大洋中脊体系在各大洋的展布各具特点。在大西洋，中脊位居中央，延伸方向与两岸平行，边坡较陡，称为大西洋中脊；印度洋中脊也大致位于大洋中部，但歧分三支，呈“入”字型展布；在太平洋内，因中脊偏居东侧且边坡平缓，故称东太平洋海隆。
大洋中脊的北端在各大洋分别延伸上陆，如印度洋中脊北支延展进入亚丁湾、红海，并与东非大裂谷和西亚死海裂谷相通；东太平洋海隆北端通过加里福尼亚湾后潜没于北美大陆西部；大西洋中脊北支伸入北冰洋的部分成为北冰洋中脊，在勒拿河口附近伸进西伯利亚。太平洋、印度洋和大西洋中脊的南端互相连接，东太平洋海隆的南部向西南绕行，在澳大利亚以南与印度洋中脊东南支相接，印度洋中脊的西南分支绕行于非洲以南与大西洋中脊南端相连。
[了解]：海底地貌所包括内容
海岸带、大陆边缘、大洋中脊和大洋盆地、 10.[了解]：海底构造主要学说
大陆漂移说立足于陆块漂浮的地壳均衡理论。魏格纳认为地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的联合古陆（Pangaea），或称泛大陆，其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块——即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆分离、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。
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。海底扩张在不同大洋表现形式不同。一种是扩张着的洋底同时把与其相邻接的大陆向两侧推开，大陆与相邻洋底相嵌在一起随海底扩张向同一方向移动，随着新洋底的不断生成和向两侧展宽，两侧大陆间的距离随之变大，这就是海底扩张说对大陆漂移的解释。大西洋及其两侧大陆就属于这种形式。另一种方式是洋底扩展移动到一定程度便向下俯冲潜没，重新回到地幔中去，相邻大陆逆掩于俯冲带上。洋底的俯冲作用导致沟－－弧体系的形成，太平洋就是这种情况。其洋底处在不断新生、扩展和潜没的过程中，好似一条永不止息的传送带，大约经过2亿年洋底便可更新一遍。
板块构造说认为地球的岩石圈分裂成为若干巨大的板块，岩石圈板块沿着塑性软流圈之上发生大规模水平运动；板块与板块之间或相互分离，或相互汇聚，或相互平移，引起了地震、火山和构造运动。板块构造说囊括了大陆漂移、海底扩张、转换断层、大陆碰撞等概念，为解释全球地质作用提供了颇有成效的格架。板块构造说吸取了说的精髓—活动论思想，以海底扩张说为基础，是大陆漂移说和海底扩张说的引申和发展。
（五）海洋矿产资源和动力资源
11.[掌握]：海洋主要矿产资源类型（滨海砂矿、海底石油、天然气水合物、锰结核、热液硫化物等）
滨海矿沙：当陆上碎屑物质被径流搬运至河口、海滨地带，或者原地残存的物质和海底产物经波浪、潮流、沿岸流反复分选，其中一些化学性能稳定和密度较大的有用矿物，在特定地貌部位富集到具有经济意义时便成为滨海砂矿。滨海砂矿分为非金属砂矿、重金属砂矿、宝石及稀有金属砂矿三大类。
海底石油和天然气是最重要的海底矿产资源。海底石油的生成受到一定条件的限制，其分布亦不均衡。世界海底油气藏主要分布在被动大陆边缘的沉积盆地中，而主动大陆边缘较少。大洋盆地一般沉积较薄，沉积物细、有机质含量低、不利油气的生成和储藏。世界探明的四大海洋油气区分别是波斯湾、加勒比海的帕里亚湾和委内瑞拉湾、北海和墨西哥湾。其中波斯湾是目前海洋石油资源最丰富的地区，面积约150×104km2，已探明储量120多亿吨，约占世界海洋石油探明储量的50%。
我国沿海有广阔的大陆架，包括渤海、黄海的全部，东海的大部和南海的近岸地带，这里分布着许多中-新生代沉积盆地，沉积层厚达数千米，估计油气储藏量可达数百亿吨， 很有希望成为未来的“石油之海”。目前我国近海已发现的大型含油气盆地有七个，它们分别是渤海盆地、南黄海盆地、东海盆地、台湾浅滩盆地、南海珠江口盆地、南海北部湾盆地和南海的莺歌海盆地。
天然气水合物是近20年发现的一种新型海底矿产资源。它是由碳氢气体和水分子结合而成的冰晶状固体化合物。因95%以上的天然气水合物由96.5%的甲烷和3.5%的水在低温高压条件下被冻结成固相，故又称固态甲烷或甲烷水合物。冻结作用使天然气水合物的体积大大缩小，如果充分分解，1m3的天然气水合物可释放出150m3的甲烷气。天然气水合物一般在温度小于4℃（指深海沉积层的温度）、有机质较丰富、压力较大的沉积物中形成。在温度小于10℃、压力大于10MPa的条件下得以保持其固态，海底以下数百米至1000m的沉积层内的温－压条件能使天然气水合物处于稳定的固体状态。具有形成天然气水合物的海域大致为4×107km2，约占世界海洋总面积的10%。至1996年在世界海域已发现有57处产地，估计储量为（1014～1015m3），是世界天然气探明储量的10多倍。
锰结核又叫锰矿瘤、锰团块或多金属结核，发现早期曾称其为铁锰结核。它主要是由铁锰氧化物和氢氧化物组成，并富含铜、镍、钴、钼和多种微量元素，广泛分布于深海大洋盆底表层。估计世界深海底锰结核的总储量约为（15～30）×1011t，是最有开发远景的深海矿产资源。锰结核一般呈褐色、土黑色和绿黑色，由多孔的细粒结晶集合体、胶状颗粒和隐晶质物质组成，常为球形、椭圆形、圆盘状、葡萄状和多面状。结核的个体大小悬殊，小的直径不足1mm，大者直径可达几十厘米甚至1m以上，常见的为0.5～25cm。大部分结核都有一个或多个核心，核心的
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成分可以是岩石或矿物碎屑，也可以是生物遗骸，围绕核心形成同心状金属层壳结构，铜、钴、镍等金属元素就赋存于铁、锰氧化物层中。
海底热液硫化物是富含铜、铅、锌、金、银、锰、铁等多种金属元素的新型海底矿产资源，常与海底扩张中心热液体系相伴生。自60年代初首次在红海发现热液重金属泥以来，在世界海洋底已发现130多处海底热液活动区。海底热液矿床主要有两种类型，一种是层状重金属泥，另一种是块状多金属硫化物。前者以红海最典型，称为“红海型”；后者主要产于洋中脊的裂谷带，称“洋中脊型”。
12.[了解]：海洋动力资源的主要类型(潮汐、海浪、海流、温差)
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。正规半日潮 在一个太阴日（约24时50分）内，有两次高潮和两次低潮，从高潮到低潮和从低潮到高潮的潮差几乎相等，这类潮汐就叫做正规半日潮。不正规半日潮 在一个朔望月中的大多数日子里，每个太阴日内一般可有两次高潮和两次低潮；但有少数日子（当月赤纬较大的时候），第二次高潮很小，半日潮特征就不显著，这类潮汐就叫做不正规半日潮。正规日潮 在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，象这样的一种潮汐就叫正规日潮，或称正规全日潮。不正规日潮 这类潮汐在一个朔望月中的大多数日子里具有日潮型的特征，但有少数日子（当月赤纬接近零的时候）则具有半日潮的特征。
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，波长可以从几毫米到几千千米。由风引起的周期从（1～30）s的波浪所占能量最大;周期从30s至5min，为长周期重力波，多以长涌或先行涌的形式存在；一般是由风暴系统引起的。从5min到数小时的长周期波主要由地震、风暴等产生，它们的恢复力主要为科氏力，重力也起重要作用。周期（12～24）h的波动，主要是由日、月引潮力产生的潮波。
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。所谓“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流域；“相对稳定”的含义是在较长的时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。
温差
（六）水和海水的物理性质
13.[熟悉]：水分子结构的特殊性；水的溶解性、密度变化异常现象 水分子的结构特殊
水分子是由一个氧原子和两个氢原子组成的。假如两个氢原子和氧原子如图1那样简单地结合在一起，那么，正、负电荷的极性可恰好抵消。水分子的结构却如图2那样呈不对称结构，正、负极性不能相互抵消，所以水分子是极性分子。各水分子之间因极性又互相结合，形成比较复杂的水分子，但水的化学性质并未改变，这种现象称为水分子的缔合。缔合分子与温度有关，温度升高时促使缔合分子离解，温度降低时有利于分子缔合，从而导致水与其它液体或其它氧族元素的氢化物相比，在性质上产生异常。
水的溶解力很强
水是一种很好的溶剂，溶解能力很强。其原因是水分子有很强的极性，容易吸引溶质表面的分子或离子，使其脱离溶质的表面进入水中，海水正是水溶解了许多物质的一种复杂溶液，所以其性质与纯水有差异。
水的密度变化有反常
“热胀冷缩”是一般物质的性质。纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，等于1000kg·m3；在4℃以上时，密度随温度的降低而增大，但在4℃以下时却随温度的降低而减小，即所谓“反常膨胀”。水结冰时体积增大，密度减小，
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可达916.7 kg·m，所以冰总是浮在水面上。
水的密度随温度的这种不正常变化，是由水分子的缔合造成的。因为温度低于4℃时，有利于水分子的缔合；冻结为冰时，这些水分子则全部缔合成一个巨大的分子缔合体，称为分子晶体。由于其晶格结构排列松散，故密度减小。当水温从0℃升至4℃以前，主要过程是较大的缔合分子逐渐地离解成为较小的缔合分子，所以体积收缩，密度增大；高于4℃以后，由于水分子的热运动加强，导致体积膨胀，所以密度又随温度的增高而减小。因此纯水在4℃时具有最大的密度。
14.[掌握]：绝对盐度定义
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海水的绝对盐度（SA）——海水中溶质的质量与海水质量之比值，“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的总克数。”
[熟悉]：标准海水的定义
用AgNO３滴定法测定海水的氯度时，需要知道AgNO３的浓度，国际上统一使用一种其氯度值精确为19.374‰的大洋水作为标准，称为标准海水。其盐度值对应为35.000‰。
15.[了解]：海水热容、热膨胀、蒸发、压缩性 热容和比热容
海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热量称为热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每摄氏度（记为J/℃）。单位质量海水的热容称为比热容，单位为焦耳每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cV表示。海洋学中最常使用前者。
体积热膨胀
在海水温度高于最大密度温度时，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，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。即当温度升高1K（1℃）时，单位体积海水的增量。
压缩性
单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。若海水微团在被压缩时，因和周围海水有热量交换而得以维持其水温不变。海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。与其它流体相比，其压缩系数是很小的。故在动力海洋学中，为简化求解，常把海水看作不可压缩的流体。但在海洋声学中，压缩系数却是重要参量。由于海洋的深度很大，受压缩的量实际上是相当可观的。若海水真正“不可压缩”，那么，海面将会升高30m左右。
蒸发
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，海洋不但失去水份，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，则是海水蒸发时，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保守得多。
海水温度相对大气温度变化缓慢 海水不遵循热胀冷缩规律等特性 16.[熟悉]：海水的盐度对海水冰点温度、最大密度对应的温度的影响
海水的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的增大而降低的速率快。通常情况下，海水的冰点高于最大密度温度，因此即使海面降至冰点时，由于增密所产生的对流混合仍不停止，因此只有当对流混合层的温度同时达到冰点时，海水才会结冰。海水结冰主要是纯水的冻结，大部分盐分排出冰外，增加了冰下海水的盐度，加强了冰下海水的对流并进一步降低了冰点，同时冰层阻碍了其下海水热量的散失，从而大大减缓了冰下海水冻结的速度。
17.[掌握]：海水密度定义
海水密度的定义及其表示法，单位体积海水的质量定义为海水的密度，用符号“ρ”表示，单位是千克每立方米，记为kg·m-3。它的倒数称为海水的比容，即单位质量海水的体积，单位是立方米每千克，记为m3·kg-1。
[熟悉]：密度与海水温度、盐度和压力的关系
海水密度是盐度、温度和压力的函数，因此，海洋学中常用ρ（S，t，p）的形式书写。它表示盐度为S，温度为t，压力为p条件下的海水密度。在海面（p=0）海水密度仅为盐度和温度的函数，此时记为σt=〔ρ（S，t，0）-1〕×103称为“条件密度”。当温度为0℃时，记为σ0=〔ρ（S，0，0）-1〕×103它仅是盐度的函数。在浅海或1000m以浅的海洋上层，海水的密度或比容主要取决于海水的温度和盐度的变化，因此常用Δ（S，t）作为描述海洋上层密度特征的一种参数。
18.[熟悉]：海水状态方程的定义
海水状态方程，表层海水的密度可以直接测量，但海面以下深层的海水密度至今尚无法直接测量。然而海水密度在大尺度海洋空间的微小变化，其影响却是异乎寻常的。因此，长期以来，海洋工作者对其进行了大量的研究，以便通过海水的温度、盐度和压力间接而又力求精确地来计算海水的现场密度。
海水状态方程是海水状态参数温度、盐度、压力与密度或比容之间相互关系的数学表达式（因此有人称之为p-V-t关系）。依此，可根据现场实测的温度、盐度及压力来计算海水的现场密度。
（七）海冰
19.[掌握]：海冰的定义（广义、狭义）
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由海水冻结而成的冰称为海冰。但在海洋中所见到的冰，除海冰之外，尚有大陆冰川、河流及湖泊流滑入海中的淡水冰，广义上把它们统称为海冰。
[了解]：海水结冰过程和淡水结冰过程的异同
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。
海水的结冰，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。
20.[熟悉]：海冰盐度、海冰密度的定义
海冰的盐度是指其融化后海水的盐度，一般为3～7左右。海水结冰时，是其中的水冻结，而将其中的盐分排挤出来，部分来不及流走的盐分以卤汁的形式被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”。此外，海水结冰时，还将来不及逸出的气体包围在冰晶之间，形成“气泡”。因此，海冰实际上是淡水冰晶、卤汁和气泡的混合物。
海冰的密度，纯水冰0℃时的密度一般为917kg.m-3，海冰中因为含有气泡，密度一般低于此值，新冰的密度大致为（914～915）kg.m-3。冰龄越长，由于冰中卤汁渗出，密度则越小。夏末时的海冰密度可降至860kg.m-3左右。由于海冰密度比海水小，所以它总是浮在海面上。
[了解]：海冰盐度、海冰密度与海水的关系
海冰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因素。 21.[了解]：中国近海海冰的分布特征
海冰和冰山是高纬海区特有的海洋水文现象。北冰洋终年被海冰覆盖，覆冰面积3～4月最大，约占北半球面积的5%；8～9月最小，约为最大覆冰面积的3/4；多年冰的厚度一般为3～4m。流冰主要绕洋盆边缘流动，其冰界线的平均位置约在58°N。格陵兰是北半球主要的冰山发源地，每年约有7500座冰山由此进入海洋，仅随拉布拉多寒流进入大西洋的就有388座/年，其中约5%到达48°N，0.5%可达42°N。冰山的平均界限为40°N。个别冰山曾穿过湾流抵31°N海域。在北冰洋边缘的附属海，以及白令海、鄂霍茨克海、日本海、波罗的海以及中国的渤海和黄海每年冬季都有海冰出现。
中国海的海冰，仅在冬季出现于渤海和北黄海沿岸。在某些河口附近，也有少量的河冰。山东半岛的黄海沿岸，除个别深入陆地的海湾外，一般都不结冰。
海冰的年变化：初冰期是海冰形成和发展的时期，其显著特点是冰情尚不稳定。初冰期从11月上旬即陆续开始。进入1月份之后，结冰的范围可由岸边迅速向外扩展，海冰的数量和厚度不断增大，冰情逐渐加重，初冰期在各海区都是冰期内最长的时段，盛冰期是一年中冰情最严重的时期，冰多且厚，冰质坚硬，堆积现象较严重，对海上交通和生产影响最大。各海域盛冰期的长短及起止时间，有明显差别。由1月中旬至2月中旬。冰厚度常常达不到15cm的标准，有时便把标准降为冰厚5cm，以使其也有“盛冰期”。进入终冰期后，固定冰不断变为流冰，大片冰层逐渐破碎变小、融化，直至完全消失。终冰期是冰期3个阶段中最短的1个时段，仅20～30天。
（八）海洋水温分布变化特征
22.[熟悉]：中国近海表层水温的分布特征 海表层水温分布
南海表层水温高而且分布较均匀；尤其是广阔的中、南部海域，水温都在24～26℃上下，水平梯度很小。北部近岸海域水温稍低，粤东沿岸因有来自台湾海峡的低温沿岸流，致使该海域的月平均表层水温可下降到15℃左右。然而这一带海域表层的年平均水温（22.6℃），仍然比渤、黄、东海高得多。当然，与南海南部（如邦加岛近海平均为28.6℃）相比，则属于相对低温区。
东海表层水温冬季分布的明显特点，是西北低而东南高，致使等温线基本上都呈西南—东北走向。高温区在黑潮流域，暖水舌轴处水温可高达22～23℃左右；杭州湾附近却低达5～7℃，长江口外则只有5℃多。大致沿东经124°向北，有暖水舌指向长江口外，这是台湾暖流水影响的结果。东海东北部也有暖水舌向北及西北方向伸展，通常即认为这是对马暖流水和黄海暖流水扩展的迹象。在北伸的台湾暖流水和黄海暖流水暖水舌之间，有明显的冷水舌指向东南，此即所谓“黄海冷水南侵”的结果[8]。
黄海水温分布的突出特征，是暖水舌从南黄海经北黄海直指渤海海峡，其影响范围涉及黄海大部分海域。当然，随着纬度的升高和逐渐远离暖水舌根部，水温也越来越低，即从14℃降到2℃。在东、西两侧，因有冷水沿岸南下，其水温明显低于同纬度的中部海域的水温。黄海的平均最低水温，分布于北部沿岸至鸭绿江口一带，为-1～0℃左右，近岸常出现程度不同的冰冻现象。至于黄海的极端最低水温值，从某些沿岸海洋站的观测记录看，曾经出现低于相应盐度时冰点温度的过冷却现象。
冬季渤海在四个海区中温度最低，尤以辽东湾最甚；即使渤海中部至海峡附近相对较高，也不过1～2℃。由于渤海水浅，对气温的响应较快，故1月份水温比2月份还低，三大海湾顶部的水温均低于0℃，往往在1～2月出现短期冰盖（详见§12.2.5）。渤海沿岸海洋站，也曾有关于过冷却水温的测报。
夏季各海区表层水温的分布，比冬季均匀得多。渤海和黄海的大部分海域，均为24～26℃。浅水区或岸边水温较高，连云港和塘沽海洋站曾测报31℃和33℃。1990年7～8月济州岛西南海域曾出现异常高温。然而，在某些特定
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