海洋科学导论课后习题答案.docx

1、海洋科学导论课后习题答案大海科学导论复习题第一章 绪论2.大海科学的研究对象和特色是什么大海科学研究的对象是世界大海及与之亲密有关系的大气圈、岩石圈、生物圈。它们起码有以下的明显特色。第一是特别性与复杂性。其次，作为一个物理系统，大海中 水 汽 冰 三态的转变无时无刻不在进行，这也是在其余星球上所未发现的。第三，大海作为一个自然系统，拥有多层次耦合的特色。3.大海科学研究有哪些特色大海科学研究也有其显着的特色。第一，它明显地依靠于直接的观察。其次是信息论、控制论、系统论等方法在大海科学研究中愈来愈显示其作用。第三，学科分支细化与相互交错、浸透并重，而综合与整体化研究的趋势日益明显。5.中国大海

2、科学发展的远景如何新中国成立后不到 1 年， 1950 年 8 月就在青岛建立了中国科学院大海生物研究室， 1959 年扩建为大海研究所。 1952 年厦门大学大海系理化部北迁青岛，与山东大学大海研究所归并成立了山东大学大海系。 1959 年在青岛成立山东大海学院， 1988 年更名为青岛大海大学。 1964 年成立了国家大海局。今后，特别是 80 年月以来，又陆续成立了一大量大海科学研究机构，分别隶属于中国科学院、教育部、大海局等，业已形成了强有力的科研技术队伍。当前国内主要研究方向有大海科学基础理论和应用研究， 大海资源检查、 勘探和开发技术研究， 大海仪器设施研制和技术开发研究， 大海工

3、程技术研究， 大海环境科学研究与服务， 海水养殖与渔业研究等等。在物理大海学、大海地质学、大海生物学、大海化学、大海工程、大海环境保护及预报、大海检查、大海遥感与卫星大海学等方面，都获得了巨大的进步，不单缩短了与发达国家的差距，并且在某些方面已跻身于世界先进之列。第二章 地球系统与海底科学3.说明全世界海陆散布特色以及大海的区分。地表海陆散布 ：地球表面总面积约 108km2，分属于陆地和大海。地球上的大海是相互连通的， 构成一致的世界大洋； 而陆地是相互分别的， 故没有一致的世界大陆。在地球表面，是大海包围、切割所有的陆地，而不是陆地切割大海。地表海陆散布极不均衡。一定说明，即便在陆半球，大

4、海面积仍旧大于陆地面积。陆半球的特色，不在于它的陆地面积大于大海 (没有一个半球是这样 )，而在于它的陆地面积超出任何一个半球；水半球的特色，也不在于它的大海面积大于陆地 (任何一个半球都是这样 )，而在于它的大海面积比任何一个半球都大。地球表面是曲折不平的， 我们能够用海陆起伏曲线表示陆地各高度带和大海各深度带在地表的散布面积和所占比率。大海的区分地球上相互连通的广阔水域构成一致的世界大海。依据大海因素特色及形态特色，可将其分为主要部分和隶属部分。主要部分为洋，隶属部分为海、海湾和海峡。洋或称大洋，是大海的主体部分，一般远离大陆，面积广阔，深度大；世界大洋往常被分为四大多半，即太平洋、大西洋

5、、印度洋和北冰洋。海是大海的边沿部分，据国际水道丈量局的资料，全世界共有 54 个海，其面积只占世界大海总面积的。海的深度较浅，均匀深度一般在 2000m 之内。依照海所处的地点可将其分为陆间海、内海和边沿海。海湾是洋或海延长进大陆且深度渐渐减小的水域， 一般以进口处海角之间的连线或进口处的等深线作为与洋或海的分界。海峡是两头连结大海的狭小水道。4.什么是海岸带说明其构成部分是如何界定的。水位高升便被吞没，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。海岸地貌是在波涛、潮汐、海流等作用下形成的。现代海岸带一般包含海岸、海滩和水下岸坡三部分。海岸是热潮线以上狭小的陆上地带， 大

6、多半时间裸露于海水面之上， 仅在特大热潮或暴风波时才被吞没，又称潮上带。海滩是高低潮之间的地带，热潮时被水吞没，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涛作用所能抵达的海底部分， 又称潮下带， 其下限相当于 1/2 波长的水深处，往常约 1020m。海岸发育过程受多种因素影响， 交错作用十分复杂， 故海岸形态也盘根错节， 国内外到现在没有一个一致的海岸分类标准。 中国海岸带和海涂资源综合检查 简洁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种类。7.简述大陆漂移、海底扩充与板块结构的内在联系与主要差异。大陆漂移说主要阐述：地球上所有大陆在中生

7、代从前是一致的结合古陆， 或称泛大陆 (Pangaea)，其四周是环绕泛大陆的全世界一致大海 泛大洋。中生代此后，结合古陆解体、分裂，其碎块即现代的各大陆块渐渐漂移到今日所处的地点。因为各大陆分别、漂移，渐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋 (古太平洋 )缩短而成为当今的太平洋。 大陆漂移的主要依照有海岸线形态、地质结构、古天气和古生物地理散布等。海底扩充模式能够表述以下： 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，新洋底同时推进先期形成的较老洋底渐渐向双侧扩展推移，这就是海底扩充。海底扩展挪动的速度大概为每年几厘米。板块结构学说的基本内容能够概括以下： 地球最上部被

8、区分为岩石圈和软流圈。 软流圈在缓慢而长久的作使劲下， 会体现出塑性或缓慢流动的性质。 所以岩石圈能够飘荡在软流圈之上作侧向运动。主要差异：依据板块结构看法，海底扩充其实是一对岩石圈板块自中脊轴向双侧的扩充运动。位于岩石圈板块上边的大陆块， 陪伴着板块的运动而被动地发生长距离水平位移。 这就是我们今日所说的大陆漂移，与魏格纳的大陆漂移有原则差异。内在联系：集大陆漂移和海底扩充说为一体的板块结构理论能够比较成功地解说几乎所有地质现象，特别是全世界性的结构特色和形成机理。海底结构本质上就是大海底板块生成 运动 消亡过程中所发生的各样结构活动和结构现象。12.依照矿产资源形成的大海环境和散布特色，大

9、海矿产资源有哪些主要种类如何认识大海是巨大的资源宝库依照矿物质源形成的大海环境和散布特色， 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种类第三章 海水的物理特征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，这是造成大海中诸多特异的原由之一。一、热容和比热容海水温度高升 1K(或1)时所汲取的热量称为热容，单位是焦耳

10、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。在必定压力下测定的比热容称为定压比热容，记为 cp；在必定体积下测定的比热容称为定容比热容，用 cv 表示。大海学中最常使用前者。cp 和 cv 都是海水温度、盐度与压力的函数。能够看出， cp 值随盐度的增高而降低，但随温度的变化比较复杂。大概规律是在低温、低盐时cp 值随温度的高升而减小，在高温、高盐时p 值c随温度的高升而增大。二、体积热膨胀在海水温度高于最大密度温度时， 若再汲取热量， 除增添其内能使温度高升外， 还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海

11、水的热膨胀系数。即当温度高升 1K(1)时，单位体积海水的增量。以 表示，在恒压、定盐的状况下的单位为 -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 )，在大海学中习称比容。、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，说明当温度高升时海水缩短。热膨胀系数由正当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)=海水的热膨胀系数比空气的小得多，所以由海水温度变化而惹起海水密度的变化，从而致使海水的运动速度远小于空气

12、。三、压缩性、绝热变化和位温(一)压缩性单位体积的海水，当压力增添 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，因和四周海水有热量互换而得以保持其水温不变， 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，与外界没有热量互换，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 )绝热变化因为海水的压缩性， 当一海水微团作铅直位移时， 因其深度的变化致使所受压力的不一样， 将使其体积发生相应变化。在绝热下沉时，压力增大使其体积减小，外力对海水微团作功，增添了其内能致使温度高升；反之，当绝热上涨时，

13、体积膨胀，耗费内能致使温度降低。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。因为大海中的现场压力与水深有关，所以 的单位能够用开尔文每米 (K/m)或摄氏度每米 (/m) 表示。它也是温度、盐度和压力的函数。可经过海水状态方程和比热容计算或直接丈量而获得。大海的绝热温度梯度很小，均匀约为 /km 。(三)位温大海中某一深度 (压力为 p)的海水微团，绝热上涨到海面 (压力为大气压 p0)时所拥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 。海水的位温明显比其现场温度低。若其现场温度为 t ，绝热上涨到海面温度降

14、低了 t ，则该深度海水的位温 =t-t。在剖析大洋基层水的散布与运动时，因为各处水温差异甚小，但绝热变化效应常常明显起来，所以用位温度剖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。其详细量值受盐度影响很小，与纯水特别靠近，可只考虑温度的影响。其计算方法有很多经验公式，迪特里希 (Dietrich，1980)给出的公式为L= (39)合用范围为 030。在液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。陪伴海水的蒸发，大海不只失掉水分，同时将失掉巨额

15、热量， 由水汽携带而输向大气内。 这对海面的热均衡和海上大气状况的影响很大。 例如发生在热带大海上的热带气旋，其生成、保持和不断增强的体制之一，是 “暖心 ”的生成和保持。“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固而开释出来的。大海每年因为蒸发均匀失掉 126cm 厚的海水，从而负气温发生激烈的变化，但因为海水的热容很大，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，所以，水温变化比大气缓慢得多。(二)饱和水汽压关于纯水而言， 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向均衡时，水面上水汽所拥有的压力。 蒸发现象的本

16、质就是水分子由水面逃逸而出的过程。 关于海水而言，因为 “盐度 ”存在，则单位面积海面上均匀的水分子数量要少，减少了海面上水分子的数目，因此使饱和水汽压降低，限制了海水的蒸发。海面的蒸发量与海面上水汽的饱和差 (有关于表面水温的饱和水汽压与现场本质水汽压之差 )成比率，所以海面上饱和水汽压小，就不利于海水的蒸发。这样一来，大海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一样时， 因为海水分子或海水块体的互换， 会使热量由高温处向低温处转移， 这就是热传导。单位时间内经过某一截面的热量，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

17、为 Wm-2。其量值的大小除与海水自己的热传导性能亲密有关以外，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， 为热传导系数， 单位是瓦特每米每摄氏度， 记为 Wm-1-1。仅由分子的随机运动惹起的热传导，称为分子热传导，热传导系数 t 为 10-1 量级。比如在101325Pa气压和 10时，纯水的 tm-1 -1，30时，t=m-1-1，即随温度的高升而增大，水的热传导系数在液体中除水银以外是最大的。因为水的比热容很大，所以只管其热导性好，但水温的变化相当缓慢。海水的热导系数 t ，比纯水的稍低，且随盐度的增大概有减小。 t 主要与海水的性质有关。若海水的热传导

18、是由海水块体的随机运动所惹起， 则称为涡动热传导或湍流热传导。 涡动热传导系数 A主要和海水的运动状况有关。所以，在不一样季节、不一样海疆中， A有较大差异，其量级一般为 102103。所以涡动热传导在大海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。比如，据计算，在温度 0的大海中。 假如海面温度保持 30 ，单靠分子热传导，则需要 1000 年的时间才能在 300m 的深度上使温度上涨到 3。自然在叙述 “双扩散 ”对流时，分子热传导的作用是不行忽视的。近似热量的传导，大海中的盐量 (浓度 )也能扩散传输。相同也有分子盐扩散和涡动盐扩散两种方式，且不一样盐度的海水， 其盐扩散系数

19、也不一样。 大概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 (310)的形式相对应。此外，海水的动量传输的表达式，也与式 (310)拥有相像的形式。六、沸点高升和冰点降落海水的沸点和冰点与盐度有关，即跟着盐度的增大，沸点高升而冰点降落。在大海中，人们关怀的是海水的冰点随温度的变化。 Doherty 等(1974)给出了以下关系式t f=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-3 3/-8(312)t =+ 10S 10pf式中 S 为适用盐度， p 的单位为帕 (Pa)。固然海水最大密度温度t 与冰点温度tf

20、 都随盐度的增大而降低， 但前者降得更快。 当 S=时，(max)二者的对应温度皆为 ，当盐度再增大时， t (max)就低于 t f 了。主要的力学性质：(一)海水的粘滞性：相邻两层海水作相对运动时，因为水分子的不规则运动或许海水块体的随机运动 (湍流 )，在两层海水之间便有动量传达，从而产生切应力。(二)海水的浸透压：果在海水与淡水之间搁置一个半浸透膜，水分子能够透过，但盐分子不可以透过。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，直至达到均衡状态。此时膜两边的压力差，称为浸透压。(三)海水的表面张力：液体的自由表面上，因为分子之间的吸引力所形成的协力，使自由表面趋势最小

21、，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，因为水分子的不规则运动或许海水块体的随机运动 (湍流 )，在两层海水之间便有动量传达，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率。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， 为流速， 称为动力学粘滞系数 (粘度， Viscosity)，单位是帕秒，记为 Pas；/ 称为运动学粘滞系数，单位是平方米每秒，记为2 -1m 。随盐度的增s大概有增大，随温度的高升却快速减小。纯真由分子运动惹起的 的量级很小。 在议论大尺度湍流状态下的海水运动时， 其粘滞性能够忽视不计。但在描绘海面、 海底界限层的物理过程

22、中以及研究很小尺度空间的动量变换时， 分子粘滞应力却起侧重要作用。 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)海水的浸透压假如在海水与淡水之间搁置一个半浸透膜，水分子能够透过，但盐分子不可以透过。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， 直至达到均衡状态。 此时膜两边的压力差，称为浸透压。它随海水盐度的增高而增大。低盐时随温度的变化不大，而高盐时随温度的高升增幅较大。海水浸透压对大海生物有很大影响， 因为大海生物的细胞壁就是一种半浸透膜， 不一样大海生物的细胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不一样。这是大海生物学家们所关注的问题。海水

23、与淡水之间的浸透压，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， 因为分子之间的吸引力所形成的协力， 使自由表面趋势最小， 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。 海水中杂质的增加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侧重要作用。3.何谓海水的位温有何适用价值位温：大海中某一深度 (压力为 p)的海水微团，绝热上涨到海面 (压力为大气压 p0)时所拥有的温度称为该深度海水的位温，记为 。在剖析大洋基层水的散布与运动时，因为各处水温差异甚小，但绝热变化效应常常明显起来，所以用位温度剖析比用现场温度更能说明问题。

24、5.海水结冰与淡水结冰的过程有何不一样为何海冰形成的必需条件 是，海水温度降至冰点并连续失热、 相对冰点稍有过冷却现象并有凝固核存在。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 ，结冰状况与淡水相同；当盐度高于时 (海水盐度往常这样 )，海水冰点高于最大密度温度，所以，即便海面降至冰点，但因为增密所惹起的对流混淆仍不断止， 所以只有当对流混淆层的温度同时抵达冰点时， 海水才会开始结冰。 所以海水结冰能够从海面至对流可达深度内同时开始。 也正因为这样， 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一样的原由 ：主假

25、如纯水的冻结， 会将盐分大部排出冰外， 而增大了冰下海水的盐度， 增强了冰下海水的对流和进一步降低了冰点， 又兼冰层阻挡了其下海水热量的消散，因此大大地减缓了冰下海水连续冻结的速度。9.简述世界大洋中温度、盐度和密度的空间散布基本特色。从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的基本特色是：在表层大概沿纬向呈带状散布，即东西方向上量值的差异相对很小；而在经向，即南 北方向上的变化却十分显着。在铅直方向上，基本呈层化状态， 且随深度的增添其水平差异渐渐减小， 至深层其温、 盐、密的散布均匀。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.何为大海水团

26、它和水型、水系有什么关系水团的定义是： “源地和形成体制邻近，拥有相对均匀的物理、化学和生物特色及大概一致的变化趋势，而与四周海水存在明显差异的弘大水体。 ”水型 (watertype) ：往常它是指温盐度均匀，在温 盐图解上仅用一个单点表示的水体。因为性质完整相同的水样，其观察值皆对应于温 盐图解中的一个点，故水型本质上是 “性质完整相同的水体元的会合 ”。由此引伸，即可给出水团的会合论定义： “水团是性质邻近的水型的会合 ”。水系 (watersystem) ：在大海学中水系可定义为 “切合一个给定条件的水团的会合 ”。换言之，水系的区分只考虑一种性质邻近即可。 在浅海水团剖析中， 常常提

27、到的沿岸水系和外海水系， 就是只考虑盐度而区分的。前者指沿岸低盐水团的会合，后者是指外海 (受大陆径流影响较小的 )高盐水团的会合。第四章 海水的化学构成和特征1.海水的构成为何有恒定性 （仿佛没什么答案）海水中各样元素都以必定的物理化学形态存在。在海水中铜的存在形式较为复杂， 大多半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，大多半都是以负离子络合物出现。海水中有含量极为丰富的钠，但其化学行为特别简单，它几乎所有以 Na+离子形式存在。海水中的溶解有机物十分复杂，主假如一种叫做 “大海腐殖质 ”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近似。 大海腐殖

28、质的分子结构还没有完整确立， 可是它与金属能形成强络合物。海水中的成分能够区分为五类：1.主要成分 (大量、常量元素 )：指海水中浓度大于6mg/kg110的成分。属于此类的有阳离子Na+，K+，Ca2+，Mg2+和 Sr2+五种，阴离子有H3BO3，其总和占海水盐分的。所以称为主要成分。因为这些成分在海水中的含量较大， 各成分的浓度比率近似恒定， 生物活动和总盐度变化对其影响都不大，所以称为守旧元素。海水中的 Si 含量有时也大于 1mg/kg，可是因为其浓度受生物活动影响较大，性质不稳固，属于非守旧元素，所以议论主要成分时不包含 Si。2.溶于海水的气体成分，如氧、氮及惰性气体等。3.营养

29、元素 (营养盐、生源因素 )：主假如与大海植物生长有关的因素，往常是指 N，P 及 Si 等。这些因素在海水中的含量常常遇到植物活动的影响，其含量很低时，会限制植物的正常生长，所以这些因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 (均匀 100m)以上均匀为几十年，而在深层则为 1000 年左右。假如元素停留时间大于更新的时间， 则在整个大海中的散布应该是均匀的； 假如小于更新的时间， 其散布应该是不均匀的。可是有些元素如 P、N、Si 固然停留时间较长，因为生物参加了这些元素的循环，在大海中也造成了不均匀的散布。3.海水的 pH 值一般是多少海水的缓冲能力主要由哪一种作用控制海水的 pH 值:约为，其值变化很小，所以有益于大海生物的生长；海水拥有必定的缓冲能力，这类缓冲能力主假如受二氧化碳系统控制的。第五章 大海环流1.简述海流的定义、形成原由及表示方法。海流是指海水大规模相对稳固的流动，是海水重要的广泛运动形式之一。海流形成的原由 概括起来两种 :第一种原由是海面上的风力驱动， 形成风生海流。 因为海水运动中粘滞性对动量的耗费， 这类流动随深度的增大而减弱， 直至小到能够忽视， 其所波及的深度往常只为几百米， 有关于几千米深的大洋而言是一薄层。