第二章——海洋物理基础知识
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B 5.72466 10 3 1.0227 10 4 t 1.6546 10 6 t 2 C 4.8314104
W 999.842594 6.793952102 t 9.095290103 t 2
1.001685104 t 3 1.120083106 t 4 6.536332109 t 5
该方程适用范围是： 2 t 40 C, 0 S 42
§2.6 海洋光学
反射和折射：
太阳光线到达海面的总辐射能，一部分将被反射，另 一部分则折射进入水中。当太阳高度增大时，反射率为减 小，而折射率为增大。此外，风浪也会影响海面对太阳光 的反射率和折射率。
散射和吸收：
折射进入水中的太阳光线因水分子和各种悬浮粒子作 用不断改变方向而产生散射，散射后光强度 取决于海面总 辐射能，并随深度z按指数变化。大致规律：可见光中的短 波吸收系数较小，长波吸收系数较大；大洋水吸收系数较 小，沿岸海水长波吸收系数较大
光的衰减：
折射进入水中的太阳光线同时受到散射和吸收作用 而形成衰减 ，衰减后光强度I取决于海面总辐射能，并 随深度z按指数变化。
可见光中的短波衰减系数较小、长波衰减系数较大； 大洋水衰减系数较小，沿岸海水长波衰减系数较大。
§2.7 海洋声学
声波传播特征：
海水、海面和海底构成了一个复杂的声波传播空间， 声波通过这个空间时， 一方面要受到海水介质的吸收，海水中气泡、浮游
§2.4 海水密度
海水密度也影响着海水中声速的传播。 密度(Kgm-3)、比容a(mKg-1)，其关系为：a=1/ 。和 a均是海水温度t、盐度S及压力p的函数，即=(S，t，p)、 a=a(S，t，p)，分别称为现场密度和现场比容。
Knudsen 参数
( 1) 10 3
生物和海水微团的散射，海面的反射与散射，及海 底的反射与吸收等； 另一方面，声波传播时波阵面随传播距离的增加而 扩展，因此，声强（能）将逐渐减弱。声波在海水 中的传播特征：
声速及声速剖面
声波
是在弹性介质中传播的一种纵波。声波在水中传播平
均速度为1500ms-1，在空气中传播平均速度330 ms-1； 人耳能分辨的声波频率为20-20Hz,高于20Hz的声波为 超声波、低于20 Hz的为次声波。
声道
海洋中使声波传播时声能限制于一定深度层范围内、 从而使其超远距离传播的水层称为声道(图2.6)。声道是 在声速垂直剖面具有声速最小值的特定情形下产生的。 声速最小值对应的深度称为声道轴。根据折射定律，位 于声道轴附近的声源所发出的声线，由于海水折射而被 限制在声道轴附近的水层内传播，声能损失较小，形成 波导型传播。声道分深海声道和浅海表层声道两种。深 海声道多见于温带和热带大洋的深水区，上层声速主要 取决于水温，深度增加水温降低，故声速减小；一定深 度以下声速主要取决于压力，深度增加压力增大，故声 速加大。从而声速垂直剖面形成极小值，其所在深度便 是声道轴的深度。浅海表层声道多见于冬季浅海表层。
0 (S,0,0) 110 3
密度超量
1000 Kg m3
与 具有相同的量纲 Kg m 3 ，且与 数值相同，
从而保证了海洋资料的连贯性
§2.5 海水状态方程
海水状态方程是海水密度p或a与其状态参数S、t、p 的函数关系式，据此可利用现场实测的S、t、p来计算海 水的密度。
一个大气压国际海水状态方程
表示在一个标准大气压（海压p=0）下，海水密度与实用 盐度S和温度t之间的函数关系。
(S, t,0) w AS BS 3/ 2 CS 2
式中: A 8.24493101 4.0899103 t 7.6438105 t 2 8.2467107 t 3 5.3875109 t 4
气体及含有许多悬浮物质的混合液体，这使海水的 一些理化特性与纯水的有很大差异。然而海水中无 机盐等的含量约占3.5%，极大部分是纯水，因而 海水的基本理化特性与纯水的有着密切关系
§2.1 水的结构和特性
水的结构
水分子是由一个氧原子和两个氢原子组成的，即，两 个氢原子并不对称排列在氧原子的两侧，而是以104.5°的 键角排列在氧原子的一侧，这样氧原子和两个氢原子的正 负电荷不能相互抵消，所以水分子是极性分子。分子极性 使得相邻水分子之间形成氢键，进而缔合成较为复杂的水 分子。这种缔合水分子并不改变水的化学性质，但使水具 有了一些独特而有趣的物理性质。
海水温度的变化取决于其热量平衡状况，影响海水热 量平衡的因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程。 海水温度在不同水域、不同深度层均存在着差异，这种差 异主要由于： （1）季节性变化 （2）外界天气的变化 （3）地域的变化 （4）纬度的变化等引起的
海水热性质
热容 一物体温度升高（或降低）1℃ 所吸收（或放出）
因此，声速具有正梯度分布时，声线向上弯曲；声速
具有负梯度分布时，声线向下弯曲；
波导和反波导传播
在特定水文条件下，若声波传播时声能损失较 小、传播距离较远，此种传播称为波导传播；若 声波传播时声能损失较大、传播距离较近，则称 为反波导传播。波导传播多见于冬季浅海，声速 具有正梯度分布，声线向上弯曲，至海面时极大 部分被反射，一段时间后再次向上弯曲，并又被 海面反射。如此不断经海面反射和海水折射，形 成波导传播。反波导传播则常见于夏季浅海，声 速具有负梯度分布，声线向下弯曲，至海底时被 反射，一段时间后再次向下弯曲，并又被海底反 射。但是，由于海底对声波吸收较多，声波能量 减较快，从而形成反波导传播。
与其它液体相比，水的热性质有许多异常。如与氧族元 素的其它氢化物相比，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜 热和表面张力都异常的高。水的相对分子量最小，其理 论上的熔点和沸点应分别为-90°C和-80°C。
纯水的这些特性均可由水独特的分子结构得以解释。
§2.2 水温度和热性质
海水温度
海水温度是表示海水冷热程度的物理量，以摄氏度表 示。其高低反映了海水分子热运动平均动能的大小。海水 温度的变化取决于其热量平衡状况，影响海水热量平衡的 因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程。
海水中声波波速的经验公式：
c 1449 .30 ct cS c p ctSp
其中
ct 4.587t 5.356102 t 2 2.604104 t 3 cS 1.19(S 35) 9.6 102 (S 35)2 c p 1.5848101 p 1.572105 p 2 3.46 1012 p 4 ctSp 1.35105 t 2 p 7.19 107 tp2 1.2 102 (S 35)t
声速
c2 1 t s
式 。 系数中由，于且为和海t 水s密均度s是，海为水t 海S和、水t等及s分p压的别比函为热数海与，水因等的此容等声比波温热在压之海缩比水系，中数即；的和波绝速热也压是ccvp缩
S、t及p的函数。
声速在海水中变化的大致规律是：
温度t增加、盐度S增大、及压力p增大，则声波波速增大。
R15
C ( S ,15,0) C(35,15,0)
实用盐度公式：
5
S
a Ki 2 i 15
i0
式中，是在一个标准大气压下，15°C时水样的电导 率C（S，15，0）与同温同压下标准KCl溶液电导率C （32.4356，15，0）之比值，即
K15
C ( S ,15,0) C(32.4356 ,15,0)
Chapter 2: 海水的物理和化学性质
Physical and Chemical Characters of Sea Water
赵建虎
本
水的结构和特性
章
水温度和热性质
内
海水盐度
容
海水密度
海水状态方程
海洋光学
海洋声学
本章重点
参考文献
海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和
海洋声学特性
海水、海面和海底构成了一个复杂的声波传播空间，声 波通过这个空间时，
一方面要受到海水介质的吸收，海水中气泡、浮游 生物和海水微团的散射，海面的反射与散射，及海 底的反射与吸收等。
另一方面，声波传播时波阵面随传播距离的增加而 扩展，因此，声强（能）将逐渐减弱。
传播特性
通常声波在海洋中的传播方向和轨迹可用声线来描述， 其理论依据是折射定律。根据折射定律水下声源发出 的声线将逐渐向声速小的地方弯曲，碰到海面、海底 或温跃层又被反射和散射。
通常夏季浅海或大洋上层主要取决于水温t；冬季浅海或 大洋深层主要取决于海水静压力p。具体而言，夏季浅海 或大洋上层声速一般随深度增加而减小；冬季浅海或大洋 深层声速一般随深度增加而加大。
实际中用声速梯度仪可 直接获得声速垂直剖面 曲线，由此可推算出声 速垂直梯度。当声速垂 直梯度值为正时，则称 声速垂直剖面曲线为正 梯度分布；反之，称为 负梯度分布。前者表示 声速随深度增加而增加， 后者则表示声速随深度 增加而减小。
纯水的特性
纯水的密度随温度变化表现出反常变化。纯水在大气压 力下，温度4℃时密度最大，为1000 ；4 ℃以上时，密度 随温度升高而减小，4 ℃以下时，密度却随温度降低而减 小。水结冰时，体积增大，密度减小为916.7，故冰总浮 在水面上。
水具有极强的溶解能力。海水正是水溶解了来自陆地和 海底的许多物质后而形成的一种复杂溶液。而这些溶解 物质又使海水具有一些不同于纯水的特性。
上式中 应理解为海水的比重，因而 是个无量纲参数，且也是 S、t和p的函数。在海面（p=0）， (S,t,0)，此时 称为条件密度， 记为 t ，仅是温度和盐度的函数σ t (S, t)
t (S,t,0) 110 3
当p=0、t=0时， t 仅为盐度S的函数，记为 0
的容热称量为称比为热热容容（，简单称位比为热）J，C单1位为。J单 K位g 质1量C 物1 体；的单热 位体积物体的热容称为容积热容，单位为 J m3C 1 。
海水比热 指海水在一定压力下的比热，即定压比热 （或定压比热容），它是海水温度、盐度、与压力的函 数。大致规律为：一个大气压下，随盐度的增高而降低； 低温、低盐时，随温度升高而减小，高温、高盐时则随 温度升高而增大。通常在盐度S>30、温度t>10°C时，
a0 0.0080, a1 0.1692, a2 25.3851, a3 14.0941, a4 7.0261, a5 2.7081,
5
ai 35.0000
i0
实用盐度公式适用范围为 2 S 42。实用盐度不再使用 符号‰，因而其值是旧盐度值的1000倍。显然，K15=1 时，水样的实用盐度S精确为35。海水的绝对盐度 （ SA）——单位质量（Kg）海水中所有溶质的总质量， 是无法直接测量的，它与实用盐度值略有差异。
总是温度升高而增大。
压缩性 海水体积随压力变化而改变，
其负的相对变化率称为海水压缩系数， 有等温压缩系数和绝热压缩系数两种。 等温压缩系数以 t表示
tΒιβλιοθήκη 1
p
S,t
t 随S、t和p的增大而减小。与其它液体
相比，海水压缩系数是很小的，故海洋
学中常将海水视为不可压缩。
理论上，海水温度每升高1°C，声速相应增加4.21 m s1 ；盐度每增加1 ，声速相应增加1.14 m s 1；压力每增加1个大气压（深度约增加10m），
声速相应增加0.319 m s1 。
声速剖面
声速随深度变化的分布曲线c(z)称为声速垂直剖面 。其具
体形状取决于海水的S、t和p等特定条件。
绝热变化 海水微团绝热上升或下沉过 程中，其温度随压力改变而变化。若一 定深度处的海水现场温度为t，该处海水 微团绝热上升至海面温度下降，则称为 该水团在该深度处的位温。位温适用于 研究深层水温分布，因为那里绝热变化 效应较为明显。
§2.3 海水盐度
海水盐度：
由于海水的电导与盐度具有对应关系， 通过测定海水水样的电导和Cl‰，算出 盐度，便可归纳出海水盐度与其电导的 函数关系。海水绝对电导很小，通常采 用水样在一定条件下相对于标准海水电 导的电导比，它被定义为“一个标准大 气压下，15°C时水样的电导率C（S， 15，0）与同温同压下标准海水电导率 C（35，15，0）之比值”，即
W 999.842594 6.793952102 t 9.095290103 t 2
1.001685104 t 3 1.120083106 t 4 6.536332109 t 5
该方程适用范围是： 2 t 40 C, 0 S 42
§2.6 海洋光学
反射和折射：
太阳光线到达海面的总辐射能，一部分将被反射，另 一部分则折射进入水中。当太阳高度增大时，反射率为减 小，而折射率为增大。此外，风浪也会影响海面对太阳光 的反射率和折射率。
散射和吸收：
折射进入水中的太阳光线因水分子和各种悬浮粒子作 用不断改变方向而产生散射，散射后光强度 取决于海面总 辐射能，并随深度z按指数变化。大致规律：可见光中的短 波吸收系数较小，长波吸收系数较大；大洋水吸收系数较 小，沿岸海水长波吸收系数较大
光的衰减：
折射进入水中的太阳光线同时受到散射和吸收作用 而形成衰减 ，衰减后光强度I取决于海面总辐射能，并 随深度z按指数变化。
可见光中的短波衰减系数较小、长波衰减系数较大； 大洋水衰减系数较小，沿岸海水长波衰减系数较大。
§2.7 海洋声学
声波传播特征：
海水、海面和海底构成了一个复杂的声波传播空间， 声波通过这个空间时， 一方面要受到海水介质的吸收，海水中气泡、浮游
§2.4 海水密度
海水密度也影响着海水中声速的传播。 密度(Kgm-3)、比容a(mKg-1)，其关系为：a=1/ 。和 a均是海水温度t、盐度S及压力p的函数，即=(S，t，p)、 a=a(S，t，p)，分别称为现场密度和现场比容。
Knudsen 参数
( 1) 10 3
生物和海水微团的散射，海面的反射与散射，及海 底的反射与吸收等； 另一方面，声波传播时波阵面随传播距离的增加而 扩展，因此，声强（能）将逐渐减弱。声波在海水 中的传播特征：
声速及声速剖面
声波
是在弹性介质中传播的一种纵波。声波在水中传播平
均速度为1500ms-1，在空气中传播平均速度330 ms-1； 人耳能分辨的声波频率为20-20Hz,高于20Hz的声波为 超声波、低于20 Hz的为次声波。
声道
海洋中使声波传播时声能限制于一定深度层范围内、 从而使其超远距离传播的水层称为声道(图2.6)。声道是 在声速垂直剖面具有声速最小值的特定情形下产生的。 声速最小值对应的深度称为声道轴。根据折射定律，位 于声道轴附近的声源所发出的声线，由于海水折射而被 限制在声道轴附近的水层内传播，声能损失较小，形成 波导型传播。声道分深海声道和浅海表层声道两种。深 海声道多见于温带和热带大洋的深水区，上层声速主要 取决于水温，深度增加水温降低，故声速减小；一定深 度以下声速主要取决于压力，深度增加压力增大，故声 速加大。从而声速垂直剖面形成极小值，其所在深度便 是声道轴的深度。浅海表层声道多见于冬季浅海表层。
0 (S,0,0) 110 3
密度超量
1000 Kg m3
与 具有相同的量纲 Kg m 3 ，且与 数值相同，
从而保证了海洋资料的连贯性
§2.5 海水状态方程
海水状态方程是海水密度p或a与其状态参数S、t、p 的函数关系式，据此可利用现场实测的S、t、p来计算海 水的密度。
一个大气压国际海水状态方程
表示在一个标准大气压（海压p=0）下，海水密度与实用 盐度S和温度t之间的函数关系。
(S, t,0) w AS BS 3/ 2 CS 2
式中: A 8.24493101 4.0899103 t 7.6438105 t 2 8.2467107 t 3 5.3875109 t 4
气体及含有许多悬浮物质的混合液体，这使海水的 一些理化特性与纯水的有很大差异。然而海水中无 机盐等的含量约占3.5%，极大部分是纯水，因而 海水的基本理化特性与纯水的有着密切关系
§2.1 水的结构和特性
水的结构
水分子是由一个氧原子和两个氢原子组成的，即，两 个氢原子并不对称排列在氧原子的两侧，而是以104.5°的 键角排列在氧原子的一侧，这样氧原子和两个氢原子的正 负电荷不能相互抵消，所以水分子是极性分子。分子极性 使得相邻水分子之间形成氢键，进而缔合成较为复杂的水 分子。这种缔合水分子并不改变水的化学性质，但使水具 有了一些独特而有趣的物理性质。
海水温度的变化取决于其热量平衡状况，影响海水热 量平衡的因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程。 海水温度在不同水域、不同深度层均存在着差异，这种差 异主要由于： （1）季节性变化 （2）外界天气的变化 （3）地域的变化 （4）纬度的变化等引起的
海水热性质
热容 一物体温度升高（或降低）1℃ 所吸收（或放出）
因此，声速具有正梯度分布时，声线向上弯曲；声速
具有负梯度分布时，声线向下弯曲；
波导和反波导传播
在特定水文条件下，若声波传播时声能损失较 小、传播距离较远，此种传播称为波导传播；若 声波传播时声能损失较大、传播距离较近，则称 为反波导传播。波导传播多见于冬季浅海，声速 具有正梯度分布，声线向上弯曲，至海面时极大 部分被反射，一段时间后再次向上弯曲，并又被 海面反射。如此不断经海面反射和海水折射，形 成波导传播。反波导传播则常见于夏季浅海，声 速具有负梯度分布，声线向下弯曲，至海底时被 反射，一段时间后再次向下弯曲，并又被海底反 射。但是，由于海底对声波吸收较多，声波能量 减较快，从而形成反波导传播。
与其它液体相比，水的热性质有许多异常。如与氧族元 素的其它氢化物相比，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜 热和表面张力都异常的高。水的相对分子量最小，其理 论上的熔点和沸点应分别为-90°C和-80°C。
纯水的这些特性均可由水独特的分子结构得以解释。
§2.2 水温度和热性质
海水温度
海水温度是表示海水冷热程度的物理量，以摄氏度表 示。其高低反映了海水分子热运动平均动能的大小。海水 温度的变化取决于其热量平衡状况，影响海水热量平衡的 因素主要有辐射、蒸发、海气间显热交换等过程。
海水中声波波速的经验公式：
c 1449 .30 ct cS c p ctSp
其中
ct 4.587t 5.356102 t 2 2.604104 t 3 cS 1.19(S 35) 9.6 102 (S 35)2 c p 1.5848101 p 1.572105 p 2 3.46 1012 p 4 ctSp 1.35105 t 2 p 7.19 107 tp2 1.2 102 (S 35)t
声速
c2 1 t s
式 。 系数中由，于且为和海t 水s密均度s是，海为水t 海S和、水t等及s分p压的别比函为热数海与，水因等的此容等声比波温热在压之海缩比水系，中数即；的和波绝速热也压是ccvp缩
S、t及p的函数。
声速在海水中变化的大致规律是：
温度t增加、盐度S增大、及压力p增大，则声波波速增大。
R15
C ( S ,15,0) C(35,15,0)
实用盐度公式：
5
S
a Ki 2 i 15
i0
式中，是在一个标准大气压下，15°C时水样的电导 率C（S，15，0）与同温同压下标准KCl溶液电导率C （32.4356，15，0）之比值，即
K15
C ( S ,15,0) C(32.4356 ,15,0)
Chapter 2: 海水的物理和化学性质
Physical and Chemical Characters of Sea Water
赵建虎
本
水的结构和特性
章
水温度和热性质
内
海水盐度
容
海水密度
海水状态方程
海洋光学
海洋声学
本章重点
参考文献
海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和
海洋声学特性
海水、海面和海底构成了一个复杂的声波传播空间，声 波通过这个空间时，
一方面要受到海水介质的吸收，海水中气泡、浮游 生物和海水微团的散射，海面的反射与散射，及海 底的反射与吸收等。
另一方面，声波传播时波阵面随传播距离的增加而 扩展，因此，声强（能）将逐渐减弱。
传播特性
通常声波在海洋中的传播方向和轨迹可用声线来描述， 其理论依据是折射定律。根据折射定律水下声源发出 的声线将逐渐向声速小的地方弯曲，碰到海面、海底 或温跃层又被反射和散射。
通常夏季浅海或大洋上层主要取决于水温t；冬季浅海或 大洋深层主要取决于海水静压力p。具体而言，夏季浅海 或大洋上层声速一般随深度增加而减小；冬季浅海或大洋 深层声速一般随深度增加而加大。
实际中用声速梯度仪可 直接获得声速垂直剖面 曲线，由此可推算出声 速垂直梯度。当声速垂 直梯度值为正时，则称 声速垂直剖面曲线为正 梯度分布；反之，称为 负梯度分布。前者表示 声速随深度增加而增加， 后者则表示声速随深度 增加而减小。
纯水的特性
纯水的密度随温度变化表现出反常变化。纯水在大气压 力下，温度4℃时密度最大，为1000 ；4 ℃以上时，密度 随温度升高而减小，4 ℃以下时，密度却随温度降低而减 小。水结冰时，体积增大，密度减小为916.7，故冰总浮 在水面上。
水具有极强的溶解能力。海水正是水溶解了来自陆地和 海底的许多物质后而形成的一种复杂溶液。而这些溶解 物质又使海水具有一些不同于纯水的特性。
上式中 应理解为海水的比重，因而 是个无量纲参数，且也是 S、t和p的函数。在海面（p=0）， (S,t,0)，此时 称为条件密度， 记为 t ，仅是温度和盐度的函数σ t (S, t)
t (S,t,0) 110 3
当p=0、t=0时， t 仅为盐度S的函数，记为 0
的容热称量为称比为热热容容（，简单称位比为热）J，C单1位为。J单 K位g 质1量C 物1 体；的单热 位体积物体的热容称为容积热容，单位为 J m3C 1 。
海水比热 指海水在一定压力下的比热，即定压比热 （或定压比热容），它是海水温度、盐度、与压力的函 数。大致规律为：一个大气压下，随盐度的增高而降低； 低温、低盐时，随温度升高而减小，高温、高盐时则随 温度升高而增大。通常在盐度S>30、温度t>10°C时，
a0 0.0080, a1 0.1692, a2 25.3851, a3 14.0941, a4 7.0261, a5 2.7081,
5
ai 35.0000
i0
实用盐度公式适用范围为 2 S 42。实用盐度不再使用 符号‰，因而其值是旧盐度值的1000倍。显然，K15=1 时，水样的实用盐度S精确为35。海水的绝对盐度 （ SA）——单位质量（Kg）海水中所有溶质的总质量， 是无法直接测量的，它与实用盐度值略有差异。
总是温度升高而增大。
压缩性 海水体积随压力变化而改变，
其负的相对变化率称为海水压缩系数， 有等温压缩系数和绝热压缩系数两种。 等温压缩系数以 t表示
tΒιβλιοθήκη 1
p
S,t
t 随S、t和p的增大而减小。与其它液体
相比，海水压缩系数是很小的，故海洋
学中常将海水视为不可压缩。
理论上，海水温度每升高1°C，声速相应增加4.21 m s1 ；盐度每增加1 ，声速相应增加1.14 m s 1；压力每增加1个大气压（深度约增加10m），
声速相应增加0.319 m s1 。
声速剖面
声速随深度变化的分布曲线c(z)称为声速垂直剖面 。其具
体形状取决于海水的S、t和p等特定条件。
绝热变化 海水微团绝热上升或下沉过 程中，其温度随压力改变而变化。若一 定深度处的海水现场温度为t，该处海水 微团绝热上升至海面温度下降，则称为 该水团在该深度处的位温。位温适用于 研究深层水温分布，因为那里绝热变化 效应较为明显。
§2.3 海水盐度
海水盐度：
由于海水的电导与盐度具有对应关系， 通过测定海水水样的电导和Cl‰，算出 盐度，便可归纳出海水盐度与其电导的 函数关系。海水绝对电导很小，通常采 用水样在一定条件下相对于标准海水电 导的电导比，它被定义为“一个标准大 气压下，15°C时水样的电导率C（S， 15，0）与同温同压下标准海水电导率 C（35，15，0）之比值”，即