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第8章 大洋结构与深层环流

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世界大洋环流与水团分布

世界大洋环流与水团分布

世界大洋海流和水团分布世界大洋上层主要水平环流总特征世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。

太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而南半球的西边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。

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。

这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。

在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500km。

由于赤道无风带的平均位置在3°～10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。

夏季(8月)，北赤道流约在10°N与20°～25°N之间，南赤道流约在3°N与20°S之间。

冬季则稍偏南。

赤道流自东向西逐渐加强。

在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。

赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。

湾流和人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。

此后它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km，此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯角)。

然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。

佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系湾流方向的左侧是高密的冷海水，右侧为低密而温暖的海水，其水平温度梯度高达10℃/20km。

《大洋环流》课件

《大洋环流》课件

大洋环流的形成原因
1 热力驱动原因
区域温度的差异引起水的 密度变化，产生大气对大 洋水体的加热或冷却，从 而引发大洋环流。
2 风力驱动原因
地球表面地形和气压变化 改变了风的方向和速度， 形成了一些区域性的、周 期性或暂时性的洋流。
3 密度驱动原因
溶质、温度、盐度等因素 经过调节造成水的密度变 化，导致大洋环流形成。
大洋环流
在地球几乎70%的表面上，有着广阔的海洋，大洋环流是其中的一个重要组成 部分。人类利用大洋环流进行了丰富的海洋文化建设、物资经济管理、海洋 环保投入等海洋科技研究和大气环流研究。
《大洋环流》PPT课件
大洋环流是地球上重要的水循环系统之一，通过气候、风、地球自转等多种 因素的作用，影响着我们所生活的世界。
地球大洋环流分类
表面大洋环流
由气候、地球自转和风力作用形成，负责在热带和 亚热带的海域之间循环。
深层大洋环流
海水深度达到3000米以下的地球内部环流，与表面 大气和海洋运动形成独立循环系统。
大洋环流的观测和研究方法
浮标观测技术
通过浮标的轨迹及其温、盐度数据来研究探险对象的运动特征，航海器和浮标之间能够时刻 保持联络。
卫星遥感技术
利用卫星遥感技术获取目标海域的海水表面温度、盐度等多种信息，研究对象的运动规律， 并结合气象数据分析气候变化。
计算机模拟方法
通过计算机建立复杂的海洋环流模型，进行数值模拟和预测，可模拟和探索各种气候、天气 及海洋相关的科学问题。
大洋环流对气候的影响
1
大气环流的形成和变化
2
大气环流与大洋环流密切相关，大洋环
流与海洋转运和气候变化有关。
3
全球热量输送
大洋环流作为水-气交换的重要载体，将 能量有效输送到全球各地，制约着气候 变化的趋势。

世界大洋环流和水团分布

世界大洋环流和水团分布
湾流方向的左侧是高密的冷海水，右侧为低密而温暖的海水，其水平温度梯度高达10℃/20km。等密线的倾斜渗达2000m以下，说明在该深度内地转流性质仍明显存在。
黑潮
黑潮与湾流相似，黑潮是北太平洋的一支西边界。在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。在进入对马海峡之前，在济州岛南部，也有一部分进入黄海，称为黄海暖流，它具有风生补偿流的特征。
黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在35°N附近分为两支：主干转向东流直到160°E，称为黑潮延续体；一支在40°N附近与来自高纬的亲潮汇合一起转向东流汇于黑潮延续体，一起横过太平洋流，它是北太平洋赤道流的延续，因此仍存在着北赤道流的水文特征。
西风漂流
与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极绕极流，它们也分别是南北半球反气旋式大环流的组成部分。其界限是：向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。其共同特点是：在西风漂流区内存在着明显的温度经线方向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。极锋两侧的水文和气候状况具有明显差异。
赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。
赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
湾流和
人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。此后它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km，此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯角)。然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系 Nhomakorabea极地环流

世界大洋环流和水团分布

世界大洋环流和水团分布
赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。
赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
湾流和
人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。此后它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km，此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯角)。然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系
世界大洋上层的铅直向环流
总特征
在世界大洋表层的这些环流之间，特别是在赤道海区，由于海水运输有南北分量，导致了海水的辐聚下沉或辐散上升运动。在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间(3°～4°N)，由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流与北赤道流之间(10°N)又形成了海水的辐散上升。由于连续性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了经向的次级小环流。它们分布在25°N～20°S之间，所处深度较浅，仅变动于50～100m之间。正是由于这些次级小型环流的存在，使得赤道海区表层的热量和淡水盈余向高纬方向输送，部分调节了热盐的分布状况，使其得以相对稳定。
4.深层水
北大西洋上部但在表层以下深度上是它的源地，因此贫氧是其主要特性。其深度约在2000～4000m的范围内。
5.底层水
源于极地海区，具有最大的密度。
北大西洋流湾流到达格兰德滩以南转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。
北太平洋流 它是黑潮延续体的延续，在北美沿岸附近分为两支。

海洋学 第7-8章

海洋学 第7-8章
一、黄海暖流：黑潮流入黄海的分支。流速 0.2~0.4节。 二、台湾暖流：黑潮在台湾西面的分支，沿 福建沿岸向北达长江口，流速0.5~1节。 三、沿岸流：位于黄渤海西岸，大体自北向 南。主要是江河水组成的低盐水。
中国近海海流
中国的海流（左冬右夏）
第八章 海洋潮汐
第一节 第二节 第三节 第四节 第五节 第六节 潮汐的成因 潮汐的要素和类型 中国近海潮汐类型 潮汐的各种周期 潮流 潮汐的查对和推算
电磁海流计
海流计
第一节 海流的概念和表示方法
二、海流的表示方法 为了在地图上描绘出海流，通常有两种方法。 1.流线图。在海图上实际位置用箭头表示方 向，箭身粗细（或标值）表示流速。表示一 小段时间某海区海流情况。 2.海流频率图。以某一观测点为中心绘制放 射状箭头，箭身长表示海流的频率，粗细表 示流速，同时要有流速频率比例尺。此图可 表示某海区长时间流向的变化情况。
引潮力示意图
引潮力示意图
杭州的高低潮
第一节 潮汐的成因
三、太阳日和太阴日 中天：天体在天球上自东向西运行经过观测 点正上方和正下方的时刻，在正上叫上中天 ，正下叫下中天。太阳连续两次通过头顶的 时间间隔叫太阳日，其平均值称为平太阳日 ，为24小时，它是地球自转361°的时间。自 转1°耗时约4分钟，因为地球每天公转1°。 月亮连续两次通过头顶的时间间隔叫太阴日 ，平均是24小时48分钟。
2.附港：附属于主港的较小的港口称附港。 潮时差：附港与主港高潮或低潮潮时之差，+ 表示附港在后。 潮差比：附港与主港潮差的比值。 改正值：附港与主港潮高基准面之差，+表示 附港基准面更低。 附港高（低）潮时=主港高（低）潮时+潮时差 附港潮高=主港潮高×潮差比+改正值

第八章 水域生物群落

第八章 水域生物群落

二、根据底栖生物与底质关系划分的生态类群
1、底表生活型
• 固着生物：海绵动物、苔藓动物 • 附着生物：贻贝、扇贝、珠母贝 • 匍匐动物：大部分腹足类软体动物、海星类、海胆类 • 污损生物（fouling organisms）过去也称周丛生物、固
着生物或附着生物。藤壶、牡蛎、贻贝等 。
2、底内生活型 • 管栖动物：沙蚕生活在“U”形革质管内 • 埋栖动物：双壳类软体动物 • 钻蚀生物：
桡足类 Ceratonotus steiningeri
• 虽然这种羽毛状的新桡足 类动物种类在2010年10月3 日才对外宣布，但科学家 早在2006年就在非洲西部 的大西洋海面以下3英里(约 合5公里)处发现了它们的踪 影。当海洋生物普查项目 科学家还在大西洋东南部 和太平洋中部发现这种学 名为Ceratonotus steiningeri的桡足类动物 后，他们对分布如此广泛 的物种在如此长的时间内 未被发现而感到十分惊讶。 这种桡足类动物身长只有 百分之一英寸(约合0.5毫 米)，这或许是科学家未能 找到它们的原因之一。
• 微微型浮游植物占总生物量的90%，摄食浮游植物 的消费者主要是微小鞭毛虫、腰鞭毛虫和纤毛虫。
• 赤道带的东部与西部的生产力有差别，大洋东部存 在边界上升流，西部形成“暖池”（warm pool） ， 在温跃层上方又形成盐跃层。
二、温带（亚极区）海洋
（一）北半球
• 处于大洋气旋型辐散环流区，表层海水从环流中心向外扩 散，将深层水引向表层，补充真光层的营养盐。
的外貌。
• 根据浮游植物形成的生物生产力的能力，大陆架和上涌水 带是最为重要的。
• 大陆架以外的开阔海域完全由远洋的和底栖的有机体组成。 • 随深度的增加，生物的密度减小，尽管深部水域黑暗、寒

大洋环流模式图

大洋环流模式图1．洋流的分布名称副热带大洋环流副极地大洋环流分布海区中低纬度副热带海区北半球中高纬度海区环流方向北半球：顺时针南半球：逆时针北半球：逆时针组成环流的洋流性质大陆东岸或大洋西岸：暖流大陆东岸或大洋西岸：寒流大陆东岸或大洋西岸：寒流大陆西岸或大洋东岸：暖流太平洋北太平洋南太平洋——大西北大西洋洋南大西洋——印度洋北印度洋——南印度洋——2.北印度洋海区冬、夏季环流系统在北印度洋海区，由于受季风影响，洋流流向具有明显的季节变化。

(1)冬季，盛行东北风，季风洋流向西流，环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆流组成，呈逆时针方向流动。

(见下图甲)(2)夏季，盛行西南风，季风洋流向东流，此时索马里暖流和赤道逆流消失，索马里沿岸受上升流的影响，形成与冬季流向相反的索马里寒流，整个环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道暖流组成，呈顺时针方向流动。

(见图乙)洋流的判定方法1．判定洋流所处的半球(1)依据等温线的数值变化规律，确定洋流所处的半球。

等温线数值自南向北递减，则位于北半球(图1)；反之则位于南半球。

(2)依据纬度和环流方向组合图，确定洋流所处的半球。

如图2是以副极地(纬度60°)为中心逆时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中高纬度海区；图3是以副热带(纬度30°)为中心顺时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中低纬度海区；同理，图4大洋环流位于南半球中低纬度海区。

2.判定洋流流向洋流位于海水等温线弯曲度最大处，并与等温线垂直，洋流流向与等温线凸出方向一致(图1中的洋流M和N)。

3.判定洋流性质(1)由水温高处流向水温低处的洋流为暖流(图1中的洋流M)；反之则为寒流(图1中的洋流N)。

(2)通过判定洋流所处的半球，在北半球，自南向北的洋流为暖流，反之则为寒流；南半球情况相反。

(3)通过纬线的度数变化规律，由较低纬度流向较高纬度的洋流一般为暖流，反之则为寒流。

4．判定洋流名称(1)利用等温线图或纬度—环流方向组合图，判定洋流名称程序如下：判定洋流所处的南北半球；判定洋流所处的纬度带；判定洋流所在的大洋以及洋流所处大洋环流的位置，最终确定洋流的具体名称。

大洋环流系统

大洋环流系统
大洋表层环流系统 大洋深层环流系统
大洋表层环流系统：
大气与海洋之间的相互作用： 大气在海洋上获得能量而产生运动； 大气运动又驱动着海水； 这样多次的动量，能量和物质交换就制约着大 气环流和大洋环流。 海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环 流系统。
大洋表层环流模式：
大洋表层环流与盛行风系相适应。 格局特点：（总体规律）
赤道洋流遇大陆后，另一部分海水向南北分流， 在北太平洋形成黑潮（日本暖流）；在南太平 洋形成东澳大利亚洋流；在北大西洋形成湾流 （墨西哥湾暖流）；在南大西洋形成巴西洋流； 在南印度洋形成莫桑比克洋流
共同特点：高温、高盐、水色高、透明度大
其中最著名的是黑潮和湾流 黑潮：
水源：北赤道流；北太平洋西部亚热带海水；
北印度洋季风漂流： （冬逆夏顺）
夏季，由于南半球的东南信风随太阳直射点的北 移而越过赤道，受地转偏向力的影响形成西南季 风，北印度洋的表层海水在西南季风的作用下向 东流，呈顺时针方向； 冬季，主要是由于北半球的东北信风随太阳直射 点的南移，控制北印度洋地区，在东北信风的作 用下，北印度洋海水向西流，呈逆时针方向
中层水 冷水环流系统 深层水 底层水
暖水环流系统：
范围：南北纬40°~50°之间，从海洋表面到 600~800米深 水文特征：垂直涡动、对流较发达；温度、盐度具 有时间变化；受气候影响明显；水温较高； 冷水环流系统： 分布：大洋深处。从两极大洋表面一致伸展 到大洋底部 水文特征：垂直紊动不发达，洋流主要作缓 慢的水平流动;由于他源于高纬海区，所以低 温、盐度小，成为冷水环流；
流经地：我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风 漂流相接 主要特点：
流幅：台湾以东黑潮大约宽度约150海里，强流带靠近大

洋流


• 南极表层水形成于高纬 海区，在极地东风作用 下，形成一个独特的绕 极西向环流（内圈—— 逆时针）；
• 南极绕极环流的特点：低温、低盐， 冬季大部分水温在冰点左右，盐度 • 但是大部分南极海中仍 -3。 34.0--34.5 × 10 然以西风漂流为主（外
圈——顺时针）。
• 南极绕极环流流量相当于世界大洋中 最强大的湾流和黑潮的总和，但流速 仅为其1/10。
• 黑潮、东澳大利亚洋流、湾流、巴西洋流、莫桑比克 洋流，受地转偏向力的影响，到西风带则转变为西风 漂流。
• 南半球因三大洋面积彼此相连，风力强度常达8级以 上，所以西风漂流得到了充分的发展，从南纬30° 一直扩展到南纬60°左右，表层水层厚度可达3000 米，平均速度为10—20厘米/秒，流量2亿米3/秒。

• 洋流的性质主要取决于它所处的地理环境和 在水层中的位置，常用温度、盐度、密度来 表示。
• 其中，最主要的是温度、盐度两种水文特征： 如：高温高盐 低温高盐
2、洋流的分类
1、按成因分类：
①风海流：在风力作用下形成的； ②密度流：由于海水密度分布不均匀引起的，当摩擦 力可以忽略不计时，密度流又称地转流或梯度流；
次层水：到300—400米深度 （个别海区达500—600米）。 中层水：到800—1000米深度 （个别1500米）。不受季节性 变化影响，通常环流速度随深 度增加而减小。
3、深层水的环流
• 中层水以下，到4000—5000米深为深层水，其形 深层水特征 ： 成主要是热盐环流； 中低纬区水温为1.5—3.0℃，盐度为34.6— •① 环流形态与以上三层水有显著不同，成为独立的 35.0×10-3，密度较小； 环流系统； 高纬区水温低，盐度小，密度大； •② 据计算和观测表明，深层水的运动在整个大洋范 ③ 南北极附近海区，2000米以下水温为-0.01— 围内不是均匀扩展的，倾向于汇集在大洋盆地的 西部。 1.0℃，盐度小于35.0×10-3，密度大。

大洋环流及水团结构汇总

3. 印度洋赤道流系特征(Characters of Indian equatorial current)
主要受季风(monsoon)控制。11月至翌年3月盛行东北季风，5—9 月盛行西南季风。
4. 赤道逆流 (Equatorial counter current)
对应赤道无风带，平均位置在3°N—10°N之间。逆流区有充沛的 降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。它与北赤道流之间存在辐 散上升运动，水色和透明度也相对降低。
2. 赤道流系特征(Characters of equatorial current)
主要100—300m的上层，平均流速0.25—0.75m/s。下部 有强大的跃层存在，跃层以上温暖高盐的表层水。溶解氧 含量高，营养盐低。赤道流是高温、高盐、高水色及透明 度大为特征的流系。
大洋表层环流各流系的特征 (Characters of Series of Surface Circulation)
运动方程：牛顿第二定律
速度V是时空的函数，即V=V(x,y,z,t) 实质微商：
连续方程:质量守恒定律在流体中的应用。
地转流(Geostrophic Flow) 科氏力：
水平压强梯度力与科氏力平衡，海水流动才能稳 定
地转流(Geostrophic Flow)
一、均匀海洋中地转流(Geostrophic flow of homogenized ocean) 1、地转流(geostrophic flow)定义：压强梯度力水平分力与科氏力达到平
外压场引起的等压面倾斜则直达海底。)
地转流(Geostrophic Flow)
二、二层海洋中地转流 (Geostrophic flow of two-layered-ocean) １）等压面倾斜与等密面倾斜方向相反，若上层流速小于下层流速，倾
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本章要点：
1. 理解海洋在全球热量平衡收支中的作用
2. 掌握全球大洋温度、盐度以及密度的时空变化特征，以及由它们所决定的大洋层化结构，并能据此解释全球大洋深层环流
3. 了解通过何种手段能够简便地测量大洋深层温度、盐度
判断题
1. 海水蒸发或者结冰都会导致盐度上升
2. 海水几乎是不可压的，所以海水密度与深度无关
3. 太平洋的层状结构被研究的最充分
4. 热带没有四季变化
5. 海洋学家观测海水密度可以精确到小数点后5位
6. 在中纬度，太阳光的直射角随季节变化明显
7. 陆地的热容量要小于海洋
8. 中层海洋海水的盐度是由全球蒸发-降水分布决定的
9. 温度与盐度的不同组合可以导致一个相同的密度
10. 全球大洋的混合层可以扩展到表层以下500米的距离
11. 海水密度随深度增加是一种不稳定结构
12. 海表面风或海水辐聚会导致上升流
13. 上升流和下降流是一个非常缓慢的过程
14. 北大西洋底层水是全球海水中密度最大的
15. 地中海的海水从1000米深度处溢流至大西洋
16. 印度洋的海水混合混匀
17. 南极洲底层水是一个水团
选择题
1. 海表处吸收的热量通过向下传送
A. 风
B. 波浪
C. 海流
D. 下降流
E. 以上全部
2. 大洋的层状结构是因为
A. 海表吸收的热量更多
B. 海表蒸发和降水
C. 表层海水受风的作用而运动
D. 以上都有
E. B和C
3. 海洋上混合层大约有米厚
A. 50
B. 100
C. 500
D. 800
E. 1,000
4. 海洋中温度迅速变化的那一层称作
A. 温跃层
B. 盐跃层
C. 密跃层
5. 渗透压会
A. 随着温度的增加而增加
B. 驱动盐水穿过半透膜流入淡水
C. 驱动淡水穿过半透膜流入咸水
D. A和B正确
E. 以上都不正确
6. 赤道中层海洋水温年际变化范围约为℃
A. 1-5
B. 0-2
C. 3-6
D. 2-4
E. 6-8
7. 海洋中密度迅速变化的那一层称作
A. 温跃层
B. 盐跃层
C. 密跃层
8. 海盆中密度较高的海水
A. 自南极洲沿着海床向北流动
B. 生成于威德尔海
C. 其流动是全球热盐环流的一部分
D. A和C正确
E. 以上都正确
9. 在开阔大洋中
A. 相较于盐度，温度对密度的影响更重要
B. 相较于温度，盐度对密度的影响更重要
C. 相较于压强，盐度对密度的影响更重要
D. A和C都正确
E. B和C都正确
10. 如果海水的密度随深度增加而增大，海水
A. 混合均匀
B. 稳定
C. 辐聚
D. 不稳定
E. 中性
11. 上升流和下降流的流速约为
A. 0.5-1.0 m/day
B. 0.3-2.5 m/s
C. 0.1-1.5 m/day
D. 1-4 m/s
E. 2-6 m/day
12. 某一层海水的厚度和扩展范围取决于
A. 形成于哪一个维度
B. 自表层以何种速率下沉
C. 下沉区域的面积
D. B和C正确
E．以上都正确
13. 热带夏季海表面温度约为℃
A. 25-30
B. 10-15
C. 5-20
D. 40-45
E. 50-60
14. 北大西洋1000米处的海水来自于
A. Sargasso海
B. 红海
C. 湾流
D. 地中海
E. 黑海
15. 在某个范围内只具有一种温度和盐度的海水称作
A. lens
B. chaetognath
C. 水团
D. 水柱
E. 水体
16. 上升流将从底层带到表层
A. 营养盐
B. 腐败的物质
C. 锰结核
D. 深层沉积物
E. A和B
17. 为了保持地球的热平衡，地球必须
A. 从太阳获得能量
B. 向太空释放能量
C. 在内部产生能量
D. 吸收和释放同等数量的能量
E. 以上都不正确
18. 如果我们只考虑一小块面积的海洋，
A. 吸收的能量会被释放入太空
B. 蒸发会失去能量
C. 能量可以被输送入或者输送出这个区域
D. 给大气加热或者降温
E. 以上都正确
19. 温跃层的深度范围为
A. 500-2500 m
B. 100-1000 m
C. 300-1500 m
D. 0-2000 m
E. 以上都不正确
20. 一个CTD能够观测
A. 电导率
B. 深度
C. 温度
D. 以上都能
E. 以上都不能
TRUE - FALSE
1.T
2.F
3.T
4.F
5.T
6.T
7.T
8.T
9.T 10.T 11.F 12.F 13.F 14.T 15.F 16.T 17.F 18.F 19.T 20.T
MULTIPLE CHOICE
1.e
2.d
3.b
4.a
5.c
6.b
7.b
8.e
9.d 10.b 11.c 12.d 13.a 14.d 15.c 16.e 17.d 18.e 19.b 20.d。