海洋学教案

《海洋学》 教案 中职数学基础模块教案 下载北师大版¥1.2次方程的根与系数的关系的教案关于坚持的教案初中数学教案下载电子教案下载 绪论 1、 海洋学及其分类 （一）海洋学的定义 海洋学是研究海洋中物理、化学、生物、气象、地质及其他过程和现象的发生、发展、演 变规律及其开发利用和保护的学科。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。 （2） 洋学的对象及内容 研究对象：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。 研究内容：海水运动规律、海洋中物理、化学、生物、地质过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、保护和治理等。 （3） 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 路基工程安全技术交底工程项目施工成本控制工程量增项单年度零星工程技术标正投影法基本原理 海洋学、环境海洋学、海洋环境监测和预报等。 2、 海洋空间特点及其与环境的相互作用 （1） 洋空间特点 海洋空间上有以下特点：（1）无界与有界；（2）通达与阻隔；（3）深厚与浅薄 （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、凝结和降水，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 量级，但海底火山、大洋中脊、海岭及某些海底深渊等处的海底热泉，对局部海域的影响却不容忽视。 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，增加了解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。 3、 海洋科学的发展 海洋科学的发展史可分为三大阶段。 （1） 洋知识的积累与早期的观测、研究 在18世纪以前，人类在生产活动中不断积累了有关海洋的知识，其中不少观点具有一定科学性。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4世纪，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，对海洋的更多的了解，是从公元15世纪资本主义兴起之后。在所谓的地理大发现时代的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，首先完成了环南极航行，并最早进行了科学考察，获取了第一批关于大洋深度、表层水温、海流等资料。这一时期取得了许多为海洋科学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 政研论文下载论文大学下载论文大学下载关于长拳的论文浙大论文封面下载 ，1687年牛顿用万有引力定律解释了海洋潮汐，1740年瑞士人贝努利提出了平衡潮学说，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。 （2） 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渐转向对海洋的综合考察，随之而来的是海洋研究的深化、成果的涌现和理论体系的形成。具体来说，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，尤其是英国“挑战者”号于1872-1876年的环球航行考察，被认为是现代海洋科学研究的真正开始。此后，德国“流星”号1925-1927年的南大西洋调查，采用了许多新颖仪器设备，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年代出版了《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年证实了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。海流研究方面，1903年海兰-汉森提出了深海海流的动力计算方法，1905年埃克曼提出了漂流理论。海洋地质方面，默里于1891年出版了《深海沉积》一书。尤其是斯韦尔德鲁普等合著的《海洋》（The oceans）一书，被誉为近代海洋科学诞生的标志。 （3） 现代海洋科学时期（20世纪中叶至今） 这一时期国际上许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展开。海洋科学调查研究的仪器设备性能更好，技术手段更先进，计算机、微电子、声学、光学及遥感技术等广泛地应用于海洋调查和研究中，如CTD、声学多普勒流速剖面仪、锚泊海洋浮标、水下实验室、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、热盐细微结构、大洋中尺度涡、大洋环流理论、海浪谱理论、海洋生态平衡理论等的科研论著不断涌现。 当今世界，人口 激增，耕地锐减，陆地资源日趋减少，环境恶化严重。因此，海洋资源的开发、利用和保护愈来愈受到人们的重视，许多国家相继制订了21世纪的海洋发展战略，可以说是21世纪的新世纪。海洋科学在经历古代、近代和现代的发展之后，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一定关系。 （1） 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 定性数据统计分析pdf销售业绩分析模板建筑结构震害分析销售进度分析表京东商城竞争战略分析 处理方法。 （2） 基本要求 （1） 熟悉并掌握上述主要内容有关的基本概念和理论； （2） 具备一定的海洋环境调查及海洋资料的分析处理的动手能力。 第1章 海洋形态 1．1 海陆分布 地球表面海陆分布极不平衡： 地球表面总面积= 海洋面积= ，比例=70.8% 陆地面积= ，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。 海洋比例% 陆地比例% 北半球 60.7（42.1） 39.3（66.1） 南半球 80.9（57.9） 19.1（33.9） 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，而陆地则是相互分离的 地球表面不同高度和深度上的面积分布情况可用地壳起伏曲线表示 1．2 海洋划分 根据海洋水文要素及其形态特征，可将世界大洋分为主要部分——洋和附属部分——海、海湾及海峡。 1．2．1 洋 洋是海洋的主体部分。 特点：1）一般远离大陆，面积广阔，约占海洋总面积90.3%； 2）深度大，一般大于2000m； 3）海洋水文要素如温度、盐度等不受陆地影响，季节变化小； 4）水色高、透明度大； 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）。 1．2．2 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2000m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、透明度小；（4）没有独立的潮汐，但潮汐涨落比大洋显著；（5）有一定的海流系统。按海所处位置可分为陆间海、内海和边缘海。 海湾：是洋或海延伸进入大陆且深度逐渐减小的水域，一般以入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； 特点：与邻接海洋水文状况很相似，但常出现最大潮差，如我国杭州湾。 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。 1．3海洋地形 海洋地形（图1.5）通常分为海岸带、大陆边缘和大洋低三个部分。 1．3．1 海岸带 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，大部分时间里裸露于海水面之上，仅在特大风暴潮时才被淹没，故又称为潮上带；海滩是高低潮之间的地带，高潮时被水淹没，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。 1．3．2 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（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，形成阶状海底平坦面，其上为一些水下沙丘或丘状起伏的地貌形态；水文要素有明显的季节变化，风浪、潮流及海水混合作用强烈；海水营养盐及氧含量丰富，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巨大斜坡，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坦面；大陆坡水域离大陆较远，水文要素分布较稳定；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2500-4000m；沉积物深厚，形成深海扇形地，富含有机质，具有巨大的海底油气资源；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. 1．3．3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、特征相似的巨大海底山脉系列。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%，是世界上规模最巨大的环球山脉。大西洋中脊延伸方向大致与两岸平行，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伸至陆的，南端相互连接。大洋中脊的顶部有沿其走向延伸的陷落谷地，深1-2km,宽数十至一百多千米，称为中央裂谷。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。大洋盆地坡度极小，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、断裂带等负地形及一些海山、海丘、海岭等的正地形。 1．4 中国近海地形 中国近海属于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，具有世界上最宽阔的大陆架之一。 1．4．1 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。 南海：背面以台湾海峡与东海相通，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。 1．4．2 海底地形 中国近海海底地形与大陆相似，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、海底平坦、坡度较小；此线以东，水深、坡度大、有海沟等。南海四周浅，中央深，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，中央为深海盆。 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72m，大陆坡发育在冲绳海槽东西两侧，最大水深2000m多；南海海盆水深3400~5500m 中国近海海底地形总特征：紧邻大陆，海底平坦，坡度缓和，大陆架广阔，大陆径流充沛，泥沙沉积作用明显，海水混合强烈，营养丰富，沿岸曲折多港湾，水文状况复杂。 1．4．3 中国海岸、海港、海峡及岛屿 （一）中国近海海岸线全长18400Km。主要有平原堆积海岸、山地丘陵基岩海岸及生物海岸。 （二）港口 （三）海峡 （四）岛屿 第2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许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密切关系。 2．1水的结构和特性 2．1．1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 ，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改变水的化学性质，但使水具有了一些独特而有趣的物理性质。 2．1．2 纯水的特性 首先，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时密度最大，等于1000 ；4°C以上时，密度随温度升高而减小，4°C以下时，密度却随温度降低而减小。水结冰时，体积增大，密度减小,为916.7 ，故冰总是浮在水面上。 其次，水具有极强的溶解能力，海水正是水溶解了来自陆地和海底的许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。 最后与其它液体相比，水的热性质有许多异常。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异常的高。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独特的分子结构得以解释。 2．2 水温度和热性质 2．2．1海水温度 海水温度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衡状况，影响海水热量平衡的因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程。 2．2．3 海水热性质 热容 一物体温度升高（或降低）1°C 所吸收（或放出）的热量称为热容，单位为 。单位质量物体的热容称为比热容（简称比热），单位为 ；单位体积物体的热容称为容积热容，单位为 。 海水比热 指海水在一定压力下的比热，即定压比热（或定压比热容） ，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， 随盐度的增高而降低；低温、低盐时， 随温度升高而减小，高温、高盐时 则随温度升高而增大。通常在盐度S>30、温度t>10°C时， 总是温度升高而增大。 密度 定压比热 （ ） 容积热容 海水 1.025 3.89 4.0 空气 1.29 1.00 1.29 蒸发潜热 一定质量的海水化为同温度的蒸汽时所吸收的热量称为海水的蒸发潜热，它与盐度关系不大，但随温度升高而减小，即L=2479-2.2t。海水蒸发潜热是所有物质中最大的，对海-气热交换有着重大影响。 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海水湍流热传导两种。 热膨胀 海水体积随水温变化而改变，其相对变化率称为热膨胀系数，以 表示，单位 。在一定压力和盐度下 或 EMBED Equation.3 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 ，它随盐度S增大而降低。 压缩性 海水体积随压力变化而改变，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 表示 随S、t和p的增大而减小。与其它液体相比，海水压缩系数是很小的，故海洋学中常将海水视为不可压缩。 绝热变化 海水微团绝热上升或下沉过程中，其温度随压力改变而变化。若一定深度处的海水现场温度为t，该处海水微团绝热上升至海面温度下降 ，则称 为该水团在该深度处的位温。位温适用于研究深层水温分布，因为那里绝热变化效应较为明显。 2．3 海水盐度 2．3．1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‰。 此后根据“海水组成恒定性”，归纳出用测定海水氯含量来计算其盐度的公式： S‰=0.030+1.8050Cl‰ 上式称为Knudsen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 滴定法测定。测定时要用一种所谓的标准海水来标定 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。 2．3．2 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‰，并根据改进后的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。海水绝对电导很小，通常采用水样在一定条件下相对于标准海水电导的电导比 ，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 。 盐度的重新定义： 上述盐度公式优点是精度高、速度快，缺点是它依赖于“海水组成恒定性”和Knudsen盐度公式，两者均有一定误差，故盐度的重新定义也有较大的误差。 对于在任意温度t下测定的电导比 ，要进行温度订正。所有计算均可通过查表进行。 2．3．3 1978年实用盐度标度（PSS78） 实用盐度标度不再依赖于“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实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。 实用盐度公式： 式中， 是在一个标准大气压下，15°C时水样的电导率C（S，15，0）与同温同压下标准KCl溶液电导率C（32.4356，15，0）之比值，即 实用盐度公式适用范围为 。实用盐度不再使用符号‰，因而其值是旧盐度值的1000倍。显然， 时，水样的实用盐度S精确为35。海水的绝对盐度（ ）——单位质量（Kg）海水中所有溶质的总质量，是无法直接测量的，它与实用盐度值略有差异。 2．4 海水密度 2．4．1 海水密度的定义及其表示法 海水密度的定义：密度 、比容 ，其关系为： 。 和 均是海水温度t、盐度S及压力p的函数，即 、 ，分别称为现场密度和现场比容。 表示方法： Knudsen 参数 上式中 应理解为海水的比重，因而 是个无量纲参数，且也是S、t和p的函数。 在海面（p=0）， ，此时 称为条件密度，记为 ，仅是温度和盐度的函数 （图2.2）。 当p=0、t=0时， 仅为盐度S的函数，记为 密度超量 与 具有相同的量纲 ，且与 数值相同，从而保证了海洋资料的连贯性。 2．4．1 海水状态方程 海水状态方程是海水密度 或 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S、t、p来计算海水的密度。 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 与实用盐度S和温度t之间的函数关系。 式中 该方程适用范围是： 高压国际海水状态方程 表示任意海压下的海水密度 与实用盐度S、温度t及 海水压力p之间的函数关系。 式中 由“ 一个大气压国际海水状态方程”确定； 由下式给出： 其中 式中纯水项由下式给出： 该方程适用范围是： ，压力匹配因数 。 高压国际海水状态方程也可表示为 其中 ， 为一个大气压国际海水状态方程，其余符号同上。 上述国际海水状态方程特点是计算精度高、物理意义清晰，同时还可用以计算海水的热膨胀系数、压缩系数、比容批偏差等。 2．5 海洋光学 2．5．1 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 ，一部分 将被反射，另一部分 则折射进入水中。当太阳高度增大时，反射率为 减小，而折射率为 增大。此外，风浪也会影响海面对太阳光的反射率和折射率。 散射和吸收 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改变方向而产生散射，散射后光强度 取决于海面总辐射能 ，并随深度z按指数变化，即 式中k为散射系数。当 或 时， ；当 时， 。因此纯净的大洋水对可见光中的短波散射较强烈、长波散射较弱；沿岸浑浊海水对太阳光散射较弱。 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收，吸收后光强度 取决于海面总辐射能 ，并随深度z按指数变化，即 式中 为吸收系数，其值光波波长、悬浮物质及浮游生物分布等。大致规律：可见光中的短波吸收系数较小，长波吸收系数较大；大洋水吸收系数较小，沿岸海水长波吸收系数较大。 光的衰减 折射进入水中的太阳光线同时受到散射和吸收作用而形成衰减 (图2.3)，衰减后光强度I取决于海面总辐射能 ，并随深度z按指数变化，即 式中 为吸收系数， 。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。 2．5．2 水色和透明度 透明度 表示海水透光程度的物理量，符号T，单位为m。实用中一般以透明度盘的最大可见深度表示。理论上，透明度用光强 衰减到其入射光强 的 （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 式中衰减系数 由光通过z=1m时，光强 与入射光强 的比值确定，即 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。海色则是包括海面反射、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，还与太阳高度、天空状况、海底、地质和水文条件等有关。实际中，水色以透明度值一半深度处，透明度盘以上水柱的的颜色表示，并以水色计中最接近该颜色的色级号数作为水色 记录 混凝土 养护记录下载土方回填监理旁站记录免费下载集备记录下载集备记录下载集备记录下载 。号码小，水色高；号码大，水色低。 水色和透明度 (图2.4)分布和变化 大洋水水色高、透明度大，沿岸海水水色低、透明度小； 低纬度（热带）海洋水色高、透明度大，高纬度（温带、寒带）海洋水色低、透明度小； 暖流（如黑潮）海水水色高、透明度大，寒流（如亲潮）水色低、透明度小； 等水色线一般与海岸线平行； 河口附近海水水色低、透明度小。 2．6 海洋声学 2．6．1 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1500 ，在空气中传播平均速度330 ；人耳能分辨的声波频率为20-20 Hz,高于20 Hz的声波为超声波、低于20 Hz的为次声波。 海水中声波的波速 式中 为海水密度， 和 分别为海水的等温压缩系数和绝热压缩系数，且 ； 为海水等压比热与等容比热之比，即 。由于 和 均是海水S、t及p的函数，因此声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，则声波波速增大。 海水中声波波速的经验公式 其中 理论上，海水温度每升高1°C，声速相应增加4.21 ；盐度每增加1，声速相应增加1.14 ；压力每增加1个大气压（深度约增加10m），声速相应增加0.319 。 声速垂直剖面及梯度 声速随深度变化的分布曲线c(z)称为声速垂直剖面 (图2.5)。其具体形状取决于海水的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。具体而言，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的改变量称为声速垂直梯度，即 ，其表达式为 式中 为水温垂直梯度， 为盐度垂直梯度， （大气压）为压强垂直梯度。 一般可忽略， 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，则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，后者则表示声速随深度增加而减小。 2．6．2 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收，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，及海底的反射与吸收等；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。 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。根据折射定律水下声源发出的声线将逐渐向声速小的地方弯曲，碰到海面、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，若声波传播时声能损失较小、传播距离较远，此种传播称为波导传播；若声波传播时声能损失较大、传播距离较近，则称为反波导传播。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。反波导传播则常见于夏季浅海，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，由于海底对声波吸收较多，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一定深度层范围内、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。根据折射定律，位于声道轴附近的声源所发出的声线，由于海水折射而被限制在声道轴附近的水层内传播，声能损失较小，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；一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极小值，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。 2．7 海水溶解氧、pH值及营养盐 2．7．1 海水中的溶解氧 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（1L）海水中溶解氧的体积（ml）表示。表层海水与大气接触溶解有充足的氧气，海水溶解氧近似达到平衡，但是也有许多因素影响甚至打破这种平衡。 影响海水中溶解氧的因素 温度和盐度 一定压力下溶解氧可表示为温度和盐度函数，一般随温度升高和盐度`增大，溶解氧增大。大洋水溶解氧主要取决于温度；秋、冬季海水溶解氧升高，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则不断消耗氧。光合作用只能在光合层中进行，而呼吸作用则不然，因此随着深度增加，光合作用产生的氧逐渐减少，至一定深度时光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 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。 海洋中溶解氧分布 2．7．2 海水pH值 2．7．3 海水中的营养盐 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，又称为植物营养盐。各类营养盐在海洋表层常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等营养盐主要存在形式 氮：溶解氮 、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： (87%)、 （12%）、 和 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，特别是海洋硅藻类浮游植物生长必需的营养盐。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、P、Si等营养盐分布和变化 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域含量高于低纬度；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等营养盐，可能出现富营养化，甚至诱发赤潮。 垂直分布 (图2.9)：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，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，使营养盐释放回海水中，因而其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。河口、近岸水域营养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，且垂直分布均匀；夏季表层含量较低，低层则较高。 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密切相关。冬季含量较高，夏季则较低。 第三章 海水温度、盐度和密度的分布和变化 3．1 海水温度分布和变化 3．1．1 海面热平衡 热平衡方程 式中 为到达并进入海面的太阳总辐射（又称有效太阳辐射）， 为海面有效回辐射（又称海面净长波辐射）， 为蒸发或凝结潜热， 为海气间感热交换， 为海面热量收支平衡余项。各项单位均为（ ）。世界大洋多年平均而言， ，表明世界大洋多年平均表层水温不变。局部海域、短时间内，若 ，则表层水温升高； ，则表层水温下降。 太阳辐射 又称短波辐射，99.9%的辐射能集中在0.2~10.0 。其中可见光0.40~0.76 ，占44%；红外部分（>0.76 ），占47%；紫外部分(<0.40 )，占9%。太阳常数1367 ，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收和散射，到达海面时部分又被反射回大气，这过程中还与太阳高度有关，因此进入海洋的太阳总辐射 可表示为 式中 为到达大气上界的太阳总辐射（相当于太阳常数），C云量（0~1）， 为海面反射率，h为太阳高度角。 海面有效回辐射 ， 为海面向大气的长波辐射， 为大气向海面的回辐射。 特点：随海面水温升高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 < 、高纬度和极地海区 > 。 蒸发和凝结潜热 ，式中 为空气密度，L为蒸发潜热， 分别为海面及其上方z高度处的水汽压，W为海面风速， 为水汽输送系数，与海面水文状况和风速等有关。 海气间感热交换 ，式中 为空气密度， 为空气比热， 分别是海面水温及其上方z高度处气温，W为海面风速， 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 ： ，式中 为海水比定压热容， 为海水密度， 为流速垂直分量，T为水温，z为垂直坐标（向下为正）， 垂直湍流热扩散系数。当 时，则热量向下输送；当 时，则热量向上输送。 2）水平方向上热量输送 ： ，式中 水平流速矢量， 分别为 的x和y 分量； 为水平温梯度； 水平湍流热扩散系数，其余符号同上。 3．1．2 大洋水温分布 水平分布 水平分布 (图3.1)大致特征是：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，随纬度增加水温逐渐下降：等温线分布趋势与太阳年总辐射分布相似；冬季与夏季水温分布特征相似，但冬季经向温度梯度比夏季大；高温的28°C等温线出现在热带印度洋和太平洋西部海域，冬季偏南，夏季 向北扩展；低温的0°C等温线在南、北极圈附近，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、东部则向赤道方向弯曲；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别密集，温度水平梯度大；大洋中层和深层水温水平分布较为均匀，温度梯度很小。 垂直分布 垂直分布 (图3.2)特征是：各大洋水温垂直分布基本处于稳定的层化状态；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；海面附近因风、波浪、海流等作用形成上均匀层，其厚度在不同纬度海区变化较大；上均匀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 3．2 海水盐度分布和变化 3．2．1盐度影响因子 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440-454 ，但分布很不均匀，大致规律是：赤道附近最较小，南北纬副热带海域出现两个极大值，再向高纬迅速减小，至两极达到最小。 降水P 使海洋水量增加，故是减盐因子。每年可达411-416 ，但分布很不均匀，大致规律是：赤道附近的热带海域最大，南北纬副热带海域较小，中高纬度极锋附近海域又显著增多，然后向极地方向迅速减小。 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域，对开阔大洋影响很小。径流分布也极不均匀。 结冰（F）和融冰（M）结冰和融冰是可逆过程。前者使海洋水量减少，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域水量增加（ ），同时使另一些海域水量减少（ ），前者成为减盐因子、后者成为增盐因子。 3．2．2 水量平衡方程 式中 为研究海域在一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、 与 相互抵消，R可忽略不计，因此有 3．2．3大洋盐度分布与变化 水平分布 主要取决于 的分布， 在副热带海区为负值； 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；在大陆径流充足的海湾盐度较的。 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。赤道附近海域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、北纬海洋极锋附近的低盐表层水，因密度较大，下沉后散布在高盐水层之下，形成低盐（南极）中层水；在北大西洋20°N附近的600-1600m深度范围内，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 3．3 海水密度分布和变化 3．3．1密度的影响因子 一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。温度升高时密度减小，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。 3．3．2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渐减小。 3．3．3 密度垂直分布 通常随着深度增加而不均匀地增大。在赤道至副热带海区，水温的上均匀层对应的密度也是相对均匀的；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；热带海域表层海水密度小，跃层强度大；副热带海域表层密度增大，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、涡动混合强烈，故密度跃层消失。 第四章海流 4．1概述 4．1．1海流定义 广义地讲海流是指海洋中较大规模的相对稳定的海水运动。狭义地讲是指海流在水平方向上的运动分量，而海流垂直方向上的运动分量单独称为上升流或下降流。 4．1．2海流分类 海流的分类 按海流成因，可将海流分为风海流、地转流、热盐环流和补尝流等。按海流的热力特征，分为暖流和寒流。 4．1．3海流表示法 海流的表示方法 海流是矢量。海洋学中常用右手坐标系：x轴正方向向东、y轴正方向向北、z轴正方向向上。海流流速矢量 在直角坐标系中表示为： 其中u、v和w依次为 x、y及z轴上的分量。海流一般以带箭头的线段表示，箭矢方向指海水的去向，线段长短表示海流的大小，单位m/s或Kn。 4．2 海水微团所受作用力 作用在海水微团上的可归结为两类：一是主动力，即引起海水运动的力，如重力、压强梯度力、风应力和引潮力等；二是被动力，即由海水运动派生出的力，如科氏力、摩擦力等。 4．2．1 重力 重力是指地心引力和地球自转所产生的惯性离心力的合力。单位质量海水所受的重力即为重力加速度g，理论上它是地理纬度 和海洋深度 的函数，但在海洋学中一般将其视为常量。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 的两个等势面之间的位势差 ，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 ，单位为位势米 ， 。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。 4．2．2 压强梯度力 海洋中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 其中 是海密度，p为海水压强（Pa），垂直坐标轴z向上为正。 在静止海洋中，当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 （图4.1）。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（图4.2）。 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；其大小等于压强梯度值除以海水密度，单位（ ），即