海水的物理性质ppt
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• 该盐度定义适用温度范围在10～31℃，而 低于10℃的情况很普遍。
1978年实用盐标(Practical salinity unit )
绝对盐度是溶于海水中物质的质量与海水 质量之比。实际上，这个量不能被直接测 量，故定义了实用盐度以表示海洋观测结 果。
盐度测定
海水样品的实用盐度(符号S)是根据15℃、1
这种测定方法的操作繁杂，为了应用方便，在海 水组成恒定原理基础上，自北海、波罗的海、红 海等海区采集了 9个表层水样，测定了它们的盐 度和氯度，从这些数据归纳出盐度和氯度(Cl)的关 系式 S‰=0.030+1.8050Cl‰ 后来，又将其改为：
S‰=1.80655Cl‰
盐度测定
利用盐度与电导率的相关关系，R.A. Cox等 人1967年通过测定不同海水的氯度与电导比， 得到海水盐度和电导比(以国际标准海水在 15℃时的电导率为标准)的关系式：
u
z
表面张力
在自由表面上，水分子之间的吸引力产生一种合力，它力 图减小自由表面的大小，这个力叫表面张力。海面上的表 面张力,也是温度和盐度的函数，可用下述经验公式表示：
σ＝75.64-O.144t+0.0399Cl Cl为氯度，t为温度。 当海水中含有杂质时，表面张力减小，因此，在多数情况
水温测定
测定表层水温一用海水表面温度表、电测 表面温度计及其他的测温仪器，在卫星上 通常用红外线表面温度计测量海表水温， 在海洋浮标上一装有自记的仪器。
深层水温的测定，主要用常规仪器(如CTD) 及一些自容式温盐深自记仪器(如STD、 CTD)等。
粘滞性
由于海水分子的不规则运动，相邻水层内 的分子便要产生交换作用，如果相邻的水 层具有速度梯度，那么这种交换作用便将 引起动量的转移，从而就在海水水层中出 现摩擦应力，对于x方向，相邻水层之间单 位面积上的摩擦应力为
盐度测定
实用盐度是采用高纯度的氯化钾，用称量法配制 成浓度为的溶液，作为测盐的参比标准，其在1标 准大气压下、温度为15℃时的电导率，刚好与同 温同压下、盐度为35.000的国际标准海水的电导率 相同，它们的电导比K15=1，即当K15=1时，标准 氯化钾溶液对应的实用盐度值为35，把这一点作 为实用盐度公式的固定参考点,实用盐度2≤S≤42范 围内成立。
海洋常规调查中的海表温度是海水表面至0.5m 水深的水层温度
海表温度的分布与暖池
海水热性质
纯水的热性质 ：熔点、沸点、比热、蒸发潜热和 表面张力的值都比氧的同族化合物高。
纯水的密度在标准大气压下，温度4℃纯水的密度 最大，其值等于1000 kg/m3,在4℃以上时，密度随 温度的降低而增大；而在4℃以下时。密度随温度 的降低而减小。水结成冰时，体积增大，密度减 小为920 kg/m3，所以冰总是浮在水面上。
标准大气压条件下，海水样品的电导率与 质量分数为32.4356×10-3的标准KCL溶液的 电导率之比定义K15的。在此条件下，电导 率比等于1的海水样品，其实用盐度定义为 35.000。其余实用盐度值根据通过下式定义：
S
a0
a1K1
2 15
a2 K15
a3K 3
2 15
a4
K
2 15
a5K 5
2 15
此为第二盐度定义——1969年的电导盐度定 义，代替了传统盐度定义。
1969年盐度定义的不足
• 标准海水不标准。1969年电导盐度定义实 际上是以哥本哈根标准海水的氯度、盐度 作为相对标准的，但其误差超过电导测盐 仪器的误差。
• 该盐度定义是利用世界各地区自然海水样 品的氯度与相对电导率资料求得的大洋海 水的一种平均关系，与实际情况存在一定 的偏差。
一定压强下测定的比热容，称为定压比热 容，用 CP表示；
一定体积下测定的比热容，称为定容比热 容用 CV表示。海洋学中经常采用定压比热 容。
蒸发潜热
使1千克海水化为同温度的蒸汽所需的热量 定义为海水的蒸发潜热L。
L 2.497106 2.2103t J kg1
海水具有较大的蒸发潜热。因此，海水在
下，海水中的表面张力要比上式的计算结果小。 表面张力对毛细波很重要，因为它是毛细波的主要恢复力。
盐度
海水中含有大量的元素，迄今已经测量和 估计出的有80余种。其中有11种是主要成分， 它们的总量占海水各元素总含量的99.9％以 上。
海水组成恒定性规律
不论海水中含盐量的大小如何，各主要成 分之间的浓度比基本上是恒定的，这种规 律称为“海水组成恒定性规律”。
盐度测定
人们长期以来对盐度的定义、计量标准和 测量技术等进行了广泛的研究和讨论，先 后有1902年提出的传统盐度定义、1969年的 电导盐度定义和1978年的实用盐标等。
固体物质的总质量除以该 样品的质量。
传统盐度定义的条件：
所有碳酸盐转变为氧化物、全部溴和碘被氯置换、所 有有机物被氧化。
海水的物理性质
海水的动力过程及热力学过程与海水本身 的物理性质有密切关系。
海水温度、盐度的变化会引起海水密度的 变化，进而产生海洋内波、影响海流的流 速和流向等等。
海洋动力过程的观测多采用声学或光学的 方法，了解声波、光波在海水中的传播性 质有助于更好地进行海洋观测和调查。
纯水的物理特性
独特的分子结构
蒸发时所放出的热量，对于表层海水的热 平衡和大气的热状况都有很大的影响。
绝热变化与位温
在流体受到压缩时。如果使它与外界不发 生任何热量交换，那么，外力对流体所做 的功将使流体的温度升高，反之，当流体 膨胀时，如果也不和外界发生热量的交换， 那么，流体本身便需消耗能量，从而使温 度降低，这种变化称为温度的绝热变化。
O=
H+
H+
纯水的物理特性
极性分子 可形成缔合分子 溶解力强 沸点高 密度反常
海水温度
海水含有盐分， 导致海水的冰点 和最大密度温度 发生变化。
海水温度在-5～ 33℃之间。
在海洋深层，温 度一般都很低， 大体在-1～4℃间。
海表温度与表皮温度
海洋遥感中的海表温度（sea surface temperature) 指的是海洋表皮温度；
盐度测定
S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R15210.67869R153+5.98624R154-1.32311R155
其中R15是在1个标准大气压下、温度15℃时，海水样品的 电导率C(S，15，0)与盐度为35‰的标准海水的电导率 C(35，15，0)之比。
1978年实用盐标(Practical salinity unit )
绝对盐度是溶于海水中物质的质量与海水 质量之比。实际上，这个量不能被直接测 量，故定义了实用盐度以表示海洋观测结 果。
盐度测定
海水样品的实用盐度(符号S)是根据15℃、1
这种测定方法的操作繁杂，为了应用方便，在海 水组成恒定原理基础上，自北海、波罗的海、红 海等海区采集了 9个表层水样，测定了它们的盐 度和氯度，从这些数据归纳出盐度和氯度(Cl)的关 系式 S‰=0.030+1.8050Cl‰ 后来，又将其改为：
S‰=1.80655Cl‰
盐度测定
利用盐度与电导率的相关关系，R.A. Cox等 人1967年通过测定不同海水的氯度与电导比， 得到海水盐度和电导比(以国际标准海水在 15℃时的电导率为标准)的关系式：
u
z
表面张力
在自由表面上，水分子之间的吸引力产生一种合力，它力 图减小自由表面的大小，这个力叫表面张力。海面上的表 面张力,也是温度和盐度的函数，可用下述经验公式表示：
σ＝75.64-O.144t+0.0399Cl Cl为氯度，t为温度。 当海水中含有杂质时，表面张力减小，因此，在多数情况
水温测定
测定表层水温一用海水表面温度表、电测 表面温度计及其他的测温仪器，在卫星上 通常用红外线表面温度计测量海表水温， 在海洋浮标上一装有自记的仪器。
深层水温的测定，主要用常规仪器(如CTD) 及一些自容式温盐深自记仪器(如STD、 CTD)等。
粘滞性
由于海水分子的不规则运动，相邻水层内 的分子便要产生交换作用，如果相邻的水 层具有速度梯度，那么这种交换作用便将 引起动量的转移，从而就在海水水层中出 现摩擦应力，对于x方向，相邻水层之间单 位面积上的摩擦应力为
盐度测定
实用盐度是采用高纯度的氯化钾，用称量法配制 成浓度为的溶液，作为测盐的参比标准，其在1标 准大气压下、温度为15℃时的电导率，刚好与同 温同压下、盐度为35.000的国际标准海水的电导率 相同，它们的电导比K15=1，即当K15=1时，标准 氯化钾溶液对应的实用盐度值为35，把这一点作 为实用盐度公式的固定参考点,实用盐度2≤S≤42范 围内成立。
海洋常规调查中的海表温度是海水表面至0.5m 水深的水层温度
海表温度的分布与暖池
海水热性质
纯水的热性质 ：熔点、沸点、比热、蒸发潜热和 表面张力的值都比氧的同族化合物高。
纯水的密度在标准大气压下，温度4℃纯水的密度 最大，其值等于1000 kg/m3,在4℃以上时，密度随 温度的降低而增大；而在4℃以下时。密度随温度 的降低而减小。水结成冰时，体积增大，密度减 小为920 kg/m3，所以冰总是浮在水面上。
标准大气压条件下，海水样品的电导率与 质量分数为32.4356×10-3的标准KCL溶液的 电导率之比定义K15的。在此条件下，电导 率比等于1的海水样品，其实用盐度定义为 35.000。其余实用盐度值根据通过下式定义：
S
a0
a1K1
2 15
a2 K15
a3K 3
2 15
a4
K
2 15
a5K 5
2 15
此为第二盐度定义——1969年的电导盐度定 义，代替了传统盐度定义。
1969年盐度定义的不足
• 标准海水不标准。1969年电导盐度定义实 际上是以哥本哈根标准海水的氯度、盐度 作为相对标准的，但其误差超过电导测盐 仪器的误差。
• 该盐度定义是利用世界各地区自然海水样 品的氯度与相对电导率资料求得的大洋海 水的一种平均关系，与实际情况存在一定 的偏差。
一定压强下测定的比热容，称为定压比热 容，用 CP表示；
一定体积下测定的比热容，称为定容比热 容用 CV表示。海洋学中经常采用定压比热 容。
蒸发潜热
使1千克海水化为同温度的蒸汽所需的热量 定义为海水的蒸发潜热L。
L 2.497106 2.2103t J kg1
海水具有较大的蒸发潜热。因此，海水在
下，海水中的表面张力要比上式的计算结果小。 表面张力对毛细波很重要，因为它是毛细波的主要恢复力。
盐度
海水中含有大量的元素，迄今已经测量和 估计出的有80余种。其中有11种是主要成分， 它们的总量占海水各元素总含量的99.9％以 上。
海水组成恒定性规律
不论海水中含盐量的大小如何，各主要成 分之间的浓度比基本上是恒定的，这种规 律称为“海水组成恒定性规律”。
盐度测定
人们长期以来对盐度的定义、计量标准和 测量技术等进行了广泛的研究和讨论，先 后有1902年提出的传统盐度定义、1969年的 电导盐度定义和1978年的实用盐标等。
固体物质的总质量除以该 样品的质量。
传统盐度定义的条件：
所有碳酸盐转变为氧化物、全部溴和碘被氯置换、所 有有机物被氧化。
海水的物理性质
海水的动力过程及热力学过程与海水本身 的物理性质有密切关系。
海水温度、盐度的变化会引起海水密度的 变化，进而产生海洋内波、影响海流的流 速和流向等等。
海洋动力过程的观测多采用声学或光学的 方法，了解声波、光波在海水中的传播性 质有助于更好地进行海洋观测和调查。
纯水的物理特性
独特的分子结构
蒸发时所放出的热量，对于表层海水的热 平衡和大气的热状况都有很大的影响。
绝热变化与位温
在流体受到压缩时。如果使它与外界不发 生任何热量交换，那么，外力对流体所做 的功将使流体的温度升高，反之，当流体 膨胀时，如果也不和外界发生热量的交换， 那么，流体本身便需消耗能量，从而使温 度降低，这种变化称为温度的绝热变化。
O=
H+
H+
纯水的物理特性
极性分子 可形成缔合分子 溶解力强 沸点高 密度反常
海水温度
海水含有盐分， 导致海水的冰点 和最大密度温度 发生变化。
海水温度在-5～ 33℃之间。
在海洋深层，温 度一般都很低， 大体在-1～4℃间。
海表温度与表皮温度
海洋遥感中的海表温度（sea surface temperature) 指的是海洋表皮温度；
盐度测定
S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R15210.67869R153+5.98624R154-1.32311R155
其中R15是在1个标准大气压下、温度15℃时，海水样品的 电导率C(S，15，0)与盐度为35‰的标准海水的电导率 C(35，15，0)之比。