复习提纲1、陆半球陆地约占47%，海洋占51%；水半球海洋占89%，陆地占11%。

2、海洋的平均深度为3795米，陆地的平均高度为875米，地球的平均球面深度为2646米。

3、南大洋是三大洋在南极洲附近连成一片的水域，是从南极大陆到南纬40°为止的海域，或从南极大陆起到亚热带辐合线明显时的连续海域。

4、按照海所处的位置可将其分为陆间海、内海和边缘海。

如地中海和加勒比海属于陆间海，渤海和波罗的海属于内海，东海和日本海属于边缘海。

5、现代海岸带一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分，也称之为潮上带、潮间带和潮下带。

6、大陆边缘分为稳定型大陆边缘和活动型大陆边缘。

稳定型大陆边缘也称之为大西洋型大陆边缘，由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。

活动型大陆边缘也称之为太平洋型大陆边缘，分为岛弧亚型和安第斯亚型两类，结构上都有深邃的海沟与大洋底分界。

7、中国的渤海和黄海海底地形为大陆架，东海海底有2/3大陆架和1/3的大陆坡，南海海底有大陆架、大陆坡和深海盆地。

8、大洋中脊是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。

大西洋大洋中脊位居中央，与两岸平行，边坡较陡；印度洋大洋中脊大致位于中央呈“入”字型展布；太平洋大洋中脊偏居东侧且边坡平缓。

9、海底的矿物资源主要有滨海砂矿、海底石油和天然气、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10、海水的盐度定义经历了三个阶段：1902年基于化学方法的首次定义、1969年的电导盐度定义、1978年的实用盐度定义。

实用盐标PSS78采用了浓度为32.4356‰的氯化钾溶液作为电导标准。

11、海水的比热容约为3.89×103J.kg-1.℃-1在所有固体和液态物质中是名列前茅的。

海水的热膨胀系数较小，当其为负值时说明当温度升高时海水收缩；海水压缩系数小，所以在动力海洋学中为了简化求解常把海水看作不可压缩的流体；海水在绝热下沉时温度升高，绝热上升时温度降低；位温就是指海洋中某一深度的海水微团，当绝热上升到海面时所具有的温度。

12、海水的冰点是盐度的函数，随着盐度的增大冰点下降。

13、海水的密度是温度、盐度和压力的函数，其单位为千克每立方米，一般海水密度在1020-1030千克每立方米，目前使用密度超量表示海水密度，使它与历史上使用的条件密度在数值上一致，保持了资料使用的连续性。

14、海冰的形成通常比纯水冰困难，其盐度一般为3-7，盐度的高低取决于冻结前海水的盐度、冻结的速度和冰龄等，结冰时气温越低，结冰速度越快，海冰的盐度要大。

海冰由冰晶、卤汁和气泡组成，因此其抗压性要比纯水冰差。

15、影响海面热收支的主要因子有太阳辐射、海面有效回辐射、蒸发或凝结潜热以及海气之间的感热交换。

海面有效回辐射是热量主要支出部分，其大小与海面水温、海上的水汽含量和云的特征有关；其次是蒸发，有利于蒸发的条件是水汽的铅直梯度大、海面水温高于气温以及海面风大等。

16、影响水平衡的因子有蒸发、降大陆径流、结冰与融冰等。

大洋的表面盐度分布于蒸发量与降水量之差的分布十分相似，在副热带海域由于蒸发量与降水量之差最大，所以盐度最高，表层盐度从赤道向两极呈马鞍形的双峰分布。

盐度的铅直分布比较复杂，与表层以下海水的来源有关。

17、整个世界大洋的水温，太平洋平均3.7℃，大西洋4.0℃，印度洋3.8℃；大洋表层水温在-2℃~30℃，太平洋平均为19.1℃，大西洋为16.9℃，印度洋为17.0℃。

大洋表层水温随纬度增加而降低，水温最高在7°N，最低在极圈附近。

在铅直方向上水温一般随深度增加而降低，在上层暖水和下层冷水之间存在温跃层，即在不太厚的水层水温随深度增加迅速降低。

18、大洋密度随纬度增加而增大，随深度增加而增大，在温跃层处对应会出现密度跃层。

19、水团是指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。

20、海水中溶解氧的含量与海水温度和盐度的大小成反比，与生物的光合作用、呼吸作用有关，与海水的混合、大洋环流等有关。

其在垂直分布上表层含量最高，中层较低，深层又逐渐增加。

21、海水呈弱碱性，PH值平均8.1，主要受温度、盐度和压力以及生物因素的影响。

水平分布一般近岸低，外海高；垂直分布上，表层高，深层低；季节分布上一般夏季高，冬季低。

22、海水的营养盐主要是硝酸盐、磷酸盐和硅酸盐，其在铅直分布上随深度增加而增大，在800-1000米达到最大值，硅酸盐的含量一般会随深度一直增大。

23、海流形成的原因主要有两种，一种是海面上的风力驱动，一种是海水的温盐变化即海水密度的变化。

海流的流向是指去向，流速单位通常是米每秒和海里每小时。

24、埃克曼无限深海的表层风海流流向在北半球偏于风向右侧45°，南半球偏于风向左侧45°，随深度增加北半球流向右偏（南半球左偏），流速减小，到摩擦深度流向与表层流向相反，流速只有表层流速的4.3%。

浅海风海流的流向与风向的偏角小于45°，在近岸甚至与风向几乎一致。

25、无限深海漂流的海水体积运输在北半球与风矢量垂直且指向右方，在南半球相反。

26、地转流是当海水的水平压强梯度力与地转偏向力平衡时海水的稳定流动；风海流是当湍流切应力与地转偏向力平衡时海水的稳定流动。

27、在大洋上的海流主要是风海流，海面上的大气环流是其形成的主要原因，在近海主要是潮流，其成因是引潮力的作用。

28、地转流可分为密度流和倾斜流，前者是内压场引起的，后者是外压场引起的。

背流而立，在北半球，右侧等压面高，左侧等压面低，南半球相反。

29、海流可根据温度分为暖流和冷流。

暖流是指水温高于它所经海域水温的海流，即流经冷海区的海流，一般指从低纬海区流向高纬海区的海流；冷流则相反。

30、北半球的主要表层海流系统为低纬度为顺时针环流，高纬度为逆时针环流；南半球的低纬度为逆时针环流，高纬度为西风漂流。

31、东北信风和东南信风引起的海流即北赤道流和南赤道流都是自东向西流动，和赤道逆流（自西向东流动）一样都是中性流，而且是最强大的中性流；盛行西风带产生的海流大致是自西向东流动。

32、北太平洋中低纬度的西边界流为黑潮，是太平洋最强大的暖流，从菲律宾以东洋面流经日本东南部转向东流动，其东边界为加利福尼亚海流，是一冷流性质的海流；中高纬度的西边界流为亲潮，是太平洋上最强的冷流，其东边界为阿拉斯加海流，是一暖流性质的海流。

33、世界上最强大的暖流是墨西哥湾流，其次是黑潮，最强大的寒流是拉布拉多海流，其次是亲潮。

34、风海流的体积运输的副效应是产生了上升流，上升流伴随着低温水和营养盐，往往能成为较好的渔场，如世界上著名的秘鲁渔场。

35、北印度洋受南亚季风的影响，夏季为东流，冬季为西流。

36、海浪主要是指风浪、涌浪和近岸浪。

风浪是在风的作用之下海面波动状态，即无风不起浪就是指风浪，其成长主要由风速、风时和风区决定；涌浪是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，即无风三尺浪就是指涌浪，所以它是台风或风暴来临前的征兆。

波浪传播至浅水及近岸时为近岸浪，其波长变小，波速变慢，波向发生折射趋向与等深线垂直（使得海湾处波向线辐散，海岬处波向线辐聚），波高增大，波浪破碎（波陡大于1/7时）等37、小振幅重力波深水波的水质点运动轨迹为圆，其直径等于波高，浅水波的水质点的运动轨迹为椭圆；深水波的传播速度与波长和周期有关，浅水波的传播速度只与水深有关。

38、内波是发生在两层密度不同的海水界面处的波动，其传播速度比表面波慢得多，振幅约为表面波的30倍（相同能量激发的情况下），上下两层海水水平运动方向相反。

39、波浪的浪高即波高是指相邻的波峰和波谷之间的垂直距离，振幅是波高的一半，波长是指相邻的波峰和波谷之间的水平距离，波高与波长之比即为波陡。

40、潮汐现象时指海水在天体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，水平方向的流动称为潮流。

41、月球引潮力是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。

月球的铅直引潮力是太阳铅直引潮力的2.17倍。

42、平衡潮理论在考虑了引潮力后的海面变成了椭球形即称之为潮汐椭球，其长轴恒指向月球。

由于地球自转，地球的表面相对于椭球形的海面运动造成了地球表面上的固定点发生周期性的涨落而形成潮汐。

43、朔望之时，月球和太阳的引潮力所引起的潮汐椭球其长轴方向比较靠近，形成朔望大潮；上、下弦之时，月球和太阳所引起的潮汐椭球其长轴相互正交，两潮相互抵消，形成方照小潮。

44、平衡潮的潮高公式计算出来的最大可能潮差为78厘米，这一数值与实际大洋的潮差相近。

45、用八分算潮法计算海区或港口的潮时：高潮时=0.8×[农历日期-1（或-16）]+高潮间隙低潮时=0.8×[农历日期-1（或-16）]+低潮间隙二个高潮之间或二个低潮之间的潮时差为1224，若为正规半日潮，则高低潮之间潮时差为0612。

农历日期和高潮间隙或低潮间隙是已知的。

农历是上半月公式中为-1，若为下半月-16。

46、动力潮理论认为对于海水运动来说，只有水平引潮力才是重要的，铅直引潮力不重要。

用动力潮理论解释了潮波在特殊海区中的传播情况（略）。