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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亿立方公里，占地球总水量的97%以上。地球科学：以地球为研究对象的科学体系地球科学包摇地理学、地质学、大气科学、海洋科学、水文科学、固体地球物理学。其相关学 科有环境科学和测绘科学。地理学：研究地球表面自然现象、人文现象以及他们之间的相互关系和区域分异的学科地质学：关于地球的物质组成、内部结构、外部特征、各圈层间的相互作用和演变历史的知识 体系大气科学：研究大气的各种现象及人类活动对他的影响，这些现象的演变规律，以及如何利用 这些规律为人类服务的一门综合性学科水文科学：关于地球上水的起源、存在、分布、循环、运动等变化规律和运用这些规律为人类 服务的知识体系。海洋科学：研究地球上海洋的自然现象、性质以及其变化规律，以及和开发与利用海洋有关的 知识体系。海洋科学分为：物理海洋学、海洋化学、海洋生物、海洋地质等四大学科。物理海洋学：以物理学的理论、技术和方法研究发生于海洋中的各种物理现象及其变化规律的 学科。海洋化学：研究海洋各部分的化学组成、物质分布，化学性质和化学过程的学科。海洋生物学：研究海洋中一切生命现象和过程及其规律的学科海洋地质学：研宛海洋的形成和演变，海底地壳构造和形态特征，海底沉积物的形成过程和有 关海洋的起源及演化以及海洋地热、地磁场和重力场等。海洋科学的研究对象是地球表面的海洋，以及溶解或悬浮于海水中的物质，生存于海洋中的生 物、海洋底边界、侧边界和上边界。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方法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；海洋学研究发展史1、早期研究（麦哲伦，库克，郑和、王充、哥伦布、列文虎克、牛顿、贝努力、拉瓦锡、 拉普拉斯）2.海洋科学研究开始（达尔文、18721876年，英国“挑战者”号考察被认为是现 代海洋学研究的真正开始。19251927年，德国“流星”号在南大西洋的科学考察，第一次采 用电子回声测深法）3.全面认识和近期高速发展：（1957年，海洋研究科学委员会（SCoR）和I960 年政府间海洋学委员会（IOC）的成立，促进了海洋科学的迅速发展。）4.国际研究计划及研究前 景和规划第二章地球系统与海底科学地球的形状:赤道面向外膨胀、沿地轴向内收缩；不规则椭球体。梨形地球圈层结构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礫中于海洋2%以固态水存在c、生物圈渗透在另三大圈层内部d、岩石圈一一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、地球内部圈层地球内部因地震波传播方向与速度不同由外而内分为同心圈层结构：地壳、地幔、地核；地壳与地幔的分界面为莫樞面（M面）；地核与地幔的分界面为古登堡面（G面）；地幔又可分 为上地幔与下地幔；地核又可分为液质外核与固质内核。地壳与上地幔：大陆性地壳平均厚度33km,上层为“硅铝层”，下层为“硅镂层”；海洋性地 壳平均厚度为6km,上层为沉积层，中层是以玄武岩为主、上部夹有固结沉积岩的混合层，下层为 大洋层。其中，地壳与地幔顶部的刚性岩石叫做岩石圈；存在于上地幔60-25Okm深处，地震波传经此处时，横波波速发生明显衰减。可能是此处物质发 生部分熔融，引起塑性形变和缓慢流动，此圈层称为软流层。内圈层从外到内：地壳、莫霍面（M）、地幔（上地幔、下地幔）、古登堡面（G）、地核（液 质外核、固质内核）海洋的划分地表海陆分布：1、对庶分布:南极（为陆，北极为水；南半球海水连一体，北半球陆地连成一体；南半球水多, 北半球陆多；三大洋似伸向大陆的三个大湾，成鼎状分布。2、海陆分布不均衡:北半球，陆地占其总面积的,南半球占；北半球陆地和海洋比例为%和, 南半球海陆比例为%和。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；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%；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& 9m。4、海峡一一两块陆地之间形成的两端连接海洋的狭窄水道。5、历史上错位的称呼：波斯湾、墨西哥湾海；阿拉伯海海湾。海的分类1、陆间海：大陆之间的，面积深度较大。例如一地中海、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。海洋学意义：它有自成体系的环流系统和独特的水团结构，既是世界大洋地层水团的主要形成 区，又对大洋环流起着重要作用。海底的地貌形态海岸带：水位升髙便被淹没、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), 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(2000500Onl )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農和火山。(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，以发育海沟一岛弧一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安第斯亚型大陆边缘分布在太平洋东侧的中美一南美洲陆缘，高大陡峭的安第斯山脉直落 深邃的秘鲁一智利海沟，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 OoOm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，其碎块一一即现 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。板块构造二、边缘海盆地的形成与构造演化边缘海盆地是指沟一弧体系陆侧具有洋壳结构的深水盆地，因其位于岛弧后方，又称弧后 盆地，(1) 残留型(2) 大西洋型(3) 陆缘张裂型(4) 岛弧张裂型海洋沉积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 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：猛结核和富钻结核：1猛结核(铁链的氧化物和氢氧化物组成，一些微量元素)，储量为1530×10ut ,存在于深海3000 米左右，难开釆，主要分布于太平洋，其次印度洋和大西洋(量少)。2：富钻结壳(猛，钻等沉积物)，化合物钻是战略物资，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，含钻(Co) 2%o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 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”冰晶状固体化合物，成份为甲烷(%)水(%);条件为低温高压。若充分分解，l'的天然气水合物 可释放150m'的甲烷气，是世界天然气探明储重的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 C时有利于分子的缔合。0 'C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 *C-4 C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，将漠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。盐度公式：1978年实用盐标S=aiK15 ai= 2 S 42公式建立采用稀释和浓 缩得到35%。标准海水。用电导方法，但不依赖海水的氯度，而且可以精确测定的KCl溶液，作为 电导标准。=C(S,15,0) = C(35,15,0)现场CTD测出R、T、P要经过修正才能得到含盐度15 C伙e/,15,0) C(32.4365,15,0)r_ U(S,7p) _ C(S,T,叽 U(S,7O) * U(35,7O) _ 祝 R厂 C(35,15,O) C(S,7O)C(35,T,O)0(35,15,0) P T"考虑温度影响时：S=aiRi2 + S«_<27(35,15,O>_ I <27(32.4365 ,15,0)S =Gr 1'土 bi 尺关1-H15)r丁现场测得电导比R,经过处理得到海水盐度：R=RP RTrTRP是压力对电导比影响，RP = f(p, T, R)rT为标准海水的温度系数，rT = f(T)在求出Rp、rT和已知R的情况下可求得RT, (R, Rp, rT-RT-*S-S->SA)3.1. 3海水的主要热学性质与力学性质热容：海水温度升高Ik（I-C）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IPa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f V变化。绝热下沉时，P增大一V缩 小，外力对海水微团作功一内能增加一T升高；反之，绝热上升时，V膨胀一消耗内能一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PO）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M 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。L= O ×103Jkg （3-9）适用于（030C）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）一北赤道（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S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Pas； m/r称为 运动（学）粘滞系数，单位记m2s-1。In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 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，宜至达到平衡状态，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25Om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P ：单位体积海水的质量（g /cm3）比容a：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PS, T, P和aS, 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”，P或6条件密度：大气压力下 的海水密度称为“条件密度”（大气压力为0）海水比容：（a. P - X1000现场比容：在现场温度、盐度、压力下的海水比容，称为：“现场比容”。条件比容：大气压力下时的海水比容，称为“条件比容” Vt° Vt=V Vt =（海水状态方程“一个大气压国际海水状态方程（EOSSO） W :在一个标准大气压（海面为0）下，海水密 度r （S, T, 0）与实用盐度S和温度TeC）的关系为r （S, T, 0） =rw+AS+BS32+CS2上式中A=× ×10-3T+×10-5T2 ×10-7T3+×10-9T4B=×10-3+××10-6T2C=X 10-4纯水项 rw+× × 10-3T2 +×× 10-6T4+X10-9T5适用范围：T=-240*C, S=042°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：tP max随盐度的增大而降低的速度比tf快.当SV时，结冰情况与淡水相同；当s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：34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50-55o S；印度洋 45-55° S；南大西洋43-55o S五、海冰的盐度K定义：海冰融化后海水的盐度，一般为3-72、“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；冻结前海水盐度越髙海冰的盐度也越高；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）六、海冰的密度纯水冰 0°C917kgm3海冰密度低于纯水冰（含有气泡）新冰914- 915kgm3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IX比热容 比纯水冰大；S/, /； , 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, Im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IX辐射定律：斯蒂芬一波尔兹曼定律：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。总辐射能二直达辐射+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（IatitUde） : 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IX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（-）日变化：很小，变幅不超过0.3° Co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I0 C,最 大值出现副热带海域8-9° C,寒暖流交汇处可达14、15o Co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 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。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IoOnb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。o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。/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100-20Onl层盐度达最大值，以后逐渐减小，至中层800-15OOnl 层盐度达最小值，以后又缓慢上升，至2000-30OOm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1500-20OOm以下不变化。 极地，表层小，300-5OOm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。 赤道区温度最奇，盐度也较低，故表层海水密度最小，密度超量g约，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，故密度虽有増大，但未出现极大 值，密度超量g约。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>,南极威德 尔海>。随着深度壊加，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 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IOO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I-IOOm）和微结构（铅直尺度小于Im）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、海水混合増密说、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-StabiIiZing） 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垂。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-, S042- Br-, HC03-（C032-）, 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。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”CH4在水中的铅直分布随深度增加而降低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，之后儿乎不再随深度而变。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102108年海水的更新时间在温跃层（平均IOOnl）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（5W） 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C02的含量约为olkg,大洋水的PH值变化主要由C02的增加或减少引起的控制 海水吸收的C02三个因素：海水的静容量大气一海洋间C02交换速度；海水铅直混合速率；溶 解氧溶于海水中的氧的童影响海水中溶解氧的因索温度和盐度一般随温度降低和盐度增大，溶解氧增大。秋、冬季升髙，春、夏季降低：寒 流较高、暧流较低生物春、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。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N、P、Si等营养盐主要存在形式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。其中能彼海洋浮植物宜接利用的是溶解无 机氮化物(DIN),包括硝酸盐、亚硝酸盐和彼盐磷：无机和有机磷C无机磷酸盐又有溶解 态(DlP)和颗粒态(PlP)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)O硅：有溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式。硅是海洋植物，特別是 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，世界年产量超过亿吨；苴中，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、淚、钾、铀和重水等)。 含虽小，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左的流动，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-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fe(m)的两 个等势面之间的位势差d,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，BP d=gdz,单位为位势米(gpm), KgPln)=I/(m)o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；海面以上的位势而与其位势差则称为位势髙度。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)。海水静力方程为：dp=- P gdzQ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。其在直角坐标系中的三个分量为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(Nkg3),即 S(N T垂直压强梯度力（即压强梯度力的垂直分星GZ）必然与重力平衡；水平压强梯度力（即压强 梯度力的水平分量G;T和砂）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y与科氏参数伞2 QSin C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 = fv9 fey = -fu、 fez O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重守恒定律，即可利用运动方程和连续方程来进行表达。运动方程 连续方程边界条件,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