海洋科学导论

海洋科学导论 海洋科学导论- 1 - 海洋科学导论复习提纲 第一章 绪论 海洋科学研究内容:全球海洋总面积约3.6亿平方公里，平均深度约3800米，最大深度11034米。全球海洋的容积约为13.7亿立方公里，占地球总水量的97%以上。 海洋科学特点:1、特殊性与复杂性;2、作为一个物理系统，海洋中的三态变化无时不刻不在进行，是其他星球上未发现的。3、海洋作为一个自然系统，具有多层耦合的特点。 研究特点:1、明显依赖于直接观测;2、信息论控制论系统论等在研究中越来越显示其作用;3、学科分支细化与相互交叉渗透并重，而综合与整体化研究的趋势日益明显。 海洋学研究意义:1海洋与人类生存环境关系密切;2.海洋蕴藏着丰富的资源(矿产、化学、生物、动力)3.军事、航运、港工、油气开发; 第二章 地球系统与海底科学 1、地球外部圈层 (1)按自然地理学观点，地球外部分为五大圈层，从外到内: a、大气圈 b、水圈——97%集中于海洋 2%以固态水存在 c、生物圈——渗透在另三大圈层内部 d、岩石圈——属于地球内部圈层部分 e、人类圈 (智能圈) (2)按环境学观点第五圈层为土壤层 (3)按大气科学的观点，第五层为冰雪圈，冰雪圈可包含在广义水圈中 2、地球内部圈层 海洋的划分 1、洋:辽阔连续巨大的咸水体;全球共4个，远离大陆;占海洋总面积的90.3%;水深>2000m，平均3000m;底质为红粘土和软泥;有独立的潮汐与洋流系统;温、盐要素不受大陆影响;平均盐度35，年变化小。 2、海:陆地边缘的咸水小水体;全球共54个，靠近陆地;占海洋总面积的9.7%;水深<2000m;底质:陆沉积;无独立潮汐和洋流系统，潮波是大洋传入;温、盐要素受大陆影响很大。 3、海湾——外宽内窄，洋或海伸进大陆的一部分。海湾中常出现最大潮差，如杭州湾大潮，最大潮差可达8.9m。 4、海峡——两块陆地之间形成的两端连接海洋的狭窄水道。 海的分类 1、陆间海:大陆之间的，面积深度较大。例如—地中海、加勒比海。 2、内海:伸入大陆内部的海，面积较小，其水文特征受周围大陆的强烈影响。世家海和波罗的海。 3、边缘海:位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔。如东海、日本海。 南大洋:三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋，又名南极水域。 2.3 海底的地貌形态 海岸带:水位升高便被淹没、水位降低便露出的狭长地带即是海岸带。海岸带是陆地与海洋相互作用、相互交界的一个地带(潮上带，潮间带，潮下带)。 海岸线:陆地与海面的交线。近期大潮平均高潮面与陆岸的交线。 海岸动力学:下界浅海波浪对海底开始起作用的地方，上界最高潮位激浪还能作用到的上限。 潮间带:高潮时的海岸线与低潮时的海岸线之间的带状区域。 一、稳定型大陆边缘 :由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。 大陆架:大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止。 大陆坡:大陆坡是一个分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限是大陆架外缘(陆架坡折)， 海洋科学导论- 2 - 下限水深变化较大。 大陆隆:大陆隆是自大陆坡坡麓缓缓倾向洋底的扇形地，位于水深 (2000,5000m )处。 大洋盆地:又称大洋床，是海洋的重要部分，地形广阔而平坦，占海洋面积的72,以上。 二、活动型大陆边缘 :是全球最强烈的构造活动带，最大特征是具有强烈而频繁的地震和火山。 (1)岛弧亚型大陆边缘 岛弧亚型大陆边缘主要分布在西太平洋，其组成单元除大陆架和大陆坡外一般缺失大陆隆，以发育海沟,岛弧,边缘海盆地为最大特点。这类大陆边缘的岛屿在平面分布上多呈弧形凸向洋侧，故称岛弧，大都与海沟相伴存在。 (2)安第斯亚型大陆边缘 美,南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落 安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中 深邃的秘鲁,智利海沟，大陆架和大陆坡都较狭窄，大陆隆被深海沟所取代，形成全球高差(15km以上)最悬殊的地带。 2.3.3 大洋底:位于大陆边缘之间的大洋底是大洋的主体，由大洋中脊和大洋盆地两大单元构成。 大洋中脊:又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。 大洋盆地:是指大洋中脊坡麓与大陆边缘之间的广阔洋底，约占世界海洋面积的1/2。 (2)海底高原: 海底高原又叫海台，是大洋盆地中近似等轴状的隆起区，其边坡较缓、相对高差不大，顶面宽广且呈波状起伏。 (3)海山:大于1 000m者称为海山 (4)深海平原:大洋盆地底部相对平坦的区域是深海平原 2.4 海底构造与大地构造学说 大陆漂移:他认为，地球上所有大陆在中生代以前曾结合成统一的联合古陆(或称泛大陆)，其周围是围绕泛大陆的全球统一海洋——泛大洋。中生代以后，联合古陆解体、分裂，其碎块——即现代的各大陆块逐渐漂移到今日所处的位置。由于各大陆分离、漂移，逐渐形成了大西洋和印度洋，泛大洋(古太平洋)收缩而成为现今的太平洋。 海底扩张:大洋中脊轴部裂谷带是地幔物质涌升的出口，涌出的地幔物质冷凝形成新洋底，新洋底同时推动先期形成的较老洋底逐渐向两侧扩展推移，这就是海底扩张。海底扩展移动的速度大约为每年几厘米。 板块构造 2.5.1 滨海沉积 一、海滩沉积作用 波浪控制，沉积特点:海滩沉积物的粒度变化较大，可从粉砂到巨砾，而以砂、砾为主。沉积结构的横向和纵向变化与波能强弱有关。在横向上粗颗粒多分布于破波带，由此向岸、向海均变细。在纵向上颗粒沿海岸线递变，波能强处颗粒粗，如岬角处往往发育砾石滩;波能弱处颗粒细，如岬角间的海湾则发育沙滩。(典型的海滩剖面分为后滨(平均高潮线至特大高潮线)、前滨(平均高、低潮线之间)、内滨(平均低潮线至破波带)和滨面(破波带与内陆架之间)四带 二、潮坪沉积 , 潮汐动力控制，沉积特点:平行等深线的带状形式被反复搬运、沉积。(1)高潮 坪是以悬浮载荷为主的搬运沉积带，主要是由粉砂和粘土等细粒物质组成的泥质沉积;(2) 中潮坪则是床沙及悬浮载荷共存的过渡搬运沉积带，主要是砂质和泥质混合过渡沉积物。(3) 低潮坪是以床沙载荷为主的搬运沉积带，堆积成具有多种交错层理的潮坪砂体; 三、沙坝—泻湖沉积体系 定义:泛指近海与海岸线延伸方向平行分布的一系列沙坝和沙岛。被沙坝从毗邻海域隔离出来，仍与海洋沟通或有沟通的浅水域称为泻湖 控制因素:泻湖一般为低能环境，波浪、潮流的作用都不强，仅潮流通道口附近的潮流较强。 海洋科学导论- 3 - 沉积特点:泻湖沉积的组成有碎屑物质和化学沉淀物，以碎屑为主，主要来自障壁、外滨，部分来自陆地。热带海岸泻湖可能全由碳酸盐质的生物碎屑组成，高盐泻湖中可形成石膏、岩盐等化学沉淀物。 四、河口湾沉积 定义:河口湾是与开阔海洋自由沟通的半封闭沿岸水体，与河流相接并被径流所淡化，上限为潮流界或沉积物进行双向搬运的上界。 河流作用区:搬运、扩散碎屑物质的主要营力为径流，潮流作用很弱。其沉积物以边滩相为主，由交错层状砂和粘土透镜体组成;另外还有河道沉积(砂、粘土互层并含砾石)以及沼泽沉积(富含有机质的粘土及粉砂)。 河口环流作用区:径流量与潮流量之比为0.05,1.0，细粒物质的扩散依赖于河口环流。该作用区的沉积相以潮道相为主， 由纹层状粉砂、粘土组成，夹砂质透镜体，向海方向生物扰动程度增大;另外还有由砂组成、偶含泥砾、具波痕构造的沙滩相，由纹层状泥和砂组成、具生物扰动构造的潮坪相以及由富含植物碎屑的粘土组成的沼泽相。 海洋作用区:其营力有河口环流、潮汐、波浪和沿岸流，入口处的潮汐和波浪作用最强，而携带悬移质的河口湾则由较深的潮道中注入外海。潮道中的沉积物为粗砂，浅滩沉积物为中细砂，两者都具有小型交错层。 五、三角洲沉积作用 定义:三角洲是河流携带的泥砂等物质在滨海(湖)地带形成的堆积体，由陆上和水下两部分构成， 河口水流:决定三角洲发育和沉积物分布的主导因素是河口水流。近河口区的沉积物是砂、粉砂和粘土的混合物，以砂为主;远离河口的地带主要是粘土落淤，砂和粉砂含量甚少。 影响三角洲发育和沉积物分布的自然因素还有径流量和输砂量、潮汐和潮流、波浪等。 2.5.2 大陆架沉积 (1)残留沉积:残留沉积以砂为主，大都分布在外陆架，现代沉积速率低的内陆架上也有分布。 (2)现代沉积:现代沉积物大都分布于内陆架，向海变薄，外陆架很少分布。 (3) 准残留沉积(变余沉积): 2.5.3 大陆坡,陆隆沉积:连续过程包括水柱中的沉降作用、浑水羽状流和底层流作用。不连续过程则包括浊流、碎屑流、滑动等方式。 2.5.4 大洋沉积:(1)远洋粘土，主要分布在太平洋，它覆盖了洋底总面积的49.1%。大西洋和印度洋分布局限。(2)钙质生物沉积，主要集中在南北纬60?之间。(3)硅质生物沉积，太平洋赤道带、环北极的不连续带和环南极的连续带 一:滨海砂矿，可分为三大类:非金属砂矿，重金属砂矿，宝石及稀有金属砂矿(钛矿) 二:石油和天然气 (中海油) 三:磷钙石和海绿石，储量为千亿砘。 1:磷钙石，又称磷钙土，是一种富含磷的海洋自生磷酸盐矿物，这是制造磷肥，生产纯磷和磷酸的重要原料。 分布:大陆边缘磷钙石(主要开采)，大洋磷钙石。 形态:磷钙石结核(最为重要)，磷钙石砂，磷钙石泥。 2:海绿石(硅酸盐，铁，钾，铝等)，分布于30米到3000米，分布在大陆边缘和大洋，制造磷肥，主产纯磷和磷酸的重要原料 四:锰结核和富钴结核: 111锰结核(铁锰的氧化物和氢氧化物组成，一些微量元素)，储量为15~30?10t ，存在于深海3000米左右，难开采，主要分布于太平洋，其次印度洋和大西洋(量少)。 2:富钴结壳(锰，钴等沉积物)，化合物钴是战略物资，备受世界各国的重视。分布于水深不足2000米的半深水区，形态:壳状沉积物，不规则，含钴(Co)2%。 五:海底热液硫化物，130多处海底热液活动区。分为两种类型:层状重金属泥和块状多金属硫化 海洋科学导论- 4 - 物，前者以红海最典型，称为“红海区”，后者主要产生于洋中脊的裂谷带，称“洋中脊型”。 六:天然气水合物，“海冰” 3冰晶状固体化合物，成份为甲烷(96.5%)水(3.5%);条件为低温高压。若充分分解，1m的天然气 3水合物可释放150m的甲烷气，是世界天然气探明储量的10多多倍。 第三章 海水的物理特性和世界大洋的层化结构 3.1 海水的主要热学和力学性质 水的反常密度变化:水分子的缔合的原因。水分子缔合成分子晶体，其晶格排列松散，体积增大，故密度减小。 t < 4 ?时有利于分子的缔合。0 ?水结冰时，水分子全部缔合成一个巨大的分子晶体，体积增大，密度减小，所以冰总是浮在水面上。0 ?—4 ?升温过程中，较大的缔合分子离解为较小的缔合分子，体积收缩，密度增大。 盐度:1千克海水中所含溶解物质的总克数 氯度:一千克海水中，将溴和碘以氯代替后所含氯的总克数称为氯度。 标准海水:用AgNo3的浓度，为此需要配制一种标准溶液，来校准硝酸银的浓度，为此配制一种准确知道其氯度值的“标准海水”，作为国际统一标准来校准硝酸银溶液的浓度。 海水的主要热学性质与力学性质 热容:海水温度升高1k(1?)时吸收的热量。 比热容:单位质量海水的热容 热膨胀系数:当海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。 压缩性:单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。 海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化?压力变化?V变化。绝热下沉时，P增大?V缩小，外力对海水微团作功?内能增加?T升高;反之，绝热上升时，V膨胀?消耗内能?T降低。上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示 位温:某深度(压力为P)的海水微团，绝热上升到海面(压力为大气压P0)时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Q。海水微团此时的相应密度称为位密，记为rQ 比蒸发潜能热:使单位质量海水化为同湿度的蒸汽所需的热量。 3L=(2502.9-2.720t)?10J/kg (3-9) 适用于(0~30?) 饱和蒸汽压:指水分子由水面逃出和同时回到水中的过程达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压力。蒸发现象的实质是水分子由水面逃逸而出的过程。 热传导:相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块状的交换，会使热量由高温处向低温处转移。 热流率:单位时间内通过某一截面的热量。方式:分子/涡动(湍流) 基本方式:流(黑潮)——>北赤道(高温水)，风引起涡动 由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导。主要与海水的性质有关。由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传导或湍流热传导。主要和海水的运动状况有关。 6)沸点升高、冰点降低:海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。冰点温度随盐度,的增加而降低。 相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动(湍流)，在两层海水间便有动量传递，从而产生切应力。 摩擦(切)应力的大小与两海水间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为t=m*?u/?n，式中n 为海水界面法线方向，u为流速，m称为动力(学)粘滞系数(粘度)，单位记Pa?s;m/r称为运动(学)粘滞系数，单位记m2?s-1。m随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小。 单纯由分子运动引起的m的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，其粘滞性可以忽略不计。但在描述海面、海底边界层的物理过程，以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水性质，而涡动粘滞系数则与海水运动状态有关 海洋科学导论- 5 - 若在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过，则淡水侧的水慢慢渗向海水侧，使之压力增大，直至达到平衡状态，此时膜两边的压力差称为渗透压。渗透压随海水盐度增高而增大;低盐时随温度变化不大，高盐时随温度升高而增幅较. 海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约250m 的压力。 在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。 海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。海水中杂质增多也会使表面张力减小。表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。 3.1.3 海水的密度与海水状态方程 海水密度ρ:单位体积海水的质量(g /cm3) 比容α:单位质量海水的体积(cm3 /g) 海水的密度和比容都是温、盐、压力的函数，用ρS，T，P和αS，T，P表示 现场密度:在现场温度和压力下的海水密度，称为“现场密度”，ρS.T.P 或 бS.T.P 条件密度:大气压力下的海水密度称为“条件密度”бt (大气压力为0) 海水比容:VS.T.P= (αS.T. P –0.9)?1000 海水状态方程的应用:可直接应用于计算海水密度，此外，还可计算海水热膨胀系数、压缩系数、声速、绝热梯度、位温、比容偏差以及比热容随压力的变化等。 海冰:由海水冻结而成的冰称为海冰。海冰的盐度:海冰的盐度是指海冰融化后所得海水的盐度。 二、海冰的形成 1、形成条件:海水温度降至冰点;相对冰点稍有过冷现象;有凝结核存在。 2、形成过程 原理:tρ max随盐度的增大而降低的速度比tf快( 当s,24.695时，结冰情况与淡水相同; 当s〉24.695时，海水冰点高于最大密度温度，海面温度降低到冰点，但海水仍在增密过程，使海水呈对流混合状态而无法结冰。只有当对流混合层的温度同时到达冰点，海水才会在整个对流混合层同时结冰。 三、海冰的分类 1、按结冰过程的发展阶段:初生冰;尼罗冰;饼状冰;初期冰;一年冰;老年冰 2、按海水的运动状态 固定冰:与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰 流冰:自由浮在水面上，能随风、流漂移的冰 冰山:由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体 四、海冰的分布 北冰洋:3-4月，最大，约占北半球面积的5%;8-9月，最小，约占最大覆冰面的3/4;多年冰厚度3-4m 流冰:绕洋盆边缘运动，冰界线58?N;冰山:发源地——格陵兰;平均冰界线40?N 南极大陆:世界最大的天然冰库;终年被冰覆该 冰界线:南太平洋 50-55?S;印度洋 45-55?S;南大西洋 43-55?S 五、海冰的盐度 1、定义:海冰融化后海水的盐度，一般为3-7 2、“盐泡”和“气泡”:结冰时来不及流走的盐分以卤汁的形式 被包围在冰晶之间的空隙里形成“盐泡”;结冰时来不及逸出的气体被包围在冰晶之间的空隙里形成“气泡”。 3、影响盐度因素(卤汁):冻结前海水的盐度;冻结前海水盐度越高海冰的盐度也越高;冻结的速度(冻结越快，卤汁越多，盐度越高);下层冰层比上层慢，盐度随深度的加大而降低;冰龄(冰龄越大，盐度越小) 海洋科学导论- 6 - 六、海冰的密度 •纯水冰0?———917kg/m, •海冰密度低于纯水冰(含有气泡) •新冰———————914- 915kg/m, •冰龄越长，密度越小(卤汁渗出) 七、海冰的热性质和其他物理性质 1、比热容 比纯水冰大;S?，?;T?，? 2、融解潜热 比纯水冰大 3、热传导系数 比纯水冰小;Z?，?;表层为纯水冰的1/3，1m以下和纯水冰近似 4、热膨胀系数 (即密度随温盐的变化) 5、抗压强度 纯水冰的3/4(有空隙) 6、对太阳辐射的反射率:远远大于海水 1、辐射定律: 斯蒂芬—波尔兹曼定律:任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。 维恩定律:辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。 总辐射能=直达辐射+散射辐射 2、影响因素): A、太阳高度B、大气透明度C、天空中的云量、云状 3、总辐射能分布: 1)纬度(latitude):A、随纬度升高而减小B、除赤道地区外，夏半年均高于冬半年且差值随纬度升高而增大。C、经向梯度夏半年小于冬半年。 2)进入海水中的辐射能:主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。 海面有效回辐射 1、定义:海面向大气的长波辐射与大气向海洋的长波辐射之差。 2、影响因素: A、海面水温 B、空气中的湿度 C、云量、云状 3、分布(distribution):表面水温和海洋上层的相对湿度的日变化和年度变化相对较小，则Qb随纬度及季节变化小。 水温的变化 (一)日变化:很小，变幅不超过0.3?C。 日较差:最高温与最低温之差。 1.影响因素:主要因子是太阳辐射、内波等。 2.表层:相比之下，晴天比多云大;无风比有风大;低纬比高纬大;夏季比冬季大;近岸比外海大。主要受云、风、潮流影响。 3.深层:表层水温的日变化，通过海水内部的热交换向深层传播。变幅随深度增加而减小，位相则落后。 (二)年变化: 表层受制太阳辐射年变化。最高温与最低温差为年较差，赤道和极地海域年变幅小于1?C，最大值出现副热带海域8-9?C，寒暖流交汇处可达14、15?C。北半球变幅大。近海大于大洋。 表层以下水温的年变化，主要靠混合和海流等因子施加影响。 (三)非规则变化:西班牙圣婴ELNino现象。 海洋温度的分布与变化 混合层下界特别是夏季，因表层增温，可形成很强跃层，称季节性跃层。冬季，因表层降温，对流过程发展，混合层向下扩展，导致季节性跃层消失。 海洋科学导论- 7 - 极锋向极一侧不存在永久性跃层。冬季甚至在上层出现逆温现象，其深度可达100m，夏季表层增温后，由于混合作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。因此，往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水”，它实际是冬季冷水继续存留的结果。当然，在个别海区它也可由平流造成 分布特点:?等温线基本沿纬度分布，几乎与纬度平行，这与太阳辐射的分布规律极为相似。?温度自赤道向两极不规则地下降 ?海流影响局部温度分布，经向流使等温线改为经向。 ?在寒暖流交汇处或二个物质不同的水团交汇处，等温线密集。 ?表面温度夏季普遍高于冬季，并且冬季经向温度梯度远比夏季大，这与太阳高度和日照有关。 ?在沿海近岸受地形影响大，等温线与等深线平行，夏季近岸高，远岸低，冬季相反。海洋中最冷的水在南极地带的威德尔海，表面水最高温带大约位于北纬5?~10?。 温度的垂直分布: 一般而言，温度自海面向海底随深度的增加呈不均匀递减 二、盐度的分布变化 1.大洋表面的盐度分布 ?大洋表面盐度径向分布从赤道向两极呈马鞍形 ?寒暖流交汇处，等盐线密集，水平梯度大，有的地方可达0.5‰,海里，主要是由于两种水系含盐量不同造成的。 ?大洋边缘盐度小(降水量大)。 ?大西洋表面盐度高于太平洋和印度洋(主要与水交换有关)。 2.大洋盐度的垂直分布 ?赤道，表面低，向下增大，至100,200m层盐度达最大值,以后逐渐减小，至中层800—1500m层盐度达最小值，以后又缓慢上升，至2000,3000m盐度均匀。 ?亚热带，表层最大，且向下急剧减小，出现盐度最低值后又缓慢上升。 ?亚寒带，表层最小，随深度增加而增加1500,2000m以下不变化。 ?极地，表层小，300,500m以下均匀。 三(密度分布 , 海水密度是温度、盐度和压力的函数。大洋上层特别是表层，取决于水温和盐度。 , 赤道区温度最高，盐度也较低，故表层海水密度最小，密度超量g约23kg.m-3， 由此向两极方向，密度逐渐增大。 , 副热带海域，虽然盐度最大，但因水温仍很高，故密度虽有增大，但未出现极大 值，密度超量g约26kg.m-3。 , 随着纬度增高，盐度剧降，但因水温降低引起的增密效应比降盐减密效应更大， 故密度继续增大。最大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海的密度超量g>28kg.m-3，南 极威德尔海>27.9kg.m-3。 , 随着深度增加，密度的水平差异如温度和盐度一样，不断减小，至大洋底层则已 相当均匀。 3.4.2 一 海洋水团 , 定义:源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致 的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。 , 温盐图解:1916年由B.海兰-汉森首创，具体方法系指以温度为纵坐标，以盐度 为横坐标，将测站上不同层次的实测温盐值对应地点在温盐坐标系中，然后自表至底有序的 把各点连结起来的曲线(折线)图。 二、水团的分析方法:1、定性的综合分析方法;2、浓度混合分析方法;3、概率统计分析 方法;4、模糊数学分析方法 三、水型和水系:水型(指温盐度均匀，在温-盐图解上仅用一个单点表示的水体，性质完 海洋科学导论- 8 - 全相同的水体集合)。水系:“符合一个给定条件的水团的集合”。 3.4.3 海洋混合及温度、盐度、密度的细微结构 湍流:海水运动过程中，任一水质点的运动速度大小和方向随时空变化而无规则变化，这种海水运动称为海洋湍流。 湍流是相对于层流而言的，所谓层流是海洋中流速大小和方向相对恒定的层状海水运动。 层流中相邻水层之间仅通过水分子热运动进行动量和物质的交换，而湍流中主要通过海水微团不规则运动进行动量和物质的交换。 湍流可看作由平均运动与流体微团不规则脉动叠加而成。 湍流的基本特征:1)随机性;2)扩散性;3)能量耗散性。 混合:在动力和热盐等因素作用下，具有不同水文特征的海水不断地相互交换、混杂，从而使一定范围内海水水文要素的分布逐渐趋向均匀，这类海水运动称为海水混合。 影响混合的主要因素:风、及其产生的波浪和海流，热盐效应，潮汐，内波等。 两个或更多水团之间叠置相交时产生混合效应，它们的交界面即水团边界，或称混合区、交汇区、过渡带、锋面、跃层等。 混合形式有分子混合、湍流混合、对流混合。 , 分子混合:由海水分子及其中溶质分子的不规则热运动产生的混合。其混合强度取决于海水性质、及海水动量、热量和溶质浓度的分布，通常以分子粘性系数、分子热扩散系数及溶质分子扩散系数来表示。由于分子热扩散系数约为分子盐扩散系数的100倍，因此在稳定海洋中会出现所谓的双扩散现象。 , 湍流混合:由海水湍流运动而产生的海水混合，又称涡动混合。 , 对流混合:由海水对流运动而产生的海水混合。 海洋细微结构:包括细结构(铅直尺度1-100m)和微结构(铅直尺度小于1m)的海洋物理要素场结构。 60年代以来，随着各种海洋精密仪器的开发，观测发现到海水温、盐、密度等要素的时空分布并非传统概念的光滑连续结构，而是存在着许多时空尺度较小的复杂结构，呈异常切变的形状，具有大量的垂直尺度为几厘米至几十米的结构细节，这种现象在跃层、深层和上混合层大都有发现。 细微结构的寿命从几小时到几昼夜，并在重复多次观测时能很好地再现。 海洋细微结构的形成机制较复杂，如内波破碎作用说、双扩散对流说、侧向双扩散侵入说、边界混合作用说、海水混合增密说、斜压涡动说等。 双扩散(对流):因水温和盐度的分子扩散系数不同(水温大2个数量级)而发生的热盐对流现象。分盐指(salt finger)和稳定过剩(over-stabilizing)2类。 盐指发生于上层高温高盐、下层低温低盐的海水界面处。当界面存在扰动时，由于水温的分子扩散系数大于盐度，所以进入上层后的低盐水迅速被加热从而变轻，而进入下层的高盐水由于快速失去热量而降温并因此变重。这样，进入上层的高温低盐水呈指状突入、进入下层的低温高盐水同样呈指状落进，从而形成对流。盐指形成后，在原来的温、盐、密度垂直结构(跃层)上产生了细微结构。 稳定过剩发生于上层低温低盐、下层高温高盐的海水界面处。与下层相连的上层底部低盐水快速加热升温而变轻，而与上层相连的下层顶部高盐水迅速降温变重，结果在界面上层的高温低盐水上升，界面下层的低温高盐水下降，形成对流。 第四章 海水的组成和特性 主要成份:11种主要成份:Na+，K+，Ca2Mg2+,Sr2+Cl-,SO42-,Br-,HCO3-(CO32-),FH3BO3溶于 海水的气体成份 :如氧,氮及惰性气体等。营养元素:主要是与海洋植物生长有关的要素，通常是指 N，P及Si等。微量元素:在海水中含量很低，但又不属于营养元素者。海水中的有机物质:如氨 基酸、腐植质、叶绿素等。 海洋科学导论- 9 - 气体的溶解度:当气体在大气和海水之间达到平衡时，海水中溶解气体的浓度决定于气体在水面上的分压、海水的温度和盐度。 气体交换速率:海面风速, 温度有关，气体的种类(如在相同的分压情况下，氧气的交换速率比氮气快一倍)。 影响海水中溶解氧的因素 温度和盐度 生物 海水混合 热盐环流 DMS(二甲基硫)容易挥发，到大气中可以成为云凝核子，是一种“负温室气体” CH在水中的铅直分布随深度增加而降低 4 海水中的营养盐是指海水中由N、P、Si等元素组成的某些盐类。 水平分布: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域含量高于低纬度 垂直分布:三种营养盐在大洋中的垂直分布有相似特点。大洋真光层里，含量都很低;含量随深度增加而增大，并在一定深度达到最大值，之后几乎不再随深度而变。 季节变化:冬季含量较高，夏季则较低。 一节 海水的化学组成 二、元素在海水中的逗留时间 元素以固定的速率向海洋输送，如果要把全部海水中 该元素置换出来所需的平均时间。 T,海水中某元素的总量/该元素每年进入海洋的量 • 海水中元素的逗留时间 大致在102~108年海水的更新时间在温跃层(平均 100m)以上平均为几十年 ，而在深层为1000年左右 洋化学污染物 海洋污染定义:直接或间接由人类向大洋和河口排放的各种废物或废热，引起对人类 生存环境和健康的危害，或者危及海洋生命的现象 • 碳氢化合物 每年大约有(5~10)X106t石油流入大海理溢油:漂浮的拦网，化学分散剂或化学凝油剂。 海洋中的重金属如汞 合成有机化合物(含农药等) 营养物质 放射性核素 二节 海水中的二氧化碳系统 海水的总碱度，是由于碳酸根离子、碳酸氢根负离子和硼酸根离子形成的碱度是指碳酸根和碳酸氢根浓度之和。它不是pH的度量，也不是海水碱性的度量 海水中CO2的含量约为2.2 mmol/kg，大洋水的pH值变化主要由CO2的增加或减少引起的 控制海水吸收的CO2三个因素:海水的静容量大气--海洋间CO2交换速度;海水铅直混合速率; 溶解氧 溶于海水中的氧的量 影响海水中溶解氧的因素 温度和盐度 一般随温度降低和盐度增大，溶解氧增大。秋、冬季升高，春、夏季降低;寒 流较高、暖流较低 生物 春、夏季浅海海水上层溶解氧可能达到过饱和;深层海洋中的氧化呼吸作用则不断消 耗氧。 海水混合 海水对流、湍流混合可以使表层海水溶解氧带至深层 热盐环流 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增 加。 四节 海水中的营养元素 • 海水中的营养盐是指海水中由N、P、Si等元素组成的某些盐类。 海洋科学导论- 10 - • 在大洋真光层，由于海洋浮游生物大量吸收营养盐，只是它们的含量都很低，有时甚至被消耗降低至分析零值。被生物摄取的N,P,Si等营养盐转化为生物颗粒有机物。生物 新陈代谢过程的排泄物和死亡后的残体在向深层沉降的过程中，由于微生物的矿化用和氧化用，有一部分重新转化为DIN,DIP和溶解硅酸盐，释放回水中。营养盐随深度增加而增加，在某一深度达到最大值，此后不再随深度变化 、P、Si等营养盐主要存在形式 等营养盐主要存在形式 N 氮:溶解氮、无机氮化物、有机氮化物等。其中能被海洋浮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。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)。硅:有溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式。硅是海洋植物，特别是海洋硅藻类浮游植物生长必需的营养盐。 五节 海洋的化学资源 海水化学资源是指海水中所含有具有经济价值的化学物质。在海水化学资源的开发中，以盐类的提取量最大， 世界年产量超过0.5亿吨;其中，中国的食盐产量居世界首位目前，人 们已能直接从海水中提取稀有元素、化合物和核能物质(如从海水中提镁、溴、钾、铀 和重水等) 。含量小，但在海水中的总量非常丰富。例如铀，1吨海水只含0. 00033克，而海洋中总铀量却有45亿吨。 第五章、海洋环流 海流是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。 上升流是指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。 海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。 海流形成的原因: 第一是海面上的风力驱动，形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而言是一薄层。 第二种原因是海水的温盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的分布又决定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与等势面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形成。 与重力处处垂直的面称为等位势面，静止状态下的海平面就是一个等势面。相距dz(m)的两个等势面之间的位势差dΦ，定义为将单位质量海水从一个等势面逆重力方向移动至另一个等势面时重力所作的功，即dΦ=gdz，单位为位势米(gpm)，1(gpm)=1/9.8g(m)。可见在数值上1位势米近似等于1几何米。通常以静止状态下的海平面为0位势面，海面以下的位势面与其位势差称为位势深度;海面以上的位势面与其位势差则称为位势高度。 , 压力相等的所构成的面称为等压面。海洋学中将海面视为海压为0的等压面(即 一个大气压1013.25hPa)。 , 海水静力方程为:dp=-ρgdz ρ是海水密度，p为海水压强，垂直坐标轴z向上为正。 , 静止海洋中，海水密度为常数或只是深度的函数时，等压面必然是水平的，即等 势面平行，此时的压力场称为正压场。当海水密度不是常数，尤其是水平方向上有着明显差 异时，等压面相对于等势面将会倾斜，此时的压力场称为斜压场。 , 压强梯度力是单位质量海水所受压力的合力，其方向与压强梯度相反;其大小等 ,1于压强梯度值除以海水密度，单位(N/kg3)，即 ,3G,,,p(N,kg),其在直角坐标系中的三个分量为 海洋科学导论- 11 - ,p,p11,p1G,,G,,yxG,,z,,y,,x,,z 垂直压强梯度力(即压强梯度力的垂直分量)必然与重力平衡;水平压强梯度力(即压强Gz 梯度力的水平分量Gx和Gy)则使海水沿其方向产生水平运动，除非有其它改变海水运动方向的力。 科氏力fc(又称地转偏向力)是由地球自转而对运动物体产生的作用力，其方向在北半球垂直于物体运动方向且指向其右方，南半球正相反; 其大小等于物体运动速率V与科氏参数f=2ωsinφ之积，即:fc = fV 科氏力在x、y及z三个坐标轴上的分量依次为: fcx = fv， fcy = -fu， fcz ? 0 摩擦力:相邻两层海水之间或海水与其边界之间，因海水相对运动而产生的切向作用力，称为摩擦力。 其大小正比于作用界面的法线方向上的流速梯度，比例系数称为粘滞系数，方向与流速方向相反。 摩擦力分为分子摩擦力和湍流摩擦力，相应的粘滞系数分别称为分子粘滞系数和湍流粘滞系数，通常后者比前者大数个量级，故在海洋学中通常忽略分子摩擦力。 , 遵循牛顿运动定律和质量守恒定律，即可利用运动方程和连续方程来进行表达。 , 运动方程 dwdudv, 连续方程 ,Fz,Fy,Fx,,,,u,v,wdtdtdt ，，,0,x,y,z, 边界条件，如海面的运动学边界条件为 w = dζ/dt 地转流 :水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。 , 对于倾斜流或坡度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低; , 对于密度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧海水密度小、温度高、盐度小， 左侧海水密度大、温度低、盐度大。 , 南半球情形正相反。 风海流:海面在稳定风场长时间作用下，当垂直湍流引起的水平摩擦力与水平科氏力平衡 时，所形成的海水稳定流动。 在北半球无限深广的海面上，假定: 1)稳定风场只沿 y 轴方向吹，且长时间作用; 2)水深无限，海水密度均匀分布，海面水平; 3)只考虑垂直湍流引起的水平摩擦力; 4)科氏力不随纬度变化。 风海流特征 , 海面流速V0大小正比于海面风应力ty，反比于垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度 正弦f 的平方根;流向与 x 轴成45º，即偏于风矢量之右45º，南半球则为风向之左。 , 海面以下流速大小V= V0exp(az)，随深度增加(z<0)按指数减小;流向与 x 轴的 夹角为45º+az，并随深度增大而不断顺时针转向。当深度增加至 z = -p/a 时，V= V0exp(-p) ?0.043 V0，流向与 x 轴的夹角为 -135º，即恰与海面流向相反。 , z = - p/a 时的深度称为摩擦深度，用D表示，即D = p/a = p/(rwsinf/Kz)1/2， 海洋科学导论- 12 - 其大小与垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度f 有关。海面至摩擦深度范围内不同深度流速矢量的端点的连线称为艾克曼螺旋。 , 对于浅海风海流，由于海底摩擦作用，各层流速大小相应减小，流向相对于风向的偏角也减小。通常当水深 h ? D/2时，可当作无限深海风海流来处理。 风海流引起的水量输送 , 无限深海风海流体积运输只发生在 轴方向上，即垂直于风矢量并偏于其右方，x 南半球则偏于左方;浅海风海流体积运输在 x 和 y 轴方向上均存在，即其体积运输方向与风矢量偏角小于90?，且水深越浅，偏角越小。 上升流 上升流是指海水自深层向上涌升而形成的海流;下降流则是海水自上层下沉而形成的海流。 , 它们均是风海流的副效应。 , 风海流体积运输在近岸等海域使海水发生辐散或辐合，由于海水连续性，辐散处海水自深层向上涌升而形成上升流，辐合处海水自上层下沉而形成下降流。 在较为陡峭的近岸海区，水深又较大时，沿岸风的作用使近岸海流自表层至海底可能出现 三层流动结构: 表层流——风海流和倾斜流的合成流; 中层流——为纯倾斜流; 底层流——受底摩擦影响的倾斜流。 第六章 海洋中的波动现象 , 波峰、波谷 , 波高(H)、波长(l)、周期(T) , 波速(c)、波幅(a) 、波陡(H/l) , 波数(k)、圆频率(s) , 波峰线、波向线 波浪分类 , 按成因:风浪、涌浪、近岸浪、潮波、风暴潮及海啸等; , 按周期:毛细波(<1s)、重力波(1~30s)、超重力波(数分钟~数小时)、潮波(12~24小时)和长周期波(数天); , 按波形:前进波和驻波; , 按水深与波长之比:深水波 (h?l/2)、过渡波(l/20Ep，且铅直方向上的动能大于水平方向Ekv>Ekh。 , 波高相对波长超过一定限度时，波面将破碎，其理论值是d >=1/7。但实际上 >1/10时，波峰就会破碎。 d 内波成因 , 海水密度稳定层结状态下，由外力作用引起的海洋内部水体的波动。 , 外力作用包括:大气压起伏、潮波激发、水面和水下物体运动、地形影响、火山地震、核爆、湍流切变等。 , 内波大致上有界面波和连续密度内波之分。 内波性质 , 内波属于重力波范畴，但其恢复力是科氏力和弱化重力g’=g(1-r2/r1)，很小。故波速和水质点运动速度都较小，与同波长表面波相比，波速比为1/20，一般相速<1m/s。但振幅较大，通常为表面波的10倍以上，几米至几十米。 , 上下两层海水之间的内波波动，其水质点的水平运动方向相反，界面处形成强烈的流速剪切。 , 在同一密度层，局部流速方向相反，形成辐聚与辐散。 , 内波是引起海水混合、形成细微结构的重要原因。 内波的研究意义 , 内波是海水运动的重要形式之一，它将海洋上层的能量传至深层，又把深层较冷的海水连同营养物带到较暖的浅层，促进生物的生息繁衍。 , 内波导致等密度面的波动，使声速的大小和方向均发生改变，对声呐的影响极大，有利于潜艇在水下的隐蔽;对海上设施也有破坏作用。 开尔文波基本概念 , 开尔文波是长周期重力波，同时受重力和科氏力作用。因此，它既有重力波的基本特性，又在科氏力的作用下产生一定特点。 , 讨论北半球一列振幅为H/2的自由常波，当它通过一无限长、具有侧向垂直边界(宽为2b)、水深为h的水道时，在科氏力作用下的情况。 罗斯贝波亦称行星波，是一种低频波，波动频率远小于惯性频率f，恢复力是科氏力随纬度 的变化率—即所谓b效应。 风浪和涌浪 , 风速:一般风速越大产生的风浪也越大。这只适用于风时和风区不受限制时。 , 风时:同一方向的风连续作用的时间。一般对水面持续作用的时间越长，海水所获得的动能越大，风浪也越大。 , 风区:指风在海上吹过的距离。风区的大小对风浪的成长起着不可忽视的作用，若风区的长度不够，风浪也不能充分发展。 , 最小风时:在一定风速和风区下，风浪成长至最大尺度所需的时间。?定常状态 , 最小风区:在一定风速和风时下，风浪成长至最大尺度所需的风区长度。?定常状态 , 风区越短，最小风时也越短。某定点A上风的各点因风区短，均先于A点依次达到定常;当A点刚达到定常时，A点下风各点仍处于未定常的过渡状态;在达到最小风时前，A点下风各点的风浪继续成长。 , 对于风区内某一定点来说，当风时大于最小风时、或已达到定常状态时，风浪的大小取决于风区长度。 海洋科学导论- 15 - , 充分成长风浪:能量消耗率与传递率相等时，成长至最大尺寸的风浪。l=3.4T2 , 波高、周期与风速、风时和风区之间有一定的统计关系。 风浪的三种状态 , 过渡状态:风吹到大洋上，风浪随着时间的增长而增大。风浪的成长取决于风时长短。 , 定常状态:指恒定的风长时间吹在有限的水域上，使海面各点的风浪要素趋于稳定。 , 充分成长状态:风速越大，风时越长，风浪就越发展。但风浪的发展不是无限的，当波陡接近1/7时，波浪开始破碎。这是因为风传给风浪的能量，一部分用于增大波高，一部分消耗于涡动摩擦，当风传给风浪的能量与涡动摩擦消耗的能量相平衡时，风浪不再继续增大，即风浪达到极限状态，这种状态称为风浪充分成长。 , 风浪成长主要与风速、风区和风时有关。另外，还受水深及海域特征等因素影响。浅水海区风浪不易发展，海底地形可能改变波向。 风浪的生成和消散 , 风通过对海面的屏障效应所产生的压力差和粘滞效应，将能量传递给海水而生成风浪。 , 风浪生成的最小风速的观测值23~1200cm/s，很不一致。 , 风传递给波的能量与海水涡动消耗相互平衡，生成风波的最小风速69.5cm/s，此时波长1.72cm。——劳曼 , 通常，风通过压力差在单位时间内输送给单位面积波面的能量R与(u-c)2成正比，u、c分别为风速和波速。 , 波能消耗原因包括海水分子粘滞性、涡动粘滞性、空气阻力、海底摩擦等。 , 涌浪是指风浪离开风区后传到远处，或风区里的风停息后所遗留下的波浪。 , 涌浪又称长波，其波形规则，波面光滑，波速较快，波长和周期较大，波陡小 涌浪传播 , 涌浪的传播速度相当准确地符合深水波类型，即c2=gl/2p。 , 由于波长大的衰减慢，波长短的衰减快，故叠置在涌浪上的微波首先衰减消失，从而使其波面光滑。 , 波速与波长的平方根成正比，故传播过程中，波长小的成分愈来愈落后，且衰减较快，波长大的成分愈来愈领先，周期增大，波速加快，比风暴的移速快很多，可以作风暴来临的先兆，亦称先行波。 , 天气晴好时，海面上出现长周期涌浪，且周期逐渐减小，波高增大，则预示有热带风暴正在接近。 波高的变化 , 波浪传入浅水后的波高变化不但与水深、波速有关，而且与波向的折射也有密切关系。 , 设波浪传入浅水后的周期不变，两波向线铅直剖面间的能量守恒(不考虑由于摩擦因子引起的能量消耗)。 , 因此，单位时间内跨过两波向线之间与其垂直的两断面的能量应该相等，即EncL=E0n0c0L0，式中E为单位水面下铅直水柱内能量，L为两波向线间距离，nc=cg即群速度、为能量传播速度。下标“0”为深水情况。 , 因为波浪的能量与波高的平方成正比，即E/E0=H2/H02，因此上式可写为E/E0=H/H0=(L0/L)1/2?(n0c0/nc)1/2。 , 上式中，(L0/L)1/2称为折射因子，波向线辐聚L0>L时，折射因子>1，能量集中、波高增大;反之，波高减小。 海洋科学导论- 16 - , (n0c0/nc)1/2=D为能量传播速度随水深变化而对波高产生影响的因子，利用 cg=c/2?(1+2kh/sinh2kh)可得D={c/c0?[1/(1+2kh/sinh2kh)]}1/2，显然它是相对水深h/l 的函数。当波浪从深水(h/l?0.5)传入浅水时，由于因子D的影响，将使波高略有降低，然 后随相对深度的减小而迅速增大，实验证明了这种趋势。这是由于刚进入浅水后海底摩擦起 主要作用所致。 , 综合上述两个因子对波高的影响，可见波浪传到近岸，波高的变化完全取决于能 量的变化。一般而言，后者作用比前者大，但在海岬与海湾处，由于波向转折，其影响对波 高变化往往起明显作用。 绕射:当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射。 海浪的随机性和海浪谱 图中的六条曲线是在不同风速下充分成长的P-M谱。其特点是风速愈大，谱形曲线下的面积愈大，即总能量愈大，能量显著部分的位置向低频方向移动，说明海面的波高与周期亦随风速的增大而增大;曲线上的任一点都对应频率为σ的组成波应具有的能量，能量的显著部分集中在某一频率范围内。 第七章 潮汐 ?7.1 潮汐概述 一、潮汐要素:高潮、低潮、涨潮、平潮、落潮、停潮、涨潮时、落潮时、潮周期、涨潮潮差、 落潮潮差、潮差、平均海平面高度(多年每小时潮位的平均值，一般是根据19年的观测记录求得) 基准面(水尺零点) 二、潮汐不等 1.周日不等:除赤道不存在潮汐周日不等现象外，均有相邻二次高潮(或低潮)的潮高和潮时 不等的现象。 2.半月不等:新月和满月时，朔望大潮。初七、初八(上弦)和二十二、二十三(下弦)时， 方照小潮 3.月不等:由于月球与地球的近地点与远地点引起 。 4.年不等:太阳与地球的近日点和远日点引起 5.多年不等:黄白交角变化引起 三、潮汐类型 1.正规半日潮 2.全日潮(在15天中有7天以上每天只有1次涨落) 3.混合潮(不正规半日潮;不正规日潮 ) F=(Ho1+Hk1)/Hm2 Ho1 —太阳主要全日分潮潮高 Hk1 —太阴，太阳赤纬全日潮潮高 Hm2—太阳主要半日分潮潮高 海洋科学导论- 17 - 正规半日潮:F? 0.5 全日潮: F>4.0混合潮:不正规半日潮 0.51000米):鱼类，甲壳类等无脊椎动物; 深渊水域(~10000米):海葵，多毛类，等足类等。 3)热泉群落 geothermal community , 热泉涌出海水含有丰富的硫化氢和硫酸盐, , 初级生产为硫化细菌的化学合成, , 随热泉的长消而出没。 4)河口群落 estuarine community (淡水与海水生态系统间的交替区域) , 环境复杂、波动大，生物多样性相对较低， , 主要为海洋入侵种类， , 食物条件好，某些种群丰度很高。 5)红树林群落 mangrove forest community , 分布于热带、亚热带(适宜温度在24~27?)， , 红树叶分解形成有机碎屑成为动物饵料，形成以“腐屑食物链”为特征的生态功 能结构。 6)珊瑚礁群落 coral reef community , 分布于温暖或热带浅海(适宜温度 25?) , 是种类多样性最高的生物群落 (几乎所有海洋生物的门类都有代表种类生活在珊瑚礁环境之中) 海洋科学导论- 24 - 9.2.2 海洋生物多样性的利用和保护 一、海洋生物多样性的利用 , 食物 鱼类、甲壳类、软体动物、藻类。 , 医药材料 已发现过千种有生理和药理活性的化合物。 , 工业材料 苏打、碘、丙酮溶剂、甘露醇、藻胶、几丁质(甲壳类外壳)、建筑材料(珊瑚石)。 , 调节海洋环境和全球气候 海洋浮游植物吸收大气中CO2。 增加海洋生态系统中能量流动。 二、海洋生物多样性面临的威胁 人类活动大大增加了环境变化的强度、速度，必然威胁到物种的生存。 1. 过度利用 损害物种规模，引起物种遗传上的变化，损害其遗传多样性，改变动物间生态关系，导致生态 系统的不稳定。 2. 自然条件改变 填海、筑堤、挖沙、采矿——人为改变了局部海域的自然环境。 渔业拖网——破坏了生物活动层，改变了物种结构和生态系统的物质循环过程 内陆江河断流——丧失了陆源沉积物和营养物的供应。 3. 海洋污染 有毒物质排放——重金属、放射性核素、石油、杀虫剂等。 海水富营养化——导致赤潮的产生，造成海洋低氧或缺氧环境。 / 伤害海洋生物;被某些动物吞食 固体废弃物—— 缠绕 4. 外来物种的入侵 ——可能导致群落的灾难性变化。 5. 全球气候变化 —— 温室效应导致两极冰川融化，海平面上升，从而导致全球海洋生态系统的重组: 海岸带生态系统(盐沼、红树林、珊瑚礁)将受到极大影响;浮游生物的分布可能向两极移动。 三、海洋生物多样性的保护 人类开发利用海洋生物资源应该遵循可持续发展的原则 1. 利用政策控制过度的资源开发和利用， 2. 防止海洋环境污染， 3. 制定保护对策和行动

计划

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， 4. 建立自然保护区， 5. 加强专业人才的培养。 9.3 海洋生物生态类群及生物地理学 根据海洋生物生活习性、运动能力、所处海洋环境的不同，可以分为: 一、海洋浮游生物(Plankton) 特点: , 缺乏发达的运动器官，悬浮在水层中; , 绝大多数个体很小，需要显微镜观察; , 种类繁多，数量大，分布广。 按照营养方式不同，分为: , 浮游植物(Phytoplankton) 海洋科学导论- 25 - 为自养性浮游生物，多为单细胞植物，能够吸收光能和CO2进行光和作用，是水域生态 系统中主要生产者。 分布在海洋的上层或透光带，因为需要吸收日光。 , 浮游动物(Zooplankton 包括无脊椎动物的大部分门类，以甲壳动物的桡足类最为重要。 二、海洋游泳生物(Nekton) 特点:有发达的运动器官、肌肉系统、神经系统和视觉。 分为4个类群: 1. 底栖性游泳动物 分布:从沿岸到数千米深处。 特点:生活在海洋底层，游泳能力弱。 代表动物:灰鲸Gray whale (Eschrichtius robustus) 2. 浮游性游泳动物 分布:从沿岸至大洋，从水表层到深海。 特点:运动能力较差。 代表动物:星光鱼 Sternoptychidae 3. 真游泳动物 分布:从沿岸至大洋，从水表层到深海。 特点:游泳能力强，速度快，并且可以持久运动。 代表动物:大王乌贼 Architeuthidae 4. 陆缘游泳动物 分布:主要局限于100米水层以内，常出现于陆地边缘，如 浅滩、岩石、流冰等处。 海龟Chelonioidea企鹅 Sphenisciformes 三、海洋底栖生物(Benthos) 特点: , 栖息在海底(潮间带、浅海、深海海底)。 , 是海洋生物中种类最多的一个生态类群。 按营养方式可以分为: 1)海洋底栖植物 为大型藻类或木本植物。 分布:透光的潮间带和潮下带，少数在潮上带或附着在船底。 2)海洋底栖动物 底内动物(infauna) 埋栖:蛤类、梭子蟹、蝉蟹。 穴居:美人虾、多毛类、肠鳃类。 底上动物(epifauna) 固着,附生:海绵动物、苔藓动物、珊瑚虫、水螅虫、牡蛎、扇贝、金蛤。 匍匐爬行:螺类、海星、寄居蟹。 游泳性底栖动物 (nectobenthos) 近底游动:对虾、鲽形鱼。 大型底栖生物(macrobenthos) 体长:>1mm 海绵、珊瑚、虾、蟹、多毛类 小型底栖生物(meiobenthos) 体长:0.5~1mm 海洋科学导论- 26 - 线虫、猛水蚤类、介形类、动吻类 微型底栖生物(microbenthos) 体长:<0.5mm 原生动物、细菌 9.3.2 生物地理学的基本概念及专门名词 一、生物区系与特征区域 生物区系(biota) 某一地区内各类生物的总合。 特有种(endemic species) 本地区特有，而其他地区没有的种类。 特有种区域(area of endemism) 特有种在该地区内的分布范围。 特有种区域组(set of endemic areas) 特有种在若干特有种区域内有分布。 二、扩散(dispersal) 指生物个体的流动。1)有机体的扩散(organismic dispersal ) 2)种扩散(species dispersal )3)生物群落扩散(biotic dispersal ) 三、迁移 (migration) 生物进行移动、洄游而改变其原有的分布区域。 四、分布中心 (center of distribution)生物在其分布区域内个体数量最多的地方。 五、分布区 (extension of distribution) 确定和解释种的分布区是研究海洋生物地理学的基础。 连续分布:世界性广布区、环极地分布、环热带分布。 间断分布:两极同源分布、热带沉降。 北方两栖:亚欧大陆东西两岸。 北美大陆东西两岸。 六、阻限 (prohibition)生物在迁移或扩散时遇到的障碍: 深洋 —— 浅海区底栖生物。 大洋海脊 —— 深海底栖生物。 地峡 —— 海洋游泳生物、海洋浮游生物。 陆地 —— 所有海洋生物。 第十章、海洋中的声、光传播及其应用 声波是弹性波，在弹性介质中传播，是纵波。水中声速为1500m/s，空气中为330m/s。 声场:声波作用的空间范围。 声线:波长与介质的不均匀尺度相比可忽略，以射线方法定性描述声波传播轨迹。基于折射定律。 折射、反射定律:声线总是向声速小的方向弯曲 声速:是温、盐和压的函数 声速与温、盐、压关系: 1) 与温度关系:随温度升高而增大，温度升高1?C，声速的变化是原来的35%，设c0=1450m/s，则声速将增大5m/s。 2) 与盐度关系:随盐度增加而增大，盐度增加1，声速值增加1.14m/s。 3) 与压力关系:静压力增加，声速值增加。海水深度变化100m，声速增量为1.75m/s。由上可见，声波在水下传播随温、盐、压的增大而增大，其中温度影响最显著，其次是压力，通常盐度的变化多忽略，除非极 典型水位条件下的声传播:波导型、反波导型、分裂型、水下声道 太阳辐射能谱:红外、可见、紫外线. 反射与折射 海水对光的散射随深度增加指数衰减. 分子散射:瑞利定律 粒子散射:梅氏效应 海水对光的衰减:吸收和散射. 海洋科学导论- 27 - 相对透明度:直径30cm的白色圆盘垂直沉入海水中，直到刚看不见为止的深度。 水色:将透明度盘提升至透明度一半深度处，俯视透明度盘之上的水柱颜色。由海水的光学性质决定 透明度和水色的分布:二者分布一致。 浅海透明度小，水色低;远洋透明度大，水色高。 低纬透明度大，水色高;高纬透明度小，水色低。 其分布与海流方向一致。 第十一、 章卫星海洋遥感 卫星海洋遥感，或称空间海洋学，是利用电磁波与大气和海洋的相互作用原理，从卫星平台观测和研究海洋的分支学科。 空间海洋观测始于1957年苏联发射的第一颗人造地球卫星。1960年4月美国宇航局(NASA)发射了第一颗电视与红外观测卫星TIROS—?。美国海洋大气局(NOAA)在1970年1月发射改进型TIROS卫星，在1972—1976年发射NOAA—1,2,3,4,5卫星，这些卫星装载了红外扫描辐射计和微波辐射计，用以估计海表温度和大气温度、湿度剖面，主要用于气象学研究。 1978年美国NASA发射了三颗卫星，为海洋观测和研究提供了一种崭新的技术手段。这三颗卫星是:喷气动力实验室(JPL)研制的SeasatA卫星，God,dard空间飞行中心(GSFC)研制的TIROS—N和Nimbus—7卫星。 第一颗海洋实验卫星SeasatA上装载了微波辐射计SMMR、微波高度计RA、微波散射计SASS、合成孔径雷达SAR、可见红外辐射计VIRR等5种传感器。提供的海洋信息包括海表温度、海面高度、海面风场、海浪、海冰、海底地形、风暴潮、水汽和降雨等。虽因电源故障，SeasatA寿命仅为108天，却获得极其宝贵的大量的海洋信息。因此，SeasatA被称为卫星海洋遥感的里程碑。上述三颗卫星构成了海洋卫星的三部曲，它

标志

禁止坐卧标志下载饮用水保护区标志下载桥隧标志图下载上坡路安全标志下载地理标志专用标志下载

着卫星海洋遥感新纪元的开始，并反映了可见光、红外、微波海洋遥感的概貌。 卫星传感器的种类很多，目前用于海洋研究的传感器主要有: ?海色传感器:主要用于探测海洋表层叶绿素浓度、悬移质浓度、海洋初级生产力、漫射衰减系数以及其他海洋光学参数。 ?红外传感器:主要用于测量海表温度。 ?微波高度计:主要用于测量平均海平面高度、大地水准面、有效波高、海面风速、表层流、重力异常、降雨指数等。 ?微波散射计:主要用于测量海面10m处风场。 ?合成孔径雷达:主要用于探测波浪方向谱、中尺度涡旋、海洋内波、浅海地形、海面污染以及海表特征信息等。 ?微波辐射计:主要用于测量海面温度、海面风速以及海冰水汽含量、降雨、CO2海—气交换等。 数据传输:星载传感器通常产生测量电压或频率信号，然后进行数据编码。大部分情况下以数字信号的形式传输到地面接收站。在采用二进制编码中，一般用0,255或0,1023或0,2047对辐射扫描数据进行数字化处理，每个象元要求8bit、10bit或12bit。 地理信息系统(GIS)是一门介于信息科学、空间科学和地球科学之间的交叉学科和新技术学科，是空间数据处理与计算机技术相结合的产物。