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1、海洋科学导论一、绪论海洋科学：是研究地球上海洋的自然现象、性质及其变化规律，以及与开发、利用海洋有关的知识体系。研究对象：世界海洋及与之密切相关联的大气圈、岩石圈、生物圈。海洋中的(海水、营养盐、生物)，海底的(海洋沉积、海底岩石圈)，海口的(河口、海岸带)，海面的(大气边界层)。特点：特殊性和复杂性、综合性，海洋中的水汽冰三态的转化无时无刻不在进行，作为自然系统的多层次耦合性。研究内容：海水运动规律，海洋中的物理、化学、生物、地质过程，及其相互作的基础研究；海洋资源开发、利用，有关海洋军事活动迫切需要的应用研究。海洋科学的发展史：第一阶段：海洋知识的积累；第二阶段：海洋科学的奠基与形成；第三
2、阶段：现代海洋科学时期；最后，海洋科学的未来。二、地球系统与海底科学地表陆海分布：地球表面总面积约5.1108km2，分属于陆地和海洋。以大地水准面为基准，陆地占29.2，海洋占70.8，地表大部分为海水所覆盖。地球上海洋相互连通，构成统一的世界大洋；而陆地则相互分离，没有统一的世界大陆。海洋不仅面积超过陆地，其深度也超过陆地高度。3000m以上深海洋占其总面积的75；而高度不足1000m 的陆地占其总面积的71。海洋平均深度达3795m，而陆地平均高度只有875m。如果将高低起伏的地表削平，则地球表面将被约2646m 厚的海水均匀覆盖。海洋的划分：根据海洋要素特点及形态特征，可分为主要部分洋
3、和附属部分海、海湾和海峡。(大)洋，远离大陆，面积广阔，占海洋总面积的90.3；深度大，一般大于2000m；海洋要素如盐度、温度等不受大陆影响，盐度平均为35，且年变化小；具有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。海是海洋的边缘部分，全世界共有54 个海，其面积占世界海洋总面积的9.7。海的深度较浅，平均在2000m以内。其温度和盐度等海洋要素受大陆影响很大，有明显的季节变化。水色低，透明度小，没有独立的潮汐和洋流系统，潮波多系由大洋传入，但潮汐涨落往往比大洋显著，海流有自己的环流形式。按海的位置可分为陆间海、内海和边缘海。海湾是洋或海延伸进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入口
4、处的等深线作为与洋或海的分界。海湾中的海水可以与毗邻海洋自由沟通，故其海洋状况与邻接海洋很相似，但在海湾中常出现最大潮差，如我国杭州湾最大潮差可达8.9m。海峡是两端连接海洋的狭窄水道。海峡最主要的特征是流急，特别是潮流速度大。海流有的上、下分层流入、流出，如直布罗陀海峡等；有的分左、右侧流入或流出，如渤海海峡等。陆间海指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海，内海指伸入大陆内部的海，面积较小，水文特征受周围大陆强烈影响，如渤海和波罗的海等，边缘海位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，但水流交换通畅，如东海、日本海等。海岸带是海陆交互作用的地带。海岸地貌是在波浪、潮汐、海
5、流等作用下形成的。海岸带一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分。海岸是高潮线以上的陆上地带，大部分时间裸露于海水面之上，仅在特大高潮或暴风浪时才被淹没，又称潮上带。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，又称潮间带。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，又称潮下带，其下限相当于1/2 波长的水深处，通常约1020m。大陆边缘：大陆与大洋之间的过渡带，按构造分稳定型和活动型。稳定型大陆边缘没有活火山和地震，由大陆架、大陆坡和大陆隆三部分组成。大陆架亦称陆架、大陆浅滩、陆棚。 “邻接海岸但在领海范围以外深度达200m或超过此限度而上覆水域的深度容许开采其自然资源的海底区域
6、的海床和底土”，以及“邻近岛屿与海岸的类似海底区域的海床与底土”。应强调它是大陆向海洋的自然延伸，最显著特点是坡度平缓，平均仅7。大陆坡：分开大陆和大洋的全球性巨大斜坡，其上限为大陆架外缘(陆架坡折)。坡度较陡，但不同海区差别大，平均417(包括活动型大陆坡)。水深难定，200-2000m。大陆隆：即大陆裾、大陆基，是自大陆坡麓缓慢倾向洋底的扇形地，水深2000-5000m。大陆隆沉积物厚度巨大、贫氧状态、富含有机质，压力大，具备生成油气条件，可能是海底油气资源的远景区。活动型大陆边缘：与现代板块的汇聚型边界相一致，是全球最强烈的构造活动带，集中分布在太平洋东西两侧。其最大特征是强烈而频繁的地
7、震和火山活动。造成海沟。大洋底：处于大陆边缘之间，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：即中央海岭，指贯穿四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列，全长65kkm、顶部水深23 km、高出盆地13 km，有的露出海面成为岛屿，面积占洋底的32.8%，是世界上规模最巨大的环球山系。大洋盆地：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。大洋盆地中的一些隆起进一步把大洋盆地分割成许多次一级盆地，大洋盆地一般水深46km，局部超过6km。大洋盆地中还有星罗棋布的海山，绝大多数为火山成因，相对高度小于1000m者称海丘、大于1000m者称海山。相对平坦区称为深海平
8、原，为不断的沉积作用所致，原先并不平。海底扩张，板块构造和大陆漂移的联系：先讲各自的+根据板块构造观点，海底扩张实际上是一对岩石圈板块自中脊轴向两侧的扩张运动。位于岩石圈板块上面的大陆块，伴随着板块的运动而被动地发生长距离水平位移。这就是我们今天所说的大陆漂移，与魏格纳的大陆漂移有原则区别。集大陆漂移和海底扩张说为一体的板块构造理论能够比较成功地解释几乎所有地质现象，特别是全球性的构造特征和形成机理。海底构造实质上就是海洋底板块生成运动消亡过程中所发生的各种构造活动和构造现象。板块边界划分为拉张、挤压和剪切三种基本类型滨海沉积：滨海：或称近岸带环境，是指从特大高潮线至深度为浅水波半波长的区域，
9、是海洋和非海洋过程相互作用的地带。海洋过程受波浪、潮汐、海流等因素控制，非海洋过程受河流径流量、流速及固体载荷的性质和数量等因素的制约。海滨沉积包括海滩沉积、潮坪沉积、砂坝-泻湖沉积、河口湾沉积、三角洲沉积。海滩主要受波浪的控制，海滩沉积物 的粒径变化较大，从粉砂到巨砾，大部分为砂、砾。潮坪沉积：以潮汐为主要动力，坡度极平缓(317)，由细碎屑物质(粘土、粉砂)组成的近岸带。多呈带状延伸，在开阔海的边缘规模较大。潮坪发育条件除地形、潮差外，还须有丰富的细粒沉积物质和微弱波浪作用。大陆架沉积：大陆架为浅海环境，其沉积作用和沉积相受各种物理、化学、生物及地质作用等过程的影响。如泥沙搬运，海解、逆风
10、化、沉淀，摄食、掘穴，海面变化等。现代陆架上三种主要沉积物：残留沉积、现代沉积、准残留沉积。大陆坡陆隆沉积除受地质构造环境、海面变化、物质来源及生物活动影响外，主要受块体运动、大洋深层热盐环流及水柱中的沉降等过程的控制。陆坡陆隆堆积了大量的以陆源成分为主得沉积物，厚度达40005000m。陆坡-陆隆的搬运沉积过程有连续和不连续之分。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，参与该过程的流体体积虽大，但碎屑浓度很低，故沉降速率也很低。不连续过程包括浊流、碎屑流、滑动等方式，参与该过程的流体体积虽小，但因浓度很高，故沉积速率也很大。、大洋沉积：大洋沉积物由生物组分(钙质和硅质)及非生物
11、组分(陆源、自生、火山和宇宙尘埃)组成。按其成因可分为5类：远洋粘土、钙质生物、硅质生物、陆源碎屑、火山碎屑海底矿物资源：滨海矿砂、海底石油和天然气、磷钙石和海绿石、锰结核和富钴结壳、海底热液硫化物、天然气水合物三、海水的物理特性和世界大洋的层化结构海水中的含盐量是海水浓度的标志，海洋中的许多现象和过程都与其分布和变化息息相关。引进 “盐度”以近似地表示海水的含盐量。海水温度升高1K(或1)时所吸收的热量称为热容，单位是J/K或J/；单位质量海水的热容称为比热容，单位为Jkg-1-1。热膨胀系数：温度升高1K(1)时，单位体积海水的增量，以h表示，在恒压、定盐情况下h=1/V(V/T)|P,S
12、，h的单位为-1。压缩系数：压力增加1Pa 时的单位体积海水的体积负增量。海水微团被压缩时，若因与周围海水有热量交换而维持其水温不变，则称为等温压缩。若海水微团被压缩过程中，未与外界交换热量，则称绝热压缩。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。分析大洋底层水分布与运动时，各处水温差别甚小，但绝热变化效应往往明显，故用位温分析比用现场温度更能说明问题。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
13、()的关系为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面热收支（海面热平衡方程）：通过海面热收支的主要因子有：太阳辐射(Qs)、海面有效回辐射(Qb)、蒸发或凝结潜热(Qe)及海气间的感热交换(Qh)，即 海面有效回辐射，即指海面长波辐射与大气回辐射(长波)之差海洋表温和气温一般不相等，故两者间还可由热传导形式(显热)交换热量，此即感热交换海洋温度的变化与分布：特点：1) 等温线分布沿纬线大致呈带状，40S 以南海域几乎与纬度圈平行，冬季明显于夏季，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。2) 冬、夏季
14、最高温度均出现在赤道附近海域，西太平洋和印度洋近赤道海域达2829，位置在7N 左右，称为热赤道。3）由赤道向两极水温逐渐降低，极圈附近降至0；在极地冰盖之下，温度接近对应盐度下的冰点，如南极冰架下曾记录-2.1。4）两半球副热带到温带，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲，此格局造成大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反，即大洋东部比西部更温暖。这种差异在北大西洋尤为明显，东西两岸水温差夏季6，冬季达12。上述分布特点由大洋环流造成：在副热带海区，大洋西部是暖流区，东部为寒流区；亚北极海区正好相反。而在南半球的中、高纬度海域
15、，三大洋连成一片，洋流环绕南极流动，故东西两岸温度差不如北半球明显。5) 寒、暖流交汇区等温线密集，温度水平梯度大，如北大西洋湾流与拉布拉多寒流之间、北太平洋黑潮与亲潮之间都如此。另在大洋暖水区和冷水区的两种水团交界处，水温水平梯度也特别大，形成极锋。6) 冬季表温分布特征与夏季相似，但水温经线方向梯度比夏季大。水平分布：大洋表层以下水温：太阳辐射影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，故水温分布与表层差异甚大。图3-13为水深500m 水温的分布，水温经线方向梯度明显减小，大洋西边界流相应海域出现明显的高温中心。大西洋和太平洋的南部高温区高于10，太平洋北部高于13，北大西洋最高达17以上。10
16、00m深层的水温经线方向变化更小，但北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现大片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水下沉，使印度洋北部出现相应的高温区。在4000m 层，温度分布趋于均匀，整个大洋水温差仅3左右。底层水温主要受南极底层水影响，其性质极为均匀，约0左右。铅直分布：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。
