为逆时针方向。旋转的次数取决于潮汐类型，半日周期潮在一个太阴日内测转两次；全日潮则回转一次。其流速从最大到最小，再到相反方向的最大，再到最小，不断往复旋转流动
2、往复流
在海峡、河口、窄湾内，受地形影响，潮流流向主要在两个相反方向上变化而成往复流。（其流速从零到最大，再到零，再到相反方向的最大，再到零，这样不断循环。其往复的次数也取决于潮汐类型。当半日潮时，一个太阴日内，水流往复两次；当全日潮时，一个太阴日内，水流则往复只有一次。）
潮流在一个周期里出现两次最大流速和最小流速。地形愈狭窄，最大与最小流速的差值愈大。潮流的一般流速为4-5km/h，但在狭窄的海峡或海湾中，如我国的杭州湾，时速可达18-22km/h。
喇叭形海湾或河口湾可以激起怒潮，如我国的钱塘江口、亚洲的波斯湾、南美的麦哲伦海峡、北美的芬地湾都是以潮高闻名天下，其特点是涨潮时潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮流上涌，声闻数十里，如万马奔腾，排山倒海，异常壮观。
（二）潮 流
潮汐现象在国民经济中具有重要的意义，各种海洋事业都与潮汐涨落密切相关。人们根据潮汐涨落的规律，张网捕鱼，引水晒盐；利用广阔的海涂，发展水产养殖事业。潮汐还是取之不尽、用之不竭的动力资源，可以利用它发出强大的、廉价的电力。
潮汐涨落对海洋航运事业至为重要。世界上许多浅水港口，诸如我国的上海，英国的伦敦和德国的汉堡等，在很大程度上都是依赖潮汐而存在的。巨型的远洋航轮，只有利用涨潮时的较高水位，才能进出海港。倘若月球一旦停止对地球的引潮作用，那么，这些海港将减低或丧失它们在海运上的地位。
（二）潮 流
二、海洋中的波浪
（一）波浪及其类型
1、概念：海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上做周期性圆周运动的现象。
波浪包括波峰、波顶、波谷、波底、波长、波高等要素。如图，波峰是静水面以上的波浪部分；波顶是波峰的最高点；波谷是静水面以下的波浪部分；波底是波谷的最低点；波长λ是相邻波顶（或波底）间的水平距离；波高h是波顶与波底之间的垂直距离。
2、波浪的分类
风浪和涌浪：在风力的直接作用下形成的波浪称为风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪称为涌浪。
内波：发生在海水的内部，由两种密度不同的海水做相对运动而引起的波动的现象。
潮波：海水在引潮力的作用下产生的波浪。
海啸：由火山、地震或风暴等引起的巨浪。
此外还有由气压突变而产生的“气压波”、船行作用产生的“船行波”（如公园湖里划船）。
（1）按成因分类
（2）按波长和水深的相对关系分类
深水波：水深相对很大的波，这种波动主要集中在海面以下一个较薄的水层内，又称为短波或表面波。
浅水波：水深相对波长很小的波，又称为长波。
此外，按作用力情况分类：风浪由外力作用形成，属于强制波；而涌浪则属于自由波。
2、波浪的分类
大洋中风浪的振幅和速度与风的强度、风向和和风的阵发性情况等因素有关。风吹过海面时，海水受到的正压力是不均匀的，从而产生水面起伏，形成波动。波浪前进时，水面上每个水分子都沿直径和波高相等的圆形轨道运动。波峰上的水分子运动方向与波浪前进方向一致，波谷中水分子的方向却与波浪前进方向相反。波浪将能量依次向前传递，而水分子本身并不随波浪前进。风所施加于海面的能量，一部分还会传递给更深的水层，达到深度以波浪大小为转移。根据波浪余摆线理论，水面以下水分子圆形轨迹的直径随着深度的增加而减小。连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的中的点而构成的曲线，称为余摆线。但水分子的圆形轨迹到了和波长相等的深度就不再存在，这个深度就是波底，即波浪能量向深处传递的极限。（图）
余 摆 线
在深水区，由于强制波的作用，吹过海面的风会引起水体向前运动，因而，靠近水面的水分子的轨迹不成正圆形。风的这种效应使向前一半轨迹上水分子的速度加大，向后一半轨迹上速度减小，出现波峰前部陡峻而后部缓平的不对称形状。风力强大时，波峰前面还可能向内凹进，在重力影响下向下坠落，形成碎波。洋面上局部风力引起的波浪，多为单一风向占优势的波浪；但是波长和波高不同，从不同方向同时传来的波浪也常见。
进入浅水区的波浪，波底最终将和海底接触。这时水分子的垂直运动受到限制，轨道变为椭圆形。椭圆度以在海底为最大，而由海底向上减小。越向海岸水越浅。因受海底摩擦阻力的影响，波浪能量除了与海底摩擦而继续损耗外，都集中到了更小的水体中，这就必然引起波长的缩短和波高的增大以及波速的减小
当波浪进一步近岸后，由于海底的摩擦，波峰上水分子的前进速度大大超过波谷中水分子的后退速度，波峰前部就倾倒从而发生倒卷和破碎。这种破浪现象若发生在离岸较远的地方，如海中的暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪。
浅水海岸上，波浪在海滩外侧因距海岸线较远，波浪可能产生波长较小的次波，作为自由波摆动向前，大部分波浪能量仍然用于推进波前进。推进波中水分子只有向前运动，而没有摆动波波谷中出现的后退运动。波高很大的摆动波进入浅水区，推进波会很强大。
图中拍岸浪最后冲上海岸的部分称为进流。随冲流而下的是借助于重力的退流。
（二）波浪的折射
波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波浪前进的方向相垂直的。但当波浪进入浅水区后，波浪的传播方向不再垂直于海岸，而是常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有较大差异。近岸较浅一端因受摩擦而减速，离岸远而较深一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象称为波浪的折射。
波浪在港湾海岸也发生折射。港湾海岸附近海底等深线基本上与海岸平行，港湾中海浪因水深而保持原速前进，在伸向海中的岬角上则因即仍然与海岸线平行。图中波峰线上的AB与BC两段分别在 ab与 bc两段相遇，因而bc段即岬角部分所受的力比ab段即湾内部分强。岬角上波能集中而港湾内波能分散，故港湾成为船舶的庇护所。
波浪前进方向与海岸斜交常常造成水体沿海岸流动，这种纵向水流称为沿岸流。虽然沿岸流的流速一般不超过1-1.5m/s，但它携带和搬运泥沙，对海岸地貌的形成发育也有一定影响。
三、洋 流
洋流是海水沿着一定方向的大规模流动。

1．按水温分类可分为暖流和寒流
暖流：若洋流带来的海水温度比到达海区的水温高，这样的洋流叫暖流。如，由低纬流向高纬的洋流属于暖流。在洋流日中，一般用红色箭头表示。
寒流：与暖流相反，若洋流所带来的海水温度比到达海区的水温低，就叫寒流。如，由高纬流向低纬的洋流属于寒流。一般在洋流图中用蓝色箭头表示。

（一）洋流的分类
2.按成因分类
风海流：是海水在风的摩擦力（切应力）作用下形成的水平运动。也称漂流或吹流。风力作用于海面时，可产生对海面的正压力和摩擦力，故风作用于海面时，可同时产生波浪运动和使海水向前运动的洋流。
风 海 流
深水风海流和浅水风海流的特性不同。
Eklman曾对风海流做过深人的研究。他假定：海区远离大陆，海深无限，面积广大，海水运动不受海底和海岸的影响；水面水平，海水密度分布均匀；作用于海面的风是定向恒速的。在这些假定条件下，风通过摩擦将一部分动量传给海水，使表层海水流动。由于地球自转偏向力的作用，使海水流向在北半球流向偏于风向右方45°，在南半球偏左45°。借助海水的内摩擦，表层海水又带动下层海水流动，地转偏向力的作用会使每一层水的流向偏于上一个水层流向的右侧。在摩擦转动过程中，能量不断消耗，直到海面以下某深度处，能量消耗殆尽，流向与表层流向相反，流速只为表面流速的1/23，这个深度我们称为摩擦深度。从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流，超过摩擦深度时，风海流即可认为不存在。
这是由于在摩擦深度内，海水内摩擦的合力为零，又不考虑海底的摩擦，海流在风切应力和地转偏向力相平衡时的稳定流动。因此，风海流水体输送方向与风向夹角应为90°）
上面讨论的是水深无限时的风海流。实际上海水的深度总是有限的。在浅海，由于海底摩擦的影响，风海流方向偏离风向很少，甚至于风向完全一致。
般认为，在海水深度与摩擦深度的比值（h/H）大于或等于2时，即可以不考虑海底摩擦的影响，按深海风海流讨论。当比值小于2时，就要考虑海底摩擦的影响，此时发生的风海流称为浅海风海流。偏角随比值的减小而减小。当h=0.1H时，风海流与风向一致；当h=0.25H时，偏角为21.5°，当h=0.5H时，其夹角增大到45°，当h>0.5H时，45°偏角几乎不变。
密度流：是由于海水密度差异而引起的海流。这是由于海水密度分布不均，使海区形成了压力梯度，在压力梯度力作用下，海水产生了流动。故密度流也称梯度流。
补偿流：是由于某种原因使海水从一个海区流出，而使另一部分海水流入进行补充，海水的这种流动称为补偿流。海水的这种流动称为补偿流。它可分为水平补偿流；另一种为垂直补偿流（升降流）
综上所述，产生洋流的主要原因是风力和密度差异，实际洋流总是由几种原因综合作用的结果。
2.按成因分类
（二）世界大洋表层环流系统
大气和海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就控制着大气环流和大洋环流。海面上的气压场和大气环流决定了大洋表层环流系统。
由于大洋表层环流与盛行风系相适应，因此表层环流具有以下特点：
以南北回归线高压带为中心形成反气旋型大洋环流
以北半球中高纬海上低压为中心形成气旋型大洋环流
南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替
在南极大陆形成绕极环流（自东向西）
北印度洋形成季风环流区（冬季呈逆时针方向流动、夏季呈顺时针方向流动）
1、反气旋型大洋环流
分布在南北纬50°之间，并在赤道两侧成非对称出现。
在东北信风和东南信风的作用下，海水从东向西流动，形成南、北赤道洋流（又称信风漂流）。由于赤道偏北，所以信风漂流又偏北（但印度洋除外），因此赤道洋流并不与赤道对称。它对南北半球水量交换起着重要作用，特别是大西洋，南大西洋的水可穿过赤道到达10°N以北，并与北大西洋水相混合。
赤道洋流遇大陆后分为两支：一支向低纬流的在赤道附近则从西向东形成逆赤道流。另一支向高纬流去。
流向高纬的在北太平洋形成黑潮；在南太平洋形成东澳大利亚洋流；在北大西洋形成湾流；在南大西洋形成巴西洋流；在南太平洋形成莫桑比克洋流。这些洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大的特点，其中最著名的暖流有黑潮和湾流。
黑潮起源于吕宋岛以东海区，其水源一部分来自北赤道流，一部分来自北太平洋西部亚热带海水，流经我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。北大西洋湾流势力非常强大，表层水流量达100×106m3/s，相当于全球河川径流总量20倍以上。
黑潮、东澳大利亚洋流、湾流、巴西洋流、莫桑比克洋流，受地转偏向力的影响，在40°-50°N（S）遇西风，在西风作用下，海水从西向东流，形成西风漂流。
西风漂流遇大陆后分成南北两支，向高纬流去的一支成为暖流；向低纬流去的一支成为寒流，并以补偿流的性质汇入南北赤道流。这便完成了反气旋型大洋环流。反气旋型大洋环流在北半球呈顺时针方向流，在南半球则呈逆时针方向流动。
属于这类寒流的有：北太平洋的加利福尼亚寒流，南太平洋的秘鲁寒流；北大西洋的加那利寒流，南大西洋的本格拉寒流；南印度洋的西澳大利亚寒流。
2、气旋型大洋环流
分布在北纬45°-70水团是之间。在大洋东侧，是从西风漂流中分出来向高纬流去的暖流。属于这类的洋流有：北太平洋阿拉斯加暖流和北大西洋暖流。
在高纬区的大洋西侧，由于极地东风的作用，海水又沿西海岸向中纬流动，到北纬40°-50°进入西风带，转为西风漂流，这样便完成了气旋型大洋环流。属于这类的寒流有：北太平洋的亲潮和北大西洋的东格陵兰寒流。
由于南半球中高纬海区三大洋彼此相连，故海水从西想东流，形成环球的西风漂流，从南纬30°一直扩展到南纬60°左右。由于受南极冰盖的影响，水温较低，形成寒流性质的洋流。
3、南半球中高纬西风漂流
4、南极绕极环流
在南极海区，在极地东风的作用下，形成一个独特的自东向西的绕极环流。实际上大部分南极海中仍然以西风漂流为主。其环流特点是低温低盐。
5、北印度洋季风漂流
三大洋中唯有北印度洋特殊，在冬、夏季风作用下形成季风漂流。
冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂流，海水从孟加拉湾出发，沿海岸向西流，并顺海岸向南流，在赤道附近折而向东流。遇陆地分两支：向北流的一支流入孟加拉湾，便形成逆时针方向流动的冬季环流。
夏季，北印度洋盛行西南季风，南赤道流向西流去，遇陆地分两支：其中向北流的在西南风作用下，沿海岸流，一直流进孟加拉湾，再顺海岸向南流接上南赤道流，这便形成了顺时针方向流动的夏季环流。
（三）大洋水团及其环流
形成于同一源地，其理化性质和运动状况基本相同的水体称为水团。
1、概念
水团中不同的温度和盐度相结合可以获得相同的密度，而两种密度相同的水团混合又会产生密度更大的新水团。由于密度不同而引起的海水对流，是海洋的垂直环流。
水团的温盐特征通常得自水面。因为温盐变化而产生的水团对流，将保持它们各自的密度面。因此以垂直方向上水团的密度平衡面和形成水团的源地为依据，可将水团划分为5种水团
表层水团，可深达100米
中心水团，深达主要变温层底部
中层水团，从中心水团以下至3000米
深层与底层水团则充满大洋盆。深水部分的较大水团一般形成于高纬地区，而靠近水面的水团则形成于赤道附近
各大洋水下结构与流动状况均不相同。
邻南极大陆海域，冬季温度极低。低温和上覆冰层使那里的海水具有其他大洋所没有的最高密度，导致海水不断下沉并沿洋底流向赤道，甚至远达北纬40°。这种水团以源地命名，称为南极底层水。它也围绕南极大陆东流并影响表层西风漂流，并在水面下与北部边缘的一些水团混合形成相当均质的环南极水团。此外，在其东流时，它还不断为印度洋和南太平洋提供深层水团。
北大西洋深层和底层水形成于格陵兰附近的北极海区，由于其密度比南极底层水团小，所以在流向南大西洋并直抵南纬60°的全程中，均跨越在南极底层水团之上。
因为南极中层水团季节性冷却下沉，南纬60°附近形成了南极辐合区。这种特殊的辐合区几乎存在于所有经度上。但在北大西洋和北太平洋它却不大连续。从北极辐合区南流的北大西洋中层水团约在北纬20°附近与南极中层水混合。
南北大西洋的中心水团分别形成于南北亚热带辐合区，而流向赤道，但因扩散而丧失其一致性。
欧洲地中海水团是侵入大西洋的重要外来水团之一。因为冬季冷却和横越北非干燥空气所引起的蒸发，这个水团相对于大西洋水团来说，温度低、密度大。冷盐水在西地中海北部形成。流向南方和西方，最后越出海底山脉进入大西洋；而密度小的大西洋水则通过海峡表面流入地中海以保持海水平衡。这种密度流对北大西洋深层水团的上部有比较强烈的影响。
而黑海虽然与地中海相连，但由于两个海间温度、盐度大致相同，故地中海水很少流入黑海。这使得黑海30米以下的水要500年才能更新一次，因而深层水停滞不动，只有嫌气性细菌才能在如此黑暗的海水中生活。
太平洋深层水团普遍流动迟缓。南极底层水团不断流进南太平洋，而部分同大西洋和印度洋水体混合的环南极水团也从西面缓慢而连续地进入1000米以下的深层水中。
整个太平洋的中层水团与中心水团由于扩散而不易区分。与大西洋相比，各辐合区也中断且位置不定。不同地区内相同深度存在几种水团，使其横剖面具有明显特色。最值得注意的是来自远距离的几个水团在赤道上形成了太平洋赤道水团，这是不具有形成区睡眠任何特征的唯一水团。
北太平洋的最北部没有密度大的水团形成。深层和底层水团也很少同其他水团交换。水团运动慢和洋面流深度大。
印度洋基本上没有伸入北半球，它的北部边缘连很小的深层水团都没有。但在南部却存在着范围清楚的底层水团，和40°S左右亚热带辐合区以南的大西洋相类似。
南极底层水团在印度洋到处可见。深层水团则从大西洋绕非洲南端流入，其源地为北大西洋。南极辐合区形成的南极中层水团向北扩展。而中心水团则在亚热带辐合区下沉，并向北流向赤道。
从红海底层水团越过海底山脉并通过曼德海峡扩散的水团，同印度洋的深层水团相混合。红海水团的盐度约为40‰，在接近3000米深处向外扩散远至亚丁湾以南。它是整个印度洋深层的唯一重要水团。
印度洋赤道上的浅层水团不很清晰。由于洋面流的季节变化，水团的不断翻腾，很少发生明显的水下流动。
（四）洋流的作用
洋流对高低纬度之间热能的输送和交换，对全球的热量平衡，有重大影响。据统计，从低纬地区输送到高纬地区的热量，约有一半是洋流完成的。
一般来说，暖流流经的地区，气温增高，降水机会多；寒流流经的地区，气温降低，降水的机会极少。如大西洋西岸受湾流影响，使高纬地区的西北欧气候终年温和多雨，冬季最冷月均温比同纬度高16-20°，呈现森林景观；而同纬度的北美洲东海岸，由于受拉布拉多寒流影响，一年冰冻期达9个月，出现冻原景观。在寒流和暖流相遇的地区，由于温度不同的空气混合冷却，常常是多雾地区。
此外，海洋中的浮游生物随着洋流漂流，暖流和寒流相遇，有机物质十分丰富。因为寒暖流交汇，把热带和寒带的浮游生物混合在一起，使海水中有机营养物质大量增加，吸引着大批鱼群向这里集中觅食，故往往形成大渔场。世界四大渔场：北海道渔场（日本暖流—干岛寒流交汇处）、北海渔场（北大西洋暖流—东格陵兰寒流交汇处）、纽芬兰渔场（墨西哥湾暖流—拉布拉多寒流交汇处）。而秘鲁渔场则是由于秘鲁附近海域有上升流，上升流把海洋深处的营养物质带到上层吸引鱼群形成的。
陆地上排放到海洋中的污染物质，可以被洋流扩散到别的海域，虽使污染范围扩大，但也能加快污染物净化的速度。
（四）洋流的作用