课本基础下测海象Word格式文档下载.docx
《课本基础下测海象Word格式文档下载.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《课本基础下测海象Word格式文档下载.docx（38页珍藏版）》请在冰点文库上搜索。
2.测波浮筒波浪仪：
让一浮球浮在海面上，以钢缆、铁链将其固定于海底，当波浪经过浮球时，浮球随海面起伏而上下运动，透过上下运动的加速度，以物理公式换算成波高。
3.水压式波浪计：
海水压力和水深成正比，故波峰处水压高、波谷处水压低。
将水压式波浪计装置于海底，可感应因波浪起伏引起的水压变化。
但在深海水压极高，由波高变化引起的水压变化相对太小，所以这种仪器仅适用于20公尺深的浅海。
4.立体空照测波：
以两架飞机平行飞行，同时拍摄海面上同一目标
区，可得到立体照片，用以观测海面起伏的状况。
潮汐的性质与观测
潮汐是指海水水位在一天之中有规律的周期性起伏，主要是由月球和太阳对地球的引潮力所造成。
每隔一天潮汐会延迟约50分钟，这是因为地球进行自转运动的同时，月球也同时在绕地球公转轨道上前进（图3-3）。
然而潮汐也受纬度和海底地形影响，因此不同地点之潮差及潮汐周期长短并不一定相同。
水压式波浪计也可以用来量测哪一种海水运动的现象？
▲图3-3地球每天须转（360°
＋13°
），才会使同一地点受到月球引潮力而引起海水再次上涨，造成潮汐每天平均延迟约50分钟。
潮汐也会引发小规模的海流，称为潮流。
这是由于海水总体积大致固定，当某个海域潮位垂直上涨，代表有周遭海域的海水水平流动至此。
潮汐观测最传统、经济的方法，是以人工观测水位高度量尺，并记录潮位高度及绘制水位变化曲线。
但人工观测却存在一个问题，即观测员不可能24小时一直看着水位量尺来得到海水涨、退或满潮、干潮发生的时间，因此必须藉助具有自动观测与记录功能的仪器─潮位仪，其自动记录的方式是利用纪录笔在纪录纸上绘出水位变化曲线，观测员再由纸上的时间格线读出发生满潮或干潮的时间。
目前常用的潮位观测仪器有下列两种：
1.压力式潮位仪：
原理类似于水压式波浪计，将仪器固定于最低潮
位以下的深度，藉由水压与深度的关系来检验潮汐变动的情形（图3-5）。
▲图3-5压力式潮位仪量测潮汐之示意图。
2.超音波式潮位仪：
装置方式和水压式波浪计相反，是将仪器固定于最高潮位以上的高度，向水面射出超音波，并接收回波，由超音波往返的时间与波速计算出海平面高度的变化（图3-6）。
▲图3-6超音波式潮位仪量测潮汐之示意图。
比较潮流与海流，何者能输送物质至较远处？
海洋环流与海流速度的测量
大量海水朝固定方向流动的现象称为海流。
受长时间持续固定方向的风所驱动者，称为风成流，深度约数十到数百公尺；
而透过海水的密度差异造成的海流，称为密度流或温盐环流，位于风力影响所及深度以下者，均为温盐环流，在深海地区较为明显。
风成流与深海温盐环流对区域性天气与平衡全球高、低纬度间热量差异及维持气候均衡方面，都有非常重要的贡献。
另外还有向上运动的涌升流，会将深海富含营养盐的低温海水带至表层，形成良好的渔场。
海流的观测项目主要是流向与流速。
观测方式可藉定点观测或随着海流流动来追踪其轨迹，早期使用漂流瓶与染剂追踪。
以下大致说明现代的观测仪器与设备：
1.浮筒（图3-7
）：
在浮筒内装置无线电发报器，定时发报浮球位置，由飞机、船舶、人造卫星接收讯号，并进行定位工作，算出海流的流向与速度。
浮筒内可加装量测温度、盐度等感应器，以获得更多海流资料。
若需要观测较深层海流，则在浮筒内装置适量的重物，使其下沉至指定深度进行观测；
而浮筒下方亦装置发音器，定时发出音响信号，由水面观测船接收。
2.都卜勒音响流剖仪（图3-7
仪器上装置发声器发射声波，当声波被水中流动的微小悬浮物质所反射时，其反射音频因都卜勒效应而与原音频不同，可藉接收反射音频与原音频的频率变异量来计算海流速度。
沿岸流
海岸是指海洋与陆地相交处向陆
地延伸的部分，直到地形明显改变为
止的范围，并没有一定的宽度。
此动
态交界带的地形与环境，同时受到海
水运动以及陆地上地质营力的影响。
在破碎带，当波浪以斜角入射海
岸线，会产生平行海岸线的沿岸流以
及垂直海岸线向外流动的底流（图3-8）。
▼图3-9侵蚀海岸示意图。
▲图3-10堆积海岸示意图。
底流、沿岸流以及海流，都会携带主要来自侵蚀作用形成的泥沙以及河流带来的沉积物，形成漂沙。
其中，沿岸流是搬运海岸沉积物的主要力量，西部的各种堆积海岸主要就是沿岸流带来的泥沙沉积所形成。
而东部因地势陡峻，且有东北季风或台风引起的大浪冲击海岸等因素，造成沿岸流带来的漂沙不易堆积，故多为侵蚀海岸。
侵蚀海岸与堆积海岸
我们可依据地貌特征，将海岸分成侵蚀海岸与堆积海岸。
侵蚀海岸多为岩岸，形貌特征主要是受海浪剧烈侵蚀而成的海蚀崖、海拱、海蚀柱、海蚀洞、海蚀凹壁与海蚀平台等（图3-9），而堆积海岸则多为沙岸，形貌主要是由泥沙堆积而成的沙滩、砾滩、潟湖、沙洲和沙嘴等
（图3-10）。
沙洲与陆地间浅缓淤积的水域，称为潟湖，也就是俗称的内海。
潟湖通常蕴藏相当丰富的生态系，常吸引许多鸟类到此觅食（图3-11），但此处环境相当脆弱敏感。
当风吹拂沙洲，易将沙洲上的沙吹入潟湖中沉积，造成潟湖淤积，沙洲与潟湖的面积都会因而缩小。
此外，过度开发也会造成潟湖遭破坏甚至消失。
著名的七股潟湖在每年冬天总吸引许多黑面琵鹭到此觅食，但近年来的淤积使潟湖面积缩减，潟湖中的鱼类也因此减少。
举例说明一个你去过的海岸，是属于侵蚀或堆积海岸？
你如何判断？
▼图3-11七股潟湖的黑面琵鹭。
海水中溶解了许多盐类，虽然会受河水注入、蒸发、大气降水或结冰等因素影响，但是各种盐类之间的比例大致保持不变，所以可将海水视为均匀混合。
水团与温盐图
广大海洋中不同海域的海水，其
化学组成及物理特性并非完全相同（图
3-12），但也并非毫无脉络可循。
气温、
降水量等气候条件会影响海水的温度、
盐度、密度等物理和化学性质。
定义“水
团”为海水中各部分的物理和化学性质
都很相近，并因此形成特定密度的海水。
韩生（BjornHelland-Hansen,1877~1957）于1916年提出温盐图，将某海域测量到不同深度海水的温度、盐度资料，以盐度为横轴、温度为纵轴，描绘在同一张坐标图上，再连接各资料点形成一曲线，此曲线称为温盐曲线。
曲线端点处或转折处的温盐值，近似于混合前发源地的水体（水型
）特征，而近似直线的温盐值，则代表均匀水体因为扩散或离开发源地，其边缘与周围海水接触而逐渐混合形成的水团（图3-13
）。
因此，藉由多个不同地点的温盐图，可以追踪水团的发源地和移动与路径。
由图3-12判断，中、低纬度表面海水的密度变化与温度、盐度的关系为何？
水型与水团▼
某海域的海水，在某种不变的环境下维持一段时间后，即可形成温、盐度均匀的「水型」（WaterType）。
当水型离开源区后，会和周遭或其他水型海水混合。
若混合海水的温、盐度在温盐图上分布呈相同走势者即为「水团」（WaterMass）。
亦即水型多存在于发源区；
离开发源区后成为水团。
例如夏季极区的表层海水，可因冰山融化而降低表层海水的盐度，且海面温度相对其他海域仍偏低，属低温低盐的水团，因此被绘
在温盐图的左下方；
而极区底层海水相对具有低温高盐的特征，则绘于温盐图的右下方（图3-13
、
▲图3-13 不同水团的盐图示意图，右上至左下的弧线则是等密度线。
图中以黄色半透明方块处，表示此海域的表层、近1000公尺深、3000公尺深和4000公尺深，有四种不同的海水来源，红色曲线表示从某测点的海洋表面到海底有三种不同水团的组合；
橘色曲线为极区表层低低盐度的水团；
绿色曲线为极区底层低高盐度的水团。
如果温盐图中，许多温盐度值大致都集中于一处，甚至聚于一点，具有这种分布的海水有什么特别的性质？
温盐图的绘制与分析
本实习可让学生：
根据实际观测的海水温、盐度资料，让学生绘制温盐图，并进行分析。
水色
海水是什么颜色？
如果多加观察，不同海域的海水，颜色都不一样；
即使是同一海域的海水，在不同日期、时间进行观察，水色也可能不尽相同。
白光由无限多个颜色组成，当光线照射到海水时，有些颜色的光被吸收；
相对的，没被吸收的色光被反射或散射，因而形成肉眼所看到的海水颜色。
海水中的悬浮颗粒、浮游生物的大小对光的吸收、反射、散射有影响（图3-14）。
当海水中悬浮颗粒、浮游生物含量较高，且个体颗粒比水分子大时，散射的色光由个体颗粒粒径决定；
反之，当海水中悬浮颗粒、浮游生物含量较低时，则以较细微的水分子的反射、散射作用为主
。
例如黑潮海水因为内含杂质较少，阳光可以照射到较深的深度，使得光线大量被吸收，少量反射回海面，因而呈现深色。
▲▲图3-14墨西哥雷维拉吉哥多海峡由海藻造成的红潮；
黄海，海水中悬浮的黏土矿物使水色呈黄色。
水色研究的用途▼
水色受水中物质的种类、含量变化的影响。
所以藉由观测水色可以知道水中所含物质的组成或叶绿素与悬浮物质浓度。
此外，海面能反射天空的颜色，所以我们常在晴天时看到蔚蓝的海，阴天时则常看到深灰色的海（图3-15）。
而海的深度也会影响水色，深海处光的吸收、散射作用较强，造成深色的海面，浅海处则是浅色的海面（图3-16）。
▲图3-15、两图为金瓜石阴阳海的景观，只是分别为晴天与阴雨天，可见不同的天气，也会呈现不同的水色。
金瓜石山区流下来的酸矿水，在海中产生黄色氢氧化铁悬浮微粒，而形成黄蓝交错的特殊景象。
▼图3-16近海与外海水色不同，拍摄地点为台东太麻里海滨。
海水性质的测量
量测海水的温度、盐度、密度、压力等资料多以“温盐深仪（CTD）”来进行（图3-17
），利用温度探针量测温度，再将测得的海水导电度换算成盐度，压力变化换算成深度，如此可以得到不同深度海水的温度、盐度资料。
而海水密度与盐度、压力成正比，和温度成反比，因此可藉由测得的温度、盐度、压力等资料换算海水的密度。
温盐深仪经常与轮盘式采水瓶（图3-17
）一起使用，取得特定深度的海水标本，以进行海水化学成分分析。
同时温盐深仪也可以加装其他海水传感器，例如浊度计，可测量水中悬浮颗粒或浮游植物所造成的透光度变化。
▲图3-17盐深仪；
CTD及外围加挂的轮盘式采水瓶。
3.4海底地形探测
20世纪以前，测量海水深度的方法，是以系上重锤的绳索由船上垂入海中的方式量取海底深度。
事实上，海面下常有湍急的海流，势必使绳索不易保持铅直，造成水深测量误差。
到了1925年，声纳技术的发展才提高海底地形测量的精确度。
声纳探测
声纳技术使用配置有回声测深仪的船舶向海底发射声波，再接收由海底反射的回波，记录两者时间差，配合声波在海水中传播的速度（约1500公尺／秒），即可计算出海底深度。
1967～1969年间，大西洋、太平洋和印度洋的海底地形图相继问世。
此外，船只发出的声波可被海中生物反射，故此类设备也可作为鱼群探测器。
随着科技的发展，先后开发出“多声束回声探测仪”和“侧扫声纳仪”。
两者功用并不相同，前者主要用于测量海底深度，后者则是观测海底的微地貌。
多声束回声探测仪可以扫描到较宽的海床，配合全球卫星定位系统精确标定测量者的位置，可绘制出更准确的海底地形图。
侧扫声纳仪于1980年代初期发展，仍是向海底发射声波，但因为海底小规模的起伏落差对声波的反射方向不一致，造成回波能量也不同，藉此差异描绘海床小尺度的不规则起伏（图3-18），甚至也可利用此系统搜寻沉入海底的飞机或船只残骸。
侧扫声纳仪▼
侧扫声纳仪的侧扫范围最宽可至600公尺，其作业原理是将音鼓置于船底载具两侧，向海底释放声波。
侧扫声纳仪接收经海底反射回来之讯号，经处理后，便可将海底地貌显示于纪录纸上。
已知声音在海水中的传播速度约1500公尺／秒。
今利用声波来探测某处海深，测得发射与接收到声波的时间差距为4秒。
请问此处海底深度是多少？
▼图3-18 显示由船底两侧载具（侧扫声纳仪）斜向发射声波，覆盖一部分海床。
海床表面起伏的侧扫声纳图像，中间空白条带的是未经声波覆盖的航线；
使用侧扫声纳可得到较清晰的沉船影像。
海底地形区分
经声纳探测得知各大洋海底深度，绘制成海底地形图。
将海底地形大致分成大陆边缘、洋底盆地和中洋脊三大构造（图3-19）。
海洋地壳低平之处，称为洋底盆地；
海岸线与洋底盆地之间，称为大陆边缘；
海底绵延7万余公里的山脊，称为中洋脊。
大陆边缘
大陆边缘主要有两种型态，大西洋两侧的大陆边缘可再分为大陆棚、大陆斜坡和大陆缘积三种主要地形区；
而太平洋海域的大陆边缘缺少大陆缘积，为海沟所取代（图3-19）。
大陆棚又称为陆台或陆棚，坡度平缓约为0.1度，各处的宽度相差甚多，例如祕鲁、智利一带的大陆棚宽度不到一公里，而北极圈的大
▼图3-19太平洋与大西洋海底地形示意图；
沿PQ两点作地形剖面，显示太平洋与大西洋两处海底地形的差异（垂直坐标比水平坐标放大许多倍）。
陆棚宽度可达1500公里。
大陆棚最外缘的深度约为200公尺，从此处开始坡度增加，便是大陆斜坡。
以往认为大陆棚是经由波浪侵蚀陆地岩层而形成的波蚀台地，后经过钻井资料分析，证实多数的大陆棚是沉积物堆积而成。
大陆斜坡平均坡度约4度，有些地区坡度超过30度，坡底水深1500～3500公尺，是大陆边缘坡度最大之处。
大西洋的大陆斜坡坡度常随着水深增大而变缓，下
延为大陆缘积；
太平洋的大陆斜坡坡度常随水深增大而变陡，下延至海沟。
大陆斜坡常因受海底水流侵蚀，形成横断面为V字形的海底峡谷
（图3-20），有些海底峡谷上端可和陆上大河出口相连接。
大陆缘积平均坡度小于1度，其外缘水深可达4000公尺以上，最大宽度可达数百公里。
系由大量的陆源沉积物和少量的海洋沉积物堆积在大陆斜坡底部而形成。
少数海底峡谷可以切过大陆缘积，将沉积物送到更远的洋底盆地堆积。
海底峡谷▼
在白令海峡东北方的大陆边缘区，有世界上最大面积的大陆棚，水深最深不及150公尺，海峡西南方则为洋底盆地，水深约3600公尺。
白令海峡的海底峡谷长约400公里，最宽处约32公里，有50多条小分支峡谷，是目前世界上最长的海底峡谷。
洋底盆地
洋底盆地水深在4000～6000公尺之间，包含深海平原、深海丘陵和海底山三种主要地形区。
海洋地壳自中洋脊处形成后，随着板块张裂而慢慢的向两侧扩张，因地壳逐渐冷却，使得密度增加。
所以离中洋脊愈远，便因密度的渐增而向下沉陷，形成深海平原。
深海平原因为有海洋生物遗骸和少部分来自陆地上的泥沙等沉积物覆盖在原本崎岖不平的海底表面，所以成为洋底盆地最平坦的地区，也是地球表面最平坦之处。
深海平原上高度不超过1000公尺的山丘，称为深海丘陵，可能是因为原本较高凸的海洋地壳无法完全被沉积物掩埋所造成。
▼图3-21链状排列的海桌山形成示意图。
海桌山▼
经海洋钻探的结果，曾在海桌山上发现珊瑚化石。
因为此类珊瑚是生长在温带浅海区域，所以可证实这些海桌山曾十分接近海面，甚至露出海面。
深海平原上高度超过1000公尺的山峰，称为海底山，大多数的海底山可能是熔岩沿着海洋地壳的破裂带喷出而形成的海底火山。
有些零星散布在海底，有些则成链状出现。
如果海底山的顶部曾十分接近海面，甚至露出海面，受波浪侵蚀而将顶端削平，会形成顶部平坦的海桌山
（图3-21）。
中洋脊
中洋脊全长约7万2000多公里，是地球上最大最长的海底山系，也是海底地形中最崎岖的地方。
除了太平洋海域外，中洋脊多半绵延在各大洋的中间。
中洋脊顶部比洋底盆地高出约1000～3000公尺，其中央断裂谷地形与东非大裂谷非常相像，常伴随着断层活动、火山喷发和地震等地质作用。
中洋脊顶部到洋底盆地之间的地区称为侧翼，两边侧翼的地形相互对称（图3-22），上面有不同厚度的沉积物覆盖，通常距离脊顶愈远沉积物就愈厚。
中洋脊被许多平行的转形断层横截错开，断层把中洋脊切成许多小段，也将海底基盘分割成几段，形成破裂带（图3-23）。
▲图3-22中洋脊剖面构造示意图（垂直坐标比水平坐标放大许多倍）。
▲图3-23大西洋海底地形图；
红色实线为中洋脊所在位置，其间为转型断层（黄色实线）所连接，往两侧延伸的黄色虚线，则为板块内部的破裂带。
把中洋脊拉成一直线，然后缠绕赤道大圆。
你知道可以绕几圈吗？
3.5深海钻探
海洋钻探的发展
20世纪中期，地球物理学家利用震波速度定出地壳与地函的界面（莫氏不连续面）位置。
科学家为了想知道此接触面的本质到底是什么，尝试钻穿整个海洋地壳，来实际了解莫氏不连续面的性质。
1964年，“地球深部采样联合会”（简称JOIDES）组成，开始规划海床沉积物的钻探研究，并钻采了数根大西洋海床的沉积物岩心标本。
1968年规划“深海钻探计划”（简称DSDP），启用挑战号钻井船，获得更多的海洋地壳资料，吸引了许多国家纷纷加入，开启了国际间海洋科学钻探计划。
1985年改用新的钻井船─果敢号（图3-24）来进行“海洋钻探计划”（简称ODP），至2003年卸下ODP相关任务，已采集总长度超过150公里的岩心，最深钻到约2111公尺。
其后改由日本建造的地球号来执行“整合性海洋钻探计划”（简称IODP），着手研究全球气候变迁原因、海洋地壳移动过程、地震成因、寻找生命起源及钻透莫氏不连续面探测地函等项目。
地球号▼
地球号于2005年建造完成，于2007年正式执行IODP，创造了许多世界第一：
一般雷达的辐射角度仅有180度，而地球号的雷达可以进行360度的观测；
地球号架起了最高的船上钻井架，高出海平面121公尺；
其钻管总长达10公里以上，预估可钻进海床7公里深。
如果想钻穿莫氏不连续面，你会选择从海洋地壳或大陆地壳来钻探？
为什么？
海洋钻探成果
40多年来的海洋钻探，虽然还未能钻透莫氏不连续面，但对覆盖于海洋地壳上的沉积物及海洋地壳本体的研究已获得丰硕成果。
列举
如下：
1.证实海底地壳在扩张：
由钻井船在大西洋及太平洋钻采结果，得知海洋地壳及沉积物距离中洋脊愈远，年龄愈老，以及海洋地壳及沉积物地磁倒转的纪录情形。
2.建立更详细的地质年代表：
深海沉积物不但保存了1亿5000万年迄今大致的地质纪录，且仔细研究深海沉积物岩心，可解析每千年甚至每百年内的地层纪录演变，对建立地球古环境细微变化，提供了更可靠的信息。
3.证实热点火山喷发理论：
钻探海底线型山脊与岛链，证实了它们都是由地函中的热点喷发所形成，并得知白垩纪时期，热点岩浆喷发活动异常活跃，且当时的海床扩张速率也比现在快。
4.推论海流流向的改变：
分析海洋沉积物中的微体化石，推测1万年前黑潮可能是由琉球岛弧的东南方流过，并未像今日一样流入冲绳海槽（图3-25），原因据推论可能是当时海平面比现在低。
5.提供气候变化的讯息：
藉由深海沉积物中浮游性有孔虫氧同位素分析
，可推论地质时代中海水温度变化讯息，并进一步推算地球冰期与间冰期的年代，以及探讨影响气候变迁的因素等。
6.提供灾变理论的证据：
在岩心标本中找到白垩纪末期陨石撞击地球的喷发物及落尘等证据，且当时的海洋沉积物中几乎没有生物
活动。
7.发现深海生物圈：
由潜水艇深入海洋世界，发现在中洋脊热液喷出地带有许多新的生物族群。
而钻探研究发现在海床下方数百公尺的沉积物中也有细菌生存其中。
氧同位素▼
氧同位素中18O原子量较16O大，因此海水蒸发时，16O较18O易蒸发至大气中，随着气流飘送至高纬度或高山地区，再随着降雪而下。
因此，冰层保留较多由海蒸发而来的16O。
当温度升高，大量冰川融化流入海中，将造成海水中18O／16O的比值降低，故沉积物中浮游性有孔虫壳体的18O／16O比值相对减少；
反之，当气温愈冷，冰层的体积愈大，冰层中保存了大量的16O，将造成海水中18O／16O的比值增加，故沉积物中浮游性有孔虫壳体的18O／16O比值相对提高。
8.得知海洋地壳的构造与组成：
分析岩心标本得知海洋地壳大致可分成三层（图3-26）。
表层为深海沉积物；
第二层是由岩浆急速冷却所形成的枕状熔岩
（玄武岩）为主，部分地区有岩脉贯穿其间；
第三
▲▼图3-26 海洋地壳剖面示意图；
沉积物中可找到数种不同型态的有孔虫；
位于南横公路宝来附近的枕状玄武岩露头；
以斜长石和辉石为主构成的辉长岩标本。
枕状熔岩▼
枕状熔岩依组成成分可分为枕状玄武岩和枕状安山岩两类。
其形成原因系岩浆在水底喷发或熔岩流流入水中时，急速冷却而产生一种椭圆或近圆球状外型，故以枕状熔岩称之。
枕状熔岩的形状多为上圆下尖，因此也可作为判定地层上下的指示。
3.6追溯地球的起源
层则是以辉长岩为主构成。
海洋遥测可以应用于海洋渔场分析、海洋环境监测、海洋气象预报与台风监测、海洋与大气交互作用、大尺度海洋现象及海冰观测研究等（图3-27）。
海洋遥测
海洋遥测仪器由人造卫星或飞机承载，也可以装置在地面上进行；
进行的形式分为主动式与被动式两种。
主动遥测仪器包括微波散射计、侧视雷达、雷达高度计、雷射雷达等，仪器向海面发射电磁波，因为海面高低起伏、粗糙度
等对
升级会员 