渔业资源与渔场学教案(8)
第 次课 授课时间 教案完成时间 学教科 师 渔业资源 田思泉 年职级 称 06 讲师 专业、层次 授课方式（大、小班） 课题 第四章 海洋环境及其与鱼类行动基本教材或 主要参考书 渔业资源与渔场学 海渔、资源 大 学时 45 （章、节） 的关系 教学目的与要求： 1． 海洋面积与划分 2． 海岸带 3． 大陆边缘 4． 海底形态 5． 海洋环流的概念及其成因 6． 上升流与下降流的产生 7． 世界大洋环流和水团分布 教学重点、难点： 掌握海洋形态特征及其与渔场学关系 掌握主要大洋海流分布及其与渔场之间的关系 大体进程及教学方法： 时间安排： 1． 海洋面积与划分 10 2． 海底形态 15 3． 海洋环流的概念及其成因 10 4． 上升流与下降流的产生 15 5． 世界大洋环流和水团分布 40 教学方法和目的：主要以理论教学为主。 实施情况： 主任/教学组长：
第四章 海洋环境及其与鱼类行动的关系
第一节 海洋环境
一、海洋面积与划分
海洋面积为3.16亿平方公里，约占地球总面积的70.8%。海洋在南北半球分布不均匀，在北半球，海洋占半球总面积的60.7％，陆地占39.3％；在南半球，海洋占80.9％，而陆地只占19.1％。同时地球也可分为两个半球，一个为水半球，集中了大部分水面，约占91％；另一个叫陆半球，集中了大部分陆地，但陆地也仅占47％（图4-1）。
根据海洋要素及形态特性，将海洋水域可分为主要部分及其附属部分。主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。现分述如下：
1．大洋
洋是指远离大陆、深度在2000米－3000米以上的水域。其面积约占海洋总面积的89％。海洋因素如盐度、温度等不受大陆影响。盐度平均为35‰，年变化小，水色高，透明度大，并且有着自己独立的潮汐和海流系统。
根据上述特征，可将世界大洋分为三部分，即太平洋、大西洋和印度洋。
2．海
海是指深度较浅，一般在200米－300米以内的水域。面积较小，只占海洋总面积的11％。
3．海湾
海湾是指洋或海的一部分延伸入大陆，且其深度逐渐减小的水域。 4．海峡
海峡是指海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道。 二、海底形态
海底地形是渔场形成中一个重要的因素，如平坦的大陆架渔场、隆起的海底地形等。海 海底形态大体可分为以下几个主要部分：海岸带、大陆边缘(包括大陆架、大陆坡、大陆隆起)和大洋盆地（包括深海平原，各种海底高地和洼地等）。
1． 海岸带
海岸带是海陆之间的界限，是指那些当水位升高时（由于潮汐、风等因素引起的增水）便被淹没，水位降低时便露出的海陆相互作用的区域。
由于海岸带是陆地和海洋的相互作用区，因此是引起海岸轮廓的改变、海底地形的变化和海底沉积物移位进行得最为迅速的地方。海岸线是指海陆的分界线，它在某种程度上是不固定的。由于潮位的升降和风引起的增水或减水的作用，海岸线能发生移动，在垂直方向海面升降的幅度能达到10－15米，而在水平方向的进退有时能达几十公里。在海岸带中，潮汐涨落的区域称为潮间带。潮间带在渔业生产和科学研究中具有一定的重要性。
2．大陆边缘
大陆边缘具体包括了大陆架、大陆坡、大陆隆起等（如图4-2）。
图4-2 海底形态的示意图
3．大洋盆地（大洋床）
大洋盆地是海洋的主要部分，地形广阔而平坦，占海洋面积的72%以上。倾斜度小，大约在0°20-0°40左右。深度从大陆隆起一直可以延伸到6000米左右。最常见的地形有下列几种：
（1）海沟。深海海底的长而窄的深洼地，两壁比较陡峻。 （2）海槽。在深海海底长而宽的海底洼地，两侧坡度平缓。 （3）海盆。面积巨大而形状多少带盆状的洼地。
（4）海脊。深海底部的狭而长的高地，比海隆具有较陡的边缘和不太规则的地形。 （5）隆起地（海隆），深海底部长而宽的高地，其突起和缓。上述两种都是分布范围广阔延伸绵长的海底山脉，故又通称为海岭，如大西洋中央海岭、东太平洋海岭等。但从成因上看，两者是不相同的。
（6）海底山与平顶山。近l000米或更大一些的深海底部的孤立的或相对孤立的高地，叫海底山。深度大于1200米的海底山，其顶部大致呈平的台地称为平顶山。海底山与平顶山成线状排列或在一个范围内密集成群时，则称为海山群。
（7）海底高原。深海底部广阔而不明显的高地，其顶部由于较小的起伏而可以变化多
端。
三、海底地质
由于海底的底质与底栖生物的分布关系特别密切，因此鱼类特别是以底栖生物为食的鱼类，通过掌握底质的分布状态，对开发底层鱼类资源关系重大。
大陆架海底的底质，主要来源于陆地。在没有强流的情况下，一般规律为：由岸到外海，底质出现颗粒由粗变细的带状分布，近岸是较粗的砂质，向外依次是细砂、粉砂、粉砂质泥和淤泥等。但在强流通过的海域，粗大的颗粒会被带到很远，从而打破了上述分布的规律。
四，海洋环流的概念及其成因
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。所谓“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流动；“相对稳定”的含义是在较长的时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。
海流一般是三维的，即不但水平方向流动，而且在垂直方向上也存在流动，当然，由于海洋的水平尺度远远大于其垂直尺度，因此水平方向的流动远比垂直方向上的流动强得多。尽管后者相当微弱，但它在海洋学中却有其特殊的重要性。习惯上常把海流的水平运动方向狭义地称为海流，而其垂直方向运动称为上升流和下降流。
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。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及物理状况得以保持长期相对稳定。
海流形成的原因很多，但归纳起来不外乎两种。第一是海面上的风力驱动，形成风生海流。海流形成的第二种原因是海水的温、盐变化。。
五，上升流与下降流的产生
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。实际上海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。因此，风海流的体积运输必然会导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然会引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。有人把上述现象称为风海流的副效应。
由无限深海风海流的体积运输可知，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐聚或辐散，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升。而与岸垂直的风则不能。当然对浅海而言，与岸线成一定角度的风，其与岸线平行的分量也可引起类似的运动。
在赤道附近海域，由于信风跨越赤道，所以在赤道两侧所引起的海水体积运输方向相反而离开赤道，从而引起了赤道表层海水的辐散，形成上升流。
大洋上空的气旋与反气旋也能引起海水的上升与下沉。例如台风(热带气旋)经过的海域表层观测到“冷尾迹”，就是由于下层低温水上升到海面而导致的降温。
在不均匀风场中，由于漂流体积运输不均，使表层海水产生辐散与辐聚（图4－3）。在气旋风场中，同样会因辐散产生上升流（图4－3）。在北半球，不均匀风场中表层辐散、辐
聚与气旋式风场中的上升流，在沿岸地区受到风力作用所产生的涌升流与沉降流（图4－4）。
图4－3 不均匀风场和气旋风场中产生辐散与辐聚 图4－4 北半球风海流产生示意图
六，世界大洋环流和水团分布
世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西部边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而南半球的西部边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋的北部有一小型气旋式环流。 1．赤道流系
与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，也称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500 km。由于赤道无风带的平均位置在3°～10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季(8月)，北赤道流约在10°N与20°～25°N之间，南赤道流约在3°N与20°S之间。冬季则稍偏南。
2．西部边界流
西部边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬度向高纬度的海流，包括太平洋的黑潮与东澳大利亚海流，大西洋的湾流与巴西海流以及印度洋的莫桑比克海流等。它们都是北、南半球反气旋式环流主要的一部分，也是北、南赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。
3．西风漂流
与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极环流，它们分别是南北半球反气旋式大环流的组成部分。其界限是：向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。 ①北大西洋海流。 ②北太平洋海流。 ③南极环流。
4．东部边界流
大洋中东部边界流有太平洋的加利福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳大利亚海流。由于它们从高纬度流向低纬度，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东部边界流。与西部边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，而且影响深度也浅。
渔业资源与渔场学教案之八
