物理海洋
1、1km=0.543海里(n mile)；1海里=1.852km
1纬度=111km；梦幻西游化生寺加点1经度=111cos φ km(φ:纬度) (曾留作业)
大陆架的重要性：这些浅海能够耗散潮汐能，往往是生物高生产力区域，通常是相关国家的专属经济区。
2、行星边界层
大气边界层：海表以上100m层内的大气受海表湍流托力和热通量的影响。厚度几十米<Zi<1000米。微风吹过较冷海表时厚度只有几十米；大风吹过较热海表时，由于大气层结构变得不稳定，厚度达qq消息密码忘记了怎么办1000m左右。边界层的结构影响海—气之间的动量、热量和水量交换。边界层的底部是海气的分界层，厚度约0.1Zi，其中的热量和动量通常为常量，也称常通量层。常通量层内，处于中性稳定状态时，风速与高度的对数成正比。因此，测量风速的高度很重要。通常，我们所指的风速是10 m高度的风速，用U10表示[ū10≈7.4m/s]
刑事拘留期限3、海洋热量收支
(1)太阳入射能QSW
海洋吸收到达地面的太阳辐射能量，>0。
海面辐射中红外光的电磁辐射能量，<0。
(3)感热QS
由于传导引起的通过海表的热能量，通常较小，可正可负。
(4)潜热QL
海水蒸发时所带走的热通量，<0。
(5)对流热量QV
对流热量是海水所带走的热，可正可负。
热量守恒需要满足：QT=QSW+QLW+QS+QL+ QV
CP是定压比热：CP(海水)≈4.0×103J·kg-1·℃-1(1kg海水温升1.0℃所需热量为4000J)
焦耳&卡路里 1cal=10-3kcal(大卡、千卡)=4.18J(曾留作业)
海洋在地球热量收支中的重要性
CP(岩石)=800 J·kg-1·℃-1
CP(岩石)/CP(海水)≈0.2，即陆地热容量只有海水的20%左右。
每平方米陆地一个季度与大气进行热交换的质量为1 m3。由于岩石的密度为3000kg/ m3,因此参与热交换的土地和岩石只有3000 kg。
△E海洋=CP(海水)m海水△T (设△T=10℃)
=4000 J·kg-1·℃-1×105kg×10℃
=4000×109J
△E陆地= CP(岩石)m岩石△T (设△T=20℃)
=800 J·kg-1·℃-1×3000kg×20℃
4、海洋热量输运计算方法有三种：(填空题，以下为区分三者的关键词，定义详见P23)
海表通量法：经验公式、根据积分、散度
直接方法：海流计和温度计、纬向截面、热力学公式
剩余方法：大气、大气层顶部、余量
5、什么是太阳常数
用来描述地球大气层上方的太阳辐射强度；是进入地球大气的太阳辐射在单位面积内的总量，要在地球大气层之外，垂直于入射光的平面上测量。
平均太阳常数是多少
平均太阳常数值为1366.1W/m2，标准差为425ppm，0.37%的波动范围(1363~1368 W/m2)
6、盐度的电导率定义
S= -0.08996 +28.29729R15 +12.80832R152 -10.67869 R153 +5.98624 R154 -1.32311 R155 R15=C(S,15,0)/C(35,15,0)
定义：以待测海水相对于标准海水的电导率形式表示的氯度
7、1978实用盐标的表达式
S= 0.0080 -0.1692K151/2 +25.3851 K15 +14.0941 K153/2 -7.0261 K152 +2.7081 K155/2
K15=C(S,15,0)/C(KCl,15,0) 2≤S≤42
位温：是某一深度的海水微团绝热上升到海面时所具有的温度。
位密度：是指把某一深度的海水微团绝热提升到海表面时所具有的密度。
8、温跃层
温度迅速随深度下降的水层叫做温跃层。
温跃层的三种典型特征：
在低纬地区：梯度大，变化快，强度高，层薄、上边界浅(100~150m)，没有明显的季节性。
在中纬地区：梯度小，变化慢，强度低，层厚、上边界深。有明显季节性：秋冬季，深度、强度变化明显，上边界变深(从50~100m变为200~300m)。
在高纬地区，梯度大，变化快，强度高，层薄、上边界浅。也有季节性：冬季，温跃层完全消失，尤其在表层盐度较低的水层。
9、为什么用位温描述深层水温
当海水下沉的时候，压力增加，海水受到压缩，外力对微团做功，微团的温度就会升高。为了消除压缩对水温测量的影响，海洋学家提出所谓位温的概念。位温θ是某一深处的海水微团绝热上升到海面时所具有的温度。
10、海水的结冰过程
盐度小于24.695的海水，最大密度值的温度在冰点以上，在上、下层海水都冷却到最大密度时的温度以后，只要表面海水再冷却到冰点后就结冰了。
盐度大于24.695的海水，最大密度值的温度在冰点以下，温度越低密度越大，表面海水冷却到冰点就下沉。所以，海水不容易结冰；但正是由于这个特点，到温度达到一定程度后，海冰可以很厚。
11、海洋动力过程中的主要作用力-(有哪些)
重力。重力是主要作用力。重力产生压力，海洋中各处的重力是不同的，所以压力也是不同的，从而在同一水平面上产生了横向的压强梯度力。
浮力。如果微团与周围流体的密度有差异，流体团就受到向上或向下的力。
风作用力。吹过海表的风把水平动量传给海洋。
惯性力(科氏力)。流体微团做曲线运动或在旋转系统中运动时就会产生惯性力。
12、中尺度涡-(分那几大类)
流环。起源于大洋西边界的西向强化流。在大西洋的湾流和在太平洋的黑潮中，经常会出现海流弯曲的现象。它的特点是有明显的水团特性可供识别，且可大体上测定其生存周期。
流环式中尺度涡。生存于北大西洋的冷水区。其强度大约只有流环的一半，宽度则比流环约大一倍。
中大洋中尺度涡。起源于大洋西边界西向强化流无关的中尺度涡。它在世界海洋中几乎无处不有。对大洋中的海流有重要的影响。
13、盐量和质量守恒
盐量守恒实例
流入的水量为ρiVi。如果地中海的体积不变，则：
ρiVi=ρoVo
ρi，ρo是进出海水的密度，则认为ρi =ρo，因为由此带来的误差很小。
如果存在降水P、蒸发E、河流流量R，则
Vi+R+P=Vo+E ⇒ Vi -Vo=(R +P)-E
如果地中海的海水体积维持不变，流出地中海的净流量必须与降水、径流、蒸发相平衡。
因为溶解盐既没有沉积，也没有去除，所以
ρiViSi=ρoVoSo
质量守恒实例
假定ρi =ρo，并使用的Vo估计值，从式ρiViSi=ρoVoSo得：
Vi=0.836Sv=0.836×106m3/s (Sv=106m3/s)
则(R+P)-E= Vi -Vo =-4.6×104m3/s
利用已知Vi的计算地中海海水全部置换所需的最少时间Tm。Tm等于海水体积除以流入的流量。地中海的容积约为4×104km3，而Vi=0.836Sv=0.836×106m3/s =2.64×104km3/a
则Tm=V(海容积)/Vi=(4×104km3)/( 2.64×短裙子104km3/a)=151 a(年) 7
14、罗斯贝数
对于一个特定现象，表示旋转影响程度的一个重要参数是罗斯贝数。用Ro表示。
Ro=U/(2ΩsinφL)=U/fL
即，罗斯贝数量级为0.1以下的运动尺度叫做镖局风云大尺度运动。
15、双扩散与盐指
形成条件：两层几米厚的水层，上层暖且高盐(密度小)，下层冷且低盐(密度大)，则不稳定；热传导速率为盐分子扩散的100倍。导致了两层水之间形成低温高盐密度大的薄水层。
突破点下沉的海水水体的直径约为1~5cm，长度约几十厘米，形状颇像手指，在海洋学中称为盐指。
在热传导过程中，存在盐分子向上扩散，因此盐指生成过程实际上是双扩散过程。
16、惯性流(P83)※
假设：摩擦力很小，忽略不计；没有压强梯度力。
解的形式：
直径Di=2V/f，周期Ti=(2π)/f=Tsd/(2sinφ),f为科氏力f=2ωsinФ(地球自转角速度ω=7.29×10-5rad/s，有时候用Ω代替)，Tsd为一个恒星日时间长度，Ti惯性周期。方向：北顺南逆。
17、无限深海漂流的埃克曼解(P86)※
埃克曼流表层速度V0
(Az涡动粘性系数)
（经验公式）
18埃克曼层的深度(给纬度会计算深度)
17、用尺度分析简化方程P(101)※
特征值：垂向速度-W_10-4； 科氏参数-f_10-4； 水平速度-U_10-1；
重力加速度-g_10； 深度-H_103； 密度-ρ103；
距离-L_106； 压力-P_107； 时间-T_107。
把特征值代入公式，如：
17、用尺度分析简化方程P(101)※
特征值：垂向速度-W_10-4； 科氏参数-f_10-4； 水平速度-U_10-1；
重力加速度-g_10； 深度-H_103； 密度-ρ103；
距离-L_106； 压力-P_107； 时间-T_107。
把特征值代入公式，如：
把比最大量级小3个量级以上(含3个)的量舍去，如10-5比10小6个。
18、用海面高度计算海面地转流(黑板例题)
例：
19、正压流和斜压流 [该处经黄颖恩压缩，详见(P111)]
正压流：密度与压力增加方向相同。斜压流：密度与压力增加方向成一定夹角。
1.地转流分正压流和斜压流。2.正压流与水深无关，输运质量多；斜压流…有关，…少。3.正压流=倾斜流；斜压流=梯度流。4.斜压流=相对地转流。
20、大洋表面环流的特点(P124)※
1.赤道南北低纬度海域，东南信风与东北信风作用，形成自东向西的南赤道流和北赤道流，西边水位抬九年级语文期末试卷升。
2.南北赤道流在西岸分别分支，其中两股小支流汇合，自西向东形成赤道逆流。
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