海洋科学导论复习题海洋科学导论复习题第一章第一章 绪论绪论2.2.海洋科学的研究对象和特点是什么？海洋科学的研究对象和特点是什么？海洋科学研究的对象是世界海洋及与之密切相关联的大气圈、岩石圈、生物圈。它们至少有如下的明显特点。首先是特殊性与复杂性。其次，作为一个物理系统，海洋中 水 汽 冰 三态的转化无时无刻不在进行，这也是在其它星球上所未发现的。第三，海洋作为一个自然系统，具有多层次耦合的特点。3.3.海洋科学研究有哪些特点？海洋科学研究有哪些特点？海洋科学研究也有其显著的特点。首先，它明显地依赖于直接的观测。其次是信息论、控制论、系统论等方法在海洋科学研究中越来越显示其作用。第三，学科分支细化与相互交叉、渗透并重，而综合与整体化研究的趋势日趋明显。5.5.中国海洋科学发展的前景如何？中国海洋科学发展的前景如何？新中国建立后不到 1 年，1950 年 8 月就在青岛设立了中国科学院海洋生物研究室，1959年扩建为海洋研究所。1952 年厦门大学海洋系理化部北迁青岛，与山东大学海洋研究所合并成立了山东大学海洋系。1959 年在青岛建立山东海洋学院，1988 年更名为青岛海洋大学。1964 年建立了国家海洋局。此后，特别是 80 年代以来，又陆续建立了一大批海洋科学研究机构，分别隶属于中国科学院、教育部、海洋局等，业已形成了强有力的科研技术队伍。目前国内主要研究方向有海洋科学基础理论和应用研究，海洋资源调查、勘探和开发技术研究，海洋仪器设备研制和技术开发研究，海洋工程技术研究，海洋环境科学研究与服务，海水养殖与渔业研究等等。在物理海洋学、海洋地质学、海洋生物学、海洋化学、海洋工程、海洋环境保护及预报、海洋调查、海洋遥感与卫星海洋学等方面，都取得了巨大的进步，不仅缩短了与发达国家的差距，而且在某些方面已跻身于世界先进之列。第二章第二章 地球系统与海底科学地球系统与海底科学3.3.说明全球海陆分布特点以及海洋的划分。说明全球海陆分布特点以及海洋的划分。地表海陆分布地表海陆分布：地球表面总面积约 5.1108km2，分属于陆地和海洋。地球上的海洋是相互连通的，构成统一的世界大洋；而陆地是相互分离的，故没有统一的世 界大陆。在地球表面，是海洋包围、分割所有的陆地，而不是陆地分割海洋。地表海陆分布极不均衡。必须说明，即使在陆半球，海洋面积仍然大于陆地面积。陆半球的特点，不在于它的陆地面 积大于海洋(没有一个半球是这样)，而在于它的陆地面积超过任何一个半球；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 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。4.4.什么是海岸带？说明其组成部分是如何界定的。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 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。5.5.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。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：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：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。7.7.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。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：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：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：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：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：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。12.12.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？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第三章 海水的物理特性和世界大洋的层化结构海水的物理特性和世界大洋的层化结构2.2.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？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 1)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/)。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 Jkg-1-1。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(1)时，单位体积海水的 增量。以 表示，在恒压、定盐的情况下 的单位为-1。它是海水温度、盐度和压力的函数。上式中 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(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(max)=3.95-2.010-1S-1.110-3S2+0.210-4S3(37)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t的单位为 Pa-1，式中 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 表示。由于海洋中的现场压力与水深有关，所以 的单位可以用开尔文每米(K/m)或摄 氏度每米(/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 0.11/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 p0)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 。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=(2502.9-2.720t)103J/kg (39)适用范围为 030。在液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。伴随海