海洋科学导论课后习题答案

海洋科学导论复习题

第一章绪论

2.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，海洋中水一汽一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.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.中国海洋科学开展的前景如何？

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根底理论和应用研究，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效劳,

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，不仅缩短了与兴旺国家的差距，而且在某些方面已跻身于世界先进之列。

第二章地球系统与海底科学

3.说明全球海陆分布特点以及海洋的划分。

地表海陆分布：地球外表总面积约5.1XlO'km?,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；而陆地是相互别离的，故没有统一的

世界大陆。在地球外表，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。

地球外表是崎岖不平的，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

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，可将其分为主要局部和附属局部。

主要局部为洋，附属局部为海、海湾和海峡。

洋或称大洋，是海洋的主体局部，一般远离大陆，面积广阔，深度大；世界大洋通常被分

为四大局部，即太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

海是海洋的边缘局部，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。

4.什么是海岸带？说明其组成局部是如何界定的。

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、海滩和水下岸坡三局部。

海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，大局部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。

海滩是上下潮之间的地带，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局部，又称潮下带，其卜.限相当于1/2

波长的水深处，通常约10〜20m。

海岸发育过程受多种因素影响，交叉作用卜分复杂，故海岸形态也错综熨杂，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根本类型。

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。

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

Oangaea）,其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋一一泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、

分裂，具碎块一一即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆别离、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：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。

板块构造学说的根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住软流圈

之上作侧向运动。

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那么区别。

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拟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一

运动一消亡过程中所发生的各种构造活动和构造现象。

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、铺结核和富钻结壳、海底热液硫化物、天然气水合物等资源类型

第三章海水的物理特性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，这是造成海洋中诸多特异的原因之一。

一、热容和比热容

度梯度，以r表示。由于海洋中的现场压力与水深有关，所以r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.

（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p°）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Po

海水的位温显然比其现场温度低。假设其现场温度为3绝热上升到海面温度降低了△{,

那么该深度海水的位温二5

在分析大洋底层水的分布与运动时，由于各处水温差异甚小，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

便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，迫特里希（Dietrich,1980）给出的公

式为

L=（2502.9-2.720t）X103J/kg（3-9）

适用范围为。〜30℃。

在液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。伴随海水的蒸发，海洋不但失去水分，同

时将失去巨额热量，由水汽携带而输向大气内。这对海面的热平衡和海上大气状况的影响

很大。例如发生在热带海洋上的热带气旋，其生成、维持和不断增强的机制之一，是“暖

心”的生成和维持。“暖心”最重要的热源之一，那么是海水蒸发时，所携带巨额热量的

水汽进入大气后凝结而释放出来的。

海洋每年由于蒸发平均失去126cm厚的海水，从而使气温发生剧烈的变化，但由于海水的

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，因此，水

温变化比大气缓慢得多。

（二）饱和水汽压

对于纯水而言，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到达动态

平衡时，水面上水汽所具有的压力。蒸发现象的实质就是水分子由水面逃逸而出的过程。

对于海水而言，由于“盐度”存在，那么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（相对于外表水温的饱和水汽压与现场实际水汽压之差）成比例，所以海面

上饱和水汽压小，就不利于海水的蒸发。这样一来，海洋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,

这就是热传导。

单位时间内通过某一截面的热量，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，记为其量值的大小除与海水本身的热传导

性能密切相关之外，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，入为热传导系数，单位是瓦特每米每摄氏度，记为

仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，热传导系数L为IO1

11

量级。例如在101325Pa气压和10℃时，纯水的Xt=0.582W•m•°C',30℃时，

1

Xt=0.eOTW-m­r,,即随温度的升高而增大，水的热传导系数在液体中除水银之外是最

大的。由于水的比热容很大，所以尽管其热导性好，但水温的变化相当缓慢。海水的热导

系数3，比纯水的稍低，且随盐度的增大概有减小。3主要与海水的性质有关。

假设海水的热传导是由海水块体的随机运动所引起，那么称为涡动热传导或湍流热传导。

涡动热传导系数3主要和海水的运动状况有关。因此，在不同季节、不同海域中，3有

较大差异，其量级一般为〜10)所以涡动热传导在海洋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。例如，据计算，在温度0℃的海洋中。如果海面温度保持30℃,

单靠分子热传导，那么需要1000年的时间才能在300m的深度上使温度上升到36。当然

在3.4.3讲述“双扩散”对流时，分子热传导的作用是不可无视的。

类似热量的传导，海洋中的盐量(浓度)也能扩散传输。同样也有分子盐扩散和涡动盐扩散

两种方式，且不同盐度的海水，其盐扩散系数也不同。大体上分子盐扩散系数仅为分子热

传导系数的0.01左右。盐扩散率表达式的形式与式(3—10)的形式相对应。

另外，海水的动量传输的表达式，也与式(3—10)具有相似的形式。

六、沸点升高和冰点下降

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。在海洋中，人

们关心的是海水的冰点随温度的变化。Doherty等(1974)给出了如下关系式

t,2-0.000758Z

(3—11)

式中Z为海水的深度(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-号-7.53X10sp(3-12)

式中S为实用盐度，p的单位为帕(Pa)o

虽然海水最大密度温度却―)与冰点温度3都随盐度的增大而降低，但前者降得更快。当

S=24.695时,两者的对应温度皆为T.33C,当盐度再增大时，3加⑹就低于tf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，由于水分子的不规那么运动或者海水块

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。

（二）海水的渗透压：果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。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，直至到

达平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透压。

（三）海水的外表张力：液体的自由外表上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由

外表趋向最小，这就是外表张力。

（一）海水的粘滞性

当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规那么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。

摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。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，u为流速，口称为动力学粘滞系数（粘度，Viscosity）,

单位是帕秒，记为Pa-s；J/P称为运动学粘滞系数，单位是平方米每秒，记为布・$工

P随盐度的增大概有增大，随温度的升高却迅速减小。

单纯由分子运动引起的H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中以及研究很小尺度空间的动量转

换时，分子粘滞应力却起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系

数那么与海水的运动状态有关。

（二）海水的渗透压

如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过。那么，

淡水一侧的水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至到达平衡状态。此时

膜两边的压力差，称为渗透压。它随海水盐度的增高而增大。低盐时随温度的变化不大，

而高盐时随温度的升高增幅较大。

海水渗透压对海洋生物有很大影响，因为海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜，不同海洋

生物的细胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不同。这是海洋生物学家们所关注的问题。

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。

（三）海水的外表张力

在液体的自由外表上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由外表趋向最小，这就

是外表张力。海水的外表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

增多也会使海水外表张力减小。外表张力对水面毛细波的形成起着重要作用。

3.何谓海水的位温？有何实用价值?

位温：海洋中某深度（压力为p）的海水微团，绝热.上升到海面（压力为大气压加时所具

有的温度称为该深度海水的位温，记为

在分析大洋底层水的分布与运动时，由于各处水温差异甚小，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。

5.海水结冰与淡水结冰的过程有何不同？为什么？

海冰形成的必要条件是，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。

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24.695时，结冰情况与淡水相同；

当盐度高于24.695时（海水盐度通常如此），海水冰点高于最大密度温度，因此，即使海面

降至冰点，但由于增密所引起的对流混合仍不停止，因此只有当对流混合层的温度同时到

达冰点时，海水才会开始结冰。所以海水结冰可以从海面至对流可达深度内同时开始。也

正因为如此，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同的原因：主要是纯水的冻结，会将盐分大部排出冰外，而增大

了冰下海水的盐度，加强了冰下海水的对流和进一步降低了冰点，又兼冰层阻碍了其下海

水热量的散失，因而大大地减缓了冰下海水继续冻结的速度。

9.简述世界大洋中温度、盐度和密度的空间分布根本特征。

从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的根本特征是：在表层大致沿纬向呈带状分布，

即东一西方向上量值的差异相对很小；而在经向，即南一北方向上的变化却十分显著。在

铅直方向上，根本呈层化状态，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。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儿千倍。

13.何为海洋水团？它和水型、水系有什么关系？

水团的定义是：“源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一

致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。”

水型（watertype）：通常它是指温盐度均匀，在温一盐图解上仅用一个单点表示的水体。由

于性质完全相同的水样，其观测值皆对应于温一盐图解中的一个点，故水型实质上是“性

质完全相同的水体元的集合”。由此引伸，即可给出水团的集合论定义：“水团是性质相

近的水型的集合”。

水系（watersystem）：在海洋学中水系可定义为“符合一个给定条件的水团的集合”。换言

之，水系的划分只考虑一种性质相近即可。在浅海水团分析中，经常提到的沿岸水系和外

海水系，就是只考虑盐度而划分的。前者指沿岸低盐水团的集合，后者是指外海（受大陆径

流影响较小的）高盐水团的集合。

第四章海水的化学组成和特性

1.海水的组成为什么有恒定性？（好似没什么答案）

海水中各种元素都以一定的物理化学形态存在。

在海水中铜的存在形式较为复杂，大局部是以有机络合物形式存在的。在自由离子中仅有

一小局部以二价正离子形式存在，大局部都是以负离子络合物出现。海水中有含量极为丰

富的钠，但其化学行为非常简单，它几乎全部以N1离子形式存在。

海水中的溶解有机物十分复杂，主要是一种叫做“海洋腐殖质”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类似。海洋腐殖质的分子结构还没有完全确定，但是它

与金属能形成强络合物。

海水中的成分可以划分为五类：1.主要成分（大量、常量元素）：指海水中浓度大于1X1（F

7g/kg的成分。属于此类的有阳离子Na',K+,Ca2\Mg?'和S—.五种，阴离子有

cr,sobBf,Hcoj（coQ,F.五种,还有以分子形式存在的H3BO3,其总和占海水

盐分的99.9%。所以称为主要成分。

由于这些成分在海水中的含量较大，各成分的浓度比例近似恒定，生物活动和总盐度变化

对其影响都不大，所以称为保守元素。海水中的Si含量有时也大于lmg/kg,但是由于其

浓度受生物活动影响较大，性质不稳定，属于非保守元素，因此讨论主要成分时不包括Si。

2.溶于海水的气体成分，如氧、氮及惰性气体等。

3.营养元素（营养盐、生源要素）：主要是与海洋植物生长有关的要素，通常是指N,P及

Si等。这些要素在海水中的含量经常受到植物活动的影响，其含量很低时，会限制植物的

正常生长，所以这些要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（平均100m）以上平均为几十年，而在深层那么为1000年左右。

如果元素逗留时间大于更新的时间，那么在整个海洋中的分布应当是均匀的；如果小于更

新的时间，其分布应当是不均匀的。但是有些元素如P、N、Si虽然逗留时间较长，由于生

物参与了这些元素的循环，在海洋中也造成了不均匀的分布。

3.海水的pH值一般是多少？海水的缓冲能力主要由哪种作用控制？

海水的pH值:约为8.1,其值变化很小，因此有利于海洋生物的生长；

海水具有一定的缓冲能力，这种缓冲能力主要是受二氧化碳系统控制的。

第五章海洋环流

1.简述海流的定义、形成原因及表示方法。

海流是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。

海流形成的原因归纳起来两种：

第一种原因是海面上的风力驱动，形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，

这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相

对于几千米深的大洋而言是一薄层。

第二种原因是海水的温盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而

密度的分布又决定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与

等势面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形

成。另外海面上的增密效应又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。

描述海水运动的方法有两种：一是拉格朗日方法，一是欧拉方法。

前者是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比拟困难，但近代用漂流瓶以

及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。

通常多用欧拉方法来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依测量

结果，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。如果流

场不随时间而变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。

2.引起海水运动的力有哪些？

作用在海水上的力有多种，归结起来可分为两大类：

一是引起海水运动的力，诸如重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；

另一类是由于海水运动后所派生出来的力，如地转偏向力(CoriolisForce,亦称为科氏力)、

摩擦力等。

8.海水运动方程的根本形式是什么？

运动方程：所谓海水运动方程，实际上就是牛顿第二运动定律在海洋中的具体应用。单位

质量海水的运动方程可以写成

在直角坐标系统中，它的三个分量方程为

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

单位质量海水所受到作用力的合力。显然，只要给出这些力，应用式(5—2)便可了解海水

的运动状况。

11.何谓地转流？

在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起

作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得

平衡时，海水的流动便到达稳定状态。

假设不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，那么这种水平压强梯度力与科

氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。

27.何谓大洋中尺度涡？

大洋中尺度涡（mesoscaleeddies）：自70年代以来，海洋科学工作者相继在各大洋中发现

了一种水平尺度约为100〜500km,时间尺度约为20〜200d的流涡，它们广泛地寄居于总

的大洋环流之中，且以（1〜5）X102m/s的速度移动着，这些流泯称为“中尺度泯”。

第六章海洋中的波动现象

1.海洋中的波动现象是怎样形成的？

海洋中的波浪：海洋中的波浪有很多种类，引起的原因也各不相同。例如海面上的风应力,

海底及海岸附近的火山、地震，大气压力的变化，日、月引潮力等。被激发的各种波动的

周期可从零点几秒到数十小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几皂米到几千千

米。

波浪分类可从不同角度给出不同的称谓。例如，按相对水深（水深与波长之比，即h/1）可

将波浪分为深水波（短波）和浅水波（长波）；按波形的传播与否又有前进波与驻波之分；按

波动发生的位置又有外表波、内波和边缘波之分；按成因分又有风浪、涌浪、地震波之分

2.小振幅重力波剖面方程中各符号的含义是什么？

小振幅重力波，亦称正弦波，是一种简单波动。简单波动的特性可近似地说明实际海洋波

动的许多现象。小振幅重力波系指波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力的简单

海面波动。

取右手直角坐标系，z轴向上为正，将x—y平面放在海面上，设波动是二维的，只在x方

向上传播，那么波剖面方程可用以卜止弦曲线表不，RJ：

<=asin（kx-ot）（6-1）

式中a为波动的振幅，C为波面相对平均水面的铅直位移。显然它是地点x与时间t的

函数，式中

分别称为波数和频率。当水深为h时，可证明它们的关系为：

°2=kgtanh（kh）=kgtanh（2冗h/人）"（6-2）称为频散关系。式中g为重力加速度。

AO

c=­c=—

由式（6T）可见，当（kx-。t）=Ji/2B寸，C=a,即为波峰。相速为T亦即k

8.风浪和涌浪是怎样形成的？各有什么特征？

风浪是指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态；

消浪那么指海面上由其他海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面

上遗留下来的波动。

风浪的特征：风浪往往波峰尖削，在海面上的分布很不规律，波峰线短，周期小，当风大

时常常出现破碎现象，形成浪花。

消浪的特征：涌浪的波面比拟平坦，光滑，波峰线长，周期、波长都比拟大，在海上的传

播比拟规那么。

观测说明，在海洋中风浪和涌浪会单独存在，但往往同时存在，它们的传播方向也往往不

同。有经验的观测者很容易把它们区分开来。

第七章潮汐

1.什么叫潮汐现象？

潮汐现象是指海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生的周期性运动，习惯上

把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。

3.什么叫平太阳日和平太阴日？

平太阳日和平太阳时：天文学上假定一个平太阳在天赤道上（而不是在黄道上）作等速运行,

其速度等于运行在黄道上真太阳的平均速度，这个假想的太阳连续两次上中天的时间间隔,

叫做一平太阳日，并且把1/24平太阳日取为1平太阳时。通常所谓的“日”和“时”，就

是平太阳日和平太阳时的简称。

平太阴日和平太阴时：假想的、等速在天赤道运行的平太阴连续两次上中天的时间间隔，

叫做一平太阴日，而1/24平太阴日取为1平太阴时。

因为月球的公转速度大于太阳在天球上的视运动速度，当地球自转一周，平太阴已运行了

一个大约12.19。的角度，所以当地球上某一点由第一次正对月球中心到第二次正对时约

需要旋转372.19°,这样以来，平太阴日便比平太阳日长，可以算出：

1平太阴日二24.8412平太阳时&24h50inin

4.什么叫做引潮力？引潮力的分布有什么特征？（第二问答案看课本）

引潮力；地球绕地月公共质心运动所产生的惯性离心力与月球引力的合力称为引潮力。

地球上各点的引潮力矢量所示，可见地球外表各点所受的引潮力的大小、方向都不同，

5.试述潮汐静力理论的根本思想。

由于考虑引潮力后的等势面为一椭球面，根据这一分布特点，可以导出一个研究海水在引

潮力作用下产生潮汐过程的理论，即潮汐静力理论(或称平衡潮理论)。

潮汐静力理论根本思想：这一理论假定：

⑴地球为一个圆球，其外表完全被等深的海水所覆盖，不考虑陆地的存在；

⑵海水没有粘滞性，也没有惯性，海面能随时与等势面重叠；

⑶海水不受地转偏向力和摩擦力的作用。

在这些假定下，海面在月球引潮力的作用下离开原来的平衡位置作相应的上升或卜.降，直

到在重力和引潮力的共同作用下，到达新的平衡位置为止。因此海面便产生形变，也就是

说，考虑引潮力后的海面变成了椭球形，称之为潮汐椭球，并且它的长轴恒指向月球。由

于地球的自转，地球的外表相对于椭球形的海面运动，这就造成了地球外表上的固定点发

生周期性的涨落而形成潮汐，这就是平衡潮理论的根本思想。

第八章大气与海洋

8.什么是台风？它的根本结构如何？

一、一般说明

台风是发生在热带海洋上的一种具有暖心结构的气旋性涡旋，是到达一定强度的热带

气旋。台风伴有狂风暴雨，是一种灾害性天气系统。世界各地对台风的称谓不同，在东太

平洋和大西洋称飓风，在印度洋称热带风暴，在南半球称热带气旋。台风的生命期一般为

3〜8天,台风直径一般为600〜1000km,最大的可达2000km,最小的只有l()()km。在北

半球，台风集中发生在7〜10月，尤以8、9月最多。据统计，每年5〜11月台风可能影响

或登陆中国。

全球每年平均大约有80个热带气旋发生，其中半数以上可以开展成台风，台风集中发

生在西北太平洋、孟加拉湾、东北太平洋、西北大西洋、阿拉伯海、南印度洋、西南太平

洋和澳大利亚西北海域等8个地区。西太平洋是全球热带气旋发生最多的地区，约占全球

息数的三分之一。热带气旋的多发地带集中在5。〜10。纬度带内，而南北半球纬度5。以内

几乎没有热带气旋发生。

二、台风的结构

台风是一种天气尺度、暖中心的强气旋性涡旋，在北半球呈逆时针旋转，在南半球呈

顺时针旋转。开展成熟的台风其要素值多呈圆形对称分布，台风涡旋半径一般为5()()〜

1000km,铅直范围一般到对流层顶。台风中心气压值(即风暴强度)一般在960hPa以下，在

地面天气图上等压线表现为一个圆形(或椭圆形)对称的、气压梯度极大的闭合低气压系统,

水平气压梯度能达5〜lOhPMOkm,台风过境时，测站气压自记仙线出现明显的漏斗状气

压深谷，开展成熟的台风往往有台风眼，即在深厚云区的中间有一个直径为几十千米近似

圆形的晴空少云区，眼区为微风或静风，气压最低，平均直径为30〜40km。台风眼区外围

的圆环状云区称为台风云墙或眼壁，云墙区主要是由一些高大对流云组成，其高度通常在

15km以上，宽度为20〜30km,在云墙区域有强烈的上升运动，其值可达5〜13m/s,云墙

附近是风雨最剧烈的地区，摧毁性的大风暴雨常常发生在这里。台风云墙到台风外缘是台

风的螺旋云雨带，它也是台风的重要特征之一，是由一条或儿条螺旋云带旋向台风中心眼

壁的，云带区对流活动旺盛，有显著的上升运动。

台风表现为强烈的气旋性环流，低层有强烈的流入，高层有强烈的流出，并有极强烈

的上升运动。地面是气旋式辐合流场，气流从四周以螺旋曲线的形式流向台风中心区。台

风天气表现为大风、暴雨、狂浪和风暴潮。

T.T.Fusita等人根据卫星、雷达、飞机和常规资料给出了成熟台风的三维结构模式，图

8-13a(图略)是台风顶部流场特征，空气从台风中心向四周流出，从眼壁至200km处呈气

旋性辐散流出，之外那么呈反气旋性流出。a图的右半部表示没有外雨带时的流场情况，

其左半部为有外部对流云带的情况，b图是与a图对应的台风铅直剖面图，为了清楚地表

达铅直方向上各物理量的分布，这里把铅直尺度放大了。在台风低层由于边界层的摩擦作

用，外围空气气旋式旋转着流向中心区，到达眼壁附近，内流急剧减小，相应地辐合最强,

形成高耸的云墙。台风顶部空气辐散外流，在台风外部开始下沉，形成台风的铅直环流圈。

有外雨带时，内外雨带之间也存在着一支下沉气流。台风中心也有速度不大的下沉气流。

9.什么是ENSO?它对气候变化有什么影响？

ENSO是厄尔尼诺现象和南方涛动的合称。

众多研究说明，ENSO对大气环流以及全球许多地方的天气气候异常有着重要的影响。

FNSO期间，赤道东太平洋持续升温，对热带大气环流的影响最为直接°而热带大气环流

的异常变化，也必牵动全球大气环流，因而会在全球范围内引起一系列的天气气候异常。

在正常情况下，赤道大气中存在一个东西向的沃克(Walker)环流，这是叠加在纬向平均

哈得莱环流上的重要东西向环流，在印度尼西亚群岛附近海面暖水上空，有一个强而宽的

上升运动区，而在赤道东太平