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精品文档海洋科学导论名词解释（考研整理-超全版）（每章都分为重要部分和非重要部分（重要部分考的几率70%，非重要30%）第三章 重要部分1. 海水：是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体。1902年盐度定义（07、09）：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。”单位是g/kg，用符号表示。2. 海水组成恒定性：海水中的主要成分在水样中的含量虽然不同，但它们之间的比值是近似恒定的。3. 氯度（08）：1kg海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数。单位是g/kg以符号来表示。4. 标准海水（09）：氯度值为19.374，对应盐度值为35.000。5. 盐度与氯度关系式（07）：S=0.030+1.8050Cl6. 热容：海水升高1K（）时所吸收的热量称为热容，单位J/K,J/。7. 比热容：单位质量海水升高1K（）时所吸收的热量称为热容，单位J/Kg/K,J/Kg/。8. 热膨胀系数：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，还会发生体积热膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。9. 比容：单位体积的质量。10. 位温（08）：海水中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度称为该深度海水的位温。此时的相应密度称为位密。11. 比蒸发潜热：使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。12. 绝热变化（15）：在海水绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团做功，增加了其内能导致温度升高；反之当绝热上升时体积膨胀，消耗内能导致温度降低。上述海水微团的温度变化称为绝热变化。13. 饱和水汽压：对纯水而言，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达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压力。14. 海水渗透压：如果在海水和淡水之间放置一个半透膜，水分子可以透过。但盐分子不能透过。那么淡水一侧的水就会慢慢渗向海水一侧，使海水一侧压力增大，直到达到平衡状态，此时膜两边的压力差，称为渗透压。15. 表面张力：在液体的自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。16. 海水状态方程：海水状态方程是指海水状态参数温度、压力与密度或比容之间的数学表达式，可根据此用现场实测的温度、盐度及压力来计算海水的现场密度。17. 海冰：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，还有大陆冰川、河流及湖泊流滑入海水中的淡水冰，广义上都统称为海冰。18. 极锋（12）：大洋冷暖水区在亚极地海面的交汇处，水温水平梯度很大，形成极锋。19. 大洋主温跃层“永久性跃层”（13）：海水温度一般随深度而递减，在递减率(或温度梯度)最大处的一定厚度的水层称为“温跃层”。大洋中低纬度和中纬度的海域，大约在200米和1000米水层之间的温跃层，由于它不随季节而变，故称之为“永久性温跃层”或“主温跃层”。20. 上均匀层“上混合层”：暖水区的表面，由于受动力及热力因素的作用，引起强烈的湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层。21. 季节性跃层：在混合层下界，特别是夏季，由于表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层。冬季，由于表层降温，对流过程发展，混合层向下发展，导致季节性跃层消失。22. 密跃层：在赤道至副热带的低中纬度海域，与温度上均匀层相应的一层内，密度基本是均匀的。向下，与大洋主温跃层相对应，对应的密度铅直梯度也很大，称为密跃层。23. 水团（08）：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。24. 水型：指性质完全相同的水体元的集合。25. 水系：符合一个给定条件的水团的集合，水系的划分只考虑一种性质相近即可。26. 海洋混合（13）：在海洋中各种动力因素的综合作用下，导致海水不断的发生混合。混合是海水的一种普遍运动形式。混合过程就是海水的各种特性逐件趋向均匀的过程。第三章 非重要部分1. 水分子缔合：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，这种现象成为水分子的缔合。2. 反常膨胀：在4C以上时，密度随温度的降低而增大，但在4C以下时却随温度的降低而减小，即所谓的反常膨胀。3. 压缩系数：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。海水的压缩系数随温度，盐度和压力的增大而减小等温压缩: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，则称为等温压缩。绝热压缩：海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换，则称为绝热压缩。4. 绝热温度梯度：海水绝热温度变化随压力的变化率称为绝热温度梯度。5.位温：海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度/密度,称为该深度海水的位温/位密。 6.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。7.涡动热传导/湍流热传导：海水的热传导是由海水块体的随机运动而引起，则称为涡动热传导或者湍流热传导。8. 切应力：当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动，在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。9. 海冰的盐度：海冰的盐度是指其融化后海水的盐度，一般为37左右。10. 南极底层水：在南极大陆架上海水的大量冻结，使冰下海水具有增盐、低温而具高密的特性，它沿陆架向下滑沉可至底层，形成所谓南极底层水。11. 海面有效回辐射：海面的长波辐射与大气回辐射之差。12. 辐射平衡：平均而言，全球的太阳辐射QS比海面有效回辐射Qb大，故QS-Qb0，这部分热盈余称为辐射平衡。13. 大洋次表层水：在赤道海区盐度较低的海水只涉及不大的深度，其下便是由南北半球副热带海区下沉后向赤道方向拓展的高盐水，它分布在表层之下，故称为大洋次表层水，具有大洋铅直方向上最高的盐度。大洋（低盐）中层水：在高盐次表层水以下，是由南北半球中高纬度表层下沉的低盐水层，故称大洋中层水。14. 层流：层流是一种十分规则的流动，在两层流体之间只能通过分子的随机运动进行特性交换。15. 湍流运动：湍流运动是在平均运动的基础上，又叠加上了一种以流体微团的形式作紊乱的、毫无秩序的随机运动。第四章 重要部分1、海水主要成分“大量，常量元素”（08）：指海水中浓度大于1*10-6 mg/kg的成分。属于此类阳离子：Na 、Ka 、Ca 、Mg 和Sr 五种，阴离子有Cl 、SO4 、Br 、HCO3 （CO3 ）离子、氟离子五种，还有以分子形式存在的H3BO3。其总和占海水盐分的99.9，称为主要成分。2、保守元素（12）：成分在海水中含量较大，各成分浓度比例近似恒定，生物活动和总盐度变化对其影响不大，所以称为保守元素。3、非保守元素：浓度受生物活动影响较大，性质不稳定，属于保守元素。4、营养元素“营养盐”“生源要素”（08）：主要是与海洋植物生长有关的要素，通常指N、P、Si，这些要素在海水中的含量经常受植物活动的影响，其含量很低时，会限制植物的正常生长，这些要素对生物有重要意义。5、微量元素：在海水中含量很低，浓度小于0.05微摩尔每千克，但又不属于营养元素者。6、元素在海水中逗留时间（07、08）:元素以固定速率向海洋输送，如果要把全部海水中该元素置换出来的平均时间。 T=海水中某元素的含量/该元素每年进入海洋的量=1/k k是输出速率常数7、缓冲容量：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，缓冲能力可以用数值表示，称为缓冲容量，定义为使PH值变化一个单位所需加入的酸或碱的量。8、总碱度（09）：海水中氢离子的接受体的净浓度总和称为碱度或总碱度。9、碳酸盐碱度（09）：碳酸盐碱度是HCO3 和CO3 对碱度的贡献，海水中碳酸氢盐和两倍碳酸根离子摩尔浓度的总和即为海水的碳酸盐碱度 单位是mol/dm2 用CA表示。10、总溶解无机碳（12）：海水中各种碳无机形态浓度之和称为总二氧化碳或总溶解无机碳。11、游离的CO2、（11）：在海洋二氧化碳体系中，CO2+H2CO3的含量很低，常把CO2+H2CO3称为游离的CO212、保守气体：海水中不参加生物和化学反应的气体，叫做保守气体。如惰性气体和氮气等。保守气体在海水中的分布仅受海水物理过程的影响。13、初级生产力：单位时间、单位面积，水体产生有机碳的量。14、生化需氧量BOD（11）：在需氧条件下水体有机物由于微生物的作用所消耗氧气的量。BOD5指在20度下培养5天，称为5日生化需氧量。15、5日生化需氧量（BOD5）：在需氧条件下，20摄氏度，培养五天水中有机物由于微生物的作用而消耗氧气的量16、化学耗氧量COD（13）：向水体中加入一定的氧化剂，氧化后把消耗氧化剂的量换算为氧的毫克数。COD可以在一定程度上反映有机物含量。17、表观耗氧量 AOU（15） 假设海表面水体与大气处于平衡，水体的含氧量达到饱和，水体下沉后，由于有机物等的分解，溶解氧的含量发生了变化，两者差称为AOU。18、海水中碳酸钙的的饱和深度（15）：在海水中，CO32-饱和浓度随深度的增加而增大，在这种情况下，实测的海水中CO32-浓度垂直分布曲线将与CO32-饱和浓度的垂直分布曲线产生交点，该交点对应的深度即称为饱和深度。19、碳酸钙的表观溶度积：当达到热力学平衡的时候，碳酸钙的溶解速率等于沉淀速率，海水中各离子组分的含量将保持恒定。通常用碳酸钙的表观溶度积（K*SP）来表示碳酸钙的沉淀与溶解平衡：K*SP=Ca2+sat . CO32-sat 其中Ca2+sat 和 CO32-sat 分别表示碳酸钙在海水中达到饱和时的Ca2+ 和CO32-的浓度。 20、营养盐再生“再矿化”：有机物氧化分解最终将氮、磷、碳等主要营养盐重新返回海水之中，称为营养盐再生或再矿化。21、营养盐（08）（生源要素）：海水中N、P、Si等元素组成的某种盐类，是海洋植物生长必需的营养盐，通常称为植物营养盐、微量营养盐、生源要素。22、痕量营养元素：海水中Fe、Mn、Cu、Zn、Mo、Co、B等元素，在海水中的含量很低，但也与生物的生命过程密切相关，称为痕量营养元素。23、水体临界深度：是指水体中单位体积24小时内藻类的总生产量等于总呼吸量的水层深度，即净生产量等于零的深度。24、生物固氮作用（Biological nitrogen fixation）:分子态氮（N2）在海洋某些细菌和蓝藻的作用下还原为NH3，NH4+或有机氮化合物的过程； 25、氮的同化（Ammonia assimilation）:NH4+或NH3被生物体吸收合成有机氮 化合物，构成生物体一部分的过程；27. 硝化作用（Nitrification）:在某些微生物类群的作用下，NH3或NH4+氧化 为NO3-或NO2-的过程； 28. 硝酸盐的还原作用（Assimilatory nitrate reduction）:被生物摄取的NO3-被还原 为生物体内有机氮化合物的过程；29. 氨化（Ammoniafication）:有机氮化合物经微生物分解产生NH3或NH4+ 的过程；30. 反硝化（Denitrification）:NO3-在某些脱氮细菌的作用下，还原为气态氮 化合物（N2或N2O）的过程。 31. 活性硅酸盐（12 16）：通常把可通过0.10.5m微孔滤膜，并可用硅钼黄比色法测定的低聚合度溶解硅酸等称为活性硅酸盐，这部分硅酸盐易于被硅藻吸收。32. 硅质软泥（13）：含硅海洋生物的残体沉降到海底后，形成硅质软泥，是深海沉积物的主要成分。第五章 重要部分1、海流：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的形式。2、等压面：海洋中压力处处相等的面称为等压面。海洋学中把海面视为海压为零的等压面。3、正压场：在静态的海洋中，海水密度为常数或者只是深度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行，这种压力场称为正压场。4、斜压场：当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在明显差异时，此时等压面相对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。5、内压场：由海洋中密度差异所形成的斜压状态。6、外压场：由于海洋外部原因，例如海面上的风、降水、江河径流等因子引起海面倾斜所引起的压力场称为外压场。7、密度流（16）：由内压场导致的地转流称密度流动，一般随深度的增加而逐渐减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零。其流向也不尽相同。8、切应力：当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。9、海面风应力：海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力，它能将大气动量输送给海水，是大气向海水输送动量的重要方式之一。10、引潮力（09、13）：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。11、地转流（10）：不考虑海水的湍应力和其他能够影响海水流动的因素，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。12、上升流（09）：由于海水体积连续性，在幅散的地方将产生海水从深层向上涌升的流动，即为上升流。第五章 非重要部分1. 海洋环流：一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。2. 拉格朗日方法：是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，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。3. 欧拉方法：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。4. 海流流速的单位，按SI单位制是米每秒，记为m/s;流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。5. 重力：所谓重力是地心引力与地球自转所产生的惯性离心力的合力6. 重力位势：从一个水平面逆重力方向移动单位物体到某一高度所做的功叫做重力位势，即d=gdz （d为所做的功，dz为物体铅直移动的距离)。7. 位势深度：从上等势面向下计算的位势差称为位势深度。反之，从下等势面向上计算的位势差称位势高度。8. 压强梯度力:存在一个与重力方向相反的，与重力量值相等的力与其平衡。该力为G=-1/*dp/dz,它与压强梯度成比例，故称其为压强梯度力。它与等压面垂直，且指向压力减小的方向，式中负号则表示与压强梯度的方向相反。9. 地转偏向力或称科氏力：由于地球是一个非惯性系流，在研究海水运动时必须引进由于地球自转所产生的惯性力，方能直接应用牛顿运动定律作为工具，从而阐明其运动规律。这个力即称为地转偏向力或称科氏力。 f=2sin，科氏力的基本性质：只有当物体相对地球运动时才会产生；如果人们沿物体运动的方向看，在北半球它垂直指向物体运动的右方，在南半球恰恰相反，即指向左方；科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率；水平科氏力的量值与物体运动的速率及地理纬度的正弦（sin）成比例，在赤道上为零。10. 运动学边界条件：由于海水与海底的摩擦作用，离边界越近的海水运动速度应该越小，在边界上的运动速度理论上也应当为零。这些规定边界上海水运动速度所遵循的条件称为运动学边界条件。11. 动力学边界条件：后通过海面影响下部海水。这些规定边界上海水受力所遵循的条件，称为动力学边界条件。12. 密度流：内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。13. 倾斜流：由外压场导致的地转流，自表层至海底（除海底摩擦层外），流速流向相同，有时称其为倾斜流。14. 摩擦深度：在海表面，偏于风矢量方向45，随深度的增加偏角满足（45+az）,当z=-/4时，流向与表面正好相反，通常得z=-/a这个深度称为摩擦深度，用D表示，是指埃克曼漂流流向随深度增加而偏转至与表层相反对的深度。15. 上升流：是指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。16. 风海流的副效应：风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。有人把上述现象称为风海流的副效应。17. 洋流西向强化：在大洋西岸流线密集、流速大;而大洋东岸，流线稀疏、流速小。这种现象被称为洋流西向强化。科氏参量随纬度的变化率是引起洋流西向强化的主要原因。18. 赤道流系：与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。19. 东边界流：大洋的东边界流有太平洋的加里福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。与西边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，而且影响深度也浅。20. 东风环流：在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内，由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。21. 副热带辐聚区：在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响，一般流速甚小。由于它在反气旋式大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。22.大洋中尺度涡：水平尺度为100500km，时间尺度约为20200d的流涡，他们广泛地寄居于总的大洋环流之中，且以（15）*10-2m/s的速度移动着，这些流涡称为“中尺度涡”。第六章 重要部分33. 小振幅重力波：亦称正弦波，是一种简单波动。指波动振幅相对波长无限小，重力是其唯一外力的简单海面波动。34. 驻波（10）：频率和振幅相同，振动方向一直，传播方向相反的两列波叠加形成的波，上述两列波叠加后波形并不传播，称为驻波。35. 海洋内波（12）：海洋内波是海洋内部发生的波动，发生在海水密度层结稳定的海洋，他的最大振幅出现在海面以下。36. 开尔文波：开尔文波是一种长周期动力波，它同时受重力和科氏力的作用。既具有重力波的基本特征，又在科氏力的作用下产生其他一些特点。37. 罗斯贝波：亦称行星波，它是一种远远小于惯性频率f的低频波。它的恢复力不是重力也不是科氏力，而是科氏力随纬度的变化率。38. 风浪：指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态。39. 涌浪（11）：海面上由其他海区传来的，或者由当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面遗留下来的波动。第六章 非重要部分1. 深水波/短波：水深h大于波长的一半（h/0.5），此时的波动称为深水波或者短波。2. 浅水波或长波：水深h相对波长很小时（一般取h1/20）的波动称为浅水波或长波。3. 波群：两列振幅相等，波长与周期相近，传播方向相同的正弦波4. 海洋内波：除了海面的波动而外，在海洋内部也会发生波动现象，称为海洋内波。它是发生在海水密度层结稳定的海洋中的一种波动，它的最大振幅出现在海面以下。意义：内波也是海水运动的重要形式。它能将大、中尺度运动过程的能量传递给小尺度过程。它是引起海水内部混合、形成温、盐细微结构的重要原因。它能将深层较冷的海水连同其中的营养盐输送到海洋上层，有利于海洋生物的生长。5. 界面内波：内波的一种最简单的形式是发生在两层密度不同的海水界面处的波动，称为界面内波。6. 表面波的恢复力：主要为重力，故有表面重力波之称，而内波的恢复力则为科氏力与弱化重力（即重力与浮力之差），正因为其恢复力很弱，从而使其运动比表面波慢得多，无论是它的传播速度还是由它引起水质点的运动都很慢。7. 风时：系指状态相同的风持续作用在海面上的时间；最小风时：在定常风的作用下，对应于风区内某点，风浪达到定常状态所用的时间是一定的，这段时间称为最小风时。8.风区：是指状态相同的风作用海域的范围。习惯上把从风区的上沿，沿风吹方向到某一点的距离称为风区长度，简称为风区。最小风区：当实际风时一定时，当然对应于某一风区（长度）内的波浪达到定常状态，此一风区长度称为最小风区。9.定常状态：离A点最远的波浪是从风区上沿产生的，当它传播至A点后，此时A点的风浪尺度便达到了理论上的最大值，即，再不会随时间的增加而增大了，达到了定常状态。过渡状态：向风区下沿方向的波浪还将随时间的增长而继续增大，故称为过渡状态。当实际风时大于最小风时时，波浪为定常状态，反之为过渡状态；实际风区小于最小风区时风浪为定常状态，反之为过渡状态。10. 充分成长的风时与风区：因为波浪在成长过程达到一定尺度后，由于内摩擦等原因所消耗的能量比它摄取的能量增加得快，当摄取与消耗的能量达到平衡时，波浪尺寸便不再增大。此时的风浪称为充分成长状态，达到充分成长状态所对应的风时与风区，称为充分成长的风时与风区。11. 绕射：当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射第七章 重要部分40. 平潮：涨潮时潮位不断增高，达到一定的高度以后，潮位短时间内不涨也不退，称为平潮。平潮的中间时刻称为高潮时。41. 停潮：落潮时潮位不断降低，降至一定的高度以后，潮位短时间内不涨也不退，称为停潮。停潮的中间时刻称为低潮时。42. 正规半日潮：在一个太阴日内，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。43. 不正规半日潮：在一个朔望月的大多数日子里，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，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。44. 正规日朝：在一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，像这样的一次潮汐就叫做正规半日潮，或正规全日潮。45. 不正规日朝：这类潮汐在一个朔望月的大多数日子里有日潮型的特征，但有少数日子，则具有半日潮的特征。46. 高潮间隙（11）：从月中天时刻到海面发生第一次高潮的时间间隔，称为高潮间隙。47. 假想天体：人们为计算太阳、月球所引起的海洋潮汐，就把具有复杂周期的潮汐看作是许多周期长短各异的潮汐叠加而成的，而且假设与每一个这样周期的潮汐都对应一个天体，即假想天体。48. 分潮：可以假定真正天体对潮汐所引起的每一种变化，都不是天体本身的作用，而是由一个或几个假想天体所产生的，这种假想天体对海水引起的潮汐叫做分潮。49. 等潮时线：高潮时刻相同的点所连成的线50. 风暴潮：是来自海上的一种巨大的自然界的灾害现象，指由于强大的大气扰动，如强风和气压骤变所引起的海面异常升高现象。第七章 非重要部分1. 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。2. 日不等现象：凡是一天之中两个潮的潮差不等，涨潮时和落潮时也不等，这种不规则现象称为潮汐的日不等现象。3. 天赤道：将地球的赤道面无限延伸后和天球相交的大圆圈，叫做天赤道，或天球赤道。太阳的周年视运动轨道叫做黄道。白道 月球绕着地球公转的结果使得月球在天球上也有一个视运动的轨道，这个轨道称为白道。4. 赤纬：赤纬从天赤道沿着天体的时圈至天体所张的角度称为该天体的赤纬，常用表示。以天赤道为赤纬，向北为正，向南为负，分别从到90。时角观测者所在的天子午圈与天体时圈在天赤道上所张的角度称为时角。天顶距在天体方位圈上，天体与天顶之间所张的角度称为天顶距。5. 一平太阳日：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。6. 平太阴日：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平太阴日取为平太阴时。平太阴日24.8412平太阳时24 h 50 min7. 朔望月或盈亏月：月球从新月（或满月）位置出发再回到新月（或满月）位置的时间间隔，叫朔望月或盈亏月。8. 引潮力：地球绕地月公共质心公转所产生的公转惯性离心力与月球引力的合力称引潮力。9. 引潮力势：自地心移动单位质量物体至地表面任一点克服引潮力所做的功。10. 等势面：从地心移动单位质量物体到某一点，克服重力和引潮力所作的功，叫做这一点的位势，位势相等的点连成的面称为等势面。11. 潮汐静力理论：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）。12. 日不等现象：当月赤纬不为零时，除赤道及高纬地区之外， 地球上其他各点潮汐的半日周期部分和日周期部分同时存在，叠加的结果便出现日不等现象。13. 回归潮：随着月赤纬的增大，日不等现象也增大，当月赤纬最大的时候，日不等现象最显著，此时半日周期部分最小，日周期部分最大，这就是回归潮；分点潮：当月赤纬为零时，日周期部分为零，半日周期部分则最大，此时的潮汐称为分点潮。第8章 （非重，自己酌情处理）82. 干结大气：通常把除水汽以外的纯净大气称为干结大气，简称干空气。83. 对流层：84. 平流层：85. 气温：86. 气压：87. 水汽压：88. 饱和水汽压：89. 相对温度：90. 露点：91. 大气环流：92. 季风（14）：是指大范围盛行风向随着季节有显著变化的风系。主要是由于海陆温度对比的季节性变化和地球上行星风系的季节性南北移动所致93. 气团：94. 温带气旋：95. 爆发性气旋：96. 台风：97. 副热带高压：98. 热带幅合带：99. 气候系统：100. ENSO（07 15）： ENSO是埃尔尼诺和南方涛动的合称，埃尔尼诺是指每37年发生一次的，整个赤道东太平洋表现出振幅达几摄氏度的增暖的异常现象。南方涛动（SO），用以描述热带东太平洋地区与热带印度洋地区气压场反相变化的跷跷板现象第九章 （非常重要部分）1、生物多样性（08 16）：是一个包括物种、基因和生态系统的概括性的术语，可简单表述为“生物之间的多样化和变异性及物 种生境的生态复杂性”） 。也就是说，生物多样性是所有生物种 类，种内遗传变异和它们的生存环境的总称，包括所有不同种类的动物、植物和微生物，以及它们所拥有的基因，它们与生存环境所组成的生态系统。生物多样性通常包括遗传多样性、物种多样性和生态系统多样性三个层次。2、遗传多样性（15）：广义的遗传多样性是指遗传信息的总和，包含栖居于地球上的植物、动物和 微生物个体的“基因”在内。不同种群之间或同一种群不同个体的遗传变异的总和，可 认为是狭义的遗传多样性内涵。由此反映出遗传多样性也包括多个层次。3、种群：特定时间内栖于特定空间的同种生物的集合群4、物种多样性：5、生态系统多样性：6、生物入侵（12）：指由人类活动有意或无意引入历史上该区域尚未出现过的物种，从而造成或者可能造成入侵地生物群落结构与生态功能的巨大变化浮游生物（08）：这个生态类群的生物缺乏发达的运动器官,没有或仅有微弱的游动能力,悬浮在水层中常随水流移动；绝大多数个体很小,须在显微镜下才能看清其结构,但种类繁多、数量大、分布广。游泳生物：是指具有发达的运动器官，能克服水流阻力,自由游动的动物，它们是海洋生物的一个重要生态类群。主要是由鱼类、哺乳动物、头足类，甲壳动物的一些种类, 爬行类，一些种的鸟类组成。底栖生物（10）：海洋底栖生物是栖息在潮间带、浅海及深海海底的生物,它是海洋生物中种 类最多的一个生态类群, 包括了大多数海洋动物门类、大型海藻和海洋种子植物。生物区系：是指在某一地区内的各类动物和植物的总和。通常以自然地理区域 来划分特有种：由于历史和地理原因, 在区系内的生物种类中,往往可以有若干种类是一个地区所特有, 而别的地区所没有的成分。特有种区域：在该地区特有种所生活的部分范围，这个范围就是特有种区域。有机体的扩散：是指个体流动在地区种群之间, 或达到过去未曾占有的地点,但仍不出原来种的分布幅度之外。种扩散：个体从一个生境扩散到另外一个生境,此生境是原来没有占领的生境,此新生 境已出乎该种原来分布幅度之外。其去向有两个情况: 扩散到原来没有占领的新 地区； 扩散到从前曾经占领过而后来因为冰川侵蚀而被毁的占领区生物群落扩散：指一个生物群落扩散到另外一个生物群落地区。也包括扩散到原来没有占领过的地区和扩散到从前曾经占领过而后来被冰川所毁的地区。迁移：某些活动性较强的海洋动物,由于产卵、索饵、越冬等需要,进行非周期性的 迁移和周期性的移动、洄游,从而改变其原有分布区的面貌分布中心：一般来说,种的个体数量最多处可以认为是它的分布中心, 反映出这种生境最适宜该种生物的生存。分布区：指一个种或较高分类单元的生物因遗传性和适应能力不同产生的不同型式 的分布区域。两级同源与热带沉降（13）：两极同源分布：是指同一属中两个极为相近的种类分别分布在南北半球高纬度海域,而不出现于低纬度海域热带沉降：它是指某些在两极或温带海域浅水区生活的冷水性动物，在热带海域沉降到较深水层找到它们所要求的生存温度。这一现象多见于某些终生浮游动物。北方两栖：指分布于北半球温带海区的动植物,它们出现于欧亚大陆北部和北美北部两岸,而不见于北极水域。生态系统（07）：生态系统是指在一定的空间内生物成分和非生物成分通过物质循环和能量的流动互相作用、互相依存、互相调控而构成的一个生态学功能单位。食物链：在海洋生物群落中,从植物、细菌或有机物开始,经植食性动物至各级肉食性动物,依次形成摄食者与被食者的营养关系称为食物链,也称为营养链食物网：食物网（food web）是食物链的扩大与复杂化,它表示在各种生物的营养层次多变情况下,形成的错综复杂的网络状营养关系。碎屑食物链：在海洋生态系统中还存在一类以死生物或碎屑为起点的碎屑食物链。碎屑食物链在海洋生态系统的物质循环和能量流动中起着十分重要的作用，由于碎屑的大量存在,也加强了海洋生态系统的多样性和稳定性。海雪花：海水中有大量的溶解有机物 ,它们在一定条件下通过细菌或原生动物等富集,可逐渐形成聚集物, 从而快速向底层降落,这种现象又称为“海雪花”微食物网（09）：是指海洋中自养和异养的超微型浮游生物、微型浮游生物和小型浮游生物之间形成了网络状营养关系。海洋初级生产力（07）：浮游植物、底栖植物（包括定生海藻和红树、海草等植物）以及自养细菌等生产者,通过光合作用或化学合成制造有机物和固定能量的能力,称为初级生产力 。再生产量：生产者由再生氮源支持的那部分初级产量, 称为再生生产量，真光层中再循环过程中产生的氮称再生氮新生产量：真光层之外提供的氮为新生氮，生产者由新生氮源来支持的那部分初级产量,称为新生产量，次级生产力：海洋动物生产力包括海洋生物二级生产力、三级生产力、四级生产力（合称为次级生产力）二级生产力：以植物、细菌等初级生产者为营养来源的生物生产能力，二级生产者（又称初级消费者）处于食物链的第二个环节,是肉食性动物的摄食对象, 为初级生产者与三级生产者或终级生产者之间的能量转换者。三级生产力：以浮游动物等二级生产者为营养来源的生物生产能力。三级生产者处于食物链的第三个环节,为二级生产者与四级生产者或终级生产者之间的 能量转换者。同时，有一部分成为海洋水产资源。终极生产力：一些自身不再被其他生物所消费的生物生产能力。终级生产者处于食物链的顶端，在食物链中是经过若干营养层次的捕食与被食的关系转化而来反馈：当生态系统中某一成分发生变化的时候,它必然会引起其他成分出现一系列的相应变化,这些变化最终又反过来影响最初发生变化的那种成分,这一过程即为反馈海洋污染（14）：人类直接或间接把物质或能量引入海洋环境，其 中包括河口湾，以至造成或可能造成损害生物资源和海洋生物，危害人类健康、 妨碍包括捕鱼和海洋其他正当用途在内的各种海洋活动、损坏海水使用质量和减 轻环境优美等有害影响生物浓缩：生物浓缩指的是生物体从水环境中浓缩某种 物质的能力（通常用浓缩系数表示）生物累积：生物累积指的是生物体在其生命的不同阶 段对污染物连续进行生物浓缩的能力（即浓缩系数不断增大）生物累积能力大小通常用浓缩系数来表示。生物放大：污染物质沿着食物链转移, 指的是生物通过取食的途径, 使污染物质沿着食