《海洋學(xué)》教案

1、海洋學(xué)教案緒論一、海洋學(xué)及其分類（一）海洋學(xué)的定義海洋學(xué)是研究 海洋 中物理、化學(xué) 、生物 、氣象 、地質(zhì)及其他過程和現(xiàn)象的發(fā)生、發(fā)展、演變規(guī)律及其 開發(fā)利用和保護 的學(xué)科。海洋學(xué)又稱海洋科學(xué)，屬于 地球科學(xué)體系 。地球科學(xué)是由眾多分支及相關(guān)學(xué)科組成的復(fù)雜的科學(xué)體系，主要包括地理學(xué)、地質(zhì)學(xué)、大氣科學(xué)、海洋科學(xué)、水文科學(xué)及固體地球物理學(xué)等。（二）洋學(xué)的對象及內(nèi)容研究對象：海洋。包括海水、溶解或懸浮于其中的物質(zhì)、生活于海洋中的生物；海洋的上邊界，即海面及其上大氣邊界層；海洋的側(cè)邊界，包括河口和海岸帶等；海洋底邊界，包括海洋沉積和海底巖石圈。研究內(nèi)容：海水運動規(guī)律、海洋中物理、化學(xué)、生物、地質(zhì)過程及

2、其相互作用的基礎(chǔ)理論；海洋資源開發(fā)利用、海洋環(huán)境監(jiān)測、保護和治理等。（三）洋學(xué)的分類基礎(chǔ)性學(xué)科分支：物理海洋學(xué)、化學(xué)海洋學(xué)、生物海洋學(xué)、海洋地質(zhì)學(xué)等。應(yīng)用性學(xué)科分支：漁業(yè)海洋學(xué)、海洋生態(tài)學(xué)、衛(wèi)星遙感海洋學(xué)、海洋聲學(xué)和光學(xué)技術(shù)及應(yīng)用、工程海洋學(xué)、環(huán)境海洋學(xué)、海洋環(huán)境監(jiān)測和預(yù)報等。二、海洋空間特點及其與環(huán)境的相互作用（一）洋空間特點海洋空間上有以下特點：（1）無界與有界；（ 2）通達與阻隔；（3）深厚與淺?。ǘ?海洋環(huán)境的相互作用海洋環(huán)境的相互作用表現(xiàn)在以下幾個方面：（ 1）海洋 - 大氣相互作用；（ 2）海洋 - 海底相互作用：（ 3）海洋 - 陸地相互作用：（ 4）海洋 - 天體相互作用海洋

3、通過海面與大氣底層相接觸，從而海水和大氣通過海面不斷發(fā)生相互作用，這種相互作用是通過物質(zhì)、動量和能量的交換輸送來實現(xiàn)的。上層海水通過海面接受來自太陽的輻射能；低層大氣又從海面獲得能量（熱量），形成大氣環(huán)流；大氣環(huán)流將部分動量輸送給上層海水，并促成上層海洋環(huán)流形成。上述過程中，通過水分的蒸發(fā)、凝結(jié)和降水，海洋和大氣之間又不斷發(fā)生水分的交換，從而形成全球的水分循環(huán)。海洋通過海底與海底巖石圈相接觸，從而海水和海底巖石圈通過不斷發(fā)生相互作用，這種相互作用是通過物質(zhì)、動量和能量的交換輸送來實現(xiàn)的。盡管從地球內(nèi)部穿過海底地殼輸向海洋的熱量海底熱流，平均只有10 2 w / m 2 量級，但海底火山、大洋中

4、脊、海嶺及某些海底深淵等處的海底熱泉，對局部海域的影響卻不容忽視。海洋 -陸地相互作用是在沿岸帶發(fā)生的，并進而影響到整個大洋。通過沿岸帶陸源物質(zhì)輸入海洋，形成海洋沉積；海洋能量也在沿岸帶耗散，從而對沿海陸地產(chǎn)生深刻影響。同時由于陸地和島嶼的存在，使海水運動更加復(fù)雜化，增加了解析或數(shù)值求解的難度。通過萬有引力場，地球之外的天體（主要是月球和太陽）及地球本身對海洋的引力作用直接導(dǎo)致了海洋潮汐和潮流的產(chǎn)生。三、海洋科學(xué)的發(fā)展海洋科學(xué)的發(fā)展史可分為三大階段。（一） 洋知識的積累與早期的觀測、研究在 18 世紀(jì)以前，人類在生產(chǎn)活動中不斷積累了有關(guān)海洋的知識，其中不少觀點具有一定科學(xué)性。公元前 7-6 世

5、紀(jì)，古希臘的泰勒斯認(rèn)為大地是浮在茫茫大海之中的。公元前4 世紀(jì)，古希臘的亞里斯多德在動物志中已描述和記載了愛琴海的170 余種海洋動物。但是，對海洋的更多的了解，是從公元15 世紀(jì)資本主義興起之后。在所謂的地理大發(fā)現(xiàn)時代的15-16 世紀(jì)紀(jì)，意大利人哥倫布于1492-1504年 4次橫渡大西洋到達南美洲；葡萄牙人麥哲倫在1519-1522 年完成了人類第一次環(huán)球航行；1768-1779年英國人庫克4 次進行了海洋探險，首先完成了環(huán)南極航行，并最早進行了科學(xué)考察，獲取了第一批關(guān)于大洋深度、表層水溫、海流等資料。這一時期取得了許多為海洋科學(xué)奠定基礎(chǔ)的科學(xué)成就。1673年英國人玻意耳發(fā)表了關(guān)于海水濃

6、度的論文，1687 年牛頓用萬有引力定律解釋了海洋潮汐，1740 年瑞士人貝努利提出了平衡潮學(xué)說， 1770年美國人富蘭克林發(fā)表了大西洋灣流圖，1775年法國人拉普拉斯首創(chuàng)大洋潮汐動力理論等等。（二） 洋科學(xué)的奠基與形成（19-20 世紀(jì)中葉）這一時期的特點表現(xiàn)為由海洋探險逐漸轉(zhuǎn)向?qū)Ｑ蟮木C合考察，隨之而來的是海洋研究的深化、成果的涌現(xiàn)和理論體系的形成。具體來說，海洋調(diào)查方面，如1831-1836 年達爾文隨“貝格爾”號調(diào)查船的環(huán)球探險，英國人羅斯1839-1843 年的環(huán)南極探險，尤其是英國“挑戰(zhàn)者”號于1872-1876 年的環(huán)球航行考察，被認(rèn)為是現(xiàn)代海洋科學(xué)研究的真正開始。此后，德國“流

7、星”號1925-1927 年的南大西洋調(diào)查，采用了許多新穎儀器設(shè)備，取得了豐碩的成果。海洋科研方面，英國人福布斯在19 世紀(jì) 40-50年代出版了歐洲海的自然史，美國人莫里1855 年出版了海洋自然地理學(xué)，英國人達爾文1859 年出版了物種起源，它們被譽為海洋生態(tài)學(xué)、近代海洋學(xué)和進化論的經(jīng)典著作。海洋化學(xué)方面，迪特瑪1884 年證實了海水主要溶解成分的恒比關(guān)系，為海水鹽度測定奠定了基礎(chǔ)。海流研究方面，1903 年海蘭 -漢森提出了深海海流的動力計算方法，1905 年?？寺岢隽似骼碚摗：Ｑ蟮刭|(zhì)方面，默里于1891 年出版了深海沉積一書。尤其是斯韋爾德魯普等合著的海洋（The oceans）一

8、書，被譽為近代海洋科學(xué)誕生的標(biāo)志。（三） 現(xiàn)代海洋科學(xué)時期（20 世紀(jì)中葉至今）這一時期國際上許多政府間和民間的海洋科學(xué)組織先后建立，同時海洋國際合作調(diào)查研究也在更大規(guī)模上展開。海洋科學(xué)調(diào)查研究的儀器設(shè)備性能更好，技術(shù)手段更先進，計算機、微電子、聲學(xué)、光學(xué)及遙感技術(shù)等廣泛地應(yīng)用于海洋調(diào)查和研究中，如CTD 、聲學(xué)多普勒流速剖面儀、錨泊海洋浮標(biāo)、水下實驗室、水下機器人及氣象海洋衛(wèi)星等等。隨著現(xiàn)代化儀器設(shè)備的廣泛應(yīng)用，海洋科學(xué)理論取得了一系列重大成就，如關(guān)于厄爾尼諾-南方濤動、熱鹽細(xì)微結(jié)構(gòu)、大洋中尺度渦、大洋環(huán)流理論、海浪譜理論、海洋生態(tài)平衡理論等的科研論著不斷涌現(xiàn)。當(dāng)今世界，人口激增，耕地銳減，

9、陸地資源日趨減少，環(huán)境惡化嚴(yán)重。因此，海洋資源的開發(fā)、利用和保護愈來愈受到人們的重視，許多國家相繼制訂了21 世紀(jì)的海洋發(fā)展戰(zhàn)略，可以說是21 世紀(jì)的新世紀(jì)。海洋科學(xué)在經(jīng)歷古代、近代和現(xiàn)代的發(fā)展之后，必將迎來一個更為輝煌的新時代。四、本專業(yè)海洋學(xué)的內(nèi)容及要求海洋學(xué)是海洋漁業(yè)與科學(xué)技術(shù)專業(yè)的專業(yè)基礎(chǔ)課，本專業(yè)的其他專業(yè)課，如漁業(yè)資源學(xué)、漁場學(xué)、漁業(yè)資源評估、漁具漁法學(xué)、航海技術(shù)、魚類行為學(xué)及漁業(yè)工程等都與海洋學(xué)有一定關(guān)系。（一）主要內(nèi)容（ 1）海水理化性質(zhì)的基本概念和原理；（ 2）海水主要水文要素的變化、分布規(guī)律及其影響因子；（ 3）海水破浪、海流、潮汐及混合等動力過程的形成規(guī)律和主要結(jié)論；（

10、4）常規(guī)海洋環(huán)境調(diào)查內(nèi)容、方法及海洋資料的分析處理方法。（二） 基本要求（ 1）熟悉并掌握上述主要內(nèi)容有關(guān)的基本概念和理論；（ 2）具備一定的海洋環(huán)境調(diào)查及海洋資料的分析處理的動手能力。第一章海洋形態(tài)1 1 海陸分布地球 表面海陸分布極不平衡：地球表面總面積= 5.1108 km2海洋面積 = 3.61108 km2 ，比例 =70.8%陸地面積 =1.49108 km 2 ，比例 =29.2%海陸面積之比 =2.5 ： 1南北半球海洋和陸地占全球面積的比例見下表。海洋比例 %陸地比例 %北半球60.7 （ 42.1）39.3（ 66.1 ）南半球80.9 （ 57.9）19.1（ 33.9

11、）備注： 1）括號內(nèi)數(shù)字為南、北半球的海洋和陸地分別占其總面積的比例2 ）無論如何劃分地球，任一半球海洋比例均大于陸地比例3 ）海洋是相通的，而陸地則是相互分離的地球表面不同高度和深度上的面積分布情況可用地殼起伏曲線表示1 2 海洋劃分根據(jù)海洋水文要素及其形態(tài)特征，可將世界大洋分為主要部分洋和附屬部分海、海灣及海峽。121 洋洋是海洋的主體部分。特點： 1）一般遠(yuǎn)離大陸，面積廣闊，約占海洋總面積90.3%；2）深度大，一般大于 2000m；3）海洋水文要素如溫度、鹽度等不受陸地影響，季節(jié)變化??；4）水色高、透明度大；5）具有獨立的潮汐系統(tǒng)和強大的洋流系統(tǒng)。組成： 太平洋 （圖 1.2）、 大西

12、洋 （圖 1.3）、 印度洋 （圖 1.4）和北冰洋（圖1.5）。1 2 2 海灣及海峽海：海洋的邊緣部分。據(jù)統(tǒng)計全世界共有 54 個海，占世界海洋總面積的 9.7% 。海具有以下特點：（ 1）深度較淺，一般在 2000m 以內(nèi)；（ 2）溫度、鹽度等海洋水文要素受陸地影響很大，季節(jié)變化明顯；（ 3）水色低、透明度?。唬?4）沒有獨立的潮汐，但潮汐漲落比大洋顯著；（ 5）有一定的海流系統(tǒng)。按海所處位置可分為陸間海、內(nèi)海和邊緣海。海灣：是洋或海延伸進入大陸且深度逐漸減小的水域，一般以入口處海角之間的連線或人口處的等深線坐為與洋或海的分界線； 特點：與鄰接海洋水文狀況很相似，但常出現(xiàn)最大潮差，如我國

13、杭州灣。海峽：是兩端連接海洋的狹窄水道；特點：流速大，且有的上下層流向相反，有的左右流向不同，前者如直布羅陀海峽，后者如渤海海峽。1 3 海洋地形海洋地形 （圖 1.5）通常分為海岸帶、大陸邊緣和大洋低三個部分。1 3 1 海岸帶海岸帶：是海陸交互作用的地帶，其地貌是在波浪、潮汐和海流等作用下形成的。組成：海岸、海灘及水下岸坡。海岸是高潮線以上狹窄的陸上地帶，大部分時間里裸露于海水面之上，僅在特大風(fēng)暴潮時才被淹沒，故又稱為潮上帶；海灘是高低潮之間的地帶，高潮時被水淹沒，低潮時露出水面，故又稱為潮間帶；水下岸坡是低潮線以下直到波浪作用所能到達的海底部分，又稱為潮下帶，其下限相當(dāng)于1/2 波長的水

14、深處，通常約10-20m 。1 3 2 大陸邊緣大陸邊緣是大陸與大洋之間的過渡帶，通常由：大陸架、大陸坡、大陸隆及海溝等組成。（ 1）大陸架 是大陸周圍被海水淹沒的淺水地帶，是大陸向海洋底的自然延伸，其范圍是從低潮線起以極其平緩的坡度延伸到坡度突然變大的地方（即陸架外緣）為止。主要特點：平均坡度為 0.1°，平均深度132m，最深為 500 m，平均寬度 75km ，最寬為1000 km；大陸架的沉積物主要是來自大陸的泥沙，形成階狀海底平坦面，其上為一些水下沙丘或丘狀起伏的地貌形態(tài)；水文要素有明顯的季節(jié)變化，風(fēng)浪、潮流及海水混合作用強烈；海水營養(yǎng)鹽及氧含量豐富，海洋初級生產(chǎn)力高，易形

15、成良好漁場。全球大陸架水面面積占海洋總面積的7.6%（ 2）大陸坡是陸架外緣陡傾的全球性巨大斜坡，其下限為坡度突然變小的地方。主要特：坡度較陡，平均為3° -7°，最大坡度在斯里蘭卡海岸外，達35° -45 °，寬度從幾海里到幾百海里不等；大陸坡表面主要是一些海底峽谷和深海平坦面；大陸坡水域離大陸較遠(yuǎn)，水文要素分布較穩(wěn)定；全球大陸坡水面面積占海洋總面積的15.3%。（ 3）大陸隆是從大陸坡下界向大洋底緩慢傾斜的地帶，又稱大陸基或大陸裾。主要特點：大陸隆表面坡度平緩，水深在2500-4000m ；沉積物深厚，形成深海扇形地，富含有機質(zhì)，具有巨大的海底油氣資

16、源；全球大陸隆水面面積占海洋總面積的15.3%。(4)海溝是大陸邊緣底部狹長的海底陷落帶, 深度通常大于6000 米 , 幾多數(shù)海溝分布在太平洋四周.1 3 3 大洋底大洋底是大陸邊緣之間的大洋總統(tǒng)部分，由大洋中脊和大洋盆地構(gòu)成（ 1）大洋中脊是貫穿世界四大洋、成因相同、特征相似的巨大海底山脈系列。全長65000km ，頂部水深2-3 km ，高出大洋底1-3 km ，有的露出海面成為島嶼，寬數(shù)百至數(shù)千千米不等，面積占洋底面積的32.8%，是世界上規(guī)模最巨大的環(huán)球山脈。大西洋中脊延伸方向大致與兩岸平行，印度洋中脊呈“人”形，太平洋中脊偏居?xùn)|側(cè)且邊坡較平緩，故有東太平洋海隆之稱。各大洋中脊的北端

17、分別延伸至陸的，南端相互連接。大洋中脊的頂部有沿其走向延伸的陷落谷地，深 1-2km, 寬數(shù)十至一百多千米，稱為中央裂谷。該裂谷是海底擴張中心和海底巖石圈增生的場所，擴張和增生主要通過沿裂谷帶的廣泛火山活動來實現(xiàn)。大洋中脊占世界大洋底總面積的32%。（ 2）大洋盆地是大洋中脊和大陸邊緣之間的寬廣洋底。大洋盆地坡度極小，約0.3-0.7°深度 6000m 左右，面積約占世界海洋面積的一半。大洋盆地上通常分布一些海槽、海底谷、斷裂帶等負(fù)地形及一些海山、海丘、海嶺等的正地形。1 4中國近海地形中國近海屬于北太平洋西邊界的部分邊緣海，稱為東中國海（the East China Sea），包括

18、渤海、黃海、東海及南海，跨經(jīng)溫帶、亞熱帶和熱帶，具有世界上最寬闊的大陸架之一。1 4 1 海區(qū)劃分渤海：半封閉內(nèi)海，遼東半島的老鐵山與山東半島蓬萊角的連線為渤海與黃海的分界線。黃海：半封閉的陸架淺海，長江口北角啟東至濟洲西南角連線為黃海與東海的分界線，山東半島的成山頭與朝鮮西岸的長山串的連線為南黃海與北黃海的分界線。東海：為太平洋邊緣海，西北接黃海，東北從濟洲島至五島列島為與朝鮮海峽為界，東面以琉球群島與太平洋相連，南面自福建東山島至臺灣南端與南海相通。南海：背面以臺灣海峽與東海相通，東面接菲律賓、巴拉望、加里曼丹等與太平洋分隔，南面接馬來半島、納土納群島、加里曼丹等與印度洋分隔。1 4 2

19、海底地形中國近海海底地形與大陸相似，即西高東低：西部水淺、東部水深。自海南島南面經(jīng)臺灣至日本九洲連一線，此線以西，水深較淺、海底平坦、坡度較小；此線以東，水深、坡度大、有海溝等。南海四周淺，中央深，形成南海盆地。渤海和黃海海底全屬于大陸架，東海極大部分屬于大陸架，只有東部一小條狹窄地帶為大陸坡，南海四周邊緣為大陸架和大陸坡，中央為深海盆。渤海平均水深 26m，最大 70m；黃海平均水深 44m，北黃海為 38m、南黃海為 46m，最深在濟洲島西北達 120m；東海大陸架平均水深 72m，大陸坡發(fā)育在沖繩海槽東西兩側(cè)，最大水深 2000m 多；南海海盆水深 34005500m中國近海海底地形總特

20、征：緊鄰大陸，海底平坦，坡度緩和，大陸架廣闊，大陸徑流充沛，泥沙沉積作用明顯，海水混合強烈，營養(yǎng)豐富，沿岸曲折多港灣，水文狀況復(fù)雜。1 4 3 中國海岸、海港、海峽及島嶼（一）中國近海海岸線全長 18400Km 。主要有平原堆積海岸、山地丘陵基巖海岸及生物海岸。（二）港口（三）海峽（四）島嶼第二章 海水的物理和化學(xué)性質(zhì)海水是一種溶解有多種無機鹽、有機物質(zhì)和氣體及含有許多懸浮物質(zhì)的混合液體，這使海水的一些理化特性與純水的有很大差異。然而海水中無機鹽等的含量約占 3.5%，極大部分是純水，因而海水的基本理化特性與純水的有著密切關(guān)系。2 1 水的結(jié)構(gòu)和特性2 1 1 水的結(jié)構(gòu)水分子 （圖 2.1）是

21、由一個氧原子和兩個氫原子組成的，即H 2 O ，兩個氫原子并不對稱排列在氧原子的兩側(cè)，而是以 104.5°的鍵角排列在氧原子的一側(cè)，這樣氧原子和兩個氫原子的正負(fù)電荷不能相互抵消，所以水分子是極性分子。分子極性使得相鄰水分子之間形成氫鍵，進而締合成較為復(fù)雜的水分子。這種締合水分子并不改變水的化學(xué)性質(zhì)，但使水具有了一些獨特而有趣的物理性質(zhì)。2 1 2 純水的特性首先，純水的密度隨溫度變化表現(xiàn)出反常變化。純水在大氣壓力下，溫度4° C 時密度最大，等于 1000 kg.m 3；4° C 以上時，密度隨溫度升高而減小，4° C 以下時，密度卻隨溫度降低而減小。水

22、結(jié)冰時，體積增大，密度減小, 為 916.7 kg.m 3，故冰總是浮在水面上。其次，水具有極強的溶解能力，海水正是水溶解了來自陸地和海底的許多物質(zhì)后而形成的一種復(fù)雜溶液。而這些溶解物質(zhì)又使海水具有一些不同于純水的特性。最后與其它液體相比，水的熱性質(zhì)有許多異常。如與氧族元素的其它氫化物相比，水的熔點、沸點、比熱、蒸發(fā)潛熱和表面張力都異常的高。水的相對分子量最小，其理論上的熔點和沸點應(yīng)分別為 -90 °C 和 -80 ° C。純水的這些特性均可由水獨特的分子結(jié)構(gòu)得以解釋。2 2 水溫度和熱性質(zhì)2 2 1 海水溫度海水溫度是表示海水冷熱程度的物理量，以攝氏度表示。其高低反映了海

23、水分子熱運動平均動能的大小。海水溫度的變化取決于其熱量平衡狀況，影響海水熱量平衡的因素主要有輻射、蒸發(fā)、海氣間顯熱交換等過程。2 2 3 海水熱性質(zhì)熱容 一物體溫度升高（或降低）1° C 所吸收（或放出）的熱量稱為熱容，單位為J C 1 。單位質(zhì)量物體的熱容稱為比熱容（簡稱比熱），單位為J Kg 1C 1 ；單位體積物體的熱容稱為容積熱容，單位為J m 3 C 1 。海水比熱 指海水在一定壓力下的比熱，即定壓比熱（或定壓比熱容）C p ，它是海水溫度、鹽度、與壓力的函數(shù)。大致規(guī)律為：一個大氣壓下，C p 隨鹽度的增高而降低；低溫、低鹽時， C p 隨溫度升高而減小，高溫、高鹽時C p

24、 則隨溫度升高而增大。通常在鹽度S>30、溫度 t>10° C 時， C p 總是溫度升高而增大。密度定壓比熱容積熱容(Kg m 3 )C p （ J Kg 1C 1 ）C p ( J m 3 C 1)海水1.0251033.8910 34.010 6空氣1.291.0010 31.2910 3蒸發(fā)潛熱一定質(zhì)量的海水化為同溫度的蒸汽時所吸收的熱量稱為海水的蒸發(fā)潛熱，它與鹽度關(guān)系不大，但隨溫度升高而減小，即L=2479-2.2t 。海水蒸發(fā)潛熱是所有物質(zhì)中最大的，對海 -氣熱交換有著重大影響。熱傳導(dǎo) 海水中熱量從高溫處傳向低溫處稱為海水熱傳導(dǎo)，分為海水分子熱傳導(dǎo)和海水湍流熱

25、傳導(dǎo)兩種。熱膨脹海水體積隨水溫變化而改變，其相對變化率稱為熱膨脹系數(shù)，以表示，單位K 1 。在一定壓力和鹽度下1VVtp ,S或1tp, S式中 V和分別是海水的體積和比容。是 S、 t 和 p 的函數(shù)，其變化規(guī)律是：比純水的要大；隨 S、 t 和 p 的增大而增大；在一個大氣壓下，低溫、低鹽時，為負(fù)值。由正值變?yōu)樨?fù)值所對應(yīng)的溫度稱為海水最大密度溫度t (max) ，它隨鹽度 S 增大而降低。壓縮性海水體積隨壓力變化而改變，其負(fù)的相對變化率稱為海水壓縮系數(shù)，有等溫壓縮系數(shù)和絕熱壓縮系數(shù)兩種。等溫壓縮系數(shù)以t 表示1tpS,tt 隨 S、t 和 p 的增大而減小。與其它液體相比，海水壓縮系數(shù)是很

26、小的，故海洋學(xué)中常將海水視為不可壓縮。絕熱變化海水微團絕熱上升或下沉過程中，其溫度隨壓力改變而變化。若一定深度處的海水現(xiàn)場溫度為 t，該處海水微團絕熱上升至海面溫度下降 t ，則稱 t t 為該水團在該深度處的位溫。位溫適用于研究深層水溫分布，因為那里絕熱變化效應(yīng)較為明顯。2 3 海水鹽度2 3 1 基于化學(xué)方法的鹽度首次定義1902 年鹽度首次定義：1Kg 海水中碳酸鹽全部轉(zhuǎn)化成氧化物，溴和碘以氯當(dāng)量置換，有機物全部氧化之后所剩固體物質(zhì)的總克數(shù)。單位g/Kg ，符號。此后根據(jù)“海水組成恒定性”，歸納出用測定海水氯含量來計算其鹽度的公式：S =0.030+1.8050Cl上式稱為 Knudse

27、n 鹽度公式。式中 Cl 定義為海水的氯度，即“1Kg 海水中的溴和碘以氯當(dāng)量置換后氯離子的總克數(shù)”，單位和符號與鹽度相同，其值可用AgNO3 滴定法測定。測定時要用一種所謂的標(biāo)準(zhǔn)海水來標(biāo)定AgNO3 溶液的濃度。國際上規(guī)定標(biāo)準(zhǔn)海水是氯度值精確為19.374 、對應(yīng)鹽度為35.000 的大洋水。2 3 2 1969 年鹽度的重新定義Cl ，并根據(jù)改進后由于海水的電導(dǎo)與鹽度具有對應(yīng)關(guān)系，通過測定海水水樣的電導(dǎo)和的 Knudsen 鹽度公式（即 S =1.80655Cl ）算出鹽度，便可歸納出海水鹽度與其電導(dǎo)的函數(shù)關(guān)系。海水絕對電導(dǎo)很小，通常采用水樣在一定條件下相對于標(biāo)準(zhǔn)海水電導(dǎo)的電導(dǎo)比R15 ，

28、它被定義為“一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，15° C 時水樣的電導(dǎo)率 C（ S，15， 0）與同溫同壓下標(biāo)準(zhǔn)海水C (S,15,0)電導(dǎo)率 C（ 35，15， 0）之比值”，即 R15。C (35,15,0)鹽度的重新定義：S 0000.0899628.29720R1512.80832R15210.67869R1535.98624R1541.32311R155上述鹽度公式優(yōu)點是精度高、速度快，缺點是它依賴于“海水組成恒定性”和Knudsen 鹽度公式，兩者均有一定誤差，故鹽度的重新定義也有較大的誤差。對于在任意溫度 t 下測定的電導(dǎo)比C (S,t ,0)Rt，要進行溫度訂正。所有計算均可通過C

29、(35, t,0)查表進行。2 3 31978 年實用鹽度標(biāo)度（PSS78）Knudsen 鹽度公式，而是選定一種濃度為實用鹽度標(biāo)度不再依賴于“海水組成恒定性”和精確值的氯化鉀（KCl ）溶液，用海水水樣相對于KCl 溶液的電導(dǎo)比來確定鹽度值。為保持鹽度歷史資料與實用鹽度標(biāo)度的連貫性，規(guī)定KCl溶液的濃度精確值為32.4356，該溶液在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，15° C 時的電導(dǎo)率C（ 32.4356 ， 15， 0 ）與同溫同壓下標(biāo)準(zhǔn)海水電導(dǎo)率C（ 35， 15，0）相同。實用鹽度公式：5iS ai K 152i 0式中， K 15 是在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下， 15° C 時水樣的

30、電導(dǎo)率 C（ S， 15， 0）與同溫同壓下標(biāo)準(zhǔn) KCl 溶液電導(dǎo)率 C（ 32.4356， 15， 0）之比值，即C(S,15,0)K15C (32.4356,15,0)a00.0080, a10.1692, a225.3851, a314.0941, a47.0261, a52.7081,5ai35.0000i0實用鹽度公式適用范圍為2S42 。實用鹽度不再使用符號，因而其值是舊鹽度值的 1000 倍。顯然， K 15 1 時，水樣的實用鹽度 S 精確為 35。海水的絕對鹽度（ SA ）單位質(zhì)量（ Kg ）海水中所有溶質(zhì)的總質(zhì)量，是無法直接測量的，它與實用鹽度值略有差異。2 4海水密度2

31、4 1 海水密度的定義及其表示法海水密度的定義： 密度(Kg m 3 ) 、比容(m Kg 1 ) ，其關(guān)系為：1/。和均是海水溫度t、鹽度 S 及壓力 p 的函數(shù)，即(S,t , p) 、( S, t, p) ，分別稱為現(xiàn)場密度和現(xiàn)場比容。表示方法：Knudsen 參數(shù)(1) 103上式中應(yīng)理解為海水的比重，因而是個無量綱參數(shù)，且也是S、 t 和 p 的函數(shù)。在海面（ p=0 ），(S,t ,0) ，此時稱為 條件密度 ，記為t，僅是溫度和鹽度的函數(shù)t (S,t) （圖 2.2）。t( S,t ,0) 1103當(dāng) p=0、 t=0 時，t僅為鹽度 S 的函數(shù)，記為00 (S,0,0) 1 1

32、03密度超量1000Kgm 3與具有相同的量綱Kg m 3，且與數(shù)值相同，從而保證了海洋資料的連貫性。2 4 1 海水狀態(tài)方程與其狀態(tài)參數(shù) S、 t、 p 的函數(shù)關(guān)系式，據(jù)此可利用現(xiàn)場實測的海水狀態(tài)方程是海水密度或S、 t、 p 來計算海水的密度。一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程表示在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓（海壓p 為 0）下，海水密度( S, t,0) 與實用鹽度 S 和溫度 t之間的函數(shù)關(guān)系。(S,t ,0)wASBS3/ 2CS2式中A8.2449310 14.0899 10 3 t7.643810 5 t 28.246710 7 t 35.3875 10 9 t 4B5.7246610 31.022

33、710 4 t1.654610 6 t 2C4.831410 4W999.8425946.79395210 2 t9.095290 10 3 t 21.00168510 4 t 31.12008310 6 t 46.53633210 9 t 5該方程適用范圍是：2 t40C,0S 42高壓國際海水狀態(tài)方程表示任意海壓下的海水密度(S,t , p) 與實用鹽度 S、溫度 t 及 海水壓力 p 之間的函數(shù)關(guān)系。( np)1(S,t , p)(S,t ,0)1K ( s, t, p)式中(S, t,0) 由“ 一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程”確定；K ( S, t, p) 由下式給出：K (S,t ,

34、p)K (S, t,0)A( np)B( np) 2其中K (S, t,0)K W(54.67460.603459t1.0998710 2 t 26.1670 10 5 t 3 ) S(7.944 10 21.648310 2 t5.3009 10 4 t 2 )S3 / 2AAw(2.283810 31.0981 10 5 t1.6078 10 6 t 2 ) S1.9017510 4 S3/2BBw( 9.9348 10 72.081610 8 t9.169710 10 t 2 )S式中純水項由下式給出：K w19652.21148.4026t 2.327105t 21.36047710

35、2 t 35.15528810 5 t 4Aw3.2399081.4371310 3 t1.16092 10 4 t 25.77905 10 7 t 3Bw8.5093510 56.1229310 6 t5.2787 10 8 t 2該方程適用范圍是：2t 40C, 0S42, 0p 108 Pa ，壓力匹配因數(shù) n 10 5 。高壓國際海水狀態(tài)方程也可表示為(S,t, p)( S,t ,0)1(np)K (S,T,P)其中(S,t ,0) 1/(S,t ,0) ， (S,t ,0) 為一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程，其余符號同上。上述國際海水狀態(tài)方程特點是計算精度高、物理意義清晰，同時還可用以計

36、算海水的熱膨脹系數(shù)、壓縮系數(shù)、比容批偏差等。2 5 海洋光學(xué)2 5 1 光在海水中的傳播特性反射和折射太陽光線到達海面的總輻射能I 0 ，一部分 I r 將被反射，另一部分I i 則折射進入水中。當(dāng)太陽高度增大時，反射率為I rI iI 0 減小，而折射率為I 0 增大。此外，風(fēng)浪也會影響海面對太陽光的反射率和折射率。散射和吸收折射進入水中的太陽光線因水分子和各種懸浮粒子作用不斷該改變方向而產(chǎn)生散射，散射后光強度 I s 取決于海面總輻射能I 0 ，并隨深度 z 按指數(shù)變化，即I s I 0e kz式中 k 為散射系數(shù)。當(dāng)c粒或 d粒0.32 時， k1c粒時， k14 ；當(dāng)2 。因此純凈的大

37、洋水對可見光中的短波散射較強烈、長波散射較弱；沿岸渾濁海水對太陽光散射較弱。折射進入水中的太陽光線因水分子等作用部分轉(zhuǎn)化為熱能等而產(chǎn)生吸收，吸收后光強度I a取決于海面總輻射能I 0 ，并隨深度z 按指數(shù)變化，即I aI 0ez式中 為吸收系數(shù)，其值光波波長、懸浮物質(zhì)及浮游生物分布等。大致規(guī)律：可見光中的短波吸收系數(shù)較小，長波吸收系數(shù)較大；大洋水吸收系數(shù)較小，沿岸海水長波吸收系數(shù)較大。光的衰減折射進入水中的太陽光線同時受到散射和吸收作用而形成衰減 (圖 2.3)，衰減后光強度I 取決于海面總輻射能 I 0，并隨深度 z 按指數(shù)變化，即II 0 ez式中為吸收系數(shù)，k?？梢姽庵械亩滩ㄋp系數(shù)較小

38、、長波衰減系數(shù)較大；大洋水衰減系數(shù)較小，沿岸海水長波衰減系數(shù)較大。2 5 2 水色和透明度透明度表示海水透光程度的物理量，符號T，單位為 m。實用中一般以透明度盤的最大可見深度表示。理論上，透明度用光強I 衰減到其入射光強 I 0 的 e1 （即 4.3%）倍時，光所通過的距離表示，其值相當(dāng)于衰減長度L （即衰減系數(shù)的倒數(shù)），即zL1式中衰減系數(shù)由光通過 z=1m 時，光強 I 與入射光強 I 0 的比值確定，即Iln I 0水色水色是指海水及其中懸浮物質(zhì)及浮游生物等對折射進入水中的太陽光的向上的散射光譜。海色則是包括海面反射、散射及海水散射等多種光譜組成的顏色。水色是海水固有的光學(xué)性質(zhì)，也與

39、海水中懸浮物質(zhì)及浮游生物等有關(guān)；海色除與海水光學(xué)性質(zhì)、懸浮物質(zhì)及浮游生物等有關(guān)外，還與太陽高度、天空狀況、海底、地質(zhì)和水文條件等有關(guān)。實際中，水色以透明度值一半深度處，透明度盤以上水柱的的顏色表示，并以水色計中最接近該顏色的色級號數(shù)作為水色記錄。號碼小，水色高；號碼大，水色低。水色和透明度(圖 2.4)分布和變化大洋水水色高、透明度大，沿岸海水水色低、透明度小；低緯度（熱帶）海洋水色高、透明度大，高緯度（溫帶、寒帶）海洋水色低、透明度??；暖流（如黑潮）海水水色高、透明度大，寒流（如親潮）水色低、透明度??；等水色線一般與海岸線平行；河口附近海水水色低、透明度小。2 6 海洋聲學(xué)2 6 1 聲波及

40、其傳播速度聲波 是在彈性介質(zhì)中傳播的一種縱波。聲波在水中傳播平均速度為1500 m s 1 ，在空氣中傳播平均速度330 m s 1 ；人耳能分辨的聲波頻率為20-20 10 3Hz,高于 20 103Hz 的聲波為超聲波、低于20 Hz 的為次聲波。海水中聲波的波速c 21ts式中為海水密度，t 和s 分別為海水的等溫壓縮系數(shù)和絕熱壓縮系數(shù)，且ts ；為海水等壓比熱與等容比熱之比，即c ps 均是海水 S、t 及 p 的函數(shù)，因此聲。由于和cv波在海水中的波速也是S、 t 及 p 的函數(shù)。大致規(guī)律是：溫度t 增加、鹽度 S 增大、及壓力p 增大，則聲波波速增大。海水中聲波波速的經(jīng)驗公式c 1

41、449.30ctcSc pctSp其中ct4.587t5.35610 2 t 22.60410 4 t 3cS1.19( S35)9.610 2 (S 35)2c p1.584810 1 p1.57210 5 p 23.4610 12 p 4ctSp 1.3510 5 t 2 p7.1910 7 tp 21.2102 (S35)t理論上，海水溫度每升高1° C，聲速相應(yīng)增加4.21 m s 1；鹽度每增加1，聲速相應(yīng)增加1.14 m s 1 ；壓力每增加 1 個大氣壓（深度約增加10m），聲速相應(yīng)增加0.319 m s 1 。聲速垂直剖面及梯度聲速隨深度變化的分布曲線c(z)稱為聲速

42、垂直剖面(圖 2.5)。其具體形狀取決于海水的S、t 和 p 等特定條件。通常夏季淺海或大洋上層主要取決于水溫t；冬季淺?；虼笱笊顚又饕Q于海水靜壓力p。具體而言，夏季淺海或大洋上層聲速一般隨深度增加而減??；冬季淺?；虼笱笊顚勇曀僖话汶S深度增加而加大。單位深度所對應(yīng)的聲速的改變量稱為聲速垂直梯度，即dc ，其表達式為dccccdzG pdzGtG SptSdtdSdp0.1（大氣壓）為壓式中Gt為水溫垂直梯度，G S為鹽度垂直梯度，G pdzdzdz強垂直梯度。GS 一般可忽略， Gt 由實測到。實際中用聲速梯度儀可直接獲得聲速垂直剖面曲線，由此可推算出聲速垂直梯度。當(dāng)聲速垂直梯度值為正時，

43、則稱聲速垂直剖面曲線為正梯度分布；反之，稱為負(fù)梯度分布。前者表示聲速隨深度增加而增加，后者則表示聲速隨深度增加而減小。2 6 2 海洋中聲波的傳播海洋聲學(xué)特性海水、海面和海底構(gòu)成了一個復(fù)雜的聲波傳播空間，聲波通過這個空間時，一方面要受到海水介質(zhì)的吸收，海水中氣泡、浮游生物和海水微團的散射，海面的反射與散射，及海底的反射與吸收等；另一方面，聲波傳播時波陣面隨傳播距離的增加而擴展，因此，聲強（能）將逐漸減弱。傳播特性通常聲波在海洋中的傳播方向和軌跡可用聲線來描述，其理論依據(jù)是折射定律。根據(jù)折射定律水下聲源發(fā)出的聲線將逐漸向聲速小的地方彎曲，碰到海面、海底或溫躍層又被反射和散射。因此，聲速具有正梯度

44、分布時，聲線向上彎曲；聲速具有負(fù)梯度分布時，聲線向下彎曲；（ 1）波導(dǎo)和反波導(dǎo)傳播 在特定水文條件下，若聲波傳播時聲能損失較小、傳播距離較遠(yuǎn)，此種傳播稱為波導(dǎo)傳播；若聲波傳播時聲能損失較大、傳播距離較近，則稱為反波導(dǎo)傳播。波導(dǎo)傳播多見于冬季淺海，聲速具有正梯度分布，聲線向上彎曲，至海面時極大部分被反射，一段時間后再次向上彎曲，并又被海面反射。如此不斷經(jīng)海面反射和海水折射，形成波導(dǎo)傳播。反波導(dǎo)傳播則常見于夏季淺海，聲速具有負(fù)梯度分布，聲線向下彎曲，至海底時被反射，一段時間后再次向下彎曲，并又被海底反射。但是，由于海底對聲波吸收較多，聲波能量減較快，從而形成反波導(dǎo)傳播。(2) 聲道海洋中使聲波傳播

45、時聲能限制于一定深度層范圍內(nèi)、從而使其超遠(yuǎn)距離傳播的水層稱為聲道 (圖 2.6)。聲道是在聲速垂直剖面具有聲速最小值的特定情形下產(chǎn)生的。聲速最小值對應(yīng)的深度稱為聲道軸。根據(jù)折射定律，位于聲道軸附近的聲源所發(fā)出的聲線，由于海水折射而被限制在聲道軸附近的水層內(nèi)傳播，聲能損失較小，形成波導(dǎo)型傳播。聲道分深海聲道和淺海表層聲道兩種。深海聲道多見于溫帶和熱帶大洋的深水區(qū)，上層聲速主要取決于水溫，深度增加水溫降低，故聲速減??；一定深度以下聲速主要取決于壓力，深度增加壓力增大，故聲速加大。從而聲速垂直剖面形成極小值，其所在深度便是聲道軸的深度。淺海表層聲道多見于冬季淺海表層。2 7 海水溶解氧、 pH 值及

46、營養(yǎng)鹽2 7 1 海水中的溶解氧0° C、一個大氣壓下單位體積（1L ）海溶解氧 溶解氧溶于海水中的氧的量簡稱為溶解氧，以水中溶解氧的體積（ ml）表示。表層海水與大氣接觸溶解有充足的氧氣，海水溶解氧近似達到平衡，但是也有許多因素影響甚至打破這種平衡。影響海水中溶解氧的因素溫度和鹽度一定壓力下溶解氧可表示為溫度和鹽度函數(shù)，一般隨溫度升高和鹽度增大，溶解氧增大。大洋水溶解氧主要取決于溫度；秋、冬季海水溶解氧升高，春、夏季海水溶解氧降低；寒流溶解氧較高、暖流較低。生物 上層海洋中的光合作用產(chǎn)生氧氣，故春、夏季淺海海水溶解氧可能達到過飽和；深層海洋中的氧化呼吸作用則不斷消耗氧。光合作用只能在光合層中進行，而呼吸作用則不然，因此隨著深度增加，光合作用產(chǎn)生的氧逐漸減少，至一定深度時光合作用產(chǎn)生的氧與呼吸作用消耗的氧數(shù)量相當(dāng)，該深度稱為溶解氧補償深度。補償深度以下溶解氧以耗氧過程為主。海水混合海水對流、湍流混合可以使表層海水溶解氧