1、 水半球的特点， 也不在于它 的海洋面积大于陆地 （ 任何一个半球都是如此 ） ，而在于它的海洋面积比任何一个半球都大。地球表面是崎岖不平的， 我们可以用海陆起伏曲线表示陆地各高度带和海洋各深度带在地表的分布 面积和所占比例。海洋的划分地球上互相连通的广阔水域构成统一的世界海洋。根据海洋要素特点及形态特征，可将其分为主要部分和附属部分。主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。洋或称大洋，是海洋的主体部分，一般远离大陆，面积广阔，深度大；世界大洋通常被分为四大部 分，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。海是海洋的边缘部分，据国际水道测量局的材料，全世界共有 54 个海，其面积只占世界海洋总面 积的
2、9.7 %。海的深度较浅，平均深度一般在 2000m以内。按照海所处的位置可将其分为陆间海、内海和边缘海。海湾是洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域， 一般以入口处海角之间的连线或入口处的等深线 作为与洋或海的分界。海峡是两端连接海洋的狭窄水道。4.什么是海岸带？说明其组成部分是如何界定的。水位升高便被淹没，水位降低便露出的狭长地带即是海岸带。海岸带是海陆交互作用的地带。海岸地貌是在波浪、潮汐、海流等作用下形成的。 现代海岸带一般 包括海岸、海滩和水下岸坡三部分。海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带， 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，又称潮上带。海滩是高低潮之间的地带
3、，高潮时被水淹没，低潮时露出水面，又称潮间带。 水下岸坡是低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分， 又称潮下带， 其下限相当于 1/2 波长的 水深处，通常约1020m海岸发育过程受多种因素影响， 交叉作用十分复杂， 故海岸形态也错综复杂， 国内外至今没有 一个统一的海岸分类标准。中国海岸带和海涂资源综合调查简明规程将中国海岸分为河口岸、 基岩岸、砂砾质岸、淤泥质岸、珊瑚礁岸和红树林岸等六种基本类型。7.简述大陆漂移、海底扩张与板块构造的内在联系与主要区别大陆漂移说主要论述： 地球上所有大陆在中生代以前是统一的联合古陆，或称泛大陆 （Pangaea） ， 其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋泛大
4、洋。中生代以后， 联合古陆解体、分裂，其碎块 即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。 由于各大陆分离、 漂移，逐渐形成了大西洋和印度 洋，泛大洋 （古太平洋 ）收缩而成为现今的太平洋。大陆漂移的主要依据有海岸线形态、地质构造、 古气候和古生物地理分布等。海底扩张模式可以表述如下： 大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝 形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移， 这就是海底扩张。 海底扩 展移动的速度大约为每年几厘米。板块构造学说的基本内容可以概述如下： 地球最上部被划分为岩石圈和软流圈。软流圈在缓慢而 长期的作用力下，会呈现出塑性或缓慢流动的性质
5、。 因此岩石圈可以漂浮在软流圈之上作侧向运动。主要区别： 根据板块构造观点， 海底扩张实际上是一对岩石圈板块自中脊轴向两侧的扩张运动。 位 于岩石圈板块上面的大陆块， 伴随着板块的运动而被动地发生长距离水平位移。 这就是我们今天所 说的大陆漂移，与魏格纳的大陆漂移有原则区别。内在联系： 集大陆漂移和海底扩张说为一体的板块构造理论能够比较成功地解释几乎所有地质现 象，特别是全球性的构造特征和形成机理。 海底构造实质上就是海洋底板块生成运动消亡过程 中所发生的各种构造活动和构造现象。12. 按照矿产资源形成的海洋环境和分布特征， 海洋矿产资源有哪些主要类型？如何认识海洋是巨 大的资源宝库？按照矿物
6、资源形成的海洋环境和分布特征，分别介绍 滨海砂矿、海底石油、磷钙石和海绿石、锰 结核和富钴结壳、海底热液硫化物、天然气水合物等资源类型第三章 海水的物理特性和世界大洋的层化结构2.简述海水的主要热学与力学性质，它们与温度、盐度和压力的关系如何？海水的主要热性质：海水的热性质一般指海水的热容、比热容、绝热温度、位温、热膨胀及压缩性，热导率与比蒸发潜 热等。它们都是海水的固有性质，是温度、盐度、压力的函数。它们与纯水的热性质多有差异，这 是造成海洋中诸多特异的原因之一。一、热容和比热容 海水温度升高1K（或1C）时所吸收的热量称为热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每摄氏 度（记为J/ C
7、）。单位质量海水的热容称为比热容，单位为焦耳每千克每摄氏度，记为 J kg-1 C -1。在一定压力下 测定的比热容称为定压比热容，记为 Cp；在一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用 Cv表示。 海洋学中最常使用前者。Cp和Cv都是海水温度、盐度与压力的函数。可以看出，Cp值随盐度的增高而降低，但随温度的变化 比较复杂。大致规律是在低温、低盐时 Cp值随温度的升高而减小，在高温、高盐时 Cp值随温度的 升高而增大。二、体积热膨胀在海水温度高于最大密度温度时， 若再吸收热量， 除增加其内能使温度升高外， 还会发生体积膨胀， 其相对变化率称为海水的热膨胀系数。即当温度升高 1K（仁C）时，单位
8、体积海水的增量。以 n表 示，在恒压、定盐的情况下n的单位为C -1。它是海水温度、盐度和压力的函数。上式中a为海水的比体积（单位体积的质量）, 在海洋学中习称比容。、海水的热膨胀系数比纯水的大，且随温度、盐度和压力的增大而增大；在 大气压力下，低温、 低盐海水的热膨胀系数为负值， 说明当温度升高时海水收缩。热膨胀系数由正 值转为负值时所对应的温度，就是海水最大密度的温度 t p （max），它也是盐度的函数，随海水盐度的增大而降低。有经验公式为t p（max） =3.95- 2.0 X 10-1S-1.1 X 10-兮+0.2 X 10-4S（3 7）海水的热膨胀系数比空气的小得多， 因此由
9、海水温度变化而引起海水密度的变化， 进而导致海水的 运动速度远小于空气。三、压缩性、绝热变化和位温（ 一） 压缩性单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。若海水微团在被压缩时， 因和周围海水有热量交换而得以维持其水温不变，则称为等温压缩。定盐条件下的等温压缩系数为B t的单位为Pa-1，式中a为海水的比容。若海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换，则称为绝热压缩。海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。（ 二 ） 绝热变化由于海水的压缩性， 当一海水微团作铅直位移时， 因其深度的变化导致所受压力的不同， 将使其体 积发生相应变化。在绝热下沉时， 压力增大使其体
10、积缩小，外力对海水微团作功，增加了其内能导 致温度升高；反之，当绝热上升时，体积膨胀，消耗内能导致温度降低。上述海水微团内的温度变 化称为绝热变化。海水绝热温度变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以 r表示。由于海洋中的现场压力与水深有关，所以r的单位可以用开尔文每米（K/m）或摄氏度每米（C/m）表示。它也是 温度、盐度和压力的函数。 可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得到。 海洋的绝热温度 梯度很小，平均约为 0.11C/km。（ 三） 位温海洋中某一深度（压力为p）的海水微团，绝热上升到海面（压力为大气压p）时所具有的温度称为该 深度海水的位温，记为。海水微团此时相应密度，称为位
11、密，记为 p。在分析大洋底层水的分布与运动时， 由于各处水温差别甚小， 但绝热变化效应往往明显起来， 所以 用位温度分析比用现场温度更能说明问题。四、蒸发潜热及饱和蒸汽压（ 一 ） 比蒸发潜热 使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量， 称为海水的比蒸发潜热， 以 L 表示，单位是焦耳每 千克或每克，记为 J/kg 或 J/g 。其具体量值受盐度影响很小，与纯水非常接近，可只考虑温度的 影响。其计算方法有许多经验公式，迪特里希 （Dietrich ， 1980） 给出的公式为L=（2502.9- 2.720t） X 103J/kg （3 9）适用范围为030C 在液体物质中，水的蒸发潜热最大，
12、海水亦然。伴随海水的蒸发，海洋不但失去水分，同时将失去 巨额热量， 由水汽携带而输向大气内。 这对海面的热平衡和海上大气状况的影响很大。 例如发生在 热带海洋上的热带气旋， 其生成、维持和不断增强的机制之一， 是“暖心”的生成和维持。 “暖心” 最重要的热源之一，则是海水蒸发时，所携带巨额热量的水汽进入大气后凝结而释放出来的。海洋每年由于蒸发平均失去126cm厚的海水，从而使气温发生剧烈的变化，但由于海水的热容很大, 从海面至3m深的薄薄一层海水的热容就相当于地球上大气的总热容，因此，水温变化比大气缓慢 得多。（ 二） 饱和水汽压 对于纯水而言，所谓饱和水汽压，是指水分子由水面逃出和同时回到水
13、中的过程达到动态平衡时， 水面上水汽所具有的压力。 蒸发现象的实质就是水分子由水面逃逸而出的过程。 对于海水而言， 由 于“盐度”存在， 则单位面积海面上平均的水分子数目要少， 减少了海面上水分子的数目， 因而使 饱和水汽压降低，限制了海水的蒸发。海面的蒸发量与海面上水汽的饱和差 （相对于表面水温的饱 和水汽压与现场实际水汽压之差 ） 成比例，所以海面上饱和水汽压小，就不利于海水的蒸发。这样 一来，海洋因蒸发而损失的水量和热量就相对减少了。五、热传导 相邻海水温度不同时， 由于海水分子或海水块体的交换， 会使热量由高温处向低温处转移， 这就是 热传导。单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，
14、单位为“瓦特” （W）。单位面积的热流率称为热流率密度，单位是瓦特每平方米，记为 Wm-2。其量值的大小除与海水本身的热传导性能密切相关之 外，还与垂直于该传热面方向上的温度梯度有关，即式中n为热传导面的法线方向，入为热传导系数，单位是瓦特每米每摄氏度，记为 W- m1C-1 o仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，热传导系数入t为10-1量级。例如在101325Pa 气压和10C时，纯水的 入t = 0.582W-m-1 -C -1，30C时，入t=0.607W-m-1 -C -1，即随温度的升高 而增大，水的热传导系数在液体中除水银之外是最大的。 由于水的比热容很大，所以尽管其热
15、导性好，但水温的变化相当迟缓。海水的热导系数 入t，比纯水的稍低，且随盐度的增大略有减小。 入t主要与海水的性质有关。若海水的热传导是由海水块体的随机运动所引起， 则称为涡动热传导或湍流热传导。 涡动热传导系 数入A主要和海水的运动状况有关。因此，在不同季节、不同海域中， 入A有较大差别，其量级一般 为102103类似热量的传导，海洋中的盐量 （浓度）也能扩散传输。同样也有分子盐扩散和涡动盐扩散两种方式， 且不同盐度的海水，其盐扩散系数也不同。大体上分子盐扩散系数仅为分子热传导系数的 0.01 左 右。盐扩散率表达式的形式与式 （3 10）的形式相对应。另外，海水的动量传输的表达式，也与式 （
16、310）具有相似的形式。六、沸点升高和冰点下降海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。在海洋中， 人们关心的 是海水的冰点随温度的变化。 Doherty 等（ 1 974） 给出了如下关系式2t f =-0.0137-0.051990S-0.00007225S 2-0.000758Z（311）式中Z为海水的深度（m）。在上述基础上，Millero等（1976）又提出了新的公式tf=-0.0575S+1.715023 X 10-3S3/2-2.154996 X 10-4S2-7.53 X 10-8p （3 12）式中S为实用盐度，p的单位为帕（Pa） o虽然海水最大密度
17、温度t p（max）与冰点温度tf都随盐度的增大而降低，但前者降得更快。当S=24.695 时，两者的对应温度皆为-1.33 C，当盐度再增大时，t p（max）就低于tf 了。主要的力学性质：（1）海水的粘滞性： 相邻两层海水作相对运动时， 由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运 动（湍流），在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。（2） 海水的渗透压：果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜， 水分子可以透过，但盐分子不能透过。 那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水一侧， 使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。 此时膜 两边的压力差，称为渗透压。（ 三） 海水的表面张力： 液体的自由表面
18、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。（ 一） 海水的粘滞性当相邻两层海水作相对运动时， 由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动 （湍流），在两层 海水之间便有动量传递，从而产生切应力。摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为 式中n为两层海水界面的法线方向，u为流速，卩称为动力学粘滞系数（粘度，Viscosity）,单位 是帕秒，记为Pa - s；卩/ p称为运动学粘滞系数，单位是平方米每秒，记为 mbs-1。卩随盐度的 增大略有增大，随温度的升高却迅速减小。单纯由分子运动引起的 卩的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下
19、的海水运动时，其粘滞性可以忽 略不计。 但在描述海面、 海底边界层的物理过程中以及研究很小尺度空间的动量转换时， 分子粘滞 应力却起着重要作用。 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。（ 二） 海水的渗透压如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过。 那么，淡水一侧 的水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。此时膜两边的压力差， 称为渗透压。 它随海水盐度的增高而增大。 低盐时随温度的变化不大， 而高盐时随温度的升高增幅 较大。海水渗透压对海洋生物有很大影响， 因为海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜， 不同海
20、洋生物的细 胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不同。这是海洋生物学家们所关注的问题。海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约 250m的压力。（ 三） 海水的表面张力在液体的自由表面上， 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。海水的表面张力随温度的增高而减小， 随盐度的增大而增大。 海水中杂质的增多也会使海水表 面张力减小。表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。3.何谓海水的位温？有何实用价值？位温：海洋中某一深度（压力为p）的海水微团，绝热上升到海面（压力为大气压po）时所具有的温度 称为该深度海水的位温，记为 3。5. 海水结冰与淡水结冰的过程
21、有何不同？为什么？海冰形成的必要条件 是，海水温度降至冰点并继续失热、相对冰点稍有过冷却现象并有凝结核存 在。海冰形成过程 ：海水最大密度温度随盐度的增大而降低的速率比其冰点随盐度增大而降低的速率 快，当盐度低于 24.695 时，结冰情况与淡水相同；当盐度高于 24.695 时（海水盐度通常如此 ），海水冰点高于最大密度温度，因此，即使海面降至冰 点，但由于增密所引起的对流混合仍不停止， 因此只有当对流混合层的温度同时到达冰点时， 海水 才会开始结冰。 所以海水结冰可以从海面至对流可达深度内同时开始。 也正因为如此， 海冰一旦形 成，便会浮上海面，形成很厚的冰层。海水与淡水的结冰过程不同的原
22、因：主要是纯水的冻结，会将盐分大部排出冰外，而增大了冰下 海水的盐度，加强了冰下海水的对流和进一步降低了冰点，又兼冰层阻碍了其下海水热量的散失， 因而大大地减缓了冰下海水继续冻结的速度。9.简述世界大洋中温度、盐度和密度的空间分布基本特征从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的基本特征是：在表层大致沿纬向呈带状分布，即东一西 方向上量值的差异相对很小；而在经向， 即南一北方向上的变化却十分显著。在铅直方向上， 基本呈层化状态，且随深度的增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的分布均匀。它们在铅直 方向上的变化相对水平方向上要大得多，因为大洋的水平尺度比其深度要大几百倍至几千倍。13.何为海洋
23、水团？它和水型、水系有什么关系?水团的定义是：“源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化 趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。”水型（watertype）:通常它是指温盐度均匀，在温一盐图解上仅用一个单点表示的水体。由于性质 完全相同的水样，其观测值皆对应于温一盐图解中的一个点， 故水型实质上是“性质完全相同的水体元的集合”。由此引伸，即可给出水团的集合论定义：“水团是性质相近的水型的集合”。水系（watersystem）:在海洋学中水系可定义为“符合一个给定条件的水团的集合”。换言之，水 系的划分只考虑一种性质相近即可。 在浅海水团分析中，经常提到的沿岸水
24、系和外海水系，就是只考虑盐度而划分的。前者指沿岸低盐水团的集合，后者是指外海（受大陆径流影响较小的）高盐水 团的集合。第四章 海水的化学组成和特性1.海水的组成为什么有恒定性？ （好像没什么答案）海水中各种元素都以一定的物理化学形态存在。在海水中铜的存在形式较为复杂，大部分是以有机络合物形式存在的。 在自由离子中仅有一小部分 以二价正离子形式存在，大部分都是以负离子络合物出现。海水中有含量极为丰富的钠，但其化学 行为非常简单，它几乎全部以 N/离子形式存在。海水中的成分可以划分为五类：1.主要成分（大量、常量元素）：指海水中浓度大于1X 10-6mg/kg 的成分。属于此类的有阳离子 Nsf,
25、 K+，CeT, M&+和Sr2+五种，阴离子有HBQ,其总和占海水盐分的Br HCO3 CCO| ） , F-五私还有以分子形式存在的99.9 %。所以称为主要成分。由于这些成分在海水中的含量较大， 各成分的浓度比例近似恒定， 生物活动和总盐度变化对其影响 都不大，所以称为保守元素。海水中的 Si含量有时也大于1mg/kg，但是由于其浓度受生物活动影 响较大，性质不稳定，属于非保守元素，因此讨论主要成分时不包括 Si。2.溶于海水的气体成分，如氧、氮及惰性气体等。3.营养元素（营养盐、生源要素）：主要是与海洋植物生长有关的要素，通常是指 N, P及Si等。这 些要素在海水中的含量经常受到植物
26、活动的影响， 其含量很低时， 会限制植物的正常生长， 所以这 些要素对生物有重要意义。4.微量元素：在海水中含量很低，但又不属于营养元素者。5.海水中的有机物质：如氨基酸、腐殖质、叶绿素等。海水的更新时间在温跃层（平均100m）以上平均为几十年，而在深层则为1000年左右。如果元素逗 留时间大于更新的时间， 则在整个海洋中的分布应当是均匀的； 如果小于更新的时间， 其分布应当 是不均匀的。但是有些元素如 P、 N、 Si 虽然逗留时间较长，由于生物参与了这些元素的循环，在 海洋中也造成了不均匀的分布。3.海水的pH值一般是多少？海水的缓冲能力主要由哪种作用控制？海水的pH值:约为8.1，其值变
27、化很小，因此有利于海洋生物的生长；海水具有一定的缓冲能力，这种缓冲能力主要是受二氧化碳系统控制的。第五章 海洋环流1.简述海流的定义、形成原因及表示方法。海流是指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。海流形成的原因 归纳起来两种 :第一种原因是海面上的风力驱动，形成风生海流。 由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流 动随深度的增大而减弱， 直至小到可以忽略， 其所涉及的深度通常只为几百米， 相对于几千米深的 大洋而言是一薄层。第二种原因是海水的温盐变化。 因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的 分布又决定了海洋压力场的结构。 实际海洋中的等压面往往是倾斜的
28、， 即等压面与等势面并不一致， 这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力， 从而导致了海流的形成。 另外海面上的增密效应 又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。描述海水运动的方法有两种： 一是拉格朗日方法，一是欧拉方法。前者是跟踪水质点以描述它的时空变化， 这种方法实现起来比较困难， 但近代用漂流瓶以及中性浮 子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。通常多用欧拉方法来测量和描述海流， 即在海洋中某些站点同时对海流进行观测， 依测量结果， 用 矢量表示海流的速度大小和方向， 绘制流线图来描述流场中速度的分布。 如果流场不随时间而变化， 那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。2.引起海水运动的力有哪些？作用在海水上的力有多种，归结起来可分为两大类： 一是引起海水运动的力，诸如重力、压强梯度力、风应力、引潮力等； 另一类是由于海水运动后所派生出来的力，如地转偏向力 （CoriolisForce ，亦称为科氏力 ） 、摩擦 力等。8.海水运动方程的基本形式是什么？运动方程 ：所谓海水运动方程， 实际上就是牛顿第二运动定律在海洋中的具体应用。 单位质量海水 的运动方程可以写成在直角坐标系统中，它的三个分量方程为式中u,
