第二章 地球系统与海底科学 一、名词解释
洋：地球上连续巨大的咸水体 。面积广阔，占海洋总面积的90.3%，深度大(平均2-3千米)。四大洋：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋
海：占总面积9.7%；位于大陆边缘，被陆地、岛弧分割的许多形态各异的小水体；深度浅（<2000米）。按海所处的位置可将其分为陆间海、内陆海和边缘海。
陆间海：陆间海是指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海。
内陆海：伸入大陆，面积较小，受大陆影响大,如渤海和波罗的海等。 边缘海：位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，但水流交换通畅，如东海、日本海等。
海湾(gulf )：洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域。 海峡(strait)：两端连接海洋的狭窄水道。
墨卡托投影: 又称正轴等角圆柱投影，设想一个与地轴方向一致的圆柱切于或割于地球，按等角条件将经纬网投影到圆柱面上，将圆柱面展为平面后，得平面经纬线网。 二、简答、分析
海陆分布：海陆分布在各纬度上是不均匀的，在南纬56°~65°
之间，几乎没有陆地；在北纬65°附近，大陆却几乎连成一片。在纬度高于80°的南极地区，主要被陆地占据；而在北极则是一片广阔的水域。
洋的水文特征：远离大陆，受陆地影响小；水文要素稳定；盐度平均35，且年变化小；有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。
海的水文特征：温、盐等水文要素受陆地影响大，季节变化明显；透明度小；潮汐系统受大洋支配
海湾的水文特征：水文要素特征一般与其相邻的海或大洋相似，在海湾中常有大潮差。
海峡水文特征：流速很大，尤其潮流流速很大。
太平洋：面积最大：占地表总面积1/3，海洋表面积的1/2；平均深度
4028m，东西最宽达半个赤道；体积最大：水量约等于全球水量的一半；岛屿很多，特别是在中西部。
大西洋：占世界大洋面积1/4，平均深度3627m。东西狭窄，赤道最窄，分南北大西洋，有一”S“形洋中脊横贯南北；海岸形态：南：平直无附属海；北：迂回曲折，多岛屿、港湾和附属海。
印度洋：面积：占世界洋面积的1/5，平均深度超过大西洋，平均3897m。在中央海底有倒”Y”型洋中脊。
北冰洋：面积最小，水深最浅，平均1200m，最寒冷；具有世界上最宽的大陆架。 后续见书
第三章 海水物理性质和世界大洋的层化结构
一、名词解释
海水：海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体。溶解无机盐的总含量约占3.5%左右。
第一盐度定义(1902)：1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质总克数。以S‰表示，单位g/Kg。
氯度的早期定义：在1kg海水中，若将溴和碘被等当量的氯置换后，所含氯的总克数。以g/Kg为单位，符号C1‰。
绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号 SA表示
热膨胀系数：在海水温度高于最大密度时，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，其相对变化率即为海水的热膨胀系数。
热容：海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量，单位是焦耳每开尔文(J/K)或焦耳每摄氏度(J/℃)。
比热容：单位质量海水温度升高1K所吸收的热量(单位：J/(K kg))。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容(cp)，在一定体积下测定的比热容为定容比热容(cv)。
压缩系数：单位体积海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量。海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。
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等温压缩：海水微团在被压缩时，与周围海水有热量交换而得以维持其水温不变。
绝热压缩：海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换。
等温压缩：海水微团在被压缩时，因和周围海水由热量交换而得以维持其水温不变。
绝热变化：海水绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团做功，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。这些过程的海水微团内的温度变化。 绝热温度梯度：海水绝热温度变化随压力的变化率。
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。若现场温度为t，绝热上升到海面温度降低了△t，则该深度海水的位温为t-△t。
蒸发潜热：使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，以L表示，单位是焦耳每千克或每克,记为J/kg或J/g。
饱和蒸汽压：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。
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。仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，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。
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。
海水渗透压：如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以通过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水的一侧，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。
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。(水文部分三个表)
海水的密度：单位体积内所含海水的质量为海水密度，单位：克/厘米3。它的大小取决于盐度、水温和压力(或深度)，在数值上一般都大于1，而且前面两位有效数字对各种海水都相同。
辐射平衡：平均而言，全球的太阳辐射Qs比海面的有效回辐射Qb大，故Qs-Qb＞0，这部分热盈余称为辐射平衡。
大洋主温跃层：低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减。
上混合层：暖水区的表面，由于受动力及热力因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层。 水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体。在同一水团内，主要海洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。
水团变性：指该水团特征受到其他水团、地理或气象因子的影响，其高水平特征因子不断向低水平过渡，并逐渐丧失其原有特征的过程。
温-盐图解：指以温度为纵坐标，以盐度为横坐标，将测站上不同层次的实测温、盐值对应地点在温、盐坐标系中，然后自表至底有序地把各点联结起来的曲线图。
海水混合：海水的各种特性(例如热量、浓度、动量等)逐渐趋向均匀的过程
分子混合：通过分子的随机运动与相邻海水进行特性交换，其交换强度小，且只与海水的性质有关。
涡动混合：有海洋湍流引起的，也称湍流混合，是海洋中混合的重要形式，与海水的运动状况密切相关。
对流混合：由热盐作用引起的，主要表现在铅直方向上的水体交换。 双扩散效应：海水混合现象完全由热量与盐量通过分子扩散而引起的。 海水的透明度：以直径30厘米的白圆盘投入海水中的可见深度来表示。 水色：将透明度盘提升至透明度一半深度处，俯视透明度盘之上的水柱颜色。由海水的光学性质决定。
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理想溶液：任一组分在全部浓度范围内都符合拉乌尔定律的溶液称为理想溶液。
结冰过程：海水（S>24.695)结冰：海面降至冰点时，因增密引起的对流混合一直发生；只有当对流混合层都达冰点时才开始结冰。海水结冰厚度大。
扩散系数：指菲克第一定律中扩散通量和浓度梯度之间的比例常数，其值表示了原子的扩散速率。
憎水结合：像烃类这样比较大的分子进入水中时， 互相结合着的水分子之间的相互联系被破坏了，而水分子在烃的周围变成特殊的结合状态。 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。
二、简答、分析、计算
不同海区蒸发情况：大风和干燥情况下水的蒸发量大于微风并且水汽含量接近100%；在高纬地区，冰面覆盖海域的蒸发量远小于开阔海域；最大的潜热通量位于贸易风区，因为那里海—气湿度差最大；其次是湾流和黑潮区，那里湿度差大，风速也大。
水的密度变化异常：纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，在4℃以上，密度随温度的降低而增大，在4℃以下时随温度的降低而减少，这是由水分子的缔合造成的。
水的热特殊性质：同是氧族的化合物，水与H2S、H2Se和H2Te相比，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面张力值都比氧的同族化合物高，这是因为在融化和汽化时，缔合分子的离解需要消耗较多的能量。 测定海水氯含量：氯是海水中含量最高的元素，氯含量(包括溴、碘)的测定，可用硝酸银(AgNO3)标准溶液滴定，既方便又容易准确。化学反
应式为
其他的卤化物也同样沉淀下来，铬酸钾作为指示剂，
加入后沉淀物变到砖红色。
通过测定海水的氯度，再Knudsen公式按 (下式)便可计算盐度，无需再直接测定盐度。S‰=0.030+1.8050 Cl‰
Knudsen公式的不足：1.海水组分不符合恒比关系导致上述关系式计算出来的盐度误差可达0.04‰；2.由于早期Cl、Br、I等的原子量不够准确，每次原子量的修订，都会出现氯度定义上的微小改动；3.氯度滴定技术还产生20.03Cl‰以上的误差；4.当时所取的水样多数为波罗的海的表层水，难以代表整个大洋水的规律；5.关系式中的常数项0.030，不符合大洋海水盐度变化的实际情况。
盐度—氯度新关系式：盐度与氯度的新关系式和由电导率比计算盐度的关系式： S‰=1.80655 Cl‰ ；
S‰=-0.08996+28.29729K15+12.80832K152-10.67869 K153 +5.98624 K154-1.32311 K155(第二盐度定义)
式中：K15是在15℃和0.1MPa条件下，某一水样的电导率与35.00‰标准海水电导率的比值。
新盐度定义仍存在着如下问题：①缺乏严格一致的35‰盐度基准，无法保证量值溯源；②受海水离子组成的影响，不能精确确定海水盐度的相对变化，对深层海水、近岸海水及其他离子组成有明显差异的海水难以得到可靠的结果；③与此电导盐度相对应的国际海洋学常用表，适用温度范围是10~31℃，因此在10℃以下就不能满足使用要求。
绝对盐度和实用盐度：绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号 SA表示；实用盐度：以温度为15℃，0.1MPa下的海水样品的电导率与相同温度和压力下，质量比为32.4356×10-3的氯化钾溶液电导率的比值K15来确定的。当K15值精确等于1时，则实用盐度正好等于35，以符号为S表示，并通过如下方程来确定。
S=?0+?1K150.5+?2K15+?3K151.5+?4K152+?5K152.5
式中?0=0.0080；?1=0.1692；?2=25.3851；?3=14.0941；?4=-7.0261；?5=2.7081；?0+?1+?2+?3+?4+?5=35.000，2?S?42；K15＝
C(S,15,0)/CKCl(32.4357,15,0)；实用盐度不再使用符号“ ‰ ”，因而实用盐度是旧盐度的1000倍。
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盐度最高的海域：北大西洋的平均盐度为37.9。红海的盐度为40~41，其中在2000米深阿特兰蒂斯(Ⅱ)海渊最深处盐水层，曾测得过盐度为325的高值，这已经接近饱和了。
盐度最低的海域：盐度最低的海域不是在大洋，而是在那些与大洋海水交换极缓慢的封闭性海域中，由于受降水和大陆径流的影响，盐度就大大降低了。据测定，黑海的盐度为15~23；波罗的海的盐度大多在2~15之间。
海洋表层盐度分布特征：1）基本具有纬线方向的带状分布特征2）大洋表层盐度的最大值出现在亚热带海域，赤道海域次之，而极地附近海域最低。3）大洋中部的盐度较高，而近岸和河口区的盐度较低。4）寒、暖流交汇处，等盐线密集。5）大洋表层盐度冬、夏季的分布，不像水温那样差异明显，只是在季风影响特别显著的海域才有较明显的差异水平分布图见下图
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盐度水平分布特征原因：海洋表层盐度与其水量收支有着直接的关系，经线方向分布与蒸发、降水之差有极为相似的变化规律。在赤道海域，降水量大于蒸发量，有水分净输入，因此盐度降低。在副热带海区，由于降水少，蒸发量大，海洋表层有净水分输入，因此盐度增大。从中纬向高纬海区，由于温度较低，降水量也大于蒸发量，盐度降低。
赤道附近盐度最低，在纬度200N和附近盐度最高原因：在这200N附近海域，高温和强风造成高蒸发率；赤道附近最低是因为大量降雨和风速减弱造成的；在高纬度则因降水量超过蒸发量，而使盐度下降。
赤道表层海域为什么不是含盐量最多的区域：一般来说，海水的盐度高是与蒸发量有密切的关系。但是，赤道海域尽管气温较高，有着蒸发量大的条件，然而这里暴雨频繁，降水量大大超过了蒸发量，所以赤道海域的盐度不仅不大，反而低于大洋水的平均盐度值以下。含盐量最高的海域是在南、北回归线附近。
世界各大洋的表层和深层海水盐度的影响因素：表层影响因素主要有：蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流；深层影响因素主要有：环流和湍流等物理过程的控制。
海水的比容：即单位质量海水的体积，是密度的倒数，海水的比容Vs随盐度、温度、压力的变化：在温度(T)0≤T≤20℃，压力(p)在1≤p≤1000巴，盐度(S)在30-40‰的范围内为： Vs= V1- (1-10-3S)C log{(B?+P)／(B?+1)}
式中：B?=(2670.8+6.89656S)+(19.39-0.0703178S)T-0.223T2；C=0.315 V1 海水热膨胀系数性质：海水的热膨胀系数比纯水大，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，就是海水的最大密度的温度。
海水蒸发特点：对于海水而言，由于“盐”的存在，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，因而使饱和蒸汽压降低，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，海面上饱和蒸汽压越小，越不利于海水的蒸发。因蒸发而损失的水量和热量就相对减
少了。蒸汽压(p)和海水盐度(S)之间存在下式: p= P0?(1-0.000537S), 对盐度35‰的海水，p=0.98 P0，蒸汽压减少约2%。但是，蒸汽压随盐度变化要比其随温度的变化还要少很多。随盐度增加，蒸汽压降低。
海水密度：海水密度有现场密度和条件密度之分。现场密度是指在现场温度、盐度和压力条件下所测得的海水密度；条件密度是指当大气压等于零时的密度。海水的密度?s,?,p是盐度(S)，温度(?)和压力(p)的函数，但用数值表示时，采用下式表示的?s,?,p：?s,?,p＝（?s,?,p -1）?1000 世界大洋表面海水密度的地理分布规律：从赤道向两极地区增大，最大密度往往出现在高纬地区；其垂直分布规律：从表层向深层逐渐增加；海水密度是决定洋流运动的重要因素之一。
海冰：形成条件：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。形成过程：淡水在0℃结冰，叫做冰点；海水的冰点低于淡水，并且随着盐度的增加而降低；当海水表面趋向于结冰温度时，密度增大，海面海水下沉，引起水的垂直对流，进行混合；表层水开始结冰，析出盐类而使邻近水层的盐度增大，从而使邻近的海水的冰点再次下降；因此，海洋只有混合均匀，从表层到海底各深度的水温接近冰点时，海面才会凝固结冰。所以，海冰不像湖水河水结冰那样容易。
海水冰点与盐度的关系：海水的冰点(T)与盐度(S)之间存在如下关系式：渗透压的计算：渗透压P(0
0)与冰点(t0)之间有下述关系：P(00)＝-12.08t0；渗透压随温度而变化，可用下式计算，
P(t0) =P(00) ?(273+t)/273； 渗透压P与温度t、氯度Cl之间存在下述关系：P=(1.240+0.00454t) Cl 。例题：计算出盐度为30，温度为20度的渗透压值？
方法一： T?P(0T00?)＝?0.0535-12.08 tS?0.00000290
P(t0) =P(00) ?(273+t)/273
方法二：由盐度先计算出氯度：S＝1.805Cl
P=(1.240+0.00454t)Cl
海面有效回辐射：海面辐射为长波辐射。海面有效回辐射指海面的长波辐射与大气回辐射(长波)之差。海面有效回辐射主要取决于海面水温，海上的水汽含量和云的特征。海面有效回辐射随温度的升高而减小，随湿度的增大也减少，有云时，也减小。这是因为当海面温度升高时，虽然海面的长波辐射增大，但与此同时，海面上的水汽量也增加，而且随温度的升高呈指数性增加，结果大气回辐射比海面长波辐射增大的快，从而使海面有效回辐射较小。当天空有云时的，大气回辐射增强，海面有效回辐射较小，这也是在冬季早晨阴天时比晴天时暖和的原因。 影响海面蒸发的因素：近海面空气层中水汽的铅直梯度；海面水温与近海面气层的温度差；风的促进作用。
大洋蒸发特点：蒸发速率不均匀，且具有明显的季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为那里的空气中相对湿度大而风速又小；高纬海区由于气温低，大气容纳的水汽量小，因而蒸发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，所以蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区出现极大值，原因是暖流北上到中纬海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛行偏北风，所以蒸发特别强烈。就季节变化而言，一般冬季大于夏季，这主要由于冬季水温高于气温，空气层结不稳定，且冬季风速较大所致。
海洋中水的收入：1.降水，是海洋水收入的最重要因子，赤道附近降水量大，在副热带海域明显减少，而南北半球的极锋附近又显著增多，然后向及反向迅速减少。2.陆地径流，包括地下水入海是海洋水量收入的另一重要因子，大西洋最大，印度洋次之。3.融冰
海洋中水的支出：1.蒸发，赤道附近小，南、北副热带海域出现两个极大值，向高纬迅速减小，至两级最小。2.结冰
世界大洋中温、盐、密度场的基本特征：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—北方向上的变化却十分明显。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。在铅直方向上的变化相对水平方向上要大得多。
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海洋科学导论名词解释总结（全）
