电鳐的发电器是由肌肉组织衍生而成，其发电部位随种类而异。发电器的放电是连续脉冲放电，高频率放电可达250～280赫，低频率放电只有10～20赫。温度对放电时间有影响，温度高时放电时间短，温度低时放电时间长。电能耗竭后，经过一段时间的休息可恢复放电能力。电鱼的发电器产生的电压，随种类不同相差很大，一般可由几伏到数百伏，最高可达近千伏。产于中国广东沿海一带的单鳍电鳐和双鳍电鳐，被当地渔民称为“震手”，电压为37～45伏。
海洋有毒动物
海洋有毒动物含有毒素、对人类和其他生物能致命或致病的海洋动物。海洋有毒动物现已知有1000余种，广泛分布于世界各个海域。分别隶属海洋无脊椎动物和海洋脊椎动物。海洋有毒无脊椎动物约有300余种，主要属于腔肠动物、软体动物和棘皮动物。在环节动物、节肢动物等门类中也有些有毒种属。
海中奇兔
海兔不是脊椎动物而是生活在热带和亚热带浅海里的一种软体动物——蚝、蚌等海洋贝类的近亲。遗憾的是，今天的海兔已经见不到自己的贝壳了。这是因为它的贝壳长期不用久而久之已经退化，变成了一片薄薄的透明角质层。海兔的头部长有两对触角，前面一对较短的专管触觉，后面一对细长的专管嗅觉。当海兔静止时那对细长的嗅觉器官就伸了出来，很像兔子的一对耳朵，而那蜷曲的身体便像一只兔子趴在地上，海兔也就由此得名。海兔既不会跑，也不会跳，只会慢慢地爬行。这种以海带和海藻为主要食物的海兔在沿海有许多种类，而在渤海沿岸仅有一种，那就是斑拟海兔。为了防御敌害，海兔具有奇异变色本领，当它静卧在珊瑚上时，能与珊瑚混为一色。除此之外，海兔还有两手御敌绝招：其一是位于外套褪下的腺体，能在受到敌害威胁时分泌出一种紫色的浓液，掩护自己乘机逃遁。海兔的嘴里还可吐出一种酸性乳状浓液，不仅有毒，还散发出一种令人作呕的气味。
海洋的组成
海洋由四部分组成：（1）海水水体——海洋的主体；（2）海岸——海洋的边缘；（3）海底——托起海水的固体层；（4）海空——海面以上的大气。可见，海洋是一个包括海水、水下、水上的立体概念，由具有固态、液态、气态的三态物质组成，由无机物和有生命的海洋生物并存的复杂的统一体。
海水的密度
海水的密度是指单位体积内海水所包含的质量。海水密度一般在1.02～1.07之间，它取决于温度、盐度和压力(或深度)。在低温、高盐和深水压力大的情况下，海水密度大。例如，在大西洋深层冷水中，海水密度就大。而在高温、低盐的表层水域，如赤道表层海水密度就小。一般情况下，由赤道向两极，温度逐渐变低，密度则逐渐变大。到了两极海域，由于水温低，海水结冰，剩下的海水盐分高，所以密度更大。因此，北冰洋附近海域海水密度都很高。
海蛇科
海蛇科是海洋中唯一的有毒爬行类，有50余种。它们分布于热带和亚热带海域中，在中国主要产于南海。
海蛇的毒素，主要有4种：
（1）神经毒素，会引起麻痹，导致死亡。
（2）卵磷脂酶，起破坏红血球作用。
（3）抗凝固酶，能阻止血浆凝固。
（4）透明脂酸酶，起扩散毒素作用。
海蛇毒素的致死量依种类而不同，一般为3～10毫克。通常每条海蛇所含的毒素量高达10～50毫克(千重)。所以被咬伤后死亡率很高，可在数小时内死亡。但注射抗毒蛇血清，能很快治愈。
海洋发光生物
海洋发光生物是自身具有发光器官、细胞（包括发光的共生细菌），或具有能分泌发光物体腺体的海洋生物的统称。海洋中能发光的生物种类繁多，有浮游生物、底栖生物和游泳动物。“生物发光”它是化学发光的一种类型，是化学能转换为辐射能过程中放射出的可见光，因为散发的热量非常少，又称为冷光。
鱼类发光现象是由于体上分布了一些发光的器官，这种器官内的某些特殊物质在缓慢的氧化过程中放出一种“冷光”。发光器官由四部分组成：腺体、水晶体、反射器、色素体。有些鱼类发光，是由于自身组织中具有一种能发光的细菌与其共生，或由皮肤分泌一种能够发光的液体，即荧光素。发光的生物学意义：种类识别、照明、引诱食饵、惊吓敌害。
海岸
海岸指海洋和陆地相互接触和相互作用的地带。包括遭受波浪为主的海水动力作用的广阔范围，即从波浪所能作用到的深度（波浪基面），向陆延至暴风浪所能达到的地带。
在漫长的海岸带蕴藏着丰富的生物、矿产、能源、土地等自然资源。还有众多深邃的港湾，以及贯穿内陆的大小河流。它不仅是国防的前哨，又是海、陆交通的连接地，是人类经济活动频繁的地带。这里遍布着工业城市和海港。海岸具有奇特的、引人入胜的地貌特征，可辟为旅游基地。在海岸及其邻近地带居住着世界人口的2／3，由此给海岸、河口的生态系统和生态环境带来不同程度的影响。海啸、飓风和台风侵袭海岸和海滩，对沿海的工业、农业造成危害。
海岸类型
按不同的海岸形态和成因划分的各种海岸类别。在海岸发育过程中，由于受地壳运动、地质构造、岩石性质、海水运动、海面变动、原始地貌、入海河流以及生物等因素的影响而形成的不同类型的海岸形态。按其形态和成因可分为：
（1）平原海岸。又称“沙岸”，由巨厚而松散的沉积物组成，这种海岸平直、单调，岸上地势平坦，有些地方多沙洲、浅滩。主要以分布在大河入海处的三角洲最为典型。
（2）基岩海岸。主要由比较坚硬的基岩组成，并同陆地山脉或丘陵毗连。这种海岸地势险峻，岸线岬湾曲折，坡陡水深，岛屿星罗棋布，多天然良港。
（3）生物海岸。是生物(活的和死的)对海岸的附加作用。最具代表性的有红树林海岸与珊瑚礁海岸。
海岸的组成
（1）海岸（狭义）。紧邻海滨，在海滨向陆一侧，包括海崖、上升阶地、海滨陆侧的低平地带、沙丘或稳定的植被地带。
（2）海滨。也称海滩。从低潮线向上直至地形上显着变化的地方（如海崖、沙丘等），包括后滨和前滨。有人认为海滩尚应包含与海滩发育过程密切相关的水下部分。后滨指由海崖、沙丘向海延伸到前滨的后缘，其上发育暴风浪所形成的滩肩，有高度不大的陡坎或陡坡。滩肩向海一侧的边界为海滩坡度突变处，称肩顶或滩肩外缘。前滨指肩顶至低潮线之间的滩地。邻近肩顶的前滨部分，通常坡度较陡，也称滩面。
（3）内滨。自低潮线向海直至破波带的外界。有些内滨存在水下沙坝和水下浅槽。
（4）外滨。破波带外界向海一侧的底部较平缓地带（也有人认为外滨从破波带外界起延伸至陆架边缘为止）。但有些学者未划出内滨，而将自低潮线开始的向海延伸部分（包括上面的内滨）统称为外滨。
（5）近岸带。包括海滩和水下泥沙活动的地带，约在水深10～20米的范围内。
海岸沙堤
海岸沙堤是与海岸平行的狭长沙质堆积体，一种海岸堆积地貌。有的沙堤沿海岸分布在高潮线以上，称滨岸沙堤，是波浪将侵蚀物质向岸搬运，堆积于海岸的产物。有的沙堤呈连续或间断地分布在岸外海滨，被泻湖与陆地隔开，称为岸外沙堤。
海岸沙嘴
海岸沙嘴是海岸地貌形态之一。沿岸漂移的沙砾绕过突然转折的岸段，一部分沙砾逐渐沉积下来，形成一端衔接海岸，一端沿着漂移方向伸延入海的狭长堆积地貌。波浪作用下的沿岸沙砾流，由波能较高的岸段向波能较低的岸段运移，可形成沙嘴。如岬角与港湾相连的岸段，因波浪折射，岬角被侵蚀的碎屑物质向港湾移动，在沙砾流容量减。
海岸泻湖
海岸地带由堤岛或沙嘴与外海隔开的平静的浅海水域，称为海岸泻湖。它和外海之间常有一条或几条水道沟通。由于泻湖地处海陆相交的特殊地带，受河流和海水的共同影响，因而在水文特征和沉积作用上都具有特殊性。泻湖水深一般不足10米，呈狭长带状平行于沙堤延伸，在内侧滨海低地，常有盐沼分布，沙堤内侧为平缓潮滩。泻湖常由一条或几条水道与外海连通或高潮时与外海相连。在潮流入口处，泥沙随潮而入，水道内侧形成涨潮三角洲，在水道外侧形成落潮三角洲。水体盐度一般自潮流入口向河口方向递减。当泻湖与外海水体频繁交换时，其盐度接近于海水盐度，若不发生水体交换，尤其在干燥地区又无河流注入和大气降水，蒸发量大于降水量，其盐度要高于正常海水。泻湖与外海隔离以后，形成一个稳定的沉积环境，被沉积物填满后成为潮滩，再逐步演化为海岸平原。泻湖为沿岸的港口建设和航运提供了良好的条件，也是天然养殖场。泻湖因其独特的地理环境及波浪状况还可开发为旅游区和水上运动基地。
海底地形
海底地形与陆地一样，有山岭、高原、盆地、丘陵等形态。海底地貌按洋底起伏的形态特征，大致可分为大陆架、大陆坡和大洋底三部分。大陆架是指陆地向海洋延伸的平浅海底。大陆坡是大陆架与深海底之间较陡的陡坡。大洋底是海洋主要部分，有海岭、海脊、海底高原等正地形；也有海沟、海槽、深海盆地等负地形。
海盆
海盆是大洋的主体部分。洋底下凹并为海岭或海底隆起所分割的盆地。面积大，外形呈圆形或椭圆形，底部较平坦，深度3000～6000米（大多为4000～5000米）。覆盖着深海沉积，以化学沉积和生物沉积为主。
海底山脉
海底山脉又称“海脊”或“海岭”。深海底部狭长绵亘的高地。长度可达上万千米，宽1000～3000千米，高2000～4000米。
个别山峰出露水面成为岛屿，如此大西洋的亚速尔群岛，南大西洋的阿森松岛等。大西洋中央海底山脉，纵贯南北，山脉走向与大洋轮廓一致，呈S形。太平洋海岭分布在中部，南北绵延1万千米以上。印度洋海岭分布呈“人”字形。
海底峡谷
海底峡谷是横剖面呈V字形的海底地形。发育于大陆边缘，主要在大陆坡上，头部多延伸至陆坡上部或陆架上，甚至接近海岸线，谷轴弯曲，支谷汊道甚多，形似陆上的峡谷。峡谷头部平均水深约100米，末端水深多在2000米左右，少数可深达3000～4000米。多数可延伸至大陆坡麓部，峡谷口常为缓斜的海底扇地形。
海底扇
从大陆坡麓向外海缓斜的扇形地称海底扇。在海底峡谷的前缘，为沉积物所覆盖。又称深海扇或海底三角洲。
海底扇可分为4个单元：
（1）上部扇带。具凹形剖面，坡度陡达1／100，有一条深切的沟谷。
（2）中部扇带。具凸形剖面，坡度约1／500，为放射形的沉积最厚的隆起部分。
（3）下部扇带。坡度约缓至1／1000，表面光滑而微有起伏。
（4）末端扇缘。表面平整，与深海平原相接。
海底扇沉积物的类型
海底扇沉积物有如下类型：
（1）碎屑流堆积。峡谷出口和上部扇带中为杂乱的砂砾，分选差。
（2）液化流或粒屑流堆积。有少量砂砾，分选较好。
（3）浊流层。发育于中部和下部扇带的谷中的，是从高流态浊流中沉积下来的物质；发育于扇谷的内部和外侧的，是从低流态浊流中沉积下来的物质。
（4）半远洋沉积。主要是陆源泥砂和生物源物质，分布于扇谷间、下部扇带和扇缘。扇谷内的沉积物颗粒较粗，扇谷间颗粒较细。沉积物中常含有植物和浅海生物的残骸，它们都是浊流从大陆边缘搬运至此而沉积下来的。
海底扩张说
沿大洋中部穿透岩石圈的裂缝或裂谷向两侧扩展并导致新生洋壳的学说。它认为地幔物质在这种裂缝带下因软流圈内的物质上涌、侵入和喷出而形成新的洋壳，随着这个作用不断进行，新上涌侵入的地幔物质把原已形成的洋壳向裂谷两侧推移扩张，致使洋底不断新生和更新。由于洋壳不断向外推移，及至海沟岛弧一线，便受阻于大陆而俯冲下插于地幔，达到新生和消亡的消长平衡，从而使洋底地壳在2～3亿年间更新一次。
“海底扩张”说，恰好可以解释当年魏格纳无法解释的大陆漂移理论。我们知道，地球是由地核、地幔、地壳组成的。地幔的厚度达2900千米，是由硅、镁物质组成，占地球质量68.1％。因为地幔温度很高，压力大，像沸腾的钢水，不断翻滚，产生对流，形成强大的动能。大陆则被动地在地幔对流体上移动。形象地说，当岩浆向上涌时，海底产生隆起是理所当然的，岩浆不停地向上涌升，自然会冲出海底，随后岩浆温度降低，压力减少，冷固凝结，铺在老的洋底上，变成新的洋壳。当然，这种地幔的涌升是不会就此停止的。在继之而来的地幔涌升力的驱动下，洋壳被撕裂，裂缝中又涌出新的岩浆来，冷凝、固结、再为涌升流动所推动。这样反复不停地运动，新洋壳不断产生，把老洋壳向两侧推移出去，这就是海底扩张。
在洋底扩张过程中，其边缘遇到大陆地壳时，扩张受阻碍，于是，洋壳向大陆地壳下面俯冲，重新钻入地幔之中，最终被地幔吸收。这样，大洋洋壳边缘出现很深的海沟，在强大的挤压力作用下，海沟向大陆一侧发生顶翘，形成岛弧，使岛弧和海沟形影相随。海底扩张说的诞生，可以解释一些大陆漂移说无法解释的问题。当年魏格纳的“大陆漂移”学说，被赫斯教授的“海底扩张”学说所代替就是情理之中的事了。20世纪60年代后，被人们一度冷落的“大陆漂移”学说又重新受到人们的重视。
海底扩张说的验证
海底扩张说从以下事实得到验证：
（1）1963年F.J.瓦因和D.H.马修斯从地磁场极性的周期性倒转的分析发现洋中脊区的磁异常呈条带状、正负相间、平行于中脊两侧，对称延伸，其顺序与地磁反向年表一致。这一事实证明了洋底是从洋中脊向外扩展而成，洋底磁异常条带因顺序相同而具有全球的可对比性。
（2）1965年威尔逊提出了转换断层的概念，证明岩石圈板块的水平位移成为可能，并因此阐明了洋中脊的新生洋壳和海沟带的洋壳消减之间的消长平衡关系，即扩张速率与消减速率相等。通常用扩张速率来表示海底扩张作用的强度，一般以一侧的速率来表示。太平洋的扩张速率为每年5～7厘米，大西洋的扩张速率为每年1～2厘米。
海底热液矿床
海底热液矿订是指同海底热泉有关的多金属硫化物矿床。海底热泉自海底喷口喷出。发生于海洋脊轴附近。1965年在红海首次发现。1977年伍兹霍尔海洋研究所R.巴拉德等乘阿尔文号潜水器在加拉帕戈斯裂谷发现的热泉及1977年在北纬21°的东太平洋海隆观察到温度最高达380±30℃的热泉，其热液刚喷出时清澈透明，与海水相混时遇冷便激起混浊的碱性水柱，并析出很细小的铁、铜、锌等的硫化物颗粒，它们堆积在热泉口旁，成为海底热液矿床。矿床类型已发现的超过11处，依产出位置可分为：大洋中脊型、岛弧-边缘海型、热点型和活动断裂型。
海底火山