2022年《海洋学》教案

1、海洋学教案绪论一、海洋学及其分类（一）海洋学的定义海洋学是争论 海洋 中物理 、化学 、生物 、气象 、地质 及其他过程和现象的发生、进展、演变规律及其 开发利用和爱护的学科；海洋学又称海洋科学,属于地球科学体系；地球科学是由众多分支及相关学科组成的复杂的科学体系,主要包括地理学、地质学、大气科学、海洋科 学、水文科学及固体地球物理学等；（二）洋学的对象及内容争论对象：海洋；包括海水、溶解或悬浮于其中的物质、生活于海洋中的生物；海洋的上 边界,即海面及其上大气边界层；海洋的侧边界,包括河口和海岸带等；海洋底边界,包括海 洋沉积和海底岩石圈；争论内容：海水运动规律、海洋中物理、化学、生物、地质过

2、程及其相互作用的基础理 论；海洋资源开发利用、海洋环境监测、爱护和治理等；（三）洋学的分类基础性学科分支：物理海洋学 、化学海洋学、生物海洋学、海洋地质学等；应用性学科分支：渔业海洋学、海洋生态学、卫星遥感海洋学、海洋声学和光学技术及应用、工程海洋学、环境海洋学、海洋环境监测和预报等；二、海洋空间特点及其与环境的相互作用（一）洋空间特点1）无界与有界；（2） 通达与阻隔；（3）深厚与浅薄海洋空间上有以下特点：（二） 海洋环境的相互作用 海洋环境的相互作用表现在以下几个方面：（1）海洋 - 大气相互作用；（2）海洋 - 海底相 互作用：（ 3）海洋 - 陆地相互作用：（4）海洋 -天体相互作用海

3、洋通过海面与大气底层相接触,从而海水和大气通过海面不断发生相互作用,这种相互 作用是通过物质、动量和能量的交换输送来实现的；上层海水通过海面接受来自太阳的辐射 能；低层大气又从海面获得能量（热量）,形成大气环流；大气环流将部分动量输送给上层海水,并促成上层海洋环流形成；上述过程中,通过水分的蒸发、凝聚和降水,海洋和大气之间 又不断发生水分的交换,从而形成全球的水分循环；海洋通过海底与海底岩石圈相接触,从而海水和海底岩石圈通过不断发生相互作用,这种 相互作用是通过物质、动量和能量的交换输送来实现的；尽管从地球内部穿过海底地壳输向海洋的热量海底热流,平均只有 10 2 w / m 2 量级,但海底

4、火山、大洋中脊、海岭及某些海底 深潭等处的海底热泉,对局部海疆的影响却不容忽视；海洋 -陆地相互作用是在沿岸带发生的,并进而影响到整个大洋；通过沿岸带陆源物质输 入海洋,形成海洋沉积；海洋能量也在沿岸带耗散,从而对沿海陆地产生深刻影响；同时由于 陆地和岛屿的存在,使海水运动更加复杂化,增加明白析或数值求解的难度；通过万有引力场,地球之外的天体（主要是月球和太阳）及地球本身对海洋的引力作用直接 导致了海洋潮汐和潮流的产生；三、海洋科学的进展 海洋科学的进展史可分为三大阶段；（一）洋学问的积存与早期的观测、争论4 世纪,在 18 世纪以前,人类在生产活动中不断积存了有关海洋的学问,其中不少观点具有

5、肯定科学性；公元前7-6 世纪,古希腊的泰勒斯认为大地是浮在茫茫大海之中的；公元前第 1 页,共 45 页古希腊的亚里斯多德在动物志中已描述和记载了爱琴海的170 余种海洋动物；但是,对海洋的更多的明白,是从公元 15 世纪资本主义兴起之后；在所谓的地理大发觉时代的 15-16 世纪纪,意大利人哥伦布于 1492-1504 年 4 次横渡大西洋到达南美洲；葡萄牙人麦哲伦在 1519-1522 年完成了人类第一次环球航行；1768-1779 年英国人库克 4 次进行了海洋探险,第一完成了环南极航行,并最早进行了科学考察,猎取了第一批关于大洋深度、表层水温、海流等资料；这一时期取得了很多为海洋科学

6、奠定基础的科学成就；1673 年英国人玻意耳发表了关于海水浓度的论文,1687 年牛顿用万有引力定律说明白海洋潮汐,1740 年瑞士人贝努利提出了平稳潮学说,1770 年美国人富兰克林发表了大西洋湾流图,1775 年法国人拉普拉斯首创大洋潮汐动力理论等等；（二）洋科学的奠基与形成（19-20 世纪中叶）这一时期的特点表现为由海洋探险逐步转向对海洋的综合考察,随之而来的是海洋争论的深化、成果的涌现和理论体系的形成；详细来说,海洋调查方面,如1831-1836 年达尔文随“ 贝格尔” 号调查船的环球探险,英国人罗斯 1839-1843 年的环南极探险,特殊是英国“ 挑战者” 号于 1872-187

7、6 年的环球航行考察,被认为是现代海洋科学争论的真正开头；此后,德国“ 流星” 号 1925-1927 年的南大西洋调查,采纳了很多新奇仪器设备,取得了丰硕的成果；海洋科研方面,英国人福布斯在 19 世纪 40-50 岁月出版了欧洲海的自然史,美国人莫里1855 年出版了海洋自然地理学,英国人达尔文1859 年出版了物种起源,它们被誉为海洋生态学、近代海洋学和进化论的经典著作；海洋化学方面,迪特玛 1884 年证明白海水主要溶解成分的恒比关系,为海水盐度测定奠定了基础；海流争论方面,1903 年海兰 -汉森提出了深海海流的动力运算方法,1905 年埃克曼提出了漂流理论；海洋地质方面,默里于 1

8、891 年出版了深海沉积一书；特殊是斯韦尔德鲁普等合著的海洋（为近代海洋科学产生的标志；（三）现代海洋科学时期（20 世纪中叶至今）The oceans）一书,被誉这一时期国际上很多政府间和民间的海洋科学组织先后建立,同时海洋国际合作调查研 究也在更大规模上绽开；海洋科学调查争论的仪器设备性能更好,技术手段更先进,运算机、微电子、声学、光学及遥感技术等广泛地应用于海洋调查和争论中,如 CTD、声学多普勒流 速剖面仪、锚泊海洋浮标、水下试验室、水下机器人及气象海洋卫星等等；随着现代化仪器设 备的广泛应用,海洋科学理论取得了一系列重大成就,如关于厄尔尼诺-南方涛动、热盐微小 结构、大洋中尺度涡、大

9、洋环流理论、海浪谱理论、海洋生态平稳理论等的科研论著不断涌 现；当今世界,人口 激增,耕地锐减,陆地资源日趋削减,环境恶化严峻；因此,海洋资源的开发、利用和爱护愈来愈受到人们的重视,很多国家相继制订了21 世纪的海洋进展战略,可以说是 21 世纪的新世纪；海洋科学在经受古代、近代和现代的进展之后,必将迎来一个更为辉煌的新时代；四、本专业海洋学的内容及要求 海洋学是海洋渔业与科学技术专业的专业基础课,本专业的其他专业课,如渔业资源学、渔场 学、渔业资源评估、渔具渔法学、航海技术、鱼类行为学及渔业工程等都与海洋学有肯定关系；（一）主要内容（1）海水理化性质的基本概念和原理；（2）海水主要水文要素的

10、变化、分布规律及其影响因子；（3）海水破浪、海流、潮汐及混合等动力过程的形成规律和主要结论；（4）常规海洋环境调查内容、方法及海洋资料的分析处理方法；基本要求（二）（1）熟识并把握上述主要内容有关的基本概念和理论；（2）具备肯定的海洋环境调查及海洋资料的分析处理的动手才能；第 2 页,共 45 页第一章 海洋外形11 海陆分布地球 表面海陆分布极不平稳：地球表面总面积8=5.1108km2海洋面积 =3 .61102 km ,比例 =70.8% 陆地面积 =1 .491082 km ,比例 =29.2% 海陆面积之比 =2.5 ：1 南北半球海洋和陆地占全球面积的比例见下表；北半球海洋比例 %

11、 陆地比例 % 60.7（42.1）39.3（66.1）南半球80.9（57.9）19.1（33.9）备注： 1）括号内数字为南、北半球的海洋和陆地分别占其总面积的比例 2 ）无论如何划分地球,任一半球海洋比例均大于陆地比例 3）海洋是相通的,而陆地就是相互分别的地球表面不同高度和深度上的面积分布情形可用 地壳起伏曲线 表示12 海洋划分依据海洋水文要素及其外形特点,可将世界大洋分为主要部分洋和附属部分海、海湾及海峡；121 洋洋是海洋的主体部分；特点： 1）一般远离大陆,面积宽敞,约占海洋总面积 90.3%； 2 ）深度大,一般大于 2022m； 3 ）海洋水文要素如温度、盐度等不受陆地影响

12、,季节变化小； 4 ）水色高、透亮度大； 5 ）具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统；组成： 太平洋 （图 1.2）、 大西洋 （图 1.3）、 印度洋 （图 1.4）和北冰洋（图 1.5）；122 海湾及海峡海：海洋的边缘部分；据统计全世界共有 54 个海,占世界海洋总面积的 9.7%；海具有以下特点：（ 1）深度较浅,一般在 2022m 以内；（ 2）温度、盐度等海洋水文要素受陆地影响很大,季节变化明显；（3）水色低、透亮度小；（4）没有独立的潮汐,但潮汐涨落比大洋显著；（ 5）有肯定的海流系统；按海所处位置可分为陆间海、内海和边缘海；海湾：是洋或海延长进入大陆且深度逐步减小的水域,一般以入

13、口处海角之间的连线或人口处的等深线坐为与洋或海的分界线；差,如我国杭州湾；特点：与邻接海洋水文状况很相像,但常显现最大潮海峡：是两端连接海洋的狭窄水道；特点：流速大,且有的上下层流向相反,有的左右流 向不同,前者如直布罗陀海峡,后者如渤海海峡；13 海洋地势 海洋地势 （图 1.5）通常分为海岸带、大陆边缘和大洋低三个部分；131 海岸带第 3 页,共 45 页海岸带：是海陆交互作用的地带,其地貌是在波浪、潮汐和海流等作用下形成的；组成：海岸、海滩及水下岸坡；海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带,大部分时间里暴露于海水面之上,仅在特大风暴潮时才被埋没,故又称为潮上带；海滩是高低潮之间的地带,高潮时被

14、水埋没,低潮时露出水面,故又称为潮间带；水下岸坡是低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分,又称为潮下带,其下限相当于1/2 波长的水深处,通常约10-20m；132 大陆边缘大陆边缘是大陆与大洋之间的过渡带,通常由：大陆架、大陆坡、大陆隆及海沟等组成；（1）大陆架 是大陆四周被海水埋没的浅水地带,是大陆向海洋底的自然延长,其范畴是从低潮线起以极其平缓的坡度延长到坡度突然变大的地方（即陆架外缘）为止；主要特点：平均坡度为 0.1 ,平均深度132m,最深为500 m,平均宽度75km ,最宽为 1000 km；大陆架的沉积物主要是来自大陆的泥沙,形成阶状海底平整面,其上为一些水下沙丘或丘状起伏

15、的地貌形态；水文要素有明显的季节变化,风浪、潮流及海水混合作用剧烈；海水养分盐及氧含量丰富,海洋初级生产力高,易形成良好渔场；全球大陆架水面面积占海洋总面积的 7.6% （ 2）大陆坡 是陆架外缘陡倾的全球性庞大斜坡,其下限为坡度突然变小的地方；主要特：坡度较陡,平均为 3 -7 ,最大坡度在斯里兰卡海岸外,达 35 -45 ,宽度从几海里到几百海里不等；大陆坡表面主要是一些海底峡谷和深海平整面；大陆坡水域离大陆较远,水文要素分布较稳固；全球大陆坡水面面积占海洋总面积的 15.3%；（3）大陆隆 是从大陆坡下界向大洋底缓慢倾斜的地带,又称大陆基或大陆裾；主要特点：大陆隆表面坡度平缓,水深在25

16、00-4000m ；沉积物深厚,形成深海扇形地,富含有机质,具有庞大的海底油气资源；全球大陆隆水面面积占海洋总面积的 15.3%；4 海沟 是大陆边缘底部狭长的海底陷落带 , 深度通常大于 6000 米 , 几多数海沟分布在太平洋四周 . 133 大洋底大洋底是大陆边缘之间的大洋总统部分,由大洋中脊和大洋盆地构成（ 1）大洋中脊 是贯穿世界四大洋、成因相同、特点相像的庞大海底山脉系列；全长65000km ,顶部水深 2-3 km ,高出大洋底 1-3 km ,有的露出海面成为岛屿,宽数百至数千千米不等,面积占洋底面积的 32.8%,是世界上规模最庞大的环球山脉；大西洋中脊延长方向大致与两岸平行

17、,印度洋中脊呈“ 人” 形,太平洋中脊偏居东侧且边坡较平缓,故有东太平洋海隆之称；各大洋中脊的北端分别延长至陆的,南端相互连接；大洋中脊的顶部有沿其走向延长的陷落谷地,深 1-2km,宽数十至一百多千米,称为中心裂谷；该裂谷是海底扩张中心和海底岩石圈增生的场所,扩张和增生主要通过沿裂谷带的广泛火山活动来实现；大洋中脊占世界大洋底总面积的 32%；（ 2）大洋盆地是大洋中脊和大陆边缘之间的宽广洋底；大洋盆地坡度微小,约0.3-0.7深度 6000m 左右,面积约占世界海洋面积的一半；大洋盆地上通常分布一些海槽、海底谷、断裂带等负地势及一些海山、海丘、海岭等的正地势；14 中国近海地势中国近海属于

18、北太平洋西边界的部分边缘海,称为东中国海（the East China Sea）,包括渤海、黄海、东海及南海,跨经温带、亚热带和热带,具有世界上最宽敞的大陆架之一；141 海区划分 渤海：半封闭内海,辽东半岛的老铁山与山东半岛蓬莱角的连线为渤海与黄海的分界线；黄海：半封闭的陆架浅海,长江口北角启东至济洲西南角连线为黄海与东海的分界线,山 东半岛的成山头与朝鲜西岸的长山串的连线为南黄海与北黄海的分界线；东海：为太平洋边缘海,西北接黄海,东北从济洲岛至五岛列岛为与朝鲜海峡为界,东面 以琉球群岛与太平洋相连,南面自福建东山岛至台湾南端与南海相通；第 4 页,共 45 页南海：背面以台湾海峡与东海相通

19、,东面接菲律宾、巴拉望、加里曼丹等与太平洋分隔,南面接马来半岛、纳土纳群岛、加里曼丹等与印度洋分隔；142 海底地势 中国近海海底地势与大陆相像,即西高东低：西部水浅、东部水深；自海南岛南面经台湾 至日本九洲连一线,此线以西,水深较浅、海底平整、坡度较小；此线以东,水深、坡度大、有海沟等；南海四周浅,中心深,形成南海盆地；渤海和黄海海底全属于大陆架,东海极大部分属于大陆架,只有东部一小条狭窄地带为大 陆坡,南海四周边缘为大陆架和大陆坡,中心为深海盆；渤海平均水深 26m,最大 70m；黄海平均水深 44m,北黄海为 38m、南黄海为 46m,最深 在济洲岛西北达 120m；东海大陆架平均水深

20、72m,大陆坡发育在冲绳海槽东西两侧,最大水 深 2022m 多；南海海盆水深 34005500m 中国近海海底地势总特点：紧邻大陆,海底平整,坡度缓和,大陆架宽敞,大陆径流充 沛,泥沙沉积作用明显,海水混合剧烈,养分丰富,沿岸曲折多港湾,水文状况复杂；143 中国海岸、海港、海峡及岛屿（一）中国近海海岸线全长 18400Km ；主要有平原积累海岸、山地丘陵基岩海岸及生物海 岸；（二）港口（三）海峡（四）岛屿第 5 页,共 45 页其次章 海水的物理和化学性质海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体及含有很多悬浮物质的混合液体,这使海水的一些理化特性与纯水的有很大差异；然而海水中无机盐等的含

21、量约占 3.5%,极大部分是纯水,因而海水的基本理化特性与纯水的有着亲密关系；21 水的结构和特性211 水的结构水分子 （图 2.1）是由一个氧原子和两个氢原子组成的,即 H 2 O,两个氢原子并不对称排列在氧原子的两侧,而是以 104.5 的键角排列在氧原子的一侧,这样氧原子和两个氢原子的正负电荷不能相互抵消,所以水分子是极性分子；分子极性使得相邻水分子之间形成氢键,进而缔合成较为复杂的水分子；这种缔合水分子并不转变水的化学性质,但使水具有了一些特殊而有趣的物理性质；212 纯水的特性第一,纯水的密度随温度变化表现出反常变化；纯水在大气压力下,温度 4 C 时密度最3大,等于 1000 k

22、g .m；4 C 以上时,密度随温度上升而减小,4 C 以下时,密度却随温度3降低而减小；水结冰时,体积增大,密度减小 , 为 916.7 kg .m,故冰总是浮在水面上；其次,水具有极强的溶解才能,海水正是水溶解了来自陆地和海底的很多物质后而形成的一种复杂溶液；而这些溶解物质又使海水具有一些不同于纯水的特性；最终与其它液体相比,水的热性质有很多反常；如与氧族元素的其它氢化物相比,水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面张力都反常的高；水的相对分子量最小,其理论上的熔点和沸点应分别为 -90 C和-80 C；纯水的这些特性均可由水特殊的分子结构得以说明；22 水温度和热性质221 海水温度海水温度

23、是表示海水冷热程度的物理量,以摄氏度表示；其高低反映了海水分子热运动平均动能的大小；海水温度的变化取决于其热量平稳状况,影响海水热量平稳的因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程；223 海水热性质热容 一物体温度上升（或降低）1 C 所吸取（或放出）的热量称为热容,单位为J C 1；单位质量物体的热容称为比热容（简称比热）,单位为 J Kg 1 C 1；单位体积物体的热容称为容积热容,单位为 J m 3 C 1；海水比热 指海水在肯定压力下的比热,即定压比热（或定压比热容）C p,它是海水温度、盐度、与压力的函数；大致规律为：一个大气压下,C 随盐度的增高而降低；低温、低盐时,Cp随温度上

24、升而减小,高温、高盐时CpCp就随温度上升而增大；通常在盐度S30、温度 t10 C时,Cp总是温度上升而增大；（定压比热 J Kg 1 C1）容积热容C p J m 3 C1密度Kgm3第 6 页,共 45 页海水 1.025 10 33.89 10 34.0 10 6空气 1.29 1.00 10 31.29 10 3蒸发潜热 肯定质量的海水化为同温度的蒸汽时所吸取的热量称为海水的蒸发潜热,它与盐度关系不大,但随温度上升而减小,即 对海 -气热交换有着重大影响；L=2479-2.2t ；海水蒸发潜热是全部物质中最大的,热传导 海水中热量从高温处传向低温处称为海水热传导,分为海水分子热传导和

25、海水湍流热传导两种；K1热膨胀海水体积随水温变化而转变,其相对变化率称为热膨胀系数,以表示,单位；在肯定压力和盐度下1VVtp,S或1t p , S式中 V 和 分别是海水的体积和比容；是 S、t 和 p 的函数,其变化规律是：比纯水的要大；随 S、t 和 p 的增大而增大；在一个大气压下,低温、低盐时,为负值；由正值变为负值所对应的温度称为海水最大密度温度 t max,它随盐度 S 增大而降低；压缩性 海水体积随压力变化而转变,其负的相对变化率称为海水压缩系数,有等温压缩系数和绝热压缩系数两种；等温压缩系数以 t表示1tp S , tt随 S、t 和 p 的增大而减小；与其它液体相比,海水压

26、缩系数是很小的,故海洋学中常将海水视为不行压缩；绝热变化 海水现场温度为海水微团绝热上升或下沉过程中,其温度随压力转变而变化；如肯定深度处的t,该处海水微团绝热上升至海面温度下降t ,就称tt为该水团在该深度处的位温；位温适用于争论深层水温分布,由于那里绝热变化效应较为明显；23 海水盐度231 基于化学方法的盐度首次定义 1902 年盐度首次定义：1Kg 海水中碳酸盐全部转化成氧化物,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 g/Kg,符号；此后依据“ 海水组成恒定性” ,归纳出用测定海水氯含量来运算其盐度的公式： S =0.030+1.8050Cl 上式称为Knud

27、sen 盐度公式；式中Cl 定义为海水的氯度,即“1Kg 海水中的溴和碘以氯当量置换后氯离子的总克数” ,单位和符号与盐度相同,其值可用AgNO 滴定法测定；测定时要用一种所谓的标准海水来标定 AgNO 溶液的浓度；国际上规定标准海水是氯度值精确为19.374 、对应盐度为 35.000 的大洋水；第 7 页,共 45 页232 1969 年盐度的重新定义由于海水的电导与盐度具有对应关系,通过测定海水水样的电导和 Cl ,并依据改进后的 Knudsen 盐度公式（即 S=1.80655Cl ）算出盐度,便可归纳出海水盐度与其电导的函数关系；海水肯定电导很小,通常采纳水样在肯定条件下相对于标准海

28、水电导的电导比 R 15,它被定义为“ 一个标准大气压下,15 C 时水样的电导率 C（S,15,0）与同温同压下标准海水电导率 C（35,15, 0）之比值” ,即 R 15 C S , 15 , 0 ；C 35 , 15 , 0 盐度的重新定义：S000.00899628 . 29720 R 15212 . 80832 R 15310 . 67869 R 15Knudsen 盐度45 . 98624 R 1551 . 32311 R 15上述盐度公式优点是精度高、速度快,缺点是它依靠于“ 海水组成恒定性” 和公式,两者均有肯定误差,故盐度的重新定义也有较大的误差；对于在任意温度t 下测定的

29、电导比RtCS,t0,要进行温度订正；全部运算均可通过C35,t0,查表进行；2331978 年有用盐度标度（PSS78）有用盐度标度不再依靠于“ 海水组成恒定性” 和Knudsen 盐度公式,而是选定一种浓度为精确值的氯化钾（KCl ）溶液,用海水水样相对于 KCl 溶液的电导比来确定盐度值；为保持盐度历史资料与有用盐度标度的连贯性,规定 KCl 溶液的浓度精确值为 32.4356,该溶液在一个标准大气压下,15 C 时的电导率 C（32.4356,15,0）与同温同压下标准海水电导率 C（35,15,0）相同；有用盐度公式：5iS a i K 152i 0式中,K 15 是在一个标准大气压

30、下,15 C 时水样的电导率 C（S,15,0）与同温同压下标准KCl 溶液电导率 C（32.4356,15, 0）之比值,即C S , 15 , 0 K 15C 32 . 4356 , 15 0, a 0 .0 0080 , a 1 0 . 1692 , a 2 25 . 3851 , a 3 14 . 0941 , a 4 .7 0261 , a 5 2 . 7081 ,5ia 35 . 0000i 0有用盐度公式适用范畴为 2 S 42；有用盐度不再使用符号,因而其值是旧盐度值的 1000 倍；明显,K 15 1 时,水样的有用盐度 S 精确为 35；海水的肯定盐度（S A）单位质量（

31、Kg）海水中全部溶质的总质量,是无法直接测量的,它与有用盐度值略有差异；24 海水密度241 海水密度的定义及其表示法第 8 页,共 45 页海水密度的定义：密度Kgm3、比容 mKg1,其关系为：t,p1/；和均是海水温度t、盐度S 及压力 p 的函数,即S,t,p、S ,分别称为现场密度和现场比容；表示方法：Knudsen 参数S、t 和 p 的函数；t,仅是温度和盐度的函数110 3上式中应懂得为海水的比重,因而是个无量纲参数,且也是在海面（ p=0）,S,t0,此时称为 条件密度 ,记为 tS,t（图 2.2）；tS ,t, 0 13 10当 p=0、t=0 时,t仅为盐度 S 的函数

32、,记为00S , ,0 0 13 10密度超量1000 Kgm3Kgm3,且与数值相同,从而保证了海洋资料的连贯性；与具有相同的量纲241 海水状态方程与其状态参数S、 t、p 的函数关系式,据此可利用现场实测的或海水状态方程是海水密度S、t、 p 来运算海水的密度；一个大气压国际海水状态方程表示在一个标准大气压（海压p 为 0）下,海水密度S ,t,0 与有用盐度S 和温度 t之间的函数关系；S ,t0, wAS3 BS/2CS2式中A.8 244931014 . 0899103t7 . 6438105t2109t5.82467107t35 . 3875109t4B5 . 724661031

33、 . 0227104t.16546106t2C4.83141049. 095290103t2W999 . 8425946 . 793952102t1 . 001685104t3.1 120223106t46 . 536332该方程适用范畴是：2t40C,0S42高压国际海水状态方程表示任意海压下的海水密度S ,t,p与有用盐度S、温度 t 及 海水压力p 之间的函数关系；第 9 页,共 45 页S,t,pS ,t,01Knpp1KS ,t,p由下式给出：s ,t,式中pS ,t0,由“一个大气压国际海水状态方程” 确定；KS ,t,K S ,t0, Anp Bnp 2其中AKS ,t, 0 K

34、W54 . 67460 . 603459 t.109987102t26 . 1670/105t3SA w.7 9441021 . 6483102t.5 3009104t2S 32 2 . 28381031 . 0981105t1 . 6078106t2SBB w1 .90175104S3/2.9 93481072 . 0816108t9 . 16971010t2S式中纯水项由下式给出：K w19652 . 21148 .4026 t2 . 327105 t24t285 . 77905107t3n105；1 . 360477102t35 . 155288105t4Aw3 . 2399081 .

35、43713103t1 . 1609210Bw8 . 509351056 . 12293106t5 . 278710t2该方程适用范畴是：2t40C,0S42 ,0p108Pa,压力匹配因数高压国际海水状态方程也可表示为S ,t,p t,0S ,t, 0 S1K np 为一个大气压国际海水状态方程,其余符号同上；S ,T,P其中S ,1/,t0,S,t0,上述国际海水状态方程特点是运算精度高、物理意义清楚,同时仍可用以运算海水的热膨 胀系数、压缩系数、比容批偏差等；25 海洋光学251 光在海水中的传播特性反射和折射太阳光线到达海面的总辐射能0I ,一部分rI将被反射,另一部分iI 就折射进入水

36、中；当太阳高度增大时,反射率为I r0I减小,而折射率为I i0I增大；此外,风浪也会影响海面对太阳光的反射率和折射率；散射和吸取折射进入水中的太阳光线因水分子和各种悬浮粒子作用不断该转变方向而产生散射,散射后光强度sI取决于海面总辐射能或0I ,并随深度z 按指数变化,即c粒时,k1；因此纯时,k1；当IsI0ekzd粒0 . 32式中 k 为散射系数；当c 粒42净的大洋水对可见光中的短波散射较剧烈、长波散射较弱；沿岸浑浊海水对太阳光散射较弱；第 10 页,共 45 页折射进入水中的太阳光线因水分子等作用部分转化为热能等而产生吸取,吸取后光强度aI取决于海面总辐射能0I,并随深度z 按指数

37、变化,即IaI0ez式中为吸取系数,其值光波波长、悬浮物质及浮游生物分布等；大致规律：可见光中的短波吸取系数较小,长波吸取系数较大；大洋水吸取系数较小,沿岸海水长波吸取系数较大；光的衰减折射进入水中的太阳光线同时受到散射和吸取作用而形成衰减 图 2.3,衰减后光强度I 取决于海面总辐射能0I ,并随深度z 按指数变化,即II0ez式中为吸取系数,k；可见光中的短波衰减系数较小、长波衰减系数较大；大洋水衰减系数较小,沿岸海水长波衰减系数较大；252 水色和透亮度 透亮度表示海水透光程度的物理量,符号 T,单位为 m；有用中一般以透亮度盘的最大可见深度 表示；理论上,透亮度用光强 I 衰减到其入射

38、光强 0I 的 e 1（即 4.3%）倍时,光所通过的距离表示,其值相当于衰减长度 L（即衰减系数的倒数）,即z L 1式中衰减系数 由光通过 z=1m 时,光强 I 与入射光强 0I 的比值确定,即ln I I0 水色水色是指海水及其中悬浮物质及浮游生物等对折射进入水中的太阳光的向上的散射光谱；海色就是包括海面反射、散射及海水散射等多种光谱组成的颜色；水色是海水固有的光学性 质,也与海水中悬浮物质及浮游生物等有关；海色除与海水光学性质、悬浮物质及浮游生物等 有关外,仍与太阳高度、天空状况、海底、地质和水文条件等有关；实际中,水色以透亮度值 一半深度处,透亮度盘以上水柱的的颜色表示,并以水色计

39、中最接近该颜色的色级号数作为水 色记录；号码小,水色高；号码大,水色低；水色和透亮度 图 2.4分布和变化大洋水水色高、透亮度大,沿岸海水水色低、透亮度小；低纬度（热带）海洋水色高、透亮度大,高纬度（温带、寒带）海洋水色低、透亮度小；暖流（如黑潮）海水水色高、透亮度大,寒流（如亲潮）水色低、透亮度小；等水色线一般与海岸线平行；河口邻近海水水色低、透亮度小；26 海洋声学261 声波及其传播速度声波 是在弹性介质中传播的一种纵波；声波在水中传播平均速度为1500ms1,在空气中传播平均速度330ms1；人耳能辨论的声波频率为20-203 10 Hz,高于 203 10 Hz 的声波为超声波、低于

40、20 Hz 的为次声波；第 11 页,共 45 页海水中声波的波速2 1ct s式中 为海水密度,t和 s分别为海水的等温压缩系数和绝热压缩系数,且 t s；为c p海水等压比热与等容比热之比,即；由于 和 s均是海水 S、t 及 p 的函数,因此声c v波在海水中的波速也是 S、t 及 p 的函数；大致规律是：温度 t 增加、盐度 S 增大、及压力 p 增大,就声波波速增大；海水中声波波速的体会公式c1449 . 30c tc Scpc tSp其中ct4 .587t5. 356102t22. 604104t31,声速相应增加cS1 .19S359.6102S352cp1 .5848101p1

41、 .572105p23 .461012p4ctSp1. 35105t2p7.19107tp21 2.102S35 t理论上,海水温度每上升1 C,声速相应增加4.21ms1；盐度每增加1.14ms1；压力每增加0.319ms1；1 个大气压（深度约增加10m）,声速相应增加声速垂直剖面及梯度声速随深度变化的分布曲线cz称为声速垂直剖面图 2.5；其详细外形取决于海水的S、t 和 p 等特定条件；通常夏季浅海或大洋上层主要取决于水温t；冬季浅海或大洋深层主要取决于海水静压力 p；详细而言,夏季浅海或大洋上层声速一般随深度增加而减小；冬季浅海或大洋深层声速一般随深度增加而加大；单位深度所对应的声速

42、的转变量称为声速垂直梯度,即 dc ,其表达式为dzdc c c cG t G S G pdz t S p式中 Gt dt为水温垂直梯度,G S dS为盐度垂直梯度,G p dp0 . 1（大气压）为压dz dz dz强垂直梯度；G 一般可忽视,G 由实测到；实际中用声速梯度仪可直接获得声速垂直剖面曲线,由此可推算出声速垂直梯度；当声速垂直梯度值为正时,就称声速垂直剖面曲线为正梯度分布；反之,称为负梯度分布；前者表示声速随深度增加而增加,后者就表示声速随深度增加而减小；262 海洋中声波的传播海洋声学特性海水、海面和海底构成了一个复杂的声波传播空间,声波通过这个空间时,一方面要受到海水介质的吸

43、取,海水中气泡、浮游生物和海水微团的散射,海面的反射与散射,及海底的反射与吸取等；另一方面,声波传播时波阵面随传播距离的增加而扩展,因此,声强（能）将逐渐减弱；第 12 页,共 45 页传播特性通常声波在海洋中的传播方向和轨迹可用声线来描述,其理论依据是折射定律；依据折射 定律水下声源发出的声线将逐步向声速小的地方弯曲,遇到海面、海底或温跃层又被反射和散 射；因此,声速具有正梯度分布时,声线向上弯曲；声速具有负梯度分布时,声线向下弯曲；（1）波导和反波导传播 在特定水文条件下,如声波传播时声能缺失较小、传播距离较 远,此种传播称为波导传播；如声波传播时声能缺失较大、传播距离较近,就称为反波导传

44、播；波导传播多见于冬季浅海,声速具有正梯度分布,声线向上弯曲,至海面时极大部分被反 射,一段时间后再次向上弯曲,并又被海面反射；如此不断经海面反射和海水折射,形成波导传播；反波导传播就常见于夏季浅海,声速具有负梯度分布,声线向下弯曲,至海底时被反 射,一段时间后再次向下弯曲,并又被海底反射；但是,由于海底对声波吸取较多,声波能量减较快,从而形成反波导传播；2 声道海洋中使声波传播时声能限制于肯定深度层范畴内、从而使其超远距离传播的水层称 为声道 图 2.6；声道是在声速垂直剖面具有声速最小值的特定情形下产生的；声速最小值对应 的深度称为声道轴；依据折射定律,位于声道轴邻近的声源所发出的声线,由

45、于海水折射而被限制在声道轴邻近的水层内传播,声能缺失较小,形成波导型传播；声道分深海声道和浅海表 层声道两种；深海声道多见于温带和热带大洋的深水区,上层声速主要取决于水温,深度增加水温降低,故声速减小；肯定深度以下声速主要取决于压力,深度增加压力增大,故声速加 大；从而声速垂直剖面形成微小值,其所在深度便是声道轴的深度；浅海表层声道多见于冬季 浅海表层；27 海水溶解氧、 pH 值及养分盐271 海水中的溶解氧1L ）海溶解氧溶解氧溶于海水中的氧的量简称为溶解氧,以0 C、一个大气压下单位体积（水中溶解氧的体积（ml）表示；表层海水与大气接触溶解有充分的氧气,海水溶解氧近似达到平稳,但是也有很

46、多因素影响甚至打破这种平稳；影响海水中溶解氧的因素温度和盐度肯定压力下溶解氧可表示为温度和盐度函数,一般随温度上升和盐度增大,溶解氧增大；大洋水溶解氧主要取决于温度；秋、冬季海水溶解氧上升,春、夏季海水溶解氧 降低；寒流溶解氧较高、暖流较低；生物 上层海洋中的光合作用产生氧气,故春、夏季浅海海水溶解氧可能达到过饱和；深 层海洋中的氧化呼吸作用就不断消耗氧；光合作用只能在光合层中进行,而呼吸作用就不然,因此随着深度增加,光合作用产生的氧逐步削减,至肯定深度时间合作用产生的氧与呼吸作用 消耗的氧数量相当,该深度称为溶解氧补偿深度；补偿深度以下溶解氧以耗氧过程为主；海水混合 热盐环流 增加；海水对流

47、、湍流混合可以使表层海水溶解氧带至深层；高纬度、极地海洋低温、高密度的富氧水随热盐环流使个大洋底层海水氧含量海洋中溶解氧分布272 海水 pH 值273 海水中的养分盐 海水中的养分盐是指海水中由N、P、 Si 等元素组成的某些盐类,又称为植物养分盐；各类营养盐在海洋表层经常被浮游植物大量消耗,甚至成为海洋初级生产力的“ 限制性因素” ；N、P、Si 等养分盐主要存在形式第 13 页,共 45 页氮：溶解氮 N 、无机氮化物、有机氮化物等；其中能被海洋浮游植物直接利用的是溶解无机氮化物（ DIN ）,包括硝酸盐、亚硝酸盐和铵盐,三者仅占海洋总氮量的 2.4%；氮是海洋生物体内蛋白质和氨机酸的主

48、要成分；磷：无机和有机磷；无机磷酸盐又有溶解态（DIP）和颗粒态（ PIP）两种； DIP 主要有：2 3HPO 4 87% 、PO 4（12%）、H 3PO 4 和 H 2PO 4 所占比例很低；PIP 以磷酸盐矿物存在于海水悬浮物和海洋沉积物中,其中丰度最大的是磷灰石,约占地壳总磷量的 95%以上；有机磷化合物也包括颗粒有机磷化合物（POP）和溶解有机磷化合物（DOP）； POP 主要存在于海洋生物的细胞原生质中、有机碎屑中；硅：有溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式；硅是海洋植物,特殊是海洋硅藻类浮游植物生长必需的养分盐；含硅海洋生物的残体沉降至海底,形成硅质软泥,是深海沉积物的主要成分；N

49、、P、Si 等养分盐分布和变化水平分布 图 2.8：取决于生物活动、大陆径流、水文状况、沉积作用和人类活动等因素；分布特点是河口、沿岸水域的含量高于大洋；开阔大洋中高纬度海疆含量高于低纬度；海洋浮游植物繁盛季节,沿岸水域含量因生物消耗而降到很低水平；一些河口、湾口等水体,由于大陆径流输入大量 N、P 等养分盐,可能显现富养分化,甚至诱发赤潮；垂直分布 图 2.9：三种养分盐在大洋中的垂直分布有相像特点；大洋真光层里,因的大量利用,含量多很低；生物新陈代谢产物和死亡有机体残骸的沉降、分解等作用,使养分盐释放回海水中,因而其含量随深度增加而增大,并在肯定深度达到最大值,之后几乎不再随深度而变；河口

50、、近岸水域养分盐垂直分布受生物活动、水文状况及底质条件影响,冬季含量较高,且垂直分布匀称；夏季表层含量较低,低层就较高；季节变化：中纬度温带海区和近岸浅海海区季节变化较为明显,与海洋浮游植物生物量的消长亲密相关；冬季含量较高,夏季就较低；第 14 页,共 45 页第三章 海水温度、盐度和密度的分布和变化31 海水温度分布和变化311 海面热平稳热平稳方程 Q Q I Q B Q E Q H式中 Q 为到达并进入海面的太阳总辐射（又称有效太阳辐射）,Q 为海面有效回辐射（又称海面净长波辐射）,Q 为蒸发或凝聚潜热,Q H 为海气间感热交换,Q 为海面热量收支平稳余项；各项单位均为（W m 2）；

51、世界大洋多年平均而言,Q 0,说明世界大洋多年平均表层水温不变；局部海疆、短时间内,如 Q 0,就表层水温上升；Q 0,就表层水温下降；太 阳 辐 射 又 称 短 波 辐 射 , 99.9% 的 辐 射 能 集 中 在 0.210.0 m ； 其 中 可 见 光0.400.76 m ,占 44%；红外部分（ 0.76 m ）,占 47%；紫外部分 0.40 m ,占 9%；太2阳常数 1367 7 W m,全球平均值约为其 1/4；太阳辐射穿过大气层时受到大气和云的吸取和散射,到达海面时部分又被反射回大气,这过程中仍与太阳高度有关,因此进入海洋的太阳总辐射 Q 可表示为Q I Q I 0 1

52、0 . 7 C 1 A S sinh式中 Q I 0 为到达大气上界的太阳总辐射（相当于太阳常数）,C 云量（ 01）,A 为海面反射率, h 为太阳高度角；海面有效回辐射 Q B Q B Q s Q a,Q 为海面对大气的长波辐射,Q 为大气向海面的回辐射；Q 特点：随海面水温上升或海面空气相对湿度增加而减小；随天空云量增加而减小；地理和季节变化较小；低纬度热带海区 Q Q ；蒸发和凝聚潜热 Q E Q E C E a L e 0 e z W,式中 a为空气密度,L 为蒸发潜热,e 和 ze 分别为海面及其上方 z 高度处的水汽压,W 为海面风速,C E 为水汽输送系数,与海面水文状况和风速

53、等有关；海气间感热交换QHQ HCHaCa T 0T z W,式中a为空气密度,C 为空气比热,T 和Tz分别是海面水温及其上方z 高度处气温, W 为海面风速,CH为热量输送系数；海洋内部热量交换 1）垂直方向上热量输送 水密度, w 为流速垂直重量,Q ：Q z A z C p w T,式中 C p 为海水比定压热容,为海zT 为水温, z 为垂直坐标（向下为正）,A 垂直湍流热扩散系数；当T0时,就热量向下输送；当T0时,就热量向上输送；zz第 15 页,共 45 页 2 ）水平方向上热量输送Q ：QAnTA nCPV nTjnT,式中Vniujv水平流速矢量,u和v分别为V的 x 和

54、y 重量；Ti为水平温梯度；A 水平湍流热扩散xy系数,其余符号同上；312 大洋水温分布水平分布 水平分布 图 3.1大致特点是：等温线呈大致平行于纬度线的带状分布；低纬度 海区水温高,随纬度增加水温逐步下降：等温线分布趋势与太阳年总辐射分布相像；冬季与夏季水温分布特点相像,但冬季经向温度梯度比夏季大；高温的28 C 等温线显现在热带印度洋和太平洋西部海疆,冬季偏南,夏季向北扩展；低温的0 C 等温线在南、北极圈邻近,为相应的海冰边界；在副热带海区大洋东、西两侧,等温线偏离纬度线,大洋西部向极地弯曲、东 部就向赤道方向弯曲；在亚北极海区,情形正相反,东部水温高于西部；在寒暖流交汇区等温线特殊

55、密集,温度水平梯度大；大洋中层和深层水温水平分布较为匀称,温度梯度很小；垂直分布 垂直分布 图 3.2特点是：各大洋水温垂直分布基本处于稳固的层化状态；海洋 上层温度高,等温线分布密集,温度梯度大；深层温度低,梯度小；海面邻近因风、波浪、海 流等作用形成上匀称层,其厚度在不同纬度海区变化较大；上匀称层与其下冷水层之间温度垂直梯度较大的水层形成季节性温跃层,季节性温跃层以下,约在200-1500 之间的温度垂直梯度较大的水层为主温跃层；主温跃层在赤道上升,在副热带下降,在中纬度海区可升到海面,并形成大洋极锋；世界大洋深层水温分布主要受南极低层水的影响；季节变化32 海水盐度分布和变化321 盐度

56、影响因子蒸发 E 蒸发在使海洋失去热量的同时,也使海洋失去水量,故是增盐因子；每年可达 3 3 440-454 10 Km ,但分布很不匀称,大致规律是：赤道邻近最较小,南北纬副热带海疆显现 两个极大值,再向高纬快速减小,至两极达到最小；3 3 降水 P 使海洋水量增加,故是减盐因子；每年可达 411-416 10 Km ,但分布很不均 匀,大致规律是：赤道邻近的热带海疆最大,南北纬副热带海疆较小,中高纬度极锋邻近海疆 又显著增多,然后向极地方向快速减小；大陆径流 R 是地表河流和地下水入海的水量；大陆径流是减盐因子,但其影响只表现在沿岸 海疆,对开阔大洋影响很小；径流分布也极不匀称；结冰（

57、F）和融冰（ M ） 结冰和融冰是可逆过程；前者使海洋水量削减,故是增盐因子；后者 使海洋水量增加,故是减盐因子；结冰和融冰对盐度的影响只在局部海区、特定时期才显著；海流及海水混合 海流及海水混合总是使一些海疆水量增加（U ）,同时使另一些海疆水量减少（U ）,前者成为减盐因子、后者成为增盐因子；322 水量平稳方程qPRMUiEFUO第 16 页,共 45 页式中q 为争论海疆在肯定时间内水量的增量,其余符号同上；对于整个世界大洋,F 与 M 、U 与UO相互抵消, R 可忽视不计,因此有q0当EPS 减小PE0当EPS 不变0当EPS 增大323 大洋盐度分布与变化水平分布主要取决于qPE

58、的分布,q 在副热带海区为负值；q 在赤道热带海区和高纬度海区为正值,且热带海区大于高纬度海区；因此大洋表层盐度分布大致规律是：赤 道热带海区相对较低,副热带海区最高,高纬度海区最低,即大洋表层盐度沿经度线分布呈“ 马鞍型” ；此外,在寒、暖流交汇海区盐度水平梯度较大；在大陆径流充分的海湾盐度较 的；垂直分布 大洋盐度垂直分布并不与深度呈线性关系,主要取决于大洋垂直方向上的水系 结构；赤道邻近海疆低盐表层水较为浅薄；南北纬副热带高盐水下沉后,分别向赤道扩展,但 因其温度较高,密度相对较小,故其分布深度不大；南、北纬海洋极锋邻近的低盐表层水,因 密度较大,下沉后散布在高盐水层之下,形成低盐（南极

59、）中层水；在北大西洋 20 N 邻近的 600-1600m 深度范畴内,地中海高盐水的流入、并边下沉边向南扩展,形成高盐的北大西洋深 层水；大洋的底层为来自于南极大陆边缘海的低盐低温水,即南极低层水；盐度的变化33 海水密度分布和变化331 密度的影响因子 肯定压力下海水密度是温度、盐度的函数,故海水温度和盐度的影响因子也是海水密度的 影响因子；温度上升时密度减小,盐度增大时密度增大,反之亦然；此外海水密度也与海流和 海水混合等水文条件有关；332 密度水平分布 大洋表面密度通常随纬度增加而增大,等密度线大致与纬度线平行；赤道海区高温低盐,因而密度最小；副热带海区高盐,但温度较高,故密度比赤道

60、海区的要大；极地海区温度最 低,故密度最大；在寒暖流交汇的海区,等密度线分布密集,密度梯度较大；随着深度的增 加,海水密度的水平差异逐步减小；333 密度垂直分布 通常随着深度增加而不匀称地增大；在赤道至副热带海区,水温的上 匀称层对应的密度也是相对匀称的；与大洋主温跃层相对应,密度的垂直梯度也较大,称为密 度跃层；热带海疆表层海水密度小,跃层强度大；副热带海疆表层密度增大,故密度跃层强度 相对较弱；大洋海洋锋向极一侧,表层海水密度增大显著,海水对流、涡动混合剧烈,故密度 跃层消逝；第 17 页,共 45 页第四章海流 41 概述411 海流定义 广义地讲海流是指海洋中较大规模的相对稳固的海水