（2004o海南）富饶美丽的海南岛有洁白的沙滩、湛蓝的海水和蔚蓝的天空，还有神秘的原始丛林．据专家称：五指山间那片神秘的原始丛林，至今少有人涉步邀游，每天有大量的新鲜氧气从那里不断地流向整个海岛．绿色和水的组合，使海南的空气中分布着丰富的负氧离子（O2-），形成清新的空气．这是全面推进海南生态省建设的一大天然资源．负氧离子含有8个质子，其结构示意图为．
解：负氧离子是由氧原子得到了两个电子形成的，氧原子的核内有8个质子，所以负氧离子含有8个质子；负氧离子的核内有8个质子，核外有10个电子，其结构示意图．故答为：8；根据原子和离子之间的关系，分析判断负氧离子含有的质子数，根据核外电子排布的规律及结构示意图的做法，做出结构示意图．海洋 - caoxiong163的主页
第一节&海洋
海洋是指地球表面广阔而连续的水域，是地球表面两大自然结构之一。它的组成分布运动和性质不仅对海洋自然地理环境有直接影响，而且对陆地自然地理环境特别对陆地气候有重大影响。同时，海洋中蕴藏着丰富的自然资源，如海洋生物资源，海洋矿产资源、海洋动力资源、海水化学组成资源等。另外，海洋运输比陆地运输经济方便，军事战略地位也非常重要。过去由于经济技术条件的限制，对海洋知之甚少，丰富的海洋资源没有得到合理开发，而现在海洋技术已相当发展，具有开发海洋的技术条件，并且随着当前人口膨胀、土地面积逐年减少、粮食问题日益突出，资源面临枯竭，所以世界各国的注意力都转向的海洋资源开发、加强海洋科学研究。这一明显趋向当前称之为“兰色革命”（Blue&Revolution）。正由于这种原因，世界各邻海国家都在为争取200里领海权而努力。
今天我们在自然地理学中只介绍有关海洋的最一般的知识，包括海洋概述、海水化学组成和性质、海水运动三部分。其中前两部分比较容易理解，有些是常识性的内容，拟采用“自学——讨论——重点讲授”的教学方式。第三部分对我们来说比较生疏，理论性相对较强，采用课堂系统讲授的教学方式。
一、海洋概述
1.什么是海陆起伏曲线；从海陆起伏曲线上可以反映出什么问题？
海陆起伏曲线的概念见P150。&从海陆起伏曲线上可以看出三个问题：①陆地面积小，并且大部分陆地的海拔在1000米以下，约占陆地面积的75%，陆地平均海拔为875米，最高峰为珠穆朗马峰，海拔为8848.13米。②海洋面积广大，并且大部分海洋的深度在米之间约占海洋面积的75%，海洋平均深度为3800米，最深处在太平洋菲律宾东部的马里亚那海沟，海拔为－11022米。③自最高峰到最低的海沟过渡、依次出现山地、大陆台地、大陆架、大陆坡、深海台地和海沟六种地形单元。
2.洋和海的区别是什么
区别在P151第三、第四自然段
①四大洋的分界线：
北冰洋和太平洋、大西洋的分界线是北极圈（N665o）
大西洋和印度洋的分界线是通过非洲厄加勒斯角的经线。
印度洋和太平洋的分界线是通过塔斯马尼亚南角的经线。
太平洋和大西洋的分界线是通过南美洲合恩角的经线。
在以上四个大洋中，以太平洋的面积最大，以北冰洋的面积最小。
②七大陆的划分：
亚洲和欧洲的乌拉尔山脉、乌拉尔河、里海、高加索山脉、博斯普鲁斯海峡、达达尼尔海峡为分界。这两个大陆实际上是连在一起的，合称欧亚大陆（或称亚欧大陆）。
亚洲与非洲的分界线是苏伊士运河。
北美洲与南美洲以巴拿马运河为界。
澳大利亚和南极洲各以各自的海岸线为界。
在上述七个大陆中，以亚洲面积为最大，占全球陆地面积的29.8%；以澳大利亚大陆面积为最小，占全球陆地面积的5.2%。
③在P151页倒数第四自然段中有这么一句话：“海峡表现出明显的分层性特征，使上、下层海水的流动方向不同。如直布罗陀海峡表层水由大西洋流向地中海，而深层水由地中海流向大西洋”。海峡双向水流的原因是什么呢？
这是由于地中海区位于副热带高压附近，南邻撒哈拉大沙漠，气候比较干燥，海水蒸发较强，表层水密度较大，尤其在地中海西北角密度最大。高密度的海水在重力作用下下沉，使海平面低于直布罗陀海峡西边大西洋水域的海平面，这样大西洋的表层水就直接通过海峡流入地中海。地中海下沉的水流在高水压的驱动下，则流向大西洋以补偿大西洋水分的缺失。
在第二次世界大战期间，德国潜水艇悄悄地通过直布罗陀海峡：当进入地中海时潜入浅水中，而当从地中海出来进入大西洋时则潜入深水中。两次通过直布罗陀海峡时都把发动机关闭，利用海峡特有的双向水流可推动潜水艇无声无息地通过海峡。
二、海水的化学组成和性质
1.什么是海水的盐度和氯度？两者的关系如何？
2.海水密度与其温度和盐度有何关系？
一般来说温度高体积膨胀，密度变小，但海水密度与温度的容量关系比较复杂。对于纯水来说，4℃时密度最大，但随盐度的增加最大密度所对应的温度值下降。据测定，当海水盐度为37‰时，最大密度所对应的温度为－1.332℃比结冰温度低。
盐度越高，密度越大，两者有&＝0.0004s的线性关系。&将直径30cm的白瓷盘放入海水中徐徐下降，直到看不见白瓷盘为止，此时白瓷盘距海面的深度即为透明度。这种测海水透明度的方法是美国海军于1804年发明的。当时美国海军“总统”号巡航舰在西班牙附近的地中海上执行任务，有一个水手无意中将一个白色菜盘系在测绳上抛入海中。直至44米深处才看不到白瓷盘。在其它海域他们用同样的方法测定，看到白瓷盘的最大深度有较大变化。故他们就将能看到白瓷盘的最大深度作为度量海水透明度的标准，而被后来广泛采用。用这种方法测得北大西洋中心的马尾藻海的透明度为65米，这是世界各大洋透明度最大的海域，它接近与蒸馏水的透明度。&但是这种方法有一个最大的缺陷，就是与光强和照射方式有关，光强越弱，越是斜射，同样的海水测得的透明度则越小，故这种方法不能精确地测定海水能见度的大小。目前准确测定海水透明度是用装有光电管发光源的仪器测定的，因为光电管发出的光强和照射方式保持不变。或利用人工控制光源，测量通过一定水层的光通量来表示的。
三、海水运动
海水不是平静的，无时不在发生运动。而海水的运动对自然地理环境有重大影响，如波浪影响着海岸带的地貌形成与演变，洋流影响着大气环流和区域气候状况，以及海洋渔场的形成，潮汐对海岸地貌以及河流、海港的航运有重大影响。所以在海洋一节中海水运动是我们学习的一个重点内容。海水运动包括波浪、洋流、潮汐、水团运动等，本节主要介绍前三种主要海水运动。
（一）波浪
波浪是海洋中最普通的海水运动形式。
需要说明的是，波浪不是海洋特有的运动形式，凡面积比较广大的水域如湖泊、水库、坑塘等都有波浪存在。不过在海洋中波浪最为典型，所以，我们在海洋这一节介绍波浪的形成与特性。
1.波浪的一般概念
（1）波浪的定义
波浪是海洋表层水质点在外力（风力、引潮力、地震波、局部气压变化等）、内力（水的重力、粘滞力、水压力和水的表面张力等）和惯性力的作用下所产生的高低起伏的周期性波动现象，如图4-8（P155）。
由上述定义可以看出，①波浪运动只涉及海洋表层水、大洋深层不存在波浪运动形式。②波浪是外力、内力和惯性力的综合作用下形成的。外力是波浪形成的初始动力，内力是外力作用在水质点而产生的抵抗力，惯性力是外力或内力解除或方向改变仍保原有力大小和方向的力。③波浪运动具有周期性，即海水有规则的运动。
波浪形态各异，尺度大小差异很大，而且运动状态也各不相同，为了讨论方便，人们常用一些物理量来表示波浪的形态，大小和运动状况。这些物理量即称为波浪要素。
（2）波浪要素
①波峰——波浪的最高点
②波谷——波浪的最低点
③波长——相邻两个波峰或波谷之间的水平距离
④波高——相邻波峰与波谷之间的垂直距离
⑤周期——两个相邻的波峰或波谷通过某一固定点的时间间隔
⑥波速——单位时间内波形传播的距离，在数值上等于：
（3）波浪的分类
①按成因分
摩擦波（风浪）——在风的作用下形成的波浪，又可分为风浪和涌浪两种。
地震波（海啸的一种）——由地震形成的波浪，这种波浪波长很长，可达几百公里，波高虽然和波长相比显得微不足道，但在进入浅海区时，可形成几十米高的波峰，破坏力极强，是一种自然灾害。
气压波——海面气压突然变化产生的波浪潮汐波——由无体引潮力产生的波浪
船行波——由船行作用产生的波浪
其中以风浪最为主，海洋的波浪绝大部分属风浪。
②按波长与水深的关系分
深水波——指水深与波长之比大于等于1/2的波浪，即&
浅水波——指水深与波长之比小于1/2的波浪，即&
③接受力情况分
自由波——波浪形成后，外力即消失只受惯性力的作用形成的波浪
强制波——一直受外力作用的波浪
2.波浪的形成
现以风浪为例来说明波浪的形成。
在无外力作用时，海洋表层水质是在重力作用下处于平衡状态，此时的海面是水平的，没有波浪形成。在风吹拂下，风与海洋表面水质点之间发生摩擦，风将其一部分能量传递给水质点。水质点得到能量后动能增加，破坏了原来的平衡状态，就会离开原来的平衡位置。但是流体力学告诉我们，水本身存在着内力（如水分子的粘滞力，重力、水压力和表面张力等），内力的作用方向力图保持其最稳定的状态。当水质点在风力作用下离开其平衡位置后，水的内力即发生作用，力图回到原有的平衡位置。这样，在内外力的综合作用下，水质点就以原来的平衡位置为中心作封闭或接近封闭的圆周运动。
如上图所示，图中的水平线表示在没有外力作用时的静止水面，我们在这条水平线上任意选取彼此距离相等的若干个水质点1-9。现在刮起了自左向右的风，各质点绕其平衡位置所作的轨迹圆运动方向为顺时针。当风传来时，最左边的水质点最先受到风力作用，接着是2、3、4依次落后。因为各水质点距离相等，
所以后一个比前一个质点都落后一个相同的位相（&），在某一个时刻t，我们
用一条线将各质点位置连接起来，就可得到一条波形线。再经过一段时间△t，而t＋△t时刻，所有水质点均应沿着自己的轨迹圆向前（顺时针）运动一段等长的弧到达一个新的位置。用一条曲线连接这些水质点所处的新位置，便得一到一条新的波形线（如图中虚线）。显然在t+△t的时间间隔中波形是向风向的方向传播了，而每个水质点只在其运动轨迹圆移动了一段孤长。如此再隔一段时间，又可得到一条新的波形线，新波形线较老波形线又向前传播了。当水质点运动到圆周的最高点时，则形成波峰；水质点运动到圆周的最低点时，则形成波谷。水质点运动一周，正好一个波被传播过去。如果风持续作用，就可出现波形不断地向前传播，从而形成波浪（风浪）。当风停止时，由于水质点的惯性力的作用，波形仍向前传播一段距离，此时形成的波浪已不是风浪，而变为涌浪了。
通过上述分析讨论，可以得出如下结论：“波浪运动只是波浪形状的传播，形成波浪的水质点只是环绕各自的平衡位置做近似圆周运动，整个水体并没有向前运动”。
生活中的许多事例也直观地说明波浪的这一特性：如水面飘浮物随波浪上下振动，长时间停留在原来位置附近，并不随波浪向同一个方向移动。有时飘浮物的移动是风吹动的或水流带动的，而不是波浪推动的。再如岸边波浪传来，水位总不上涨。再如田野上风吹到形成的麦浪，只是麦苗振动状态的传播，麦苗并未随麦浪前移。
3.深海区波浪
（1）深海区的涵义，是指水深大于波浪一个波长的海域，因为波长受外力强弱的影响是变化的，因此，深海区对不同强度的波浪也是变化的，它只是一个相对的概念，同地貌上所指的深海区涵义不同，这一点应特别注意。
为什么将大于一个波长的水深区作为深海区呢？这是因为波浪特别是最常见的风浪是海洋表层水质点周期振动导致的波形的传播，在较深的海域，不存在波浪。据测定，在相当于一个波长的深处，波浪的振幅（即水质点圆周运动轨迹的半径）仅相当于表面海水波浪振幅的1/512，几乎处静止状态。例如海面发生波高为11米、波长为150米的大浪，那么在海面以下150米深处，波高仅有2厘米，波浪几乎消失。此时尽管海面上波涛汹涌，而海面以下150米处却是风平浪静。所以通常将水深大于一个波长的海域称为深海区。
（2）深水区波浪的特点
第一，水质点运动轨迹是圆
第二，波形是余摆线
所谓余摆线是当一个圆沿其某一切线滚动时，圆内（除圆心的外）任一点的运动轨迹线，这种线可用数学上余摆线理论来描述，故称这种轨迹线为余摆线，如下图：
第三，从海面向下波高随水深增加呈指数规律急剧变小，波高随水深的变化符合下列公式：
式中h－水下Z深度的波高，ho—水面的波高，λ—波长，Z—水深深度（从水面算起）。
由此式可以看出，从水面向下，当深度按等差级数增加时，波高按等比级数减少，在Z和λ接近相等时，波高接近等于零。
第四，在波浪所及的深度范围内，波浪的波长、周期、波速三个要素并不随深度增加而变化。
4.浅海区波浪
此外浅海区是相对于刚才说的深海区而言的，它是指水深小于一个波长的海域。浅海区由于水浅、在波浪所及深度范围内，波浪与海底之间存在着摩擦作用，使水质是运动轨迹、波浪形状、波长、波高、速度、方向等都发生变化。
（1）垂直方向上水质点运动轨道的变化
当深海区的波浪进入浅水区之后，由于海水变浅，波浪的水质点运动同水下岸坡之间发生摩擦作用，使同一深度的水质点在其运动轨迹的不同部位速度不同。运动轨迹的上半部水质点运动较快，而下半部运动较慢，结果水质点运动轨迹由原来的圆形就变为椭圆形，并且愈向海底，轨迹形状愈扁，到达海底处，轨迹的扁平度达到极限，水质点仅做平行于海底的往复运动。在波峰经过时向前运动，在波谷经过时向后运动，如下图
（2）水平方向上波形的变化
在浅海区，由于波浪与海底的摩擦作用，水质点运动速度在波峰处较快，在波谷处较慢，结果波形变得前坡较陡，后坡较缓，成为不对称波形，
并且波浪愈向海岸边推进，水深愈浅，摩擦力越大，水质点向前和向后运动速度的差值越大，波浪前坡越陡，后坡越缓。
当波浪推进到水深相当于2个波高时，由于海底的强烈摩擦，波浪前坡也向前倾斜，当达到一定程度时，在重力作用下会发生局部破碎形成破浪。如下图
最后在深度相当于一个波高的地方完全破碎，波峰倒转散碎，形成一列列水脊，向海岸推进。这种在海岸带波峰完全破碎冲击海岸的波浪称为拍岸浪或激岸浪。
波浪完全破碎之后，拍岸浪就变为片状水流向岸边腾越，逐渐降低流速后重新回流到海洋中，这种拍岸浪往复运动的水流称为激浪流，它由进流和退流组成。流向岸边的片状水流称为进流，流向海洋的片状水流称为退流。
上述试浅海区垂直方向和水平方向的波浪的变化，可用下图综合表示之。
&（3）波浪的折射
首先要了解两个概念：
波峰线——垂直于波浪外力方向的各波峰点的连线。人们可以实地观察到。
波射线——垂直于波峰线而代表波浪前进方向的线。人们不可实地观察，是虚设的线。
（1）波浪折射的定义
在浅海区当波射线与海岸线不垂直或波峰线与等深线不平行时，波峰线逐渐发生转折与岸线平行的现象称为波浪的折射。如下图所示，在深海区波峰线与等深线不平行且交角较大，波射线与岸线不垂直且交角较小；在浅海区一端波峰线逐渐转折，与岸线或等深线交角变小，趋向与岸线平行，而波射线与岸线的交角则变大，接近90。。这种现象即称为波浪的折射。
（2）折射的原因
如图4-12所示。波射线与岸线不垂直，波峰线与等深线不平行。就同一根波峰线来看，右侧的波峰先进入浅海区，由于与海底发生磨擦、阻力较大，波速减慢，而左侧的波峰后进入浅海区，阻力相对较小，波速相对较快。这样就会出现左侧的波峰逐渐赶上右侧波峰的趋势，使波峰线与等深线或海岸线的夹角变小，出现与等深线或海岸线平行的趋势，从而发生折射。
（3）波浪折射的地理意义
上图是波峰线与平直海岸斜交时发生的折射情况，但实际海岸往往是迁回折的，在弯曲海岸处，情况则更为复杂。如下图，岸线曲折迂回，有的地方向海洋凸突，称为岬角；有的地方向陆地凹进，称为海湾。
虽说岸线总的延伸方向与波峰平行，但由于出现了岬角和海湾，实际上，浅海区的波峰线与岸线已不平行，出现斜交，发生折射。在岬角顶端，由于岸线与波峰线大致平行、折射不太明显，但是此处波峰线密集，蕴藏的能量较大，可发生强烈的侵蚀；在海湾底部，折射亦不太明显，但是由于两侧折射的原因，波浪运动速度较慢，波长较大，波峰线稀疏，蕴含的能量较小，往往发生物质的沉积，形成海滩。所以波浪的折射与海岸地貌的形成与演化有重要影响。
（二）洋流
1.洋流的概念
洋流也叫海流，是指海洋中一部分表层海水常年地、比较稳定地沿着一定方向所作的大规模流动。从洋流的定义中可以看出：①洋流是海洋中一部分海水的定向流动，所谓一部分海水有两层意思：一是从水平方向上看，洋流不是到处都可以看到，它仅仅出现在某些特定的海域；二是从重直方向上看，洋流仅仅是表层海水的定向流动，在大洋底处没有洋流存在。所谓定向流动，是指洋流流向是有规律可循的，并不是杂乱无章的。②洋流的流速和流向比较稳定少变。和陆地河流相比，洋流流速季节性变化很不明显。据测定洋流的流速一般为0.2-1海里，没有大的波动，显然，洋流比陆地河流的流速慢得多。③洋流的规模宏大，一般宽度可达数十至上百公里，深200-300米，比陆地河流的规模大得多。
洋流可分为暖流与寒流两大类：所谓暖流是指由低纬流向高纬，水温比其周围海域高的洋流，如我国东部北太平洋西部的黑潮、欧洲西部的北大西洋暖流等。所以寒流是指由高纬流向低纬，水温比其周围海域低的洋流，如北美洲西岸的加利福尼亚寒流，北太平洋西北部的亲潮等。
可见，洋流是一种非常重要的自然现象。但是在广阔无垠的海洋里，由于没有可固定的参照物，所以很久以来洋流未被人类发现，人们认识洋流只是19世纪末叶的事情。但是关于洋流的有关现象很早就被人们看到了，但当时认为是不可思议的事情，无法解释。如：
远在哥伦布发现新大陆之前，在欧洲大西洋沿岸就曾发现许多欧洲人从来没有使用过渔钩、柳条筏子等。在靠近北冰洋的挪威海域，常可看到只有在南美才生长的一种棕榈树的树干等等。这些东西既然不是本地的特产，肯定是从其他地方甚至很远的地方浮流过来的。是什么力量使这些东西作长距离旅游呢？波浪没有这种本事，潮汐也没有这样大的力量，那么海洋中肯定还存在另外一种海水运动形式。后来人们才发现了洋流。
人们最初研究海洋用的是浮流瓶，（即密封的的瓶子，里面装有卡片，卡片上记有投放的地点和时间等），浮流瓶随海水一起运动，人们再收集这些浮流瓶，从收集的地点和时间来了解洋流的行踪。最初使用浮流瓶的是摩洛哥的阿尔贝特亲王，他在1885年将2000个浮流瓶投放到大西洋中，并编绘出了相当准确的大西洋表层洋流图。这张图在第二次世界大战期间对测定水雷的可能浮流情况派上了用场。有时这些浮流瓶可在海洋中作长时间、远距离的旅行。如在澳大利亚南端墨尔本市附近投下的一个浮流瓶在海洋中浮流了三年后，在英国海岸被发现。日在澳大利亚佩思市投放的一个浮流瓶在海洋中浮流了五年后在美国佛罗里达半岛的迈阿密附近才将其打捞起来。这只浮流瓶绕过了好望角，然后沿非洲西岸向北浮流，进而横越大越大西洋漂向巴西的北部沿岸，再向北沿南美沿岸进入墨西哥湾，由此穿过佛罗里达海峡到达迈阿密，行程约2.6万公里。这是到目前为止浮流距离最长的一个浮流瓶。
远洋航海事业的发展对洋流的研究就更详尽了，目前在研究洋流时使用了海流计和人造卫星，但浮流瓶作为人们追踪海流的工具（侦察兵）仍然在起作用。例如美国伍兹霍尔海洋研究所如今每年仍要向海洋投放数以万计的浮流瓶，瓶中卡片的说明上，要求捡到浮流瓶的人写上捡到的地点、时间、姓名等寄回，每年能收回10%左右的卡片。
2.洋流的形成
洋流的形成比较复杂，定向风的吹拂、海水密度差异和水温差异都可以形成相应的洋流，即风海流、密度流和补偿流。下边分别介绍之，
（1）风海流及其形成原因
所谓风海流是指在定向风力作用下形成的海洋表层水的大规模流动。由此定义可以看出：第一，风海流的原始动力是风力；第二，风海流只是表层海水的流动；第三，风海流的流向与定向风的风向有关。
风海流可分为深海风海流与浅海风海流，前者又称为浮流，它出现在远离大陆的深海区，其规律性比较明显，是风海流的主要表现形式。浅海风海流是深海风海流流到近大陆的浅海区以后发生变化而形成的，因此掌握了深海风海流的特性及规律，对认识浅海风海流有很大帮助，学习深海风海流是本节的重点。
②风海流的形成及特色
我们在学习行星风系的时候，就已经知道，由于地表高低气压带相间分布，使大气运动出现了三圈环境模式，其近地面环流就构成了地面行星风系。&
东北信风带、西风带的极地东风带的风向是比较衡定的，在海洋上，这些定向风与海洋表层水之间就会发生摩擦，通过摩擦方式，风即可将其一部分能量传递给表层海水，除形成波浪外，还使表层海水发生移流，从而形成风海流。但经过大量调查研究发现，风海流的流动方向与盛行风向并不一致，具有较大的偏差，那么，是什么原因造成的呢？
瑞典著名物理学家艾克曼在本世纪初创立的“浮流理论”成功地解释风海流现象。
最初对风海流进行观测研究的是挪威科学家南森。南森18岁时就成为全国滑雪冠军，他还是游泳健将、快艇运动员和射击能手。当时他在挪威海域见到了一些失事的俄国北极探险家用的物品，促使他研究海流。他亲自设计了一艘调查船，叫“弗雷姆”号，并大胆地决定将这条船冻结在一个大冰块上。他随船浮流了三年多，并进行了大量的观测研究。他发现冰块浮流的方向并不与风向一致，而总是偏在风向的右侧40o左右，他认为这是地转偏向力的作用。后来艾克曼利用数学、物理方法，根据南森观测数据，创立了浮流理论。
浮流理论是建立在以下几个基本假定上的：
第一，水深无限，面积广大。也就是说海水运动不受海底和海岸的影响）
第二，海面水平，密度分布均匀。
第三，作用在三角面上的风是定向、恒速的。
在上述假定的基础上，通过计算，可得出以下三点结论：
A.表层海水的流向偏于风向45o，北半球向右偏，南半球向左偏。这是因为表层海水在风切应力的作用下开始流动时，地转偏向力随即发生作用，使风海流流动方向与风向不一致。又由于北半球地转偏向力的方向偏于物体运动方向的右侧，南半球偏于物体运动方向的左侧，所以风海流的流向在北半球偏于风向的右侧，南半球偏于风向的左侧。
影响风流的力除风的切应力和地转偏向力外，表层海水流动还受到它与下层海水之间的内摩擦力的作用，所以，决定风海流与风向偏角大小的因素是这三种力的平衡。如下图
图中T为风的切应力；V为风海洋流向；f为摩擦力，它与海水流向相反；G为地转偏向力，它与海水流向垂直，偏于右侧。可以看出，当G和f的合力正好抵消T时，风海流就处于恒定流动状态，任何偏离上述状态的情况都要向这种状态演变，此时海水流动方向肯定偏于风向右侧45o。同理，南半球风海流的方向肯定偏于风向的左侧45o。
B.自表层向下风海流的风向偏角逐渐增大，直到流向与表层流向相反时为止。
这是因为下层海水的流动动力是上层海水流动对下层海水的摩擦作用，其流向本应与表层海水一致，但因有地转偏向力，故下层海水流动方向相对于上层海水又发生偏离，仍然遵循北半球右偏，南半球左偏的规则。直到下层海水流动方向与表层海水流动方向相反时，下层海水运动摩擦力与表层海水运动摩擦力相反，不再继续发生偏转。这个深度称为摩擦深度，一般为100-300米深。如下图
C.风海流表层流速最大，向下按指数规律急剧减少。
距离海面Z深度处的海水流速VZ可用下式计算
式中VZ为深度Z的流速，Vo为表层流速，D为摩擦深度。
据计算，在摩擦深度D处的海水流速已经很小，仅相当于表层海水流速的4.3%左右，故可将摩擦深度作为风海流所及深度。
D.风海流表面流速与风速大小成正比与地理纬度高低成反比，符合下列经验公式：
Vo=0.0127&
式中Vo为表层流速，w为风速，&为海区的地理纬度。由上式可以看出，表层流速与风速成正比，与地理纬度正弦的平方根成反比。
E.风海流水体总输送的方向偏于风向90o（北半球右编，南半球左偏），这是因为在摩擦深度范围内，海水内摩擦力为零，又不考虑海底的摩擦，海流是在风的切应力和地转偏向力相平衡时的稳定流动造成的。
（2）密度流
密度流也叫梯度流，是指因海水密度分布不均导致水平压力分布不均，在水平压强梯度与地转偏向力达到平衡时所产生的一种海水运动。
由上述定义可以看出：第一，密度流产生的根本原因是海水密度分布不均，直接原因是水平压力分布不均。造成密度分布不均的原因主要是海水受热和冷却不均、降水和蒸发不均造成的。受热密度减少，冷却密度增大，降水多蒸发小的密度小降水少蒸发多的密度大。这种密度差异影响着海水的盐度，使盐度也出现分布不均，因此由此引起的密度流亦叫“热盐环流”。第二，密度流是水平压力梯度与地转偏向力达到平衡时所产生的海水流动，而没有考虑摩擦力的影响，所以密度流也称“地转流”类似于高空的地转风的形成。
②密度流的形成与特点
两个海区密度有差异时，必然是密度大的海区海面较低，密度小的海区海面较高。结果从海面向下的等压面与从海底向上的等深面就不平行。如下图：
如图所示，海区A的密度大于海区B，因此A处海面低于B处。海洋表面均受1个大气压力的作用，是一个等压面，但不是等深面，因此等压面与等深面不相重合。这种不重合一直到A、B两海区密度相同的深度才会消失，即图的最下部才消失。
由于等压面与等深面的不重合。同一水平面上的水质点两侧受到的压力不相等，压强梯度力的方向指向左方。在压强梯度力的作用下，海水质点要向左流动，流动一旦发生，地转偏向力便要发生作用，在北半球偏向水平压强梯度力方向的右方。直到水平压强梯度力与地转偏向力平衡时，海流便不再转向，沿着垂直于水平压强梯度力的右偏90o流去。形成密度流。
密度流的特点表现在两个方面：
第一，垂直于水平压力梯度力方向（即由低密度区指向高密度区的方向）流动，北半球右偏90o，南半球左偏90o。&
第二，密度流所及深度较大，一般为米。因为在海平面以下米左右深处海水密度水平分布趋于均匀，密度流已不能形成。
（3）补偿流
补偿流是由于某种原因使海水从一个海区流出造成亏缺，由邻近的海水补充而产生的海水流动。
可分为水平补偿流和垂直补偿流两种。
由于风海流能引起的海水垂直于风向的大规模输送，造成一定范围的海水亏缺，周围水位较高的海域就会有自动的向海水亏缺区流动以补偿海水亏缺，从而形成水平补偿流，如下图
在风海流离岸远去时，造成近岸海水亏缺，除形成上述水平补偿流外，下层海水也会上升来补充，这种上升水流即上升补偿流。&
在风海流流到对面大陆沿岸时，由于前方受阻，水位抬高，海水过剩，此处的海水便做下沉运动，并不断沿海底向对岸流动，以补偿上升补偿流造成的海水亏缺，称下降补偿流。上升补偿流和下降补偿流合称垂直补偿流。
3.大洋表层环流系统
由上述洋流成因的讨论可以看出，洋流分布十分复杂，有只涉及表层海水的水平洋流环流系统，也有涉及深层海水的垂直洋流环流系统。从自然地理学的角度来说，大洋表层环流系统强烈地影响着高低纬之间的热量输送及近岸气候的形成，同时对海洋生物的分布及海洋渔业生产有重大影响，所以大洋表层环流是我们的重点，关于大洋深层环流大家可参考有关书籍自学。
大洋表层环流系统主要受海洋气压场分布和大气环流的影响，同时与海陆分布格局密切相关。从全球角度来看，大洋表层环流系统有以下四种：
（1）大洋表层反气旋型环流
&①出现区域及环流特点
大洋表层反气旋型环流分布在大洋南北纬50o之间。其环流特点表现在以下几个方面：
A.以副热带高压为中心，北半球按顺时针方向环流，南半球按反时针方向环流。这种环流形式与反气旋天气系统的大气环流形式基本相同，故称这种大洋表层环流为反气旋性环流。
世界大洋表层环流图（冬季）
B.由赤道洋流、大洋西侧暖流、西风漂流和大洋东侧寒流构成。
C.在赤道两侧呈非对称式分布
因为热赤道与地理赤道不一致而其位置偏北，所以导致赤道洋流北移，使赤道两侧反气旋型环流呈不对称分布。
②大洋反气旋型环流的形成
在副热带高压带的低纬侧，由于存在着东北信风和东南信风，在定向，恒速风力的吹送下，形成了自东向西流动的强大漂流（风海流）。在北半球称北赤道流或北赤道暖流，在南半球称南赤道流或南赤道暖流，两者合称赤道流和赤道暖流。南北赤道流横贯大洋东西，规模宏大，其宽度约2000Km，厚度约200米，表层流速约为20-50cm/秒。赤道流水温较高，平均变动于24-29℃之间，比下层水温高，故称赤道流为赤道暖流。由于热赤道位置偏北，所以，南、北赤道流并不以地理赤道为对称轴，而是明显偏北。如太平洋的北赤道流位于10-25oN之间，南赤道流位于6oS-4oN之间。在大西洋中，南赤道流可以越过赤道到达北半球10o左右，当赤道流向西流动遇到大陆后，一部分海水因补偿作用向东折回，补偿大洋东部因赤道流而失去的海水，故称之为赤道逆流，流速较大，一般为40-60cm/秒。赤道逆流在太平洋中表现最为明显。
赤道流向西流动遇到大陆后，除一部分折回形成赤道逆流外，南北赤道流则大部分分别向南、北流动，由于是从低纬流向高纬，故属于暖流。如在北太平洋形成黑潮，在南太平洋形成东澳暖流，在北大西洋形成墨西哥湾流，在南大西洋形成巴西暖流，在南印度洋形成莫桑比克暖流，也叫厄加勒斯暖流。这些洋流主流较狭窄，仅为100-200km，但深度较大，可达千米以上，表面流速可达100-300cm/秒。
大洋西侧暖流在向高纬的流动过程中，因为地转偏向力的作用，不断转向，到达副热高压北侧时，进入西风带。在偏西风的吹送转变为西风漂流，由西向东流动。因为南半球为盛行西风带，风力强劲，所以西风漂流也最为典型。可从南纬30o一直扩展到南纬60o左右，带幅很宽，厚就可达150-200米。
西风漂流遇到东部大陆后，又分为南北两支，除一部分向高纬海域流去外，其大部分向低纬流去，以补偿赤道流的海水亏缺。西风漂流向低纬的分支，具有寒流性质，故称为大洋东侧寒流。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等。其宽度达1000Km，深度不及500米，流速多在25cm/秒以下，可见与大洋西侧暖流的运动是不同的。
综上所述，赤道流、大洋西侧暖流，西风漂流和大洋东侧寒流就构成了一个闭合环流圈，南半球为反时针流动，北半球为顺时针流动，故称为大洋表层反气旋型环流系统。
（2）大洋表层气旋型性环流
①范围与特点
大洋表层气旋型环流分布在北纬45-70o之间，在南半球的同纬度上为强大的西风漂流，没有气旋型环流形成。
其特点表现在两方面：
第一，环流方向为逆时针，与气旋天气系统的流场相同，故称为大洋表层气旋型环流。
第二，以副极地低压为中心，东侧和东北例为暖流，西侧和西北侧为寒流，南侧为西风漂流。
西风漂流到大洋东侧，因受大陆的阻挡，分为南北两支，北支向高纬度流去，具有暖流性质。如北太平洋的阿拉斯加暖流和与北大西洋的北大西洋暖流。
在极地高压与副极地低压之间为极地东风带，表层海水在极地东风的吹送下，自高纬向低纬流动，形成风海流，具有寒流性质。如北太平洋的千岛寒流和北大西洋的东格陵兰寒流，这种风海流形成之后，在地球转偏向力的作用下，不断右偏。因为寒流的西部为陆地，偏转受到一定限制，而沿陆地东岸即大洋西侧自北向南流动。和西风漂流与东侧暖流共同构成一个反时针流动的环流系统。
（3）北印度洋季风漂流
北印度洋海域表层洋流的最大特点是冬夏季环流方向相反，夏季按顺时针方向流动，冬季按反时针方向流动。
在冬季，该区盛行东北信风，表层海水在东北信风和地转偏向力的作用下，形成北支季风漂流，该洋流由孟加拉湾流出，进而转向西北进入阿拉伯海，又急转南下沿索马里海岸向低纬度流动。南赤道流在非洲东岸分为南北两支，其北支与东北季风漂流汇合后转而向东流动，以补偿南赤道流造成的海水亏缺，形成赤道逆流。
东北季风漂流和赤道逆流一起构成了北印度洋冬季季风漂流，呈反时针方向滚动，而类似于气旋性环流。
在夏季，由于副热带高压北移，北印度洋盛行西南季风，在西南季风和地转偏向力的作用下形成的西南季风漂流。该洋流沿索马里海岸流向东北，进入阿拉伯海和孟加拉湾。从孟加拉湾流出之后，受众多岛屿的屏壁作用，转向东南方向流动。此时南赤道流的北分支自南纬10o在西南季风的吹佛下沿非洲东岸向东北流动，越过赤道，较变为西南季风漂流。此时赤道逆流消失，在南半球为南赤道流。
南赤道流和西南季风漂流共同构成了北印度洋夏季洋流环流形势，环流方向为顺时针方向，类似反气旋型环流。如下图：
（4）南极绕极环流
南极绕极环流的特点是：①绕南极环流一周；②由方向相反的两圈洋流所组成，紧靠南极大陆的一圈自东向西流动环绕南极一周。南极大陆外围海域的一圈自西向东流动环绕南极一周。
在极地高压影响下，形成极地东风带。在极地东风和地转偏向力的作用下，靠近南极大陆的海域，形成自东向西流动并环绕地球一周的洋流，该洋流范围较窄。
远离南极大陆的海域盛行咆哮西风，在咆哮西风和地转偏向力的作用下，形成自西向东流动的西风漂流并环绕地球一周，该洋流范围较大。如下图。
4.洋流对自然地理系统的影响有四点P208
（三）湖汐
1.潮汐的一般概念
（1）潮汐的定义
潮汐的概念有狭义与广义之分。潮汐是指在天体引潮力的作用下，海面发生周期性升降运动的现象。此处所谈的天体是月亮和太阳，主要是月亮，运动形式是在垂直方向的升降运动，并且具有规则的周期性，什么时候海面上升，什么时候海面下降可以进行理论推算。潮汐一词怎样来的呢？潮是指昼间海平面发生的涨落运动，汐指夜间发生的海面涨落运动，那么将白天和夜间所发生的海面升降运动统&称为潮汐。
广义的潮汐是指在天体引潮力作用下，海面发生周期性升降和水平运动的现象。其中海面周期性升降运动就是刚才所说狭义的潮汐，海面周期性水平运动叫潮流，即在天体引潮力作用下，海面发生周期性升降运动的同时所发生的海水的周期性水平运动。可见，广义的潮汐包括狭义的潮汐和潮流。下边所谈的潮汐主要指狭义的潮汐，最后简单介绍潮流。
（2）潮汐要素
用于描述某地潮汐现象的基本术语称为潮汐要素。它主要包括：
①高潮与低潮
A.高潮（满潮）：指海水水位上升到不能再上升的位置。
B.低潮（干潮）：指海水水位下降到不能下降的位置
②涨潮与落潮
A.涨潮：从低潮到高潮，水位不断上升的过程。
B.落潮：从高潮到低潮，水位不断下降的过程。
③平潮与停潮
A.平潮：当潮汐达到高潮时，海面在一个短时间内处于不涨不落的平衡状态。
B.停潮：当潮汐达到低潮时，海面在一个短时间内处于不涨不落的平衡状态。
④高潮时与低潮时
A.高潮时，平潮的中间时刻。
B.低潮时，停潮的中间时刻。
⑤涨潮时与落潮时
A.涨潮时：从低潮时到相邻高潮时的时间间隔
B.落潮时：从高潮时到相邻低潮时的时间间隔。
⑥高潮高与低潮高
A.高潮高，高潮时的海面高程。
B.低潮高：低潮时的海面高程
⑦潮差：相邻高潮高与低潮高的差值。
⑧大潮与小潮
A.大潮：某一地点在一个月，潮差最大时的潮汐
B.小潮：某一地点在一个月，潮差最小时的潮汐
⑨潮汐周期：相邻涨潮时与落潮时之和。即出现相邻两次高潮或低潮的时间间隔。
2.潮汐的形成
由潮汐的定义可知引起潮汐的原动力是天体引潮力。所以在淡潮汐的形成，必须首先介绍引潮力。
（1）引潮力
天体引潮力包括月球引潮力和太阳引潮力两方面，其中的月球引潮力为最大，相当于太阳引潮力的2.17倍。所以下边我们就以月球引潮力为例说明天体引潮力的问题。
所谓月球引潮力是指地球上单位质量物体所受到的月球引力和地球月运动所产生的惯性离心力的合力。可见月球引潮力是两种力的合力，而不单指月球对地球的引力，还有地球月运动所产生的惯性离心力。
由万有引力定律可知，两个物体之间的引力大小同物体质量大小成正比，与物体之间的距离平方成反比，即：
式中F为引力，M1、M2分别代表两种物体的质量，S表示M1、M2之间距离。对于月球和地球之间的引力大小来说，M1和M2的质量都是常数。由于地球上不同地点的质点距月球中心的距离大小是不同的，因此离月球近的质点所受月球引力大，离月球远的质点所受月球引力小。并且，其方向指向均指向月球，彼此不平行。如图，这是一种力。
第二种力是地球月运动产生的惯性离心力，它的方向背离月球，并且彼此平行大小相等，如上图，这种力是怎样产生的呢？它与地球的月运动有关，所以下边我们首先介绍一下什么是地球的月运动和它是怎样发生的。
在地球和地球这个引力系统中，地球和月球相互吸引着。一般认为，地球是绕太阳运动的，运动轨迹为椭圆形，而月球则作为地球的卫星绕地球旋转。其实，上述说法是不确切的，沿椭圆轨道绕太阳运动的并不是地球中心，而是地一月系统的公共质量重心（公共质心），同时，月球和地球都还绕它们的公共质心作相对的周期运动。经计算，地—月系统的公共质心不在地心处，而在地球内部离地心0.73r处（r为地球的半径）并在地心与月心的连线上，月球中心绕地—月系统公共质心以近似圆形的椭圆轨道运转，一个月转一圈，这就是通常说的月球的公转运动。为了保持地—月系统内的平衡，地心也围绕地—月系统的公共质心运动，周期也是一个月，地球的这种运动，即称为地球的月运动。严格地说，地球的月运动是指地球中心绕地—月系统公共质心，以一个月为周期的运动。如下图:
由上图可以看出，①地心公转轨道与地球公转轨道是不重合的，有两个交点，半个月在地球公转的外侧，半个月在地球公转的内侧。②地月系统的公共重心始终在地心与月心的连线上。③一个月地心绕地月公共质心转了一圈，运动形式为圆运动。④由于地心在作圆运动，在地心处就产生了惯性离心力，其方向指向背离月球方向。
还应该指出，地球的月运动是一种平动或平移运动。所谓平动是指运动物体上任何两点的连线在运动过程中始终持平行的运动。
但地球月运动是圆运动。要满足平动的要求，地球上除地心以外的所有其它质点也必须同地心圆运动一样，以相同的半径（0.73r）围绕各自的轨迹圆的圆心做圆运动。因此，地球上所有质点在地球月运动过程中，都产生大小相等，方向相同的惯性离心力。如下图
E为地心，M为月球，G为地—月系统公共质心，P为地球表面上任意一点，实线圆圈表示地球。以G为圆心，以GE为半径（0.73r）所画的虚线圆，表示地心E绕其公共质心G旋转时的轨迹圆。过P点作PG′，并使PG′等于并平行于EG，以G′为圆心，以G′P为半径所画的虚线圆，表示地表上任一点P的轨迹。此时地心E和地表P的离心力大小相等方向相同并背离月球方向。
当月球运行到M′处时，地心运行到E’处，地面点P运行到P′处，同理可证明P′K′=E′N′，也背离月球方向。地心处的离心力正好和月球引力大小相等，方向相反而抵消，处于平衡状态。因此，地球上任一点的离心力大小均等于月球对地心处的引力，方向彼此平行，都背离月球。
（2）潮汐椭球体的形成
综上所述，由于月球对地球上各质点的引力大小和方向不同，尽管地球上各质点的惯性离心力大小和方向相同，所以两者的合力——即引潮力各处大小和方向就不同。在地心处，月球引力和惯性离心力大小相等，方向相反，引潮力为零，在其它任何地点上，其引潮力均不为零。在正垂点上即正对月球的点上，月球引力最大，大于惯性离心力，引潮力指向月球；在反垂点上即正背月球的点上，月球引力最小，惯性离心力大于月球引力，引潮力指向背离月球方向；在两极地区，月球引力和惯性离心力的合力指向低纬地区；在赤道和两极之间的地区，引潮力亦指向低纬地区。假定地球表面为等深的海水所覆盖的话，海水在引潮力的作用下，会发生由高纬向低纬的运动，结果原来的地球正球体将变为赤道突出，两极扁平的椭球体。此乃潮汐椭球体。由于地球的自转，地表某一固定地点的海面就会发生周期性涨落而形成潮汐。
（3）半日潮的形成
所谓半日潮是指在一个太阴日内有两次高潮和两次低潮，而且相邻高潮或相邻低潮的潮差基本相同、涨潮时和落潮时也几乎相等的潮汐。
所谓太阴日是指以月球作为参考点所度量的地球自转周期，即地球上某一固定点两次穿越月球中天时的时间间隔，为24时50分，它比太阳日长，并非地球自转的真正周期，但它与潮汐周期相同。
当月球位于地球赤道面上时，潮汐椭球体朝向月球一面海水隆起形成顺潮，背向月球面的海水也隆起形成对潮。如右图。
此时，顺潮和对潮的分界线所在平面正好通过地轴。
在顺潮和对潮的分界线上，潮高最低，为低潮，因此称此为低潮带环。在这种情况下，除两极之外的地球各地的海面（如图1-9不同地点），在一个太阴日内就会发生两次高潮和两次低潮，并且潮差基本相等，两次高潮或两次低潮的时间间隔12时25分。
当月球不在地球赤道平面上时，在赤道上仍然形成半日潮。
如上图，赤道处AB=CD,也会出现上述半日潮。
（4）全日潮和混合潮的形成
全日潮是指在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮的潮汐。混合潮是指在一个太阴日内出现两次高潮与两次低潮，但相邻高潮或低潮的潮高不等，涨潮时和落潮时也不相等的潮汐。
如上图，当月球不在地球赤道面上，低潮带环所在平面不通过地轴。在这种情况下，地球上不同地点的潮汐表现出明显的不同。
①赤道上，仍为规则的半日潮。
②中纬度地带：如中纬度地带的A点：正处于地心与月球的连线上，形成顺潮，其潮高较高，故亦称高高潮；当A点随地球自转到背对月球的位置A1时，不在地心与月球的连线上，故不能形成对潮，而出现第二次高潮，因它不是对潮，故其潮高较低，亦称低高潮。所以，在这种情况下，相邻两次高潮的潮差不等，AB＞B1A1。由于低潮带环不与地轴重合，致使AC＞CA1，所以相邻两次高潮的涨潮时或落潮时亦不相等。从而形成混合潮。
③高纬度地带：如高纬度地带的D点，正处在低潮带环上，从而出现低潮，当D点随地球自转到达背对月球的位置D1时，则出现一次高潮。所以D点在一个太阴日内只出现一次低潮的一次高潮，并且涨潮时和落潮时相等，从而形成全日潮。
（5）大潮与小潮的形成
前已述及，大潮就是在一个月中潮差最大的潮汐，小潮即在一个月中指潮差最小的潮汐。大潮与小潮的出现与太阳、地球和月球三者的位置有关。
例如在月相为朔（初一）或望（十五）时，日、地、月三者的中心最接近一条直线，太阳引潮力与月球引潮力相互叠加，引潮力达到最大，从而出现最大的潮差，形成大潮。在月相为上弦（初八）和下弦（二十三）时，月球中心与地球中心的连线垂直于地球中心与太阳中心的连线。此时月球引潮力和太阳引潮力的方向不一致，太阳引潮力抵消了一部分月球引潮力，使月球引潮力达到最小，从而出现高潮不太高，低潮不太低的潮差最小的潮汐，即小潮。
（6）近地潮与远地潮的形成
是由于月球绕日公转而产生的，月球公转轨道是个椭圆，轨道偏心率为0.05，因此有近地点和远地点之分。在近地点，引潮力要大一些，形成在一月中潮差较大的潮汐，称近地潮；在远地点，引潮力要小一些，形成一月中潮差较小的潮汐，称远地潮。据研究，近地潮时的引潮力比远地潮的引潮力大40%。
（7）近日潮与远日潮地球公转轨道也是椭圆，偏心率为&同理也会形成近日潮和远日潮。
上述近地、近日潮统称近点潮，远地、远日潮统称远点潮。
3.潮区的划分
半日潮海区：主要在赤道附近
全日潮海区：主要发生高纬度地区
混合潮海区：不规划半日湖海区——中纬度
不规则全日含潮海区——中高纬度
潮汐是指海水的周期性的升降现象，在海水发生升降变化的同时，还伴随着海水的水平运动，而潮流。下边我们简单地介绍一下潮流。
（1）潮流的一般概念
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。它同潮汐现象同时发生。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为落潮流。当高潮或低潮时，各有一段时间潮流速度非常缓慢，接近于停止状态，此时的潮流称为“憩流”。
受海洋地理环境的影响，不同海区的潮流有显著区别。大洋中部潮流流速小，近海流速大，海峡、海湾入口处潮速最大，有时可达10公里/时以上。在嗽叭形海湾或河口湾处，潮流可激起怒潮（涌潮）。
在涨潮时，宽阔的河口将涌进大量海水，随潮水向内陆推进，河口湾宽度逐渐变窄，受两岸约束，潮水涌积，同时水深渐浅，潮速加快，再遇水下拦河、坝一类的阻挡，潮水跃腾而起，掀起高耸的水墙，水花四贱，咆哮奔腾地向前推进，声闻数十里，犹如万马奔腾，排山倒海，异常壮观。这一奇特景象称为怒潮。我国钱塘江大潮就是世界闻名的怒潮，在历史上最大潮差达8.93米。
（2）潮流的类型
潮流可分为回转流和往复流两种：
回转流是潮流运动的普遍形式，发生在广阔海洋中不受海底和海岸影响的区域。
所谓回转流是指在半日或一日内流向变化360o的潮流。北半球回转方向为顺时针，南半球为逆时针。
与半日潮和混合潮相伴出现的回转流每日回转两圈，与全日潮相伴出现的回转潮每日回转一圈。如图。
回转流发生回转的根本原因是地转偏向力的作用。在涨潮流和落潮流时都要发生偏转。
海水只能在两个相反方向上变化的潮流称为往复流。往复流仅出现在海峡、河口或海湾中。由于这些地形的限制，不能形成回转流，只能在两个相反方向上往复流动。
与半日潮和混合潮相伴出现的往复流在一个太阴日之内往复两次，即流动方向变化四次；与全日潮相伴出现的往复流在一个太阴日内往复一次，即流动方向变化两次。