《海洋學(xué)》教案教程文件

1、Good is good, but better carries it.精益求精，善益求善。海洋學(xué)教案-海洋學(xué)教案緒論海洋學(xué)及其分類(lèi)（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(guò)程和現(xiàn)象的發(fā)生、發(fā)展、演變規(guī)律及其開(kāi)發(fā)利用和保護(hù)的學(xué)科。海洋學(xué)又稱(chēng)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。洋學(xué)的對(duì)象及內(nèi)容研究對(duì)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

2、沉積和海底巖石圈。研究?jī)?nèi)容：海水運(yùn)動(dòng)規(guī)律、海洋中物理、化學(xué)、生物、地質(zhì)過(guò)程及其相互作用的基礎(chǔ)理論；海洋資源開(kāi)發(fā)利用、海洋環(huán)境監(jiān)測(cè)、保護(hù)和治理等。洋學(xué)的分類(lèi)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(cè)和預(yù)報(bào)等。海洋空間特點(diǎn)及其與環(huán)境的相互作用洋空間特點(diǎn)海洋空間上有以下特點(diǎn)：（1）無(wú)界與有界；（2）通達(dá)與阻隔；（3）深厚與淺?。ǘ┖Ｑ蟓h(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(gè)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

3、用：（4）海洋-天體相互作用海洋通過(guò)海面與大氣底層相接觸，從而海水和大氣通過(guò)海面不斷發(fā)生相互作用，這種相互作用是通過(guò)物質(zhì)、動(dòng)量和能量的交換輸送來(lái)實(shí)現(xiàn)的。上層海水通過(guò)海面接受來(lái)自太陽(yáng)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(dòng)量輸送給上層海水，并促成上層海洋環(huán)流形成。上述過(guò)程中，通過(guò)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(guò)海底與海底巖石圈相接觸，從而海水和海底巖石圈通過(guò)不斷發(fā)生相互作用，這種相互作用是通過(guò)物質(zhì)、動(dòng)量和能量的交換輸送來(lái)實(shí)現(xiàn)的。盡管從地球內(nèi)部穿過(guò)海底地殼輸向海洋的熱量海底熱流，平均只有量級(jí)，但海底火山、

4、大洋中脊、海嶺及某些海底深淵等處的海底熱泉，對(duì)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(jìn)而影響到整個(gè)大洋。通過(guò)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(duì)沿海陸地產(chǎn)生深刻影響。同時(shí)由于陸地和島嶼的存在，使海水運(yùn)動(dòng)更加復(fù)雜化，增加了解析或數(shù)值求解的難度。通過(guò)萬(wàn)有引力場(chǎng)，地球之外的天體（主要是月球和太陽(yáng)）及地球本身對(duì)海洋的引力作用直接導(dǎo)致了海洋潮汐和潮流的產(chǎn)生。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。洋知識(shí)的積累與早期的觀測(cè)、研究在18世紀(jì)以前，人類(lèi)在生產(chǎn)活動(dòng)中不斷積累了有關(guān)海洋的知識(shí)，其中不少觀點(diǎn)具有一定科學(xué)性。公元前7-6世紀(jì)，古希臘的泰勒

5、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(dòng)物志中已描述和記載了愛(ài)琴海的170余種海洋動(dòng)物。但是，對(duì)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(shí)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(dá)南美洲；葡萄牙人麥哲倫在1519-1522年完成了人類(lèi)第一次環(huán)球航行；1768-1779年英國(guó)人庫(kù)克4次進(jìn)行了海洋探險(xiǎn)，首先完成了環(huán)南極航行，并最早進(jìn)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(shí)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(guó)人玻意耳發(fā)表了關(guān)于海水濃度的論文，1687年牛頓用萬(wàn)有

6、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(shuō)，1770年美國(guó)人富蘭克林發(fā)表了大西洋灣流圖，1775年法國(guó)人拉普拉斯首創(chuàng)大洋潮汐動(dòng)力理論等等。洋科學(xué)的奠基與形成（19-20世紀(jì)中葉）這一時(shí)期的特點(diǎn)表現(xiàn)為由海洋探險(xiǎn)逐漸轉(zhuǎn)向?qū)Ｑ蟮木C合考察，隨之而來(lái)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(lái)說(shuō)，海洋調(diào)查方面，如1831-1836年達(dá)爾文隨“貝格爾”號(hào)調(diào)查船的環(huán)球探險(xiǎn)，英國(guó)人羅斯1839-1843年的環(huán)南極探險(xiǎn)，尤其是英國(guó)“挑戰(zhàn)者”號(hào)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(kāi)始。此后，德國(guó)“流星”號(hào)1925-1927年的南大西洋調(diào)查，采用了許多

7、新穎儀器設(shè)備，取得了豐碩的成果。海洋科研方面，英國(guó)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(guó)人莫里1855年出版了海洋自然地理學(xué)，英國(guó)人達(dá)爾文1859年出版了物種起源，它們被譽(yù)為海洋生態(tài)學(xué)、近代海洋學(xué)和進(jìn)化論的經(jīng)典著作。海洋化學(xué)方面，迪特瑪1884年證實(shí)了海水主要溶解成分的恒比關(guān)系，為海水鹽度測(cè)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(dòng)力計(jì)算方法，1905年?？寺岢隽似骼碚?。海洋地質(zhì)方面，默里于1891年出版了深海沉積一書(shū)。尤其是斯韋爾德魯普等合著的海洋（Theoceans）一書(shū)，被譽(yù)為近代海洋科學(xué)誕生的標(biāo)志?，F(xiàn)代海洋科學(xué)時(shí)期（20世紀(jì)中葉至今）這一

8、時(shí)期國(guó)際上許多政府間和民間的海洋科學(xué)組織先后建立，同時(shí)海洋國(guó)際合作調(diào)查研究也在更大規(guī)模上展開(kāi)。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(jìn)，計(jì)算機(jī)、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(shí)驗(yàn)室、水下機(jī)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(dòng)、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，陸地資源日趨減少，環(huán)境惡化嚴(yán)重。因此，海洋資源的開(kāi)發(fā)、利用和保護(hù)愈來(lái)愈受到人們的重視，

9、許多國(guó)家相繼制訂了21世紀(jì)的海洋發(fā)展戰(zhàn)略，可以說(shuō)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(lái)一個(gè)更為輝煌的新時(shí)代。四、本專(zhuān)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(zhuān)業(yè)的專(zhuān)業(yè)基礎(chǔ)課，本專(zhuān)業(yè)的其他專(zhuān)業(yè)課，如漁業(yè)資源學(xué)、漁場(chǎng)學(xué)、漁業(yè)資源評(píng)估、漁具漁法學(xué)、航海技術(shù)、魚(yú)類(lèi)行為學(xué)及漁業(yè)工程等都與海洋學(xué)有一定關(guān)系。主要內(nèi)容海水理化性質(zhì)的基本概念和原理；海水主要水文要素的變化、分布規(guī)律及其影響因子；海水破浪、海流、潮汐及混合等動(dòng)力過(guò)程的形成規(guī)律和主要結(jié)論；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?；疽笫煜げ⒄莆丈鲜鲋饕獌?nèi)容有關(guān)的基本概念和理論；具備一定的海洋環(huán)境調(diào)

10、查及海洋資料的分析處理的動(dòng)手能力。海洋形態(tài)11海陸分布地球表面海陸分布極不平衡：地球表面總面積=海洋面積=，比例=70.8%陸地面積=，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(jiàn)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）備注：1）括號(hào)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(wú)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(xiàn)表示12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

11、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(diǎn)：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(dú)立的潮汐系統(tǒng)和強(qiáng)大的洋流系統(tǒng)。組成：HYPERLINKD:Lhs海洋學(xué)海洋學(xué)備課筆記oceanography(fig.)Chapter1CoastLinepacific.gif太平洋（圖1.2）、HYPERLINKoceanography(fig.)Chapter1CoastLineatlantic.gif大西洋（圖1.3）、HYPERLINKocean

12、ography(fig.)Chapter1CoastLineindian.gif印度洋（圖1.4）和北冰洋（圖1.5）。122海灣及海峽海：海洋的邊緣部分。據(jù)統(tǒng)計(jì)全世界共有54個(gè)海，占世界海洋總面積的9.7%。海具有以下特點(diǎn)：（1）深度較淺，一般在2000m以?xún)?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?）沒(méi)有獨(dú)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(jìn)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(xiàn)或人口處的等深線(xiàn)坐為與洋或海的分界線(xiàn)；特點(diǎn)：與鄰接海洋水文狀況很相似，

13、但常出現(xiàn)最大潮差，如我國(guó)杭州灣。海峽：是兩端連接海洋的狹窄水道；特點(diǎn)：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。13海洋地形HYPERLINKD:Lhs海洋學(xué)海洋學(xué)備課筆記oceanography(fig.)Chapter1OceanFloor.gif海洋地形（圖1.5）通常分為海岸帶、大陸邊緣和大洋低三個(gè)部分。131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(xiàn)以上狹窄的陸上地帶，大部分時(shí)間里裸露于海水面之上，僅在特大風(fēng)暴潮時(shí)才被淹沒(méi)，故又稱(chēng)為潮上帶；海灘是高低潮之間的地帶，高潮

14、時(shí)被水淹沒(méi)，低潮時(shí)露出水面，故又稱(chēng)為潮間帶；水下岸坡是低潮線(xiàn)以下直到波浪作用所能到達(dá)的海底部分，又稱(chēng)為潮下帶，其下限相當(dāng)于1/2波長(zhǎng)的水深處，通常約10-20m。132大陸邊緣大陸邊緣是大陸與大洋之間的過(guò)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?chē)缓Ｋ蜎](méi)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(xiàn)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(diǎn)：平均坡度為0.1，平均深度132m，最深為500m，平均寬度75km，最寬為1000km；大陸架的沉積物主要是來(lái)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

15、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(qiáng)烈；海水營(yíng)養(yǎng)鹽及氧含量豐富，海洋初級(jí)生產(chǎn)力高，易形成良好漁場(chǎng)。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(dá)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(chēng)大陸基或大陸裾。主要特點(diǎn)：大陸隆表面坡度平緩，水深在2500-4000m；沉積物深厚，形成深海

16、扇形地，富含有機(jī)質(zhì)，具有巨大的海底油氣資源；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(zhǎng)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.133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(zhǎng)65000km，頂部水深2-3km，高出大洋底1-3km，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(chēng)。各

17、大洋中脊的北端分別延伸至陸的，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(chēng)為中央裂谷。該裂谷是海底擴(kuò)張中心和海底巖石圈增生的場(chǎng)所，擴(kuò)張和增生主要通過(guò)沿裂谷帶的廣泛火山活動(dòng)來(lái)實(shí)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。14中國(guó)近海地形中國(guó)近海屬于北太平洋西邊界的部分邊緣海，稱(chēng)為東中國(guó)海（theEastChinaSea），包括渤海、黃海、東海

18、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。141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(xiàn)為渤海與黃海的分界線(xiàn)。黃海：半封閉的陸架淺海，長(zhǎng)江口北角啟東至濟(jì)洲西南角連線(xiàn)為黃海與東海的分界線(xiàn)，山東半島的成山頭與朝鮮西岸的長(zhǎng)山串的連線(xiàn)為南黃海與北黃海的分界線(xiàn)。東海：為太平洋邊緣海，西北接黃海，東北從濟(jì)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(tái)灣南端與南海相通。南海：背面以臺(tái)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(lái)半島、納土納群島、加里曼丹等與印度洋分隔。142海底地形HYPERLINKH

19、:海洋學(xué)課件第一章%20圖中國(guó)近海海底地形.ppt中國(guó)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(tái)灣至日本九洲連一線(xiàn)，此線(xiàn)以西，水深較淺、海底平坦、坡度較?。淮司€(xiàn)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(jì)洲島西北達(dá)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34005500

20、m中國(guó)近海海底地形總特征：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(qiáng)烈，營(yíng)養(yǎng)豐富，沿岸曲折多港灣，水文狀況復(fù)雜。143中國(guó)海岸、海港、海峽及島嶼（一）中國(guó)近海海岸線(xiàn)全長(zhǎng)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）島嶼海水的物理和化學(xué)性質(zhì)海水是一種溶解有多種無(wú)機(jī)鹽、有機(jī)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(wú)機(jī)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。21水的結(jié)構(gòu)和特性211水的結(jié)構(gòu)HYPERLINKoceanog

21、raphy(fig.)Chapter2水分子結(jié)構(gòu).gif水分子（圖2.1）是由一個(gè)氧原子和兩個(gè)氫原子組成的，即，兩個(gè)氫原子并不對(duì)稱(chēng)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(gè)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(jìn)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(dú)特而有趣的物理性質(zhì)。212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4C時(shí)密度最大，等于1000；4C以上時(shí)，密度隨溫度升高而減小，4C以下時(shí)，密度卻隨溫度降低而減小。水結(jié)冰時(shí)，體積增大，密

22、度減小,為916.7，故冰總是浮在水面上。其次，水具有極強(qiáng)的溶解能力，海水正是水溶解了來(lái)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(diǎn)、沸點(diǎn)、比熱、蒸發(fā)潛熱和表面張力都異常的高。水的相對(duì)分子量最小，其理論上的熔點(diǎn)和沸點(diǎn)應(yīng)分別為-90C和-80C。純水的這些特性均可由水獨(dú)特的分子結(jié)構(gòu)得以解釋。22水溫度和熱性質(zhì)221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。其高低反映了海水分子熱運(yùn)動(dòng)平均動(dòng)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

23、素主要有輻射、蒸發(fā)、海氣間顯熱交換等過(guò)程。223海水熱性質(zhì)熱容一物體溫度升高（或降低）1C所吸收（或放出）的熱量稱(chēng)為熱容，單位為。單位質(zhì)量物體的熱容稱(chēng)為比熱容（簡(jiǎn)稱(chēng)比熱），單位為；單位體積物體的熱容稱(chēng)為容積熱容，單位為。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），它是海水溫度、鹽度、與壓力的函數(shù)。大致規(guī)律為：一個(gè)大氣壓下，隨鹽度的增高而降低；低溫、低鹽時(shí)，隨溫度升高而減小，高溫、高鹽時(shí)則隨溫度升高而增大。通常在鹽度S30、溫度t10C時(shí)，總是溫度升高而增大。密度定壓比熱（）容積熱容海水1.0253.894.0空氣1.291.001.29蒸發(fā)潛熱一定質(zhì)量的海水化為同溫度的蒸汽時(shí)

24、所吸收的熱量稱(chēng)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(duì)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(chēng)為海水熱傳導(dǎo)，分為海水分子熱傳導(dǎo)和海水湍流熱傳導(dǎo)兩種。熱膨脹海水體積隨水溫變化而改變，其相對(duì)變化率稱(chēng)為熱膨脹系數(shù)，以表示，單位。在一定壓力和鹽度下或式中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(gè)大氣壓下，低溫、低鹽時(shí)，為負(fù)值。由正值變?yōu)樨?fù)值所對(duì)應(yīng)的溫度稱(chēng)為海水最大密度溫度，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(duì)變化

25、率稱(chēng)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)以表示隨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(tuán)絕熱上升或下沉過(guò)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(chǎng)溫度為t，該處海水微團(tuán)絕熱上升至海面溫度下降，則稱(chēng)為該水團(tuán)在該深度處的位溫。位溫適用于研究深層水溫分布，因?yàn)槟抢锝^熱變化效應(yīng)較為明顯。23海水鹽度231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(jī)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(hào)。此后根據(jù)“海水組成恒定性”，歸

26、納出用測(cè)定海水氯含量來(lái)計(jì)算其鹽度的公式：S=0.030+1.8050Cl上式稱(chēng)為Knudsen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(hào)與鹽度相同，其值可用滴定法測(cè)定。測(cè)定時(shí)要用一種所謂的標(biāo)準(zhǔn)海水來(lái)標(biāo)定溶液的濃度。國(guó)際上規(guī)定標(biāo)準(zhǔn)海水是氯度值精確為19.374、對(duì)應(yīng)鹽度為35.000的大洋水。2321969年鹽度的重新定義由于海水的電導(dǎo)與鹽度具有對(duì)應(yīng)關(guān)系，通過(guò)測(cè)定海水水樣的電導(dǎo)和Cl，并根據(jù)改進(jìn)后的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(duì)電導(dǎo)很小，通常采用水樣在一定條件下

27、相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)海水電導(dǎo)的電導(dǎo)比，它被定義為“一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，15C時(shí)水樣的電導(dǎo)率C（S，15，0）與同溫同壓下標(biāo)準(zhǔn)海水電導(dǎo)率C（35，15，0）之比值”，即。鹽度的重新定義：上述鹽度公式優(yōu)點(diǎn)是精度高、速度快，缺點(diǎn)是它依賴(lài)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(duì)于在任意溫度t下測(cè)定的電導(dǎo)比，要進(jìn)行溫度訂正。所有計(jì)算均可通過(guò)查表進(jìn)行。2331978年實(shí)用鹽度標(biāo)度（PSS78）實(shí)用鹽度標(biāo)度不再依賴(lài)于“海水組成恒定性”和Knudsen鹽度公式，而是選定一種濃度為精確值的氯化鉀（KCl）溶液，用海水水樣相對(duì)于KCl溶液的電導(dǎo)比來(lái)確定鹽度值。為保持鹽

28、度歷史資料與實(shí)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(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，15C時(shí)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(shí)用鹽度公式：式中，是在一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，15C時(shí)水樣的電導(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，即實(shí)用鹽度公式適用范圍為。實(shí)用鹽度不再使用符號(hào)，因而其值是舊鹽度值的1000倍。顯然，時(shí)，水樣的實(shí)用鹽度S精確為35。海水的絕對(duì)鹽度（）單位質(zhì)量（Kg）海水中所有溶質(zhì)的總質(zhì)量，是無(wú)法直接測(cè)量的，它與實(shí)用鹽度值略有差異。24海水密度241海水密度的定

29、義及其表示法海水密度的定義：密度、比容，其關(guān)系為：。和均是海水溫度t、鹽度S及壓力p的函數(shù)，即、，分別稱(chēng)為現(xiàn)場(chǎng)密度和現(xiàn)場(chǎng)比容。表示方法：Knudsen參數(shù)上式中應(yīng)理解為海水的比重，因而是個(gè)無(wú)量綱參數(shù)，且也是S、t和p的函數(shù)。在海面（p=0），此時(shí)稱(chēng)為HYPERLINKoceanography(fig.)Chapter2T-S圖1.gif條件密度，記為，僅是溫度和鹽度的函數(shù)（圖2.2）。當(dāng)p=0、t=0時(shí)，僅為鹽度S的函數(shù)，記為密度超量與具有相同的量綱，且與數(shù)值相同，從而保證了海洋資料的連貫性。241海水狀態(tài)方程海水狀態(tài)方程是海水密度或與其狀態(tài)參數(shù)S、t、p的函數(shù)關(guān)系式，據(jù)此可利用現(xiàn)場(chǎng)實(shí)測(cè)的S、

30、t、p來(lái)計(jì)算海水的密度。一個(gè)大氣壓國(guó)際海水狀態(tài)方程表示在一個(gè)標(biāo)準(zhǔn)大氣壓（海壓p為0）下，海水密度與實(shí)用鹽度S和溫度t之間的函數(shù)關(guān)系。式中該方程適用范圍是：高壓國(guó)際海水狀態(tài)方程表示任意海壓下的海水密度與實(shí)用鹽度S、溫度t及海水壓力p之間的函數(shù)關(guān)系。式中由“一個(gè)大氣壓國(guó)際海水狀態(tài)方程”確定；由下式給出：其中式中純水項(xiàng)由下式給出：該方程適用范圍是：，壓力匹配因數(shù)。高壓國(guó)際海水狀態(tài)方程也可表示為其中，為一個(gè)大氣壓國(guó)際海水狀態(tài)方程，其余符號(hào)同上。上述國(guó)際海水狀態(tài)方程特點(diǎn)是計(jì)算精度高、物理意義清晰，同時(shí)還可用以計(jì)算海水的熱膨脹系數(shù)、壓縮系數(shù)、比容批偏差等。25海洋光學(xué)251光在海水中的傳播特性反射和折射太

31、陽(yáng)光線(xiàn)到達(dá)海面的總輻射能，一部分將被反射，另一部分則折射進(jìn)入水中。當(dāng)太陽(yáng)高度增大時(shí)，反射率為減小，而折射率為增大。此外，風(fēng)浪也會(huì)影響海面對(duì)太陽(yáng)光的反射率和折射率。散射和吸收折射進(jìn)入水中的太陽(yáng)光線(xiàn)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(qiáng)度取決于海面總輻射能，并隨深度z按指數(shù)變化，即式中k為散射系數(shù)。當(dāng)或時(shí)，；當(dāng)時(shí)，。因此純凈的大洋水對(duì)可見(jiàn)光中的短波散射較強(qiáng)烈、長(zhǎng)波散射較弱；沿岸渾濁海水對(duì)太陽(yáng)光散射較弱。折射進(jìn)入水中的太陽(yáng)光線(xiàn)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(qiáng)度取決于海面總輻射能，并隨深度z按指數(shù)變化，即式中為吸收系數(shù)，其值光波波長(zhǎng)、懸浮物質(zhì)及浮游生物分布等

32、。大致規(guī)律：可見(jiàn)光中的短波吸收系數(shù)較小，長(zhǎng)波吸收系數(shù)較大；大洋水吸收系數(shù)較小，沿岸海水長(zhǎng)波吸收系數(shù)較大。光的衰減折射進(jìn)入水中的太陽(yáng)光線(xiàn)同時(shí)受到散射和吸收作用而形成HYPERLINKoceanography(fig.)Chapter2太陽(yáng)光譜隨深度分布變化.jpg衰減(圖2.3)，衰減后光強(qiáng)度I取決于海面總輻射能，并隨深度z按指數(shù)變化，即式中為吸收系數(shù)，?？梢?jiàn)光中的短波衰減系數(shù)較小、長(zhǎng)波衰減系數(shù)較大；大洋水衰減系數(shù)較小，沿岸海水長(zhǎng)波衰減系數(shù)較大。252水色和透明度透明度表示海水透光程度的物理量，符號(hào)T，單位為m。實(shí)用中一般以透明度盤(pán)的最大可見(jiàn)深度表示。理論上，透明度用光強(qiáng)衰減到其入射光強(qiáng)的（即4

33、.3%）倍時(shí)，光所通過(guò)的距離表示，其值相當(dāng)于衰減長(zhǎng)度L（即衰減系數(shù)的倒數(shù)），即式中衰減系數(shù)由光通過(guò)z=1m時(shí)，光強(qiáng)與入射光強(qiáng)的比值確定，即水色水色是指海水及其中懸浮物質(zhì)及浮游生物等對(duì)折射進(jìn)入水中的太陽(yáng)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(yáng)高度、天空狀況、海底、地質(zhì)和水文條件等有關(guān)。實(shí)際中，水色以透明度值一半深度處，透明度盤(pán)以上水柱的的顏色表示，并以水色計(jì)中最接近該顏色的色級(jí)號(hào)數(shù)作為水色記錄。號(hào)碼小，水色高；號(hào)碼大，水色低。水色和透明度(

34、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(xiàn)一般與海岸線(xiàn)平行；河口附近海水水色低、透明度小。26海洋聲學(xué)261聲波及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，在空氣中傳播平均速度330；人耳能分辨的聲波頻率為20-20Hz,高于20Hz的聲波為超聲波、低于20Hz的為次聲波。海水中聲波的波速式中為海水密度，和分別為海水的等溫壓縮系數(shù)和絕熱壓縮系數(shù)，且；為海水等壓比熱與等容比熱之比，

35、即。由于和均是海水S、t及p的函數(shù)，因此聲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(yàn)公式其中理論上，海水溫度每升高1C，聲速相應(yīng)增加4.21；鹽度每增加1，聲速相應(yīng)增加1.14；壓力每增加1個(gè)大氣壓（深度約增加10m），聲速相應(yīng)增加0.319。聲速垂直剖面及梯度聲速隨深度變化的分布曲線(xiàn)c(z)稱(chēng)為聲速垂直剖面(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?；虼笱笊蠈又饕Q于水溫t；冬季淺海或大洋深層主要取決于海水靜壓力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小；冬季淺?；虼笱?/p>

36、深層聲速一般隨深度增加而加大。單位深度所對(duì)應(yīng)的聲速的改變量稱(chēng)為聲速垂直梯度，即，其表達(dá)式為式中為水溫垂直梯度，為鹽度垂直梯度，（大氣壓）為壓強(qiáng)垂直梯度。一般可忽略，由實(shí)測(cè)到。實(shí)際中用聲速梯度儀可直接獲得聲速垂直剖面曲線(xiàn)，由此可推算出聲速垂直梯度。當(dāng)聲速垂直梯度值為正時(shí)，則稱(chēng)聲速垂直剖面曲線(xiàn)為正梯度分布；反之，稱(chēng)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。262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(gè)復(fù)雜的聲波傳播空間，聲波通過(guò)這個(gè)空間時(shí)，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(tuán)的散射，海面的反射與散射，及海底的反射與吸收等；另一方

37、面，聲波傳播時(shí)波陣面隨傳播距離的增加而擴(kuò)展，因此，聲強(qiáng)（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(xiàn)來(lái)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(xiàn)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，聲速具有正梯度分布時(shí)，聲線(xiàn)向上彎曲；聲速具有負(fù)梯度分布時(shí)，聲線(xiàn)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(shí)聲能損失較小、傳播距離較遠(yuǎn)，此種傳播稱(chēng)為波導(dǎo)傳播；若聲波傳播時(shí)聲能損失較大、傳播距離較近，則稱(chēng)為反波導(dǎo)傳播。波導(dǎo)傳播多見(jiàn)于冬季淺海，聲速具有正梯度分布，聲線(xiàn)向上彎曲，至海面時(shí)極大部分被反射，一段時(shí)間后再次向上彎曲，并又被海面反

38、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(jiàn)于夏季淺海，聲速具有負(fù)梯度分布，聲線(xiàn)向下彎曲，至海底時(shí)被反射，一段時(shí)間后再次向下彎曲，并又被海底反射。但是，由于海底對(duì)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時(shí)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(chēng)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(duì)應(yīng)的深度稱(chēng)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(xiàn)，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(jiàn)于溫帶和

39、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(jiàn)于冬季淺海表層。27海水溶解氧、pH值及營(yíng)養(yǎng)鹽271海水中的溶解氧溶解氧溶解氧溶于海水中的氧的量簡(jiǎn)稱(chēng)為溶解氧，以0C、一個(gè)大氣壓下單位體積（1L）海水中溶解氧的體積（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(dá)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

40、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(dá)到過(guò)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(jìn)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(shí)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(chēng)為溶解氧補(bǔ)償深度。補(bǔ)償深度以下溶解氧以耗氧過(guò)程為主。海水混合海水對(duì)流、湍流混合可以使表層海水溶解氧帶至深層。熱鹽環(huán)流高緯度、極地海洋低溫、高密度的富氧水隨熱鹽環(huán)流使個(gè)大洋底層海水氧含量增加。海洋中溶解氧分布272海水pH值273海水中的營(yíng)養(yǎng)

41、鹽海水中的營(yíng)養(yǎng)鹽是指海水中由N、P、Si等元素組成的某些鹽類(lèi)，又稱(chēng)為植物營(yíng)養(yǎng)鹽。各類(lèi)營(yíng)養(yǎng)鹽在海洋表層常常被浮游植物大量消耗，甚至成為海洋初級(jí)生產(chǎn)力的“限制性因素”。N、P、Si等營(yíng)養(yǎng)鹽主要存在形式氮：溶解氮、無(wú)機(jī)氮化物、有機(jī)氮化物等。其中能被海洋浮游植物直接利用的是溶解無(wú)機(jī)氮化物（DIN），包括硝酸鹽、亞硝酸鹽和銨鹽，三者僅占海洋總氮量的2.4%。氮是海洋生物體內(nèi)蛋白質(zhì)和氨機(jī)酸的主要成分。磷：無(wú)機(jī)和有機(jī)磷。無(wú)機(jī)磷酸鹽又有溶解態(tài)（DIP）和顆粒態(tài)（PIP）兩種。DIP主要有：(87%)、（12%）、和所占比例很低。PIP以磷酸鹽礦物存在于海水懸浮物和海洋沉積物中，其中豐度最大的是磷灰石，約占地殼

42、總磷量的95%以上。有機(jī)磷化合物也包括顆粒有機(jī)磷化合物（POP）和溶解有機(jī)磷化合物（DOP）。POP主要存在于海洋生物的細(xì)胞原生質(zhì)中、有機(jī)碎屑中。硅：有溶解硅酸鹽和懸浮二氧化硅兩種形式。硅是海洋植物，特別是海洋硅藻類(lèi)浮游植物生長(zhǎng)必需的營(yíng)養(yǎng)鹽。含硅海洋生物的殘?bào)w沉降至海底，形成硅質(zhì)軟泥，是深海沉積物的主要成分。N、P、Si等營(yíng)養(yǎng)鹽分布和變化水平分布(圖2.8)：取決于生物活動(dòng)、大陸徑流、水文狀況、沉積作用和人類(lèi)活動(dòng)等因素。分布特點(diǎn)是河口、沿岸水域的含量高于大洋；開(kāi)闊大洋中高緯度海域含量高于低緯度；海洋浮游植物繁盛季節(jié)，沿岸水域含量因生物消耗而降到很低水平；一些河口、灣口等水體，由于大陸徑流輸入大

43、量N、P等營(yíng)養(yǎng)鹽，可能出現(xiàn)富營(yíng)養(yǎng)化，甚至誘發(fā)赤潮。垂直分布(圖2.9)：三種營(yíng)養(yǎng)鹽在大洋中的垂直分布有相似特點(diǎn)。大洋真光層里，因的大量利用，含量多很低；生物新陳代謝產(chǎn)物和死亡有機(jī)體殘骸的沉降、分解等作用，使?fàn)I養(yǎng)鹽釋放回海水中，因而其含量隨深度增加而增大，并在一定深度達(dá)到最大值，之后幾乎不再隨深度而變。河口、近岸水域營(yíng)養(yǎng)鹽垂直分布受生物活動(dòng)、水文狀況及底質(zhì)條件影響，冬季含量較高，且垂直分布均勻；夏季表層含量較低，低層則較高。季節(jié)變化：中緯度溫帶海區(qū)和近岸淺海海區(qū)季節(jié)變化較為明顯，與海洋浮游植物生物量的消長(zhǎng)密切相關(guān)。冬季含量較高，夏季則較低。第三章海水溫度、鹽度和密度的分布和變化31海水溫度分布和

44、變化311海面熱平衡熱平衡方程式中為到達(dá)并進(jìn)入海面的太陽(yáng)總輻射（又稱(chēng)有效太陽(yáng)輻射），為海面有效回輻射（又稱(chēng)海面凈長(zhǎng)波輻射），為蒸發(fā)或凝結(jié)潛熱，為海氣間感熱交換，為海面熱量收支平衡余項(xiàng)。各項(xiàng)單位均為（）。世界大洋多年平均而言，表明世界大洋多年平均表層水溫不變。局部海域、短時(shí)間內(nèi)，若，則表層水溫升高；，則表層水溫下降。太陽(yáng)輻射又稱(chēng)短波輻射，99.9%的輻射能集中在0.210.0。其中可見(jiàn)光0.400.76，占44%；紅外部分（0.76），占47%；紫外部分(0.40)，占9%。太陽(yáng)常數(shù)1367，全球平均值約為其1/4。太陽(yáng)輻射穿過(guò)大氣層時(shí)受到大氣和云的吸收和散射，到達(dá)海面時(shí)部分又被反射回大氣，這過(guò)

45、程中還與太陽(yáng)高度有關(guān)，因此進(jìn)入海洋的太陽(yáng)總輻射可表示為式中為到達(dá)大氣上界的太陽(yáng)總輻射（相當(dāng)于太陽(yáng)常數(shù)），C云量（01），為海面反射率，h為太陽(yáng)高度角。海面有效回輻射，為海面向大氣的長(zhǎng)波輻射，為大氣向海面的回輻射。特點(diǎn)：隨海面水溫升高或海面空氣相對(duì)濕度增加而減??；隨天空云量增加而減?。坏乩砗图竟?jié)變化較??；低緯度熱帶海區(qū)。蒸發(fā)和凝結(jié)潛熱，式中為空氣密度，L為蒸發(fā)潛熱，分別為海面及其上方z高度處的水汽壓，W為海面風(fēng)速，為水汽輸送系數(shù)，與海面水文狀況和風(fēng)速等有關(guān)。海氣間感熱交換，式中為空氣密度，為空氣比熱，分別是海面水溫及其上方z高度處氣溫，W為海面風(fēng)速，為熱量輸送系數(shù)。海洋內(nèi)部熱量交換1）垂直方向上

46、熱量輸送：，式中為海水比定壓熱容，為海水密度，為流速垂直分量，T為水溫，z為垂直坐標(biāo)（向下為正），垂直湍流熱擴(kuò)散系數(shù)。當(dāng)時(shí)，則熱量向下輸送；當(dāng)時(shí)，則熱量向上輸送。2）水平方向上熱量輸送：，式中水平流速矢量，分別為的x和y分量；為水平溫梯度；水平湍流熱擴(kuò)散系數(shù)，其余符號(hào)同上。312大洋水溫分布水平分布水平分布(圖3.1)大致特征是：等溫線(xiàn)呈大致平行于緯度線(xiàn)的帶狀分布；低緯度海區(qū)水溫高，隨緯度增加水溫逐漸下降：等溫線(xiàn)分布趨勢(shì)與太陽(yáng)年總輻射分布相似；冬季與夏季水溫分布特征相似，但冬季經(jīng)向溫度梯度比夏季大；高溫的28C等溫線(xiàn)出現(xiàn)在熱帶印度洋和太平洋西部海域，冬季偏南，夏季向北擴(kuò)展；低溫的0C等溫線(xiàn)在南

47、、北極圈附近，為相應(yīng)的海冰邊界；在副熱帶海區(qū)大洋東、西兩側(cè)，等溫線(xiàn)偏離緯度線(xiàn)，大洋西部向極地彎曲、東部則向赤道方向彎曲；在亞北極海區(qū)，情形正相反，東部水溫高于西部；在寒暖流交匯區(qū)等溫線(xiàn)特別密集，溫度水平梯度大；大洋中層和深層水溫水平分布較為均勻，溫度梯度很小。垂直分布垂直分布(圖3.2)特征是：各大洋水溫垂直分布基本處于穩(wěn)定的層化狀態(tài)；海洋上層溫度高，等溫線(xiàn)分布密集，溫度梯度大；深層溫度低，梯度小；海面附近因風(fēng)、波浪、海流等作用形成上均勻?qū)?，其厚度在不同緯度海區(qū)變化較大；上均勻?qū)优c其下冷水層之間溫度垂直梯度較大的水層形成季節(jié)性溫躍層，季節(jié)性溫躍層以下，約在200-1500之間的溫度垂直梯度較大

48、的水層為主溫躍層；主溫躍層在赤道上升，在副熱帶下降，在中緯度海區(qū)可升到海面，并形成大洋極鋒；世界大洋深層水溫分布主要受南極低層水的影響。季節(jié)變化32海水鹽度分布和變化321鹽度影響因子蒸發(fā)E蒸發(fā)在使海洋失去熱量的同時(shí)，也使海洋失去水量，故是增鹽因子。每年可達(dá)440-454，但分布很不均勻，大致規(guī)律是：赤道附近最較小，南北緯副熱帶海域出現(xiàn)兩個(gè)極大值，再向高緯迅速減小，至兩極達(dá)到最小。降水P使海洋水量增加，故是減鹽因子。每年可達(dá)411-416，但分布很不均勻，大致規(guī)律是：赤道附近的熱帶海域最大，南北緯副熱帶海域較小，中高緯度極鋒附近海域又顯著增多，然后向極地方向迅速減小。大陸徑流R是地表河流和地下

49、水入海的水量。大陸徑流是減鹽因子，但其影響只表現(xiàn)在沿岸海域，對(duì)開(kāi)闊大洋影響很小。徑流分布也極不均勻。結(jié)冰（F）和融冰（M）結(jié)冰和融冰是可逆過(guò)程。前者使海洋水量減少，故是增鹽因子；后者使海洋水量增加，故是減鹽因子。結(jié)冰和融冰對(duì)鹽度的影響只在局部海區(qū)、特定時(shí)期才顯著。海流及海水混合海流及海水混合總是使一些海域水量增加（），同時(shí)使另一些海域水量減少（），前者成為減鹽因子、后者成為增鹽因子。322水量平衡方程式中為研究海域在一定時(shí)間內(nèi)水量的增量，其余符號(hào)同上。對(duì)于整個(gè)世界大洋，F(xiàn)與M、與相互抵消，R可忽略不計(jì)，因此有323大洋鹽度分布與變化水平分布主要取決于的分布，在副熱帶海區(qū)為負(fù)值；在赤道熱帶海區(qū)和

50、高緯度海區(qū)為正值，且熱帶海區(qū)大于高緯度海區(qū)。因此大洋表層鹽度分布大致規(guī)律是：赤道熱帶海區(qū)相對(duì)較低，副熱帶海區(qū)最高，高緯度海區(qū)最低，即大洋表層鹽度沿經(jīng)度線(xiàn)分布呈“馬鞍型”。此外，在寒、暖流交匯海區(qū)鹽度水平梯度較大；在大陸徑流充足的海灣鹽度較的。垂直分布大洋鹽度垂直分布并不與深度呈線(xiàn)性關(guān)系，主要取決于大洋垂直方向上的水系結(jié)構(gòu)。赤道附近海域低鹽表層水較為淺薄；南北緯副熱帶高鹽水下沉后，分別向赤道擴(kuò)展，但因其溫度較高，密度相對(duì)較小，故其分布深度不大；南、北緯海洋極鋒附近的低鹽表層水，因密度較大，下沉后散布在高鹽水層之下，形成低鹽（南極）中層水；在北大西洋20N附近的600-1600m深度范圍內(nèi)，地中海

51、高鹽水的流入、并邊下沉邊向南擴(kuò)展，形成高鹽的北大西洋深層水；大洋的底層為來(lái)自于南極大陸邊緣海的低鹽低溫水，即南極低層水。鹽度的變化33海水密度分布和變化331密度的影響因子一定壓力下海水密度是溫度、鹽度的函數(shù)，故海水溫度和鹽度的影響因子也是海水密度的影響因子。溫度升高時(shí)密度減小，鹽度增大時(shí)密度增大，反之亦然。此外海水密度也與海流和海水混合等水文條件有關(guān)。332密度水平分布大洋表面密度通常隨緯度增加而增大，等密度線(xiàn)大致與緯度線(xiàn)平行；赤道海區(qū)高溫低鹽，因而密度最小；副熱帶海區(qū)高鹽，但溫度較高，故密度比赤道海區(qū)的要大；極地海區(qū)溫度最低，故密度最大；在寒暖流交匯的海區(qū)，等密度線(xiàn)分布密集，密度梯度較大；

52、隨著深度的增加，海水密度的水平差異逐漸減小。333密度垂直分布通常隨著深度增加而不均勻地增大。在赤道至副熱帶海區(qū)，水溫的上均勻?qū)訉?duì)應(yīng)的密度也是相對(duì)均勻的；與大洋主溫躍層相對(duì)應(yīng)，密度的垂直梯度也較大，稱(chēng)為密度躍層；熱帶海域表層海水密度小，躍層強(qiáng)度大；副熱帶海域表層密度增大，故密度躍層強(qiáng)度相對(duì)較弱；大洋海洋鋒向極一側(cè)，表層海水密度增大顯著，海水對(duì)流、渦動(dòng)混合強(qiáng)烈，故密度躍層消失。第四章海流41概述411海流定義廣義地講海流是指海洋中較大規(guī)模的相對(duì)穩(wěn)定的海水運(yùn)動(dòng)。狹義地講是指海流在水平方向上的運(yùn)動(dòng)分量，而海流垂直方向上的運(yùn)動(dòng)分量單獨(dú)稱(chēng)為上升流或下降流。412海流分類(lèi)海流的分類(lèi)按海流成因，可將海流分為

53、風(fēng)海流、地轉(zhuǎn)流、熱鹽環(huán)流和補(bǔ)嘗流等。按海流的熱力特征，分為暖流和寒流。413海流表示法海流的表示方法海流是矢量。海洋學(xué)中常用右手坐標(biāo)系：x軸正方向向東、y軸正方向向北、z軸正方向向上。海流流速矢量在直角坐標(biāo)系中表示為：其中u、v和w依次為x、y及z軸上的分量。海流一般以帶箭頭的線(xiàn)段表示，箭矢方向指海水的去向，線(xiàn)段長(zhǎng)短表示海流的大小，單位m/s或Kn。42海水微團(tuán)所受作用力作用在海水微團(tuán)上的可歸結(jié)為兩類(lèi)：一是主動(dòng)力，即引起海水運(yùn)動(dòng)的力，如重力、壓強(qiáng)梯度力、風(fēng)應(yīng)力和引潮力等；二是被動(dòng)力，即由海水運(yùn)動(dòng)派生出的力，如科氏力、摩擦力等。421重力重力是指地心引力和地球自轉(zhuǎn)所產(chǎn)生的慣性離心力的合力。單位質(zhì)

54、量海水所受的重力即為重力加速度g，理論上它是地理緯度和海洋深度的函數(shù)，但在海洋學(xué)中一般將其視為常量。與重力處處垂直的面稱(chēng)為等位勢(shì)面，靜止?fàn)顟B(tài)下的海平面就是一個(gè)等勢(shì)面。相距的兩個(gè)等勢(shì)面之間的位勢(shì)差，定義為將單位質(zhì)量海水從一個(gè)等勢(shì)面逆重力方向移動(dòng)至另一個(gè)等勢(shì)面時(shí)重力所作的功，即，單位為位勢(shì)米，?？梢?jiàn)在數(shù)值上1位勢(shì)米近似等于1幾何米。通常以靜止?fàn)顟B(tài)下的海平面為0位勢(shì)面，海面以下的位勢(shì)面與其位勢(shì)差稱(chēng)為位勢(shì)深度；海面以上的位勢(shì)面與其位勢(shì)差則稱(chēng)為位勢(shì)高度。422壓強(qiáng)梯度力海洋中壓力相等的所構(gòu)成的面稱(chēng)為等壓面。海洋學(xué)中將海面視為海壓為0的等壓面（即一個(gè)大氣壓1013.25hPa）。海水靜力方程為其中是海密度

55、，p為海水壓強(qiáng)（Pa），垂直坐標(biāo)軸z向上為正。在靜止海洋中，當(dāng)海水密度為常數(shù)或只是深度的函數(shù)時(shí)，等壓面必然是水平的，即等勢(shì)面平行，此時(shí)的壓力場(chǎng)稱(chēng)為正壓場(chǎng)（圖4.1）。當(dāng)海水密度不是常數(shù)，尤其是水平方向上有著明顯差異時(shí)，等壓面相對(duì)于等勢(shì)面將會(huì)傾斜，此時(shí)的壓力場(chǎng)稱(chēng)為斜壓場(chǎng)（圖4.2）。壓強(qiáng)梯度力是單位質(zhì)量海水所受壓力的合力，其方向與壓強(qiáng)梯度相反；其大小等于壓強(qiáng)梯度值除以海水密度，單位（），即其在直角坐標(biāo)系中的三個(gè)分量為：，垂直壓強(qiáng)梯度力（即壓強(qiáng)梯度力的垂直分量）必然與重力平衡；水平壓強(qiáng)梯度力（即壓強(qiáng)梯度力的水平分量和）則使海水沿其方向產(chǎn)生水平運(yùn)動(dòng)，除非有其它改變海水運(yùn)動(dòng)方向。423科氏力科氏力（又

56、稱(chēng)地轉(zhuǎn)偏向力）是由地球自轉(zhuǎn)而對(duì)運(yùn)動(dòng)物體產(chǎn)生的作用力，其方向在北半球垂直于物體運(yùn)動(dòng)方向且指向其右方，南半球正相反；其大小等于物體運(yùn)動(dòng)速率與科氏參數(shù)之積，即科氏力在x、y及z三個(gè)坐標(biāo)軸上的分量依次為：，424摩擦力相鄰兩層海水之間或海水與其邊界之間，因海水相對(duì)運(yùn)動(dòng)而產(chǎn)生的切向作用力，稱(chēng)為摩擦力。其大小正比于作用界面的法線(xiàn)方向上的流速梯度，比例系數(shù)稱(chēng)為粘滯系數(shù)，方向與流速方向相反。摩擦力分為分子摩擦力和湍流摩擦力，相應(yīng)的粘滯系數(shù)分別稱(chēng)為分子粘滯系數(shù)和湍流粘滯系數(shù)，通常后者比前者大數(shù)個(gè)量級(jí)，故在海洋學(xué)中通常予以忽略。研究海水運(yùn)動(dòng)時(shí)，通?？紤]單位質(zhì)量海水所受湍流摩擦力的合力，其在x、y及z軸上的分量依次

57、為：其中、和分別為x、y及z方向上的湍流粘滯系數(shù)。通常、遠(yuǎn)大于，但由于流速分量的垂直梯度遠(yuǎn)大于水平梯度，因此上式中只有垂直湍流引起的水平湍流摩擦力才是重要的。425引潮力（見(jiàn)第六章）43地轉(zhuǎn)流431定義當(dāng)海洋中等壓面傾斜于等勢(shì)面，水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力平衡時(shí)，海水穩(wěn)定的流動(dòng)稱(chēng)為地轉(zhuǎn)流。432運(yùn)動(dòng)方程及其解析解假定等壓面只沿軸正方向向上傾斜，與等勢(shì)面之間夾角為，且不考慮海水湍流摩擦力和其它力作用，則地轉(zhuǎn)流運(yùn)動(dòng)方程為：其解為其中為科氏參數(shù)，為等壓間夾角。433地轉(zhuǎn)流主要特征地轉(zhuǎn)流大小與等壓面和等勢(shì)面之間夾角的正切成正比，而與科氏參數(shù)成反比；其方向平行于等壓線(xiàn)，北半球觀測(cè)者面朝流向而立，右側(cè)等壓面高

58、、左側(cè)等壓面低。南半球正相反。對(duì)于海水密度均勻分布的斜壓場(chǎng)，等壓面的主要是由不規(guī)則增減水、風(fēng)或氣壓變化等原因造成的，此時(shí)等壓面相對(duì)于等勢(shì)面的傾角不隨深度而變，故流速為常量，這種地轉(zhuǎn)流又稱(chēng)傾斜流或坡度流。對(duì)于由海水密度分布不均勻引起的斜壓場(chǎng)，等壓面相對(duì)于等勢(shì)面的傾角隨深度增加而逐漸減小，至某一深度兩者重合，故此時(shí)的地轉(zhuǎn)流流速也隨深度增加而逐漸減小，至等壓面和等勢(shì)面重合的深度流速等于0，這種地轉(zhuǎn)流又稱(chēng)密度流。對(duì)于傾斜流或坡度流，北半球觀測(cè)者面朝流向而立，右側(cè)水位高、左側(cè)水位低；對(duì)于密度流，北半球觀測(cè)者面朝流向而立，右側(cè)海水密度小、溫度高、鹽度小，左側(cè)海水密度大、溫度低、鹽度大。南半球情形正相反。4

59、4風(fēng)海流441定義風(fēng)海流是指海面在穩(wěn)定風(fēng)場(chǎng)長(zhǎng)時(shí)間作用下，當(dāng)垂直湍流引起的水平摩擦力與水平科氏力平衡時(shí)，所形成的海水穩(wěn)定流動(dòng)。442運(yùn)動(dòng)方程及其解析解在北半球無(wú)限深廣海海面上，假定穩(wěn)定風(fēng)場(chǎng)只沿軸方向吹，且長(zhǎng)時(shí)間作用；海水密度均勻分布，且海面水平；只考慮垂直湍流引起的水平摩擦力，科氏力不隨緯度而變。則風(fēng)海流運(yùn)動(dòng)方程為：邊界條件上述方程解為式中，為海面流速大小。443風(fēng)海流特征首先，海面流速大小正比于海面風(fēng)應(yīng)力，反比于垂直湍流摩擦系數(shù)和地理緯度正弦的平方根；流向與軸成45角，即偏于風(fēng)矢量之右45角，南半球則為風(fēng)向之左。其次，海面以下流速大小，隨深度增加（），則按指數(shù)減小；流向與軸的夾角，隨深度增加（

60、），不斷減小，即相對(duì)于風(fēng)矢量逐漸右偏，南半球則為左偏。第三，當(dāng)深度增加至?xí)r，流速大小，流向與軸的夾角為-135，即恰與海面流向相反。第四，時(shí)的深度稱(chēng)為摩擦深度，用D表示，即，其大小與垂直湍流摩擦系數(shù)和地理緯度有關(guān)。海面至摩擦深度范圍內(nèi)不同深度流速矢量的端點(diǎn)的連線(xiàn)稱(chēng)為艾克曼螺旋。第五，對(duì)于淺海風(fēng)海流，由于海底摩擦作用，各層流速大小相應(yīng)減小，流向相對(duì)于風(fēng)向的偏角也減小。通常當(dāng)水深時(shí)，可當(dāng)作無(wú)限深海風(fēng)海流來(lái)處理。最后，無(wú)限深海風(fēng)海流體積運(yùn)輸只發(fā)生在軸方向上，即垂直于風(fēng)矢量并偏于其右方，南半球則偏于左方；淺海風(fēng)海流體積運(yùn)輸在和軸方向上均存在，即其體積運(yùn)輸方向與風(fēng)矢量偏角小于90，且水深越淺，偏角越小。