海洋科学导论课后习题答案Word文档格式.docx
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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％。
海的深度较浅，平均深度一般在200Om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，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10〜20m
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。
5.大陆边缘分为几种主要类型？
说明各自的结构以及主要特点。
稳点型大陆边缘：
又称大西洋型。
分为大陆坡、大陆隆、大陆架。
通常所说的稳定大陆边缘，构造上长期处于相对稳定状态的大陆边缘。
其地壳是洋壳到陆壳的过渡，大陆和海洋位于同一刚性岩石圈板块内的过渡带。
它没有海沟俯冲带，早期裂开阶段位于板块内部，随后被动地随着裂开的板块而移动，故无强烈地震、火山和造山运动；
它以生成巨厚的浅海相沉积、岩浆活动微弱和地层基本上未遭变形而与活动大陆边缘形成鲜明对照。
活动型大陆边缘：
又称太平洋型。
又可进一步分为岛弧亚型和安第斯亚型。
包括海沟、弧沟间隙（非火山外弧和弧前盆地）、火山弧和弧后盆地等构造单元。
其中海沟是俯冲洋壳开始下插的地方；
从它上面刮削下来的深海沉积和洋壳碎片组成混杂堆积，聚集在上盘板块并形成外弧；
下插洋壳随着深度增加发生部分熔融形成岩浆，并上升到浅部而成为火山弧。
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。
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。
、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）。
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。
、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（1C）时，单位体积海水的增量。
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tp（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
tp（max）=海水的热膨胀系数比空气的小得多，因此由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
Bt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°
C/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po）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，称为位密，记为p。
海水的位温显然比其现场温度低。
若其现场温度为t，绝热上升到海面温度降低了厶t，则该
深度海水的位温=t-△t。
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=（3－9）
适用范围为0〜30C在液体物质中，水的蒸发潜热最大，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，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Wm1「C-1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=・m-1・C-1，30C时，入t=-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102〜103。
所以涡动热传导在海洋的热量传输过程中起主要作用，而分子热传导只占次要地位。
例如，据计算，在温度0C的海洋中。
如果海面温度保持30C,单靠分子热传导，则需要1000年的时间才能在300m的深度上使温度上升到3C。
当然在343讲述“双扩散”对流时，分子热传导的作用是不可忽视的。
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（3—10）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（1974）给出了如下关系式
tf=—11）
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=+x10-3S3/xx10-8p（3—12）
式中S为实用盐度，p的单位为帕（Pa）。
虽然海水最大密度温度tp（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=
时，两者的对应温度皆为C,当盐度再增大时，tp（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m2•s-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@0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。
5.海水结冰与淡水结冰的过程有何不同？
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，当盐度低于时，结冰情况与淡水相同；
当盐度高于时（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—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。
何谓海洋混合？
引起海洋混合的原因有哪些？
混合是海水的一种普遍运动形式，混合的过程就是海水各种特性（例如热量、浓度、动量等）逐渐趋向均匀的过程。
分为三种：
分子混合、涡动混合、对流混合。
风对涡动混合的影响在于它增强了海面的扰
动和加大速度梯度，因此，当风速增大时，涡动混合便增强，特别是浅海中风力引起的涡动混合可直达海底。
由潮汐现象引起的涡动混合与风力引起的涡动混合相反，是由海底向上扩展的，在浅海区域，由于与海底的摩擦作用，产生的速度梯度甚大，因此将引起强烈的涡动混合。
对流混合的强弱，亦与海水的稳定性有关：
当水层本身稳定性很大时，对流混合很难形成，夏季时，海洋中的对流混合很难出现，在冬季时常出现强烈的对流混合；
在赤道和亚热带海区，夏季时因表层海水的密度仍比其下层低，故不产生对流，在冬季温度很低，对流作用便非常强烈。
在中纬海区，由于表面温度冬夏相差很大，故产生对流，对流的深度可达200米；
在高纬
海区，由于冰冻现象和增盐的结果，故在冬季时对流可达几千米的深度。
混合的结果，在海洋中就形成了匀和层和跃层，在某些海区还形成中间冷水层。
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N6离子形式存在。
海水中的溶解有机物十分复杂，主要是一种叫做“海洋腐殖质”的物质，它的性质与土壤中植被分解生成的腐殖酸和富敏酸类似。
海洋腐殖质的分子结构还没有完全确定，但是它与金属能形成强络合物。
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1X10—6mg/kg的成分。
属于此类的有阳离子N6,K+，C/,Md+和Sr2+五种，阴离子有
H3BO，其总和占海水盐分的％。
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
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