海洋科學(xué)導(dǎo)論復(fù)習(xí)題第一章緒論其次，作為一個(gè)物理系統(tǒng)，海洋中水一汽一冰三態(tài)的轉(zhuǎn)化無時(shí)無年廈門大學(xué)海洋系理化部北遷青島，與山東大學(xué)海洋研海洋科學(xué)研究機(jī)構(gòu)，分別隸屬于中國(guó)科學(xué)院、教育部、海洋局等，業(yè)已探和開發(fā)技術(shù)研究，海洋儀器設(shè)備研制和技術(shù)開發(fā)研究，海洋工程技術(shù)研究學(xué)研究與服務(wù)，海水養(yǎng)殖與漁業(yè)研究等等。在物理海洋學(xué)、海洋地質(zhì)學(xué)洋化學(xué)、海洋工程、海洋環(huán)境保護(hù)及預(yù)報(bào)、海洋調(diào)查、海洋遙感與衛(wèi)星海洋取得了巨大的進(jìn)步，不僅縮短了與發(fā)達(dá)國(guó)家的差距，而且在某些方面已躋身第二章地球系統(tǒng)與海底科學(xué)地球上的海洋是相互連通的，構(gòu)成統(tǒng)一的世界大洋；而陸地是相互分離的，故沒有統(tǒng)一的必須說明，即使在陸半球，海洋面積仍然大于陸面積大于海洋（沒有一個(gè)半球是這樣），而在于它的陸地的特點(diǎn)，也不在于它的海洋面積大于陸地（任何一個(gè)），地球表面是崎嶇不平的，我們可以用海陸起伏曲線表示陸地各高度帶和海洋各深度帶在地海岸帶是海陸交互作用的地帶。海岸地貌是在波浪、潮汐、海流等作用下形成的?，F(xiàn)代海岸海岸是高潮線以上狹窄的陸上地帶,大部水下岸坡是低潮線以下直到波浪作用所能到達(dá)的海底部分，又稱潮下帶，其下限相當(dāng)于海岸發(fā)育過程受多種因素影響，交叉作用十分復(fù)雜，故海岸形態(tài)也錯(cuò)綜復(fù)雜，國(guó)內(nèi)外至今沒有一個(gè)統(tǒng)一的海岸分類標(biāo)準(zhǔn)。中國(guó)海岸帶和海涂資源綜合調(diào)查《簡(jiǎn)明規(guī)程》將中大陸漂移說主要論述：地球上所有大陸在中生代以前是統(tǒng)一的聯(lián)合古陸，或稱泛大陸移，逐漸形成了大西洋和印度洋，泛大洋(古太平洋)收縮而成為現(xiàn)今的太平洋海底擴(kuò)張模式可以表述如下：大洋中脊軸部裂谷帶是地幔物質(zhì)涌升的出質(zhì)冷凝形成新洋底，新洋底同時(shí)推動(dòng)先期形成的較老洋底逐漸向兩板塊構(gòu)造學(xué)說的基本內(nèi)容可以概述如下：地球最上部被劃分為緩慢而長(zhǎng)期的作用力下，會(huì)呈現(xiàn)出塑性或緩慢流動(dòng)的性質(zhì)主要區(qū)別：根據(jù)板塊構(gòu)造觀點(diǎn)，海底擴(kuò)張實(shí)際上是一對(duì)巖地質(zhì)現(xiàn)象，特別是全球性的構(gòu)造特征和形成機(jī)理。海底構(gòu)造實(shí)質(zhì)上就是按照礦物資源形成的海洋環(huán)境和分布特征，分別介紹濱海砂礦、海底石油、磷鈣石和海綠石、鐳結(jié)核和富鉆結(jié)殼、海底熱液硫化物、天然氣水合物等資源類型第三章海水的物理特性和世界大洋的層化結(jié)構(gòu)海水的主要熱性質(zhì):海水的熱性質(zhì)一般指海水的熱容、比熱容、絕熱溫度、位溫、熱膨脹及海水的主要熱性質(zhì):海水的熱性質(zhì)一般指海水的熱容、比熱容、絕熱溫度、位溫、熱膨脹及壓縮性，熱導(dǎo)率與比蒸發(fā)潛熱等。它們都是海水的固有性質(zhì)，是溫度、鹽度、壓力的函數(shù)。它們與純水的熱性質(zhì)多有差異，這是造成海洋中諸多特異的原因一、熱容和比熱容VPP在海水溫度高于最大密度溫度時(shí)，若再吸收熱量，除增加其內(nèi)能使溫度的質(zhì)量），在海洋學(xué)中習(xí)稱比容。、海水的熱膨力的增大而增大；在大氣壓力下，低溫、低鹽海水的熱膨脹系數(shù)為負(fù)值，說明P海水的熱膨脹系數(shù)比空氣的小得多，因此由海水溫度變化而引起海水密度的變化，進(jìn)而導(dǎo)縮時(shí)，因和周圍海水有熱量交換而得以維持其水溫不變，則稱為等溫壓t將使其體積發(fā)生相應(yīng)變化。在絕熱下沉?xí)r，壓力增大使其體積縮小，外力對(duì)海水微團(tuán)作功，增加了其內(nèi)能導(dǎo)致溫度升高；反之，當(dāng)絕熱上升時(shí)，體積膨脹，消耗內(nèi)能導(dǎo)致溫度降低。上述海水微團(tuán)內(nèi)的溫度變化稱為絕熱變化。海水絕熱溫度變化隨壓力的變化率稱為絕海水的位溫顯然比其現(xiàn)場(chǎng)溫度低。若其現(xiàn)場(chǎng)溫度為t,絕在分析大洋底層水的分布與運(yùn)動(dòng)時(shí)，由于各處水溫差別甚小，但絕熱變化效應(yīng)往往明顯起使單位質(zhì)量海水化為同溫度的蒸汽所需的熱量，稱為海水的比為時(shí)將失去巨額熱量，由水汽攜帶而輸向大氣內(nèi)。這對(duì)海面的熱很大。例如發(fā)生在熱帶海洋上的熱帶氣旋，其生成、維持心”的生成和維持?！芭摹弊钪匾臒嵩粗?，則是海水蒸的過程達(dá)到動(dòng)態(tài)平衡時(shí)，水面上水汽所具有的壓力。蒸發(fā)現(xiàn)象逸而出的過程。對(duì)于海水而言，由于“鹽度”存在，則單位面要少，減少了海面上水分子的數(shù)目，因而使飽和水汽壓降低，蒸發(fā)量與海面上水汽的飽和差(相對(duì)于表面水溫的飽和水汽壓相鄰海水溫度不同時(shí)，由于海水分子或海水塊體的交換，會(huì)使熱量由高溫處向低溫處轉(zhuǎn)性能密切相關(guān)之外，還與垂直于該傳熱面方向上的溫度梯度有關(guān)，即?于水的比熱容很大，所以盡管其熱導(dǎo)性好，但水溫的變化相當(dāng)遲緩。海水的熱導(dǎo)系數(shù)X,比tt若海水的熱傳導(dǎo)是由海水塊體的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)所引起，則稱為渦動(dòng)熱傳導(dǎo)系數(shù)入主要和海水的運(yùn)動(dòng)狀況有關(guān)。類似熱量的傳導(dǎo)，海洋中的鹽量(濃度)也能擴(kuò)散傳輸。同樣也有分兩種方式，且不同鹽度的海水，其鹽擴(kuò)散系數(shù)也不同。大體上分子ff子不能透過。那么，淡水一側(cè)的水會(huì)慢慢地滲向海水一側(cè)，使摩擦應(yīng)力的大小與兩層海水之間的速度梯度成比例。界面上單位面積的應(yīng)力為可以忽略不計(jì)。但在描述海面、海底邊界層的物理過程中以及換時(shí)，分子粘滯應(yīng)力卻起著重要作用。分子粘滯系數(shù)只取如果在海水與淡水之間放置一個(gè)半滲透膜，水分子可水一側(cè)的水會(huì)慢慢地滲向海水一側(cè)，使海水一側(cè)的壓力增大，直至兩邊的壓力差，稱為滲透壓。它隨海水鹽度的增高而增大。低鹽時(shí)隨溫度的變化海水滲透壓對(duì)海洋生物有很大影響，因?yàn)楹Ｑ笊锏募?xì)胞壁就是一種半滲透膜，不同海洋生物的細(xì)胞壁性質(zhì)有別，所以對(duì)鹽度的適應(yīng)范圍不同。這是海洋生物學(xué)家們所關(guān)注的問在液體的自由表面上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由表是表面張力。海水的表面張力隨溫度的增高而減小，在分析大洋底層水的分布與運(yùn)動(dòng)時(shí)，由于各處水溫差別甚小，但絕熱變化效應(yīng)往往明顯海冰形成的必要條件是，海水溫度降至冰點(diǎn)并繼續(xù)失熱、相對(duì)冰點(diǎn)稍有海冰形成過程：海水最大密度溫度隨鹽度的增大而降低的速率比其冰點(diǎn)面降至冰點(diǎn)，但由于增密所引起的對(duì)流混合仍不停止，因此只海水與淡水的結(jié)冰過程不同的原因：主要是純水的凍結(jié)，會(huì)將鹽分大部密的分布均勻。它們?cè)阢U直方向上的變化相對(duì)水平方向上要大得多具有相對(duì)均勻的物理、化學(xué)和生物特征及大體致的變化趨具有相對(duì)均勻的物理、化學(xué)和生物特征及大體致的變化趨）：就是只考慮鹽度而劃分的。前者指沿岸低鹽水團(tuán)的集合，后者是指外海（受大陸徑流影響較第四章海水的化學(xué)組成和特性？（在海水中銅的存在形式較為復(fù)雜，大部分是以有機(jī)絡(luò)合物形式存在的。在自由離子中僅有一小部分以二價(jià)正離子形式存在，大部分都是以負(fù)離子絡(luò)合物出現(xiàn)。海水中有含量極為豐富的海水中的溶解有機(jī)物十分復(fù)雜，主要是一種叫做“海洋腐殖質(zhì)”的物質(zhì)，它的性質(zhì)與土壤中植被分解生成的腐殖酸和富敏酸類似。海洋腐殖質(zhì)的分子結(jié)構(gòu)還沒有完全確定，但是它與金）：由于這些成分在海水中的含量較大，各成分的濃度比例近似恒定，生物活動(dòng)和總鹽度變化對(duì)）：果元素逗留時(shí)間大于更新的時(shí)間，則在整個(gè)第五章海洋環(huán)流海流是指海水大規(guī)模相對(duì)穩(wěn)定的流動(dòng)，是海水重要的普遍運(yùn)動(dòng)形式之一。第一種原因是海面上的風(fēng)力驅(qū)動(dòng)，形成風(fēng)生海流。由于海水運(yùn)動(dòng)中粘滯性密度的分布又決定了海洋壓力場(chǎng)的結(jié)構(gòu)。實(shí)際海洋中的等壓面往往等勢(shì)面并不一致，這就在水平方向上產(chǎn)生了一種引起海水流動(dòng)前者是跟蹤水質(zhì)點(diǎn)以描述它的時(shí)空變化，這種方法實(shí)現(xiàn)起來比較困難，但近代用漂流瓶以通常多用歐拉方法來測(cè)量和描述海流，即在海洋中某些站點(diǎn)同時(shí)對(duì)結(jié)果，用矢量表示海流的速度大小和方向，作用在海水上的力有多種，歸結(jié)起來可分為兩大類:是引起海水運(yùn)動(dòng)的力，諸如重力作用在海水上的力有多種，歸結(jié)起來可分為兩大類:是引起海水運(yùn)動(dòng)的力，諸如重力運(yùn)動(dòng)方程：所謂海水運(yùn)動(dòng)方程，實(shí)際上就是牛頓第二運(yùn)動(dòng)定律在海洋中的具體應(yīng)用。單位作用，不斷地改變海水流動(dòng)的方向，直至水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力大小相等方若不考慮海水的湍應(yīng)力和其它能夠影響海水流動(dòng)的因素，則這種水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力第六章海洋中的波動(dòng)現(xiàn)象海洋中的波浪：海洋中的波浪有很多種類，引起的原因也各不相同。例如海面上的風(fēng)應(yīng)力，海底及海岸附近的火山、地震，大氣壓力的動(dòng)的周期可從零點(diǎn)幾秒到數(shù)十小時(shí)以上，波高從幾毫米到幾十米，將波浪分為深水波(短波)和淺水波(長(zhǎng)波);按波形的傳播與否又有前進(jìn)波與駐波之分;按波動(dòng)發(fā)生的位置又有表面波、內(nèi)波和邊緣波之分；按成因分又有風(fēng)浪、涌浪、地動(dòng)的許多現(xiàn)象。小振幅重力波系指波動(dòng)振幅相對(duì)波長(zhǎng)為無限小，重①kk涌浪則指海面上由其他海區(qū)傳來的或者當(dāng)?shù)仫L(fēng)力迅速減小、平息，或者風(fēng)向改變后海面上風(fēng)浪的特征：風(fēng)浪往往波峰尖削，在海面上的分布很不規(guī)律，波峰線短，周期小，當(dāng)風(fēng)大涌浪的特征：涌浪的波面比較平坦，光滑，波峰線長(zhǎng)，周期、波長(zhǎng)都比較大，在海觀測(cè)表明，在海洋中風(fēng)浪和涌浪會(huì)單獨(dú)存在，但往往同時(shí)存在，它們的傳播方向也往往不第七章潮汐潮汐現(xiàn)象是指海水在天體（主要是月球和太陽(yáng)）引潮力作用下所產(chǎn)生的周期性運(yùn)動(dòng)，習(xí)慣平太陽(yáng)日和平太陽(yáng)時(shí)：天文學(xué)上假定一個(gè)平太陽(yáng)在天赤道上（而不是在黃道上）作等速運(yùn)行，其速度等于運(yùn)行在黃道上真太陽(yáng)的平均速度，這個(gè)假想的太陽(yáng)連續(xù)兩次上中天的時(shí)間平太陰日和平太陰時(shí)：假想的、等速在天赤道運(yùn)行的平太陰連續(xù)兩次上中天的由于考慮引潮力后的等勢(shì)面為一橢球面，根據(jù)這一分布潮汐靜力理論基本思想：這一理論假定:到在重力和引潮力的共同作用下，達(dá)到新的平衡位置為止說，考慮引潮力后的海面變成了橢球形，稱之為潮汐于地球的自轉(zhuǎn)，地球的表面相對(duì)于橢球形的海面運(yùn)動(dòng)，這第八章??大氣與海洋第八章??大氣與海洋氣旋。臺(tái)風(fēng)伴有狂風(fēng)暴雨，是一種災(zāi)害性天氣系統(tǒng)。世界各地對(duì)臺(tái)風(fēng)的稱謂平洋和大西洋稱颶風(fēng)，在印度洋稱熱帶風(fēng)暴，在南半球稱熱帶氣旋。臺(tái)o生在西北太平洋、孟加拉灣、東北太平洋、西北大西洋、阿拉伯海在地面天氣圖上等壓線表現(xiàn)為一個(gè)圓形（或橢圓形）對(duì)稱的、氣壓梯度極大的閉合低氣壓氣壓深谷，發(fā)展成熟的臺(tái)風(fēng)往往有臺(tái)風(fēng)眼，即在深厚云區(qū)的中間有一個(gè)均哈得萊環(huán)流上的重要東西向環(huán)流，在印度尼西亞群島附近海面暖的上升運(yùn)動(dòng)區(qū)，而在赤道東太平洋冷水區(qū)上空，則為強(qiáng)烈的下亞馬孫流域，還有