2022年《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)是爭論 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、進展、演變規(guī)律及其 開發(fā)利用和愛護的學(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)容爭論對象：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；爭論內(nèi)容：海水運動規(guī)律、海洋中物理、化學(xué)、生物、地質(zhì)過

2、程及其相互作用的基礎(chǔ)理 論；海洋資源開發(fā)利用、海洋環(huán)境監(jiān)測、愛護和治理等；（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1）無界與有界；（2） 通達與阻隔；（3）深厚與淺薄海洋空間上有以下特點：（二） 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

3、洋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)、凝聚和降水,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

4、火山、大洋中脊、海嶺及某些海底 深潭等處的海底熱泉,對局部海疆的影響卻不容忽視；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,增加明白析或數(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)的進展 海洋科學(xué)的進展史可分為三大階段；（一）洋學(xué)問的積存與早期的觀測、爭論4 世紀,在 18 世紀以前,人類在生產(chǎn)活動中不斷積存了有關(guān)海洋的學(xué)問,其中不少觀點具有

5、肯定科學(xué)性；公元前7-6 世紀,古希臘的泰勒斯認為大地是浮在茫茫大海之中的；公元前第 1 頁,共 45 頁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,對海洋的更多的明白,是從公元 15 世紀資本主義興起之后；在所謂的地理大發(fā)覺時代的 15-16 世紀紀,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,第一完成了環(huán)南極航行,并最早進行了科學(xué)考察,獵取了第一批關(guān)于大洋深度、表層水溫、海流等資料；這一時期取得了很多為海洋科學(xué)

6、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)于海水濃度的論文,1687 年牛頓用萬有引力定律說明白海洋潮汐,1740 年瑞士人貝努利提出了平穩(wěn)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 世紀中葉）這一時期的特點表現(xiàn)為由海洋探險逐步轉(zhuǎn)向?qū)Ｑ蟮木C合考察,隨之而來的是海洋爭論的深化、成果的涌現(xiàn)和理論體系的形成；詳細來說,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,特殊是英國“ 挑戰(zhàn)者” 號于 1872-187

7、6 年的環(huán)球航行考察,被認為是現(xiàn)代海洋科學(xué)爭論的真正開頭；此后,德國“ 流星” 號 1925-1927 年的南大西洋調(diào)查,采納了很多新奇儀器設(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 40-50 歲月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 年證明白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)；海流爭論方面,1903 年海蘭 -漢森提出了深海海流的動力運算方法,1905 年埃克曼提出了漂流理論；海洋地質(zhì)方面,默里于 1

8、891 年出版了深海沉積一書；特殊是斯韋爾德魯普等合著的海洋（為近代海洋科學(xué)產(chǎn)生的標志；（三）現(xiàn)代海洋科學(xué)時期（20 世紀中葉至今）The oceans）一書,被譽這一時期國際上很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)模上綻開；海洋科學(xué)調(diào)查爭論的儀器設(shè)備性能更好,技術(shù)手段更先進,運算機、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)查和爭論中,如 CTD、聲學(xué)多普勒流 速剖面儀、錨泊海洋浮標、水下試驗室、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、熱鹽微小 結(jié)構(gòu)、大洋中尺度渦、大

9、洋環(huán)流理論、海浪譜理論、海洋生態(tài)平穩(wěn)理論等的科研論著不斷涌 現(xiàn)；當今世界,人口 激增,耕地銳減,陸地資源日趨削減,環(huán)境惡化嚴峻；因此,海洋資源的開發(fā)、利用和愛護愈來愈受到人們的重視,很多國家相繼制訂了21 世紀的海洋進展戰(zhàn)略,可以說是 21 世紀的新世紀；海洋科學(xué)在經(jīng)受古代、近代和現(xiàn)代的進展之后,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)有肯定關(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

10、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；（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；基本要求（二）（1）熟識并把握上述主要內(nèi)容有關(guān)的基本概念和理論；（2）具備肯定的海洋環(huán)境調(diào)查及海洋資料的分析處理的動手才能；第 2 頁,共 45 頁第一章 海洋外形11 海陸分布地球 表面海陸分布極不平穩(wěn)：地球表面總面積8=5.1108km2海洋面積 =3 .61102 km ,比例 =70.8% 陸地面積 =1 .491082 km ,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；北半球海洋比例 %

11、 陸地比例 % 60.7（42.1）39.3（66.1）南半球80.9（57.9）19.1（33.9）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,而陸地就是相互分別的地球表面不同高度和深度上的面積分布情形可用 地殼起伏曲線 表示12 海洋劃分依據(jù)海洋水文要素及其外形特點,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）一般遠離大陸,面積寬敞,約占海洋總面積 90.3%； 2 ）深度大,一般大于 2022m； 3 ）海洋水文要素如溫度、鹽度等不受陸地影響

12、,季節(jié)變化??； 4 ）水色高、透亮度大； 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）、 大西洋 （圖 1.3）、 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 2022m 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、透亮度?。唬?）沒有獨立的潮汐,但潮汐漲落比大洋顯著；（ 5）有肯定的海流系統(tǒng)；按海所處位置可分為陸間海、內(nèi)海和邊緣海；海灣：是洋或海延長進入大陸且深度逐步減小的水域,一般以入

13、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；差,如我國杭州灣；特點：與鄰接海洋水文狀況很相像,但常顯現(xiàn)最大潮海峽：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；13 海洋地勢 海洋地勢 （圖 1.5）通常分為海岸帶、大陸邊緣和大洋低三個部分；131 海岸帶第 3 頁,共 45 頁海岸帶：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,大部分時間里暴露于海水面之上,僅在特大風(fēng)暴潮時才被埋沒,故又稱為潮上帶；海灘是高低潮之間的地帶,高潮時被

14、水埋沒,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,其下限相當于1/2 波長的水深處,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 是大陸四周被海水埋沒的淺水地帶,是大陸向海洋底的自然延長,其范疇是從低潮線起以極其平緩的坡度延長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,形成階狀海底平整面,其上為一些水下沙丘或丘狀起伏

15、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劇烈；海水養(yǎng)分鹽及氧含量豐富,海洋初級生產(chǎn)力高,易形成良好漁場；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龐大斜坡,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整面；大陸坡水域離大陸較遠,水文要素分布較穩(wěn)固；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25

16、00-4000m ；沉積物深厚,形成深海扇形地,富含有機質(zhì),具有龐大的海底油氣資源；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、特點相像的龐大海底山脈系列；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)模最龐大的環(huán)球山脈；大西洋中脊延長方向大致與兩岸平行

17、,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；各大洋中脊的北端分別延長至陸的,南端相互連接；大洋中脊的頂部有沿其走向延長的陷落谷地,深 1-2km,寬數(shù)十至一百多千米,稱為中心裂谷；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；大洋盆地坡度微小,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、斷裂帶等負地勢及一些海山、海丘、海嶺等的正地勢；14 中國近海地勢中國近海屬于

18、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,具有世界上最寬敞的大陸架之一；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；第 4 頁,共 45 頁南海：背面以臺灣海峽與東海相通

19、,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；142 海底地勢 中國近海海底地勢與大陸相像,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、海底平整、坡度較小；此線以東,水深、坡度大、有海溝等；南海四周淺,中心深,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,中心為深海盆；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

20、72m,大陸坡發(fā)育在沖繩海槽東西兩側(cè),最大水 深 2022m 多；南海海盆水深 34005500m 中國近海海底地勢總特點：緊鄰大陸,海底平整,坡度緩和,大陸架寬敞,大陸徑流充 沛,泥沙沉積作用明顯,海水混合劇烈,養(yǎng)分豐富,沿岸曲折多港灣,水文狀況復(fù)雜；143 中國海岸、海港、海峽及島嶼（一）中國近海海岸線全長 18400Km ；主要有平原積累海岸、山地丘陵基巖海岸及生物海 岸；（二）港口（三）海峽（四）島嶼第 5 頁,共 45 頁其次章 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)和氣體及含有很多懸浮物質(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

21、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親密關(guān)系；21 水的結(jié)構(gòu)和特性211 水的結(jié)構(gòu)水分子 （圖 2.1）是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轉(zhuǎn)變水的化學(xué)性質(zhì),但使水具有了一些特殊而有趣的物理性質(zhì)；212 純水的特性第一,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3大,等于 1000 k

22、g .m；4 C 以上時,密度隨溫度上升而減小,4 C 以下時,密度卻隨溫度3降低而減?。凰Y(jié)冰時,體積增大,密度減小 , 為 916.7 kg .m,故冰總是浮在水面上；其次,水具有極強的溶解才能,海水正是水溶解了來自陸地和海底的很多物質(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；最終與其它液體相比,水的熱性質(zhì)有很多反常；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)潛熱和表面張力都反常的高；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特殊的分子結(jié)構(gòu)得以說明；22 水溫度和熱性質(zhì)221 海水溫度海水溫度

23、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動平均動能的大小；海水溫度的變化取決于其熱量平穩(wěn)狀況,影響海水熱量平穩(wěn)的因素主要有輻射、蒸發(fā)、海氣間顯熱交換等過程；223 海水熱性質(zhì)熱容 一物體溫度上升（或降低）1 C 所吸?。ɑ蚍懦觯┑臒崃糠Q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 1 C 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 指海水在肯定壓力下的比熱,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 隨鹽度的增高而降低；低溫、低鹽時,Cp隨溫度上

24、升而減小,高溫、高鹽時CpCp就隨溫度上升而增大；通常在鹽度S30、溫度 t10 C時,Cp總是溫度上升而增大；（定壓比熱 J Kg 1 C1）容積熱容C p J m 3 C1密度Kgm3第 6 頁,共 45 頁海水 1.025 10 33.89 10 34.0 10 6空氣 1.29 1.00 10 31.29 10 3蒸發(fā)潛熱 肯定質(zhì)量的海水化為同溫度的蒸汽時所吸取的熱量稱為海水的蒸發(fā)潛熱,它與鹽度關(guān)系不大,但隨溫度上升而減小,即 對海 -氣熱交換有著重大影響；L=2479-2.2t ；海水蒸發(fā)潛熱是全部物質(zhì)中最大的,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

25、海水湍流熱傳導(dǎo)兩種；K1熱膨脹海水體積隨水溫變化而轉(zhuǎn)變,其相對變化率稱為熱膨脹系數(shù),以表示,單位；在肯定壓力和鹽度下1VVtp,S或1t p , 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,為負值；由正值變?yōu)樨撝邓鶎?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轉(zhuǎn)變,其負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1tp S , tt隨 S、t 和 p 的增大而減小；與其它液體相比,海水壓

26、縮系數(shù)是很小的,故海洋學(xué)中常將海水視為不行壓縮；絕熱變化 海水現(xiàn)場溫度為海水微團絕熱上升或下沉過程中,其溫度隨壓力轉(zhuǎn)變而變化；如肯定深度處的t,該處海水微團絕熱上升至海面溫度下降t ,就稱tt為該水團在該深度處的位溫；位溫適用于爭論深層水溫分布,由于那里絕熱變化效應(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；此后依據(jù)“ 海水組成恒定性” ,歸納出用測定海水氯含量來運算其鹽度的公式： S =0.030+1.8050Cl 上式稱為Knud

27、sen 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AgNO 滴定法測定；測定時要用一種所謂的標準海水來標定 AgNO 溶液的濃度；國際上規(guī)定標準海水是氯度值精確為19.374 、對應(yīng)鹽度為 35.000 的大洋水；第 7 頁,共 45 頁232 1969 年鹽度的重新定義由于海水的電導(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 Cl ,并依據(jù)改進后的 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；海水肯定電導(dǎo)很小,通常采納水樣在肯定條件下相對于標準海

28、水電導(dǎo)的電導(dǎo)比 R 15,它被定義為“ 一個標準大氣壓下,15 C 時水樣的電導(dǎo)率 C（S,15,0）與同溫同壓下標準海水電導(dǎo)率 C（35,15, 0）之比值” ,即 R 15 C S , 15 , 0 ；C 35 , 15 , 0 鹽度的重新定義：S000.00899628 . 29720 R 15212 . 80832 R 15310 . 67869 R 15Knudsen 鹽度45 . 98624 R 1551 . 32311 R 15上述鹽度公式優(yōu)點是精度高、速度快,缺點是它依靠于“ 海水組成恒定性” 和公式,兩者均有肯定誤差,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

29、電導(dǎo)比RtCS,t0,要進行溫度訂正；全部運算均可通過C35,t0,查表進行；2331978 年有用鹽度標度（PSS78）有用鹽度標度不再依靠于“ 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有用鹽度標度的連貫性,規(guī)定 KCl 溶液的濃度精確值為 32.4356,該溶液在一個標準大氣壓下,15 C 時的電導(dǎo)率 C（32.4356,15,0）與同溫同壓下標準海水電導(dǎo)率 C（35,15,0）相同；有用鹽度公式：5iS a i K 152i 0式中,K 15 是在一個標準大氣壓

30、下,15 C 時水樣的電導(dǎo)率 C（S,15,0）與同溫同壓下標準KCl 溶液電導(dǎo)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有用鹽度公式適用范疇為 2 S 42；有用鹽度不再使用符號,因而其值是舊鹽度值的 1000 倍；明顯,K 15 1 時,水樣的有用鹽度 S 精確為 35；海水的肯定鹽度（S A）單位質(zhì)量（

31、Kg）海水中全部溶質(zhì)的總質(zhì)量,是無法直接測量的,它與有用鹽度值略有差異；24 海水密度241 海水密度的定義及其表示法第 8 頁,共 45 頁海水密度的定義：密度Kgm3、比容 mKg1,其關(guān)系為：t,p1/；和均是海水溫度t、鹽度S 及壓力 p 的函數(shù),即S,t,p、S ,分別稱為現(xiàn)場密度和現(xiàn)場比容；表示方法：Knudsen 參數(shù)S、t 和 p 的函數(shù)；t,僅是溫度和鹽度的函數(shù)110 3上式中應(yīng)懂得為海水的比重,因而是個無量綱參數(shù),且也是在海面（ p=0）,S,t0,此時稱為 條件密度 ,記為 tS,t（圖 2.2）；tS ,t, 0 13 10當 p=0、t=0 時,t僅為鹽度 S 的函數(shù)

32、,記為00S , ,0 0 13 10密度超量1000 Kgm3Kgm3,且與數(shù)值相同,從而保證了海洋資料的連貫性；與具有相同的量綱241 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)場實測的或海水狀態(tài)方程是海水密度S、t、 p 來運算海水的密度；一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程表示在一個標準大氣壓（海壓p 為 0）下,海水密度S ,t,0 與有用鹽度S 和溫度 t之間的函數(shù)關(guān)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該方程適用范疇是：2t40C,0S42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與有用鹽度S、溫度 t 及 海水壓力p 之間的函數(shù)關(guān)系；第 9 頁,共 45 頁S,t,pS ,t,01Knpp1KS ,t,p由下式給出：s ,t,式中pS ,t0,由“一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程” 確定；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式中純水項由下式給出：K w19652 . 21148 .4026 t2 . 327105 t24t285 . 77905107t3n105；1 . 360477102t35 . 155288105t4Aw3 . 2399081 .

35、43713103t1 . 1609210Bw8 . 509351056 . 12293106t5 . 278710t2該方程適用范疇是：2t40C,0S42 ,0p108Pa,壓力匹配因數(shù)高壓國際海水狀態(tài)方程也可表示為S ,t,p t,0S ,t, 0 S1K np 為一個大氣壓國際海水狀態(tài)方程,其余符號同上；S ,T,P其中S ,1/,t0,S,t0,上述國際海水狀態(tài)方程特點是運算精度高、物理意義清楚,同時仍可用以運算海水的熱膨 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陽光線到達海面的總輻射能0I ,一部分rI將被反射,另一部分iI 就折射進入水

36、中；當太陽高度增大時,反射率為I r0I減小,而折射率為I i0I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；散射和吸取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轉(zhuǎn)變方向而產(chǎn)生散射,散射后光強度sI取決于海面總輻射能或0I ,并隨深度z 按指數(shù)變化,即c粒時,k1；因此純時,k1；當IsI0ekzd粒0 . 32式中 k 為散射系數(shù)；當c 粒42凈的大洋水對可見光中的短波散射較劇烈、長波散射較弱；沿岸渾濁海水對太陽光散射較弱；第 10 頁,共 45 頁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)生吸取,吸取后光強度aI取決于海面總輻射能0I,并隨深度z 按指數(shù)

37、變化,即IaI0ez式中為吸取系數(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：可見光中的短波吸取系數(shù)較小,長波吸取系數(shù)較大；大洋水吸取系數(shù)較小,沿岸海水長波吸取系數(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取作用而形成衰減 圖 2.3,衰減后光強度I 取決于海面總輻射能0I ,并隨深度z 按指數(shù)變化,即II0ez式中為吸取系數(shù),k；可見光中的短波衰減系數(shù)較小、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；252 水色和透亮度 透亮度表示海水透光程度的物理量,符號 T,單位為 m；有用中一般以透亮度盤的最大可見深度 表示；理論上,透亮度用光強 I 衰減到其入射

38、光強 0I 的 e 1（即 4.3%）倍時,光所通過的距離表示,其值相當于衰減長度 L（即衰減系數(shù)的倒數(shù)）,即z L 1式中衰減系數(shù) 由光通過 z=1m 時,光強 I 與入射光強 0I 的比值確定,即ln I I0 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；海色就是包括海面反射、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,仍與太陽高度、天空狀況、海底、地質(zhì)和水文條件等有關(guān)；實際中,水色以透亮度值 一半深度處,透亮度盤以上水柱的的顏色表示,并以水色計

39、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；水色和透亮度 圖 2.4分布和變化大洋水水色高、透亮度大,沿岸海水水色低、透亮度??；低緯度（熱帶）海洋水色高、透亮度大,高緯度（溫帶、寒帶）海洋水色低、透亮度??；暖流（如黑潮）海水水色高、透亮度大,寒流（如親潮）水色低、透亮度小；等水色線一般與海岸線平行；河口鄰近海水水色低、透亮度??；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1500ms1,在空氣中傳播平均速度330ms1；人耳能辨論的聲波頻率為20-203 10 Hz,高于 203 10 Hz 的聲波為超聲波、低于

40、20 Hz 的為次聲波；第 11 頁,共 45 頁海水中聲波的波速2 1ct s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 t s；為c p海水等壓比熱與等容比熱之比,即；由于 和 s均是海水 S、t 及 p 的函數(shù),因此聲c v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,就聲波波速增大；海水中聲波波速的體會公式c1449 . 30c tc Scpc tSp其中ct4 .587t5. 356102t22. 604104t31,聲速相應(yīng)增加cS1 .19S359.6102S352cp1 .5848101p1

41、 .572105p23 .461012p4ctSp1. 35105t2p7.19107tp21 2.102S35 t理論上,海水溫度每上升1 C,聲速相應(yīng)增加4.21ms1；鹽度每增加1.14ms1；壓力每增加0.319ms1；1 個大氣壓（深度約增加10m）,聲速相應(yīng)增加聲速垂直剖面及梯度聲速隨深度變化的分布曲線cz稱為聲速垂直剖面圖 2.5；其詳細外形取決于海水的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?；虼笱笊顚又饕Q于海水靜壓力 p；詳細而言,夏季淺?；虼笱笊蠈勇曀僖话汶S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

42、的轉(zhuǎn)變量稱為聲速垂直梯度,即 dc ,其表達式為dzdc c c cG t G S G pdz t S p式中 Gt dt為水溫垂直梯度,G S dS為鹽度垂直梯度,G p dp0 . 1（大氣壓）為壓dz dz dz強垂直梯度；G 一般可忽視,G 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；當聲速垂直梯度值為正時,就稱聲速垂直剖面曲線為正梯度分布；反之,稱為負梯度分布；前者表示聲速隨深度增加而增加,后者就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

43、取,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,及海底的反射與吸取等；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；第 12 頁,共 45 頁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；依據(jù)折射 定律水下聲源發(fā)出的聲線將逐步向聲速小的地方彎曲,遇到海面、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,聲線向上彎曲；聲速具有負梯度分布時,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,如聲波傳播時聲能缺失較小、傳播距離較 遠,此種傳播稱為波導(dǎo)傳播；如聲波傳播時聲能缺失較大、傳播距離較近,就稱為反波導(dǎo)傳

44、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)傳播就常見于夏季淺海,聲速具有負梯度分布,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,由于海底對聲波吸取較多,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聲能限制于肯定深度層范疇內(nèi)、從而使其超遠距離傳播的水層稱 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；依據(jù)折射定律,位于聲道軸鄰近的聲源所發(fā)出的聲線,由

45、于海水折射而被限制在聲道軸鄰近的水層內(nèi)傳播,聲能缺失較小,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,故聲速減小；肯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微小值,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；27 海水溶解氧、 pH 值及養(yǎng)分鹽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簡稱為溶解氧,以0 C、一個大氣壓下單位體積（水中溶解氧的體積（ml）表示；表層海水與大氣接觸溶解有充分的氧氣,海水溶解氧近似達到平穩(wěn),但是也有很

46、多因素影響甚至打破這種平穩(wěn)；影響海水中溶解氧的因素溫度和鹽度肯定壓力下溶解氧可表示為溫度和鹽度函數(shù),一般隨溫度上升和鹽度增大,溶解氧增大；大洋水溶解氧主要取決于溫度；秋、冬季海水溶解氧上升,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就不斷消耗氧；光合作用只能在光合層中進行,而呼吸作用就不然,因此隨著深度增加,光合作用產(chǎn)生的氧逐步削減,至肯定深度時間合作用產(chǎn)生的氧與呼吸作用 消耗的氧數(shù)量相當,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 熱鹽環(huán)流 增加；海水對流

47、、湍流混合可以使表層海水溶解氧帶至深層；高緯度、極地海洋低溫、高密度的富氧水隨熱鹽環(huán)流使個大洋底層海水氧含量海洋中溶解氧分布272 海水 pH 值273 海水中的養(yǎng)分鹽 海水中的養(yǎng)分鹽是指海水中由N、P、 Si 等元素組成的某些鹽類,又稱為植物養(yǎng)分鹽；各類營養(yǎng)鹽在海洋表層經(jīng)常被浮游植物大量消耗,甚至成為海洋初級生產(chǎn)力的“ 限制性因素” ；N、P、Si 等養(yǎng)分鹽主要存在形式第 13 頁,共 45 頁氮：溶解氮 N 、無機氮化物、有機氮化物等；其中能被海洋浮游植物直接利用的是溶解無機氮化物（ 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)和氨機酸的主

48、要成分；磷：無機和有機磷；無機磷酸鹽又有溶解態(tài)（DIP）和顆粒態(tài)（ PIP）兩種； 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,約占地殼總磷量的 95%以上；有機磷化合物也包括顆粒有機磷化合物（POP）和溶解有機磷化合物（DOP）； POP 主要存在于海洋生物的細胞原生質(zhì)中、有機碎屑中；硅：有溶解硅酸鹽和懸浮二氧化硅兩種形式；硅是海洋植物,特殊是海洋硅藻類浮游植物生長必需的養(yǎng)分鹽；含硅海洋生物的殘體沉降至海底,形成硅質(zhì)軟泥,是深海沉積物的主要成分；N

49、、P、Si 等養(yǎng)分鹽分布和變化水平分布 圖 2.8：取決于生物活動、大陸徑流、水文狀況、沉積作用和人類活動等因素；分布特點是河口、沿岸水域的含量高于大洋；開闊大洋中高緯度海疆含量高于低緯度；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量 N、P 等養(yǎng)分鹽,可能顯現(xiàn)富養(yǎng)分化,甚至誘發(fā)赤潮；垂直分布 圖 2.9：三種養(yǎng)分鹽在大洋中的垂直分布有相像特點；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)物和死亡有機體殘骸的沉降、分解等作用,使養(yǎng)分鹽釋放回海水中,因而其含量隨深度增加而增大,并在肯定深度達到最大值,之后幾乎不再隨深度而變；河口

50、、近岸水域養(yǎng)分鹽垂直分布受生物活動、水文狀況及底質(zhì)條件影響,冬季含量較高,且垂直分布勻稱；夏季表層含量較低,低層就較高；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親密相關(guān)；冬季含量較高,夏季就較低；第 14 頁,共 45 頁第三章 海水溫度、鹽度和密度的分布和變化31 海水溫度分布和變化311 海面熱平穩(wěn)熱平穩(wěn)方程 Q Q I Q B Q E Q H式中 Q 為到達并進入海面的太陽總輻射（又稱有效太陽輻射）,Q 為海面有效回輻射（又稱海面凈長波輻射）,Q 為蒸發(fā)或凝聚潛熱,Q H 為海氣間感熱交換,Q 為海面熱量收支平穩(wěn)余項；各項單位均為（W m 2）；

51、世界大洋多年平均而言,Q 0,說明世界大洋多年平均表層水溫不變；局部海疆、短時間內(nèi),如 Q 0,就表層水溫上升；Q 0,就表層水溫下降；太 陽 輻 射 又 稱 短 波 輻 射 , 99.9% 的 輻 射 能 集 中 在 0.210.0 m ； 其 中 可 見 光0.400.76 m ,占 44%；紅外部分（ 0.76 m ）,占 47%；紫外部分 0.40 m ,占 9%；太2陽常數(shù) 1367 7 W m,全球平均值約為其 1/4；太陽輻射穿過大氣層時受到大氣和云的吸取和散射,到達海面時部分又被反射回大氣,這過程中仍與太陽高度有關(guān),因此進入海洋的太陽總輻射 Q 可表示為Q I Q I 0 1

52、0 . 7 C 1 A S sinh式中 Q I 0 為到達大氣上界的太陽總輻射（相當于太陽常數(shù)）,C 云量（ 01）,A 為海面反射率, h 為太陽高度角；海面有效回輻射 Q B Q B Q s Q a,Q 為海面對大氣的長波輻射,Q 為大氣向海面的回輻射；Q 特點：隨海面水溫上升或海面空氣相對濕度增加而減?。浑S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) Q Q ；蒸發(fā)和凝聚潛熱 Q E Q E C E a L e 0 e z W,式中 a為空氣密度,L 為蒸發(fā)潛熱,e 和 ze 分別為海面及其上方 z 高度處的水汽壓,W 為海面風(fēng)速,C E 為水汽輸送系數(shù),與海面水文狀況和風(fēng)速

53、等有關(guān)；海氣間感熱交換QHQ HCHaCa T 0T z W,式中a為空氣密度,C 為空氣比熱,T 和Tz分別是海面水溫及其上方z 高度處氣溫, W 為海面風(fēng)速,CH為熱量輸送系數(shù)；海洋內(nèi)部熱量交換 1）垂直方向上熱量輸送 水密度, w 為流速垂直重量,Q ：Q z A z C p w T,式中 C p 為海水比定壓熱容,為海zT 為水溫, z 為垂直坐標（向下為正）,A 垂直湍流熱擴散系數(shù)；當T0時,就熱量向下輸送；當T0時,就熱量向上輸送；zz第 15 頁,共 45 頁 2 ）水平方向上熱量輸送Q ：QAnTA nCPV nTjnT,式中Vniujv水平流速矢量,u和v分別為V的 x 和

54、y 重量；Ti為水平溫梯度；A 水平湍流熱擴散xy系數(shù),其余符號同上；312 大洋水溫分布水平分布 水平分布 圖 3.1大致特點是：等溫線呈大致平行于緯度線的帶狀分布；低緯度 海區(qū)水溫高,隨緯度增加水溫逐步下降：等溫線分布趨勢與太陽年總輻射分布相像；冬季與夏季水溫分布特點相像,但冬季經(jīng)向溫度梯度比夏季大；高溫的28 C 等溫線顯現(xiàn)在熱帶印度洋和太平洋西部海疆,冬季偏南,夏季向北擴展；低溫的0 C 等溫線在南、北極圈鄰近,為相應(yīng)的海冰邊界；在副熱帶海區(qū)大洋東、西兩側(cè),等溫線偏離緯度線,大洋西部向極地彎曲、東 部就向赤道方向彎曲；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)等溫線特殊

55、密集,溫度水平梯度大；大洋中層和深層水溫水平分布較為勻稱,溫度梯度很小；垂直分布 垂直分布 圖 3.2特點是：各大洋水溫垂直分布基本處于穩(wěn)固的層化狀態(tài)；海洋 上層溫度高,等溫線分布密集,溫度梯度大；深層溫度低,梯度小；海面鄰近因風(fēng)、波浪、海 流等作用形成上勻稱層,其厚度在不同緯度海區(qū)變化較大；上勻稱層與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

56、影響因子蒸發(fā) E 蒸發(fā)在使海洋失去熱量的同時,也使海洋失去水量,故是增鹽因子；每年可達 3 3 440-454 10 Km ,但分布很不勻稱,大致規(guī)律是：赤道鄰近最較小,南北緯副熱帶海疆顯現(xiàn) 兩個極大值,再向高緯快速減小,至兩極達到最??；3 3 降水 P 使海洋水量增加,故是減鹽因子；每年可達 411-416 10 Km ,但分布很不均 勻,大致規(guī)律是：赤道鄰近的熱帶海疆最大,南北緯副熱帶海疆較小,中高緯度極鋒鄰近海疆 又顯著增多,然后向極地方向快速減?。淮箨憦搅?R 是地表河流和地下水入海的水量；大陸徑流是減鹽因子,但其影響只表現(xiàn)在沿岸 海疆,對開闊大洋影響很小；徑流分布也極不勻稱；結(jié)冰（

57、F）和融冰（ M ） 結(jié)冰和融冰是可逆過程；前者使海洋水量削減,故是增鹽因子；后者 使海洋水量增加,故是減鹽因子；結(jié)冰和融冰對鹽度的影響只在局部海區(qū)、特定時期才顯著；海流及海水混合 海流及海水混合總是使一些海疆水量增加（U ）,同時使另一些海疆水量減少（U ）,前者成為減鹽因子、后者成為增鹽因子；322 水量平穩(wěn)方程qPRMUiEFUO第 16 頁,共 45 頁式中q 為爭論海疆在肯定時間內(nèi)水量的增量,其余符號同上；對于整個世界大洋,F 與 M 、U 與UO相互抵消, R 可忽視不計,因此有q0當EPS 減小PE0當EPS 不變0當EPS 增大323 大洋鹽度分布與變化水平分布主要取決于qPE

58、的分布,q 在副熱帶海區(qū)為負值；q 在赤道熱帶海區(qū)和高緯度海區(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；在大陸徑流充分的海灣鹽度較 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)；赤道鄰近海疆低鹽表層水較為淺?。荒媳本暩睙釒Ц啕}水下沉后,分別向赤道擴展,但 因其溫度較高,密度相對較小,故其分布深度不大；南、北緯海洋極鋒鄰近的低鹽表層水,因 密度較大,下沉后散布在高鹽水層之下,形成低鹽（南極

59、）中層水；在北大西洋 20 N 鄰近的 600-1600m 深度范疇內(nèi),地中海高鹽水的流入、并邊下沉邊向南擴展,形成高鹽的北大西洋深 層水；大洋的底層為來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 肯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；溫度上升時密度減小,鹽度增大時密度增大,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,等密度線大致與緯度線平行；赤道海區(qū)高溫低鹽,因而密度最??；副熱帶海區(qū)高鹽,但溫度較高,故密度比赤道

60、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),等密度線分布密集,密度梯度較大；隨著深度的增 加,海水密度的水平差異逐步減小；333 密度垂直分布 通常隨著深度增加而不勻稱地增大；在赤道至副熱帶海區(qū),水溫的上 勻稱層對應(yīng)的密度也是相對勻稱的；與大洋主溫躍層相對應(yīng),密度的垂直梯度也較大,稱為密 度躍層；熱帶海疆表層海水密度小,躍層強度大；副熱帶海疆表層密度增大,故密度躍層強度 相對較弱；大洋海洋鋒向極一側(cè),表層海水密度增大顯著,海水對流、渦動混合劇烈,故密度 躍層消逝；第 17 頁,共 45 頁第四章海流 41 概述411 海流定義 廣義地講海流是指海洋中較大規(guī)模的相對穩(wěn)固的海水