IntroductionToPhysicalOceanography部分翻译

1、3.4海洋深度的测量海洋深度通常用两个方法测量：1）利用船载声学回声测深仪  2）利用卫星测高资料。回声测深仪 大多数海洋地图是基于回声测深仪所进行的测量制得的。该仪器发射10-30千赫的声波并且接收海底回声。传输脉冲和接收回声之间的时间间隔与声速相乘约等于海洋深度的两倍（图3.10）. 图3.10左：回声探测器通过发送声脉和观测接收海底回声所需的时间来测量深度的海洋冲。右：时间通过缓慢移动的纸卷上的火花燃烧标记被记录。Dietrich等（1980：124）. 1922年第一个跨大西洋的回声探测由美国海军驱逐舰斯图尔特制造。紧接着就是由德国研究和调查船流星在1925-1927年远征南

2、大西洋期间发起的第一次关于海洋盆地的系统调查。从那时起，有关海洋学研究的和海军舰艇编队在海上作业时就已经使用回声探测仪了。记录在册的船舶跟踪数百万英里的数据已经被数字化用以生成制作地图的数据库。轨迹分布不是很好。在南半球的轨迹往往相距甚远，甚至接近澳大利亚（图3.11）并在良好的影射区域（例如北大西洋）紧密结合起来。 图3.11用于映射澳大利亚附近海底的回声测深仪数据的位置。注意大面积地方的深度没有被船舶测量。来自大卫桑德韦尔，斯克里普斯海洋研究所。 回声测深仪进行的是最精确的海洋深度测量。其精确度为±1。卫星测高计 我们对海洋深度认知和船舶轨迹之间的差距现在已经被卫星高度资料填补了

3、。测高计描绘的海表面形状与它的海底形状是非常相似的(Tapley and Kim, 2001; Cazenave and Royer, 2001; Sandwell and Smith,2001).看到这一点，我们必须首先考虑重力是如何影响海平面的。海平面和海洋深度的关系 质量超额的海底，例如一个海丘的质量，由于海丘的质量大于它的排水量的质量而增加了局部重力。岩石比水稠密三倍以上。这些多余的质量增加了局部万有引力，吸引水往海丘方向流去。从而改变了海表面的形状（图3.11）.让我们将这个概念更精确一些。非常近似的说，海表面是一个叫做大地水准面（见专栏）的特定水平面。通过定义它是一个处处垂直于重力

4、的恒引力势水平面。尤其是，它必须垂直于当地通过铅垂线测量的垂线，“用于测量垂线的一端具有金属重物的线或绳索”（牛津英语词典）.质量超额的海丘吸引铅垂线的重量，造成铅垂线一点点倾向海丘而不是地球重心。由于海平面一定垂直于万有引力，它一定有一个高于海丘如图3.12所示的轻微凸起。如果没有这个凸起，海平面就不垂直于万有引力。典型海丘造成的凸起在超过100-200公里的距离约有1-20米高。这些程度小范围大的凸起并不能从船舶观测到，但它很容易通过卫星高度计测得。海沟会有质量上的亏空，会造成海表面的凹陷。海表面形状和水深之间的对应关系并不精确。这些由海底浓度、海底地貌的年代、沉积物密度等因素决定。如果一

5、个海丘像冰川那样漂浮于海底，那么它的引力势将要比像冰川置于顶部那样弱得多。因此，引力与海底地形之间的关系因地而异。声学回声探测仪测量的深度被用来确定区域关系。于是，测高计用来与声学回声探测仪测得的数据进行插值互补(Smith and Sandwell, 1994).大地水准面对应海面的水平面是一个特殊表面，大地水准面。对于第一近似，大地水准面是一个对应均质流体在固体旋转转动表面的椭球体，这意味着该流体不具有内部流动。对于第二近似，由于局部引力变化大地水准面不同于这个椭球体。这些偏差被称为大地水准面波动。关于这个波动的最大波动幅度大致是±60米。对于第三近似，由于海洋不是在休眠期大地水

6、准面偏离海表面。海平面与大地水准面的偏差被定义为地貌。这个定义类似于大地地形的定义，例如在地形图中给出的高度。海洋地貌是由潮汐、海水的比热容以及洋流导致的。将在第十和十七章体现它们的影响。地形的最大波动幅度约是±1米，相比大地水准面波动是小的。大地水准面的波动是由局部引力变化引起的海底质量分布不均所导致的。海丘有着超额的质量是因为它比水稠密。这在大地水准面产生一个向上的凸起（见下文）。海沟具有质量上的亏空。这造成大地水准面的一个向下凹陷。因此，大地水准面与海底地貌密切相关。海洋大地水准面图形与海底地貌有着显著的相似处。 图3.12海丘比海水更稠密。增加了局部重力，引起海面上铅垂线（箭

7、头）向着海丘偏转。由于休眠期的海洋表面一定与万有引力方向垂直，海面和局部大地水准面必须有一个微微凸起，如图所示。这样的凸起很容易被卫星高度计测量。其结果是，卫星高度计数据可用于映射海底。注意，海表面的凸起被大幅度夸张了，一个2千米高的海丘会产生大约10米的隆起。卫星测高计系统 现在让我们看看高度级如何测量海面的形状。卫星高度计系统包括一个用来测量卫星与海面距离的雷达和一个用来确定卫星在地心坐标系高度的追踪系统。该系统测量海面相对地球重心的高度（图3.13）.这样给出了海面的形状。 图3.13卫星高度计测量海面上方的卫星的高度。当它从卫星轨道高度被减去，这个差值就是海平面相对与地球中心的距离。表

8、面的形状是由于万有引力变化，产生大地水准面波动，产生了决定海洋地貌的洋流，以及海面与大地水准面的偏离。这个椭球参考系最好的稳定逼近大地水准面。在图中大地水准面的变化，大地水准面的波动，以及地形被极大地放大了。斯图尔特（1985）.许多测高卫星已在空间运行。所有的海洋大地水准面和在大地水准面的海底地貌的影响都可以被观察到。获得最有用数据的测高计包括海洋卫星（1978），GEOSAT（1985- 1988年），ERS-1（1991-1996），ERS-2（1995-），Topex/Poseidon（1992-2006），Jason（2002 - ），和环境卫星（2002）.Topex/Poseid

9、on和Jason进行了专门设计，使海面高度测量极精确。精度为±0.05米。海底地貌的卫星测高仪地图 海洋卫星，GEOSAT，ERS-1和ERS-2与地面轨迹间隔3-10公里之余的轨道运行，这足以映射大地水准面。结合回声测深仪的数据与来自GEOSAT和ERS-1测高计系统数据，史密斯和桑德韦尔（1997年）制出了5-10千米水平分辨率和全球平均深度精度为±100米的海底地形图。3.5海底图表和数据集 几乎所有的回声测深仪数据被数字化然后组合起来制成了海底图表。数据被进一步处理和编辑，成为能大量存储在光盘格式中的数字数据。这些数据被来自卫星测高的数据所补充生成具有3公里左右水平

10、分辨率的海底地图。英国海洋数据中心以联合国教科文组织政府间海洋学委员会和国际海道测量组织的名义公布了海洋(GEBCO)数字地图集的大体上的等深线图。该图册集主要由深度轮廓的位置，海岸线，与轨道线所组成，都来源于比例尺为1:10百万出版的第五版大洋地势图。最原始的轮廓都是基于数字化测深仪数据绘制底图手绘的。图3.14海洋海底地形与3公里分辨率的卫星高度表观测海面形状。来源：史密斯和桑德韦尔美国国家地球物理数据中心出版etopo-2的光盘含来自于回声测深仪中的海洋深处的数字价值和测高学并且还有测量中的高地。数据将被内插到两分钟(2海里)网格。64°N和72°S之间的海洋数据都是

11、来源于史密斯和桑德韦尔（1997）的工作结果，他们将回声测深仪数据与GEOSAT和ERS1中的卫星测高数据相结合。海底数据64°N向北的是来源于北冰洋国际海底地形图。海底数据向南72°S的是来自美国海军海洋办事处的数字测深数据基可变分辨率。土地数据来自于全球项目，并且从很多国家制作了0.5-minute（0.5海里）的网格间距使用数据的数字高程模型。各国政府发布沿海和港口地图。在美国，NOAA国家海洋局出版的航海图用于在港口和近海水域船舶航行。3.6海洋里的声在海洋中声是唯一远距离传输信息的方便手段。声被用来探测海底属性、海洋深度、温度和潮汐。鲸鱼以及其他海洋生物利用声来导

12、航、远距离通讯，和寻找食物。 声速 海洋声速随着温度，盐度，和压力而变化 (MacKenzie, 1981; Munk et al. 1995: 33):C：速度（m/s），t：温度（摄氏度），S：盐度（见第6章盐度的定义），Z：深度（m）.该方程的精度约为0.1 m/s (Dushaw et al. 1993). 其他声音速方程已被广泛使用，特别是威尔逊（1960）提出的公式已被美国海军广泛使。在典型的海洋环境下，速度通常是14501550 m/s（图3.15）.利用（3.1），可以精确计算出这个典型海洋环境下的速度随温度、深度、盐度的变化。这个近似值为：温度每升高10速度变化40 m/s,

13、深度每增加1000速度变化16 m/s，盐度每增加1速度变化1.5 m/s.因此声速变化的主要原因是温度和深度（压力）。盐度的变化有很小的影响。 图3.15大洋声道的产生过程。左：RV时的温度T和盐度S随测量深度的函数。Hakuho Maru cruise KH-87-1,station JT，1987年1月28日，北纬33°5290，Long北太平洋东经141°5580.中：声速随温度、盐度、深度变化。右：声速在接近1km深度时出现最小值，定义为大洋声道。 (数据来自jpots Editorial Panel,1991).如果画出声速随深度变化的函数图像，我们可以发现该速

14、度通常在深度约为1000米时具有最小值（图3.16）.出现最小速度时的深度称为声道。这个现象在所有海洋几乎都有出现，在纬度非常高的地区通常可以到达表面。声道很重要因为声在声道可传播的很远，甚至有时绕地球半周。声道的原理：最初要从声道传播出去的声音射线被折射返回到声道中心。以一个小角度向上传播至水平的射线向下弯曲，以小角度向下传播至水平的射线向上弯曲（图3.16）.根据地理区域的不同，典型的声道的深度变化为101200m.图3.16 海洋声音射线的路径与临近声道轴线的关系图After Munk et al. (1995). 声的吸收 单位距离的声的吸收取决于声音的强度I：I0：吸收之前的强度，K

15、：吸收系数，取决于声的频率。解方程：K的典型值（dB/km）：1000HZ时,0.08 dB/km;10万HZ时，50 dB/km.分贝的计算：dB=10log(I/I0)，I0：原声功率，I：吸收后声功率。例如，在1公里范围内的一个1000HZ信号被吸收了仅1.8：I =0.982I0.在1公里范围一个10万HZ信号被降低到I=10-5I0.采用典型的回声测深仪用一个30,000 Hz的信号从海面倒海底再回来用来测绘海洋深度发生的衰减很少。大洋声道中，低于500HZ的极小频率的声波都可在大范围距离被检测到。1960年由澳大利亚珀斯爆炸发出的15H声波被将近一半的世界各地在百慕大附近的声道接收

16、到。之后实验表明。在赫德岛（75°E，53°S）附近声道传送57 Hz信号可以在大西洋百慕大和太平洋加利福尼亚州蒙特雷接收到。(Munk et al. 1994).声的利用 由于低频声波可以被远距离接受，20世纪50年代美国海军在海底深水区和浅水区放置麦克风阵列连接他们的驻地。声监视系统SOSUS，虽然旨在跟踪潜艇，但已经发现了许多其他用途。它已被用于听取和追踪鲸鱼多达1700公里的路程，并发现海底火山爆发的位置。3.7重点概念1.如果海洋被缩小到8英寸的宽度，它的深度将与一张纸的厚度相同。其结果是，在海洋中的速度场几乎是2维。垂直速度比水平速度小得多。 2.只有三个官方的海洋。3.海水的体积超过了海洋盆地的能力，海洋溢于大陆架上。4.海洋深处被回声测深仪测量映射，并且它测量的时间需要一个声音脉冲从表面到底部和背面。船用回声测深仪测量深度的基础已被用于生产海底地图。这幅地图一些地区的水平分辨率很差，因为在这些地区几乎看不见