海洋科學導論復習題

第一章緒論

2.海洋科學的研究對象和特點是什么？

海洋科學研究的對象是世界海洋及與之密切相關聯的大氣圈、巖石圈、生物圈。

它們至少有如下的明顯特點。首先是特殊性與復雜性。

其次，作為一個物理系統，海洋中水一汽一冰三態的轉化無時無刻不在進行，這也是在

其它星球上所未發現的。

第三，海洋作為一個自然系統，具有多層次耦合的特點。

3.海洋科學研究有哪些特點？

海洋科學研究也有其顯著的特點。首先，它明顯地依賴于直接的觀測。

其次是信息論、控制論、系統論等方法在海洋科學研究中越來越顯示其作用。

第三，學科分支細化與相互交叉、滲透并重，而綜合與整體化研究的趨勢日趨明顯。

5.中國海洋科學開展的前景如何？

新中國建立后不到1年，1950年8月就在青島設立了中國科學院海洋生物研究室，1959

年擴建為海洋研究所。1952年廈門大學海洋系理化部北遷青島，與山東大學海洋研究所合

并成立了山東大學海洋系。1959年在青島建立山東海洋學院，1988年更名為青島海洋大學。

1964年建立了國家海洋局。此后，特別是80年代以來，又陸續建立了一大批海洋科學研

究機構，分別隸屬于中國科學院、教育部、海洋局等，業已形成了強有力的科研技術隊伍。

目前國內主要研究方向有海洋科學根底理論和應用研究，海洋資源調查、勘探和開發技術

研究，海洋儀器設備研制和技術開發研究，海洋工程技術研究，海洋環境科學研究與效勞,

海水養殖與漁業研究等等。在物理海洋學、海洋地質學、海洋生物學、海洋化學、海洋工

程、海洋環境保護及預報、海洋調查、海洋遙感與衛星海洋學等方面，都取得了巨大的進

步，不僅縮短了與興旺國家的差距，而且在某些方面已躋身于世界先進之列。

第二章地球系統與海底科學

3.說明全球海陸分布特點以及海洋的劃分。

地表海陸分布：地球外表總面積約5.1XlO'km?,分屬于陸地和海洋。

地球上的海洋是相互連通的，構成統一的世界大洋；而陸地是相互別離的，故沒有統一的

世界大陸。在地球外表，是海洋包圍、分割所有的陸地，而不是陸地分割海洋。

地表海陸分布極不均衡。

必須說明，即使在陸半球，海洋面積仍然大于陸地面積。陸半球的特點，不在于它的陸地

面積大于海洋（沒有一個半球是這樣），而在于它的陸地面積超過任何一個半球；水半球的

特點，也不在于它的海洋面積大于陸地（任何一個半球都是如此），而在于它的海洋面積比

任何一個半球都大。

地球外表是崎嶇不平的，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

表的分布面積和所占比例。

海洋的劃分

地球上互相連通的廣闊水域構成統一的世界海洋。

根據海洋要素特點及形態特征，可將其分為主要局部和附屬局部。

主要局部為洋，附屬局部為海、海灣和海峽。

洋或稱大洋，是海洋的主體局部，一般遠離大陸，面積廣闊，深度大；世界大洋通常被分

為四大局部，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

海是海洋的邊緣局部，據國際水道測量局的材料，全世界共有54個海，其面積只占世界海

洋總面積的9.7%。海的深度較淺，平均深度一般在2000m以內。

按照海所處的位置可將其分為陸間海、內海和邊緣海。

海灣是洋或海延伸進大陸且深度逐漸減小的水域，一般以入口處海角之間的連線或入口處

的等深線作為與洋或海的分界。

海峽是兩端連接海洋的狹窄水道。

4.什么是海岸帶？說明其組成局部是如何界定的。

水位升高便被淹沒，水位降低便露出的狹長地帶即是海岸帶。

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。現代海

岸帶一般包括海岸、海灘和水下岸坡三局部。

海岸是高潮線以上狹窄的陸上地帶，大局部時間裸露于海水面之上，僅在特大高潮或暴風

浪時才被淹沒，又稱潮上帶。

海灘是上下潮之間的地帶，高潮時被水淹沒，低潮時露出水面，又稱潮間帶。

水下岸坡是低潮線以下直到波浪作用所能到達的海底局部，又稱潮下帶，其卜.限相當于1/2

波長的水深處，通常約10?20m。

海岸發育過程受多種因素影響，交叉作用卜分復雜，故海岸形態也錯綜熨雜，國內外

至今沒有一個統一的海岸分類標準。中國海岸帶和海涂資源綜合調查《簡明規程》將中國

海岸分為河口岸、基巖岸、砂礫質岸、淤泥質岸、珊瑚礁岸和紅樹林岸等六種根本類型。

7.簡述大陸漂移、海底擴張與板塊構造的內在聯系與主要區別。

大陸漂移說主要論述：地球上所有大陸在中生代以前是統一的聯合古陸，或稱泛大陸

Oangaea）,其周圍是圍繞泛大陸的全球統一海洋一一泛大洋。中生代以后，聯合古陸解體、

分裂，具碎塊一一即現代的各大陸塊逐漸漂移到今日所處的位置。由于各大陸別離、漂移,

逐漸形成了大西洋和印度洋，泛大洋（古太平洋）收縮而成為現今的太平洋。大陸漂移的主

要依據有海岸線形態、地質構造、古氣候和古生物地理分布等。

海底擴張模式可以表述如下：大洋中脊軸部裂谷帶是地幔物質涌升的出口，涌出的地幔物

質冷凝形成新洋底，新洋底同時推動先期形成的較老洋底逐漸向兩側擴展推移，這就是海

底擴張。海底擴展移動的速度大約為每年幾厘米。

板塊構造學說的根本內容可以概述如下：地球最上部被劃分為巖石圈和軟流圈。軟流圈在

緩慢而長期的作用力下，會呈現出塑性或緩慢流動的性質。因此巖石圈可以漂浮住軟流圈

之上作側向運動。

主要區別：根據板塊構造觀點，海底擴張實際上是一對巖石圈板塊自中脊軸向兩側的擴張

運動。位于巖石圈板塊上面的大陸塊，伴隨著板塊的運動而被動地發生長距離水平位移。

這就是我們今天所說的大陸漂移，與魏格納的大陸漂移有原那么區別。

內在聯系：集大陸漂移和海底擴張說為一體的板塊構造理論能夠比擬成功地解釋幾乎所有

地質現象，特別是全球性的構造特征和形成機理。海底構造實質上就是海洋底板塊生成一

運動一消亡過程中所發生的各種構造活動和構造現象。

12.按照礦產資源形成的海洋環境和分布特征，海洋礦產資源有哪些主要類型？如何認識海

洋是巨大的資源寶庫？

按照礦物資源形成的海洋環境和分布特征，分別介紹濱海砂礦、海底石油、磷鈣石和海綠

石、鋪結核和富鉆結殼、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構

2.簡述海水的主要熱學與力學性質，它們與溫度、鹽度和壓力的關系如何？

海水的主要熱性質：

海水的熱性質一般指海水的熱容、比熱容、絕熱溫度、位溫、熱膨脹及壓縮性，熱導率與

比蒸發潛熱等。它們都是海水的固有性質，是溫度、鹽度、壓力的函數。它們與純水的熱

性質多有差異，這是造成海洋中諸多特異的原因之一。

一、熱容和比熱容

度梯度，以r表示。由于海洋中的現場壓力與水深有關，所以r的單位可以用開爾文每

米（K/m）或攝氏度每米（℃/m）表示。它也是溫度、鹽度和壓力的函數。可通過海水狀態方程

和比熱容計算或直接測量而得到。海洋的絕熱溫度梯度很小，平均約為0.

（三）位溫

海洋中某一深度（壓力為p）的海水微團，絕熱上升到海面（壓力為大氣壓p°）時所具有的溫

度稱為該深度海水的位溫，記為。海水微團此時相應密度，稱為位密，記為Po

海水的位溫顯然比其現場溫度低。假設其現場溫度為3絕熱上升到海面溫度降低了△{,

那么該深度海水的位溫二5

在分析大洋底層水的分布與運動時，由于各處水溫差異甚小，但絕熱變化效應往往明顯起

來，所以用位溫度分析比用現場溫度更能說明問題。

四、蒸發潛熱及飽和蒸汽壓

（一）比蒸發潛熱

便單位質量海水化為同溫度的蒸汽所需的熱量，稱為海水的比蒸發潛熱，以L表示，單位

是焦耳每千克或每克，記為J/kg或J/g。其具體量值受鹽度影響很小，與純水非常接近，

可只考慮溫度的影響。其計算方法有許多經驗公式，迫特里希（Dietrich,1980）給出的公

式為

L=（2502.9-2.720t）X103J/kg（3-9）

適用范圍為。?30℃。

在液體物質中，水的蒸發潛熱最大，海水亦然。伴隨海水的蒸發，海洋不但失去水分，同

時將失去巨額熱量，由水汽攜帶而輸向大氣內。這對海面的熱平衡和海上大氣狀況的影響

很大。例如發生在熱帶海洋上的熱帶氣旋，其生成、維持和不斷增強的機制之一，是“暖

心”的生成和維持。“暖心”最重要的熱源之一，那么是海水蒸發時，所攜帶巨額熱量的

水汽進入大氣后凝結而釋放出來的。

海洋每年由于蒸發平均失去126cm厚的海水，從而使氣溫發生劇烈的變化，但由于海水的

熱容很大，從海面至3m深的薄薄一層海水的熱容就相當于地球上大氣的總熱容，因此，水

溫變化比大氣緩慢得多。

（二）飽和水汽壓

對于純水而言，所謂飽和水汽壓，是指水分子由水面逃出和同時回到水中的過程到達動態

平衡時，水面上水汽所具有的壓力。蒸發現象的實質就是水分子由水面逃逸而出的過程。

對于海水而言，由于“鹽度”存在，那么單位面積海面上平均的水分子數目要少，減少了

海面上水分子的數目，因而使飽和水汽壓降低，限制了海水的蒸發。海面的蒸發量與海面

上水汽的飽和差（相對于外表水溫的飽和水汽壓與現場實際水汽壓之差）成比例，所以海面

上飽和水汽壓小，就不利于海水的蒸發。這樣一來，海洋因蒸發而損失的水量和熱量就相

對減少了。

五、熱傳導

相鄰海水溫度不同時，由于海水分子或海水塊體的交換，會使熱量由高溫處向低溫處轉移,

這就是熱傳導。

單位時間內通過某一截面的熱量，稱為熱流率，單位為“瓦特”(W)。單位面積的熱流率稱

為熱流率密度，單位是瓦特每平方米，記為其量值的大小除與海水本身的熱傳導

性能密切相關之外，還與垂直于該傳熱面方向上的溫度梯度有關，即

式中n為熱傳導面的法線方向，入為熱傳導系數，單位是瓦特每米每攝氏度，記為

僅由分子的隨機運動引起的熱傳導，稱為分子熱傳導，熱傳導系數L為IO1

11

量級。例如在101325Pa氣壓和10℃時，純水的Xt=0.582W?m?°C',30℃時，

1

Xt=0.eOTW-m-r,,即隨溫度的升高而增大，水的熱傳導系數在液體中除水銀之外是最

大的。由于水的比熱容很大，所以盡管其熱導性好，但水溫的變化相當緩慢。海水的熱導

系數3，比純水的稍低，且隨鹽度的增大概有減小。3主要與海水的性質有關。

假設海水的熱傳導是由海水塊體的隨機運動所引起，那么稱為渦動熱傳導或湍流熱傳導。

渦動熱傳導系數3主要和海水的運動狀況有關。因此，在不同季節、不同海域中，3有

較大差異，其量級一般為?10)所以渦動熱傳導在海洋的熱量傳輸過程中起主要作用，

而分子熱傳導只占次要地位。例如，據計算，在溫度0℃的海洋中。如果海面溫度保持30℃,

單靠分子熱傳導，那么需要1000年的時間才能在300m的深度上使溫度上升到36。當然

在3.4.3講述“雙擴散”對流時，分子熱傳導的作用是不可無視的。

類似熱量的傳導，海洋中的鹽量(濃度)也能擴散傳輸。同樣也有分子鹽擴散和渦動鹽擴散

兩種方式，且不同鹽度的海水，其鹽擴散系數也不同。大體上分子鹽擴散系數僅為分子熱

傳導系數的0.01左右。鹽擴散率表達式的形式與式(3—10)的形式相對應。

另外，海水的動量傳輸的表達式，也與式(3—10)具有相似的形式。

六、沸點升高和冰點下降

海水的沸點和冰點與鹽度有關，即隨著鹽度的增大，沸點升高而冰點下降。在海洋中，人

們關心的是海水的冰點隨溫度的變化。Doherty等(1974)給出了如下關系式

t,2-0.000758Z

(3—11)

式中Z為海水的深度(口)。在上述根底上，Millero等(1976)又提出了新的公式

tF-0.0575S+1.715023X10W'2-2.154996*10-號-7.53X10sp(3-12)

式中S為實用鹽度，p的單位為帕(Pa)o

雖然海水最大密度溫度卻―)與冰點溫度3都隨鹽度的增大而降低，但前者降得更快。當

S=24.695時,兩者的對應溫度皆為T.33C,當鹽度再增大時，3加⑹就低于tf了。

主要的力學性質:

（一）海水的粘滯性：相鄰兩層海水作相對運動時，由于水分子的不規那么運動或者海水塊

體的隨機運動（湍流），在兩層海水之間便有動量傳遞，從而產生切應力。

（二）海水的滲透壓：果在海水與淡水之間放置一個半滲透膜，水分子可以透過，但鹽分子

不能透過。那么，淡水一側的水會慢慢地滲向海水一側，使海水一側的壓力增大，直至到

達平衡狀態。此時膜兩邊的壓力差，稱為滲透壓。

（三）海水的外表張力：液體的自由外表上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由

外表趨向最小，這就是外表張力。

（一）海水的粘滯性

當相鄰兩層海水作相對運動時，由于水分子的不規那么運動或者海水塊體的隨機運動（湍

流），在兩層海水之間便有動量傳遞，從而產生切應力。

摩擦應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力為

式中n為兩層海水界面的法線方向，u為流速，口稱為動力學粘滯系數（粘度，Viscosity）,

單位是帕秒，記為Pa-s；J/P稱為運動學粘滯系數，單位是平方米每秒，記為布?$工

P隨鹽度的增大概有增大，隨溫度的升高卻迅速減小。

單純由分子運動引起的H的量級很小。在討論大尺度湍流狀態下的海水運動時，其粘滯性

可以忽略不計。但在描述海面、海底邊界層的物理過程中以及研究很小尺度空間的動量轉

換時，分子粘滯應力卻起著重要作用。分子粘滯系數只取決于海水的性質，而渦動粘滯系

數那么與海水的運動狀態有關。

（二）海水的滲透壓

如果在海水與淡水之間放置一個半滲透膜，水分子可以透過，但鹽分子不能透過。那么，

淡水一側的水會慢慢地滲向海水一側，使海水一側的壓力增大，直至到達平衡狀態。此時

膜兩邊的壓力差，稱為滲透壓。它隨海水鹽度的增高而增大。低鹽時隨溫度的變化不大，

而高鹽時隨溫度的升高增幅較大。

海水滲透壓對海洋生物有很大影響，因為海洋生物的細胞壁就是一種半滲透膜，不同海洋

生物的細胞壁性質有別，所以對鹽度的適應范圍不同。這是海洋生物學家們所關注的問題。

海水與淡水之間的滲透壓，依理論計算可達水位差約250m的壓力。

（三）海水的外表張力

在液體的自由外表上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由外表趨向最小，這就

是外表張力。海水的外表張力隨溫度的增高而減小，隨鹽度的增大而增大。海水中雜質的

增多也會使海水外表張力減小。外表張力對水面毛細波的形成起著重要作用。

3.何謂海水的位溫？有何實用價值?

位溫：海洋中某深度（壓力為p）的海水微團，絕熱.上升到海面（壓力為大氣壓加時所具

有的溫度稱為該深度海水的位溫，記為

在分析大洋底層水的分布與運動時，由于各處水溫差異甚小，但絕熱變化效應往往明顯起

來，所以用位溫度分析比用現場溫度更能說明問題。

5.海水結冰與淡水結冰的過程有何不同？為什么？

海冰形成的必要條件是，海水溫度降至冰點并繼續失熱、相對冰點稍有過冷卻現象并有凝

結核存在。

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隨鹽度增大而降低

的速率快，當鹽度低于24.695時，結冰情況與淡水相同；

當鹽度高于24.695時（海水鹽度通常如此），海水冰點高于最大密度溫度，因此，即使海面

降至冰點，但由于增密所引起的對流混合仍不停止，因此只有當對流混合層的溫度同時到

達冰點時，海水才會開始結冰。所以海水結冰可以從海面至對流可達深度內同時開始。也

正因為如此，海冰一旦形成，便會浮上海面，形成很厚的冰層。

海水與淡水的結冰過程不同的原因：主要是純水的凍結，會將鹽分大部排出冰外，而增大

了冰下海水的鹽度，加強了冰下海水的對流和進一步降低了冰點，又兼冰層阻礙了其下海

水熱量的散失，因而大大地減緩了冰下海水繼續凍結的速度。

9.簡述世界大洋中溫度、鹽度和密度的空間分布根本特征。

從宏觀上看，世界大洋中溫、鹽、密度場的根本特征是：在表層大致沿緯向呈帶狀分布，

即東一西方向上量值的差異相對很小；而在經向，即南一北方向上的變化卻十分顯著。在

鉛直方向上，根本呈層化狀態，且隨深度的增加其水平差異逐漸縮小，至深層其溫、鹽、

密的分布均勻。它們在鉛直方向上的變化相對水平方向上要大得多，因為大洋的水平尺度

比其深度要大幾百倍至兒千倍。

13.何為海洋水團？它和水型、水系有什么關系？

水團的定義是：“源地和形成機制相近，具有相對均勻的物理、化學和生物特征及大體一

致的變化趨勢，而與周圍海水存在明顯差異的宏大水體。”

水型（watertype）：通常它是指溫鹽度均勻，在溫一鹽圖解上僅用一個單點表示的水體。由

于性質完全相同的水樣，其觀測值皆對應于溫一鹽圖解中的一個點，故水型實質上是“性

質完全相同的水體元的集合”。由此引伸，即可給出水團的集合論定義：“水團是性質相

近的水型的集合”。

水系（watersystem）：在海洋學中水系可定義為“符合一個給定條件的水團的集合”。換言

之，水系的劃分只考慮一種性質相近即可。在淺海水團分析中，經常提到的沿岸水系和外

海水系，就是只考慮鹽度而劃分的。前者指沿岸低鹽水團的集合，后者是指外海（受大陸徑

流影響較小的）高鹽水團的集合。

第四章海水的化學組成和特性

1.海水的組成為什么有恒定性？（好似沒什么答案）

海水中各種元素都以一定的物理化學形態存在。

在海水中銅的存在形式較為復雜，大局部是以有機絡合物形式存在的。在自由離子中僅有

一小局部以二價正離子形式存在，大局部都是以負離子絡合物出現。海水中有含量極為豐

富的鈉，但其化學行為非常簡單，它幾乎全部以N1離子形式存在。

海水中的溶解有機物十分復雜，主要是一種叫做“海洋腐殖質”的物質，它的性質與土壤

中植被分解生成的腐殖酸和富敏酸類似。海洋腐殖質的分子結構還沒有完全確定，但是它

與金屬能形成強絡合物。

海水中的成分可以劃分為五類：1.主要成分（大量、常量元素）：指海水中濃度大于1X1（F

7g/kg的成分。屬于此類的有陽離子Na',K+,Ca2\Mg?'和S—.五種，陰離子有

cr,sobBf,Hcoj（coQ,F.五種,還有以分子形式存在的H3BO3,其總和占海水

鹽分的99.9%。所以稱為主要成分。

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，生物活動和總鹽度變化

對其影響都不大，所以稱為保守元素。海水中的Si含量有時也大于lmg/kg,但是由于其

濃度受生物活動影響較大，性質不穩定，屬于非保守元素，因此討論主要成分時不包括Si。

2.溶于海水的氣體成分，如氧、氮及惰性氣體等。

3.營養元素（營養鹽、生源要素）：主要是與海洋植物生長有關的要素，通常是指N,P及

Si等。這些要素在海水中的含量經常受到植物活動的影響，其含量很低時，會限制植物的

正常生長，所以這些要素對生物有重要意義。

4.微量元素：在海水中含量很低，但又不屬于營養元素者。

5.海水中的有機物質：如氨基酸、腐殖質、葉綠素等。

海水的更新時間在溫躍層（平均100m）以上平均為幾十年，而在深層那么為1000年左右。

如果元素逗留時間大于更新的時間，那么在整個海洋中的分布應當是均勻的；如果小于更

新的時間，其分布應當是不均勻的。但是有些元素如P、N、Si雖然逗留時間較長，由于生

物參與了這些元素的循環，在海洋中也造成了不均勻的分布。

3.海水的pH值一般是多少？海水的緩沖能力主要由哪種作用控制？

海水的pH值:約為8.1,其值變化很小，因此有利于海洋生物的生長；

海水具有一定的緩沖能力，這種緩沖能力主要是受二氧化碳系統控制的。

第五章海洋環流

1.簡述海流的定義、形成原因及表示方法。

海流是指海水大規模相對穩定的流動，是海水重要的普遍運動形式之一。

海流形成的原因歸納起來兩種：

第一種原因是海面上的風力驅動，形成風生海流。由于海水運動中粘滯性對動量的消耗，

這種流動隨深度的增大而減弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只為幾百米，相

對于幾千米深的大洋而言是一薄層。

第二種原因是海水的溫鹽變化。因為海水密度的分布與變化直接受溫度、鹽度的支配，而

密度的分布又決定了海洋壓力場的結構。實際海洋中的等壓面往往是傾斜的，即等壓面與

等勢面并不一致，這就在水平方向上產生了一種引起海水流動的力，從而導致了海流的形

成。另外海面上的增密效應又可直接地引起海水在鉛直方向上的運動。

描述海水運動的方法有兩種：一是拉格朗日方法，一是歐拉方法。

前者是跟蹤水質點以描述它的時空變化，這種方法實現起來比擬困難，但近代用漂流瓶以

及中性浮子等追蹤流跡，可近似地了解流的變化規律。

通常多用歐拉方法來測量和描述海流，即在海洋中某些站點同時對海流進行觀測，依測量

結果，用矢量表示海流的速度大小和方向，繪制流線圖來描述流場中速度的分布。如果流

場不隨時間而變化，那么流線也就代表了水質點的運動軌跡。

2.引起海水運動的力有哪些？

作用在海水上的力有多種，歸結起來可分為兩大類：

一是引起海水運動的力，諸如重力、壓強梯度力、風應力、引潮力等；

另一類是由于海水運動后所派生出來的力，如地轉偏向力(CoriolisForce,亦稱為科氏力)、

摩擦力等。

8.海水運動方程的根本形式是什么？

運動方程：所謂海水運動方程，實際上就是牛頓第二運動定律在海洋中的具體應用。單位

質量海水的運動方程可以寫成

在直角坐標系統中，它的三個分量方程為

式中u,V,W分別為X,y,Z方向上的流速分量，EFX,EFy,分別為x,y,z方向上

單位質量海水所受到作用力的合力。顯然，只要給出這些力，應用式(5—2)便可了解海水

的運動狀況。

11.何謂地轉流？

在水平壓強梯度力的作用下，海水將在受力的方向上產生運動。與此同時科氏力便相應起

作用，不斷地改變海水流動的方向，直至水平壓強梯度力與科氏力大小相等方向相反取得

平衡時，海水的流動便到達穩定狀態。

假設不考慮海水的湍應力和其它能夠影響海水流動的因素，那么這種水平壓強梯度力與科

氏力取得平衡時的定常流動，稱為地轉流。

27.何謂大洋中尺度渦？

大洋中尺度渦（mesoscaleeddies）：自70年代以來，海洋科學工作者相繼在各大洋中發現

了一種水平尺度約為100?500km,時間尺度約為20?200d的流渦，它們廣泛地寄居于總

的大洋環流之中，且以（1?5）X102m/s的速度移動著，這些流泯稱為“中尺度泯”。

第六章海洋中的波動現象

1.海洋中的波動現象是怎樣形成的？

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。例如海面上的風應力,

海底及海岸附近的火山、地震，大氣壓力的變化，日、月引潮力等。被激發的各種波動的

周期可從零點幾秒到數十小時以上，波高從幾毫米到幾十米，波長可以從幾皂米到幾千千

米。

波浪分類可從不同角度給出不同的稱謂。例如，按相對水深（水深與波長之比，即h/1）可

將波浪分為深水波（短波）和淺水波（長波）；按波形的傳播與否又有前進波與駐波之分；按

波動發生的位置又有外表波、內波和邊緣波之分；按成因分又有風浪、涌浪、地震波之分

2.小振幅重力波剖面方程中各符號的含義是什么？

小振幅重力波，亦稱正弦波，是一種簡單波動。簡單波動的特性可近似地說明實際海洋波

動的許多現象。小振幅重力波系指波動振幅相對波長為無限小，重力是其唯一外力的簡單

海面波動。

取右手直角坐標系，z軸向上為正，將x—y平面放在海面上，設波動是二維的，只在x方

向上傳播，那么波剖面方程可用以卜止弦曲線表不，RJ：

<=asin（kx-ot）（6-1）

式中a為波動的振幅，C為波面相對平均水面的鉛直位移。顯然它是地點x與時間t的

函數，式中

分別稱為波數和頻率。當水深為h時，可證明它們的關系為：

°2=kgtanh（kh）=kgtanh（2冗h/人）"（6-2）稱為頻散關系。式中g為重力加速度。

AO

c=-c=—

由式（6T）可見，當（kx-。t）=Ji/2B寸，C=a,即為波峰。相速為T亦即k

8.風浪和涌浪是怎樣形成的？各有什么特征？

風浪是指當地風產生，且一直處在風的作用之下的海面波動狀態；

消浪那么指海面上由其他海區傳來的或者當地風力迅速減小、平息，或者風向改變后海面

上遺留下來的波動。

風浪的特征：風浪往往波峰尖削，在海面上的分布很不規律，波峰線短，周期小，當風大

時常常出現破碎現象，形成浪花。

消浪的特征：涌浪的波面比擬平坦，光滑，波峰線長，周期、波長都比擬大，在海上的傳

播比擬規那么。

觀測說明，在海洋中風浪和涌浪會單獨存在，但往往同時存在，它們的傳播方向也往往不

同。有經驗的觀測者很容易把它們區分開來。

第七章潮汐

1.什么叫潮汐現象？

潮汐現象是指海水在天體（主要是月球和太陽）引潮力作用下所產生的周期性運動，習慣上

把海面鉛直向漲落稱為潮汐，而海水在水平方向的流動稱為潮流。

3.什么叫平太陽日和平太陰日？

平太陽日和平太陽時：天文學上假定一個平太陽在天赤道上（而不是在黃道上）作等速運行,

其速度等于運行在黃道上真太陽的平均速度，這個假想的太陽連續兩次上中天的時間間隔,

叫做一平太陽日，并且把1/24平太陽日取為1平太陽時。通常所謂的“日”和“時”，就

是平太陽日和平太陽時的簡稱。

平太陰日和平太陰時：假想的、等速在天赤道運行的平太陰連續兩次上中天的時間間隔，

叫做一平太陰日，而1/24平太陰日取為1平太陰時。

因為月球的公轉速度大于太陽在天球上的視運動速度，當地球自轉一周，平太陰已運行了

一個大約12.19。的角度，所以當地球上某一點由第一次正對月球中心到第二次正對時約

需要旋轉372.19°,這樣以來，平太陰日便比平太陽日長，可以算出：

1平太陰日二24.8412平太陽時&24h50inin

4.什么叫做引潮力？引潮力的分布有什么特征？（第二問答案看課本）

引潮力；地球繞地月公共質心運動所產生的慣性離心力與月球引力的合力稱為引潮力。

地球上各點的引潮力矢量所示，可見地球外表各點所受的引潮力的大小、方向都不同，

5.試述潮汐靜力理論的根本思想。

由于考慮引潮力后的等勢面為一橢球面，根據這一分布特點，可以導出一個研究海水在引

潮力作用下產生潮汐過程的理論，即潮汐靜力理論(或稱平衡潮理論)。

潮汐靜力理論根本思想：這一理論假定：

⑴地球為一個圓球，其外表完全被等深的海水所覆蓋，不考慮陸地的存在；

⑵海水沒有粘滯性，也沒有慣性，海面能隨時與等勢面重疊；

⑶海水不受地轉偏向力和摩擦力的作用。

在這些假定下，海面在月球引潮力的作用下離開原來的平衡位置作相應的上升或卜.降，直

到在重力和引潮力的共同作用下，到達新的平衡位置為止。因此海面便產生形變，也就是

說，考慮引潮力后的海面變成了橢球形，稱之為潮汐橢球，并且它的長軸恒指向月球。由

于地球的自轉，地球的外表相對于橢球形的海面運動，這就造成了地球外表上的固定點發

生周期性的漲落而形成潮汐，這就是平衡潮理論的根本思想。

第八章大氣與海洋

8.什么是臺風？它的根本結構如何？

一、一般說明

臺風是發生在熱帶海洋上的一種具有暖心結構的氣旋性渦旋，是到達一定強度的熱帶

氣旋。臺風伴有狂風暴雨，是一種災害性天氣系統。世界各地對臺風的稱謂不同，在東太

平洋和大西洋稱颶風，在印度洋稱熱帶風暴，在南半球稱熱帶氣旋。臺風的生命期一般為

3?8天,臺風直徑一般為600?1000km,最大的可達2000km,最小的只有l()()km。在北

半球，臺風集中發生在7?10月，尤以8、9月最多。據統計，每年5?11月臺風可能影響

或登陸中國。

全球每年平均大約有80個熱帶氣旋發生，其中半數以上可以開展成臺風，臺風集中發

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、南印度洋、西南太平

洋和澳大利亞西北海域等8個地區。西太平洋是全球熱帶氣旋發生最多的地區，約占全球

息數的三分之一。熱帶氣旋的多發地帶集中在5。?10。緯度帶內，而南北半球緯度5。以內

幾乎沒有熱帶氣旋發生。

二、臺風的結構

臺風是一種天氣尺度、暖中心的強氣旋性渦旋，在北半球呈逆時針旋轉，在南半球呈

順時針旋轉。開展成熟的臺風其要素值多呈圓形對稱分布，臺風渦旋半徑一般為5()()?

1000km,鉛直范圍一般到對流層頂。臺風中心氣壓值(即風暴強度)一般在960hPa以下，在

地面天氣圖上等壓線表現為一個圓形(或橢圓形)對稱的、氣壓梯度極大的閉合低氣壓系統,

水平氣壓梯度能達5?lOhPMOkm,臺風過境時，測站氣壓自記仙線出現明顯的漏斗狀氣

壓深谷，開展成熟的臺風往往有臺風眼，即在深厚云區的中間有一個直徑為幾十千米近似

圓形的晴空少云區，眼區為微風或靜風，氣壓最低，平均直徑為30?40km。臺風眼區外圍

的圓環狀云區稱為臺風云墻或眼壁，云墻區主要是由一些高大對流云組成，其高度通常在

15km以上，寬度為20?30km,在云墻區域有強烈的上升運動，其值可達5?13m/s,云墻

附近是風雨最劇烈的地區，摧毀性的大風暴雨常常發生在這里。臺風云墻到臺風外緣是臺

風的螺旋云雨帶，它也是臺風的重要特征之一，是由一條或兒條螺旋云帶旋向臺風中心眼

壁的，云帶區對流活動旺盛，有顯著的上升運動。

臺風表現為強烈的氣旋性環流，低層有強烈的流入，高層有強烈的流出，并有極強烈

的上升運動。地面是氣旋式輻合流場，氣流從四周以螺旋曲線的形式流向臺風中心區。臺

風天氣表現為大風、暴雨、狂浪和風暴潮。

T.T.Fusita等人根據衛星、雷達、飛機和常規資料給出了成熟臺風的三維結構模式，圖

8-13a(圖略)是臺風頂部流場特征，空氣從臺風中心向四周流出，從眼壁至200km處呈氣

旋性輻散流出，之外那么呈反氣旋性流出。a圖的右半部表示沒有外雨帶時的流場情況，

其左半部為有外部對流云帶的情況，b圖是與a圖對應的臺風鉛直剖面圖，為了清楚地表

達鉛直方向上各物理量的分布，這里把鉛直尺度放大了。在臺風低層由于邊界層的摩擦作

用，外圍空氣氣旋式旋轉著流向中心區，到達眼壁附近，內流急劇減小，相應地輻合最強,

形成高聳的云墻。臺風頂部空氣輻散外流，在臺風外部開始下沉，形成臺風的鉛直環流圈。

有外雨帶時，內外雨帶之間也存在著一支下沉氣流。臺風中心也有速度不大的下沉氣流。

9.什么是ENSO?它對氣候變化有什么影響？

ENSO是厄爾尼諾現象和南方濤動的合稱。

眾多研究說明，ENSO對大氣環流以及全球許多地方的天氣氣候異常有著重要的影響。

FNSO期間，赤道東太平洋持續升溫，對熱帶大氣環流的影響最為直接°而熱帶大氣環流

的異常變化，也必牽動全球大氣環流，因而會在全球范圍內引起一系列的天氣氣候異常。

在正常情況下，赤道大氣中存在一個東西向的沃克(Walker)環流，這是疊加在緯向平均

哈得萊環流上的重要東西向環流，在印度尼西亞群島附近海面暖水上空，有一個強而寬的

上升運動區，而在赤道東太平