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1、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。地球科学：以地球为研究对象的科学体系地球科学包括地理学、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

2、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：研究海洋的形成和演变，海底地壳构造和形态特征，海底沉积物的形成过

3、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

4、、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1960 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

5、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%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 海洋科学导论- 2 -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霍面（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

6、壳平均厚度 33km，上层为“硅铝层”，下层为“硅镁层”；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 60-250km 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：、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

7、大湾，成鼎状分布。、海陆分布不均衡:北半球，陆地占其总面积的 67.5%，南半球占 32.5%；北半球陆地和海洋比例为 60.7%和 39.3%，南半球海陆比例为 80.9%和 19.1%。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

8、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 Pas；m/r 称为运动(学)粘滞系数，单位记 m2s-1。m 随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小

9、。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，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

10、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 ：单位体积海水的质量（g /cm3）比容 ：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 S，T，P 和 S，T ，P 表示海洋科学导论- 7 -现场密度：在现场温度和压力下的海水密度，称为“现场密度”，S.T.P 或 S.T.P条件密度：大气压力下的海水密度称为“条件密度”t （大气压力为 0）海水比容：VS.T.P= (S.T. P 0.9)

11、 1000 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 S.T.0 Vt =(S.T.0-0.9)103 海水状态方程“一个大气压国际海水状态方程(EOS80)” ：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 T()的关系为 r(S,T,0)=rw+AS+BS3/2+CS2 上式中A=8.2449310-1-4.089910-3T+7.643810-5T2 -8.246710-7T3+5.387510-9T4 B=-5.7246610-3+1.022710-4T

12、-1.654610-6T2 C=4.831410-4 纯水项 rw=999.842594+6.79395210-2T-9.09529010-3T2 +1.00168510-4T3-1.12008310-6T4+6.53633210-9T5 适用范围：T=-240，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

13、 原理：t max 随盐度的增大而降低的速度比 tf 快 当 s24.695 时，结冰情况与淡水相同； 当 s24.695 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

14、，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 58N；冰山：发源地格陵兰；平均冰界线 40N 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 50-55S；印度洋 45-55S；南大西洋 43-55S 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

15、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、海冰的密度海洋科学导论- 8 -纯水冰 0917kg/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

16、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

17、、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 0.3C。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 1C，最大值出现副热带海域 8-9C，寒暖流交汇处可达 14

18、、15C。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。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，夏季表层增海洋科学导论- 9 -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

19、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 510。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

20、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 100200m 层盐度达最大值,以后逐渐减小，至中层 8001500m 层盐度达最小值，以后又缓慢上升，至 20003000m 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 15002000m 以下不变化。极地，表层小，300500m 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。

21、 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 g28kg.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

22、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- 10 -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

23、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

24、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

25、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

26、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

27、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。海水中的海洋科学导论- 11 -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

28、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

29、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 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（510）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

30、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

31、、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洋科学导论- 12 - 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

32、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

33、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

34、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 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，即 d =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

35、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=-gdz 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

36、等于压强梯度值除以海水密度，单位（N/kg3） ，即 其在直角坐标系中的三个分量为 )(13kgNpG海洋科学导论- 13 -xpGx1ypGy1zpGz1垂直压强梯度力（即压强梯度力的垂直分量 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 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=2 sin 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：

37、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 连续方程 边界条件，如海面的运动学边界条件为 w = d /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

38、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

39、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 45，即偏于风矢量之右 45，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( zEp，且铅直方向上的动能大于水平方向 EkvEkh。 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 d 1/10 时，波峰就会破碎。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

40、：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L 时，折射因子1，能量集中、波高增大；反之，波高减小。 (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/c01/(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 /l0.5)传

41、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

42、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 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：

43、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）海洋科学导论- 19 -3.混合潮（不正规半日潮；不正规日潮 ）F=(Ho1+Hk1)/Hm2Ho1 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 正规半日潮：F 0.5 全日潮： F4.0 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

44、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。海洋科学导论- 26 -5）红树林群落 mangrove forest community 分布于热带、亚热带（适宜温度在 2427）， 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

45、代表种类生活在珊瑚礁环境之中）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

46、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。固体废弃物 缠绕 / 伤害海洋生物；被某些动物吞食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

47、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，4. 建立自然保护区，5. 加强专业人才的培养。海洋科学导论- 27 -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）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

48、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 Sternoptychidae3. 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 Ar

49、chiteuthidae4. 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）海洋科学导论- 28 -固着附生：海绵动物、苔藓动物、珊瑚虫、水螅虫、牡蛎