/ Q+ ]: Z9 t8 T; t3 Y
1、海洋学研究内容# z( n# Y2 f. f7 K
既有海水的运动规律、海洋中的物理、化学、生物、地质过程及其相互作用的基础理论，也包括海洋资源开发、利用以及有关海洋军事活动所迫切需要的应用研究。# P- a! r5 T8 [& |' O
% y, k* L8 ?& V8 F; |7 m
1、地球自转偏向力—科氏力的特点？
' L$ V, p# X F3 V; ?' f* G只改变物体运动方向不改变物体运动速度，北半球偏向力向右，南半球偏向力向左
8 m0 E) N* x, ?# Q$ ]3 b除赤道外的运动物体受到该力作用。) q" [$ o9 |8 e: W
2、地球的圈层结构？
& U9 Y$ c5 C1 s& t. Q地核、地幔、地壳、岩石圈、生物圈、水圈、大气圈【对流层，平流层，中间层，热层，散逸层】6 Q& W2 B; v, b) ?+ }
3、海洋固有的形态特性？) J. S+ Q: p( V$ f3 q" {# ?
广漠而有垠，连通又阻隔，深又浅
- B; T3 M9 y8 r8 h4、海和洋的划分及特征？
0 A' I5 y. q' G" |洋：远离陆地，受陆地影响小，面积大，水深（2-3km），有独立潮波系统，底质为软泥，红黏土。
3 t3 X0 R! w1 U v* x- q, w! v% V. z$ A海（54）：靠近陆地，受陆地影响大，面积小，水浅，无独立潮波系统，底质为陆屑。2 |# h# U$ o/ z) L) h5 g: p& y
5、构造学说的三个阶段？
4 |+ [& u' L$ S; B* v大陆漂移，海底扩张，板块（12）构造
" z# U7 q$ D, j7 Q6、现代海岸带包含几部分——潮上下间带？
& I% s- G$ U* F& }潮上带，潮间带，潮下带【海岸，海滩，水下岸坡】9 A. C1 t7 E$ d7 q4 A
7、海底地形包括哪些部分——架坡基？
3 W5 O" b5 a, _% M大陆边缘，大洋中脊，洋盆，稳定型大陆边缘【大陆架，大陆坡，大陆基】
8 T- m# g" q/ D% G
! e/ M, c& |: V' `6 c# K( i1、海水组成：热胀冷缩性质, t- }; x, n% x5 ]" x5 ~; c: h
水，无机盐，有机物，悬浮物
) g6 y- z' M8 _+ q$ t【纯水】4℃以上满足热胀冷缩性质，4℃以下不满足。低于4℃有利于水分子缔合$ M5 ?! F. m e7 |
2、海水盐度（35‰）定义：发展历程
& q& x7 f: J7 k) e/ |% ?（1）1000g水中所包含的溶质总质量
2 L" I6 ]8 H) [! d6 G) Y- F（2）测定海水的氯度（电导率）与标准海水的比值# o" X: o* C) c
（3）样品与KCI的电导率之比+ @7 q9 g. T! ^4 V; u- B
3、海水的热力性质：比热，位温，位密等
6 s8 Z5 D2 f* T6 L* x（1）海水比热>空气+ ~& T0 W0 j( ?7 c# N$ k
（2）位温：某一温度海水绝热上升到海面时的温度7 X5 }0 X" a2 l8 y5 ]
（3）位密：位温下的密度( [0 E N& ]! f0 R
4、海水状态方程& m5 G6 z- Q( H8 i9 U6 P( Q9 e; a
描述海水密度与温、盐、压等理化特征参量之间关系的数学表达式.
, R; y9 W3 ?, ^( p. q5 O5、海冰的分类
/ a& {) x' V; p新冰，尼罗冰，初期冰，一年冰，多年冰。5 }5 d7 |% d$ _3 V; U5 Z+ Z
6、海冰与气候变化的关系
3 P/ J0 R. i9 _( U* m在结冰的过程中，气温越低，结冰速度越快，冰层厚度发展越厚，被包围在其中的卤水越多，海冰的盐分越高；冻结前海水的盐度越高，海冰的盐度可能也高。在南极大陆附近海域测得的海冰盐度高达22～23。9 a) b* V& A [$ K2 _
冰的盐度随冰龄增大而减小。当海冰经过夏季时，冰面融化会使冰中卤汁流出，导致盐度降低，在极地的多年老冰中，盐度几乎为零。
( [9 n) l" D' X$ _4 _融化时：死水现象；结冰时：对流，析出盐晶；海冰：影响海洋与大气热力交换+ ]& ^# C) r8 ~( t( R: X7 c
9 w* @; F4 C( e# q1、海面热収支：Qw=Qs-Qb±Qe±Qh
2 y% F) O# \ K8 H+ R9 ^Qs：大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度有关【太阳辐射】/ P' a6 m& U7 K4 Z% k) m7 w. C
Qb：海面水温、空气中的湿度、云量和云状【海面有效回辐射】
# d# Z0 t8 K. I6 W Qe：水汽温差、大气中水汽垂直分布和风速【蒸发，凝结潜热】
! X4 {) i5 |8 X) U* d" [Qh：海面风速和海气温差【感热交换】
3 d- c! x2 p: h; n- u2、海面热收支余项Qt=Qs-Qb±Qe±Qh±Qz±Qa+ O: ^( }. L+ ?, M0 d# F' ?) o0 C
Qz：铅直方向上热量运输【通过海面上的风流浪引起的湍流混合】
/ N' c& T4 w t0 U F1 jQa：水平方向上热量运输【海流完成】
- m4 r* o6 N0 G" ]! W3、世界大洋水平衡+ L% S) \0 ?8 B0 s9 T
（1）世界大洋整体水量平衡方程q=E（蒸发）-P（陆地径流）-R（降水）对整个世界大洋、全年或多年平均而言，q=05 f( A1 r1 p* e
世界大洋平均而言，R=12cm/a, P=114cm/a, E=126cm/a# X7 |8 ~. t- a7 f! z
（2）各大洋不均匀
% ?( r- t8 \! y( c. L太平洋的降水和径流之和大于蒸发，水量有盈余，
3 r6 a# {- Q1 y2 h) Q' a# J0 y大西洋的降水和径流之和小于蒸发，水量有损失
/ @- u ]( S5 P+ _北冰洋的蒸发少、径流多，水量有盈余: B' J' l7 n; g/ L3 [1 x( o" ?
（3）蒸发在副热带海区存在两个极大值，赤道地区相对小，高纬度海区迅速减小8 T: w$ ^. G9 P8 V& j x/ O4 A
. u9 `+ r* ?1 s. r8 R1、温度
8 M: W, r% R5 F" P（1）水平分布：
5 _7 e. O+ v( W& N1 P J2 fa等温线成条带状! B" i2 O6 G1 U% [% n
b从赤道向两极逐渐减小' i8 ~8 R# l: F6 @- H: i) Y! H
c东、西边界等温线弯曲方向相反d寒暖流交汇处等温线密集/ ~! w: c @; u. I( I- j8 c
e深层水平分布：径向梯度减小、南北温差减小、水温趋向均布
8 e3 Q* i: K( P: e（2）垂直分布
& A7 D7 n5 j9 B0 q+ `a低纬：表层温高的均匀层(100m)，下面主温跃层b中纬：上为均匀混合层，其下季节性温跃层。c高纬：不存在永久性跃层；有时出现逆温现象；夏季冷中间层
+ ^7 h' U& U1 F# C9 I" [（3）日变化：很小: y& Z' I( V4 y8 U1 q- \' Y
（4）年变化3 x2 b j/ r: N* H0 L9 l2 A3 v
赤道和极地海域年变幅小于1oC，最大值出现副热带海域8~9oC，寒暖流交汇处可达14、15oC。北半球变幅大2、盐度5 T1 s5 W* v( T, d7 g
（1）表层水平分布特征：
1 o+ I& r$ N6 }( Y4 z2 E/ L: [a东西方向基本呈带状，南北方向双峰一谷马鞍状b寒暖流交汇区和径流冲淡海区等盐线密集c盐度的最高与最低值多出现在大洋边缘的海盆中d冬季盐度分布特征与夏季相似6 O9 @( V+ n: u0 @0 F0 Y( s) B4 f
（2）深层水平分布特征2 ]8 t* L( W$ \: c+ Q
a盐度南北差异随深度的增加而减小，深处几乎均匀
% ?3 w" R: N9 X" ]4 ^1 U: |8 g/ i（3）盐度铅直分布3 E( u. R2 e/ k+ r
a中低纬海区：存在明显的盐度跃层
4 i* g/ t' R, |5 P wb极地海区：冬季无明显盐度跃层，夏季出现盐跃层' A2 o Z# V3 t' } `* ]' {
（4）影响盐度的要素：% e& [* x6 }8 U" v) o0 l
蒸发降水/结冰融冰/河流的淡水输入/海流的介入
+ Y% e- H7 n5 D3、大洋表层以下的海水都是从不同海区表层辐聚下沉而来的
8 A5 p) \- T- |) @1 ]4、世界大洋盐度空间分布不均匀，平均值大西洋最高，34.90印度洋次之，34.76太平洋最低，34.62
/ d% y, y! Q7 w L+ W3 `: u5、密度
' `0 h( r& {1 V% ?凡能影响海洋温度、盐度变化的因子都会影响海水密度的变化
" b" p, T6 y, i' ]0 y5 E- s0 b Z大洋密度的日变化可以忽略，其年变化规律则非常复杂5 E4 V6 \3 C" }! d: Z
7 L2 P' ~7 m; |' U1、大气的垂直分层结构？【地球圈层】4 L1 k) w- X" w2 B- w
2、气象要素？& T4 R8 J. f& z8 g' \
气温【1.5m百叶窗】，气压，湿度，风
. B+ R! i. y* X- `# E3、自由大气的地转平衡？* t& x8 {; {" x E% O
（1）自由大气：摩擦力可以忽略（2）地转平衡：水平气压梯度力和地转偏向力平衡- L# Z0 `4 F! q" J, k4 Z) X4 e% \
4、主要气压带和风带？
1 a- R1 O: T1 x- \赤道低气压带；副热带高气压带；副极地低气压带；极地高压带
9 e) k3 | d7 p7 k4 G东南东北信风带，盛行西风带，极地东风带
/ J' J) k; n; P5、季风形成的主要影响因素是什么？
4 F) Y l7 h3 l海陆温度的季节性变化，地球上行星风系的季节性南北移动- d# \; ]8 H! k2 \* _- M+ \
6、全球三个主要季风区？8 U* T- t0 Z6 y
印度季风区，东亚季风区，西非季风区
& k' ^% M$ v# r% N7、何为锋，锋面和锋线？
0 S' L- a, {4 t( L（1）锋是冷暖气团之间的狭窄、倾斜过渡地带。0 t0 a1 `; o6 {7 B9 n1 [4 {
（2）锋面:当性质不同的两个气团，在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个交界面
% J- i' y- o4 }" Y: l（3）锋线:锋面与地面相交而成的线2 U9 ]7 l0 }1 ?7 X# U
8、温带气旋的发展阶段？( j! g' j" I q& }) T: g: O$ ?
波动阶段，发展阶段，锢囚阶段，消亡阶段7 t; a/ Z3 l$ s9 ?1 g& u
9、何为爆发性气旋？) B5 Y/ u4 W w) _
24H内加深率至少每小时1hPa，主要发生于大陆东岸【黑潮流域和湾流流域】中纬地区，冬半年
5 c% O$ O. l+ X( j6 p( g8 |10、何为寒潮？7 E; ?4 l7 {1 w. `3 X
寒潮天气过程是指与强大的冷高压相伴随的一种大规模的强冷空气活动过程
0 T) M. j6 l( z( y5 C: d! E3 d# r9 |( J/ L$ W( i7 ~5 V$ ~
1、海流的定义和分类【密度流，风海流，补偿流】
# t5 U0 y6 }* n6 n* X2、产生和影响海水运动的力
V- O3 B6 X' w重力，压强梯度力，风应力，引潮力-科氏力，摩擦力; e" e% t+ x* k: k9 L( A' p G
3、流体静力学方程的表示方法/ @& [2 g' T& |
重力=等于压强梯度力4 k8 w9 ?$ S2 n
4、正压场和斜压场；
' l+ U: B1 k( w$ h（1）正压场：静态海洋中，等压面与等势面平行
8 }- \* {8 l' K7 m（2）斜压场：海水密度不为常数，等压面与等势面倾斜
1 r% I ~# \& Y f5、地转流的力学平衡及特点；
8 Y) C' r; G% y（1）压强梯度力的水平分量与科氏力达到平衡的稳定流动
- y0 b5 h/ ^8 f2 k% Z（2）f平面近似于β平面近似
Y) U! I3 b! [* [, R（3）流速大小：与等压面和等势面夹角的正切成正比，与科氏参量成反比
8 D) _: r: e) K j5 t（4）流向：沿两面交线流动，北半球流向偏在压强梯度力的水平分力右方90°% b- g* T( |# U. }# k* B, }
（5）等压面倾斜的方向：北半球面向流去的方向，右面等压面高，左面等压面低
0 \4 ^( S) x. k* z6、风海流的力学平衡及特点; d0 k9 c7 t0 D5 B& I4 {
（1）摩擦力与科氏力流动达到平衡
) a+ C {) q. ~4 e" \# g$ y6 T7 s7、风海流体积输运的特征-无限深海风海流
( ]6 o: m7 Q/ X8 W1 J- t1 A2 M垂直风向输送，北半球风向右边，南半球风向左边$ [6 ]# u& u; _" x
8、副热带海区东西边界流的特征对比【特征对比略】; H; ?8 v& P* W
西边界流：北半球强，南半球弱【黑潮，东澳流，湾流，巴西流，莫桑比克流】
5 \5 N- o; f; `# C- a/ ?东边界流：利于海雾形成【加利福尼亚流，秘鲁流，加纳利流，本格拉流】% Y) R v$ N$ u; s( Y
9、世界大洋包括几种主要的水团,他们的来源主要在哪里& u, R: ]4 g" r) I. O# A6 d3 n
表层水：局地，高溶解氧
% k) k4 ]( n X' Z6 B' e! T深层水：大西洋格陵兰南端表层下，贫氧
+ S& s' f2 A0 b' N底层水：南极大陆边缘海，高密6 l2 M5 s: c- ?9 I' p7 {+ N. u
次表层水：副热带辐聚带，高盐
! j" V/ T4 Z' u2 t: |2 E中层水：西北辐聚带，南极辐聚带地中海，红海【高盐】( ^) d' o9 d/ l, D8 }' |4 f5 c
. D0 a6 d. i* P' m( ^
1、海浪要素包括哪些" y, C7 ?/ d" X, X( |1 N6 f0 m
波峰，周期，波长，波高，波陡（H/L）+ z9 S: |# a6 Z8 n4 W, u0 a0 L& |$ g
2、何为小振幅重力波，其波面方程和频散关系如何表示，水质点的运动轨迹如何？
; ~- f0 r3 Y- {9 Y; P; T) r（1）振幅相对于波长无限小，波陡等于零，重力为其唯一外力
, W. l: j5 [9 H9 K（2）波面方程：正弦曲线3 I0 k: L8 t! G7 z
（3）频散关系：波数和频率，K=2π/λ，Ω=2π/T，C=λ/T=Ω/k【相速度】
7 r9 y3 h7 n) ~% ^/ S（4）深水波相速度：√（gλ/2π），水质点运动：圆形；浅水波相速度：√gd，水质点运动，椭圆形* G4 p6 z9 C3 [3 ~
（5）深水波群速度：1/2C；浅水波：c
% l( J. h6 V2 e4 K3、何为驻波，其特点如何？
5 o" `9 o, v) a& V. M# F（1）振幅，周期，波长相等，传播方向相反的两列正弦波的叠加【波形不传播；波腹，有巨大升降；波节，无升降】（2）水质点运动速度：波面最大时流速为零，波面为零时流速最大，波节处只有水平运动分量，波腹处只有铅直分量（3）波群：周期，振幅，波长相近，传播方向相同的正弦波的叠加
/ h% T2 N6 J2 {" b% n% V4、何为海浪波高和有效波高？. z( P8 F7 `+ `3 l
有效波高：将得到的波高从小到大排列前1/3的大波的平均波高. U2 z. w' ` ^
海浪波高：通常所说的海浪波高是指有效波高/ T) O' k6 l& V# W$ f4 j
5、有限振幅波
0 @# K7 x7 t- C& S水质点的运动轨迹不闭合. v* ?" Q* L* y& V9 E4 v
6、何为风浪和涌浪，各自特点如何？
; f& M1 A" j5 V0 j! a* r6 S. i（1）处于风的作用之下海面波动的状态【有白浪，波面不规则，波峰斗，波谷光滑】( |2 L# @, j6 W; j) O! c0 P s
（2）风力减小平息后，或风向改变时海面遗留的波动【波面光滑，波峰长，传播距离长】
1 u7 A% \ V; M4 O% ^$ r2 V0 S7、最小风时，最小风区
, h7 n/ c; I" D* }! R7 K ^' V（1）风时，指状态相同的风持续作用在海面上的时间；波浪达到定态时所需要的时间) A/ T: {* @& I0 V
（2）风区，状态相同的风作用的海面范围；风浪成长至理论上最大尺度所经历的最短时间; W7 R* x8 t: ]4 ~# D2 o5 E
8、弥散，角散: f Z' S2 @2 K6 s
（1）不同波长、周期、振幅的分波在传播过程中，波长大的速度快，短的速度慢，原来叠加在一起的波分开
0 F( d: D( l5 [& ^# @+ k/ ~（2）各分波传播方向不同，向各个方向分散开
' o# f7 e1 B+ L3 \9、海浪的破碎类型包括哪些？, ?, O+ e, l+ b* l( U2 v
波峰角大于120°，溢波，卷波，崩波
7 o4 ^6 e( M8 q! ^% m) g: o( S10、何为海浪谱？5 H" L: q. |4 c7 k8 r5 [) ~
海浪波的能量相对于组成波的频率的分布
. q* V U; O" X1 K2 |11、何为内波，恢复力是，Brunt-Vaisala频率（dρ/dz）) a0 u% o2 o' O9 P- A! e
（1）发生在海水密度层结稳定的海洋中的一种波动，最大振幅出现在海面以下
) j; O2 _. s; I9 E（2）科氏力与弱化重力
/ B7 a4 M8 c9 ?（3）在密度层结稳定的海洋中海水微团受到某种力的干扰之后，在铅直方向上自由震荡的频率。+ G& c# d# O. ~+ o
12、内波传播方向，能量输送特点3 E( L. w& Y8 n, v% c& \; d) y K
海洋内波的恢复力：约化重力（重力与浮力之差）2 c" {( `( Y) | o# ?" R6 Z. W' f( m
（1）传播方向：沿着与水平方向成一角度传播，当内波频率较高时，角度变小，方向接近于水平方向，反之，方向较陡（2）能量以群速度输送，群速度量值不等于相速度，方向与相速度垂直，波形向斜上方传播时，能量向斜下方输送& x' r: P @% C. [/ n p
13、界面波的定义波速振幅特征？7 P L$ _1 e5 a! S* |
（1）定义：发生在两层密度不同的海水界面处的波动。
& O- G' A/ B2 Z- v ^$ m) Q（2）波速：具有相同波长的界面波与表面波波速比约小几十倍。# Z0 P. K9 a. ]6 T8 }2 U, O7 |
（3）振幅：相同能量激发界面内波比表面波振幅大几十倍。
+ K T. Y- F c14、内波能量源，激发源，载体$ h g5 b. R0 S& J9 y- F1 _' L
（1）潮汐（2）海底地形（3）稳定层化的海水& f- G% K1 Y3 H1 c, o& m
15、开尔文波和罗斯贝波的特点是什么？
3 d% g( a2 [' l. g# J) a7 R4 |（1）开尔文波【赤道开尔文波，边界开尔文波】4 t& a: X5 }% P' Q* W: J0 G, o( \' C
沿X轴方向，单一方向传播，北半球开尔文波边界在右侧，波峰处，右高左低
4 v" a$ F6 M9 [（2）罗斯贝波，恢复力，科氏力随纬度变化率，传播方向始终偏向西方9 N. k) |* m$ A5 k3 E
12、何为海啸，其特点如何？ b% ?7 g9 h% j
速度快，地震发生处海水深8 o; d1 c' Q9 B3 a& }" m; y/ R
$ u$ i, n, W/ w& s0 F$ U9 c% N! p) y
1，潮汐要素。) @. \, J& F8 S( y- e
（1）潮位：海面相对某一基准面的铅直高度（2）平潮与停潮【潮位不长不退】! u& v7 u+ }! j% p7 @2 {& p3 ^) d
（3）高潮时与低潮时【平潮，停潮的中间时刻】（4）涨潮时与落潮时【低（高）潮到高（低）潮所需时间】（5）潮差:相邻高低潮间铅直距离7 F* D1 r5 ]6 t/ f9 k) ^5 T
（6）高潮高与低潮高
. m: A' h0 B/ N) e3 k2，潮汐类型。
) c; i4 P) u; ?6 [5 \正规半日潮，不正规半日潮，正规日潮，不正规日潮
( B3 X8 ]$ M- W+ T& f; J3，引潮力的定义。- v; g% _1 O: X4 U
地球上单位质量物体受月球引力和地球绕公共质心运动产生的惯性离心力合力。4，平衡潮理论：
+ B- `; L. M3 E8 o! e4，平衡潮理论7 V' h8 E* q" V( p7 a
（1）理论假定和基本思想；8 L; @* r0 J) f' t0 o6 `, F
a地球为一个圆球，其表面完全被等深的海水覆盖。
- z; V- W" [/ @. nb海水没有粘滞性，也没有惯性。$ J4 Z6 I" z" N- |) X: j5 q
c海水不受地转偏向力和摩擦力的作用。
, M7 K. A, B$ E+ ~* e8 O（2）月赤纬和潮汐类型的关系；
0 ]2 N( M8 ]! Aa当月赤纬等于0，地球上全为正规半日潮 t% ?- E; y! I* @0 P2 t
b两极高纬度地区出现正规日潮；
6 ]' y+ t$ S# l* q: ^! I7 Kc其他纬度上出现日不等现象，越靠近赤道，半日潮成分越大，越靠近两极，日潮成分越大。
2 a4 y$ i- @( l3 ~, cd赤道上永远出现正规半日潮' x3 J2 K7 W7 D/ Q4 l
（3）潮汐日不等现象的含义；4 V( m- C) w% k8 O
a月赤纬不为零，除高纬，地球上各点潮汐都为半日潮与全日潮叠加，出现日不等现象。
0 f4 k" J0 L2 G( v; Z7 Lb月赤纬增大，日不等现象显著，最大时称为回归潮；
# M3 p" c5 f, K% ^c月赤纬为零时，日周期部分为零，半日周期部分最大，成为分点潮。5 B+ X4 @+ P" o
d潮汐日不等现象：高高潮、低高潮；高低潮、低低潮, i& U+ H V" z5 S
（4）平衡潮最大可能潮差；78cm4 u x, v. S( Q9 q$ k ~) @
（5）分潮和假想天体的含义以及主要分潮；
( q+ L# r, t+ U% pa把复杂周期的潮汐看作许多周期长短各异的潮汐叠加而成，而且假设与每一个这样周期的潮汐都对应一个天体：3 `5 }3 I9 ~' [. ~
b假想天体：实际天体运动轨道是椭圆，用多个圆逼近，每个圆对应有一个天体，即“假想天体”.许多“假想天体”共同作用逼近实际天体作用。
: Q% m+ N0 C8 l0 y# Tc每个假想天体所产生简单波动称之为分潮。因此海洋潮汐认为是许多简单波动的叠加。
6 U& K6 W' U+ j, U( j+ Dd分潮：每个假想天体对海水作用引起的潮汐.* B5 [- h" ^2 n
e4个半日分潮:M2, S2, N2, K2
( I1 S$ X I7 \( W c4个全日分潮:K1, O1, P1, Q1
j# r, V2 @" ?- Z: ~3个浅水分潮
$ J% J& ?! r) u0 |7 ?; m' l（6）理论的贡献和缺点；
9 o$ I0 n, e# H- e1 r贡献：! |& x7 r& V0 |4 G, S& }2 n; ]# o
（1）可以简单明了解释潮汐现象和潮汐基本特征
+ ]) }" t, k! U1 j! G1 \( F8 H（2）给出的潮差与实际大洋的潮差相近! V6 ^4 q1 f& ~# t6 c3 S% V* X
（3）进一步引申出的分潮概念，可进行潮汐预报，潮位预报误差在10cm左右（气象潮很小的情况下）
2 n, l1 a F9 O. {; o- a缺点：
# M0 D. P5 @: q0 H9 e（1）地球完全被海水包围，与实际不符；
5 V# w1 `( S' l9 u5 a$ V（2）未考虑海水的运动和惯性，无法解释潮流现象；9 I( h6 i- g( j1 c* {1 [- [2 ^% o
（3）浅海和近岸潮差与理论差异较大；
5 [, N8 t; f1 m, o5 y（4）无法解释半封闭海湾中的无潮点以及两岸潮差不等现象；1 U$ J* [6 M& J; ~
（5）实际上赤道和低纬度会有日潮出现；6 g; a: l' d" Y% ~9 T
（6）理论上朔望日必大潮，实际延后两天左右；
' a! \7 o/ ]; Z! y* |& [ 5、潮汐动力理论：
& Z& Z4 |% ?; i' y" `4 b& e0 F4 @（1）基本思想；从动力学观点研究海水在引潮力作用下产生潮汐运动
8 C5 Z0 \0 R7 g2 M. J（2）三种特殊海区中潮汐和潮流特征：长海峡、窄长半封闭海湾和宽半封闭海湾；9 n: k/ D6 j& Q) h7 H* p# y
a长海峡：
. C! g' Q' P3 R' ?, |波峰/波谷处潮流方向和科氏力的作用。在北半球的长海峡中，沿潮波传播方向看，右岸的潮差大于左岸，南半球则相反。b窄长半封闭海湾/ U0 C1 M1 t2 H7 a4 f9 h: @ Y( s
涨潮时，潮流向里，半潮面时，流速最大；高潮时，流速为零；落潮时，潮流向外，半潮面时，流速最大；低潮时，流速为零。波节处潮流最大，波腹处潮流为零。高低潮时，潮流为零，半潮面时，潮流最大。% j; S6 q& r" L/ D/ p
c宽半封闭海湾
/ o/ Q" h% }# |' o! Z- ^% B1 V3 f- N2 z由湾顶反射和科氏力作用各自形成驻波。5 @9 Q8 i# ~; w# j1 l! ]8 U& d
6、谐振潮和独立潮。
. d! v3 @" n$ ]$ @1 v（1）从大洋或外海向海湾传来的潮波，迫使海湾水体胁同一致地振动，这种振动叫胁振潮
7 h+ E; I% M3 K) E8 a/ n3 i2 K* |（2）大洋或海区由天体引潮力直接的振动叫独立潮。( a2 N/ Y4 ]" j" K' I G
（3）海湾的容积和大洋或外海相比为小量，胁振潮占主要地位。
. Y' h8 r% {( W( R3 r: h7、中国近海的主要潮汐类型。
# o, m, W: U) a) v8 w渤黄东海：主要是正规半日潮；
2 k8 G$ w6 ]1 u$ ?渤海中，只有秦皇岛和黄河口附近为正规全日潮
/ X: h4 Q% Q) U: |; {南海：主要是不正规全日潮。* W9 ]% j: ~: J. f
8、中国近海的潮差和潮流特征。, @' |9 j9 k2 K3 q; K
（1）渤海2-3m，黄海2-4m，东海4-5m，南海2m
8 S9 O7 V7 a; k, U4 ]（2）勃黄东：半日潮流，南海潮流较弱
6 w6 g8 D2 c1 `8 M9、风暴潮的定义。# a0 ^, y+ z# S3 m* b! Y' [
风暴潮是指由于强烈的大气扰动——如强风和气压骤变所招致的海面异常升高现象# a7 Y* v* K$ q/ P2 s; d
; t9 H- Y; V( ^( |9 [1、海水混合的三种形式？' |* ~8 z) k3 A) a
分子混合，涡动混合，对流混合0 a8 e' v# ~# m: \. _& s
2、流体运动的两种形式？1 ], L3 Z1 v( Y2 @6 s
层流，湍流1 t( f- Z& @' w# S7 u Y# W
3、湍流的基本特征？: h3 q! _2 h. y# M2 f" g& d
扩散性，随机性，耗散性
+ B# n" c% a! Z/ {1 W2 Q+ V$ [, Z$ W4、分子双扩散对流的两种形式？3 X9 t( s/ A7 \! Z
1）冷而淡的海水置于暖而咸的海水之上-亦即上层低温低盐水，下层高温高盐水。
1 ]+ ~4 \. c8 H/ c6 i$ A' Q0 M" B: M上层低温低盐水，下层高温高盐水，初始上下层海水是静力稳定状态。由于分子运动扩散，上层海水增温增盐，下层降温降盐由于分子热盐扩散差异，上层增温快，导致密度减小，引起上层水体从边界向内部对流混合；下层降温而使密度增大，同样从界面开始引起下层水体向内部对流混合。此种分子双扩散导致对流，从界面开始分别向各自内部混合。2）暖而咸的海水置于冷而淡的海水之上 -亦即高温高盐水置于低温低盐水之上4 H y3 x5 U- |( {
高温高盐水置于低温低盐水之上，与前面相似，上层海水降温降盐，下层增温增盐，上层降温快，导致密度增大，当密度大于下层水密度时，上层水将带着高盐进入下层低盐水体中，出现盐指现象。此种双扩散导致对流在界面处引起上下层水体混合。海洋中观测到“盐指”双扩散对流效应大大促进了海洋内部的混合。
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' M, n+ l, z" [( E4 p1，气候系统的两个主要外强迫：太阳辐射和重力。
. d3 Q5 e* q" V! N# T) \& |2，海洋的性质及在气候系统中的作用。$ r: N* ^8 S5 L* K5 ^
（1）大气运动的重要能源（2）有极大热容，运动稳定，变化缓慢（3）大气系统中CO2最大汇' ]# a3 |0 x4 K0 M7 _# h j7 U2 H
（1）热力系统平衡（2）水汽循环（3）大气运动的协调（4）温室效应的减缓
! `" q& Z3 T, s3，厄尔尼诺：赤道东太平洋的异常变暖。
1 P) G7 _( w, Q* ]! T' N; x, Z9 d2 z4 f* X4，拉尼娜：厄尔尼诺之后的赤道东太平洋的异常变冷。
9 L p, ^! t; l8 t! E5，南方涛动：赤道东、西太平洋海面气压的反相变化。 |
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