海洋科学导论复习提纲Word下载.doc
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地球的形状:
赤道面向外膨胀、沿地轴向内收缩；
不规则椭球体。
梨形
地球圈层结构
1、地球外部圈层
（1）按自然地理学观点，地球外部分为五大圈层，从外到内：
a、大气圈b、水圈——97%集中于海洋2%以固态水存在
c、生物圈——渗透在另三大圈层内部d、岩石圈——属于地球内部圈层部分
e、人类圈（智能圈）
（2）按环境学观点第五圈层为土壤层
（3）按大气科学的观点，第五层为冰雪圈，冰雪圈可包含在广义水圈中
2、地球内部圈层
地球内部因地震波传播方向与速度不同由外而内分为同心圈层结构：
地壳、地幔、地核；
地壳与地幔的分界面为莫霍面（M面）；
地核与地幔的分界面为古登堡面（G面）；
地幔又可分为上地幔与下地幔；
地核又可分为液质外核与固质内核。
地壳与上地幔：
大陆性地壳平均厚度33km，上层为“硅铝层”，下层为“硅镁层”；
海洋性地壳平均厚度为6km，上层为沉积层，中层是以玄武岩为主、上部夹有固结沉积岩的混合层，下层为大洋层。
其中，地壳与地幔顶部的刚性岩石叫做岩石圈；
存在于上地幔60-250km深处，地震波传经此处时，横波波速发生明显衰减。
可能是此处物质发生部分熔融，引起塑性形变和缓慢流动，此圈层称为软流层。
内圈层从外到内：
地壳、莫霍面（M）、地幔（上地幔、下地幔）、古登堡面（G）、地核（液质外核、固质内核）
海洋的划分地表海陆分布：
１、对庶分布:
南极（为陆，北极为水；
南半球海水连一体，北半球陆地连成一体；
南半球水多，北半球陆多；
三大洋似伸向大陆的三个大湾，成鼎状分布。
２、海陆分布不均衡:
北半球，陆地占其总面积的67.5%，南半球占32.5%；
北半球陆地和海洋比例为60.7%和39.3%，南半球海陆比例为80.9%和19.1%。
海洋的划分
1、洋：
辽阔连续巨大的咸水体；
全球共4个，远离大陆；
占海洋总面积的90.3%；
水深>
2000m，平均3000m；
底质为红粘土和软泥；
有独立的潮汐与洋流系统；
温、盐要素不受大陆影响；
平均盐度35，年变化小。
2、海：
陆地边缘的咸水小水体；
全球共54个，靠近陆地；
占海洋总面积的9.7%；
水深<
2000m；
底质：
陆沉积；
无独立潮汐和洋流系统，潮波是大洋传入；
温、盐要素受大陆影响很大。
3、海湾——外宽内窄，洋或海伸进大陆的一部分。
海湾中常出现最大潮差，如杭州湾大潮，最大潮差可达8.9m。
4、海峡——两块陆地之间形成的两端连接海洋的狭窄水道。
5、历史上错位的称呼：
波斯湾、墨西哥湾——海；
阿拉伯海——海湾。
海的分类
1、陆间海：
大陆之间的，面积深度较大。
例如—地中海、加勒比海。
2、内海：
伸入大陆内部的海，面积较小，其水文特征受周围大陆的强烈影响。
世家海和波罗的海。
3、边缘海：
位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔。
如东海、日本海。
南大洋：
三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋，又名南极水域。
海洋学意义：
它有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋地层水团的主要形成区，又对大洋环流起着重要作用。
2.3海底的地貌形态
海岸带：
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。
海岸带是陆地与海洋相互作用、相互交界的一个地带（潮上带，潮间带，潮下带）。
海岸线：
陆地与海面的交线。
近期大潮平均高潮面与陆岸的交线。
海岸动力学：
下界浅海波浪对海底开始起作用的地方，上界最高潮位激浪还能作用到的上限。
潮间带：
高潮时的海岸线与低潮时的海岸线之间的带状区域。
一、稳定型大陆边缘：
由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。
大陆架：
大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。
其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止。
大陆坡：
大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限是大陆架外缘（陆架坡折），下限水深变化较大。
大陆隆：
大陆隆是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深（2000～5000m）处。
大洋盆地：
又称大洋床，是海洋的重要部分，地形广阔而平坦，占海洋面积的72％以上。
二、活动型大陆边缘：
是全球最强烈的构造活动带，最大特征是具有强烈而频繁的地震和火山。
（1）岛弧亚型大陆边缘
岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋，其组成单元除大陆架和大陆坡外一般缺失大陆隆，以发育海沟－岛弧－边缘海盆地为最大特点。
这类大陆边缘的岛屿在平面分布上多呈弧形凸向洋侧，故称岛弧，大都与海沟相伴存在。
（2）安第斯亚型大陆边缘
安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中美－南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落深邃的秘鲁－智利海沟，大陆架和大陆坡都较狭窄，大陆隆被深海沟所取代，形成全球高差（15km以上）最悬殊的地带。
2.3.3大洋底:
位于大陆边缘之间的大洋底是大洋的主体，由大洋中脊和大洋盆地两大单元构成。
大洋中脊：
又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。
是指大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底，约占世界海洋面积的1/2。
（2）海底高原：
海底高原又叫海台，是大洋盆地中近似等轴状的隆起区，其边坡较缓、相对高差不大，顶面宽广且呈波状起伏。
（3）海山：
大于1000m者称为海山
（4）深海平原：
大洋盆地底部相对平坦的区域是深海平原
2.4海底构造与大地构造学说
大陆漂移：
他认为，地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的联合古陆（或称泛大陆），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。
海底扩张：
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
二、边缘海盆地的形成与构造演化
边缘海盆地是指沟－弧体系陆侧具有洋壳结构的深水盆地，因其位于岛弧后方，又称弧后盆地，
n
（1）残留型
n
（2）大西洋型
n（3）陆缘张裂型
n（4）岛弧张裂型
2.5海洋沉积
2.5.1滨海沉积
一、海滩沉积作用
波浪控制，沉积特点：
海滩沉积物的粒度变化较大，可从粉砂到巨砾，而以砂、砾为主。
沉积结构的横向和纵向变化与波能强弱有关。
在横向上粗颗粒多分布于破波带，由此向岸、向海均变细。
在纵向上颗粒沿海岸线递变，波能强处颗粒粗，如岬角处往往发育砾石滩；
波能弱处颗粒细，如岬角间的海湾则发育沙滩。
（典型的海滩剖面分为后滨（平均高潮线至特大高潮线）、前滨（平均高、低潮线之间）、内滨（平均低潮线至破波带）和滨面（破波带与内陆架之间）四带
二、潮坪沉积
n潮汐动力控制，沉积特点：
平行等深线的带状形式被反复搬运、沉积。
（1）高潮坪是以悬浮载荷为主的搬运沉积带，主要是由粉砂和粘土等细粒物质组成的泥质沉积；
（2）中潮坪则是床沙及悬浮载荷共存的过渡搬运沉积带，主要是砂质和泥质混合过渡沉积物。
（3）低潮坪是以床沙载荷为主的搬运沉积带，堆积成具有多种交错层理的潮坪砂体；
三、沙坝—泻湖沉积体系
定义：
泛指近海与海岸线延伸方向平行分布的一系列沙坝和沙岛。
被沙坝从毗邻海域隔离出来，仍与海洋沟通或有沟通的浅水域称为泻湖
控制因素：
泻湖一般为低能环境，波浪、潮流的作用都不强，仅潮流通道口附近的潮流较强。
沉积特点：
泻湖沉积的组成有碎屑物质和化学沉淀物，以碎屑为主，主要来自障壁、外滨，部分来自陆地。
热带海岸泻湖可能全由碳酸盐质的生物碎屑组成，高盐泻湖中可形成石膏、岩盐等化学沉淀物。
四、河口湾沉积
河口湾是与开阔海洋自由沟通的半封闭沿岸水体，与河流相接并被径流所淡化，上限为潮流界或沉积物进行双向搬运的上界。
河流作用区：
搬运、扩散碎屑物质的主要营力为径流，潮流作用很弱。
其沉积物以边滩相为主，由交错层状砂和粘土透镜体组成；
另外还有河道沉积（砂、粘土互层并含砾石）以及沼泽沉积（富含有机质的粘土及粉砂）。
河口环流作用区：
径流量与潮流量之比为0.05～1.0，细粒物质的扩散依赖于河口环流。
该作用区的沉积相以潮道相为主，由纹层状粉砂、粘土组成，夹砂质透镜体，向海方向生物扰动程度增大；
另外还有由砂组成、偶含泥砾、具波痕构造的沙滩相，由纹层状泥和砂组成、具生物扰动构造的潮坪相以及由富含植物碎屑的粘土组成的沼泽相。
海洋作用区：
其营力有河口环流、潮汐、波浪和沿岸流，入口处的潮汐和波浪作用最强，而携带悬移质的河口湾则由较深的潮道中注入外海。
潮道中的沉积物为粗砂，浅滩沉积物为中细砂，两者都具有小型交错层。
五、三角洲沉积作用
三角洲是河流携带的泥砂等物质在滨海（湖）地带形成的堆积体，由陆上和水下两部分构成，
河口水流：
决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流。
近河口区的沉积物是砂、粉砂和粘土的混合物，以砂为主；
远离河口的地带主要是粘土落淤，砂和粉砂含量甚少。
影响三角洲发育和沉积物分布的自然因素还有径流量和输砂量、潮汐和潮流、波浪等。
2.5.2大陆架沉积
（1）残留沉积：
残留沉积以砂为主，大都分布在外陆架，现代沉积速率低的内陆架上也有分布。
（2）现代沉积：
现代沉积物大都分布于内陆架，向海变薄，外陆架很少分布。
（3）准残留沉积（变余沉积）：
2.5.3大陆坡－陆隆沉积：
连续过程包括水柱中的沉降作用、浑水羽状流和底层流作用。
不连续过程则包括浊流、碎屑流、滑动等方式。
2.5.4大洋沉积：
（1）远洋粘土，主要分布在太平洋，它覆盖了洋底总面积的49.1%。
大西洋和印度洋分布局限。
（2）钙质生物沉积，主要集中在南北纬60°
之间。
（3）硅质生物沉积，太平洋赤道带、环北极的不连续带和环南极的连续带
一：
滨海砂矿，可分为三大类：
非金属砂矿，重金属砂矿，宝石及稀有金属砂矿（钛矿）
二：
石油和天然气（中海油）
三：
磷钙石和海绿石，储量为千亿砘。
1：
磷钙石，又称磷钙土，是一种富含磷的海洋自生磷酸盐矿物，这是制造磷肥，生产纯磷和磷酸的重要原料。
分布：
大陆边缘磷钙石（主要开采），大洋磷钙石。
形态：
磷钙石结核（最为重要），磷钙石砂，磷钙石泥。
2：
海绿石（硅酸盐，铁，钾，铝等），分布于30米到3000米，分布在大陆边缘和大洋，制造磷肥，主产纯磷和磷酸的重要原料
四：
锰结核和富钴结核：
1锰结核（铁锰的氧化物和氢氧化物组成，一些微量元素），储量为15~30×
1011t，存在于深海3000米左右，难开采，主要分布于太平洋，其次印度洋和大西洋（量少）。
富钴结壳（锰，钴等沉积物），化合物钴是战略物资，备受世界各国的重视。
分布于水深不足2000米的半深水区，形态：
壳状沉积物，不规则，含钴（Co）2%。
五：
海底热液硫化物，130多处海底热液活动区。
分为两种类型：
层状重金属泥和块状多金属硫化物，前者以红海最典型，称为“红海区”，后者主要产生于洋中脊的裂谷带，称“洋中脊型”。
六：
天然气水合物，“海冰”
冰晶状固体化合物，成份为甲烷（96.5%）水（3.5%）；
条件为低温高压。
若充分分解，1m3的天然气水合物可释放150m3的甲烷气，是世界天然气探明储量的10多多倍。
第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构
3.1海水的主要热学和力学性质
水的反常密度变化：
水分子的缔合的原因。
水分子缔合成分子晶体，其晶格排列松散，体积增大，故密度减小。
t<
4℃时有利于分子的缔合。
0℃水结冰时，水分子全部缔合成一个巨大的分子晶体，体积增大，密度减小，所以冰总是浮在水面上。
0℃—4℃升温过程中，较大的缔合分子离解为较小的缔合分子，体积收缩，密度增大。
盐度：
1千克海水中所含溶解物质的总克数
氯度：
一千克海水中，将溴和碘以氯代替后所含氯的总克数称为氯度。
标准海水：
用AgNo3的浓度，为此需要配制一种标准溶液，来校准硝酸银的浓度，为此配制一种准确知道其氯度值的“标准海水”，作为国际统一标准来校准硝酸银溶液的浓度。
盐度公式：
1978年实用盐标S=∑aiK15∑ai=35.02≤S≤42公式建立采用稀释和浓缩得到35‰标准海水。
用电导方法，但不依赖海水的氯度，而且可以精确测定的KCl溶液，作为电导标准。
现场CTD测出R、T、P要经过修正才能得到含盐度
考虑温度影响时:
S=∑aiRi/2+ΔS
现场测得电导比R，经过处理得到海水盐度：
R=Rp·
RT·
rT
Rp是压力对电导比影响，Rp=f（p，T，R）
rT为标准海水的温度系数，rT=f（T）
在求出Rp、rT和已知R的情况下可求得RT，（R，Rp，rT→RT→△S→S→SA）
3.1.3海水的主要热学性质与力学性质
热容：
海水温度升高1k（1℃）时吸收的热量。
比热容：
单位质量海水的热容
热膨胀系数:
当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，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。
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。
海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化→压力变化→V变化。
绝热下沉时，P增大→V缩小，外力对海水微团作功→内能增加→T升高；
反之，绝热上升时，V膨胀→消耗内能→T降低。
上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示
位温：
某深度（压力为P）的海水微团，绝热上升到海面（压力为大气压P0）时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Q。
海水微团此时的相应密度称为位密，记为rQ
比蒸发潜能热：
使单位质量海水化为同湿度的蒸汽所需的热量。
L=（2502.9-2.720t）×
103J/kg（3-9）适用于（0~30℃）
饱和蒸汽压：
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。
蒸发现象的实质是水分子由水面逃逸而出的过程。
热传导：
相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块状的交换，会使热量由高温处向低温处转移。
热流率：
单位时间内通过某一截面的热量。
方式：
分子/涡动（湍流）
基本方式：
流（黑潮）——>
北赤道（高温水），风引起涡动
由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导。
主要与海水的性质有关。
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。
主要和海水的运动状况有关。
6）沸点升高、冰点降低：
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。
冰点温度随盐度ｓ的增加而降低。
相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动（湍流），在两层海水间便有动量传递，从而产生切应力。
摩擦（切）应力的大小与两海水间的速度梯度成比例。
界面上单位面积的应力为t=m*∂u/∂n，式中n为海水界面法线方向，u为流速，m称为动力（学）粘滞系数（粘度），单位记Pa·
s；
m/r称为运动（学）粘滞系数，单位记m2·
s-1。
m随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小。
单纯由分子运动引起的m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，以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力起着重要作用。
分子粘滞系数只取决于海水性质，而涡动粘滞系数则与海水运动状态有关
若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，则淡水侧的水慢慢渗向海水侧，使之压力增大，直至达到平衡状态，此时膜两边的压力差称为渗透压。
渗透压随海水盐度增高而增大；
低盐时随温度变化不大，高盐时随温度升高而增幅较.
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。
在液体自由表面上，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增高而减小，随盐度增大而增大。
海水中杂质增多也会使表面张力减小。
表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。
3.1.3海水的密度与海水状态方程
海水密度ρ：
单位体积海水的质量（g/cm3）
比容α：
单位质量海水的体积（cm3/g）
海水的密度和比容都是温、盐、压力的函数，用ρS，T，P和αS，T，P表示
现场密度：
在现场温度和压力下的海水密度，称为“现场密度”，ρS.T.P或бS.T.P
条件密度：
大气压力下的海水密度称为“条件密度”бt（大气压力为0）
海水比容：
VS.T.P=（αS.T.P–0.9）×
1000
现场比容：
在现场温度、盐度、压力下的海水比容，称为：
“现场比容”。
条件比容：
大气压力下时的海水比容，称为“条件比容”Vt。
Vt=VS.T.0Vt=（αS.T.0-0.9）×
103
海水状态方程“一个大气压国际海水状态方程（EOS80）”：
在一个标准大气压（海面为0）下，海水密度r（S,T,0）与实用盐度S和温度T（℃）的关系为r（S,T,0）=rw+AS+BS3/2+CS2上式中
A=8.24493×
10-1-4.0899×
10-3T+7.6438×
10-5T2-8.2467×
10-7T3+5.3875×
10-9T4
B=-5.72466×
10-3+1.0227×
10-4T-1.6546×
10-6T2
C=4.8314×
10-4
纯水项rw=999.842594+6.793952×
10-2T-9.095290×
10-3T2+1.001685×
10-4T3-1.120083×
10-6T4+6.536332×
10-9T5
适用范围：
T=-2~40℃，S=0~42。
海水状态方程的应用：
可直接应用于计算海水密度，此外，还可计算海水热膨胀系数、压缩系数、声速、绝热梯度、位温、比容偏差以及比热容随压力的变化等。
海冰：
由海水冻结而成的冰称为海冰。
海冰的盐度：
海冰的盐度是指海冰融化后所得海水的盐度。
二、海冰的形成
1、形成条件：
海水温度降至冰点；
相对冰点稍有过冷现象；
有凝结核存在。
2、形成过程
原理：
tρmax随盐度的增大而降低的速度比tf快．
当s＜24.695时，结冰情况与淡水相同；
当s〉24.695时，海水冰点高于最大密度温度，海面温度降低到冰点，但海水仍在增密过程，使海水呈对流混合状态而无法结冰。
只有当对流混合层的温度同时到达冰点，海水才会在整个对流混合层同时结冰。
三、海冰的分类
1、按结冰过程的发展阶段：
初生冰；
尼罗冰；
饼状冰；
初期冰；
一年冰；
老年冰
2、按海水的运动状态
固定冰：
与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰
流冰：
自由浮在水面上，能随风、流漂移的冰
冰山：
由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体
四、海冰的分布
北冰洋：
3-4月，最大，约占北半球面积的5%；
8-9月，最小，约占最大覆冰面的3/4；
多年冰厚度3-4m
绕洋盆边缘运动，冰界线58°
N；
发源地——格陵兰；
平均冰界线40°
N
南极大陆：
世界最大的天然冰库；
终年被冰覆该
冰界线：
南太平洋50-55°
S；
印度洋
45-55°
南大西洋43-55°
S
五、海冰的盐度
1、定义：
海冰融化后海水的盐度，一般为3-7
2、“盐泡”和“气泡”：
结冰时来不及流走的盐分以卤汁的形式被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”；
结冰时来不及逸出的气体被包围在冰晶之间的空隙里形成“气泡”。
3、影响盐度因素（卤汁）：
冻结前海水的盐度；
冻结前海水盐度越高海冰的盐度也越高；
冻结的速度（冻结越快，卤汁越多，盐度越高）；
下层冰层比上层慢，盐度随深度的加大而降低；
冰龄（冰龄越大，盐度越小）
六、海冰的密度
•纯水冰0℃——————917kg/m³
•海冰密度低于纯水冰（含有气泡）
•新冰———————914-915kg/m³
•冰龄越长，密度越小（卤汁渗出）
七、海冰的热性质和其他物理性质
1、比热容比纯水冰大；
S↗，↗；
T↘，↘
2、融解潜热比纯水冰大
3、热传导系数比纯水冰小；
Z↗，↗；
表层为纯水冰的1/3，1m以下和纯水冰近似
4、热膨胀系数（即密度随温盐的变化）
5、抗压强度纯水冰的3/4（有空隙）
6、对太阳辐射的反射率：
远远大于海水
1、辐射定律：
斯蒂芬—波尔兹曼定律：
任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。
维恩定律：
辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。
总辐射能=直达辐射+散射辐射
2、影响因素）：
A、太阳高度B、大气透明度C、天空中的云量、云状
3、总辐射能分布：
1）纬度（latitude）：
A、随纬度升高而减小B、除赤道地区外，夏半
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