第三章 海水的物理特性
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03-4 海洋温密盐分布-水团
周期性交替出现的涨、落潮流，携带近、外海不同温度海水，与太 阳辐射水温日变化叠加，造成水温变化复杂化，特别是浅海域上层。
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§3.3 海洋温度、盐度和密度的分布
海洋温度的分布与变化
大洋表温年变化主要受制于太阳辐射，在中高纬度表现为年周期特 征，热带海域因太阳一年两次当顶直射，故为半年周期。
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§3.3 海洋温度、盐度和密更复杂，其总特征是： 1) 基本 沿纬线呈带状分布，但赤道向两极呈马鞍形双峰分布。即赤道 海域盐度较低；副热带海域达最高值；副热带向两极又逐渐降低。 2) 寒暖流交汇区和径流冲淡区，盐度梯度特别大，某些海域>0.2/km。 3) 最高与最低盐度值多出现在大洋边缘海盆。如红海北部达42.8←蒸 发强、降水与径流小、与大洋交换不畅；黑海为15～23←降水量和径 流量>>蒸发量。 4) 冬季分布特征与夏季相似，但季风影响显著海域如孟加拉湾有较大 差异。夏季因降水量大，盐度降低；冬季降水少、蒸发加强，盐度增 大。
表层水温水平分布
3
大洋环流
4
§3.3 海洋温度、盐度和密度的分布
海洋温度的分布与变化
水平分布
世界大洋2月和8月表温分布具如下共同特点： 1) 等温线分布沿纬线大致呈带状，40°S 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28～29℃，位置在7°N 左右，称为热赤道。
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一些重要概念
§3.3 海洋温度、盐度和密度的分布
Sea Surface Temperature (SST) 与气温相近，但并不相同 与气海相互作用有直接关联 当海面极平静无风时，海面会形成一个薄层 真正SST不易观测，一般以数十公分海温为代表
第三章海水的物理性质和世界大洋的层化结构
第三章：海水的物理特性和世界大洋的层化结构一、海水的主要热学和力学性质（一）水的密度水结冰时，密度减小，体积增大，所以冰总是浮在水面上，这与一般物质的性质“热胀冷缩”不同，是一种反常膨胀。
水的密度随温度的这种不正常的变化，是由水分子的缔合造成的。
（二）水的热性质特殊水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面引力值都比氧的同族氢化物高。
其原因就在于熔化和汽化时，缔合分子的溶解需要消耗较多的能量。
（三）海水的盐度海水是含有多种无机盐类的溶液，盐度是其浓度的一种量度，它是描述海水特征的基本物理量之一。
海洋中发生的许多现象都与盐度的分布和变化密切相关。
长期以来，人们对盐度的定义、计算标准和测量技术进行了广泛的研究和讨论，先后有1902年盐度、氯度定义；1969年的电导盐度定义；1978年的实用盐标。
1、1902年盐度、氯度定义大量海水分析结果表明，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”又称为马赛特原则。
海水组成恒定性规律的发现，为测定海水的盐度提供了方便条件。
1902年，克努森（Knudsen）等人建立了盐度、氯度定义。
1)盐度：1千克海水中的碳酸盐全部转换成氯化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的总克数，单位：克每千克，用符号S‰表示。
2)氯度：1千克海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数，单位是克每千克。
（氯度量稍大于海水中实际氯含量）用硝酸银滴定法测定海水的氯度时，需要知道硝酸银的浓度，为此，配置一种标准的知道其氯度值的标准海水，作为国际统一标准硝酸银溶液的浓度。
国际上统一使用氯度值精确为19.374‰的大洋水作为标准，称为标准海水，其盐度值对应为35.000‰。
2、1969年的电导盐度定义考克斯等1976年对由大洋和不同海区不深于100米的水层内采集的135个水样，准确的测定其氯度值计算盐度，同时测定水样的电导比R15，得除了盐度S‰与电导比之间的关系式：但此种盐度测定仍然未脱离对氯度测定的依赖，直至1978年实用盐标的建立，才使得盐度测定脱离了对氯度测定的依据。
海水的物理性质和化学性质
海水的物理性质和化学性质
海水的化学性质：1、海水含有盐分，1kg海水中一般含盐分33-38g，以3.3%-3.8%表示，盐分主要是氯化物、硫酸盐、碳酸盐等。
2、还含有Au、Ag、Ni、Co、Mo、Cu等几十种微量元素。
3、海水中还溶解有多种气体。
物理性质：1、海水的密度为1.02-1.03g/cm3，并随温度、压力及含盐度的变化而有所改变。
2、海水的压力由上层海水的重力产生的。
随深度的增加而增加，深度每增加10m，压力就增加1个大气压。
3、海水的颜色又称为海色，通常为蓝色。
4、海水的温度是以摄氏度（℃）表示的，简称水温，海水的温度随海水的深度增加而降低，热传导仅限于一定深度（200-300m）以内，洋底水温在2-3℃之间。
第三章 海水的物理特性
第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构§ 3.1海水的主要热学和力学性质一、海水与纯水研究对象为海水，海水是一种溶解有多种无机盐、有机物和气体，并含有许多悬浮物质的混合液体。
因测定出海水中含有80多种元素，溶解无机盐总量约3.5%，而不同于纯水。
纯水——不包含任何溶解物和悬浮物的纯粹的水，当然也不包括气体。
它有特殊的水分子结构，强溶解性和反常的密度变化，作为海水的主体部分，纯水的这些性质是必要影响到海水特性。
水的强溶解性：由于水的强极性可以吸引溶质表面的分子或离子，使其脱离溶质的表面进入水中。
海水的溶解性强于纯水。
水的反常密度变化：•现象——纯水在大气压力下4℃时密度最大，为1000千克每立方米t > 4 ℃—热胀冷缩，t↘V ↘ρ↗t < 4 ℃—反常膨胀，t ↘ V ↗ρ↘•反常膨胀原因——水分子的缔合水分子缔合成分子晶体，其晶格排列松散，体积增大，故密度减小。
t < 4 ℃时有利于分子的缔合。
0 ℃水结冰时，水分子全部缔合成一个巨大的分子晶体，体积增大，密度减小，所以冰总是浮在水面上。
0 ℃—4 ℃升温过程中，较大的缔合分子离解为较小的缔合分子，体积收缩，密度增大。
二、海水的温度、盐度、密度1、海水温度：物质内部分子热运动激烈的程度。
表征物体冷热程度的物理量，建立在热平衡定律基础上。
•海温，就是海水的温度。
2、海水盐度a、绝对盐度——海水中溶解物质质量与海水质量的比值。
b、盐度的首次定义（1902）1kg海水中将(Br-,I-)以氯置换，碳酸盐分解为氧化物,有机物全部氧化,所余固体物质的总克数。
(480度加热48小时）利用海水组成恒定性性质——不同地域，海水中主要成分的绝对含量不同，但各含量间的比值近似恒定。
测定出其中某一主要成分的含量，便可推算出海水盐度。
Knudsen盐度公式——S‟ = 0.030 + 1.8050Cl‟，其中Cl‟为氯度，1kg海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数。
第三章%20海水的物理特性和世界大洋的层化结构ppt
5)热传导 热传导：相邻海水温度不同时，热量由高温处向低 温处转移。 分子热传导：由分子的随机运动引起的热传导，主 要与海水的性质有关。 涡动热传导：由海水块体的随机运动所引起，主要 和海水的运动状况有关。
6)沸点升高、冰点降低 海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大， 沸点升高而冰点下降。
三海水的力学性质
1)粘滞性： 当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规 则运动或者海水块体的随机运动(湍流)，在两层海 水之间便有动量传递，从而产生切应力。 2)渗透压： 在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以 透过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会 慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直 至达到平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透 压。 3)表面张力：液体的自由面上，由于分子之间的吸 引力所形成的合力使自由表面趋向最小。
3)压缩性绝热变化，位温 压缩系数：单位体积海水，压力增加1Pa体积的负 增量。随温度、盐度和压力的增大而减小。 若海水微团在被压缩时，因和周围海水有热量交换 而得以维持其水温不变，则称为等温压缩。 若海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换， 则称为绝热压缩。
绝热变化：绝热提升时，压力减小，体积膨胀，对 外做功，消耗内能导致温度降低；绝热下沉时，压 力增加，体积减小，对力对海水微团做功，增加其 内能使温度增加。 位温：某一深度海水绝热上升到海面时温度称该深 度海水的位温。比现场温度低
4)蒸发潜热和饱和水气压 比蒸发潜热：使单位质量海水化为同温度的蒸汽所 需的热量，以L表示，单位是J/kg或J/g。 饱和水气压：是指水分子由水面逃出和同时回到水 中的过程达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压 力。 盐度的存在，单位面积水分子数目少，饱和水汽压 降低，限制了海水的蒸发，因蒸发而损失的水量和 热量相对减少
第3章海水性质
9月份海冰范围的年际变化
2. 海冰
海冰减少的速度超过了模式的预期
3. 大洋的热量与水量平衡 海面热收支： 太阳辐射 海面有效回辐射
感热交换
蒸发或凝结 潜热
海 面
3. 大洋的热量与水量平衡
海面热收支：
Qt QS Qb Qe Qh
太阳辐射 海面有效 回辐射 蒸发或凝 结潜热 感热交换
• 沸点 • 海水沸腾时的临界温度，海水沸点随海 水盐度升高而升高
1. 海水的热学和力学性质
• 冰点 • 海水结冰时的温度，海水冰点随着盐度 的增加而降低
撒盐防冻
1. 海水的热学和力学性质
• 绝热过程 • 是指与周围环境之间没有热量交换并且没有 质量交换 • 位温 q • 海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海 面时所具有的温度 • 由于温度受压强影响，因此需要将温度放在 同一参考面上进行比较 • 位密 q • 海水微团绝热上升到海面时的密度
2. 低纬地区海面获得热量，高纬地区海面 失去热量 3. 在大洋内部，必然存在从低纬向高纬的 热量输送
3. 大洋的热量与水量平衡
• 海洋内部的热交换 1. 垂直方向上的热输运 Qz
• 主要通过海面上的风、浪、流等引起的 涡动混合，把海面的热量向下输送，以
及上升流和下降流
t q z
3. 大洋的热量与水量平衡 2.水平方向热输送 QA • 在海洋内部水平方向上，通过海流的热 输运
• 由于海洋表层水文和气温一般是不相等的，所
以两者之间通过热传导存在热量交换。
• 影响因素
海面风速和海气温差。
• 分布
寒暖流区较强
3. 大洋的热量与水量平衡
• 感热交换分布
寒暖流区较强
3-海水的物理化学特性
5、世界大洋的水量平衡 、 海洋与外界不断地进行水量交换。 海洋与外界不断地进行水量交换。 海洋中水的来源及支出都是在地球系统自身之内 进行循环的，所以又称为水循环。 进行循环的 ，所以又称为水循环。 海洋中的水量收支 分别影响着水温和盐度的分布与变化。 分别影响着水温和盐度的分布与变化。 影响水平衡的因子： 影响水平衡的因子： 海洋中水的收入主要靠降水 陆地径流和融冰； 降水、 海洋中水的收入主要靠 降水 、 陆地径流 和 融冰 ； 支出则主要是蒸发 结冰。 蒸发和 支出则主要是蒸发和结冰。
3、海水的盐度 、
海水中的含盐量是海水浓度的标志， 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。 过程都与其分布和变化息息相关。 盐度是指海水中所溶解的盐的总量， 通常用1000克海水完 盐度是指海水中所溶解的盐的总量 ， 通常用 克海水完 全蒸发后所留存的盐的克数来表示。 全蒸发后所留存的盐的克数来表示。 盐度平均值以大西洋最高， ， 盐度平均值以大西洋最高，为34.90；印度洋次之，为34.76， ；印度洋次之， 太平洋最小， 太平洋最小，为34.62。但是其空间分布极不均匀。 。但是其空间分布极不均匀。
2、海水中的二氧化碳系统 、
海水中溶解有大量碳化合物， 海水中溶解有大量碳化合物，如HCO3-、CO32-、H2CO3和 CO2。 溶解CO2可以与大气中的 可以与大气中的CO2进行交换，这个过程起着调节 进行交换， 溶解 大气CO2浓度的作用。 浓度的作用。 大气 “温室效应”，极大地影响了全球气候变化。 温室效应” 极大地影响了全球气候变化。 大气中CO2含量的增加，已成为全球关注的重大问题。 含量的增加，已成为全球关注的重大问题。 大气中 虽然大气CO2增加的原因已经较为清楚，但是一直没有采取 增加的原因已经较为清楚， 虽然大气 什么切实行动来减少CO2的排放，原因之一就是寻求替代燃料价 的排放， 什么切实行动来减少 格昂贵。 格昂贵。 如何把已经产生的过剩CO2除去就更令人感兴趣。 如何把已经产生的过剩 除去就更令人感兴趣。
第3章 海水的物理特性及其表征
第三章 海水的物理特性及其表征
海洋科学导论
§3.1 海水的物理特性 §3.2 海水的热量与水量平衡 §3.3 海洋温度、盐度和密度的分布 §3.4 海洋水团 §3.5 海洋湍流混合与细微结构*
☼ 思考题 ?
第三章 海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
✓ 海水及其盐度 ✓ 海水的热性质 ✓ 海水的力学性质 ✓ 海水密度
§3.1 海水的物理特性
海水的力学性质 ← 海水的表面张力
在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力， 使自由表面趋向最小，这就是表面张力。 海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。 海水中杂质增多也会使表面张力减小。 表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。
§3.1 海水的物理特性
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 比蒸发潜热
使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为比蒸发潜 热，记L，单位J/kg或J/g。其量值受S影响很小，可只考虑T影响。 液体物质中，(海)水的蒸发潜热最大，故蒸发不但使海洋失去水 分，也失去巨额热量，并由水汽携带输向大气，这对海面热平衡 和海上大气状况影响很大。
与其它流体相比，海水的压缩系数很小，故在海洋动力学 中，常把海水简化为不可压缩流体；但在海洋声学中，压缩 系数却是重要参量。
因海洋深度很大，受压缩的量实际上相当可观。若海水真 正“不可压缩”，则海面将升高30m左右。
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 绝热变化
海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化→压力变化 →V变化。绝热下沉时，P增大→V缩小，外力对海水微团作功→ 内能增加→T升高；反之，绝热上升时，V膨胀→消耗内能→T降 低。上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热 变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示。 海洋中的现场P与水深有关，故G单位用K/m或℃/m表示，也是T、 S和P的函数，可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得 到。 海洋的绝热温度梯度很小，平均约为0.11℃/km。
海洋科学导论
§3.1 海水的物理特性 §3.2 海水的热量与水量平衡 §3.3 海洋温度、盐度和密度的分布 §3.4 海洋水团 §3.5 海洋湍流混合与细微结构*
☼ 思考题 ?
第三章 海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
✓ 海水及其盐度 ✓ 海水的热性质 ✓ 海水的力学性质 ✓ 海水密度
§3.1 海水的物理特性
海水的力学性质 ← 海水的表面张力
在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力， 使自由表面趋向最小，这就是表面张力。 海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。 海水中杂质增多也会使表面张力减小。 表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。
§3.1 海水的物理特性
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 比蒸发潜热
使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为比蒸发潜 热，记L，单位J/kg或J/g。其量值受S影响很小，可只考虑T影响。 液体物质中，(海)水的蒸发潜热最大，故蒸发不但使海洋失去水 分，也失去巨额热量，并由水汽携带输向大气，这对海面热平衡 和海上大气状况影响很大。
与其它流体相比，海水的压缩系数很小，故在海洋动力学 中，常把海水简化为不可压缩流体；但在海洋声学中，压缩 系数却是重要参量。
因海洋深度很大，受压缩的量实际上相当可观。若海水真 正“不可压缩”，则海面将升高30m左右。
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 绝热变化
海水的压缩性导致其微团在铅直位移时，深度变化→压力变化 →V变化。绝热下沉时，P增大→V缩小，外力对海水微团作功→ 内能增加→T升高；反之，绝热上升时，V膨胀→消耗内能→T降 低。上述过程中海水微团内的温度变化称为绝热变化，海水绝热 变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以G表示。 海洋中的现场P与水深有关，故G单位用K/m或℃/m表示，也是T、 S和P的函数，可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得 到。 海洋的绝热温度梯度很小，平均约为0.11℃/km。
3 第三章 海水的物理性质
和压 力的 函数
……
海水的热容和比热容
热容（heat capacity）：海水温度升高（降低）1K（
或1ºC）时所吸收（放出）的热量，单位是焦尔每开尔文（ J/K）或者焦尔每摄氏度（J/ºC）
单位质量海水的热容称为比热容(specific heat capacity)， 比热容又分为定压比热容（cp）和定容比热容（cv）
化学成分
已测定海水中含80余种元素，其中11种主要无机盐占99.99%； 不同海域海水中无机盐绝对含量不同； 海水中主要无机盐相互间比值基本恒定。
第二节 海水的物理性质
海水=纯水+无机盐等
非对称结构，有极性
水分子的缔合：水分子因极性互相
结合，形成比较复杂的分子，但是化 学性质不发生改变； 温度升高/降低不利于/利于分子缔合。
海水的盐度
最初的盐度定义：1kg海水中所包含的溶质 的总质量。
基于化学方法的盐度定义 “1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴 和碘以氯当量置换，有机物全部氧化后所剩 固体物质的总克数”。单位是g/kg，用符号‰ 表示(Kundsen,1902)
该方法测定盐度非常繁琐
海水的盐度：化学方法测定盐度
海水的溶质
海水的溶解性非常强，可将大部分物质溶解为极小颗 粒
从化学上可将这些溶质分为5类：主要成分，营养盐、 气体、痕量元素和有机化合物。
主要成分即海水中的阳离子和阴离子，占所有溶质的 99.99%，是不随时间变化的保守量
海水的溶质：组成恒定性
海水组成恒定性：尽管海水的主要成分绝对量不同，但它 们的比值不变。即任何两种溶于海水中的主要成分比值不 变，如CI-1/SO42-，Na+/K+
（注意课本61页的定义错误！）
第三章 海水的物理特性.
第三章 海水的物理特性
海水的温度 海水的盐度 海水的密度
3.1 水和海水
3.1.1. 地球上水的分布
Reservoir Ocean Ice (polar) Groundwater Lakes Atmosphere Rivers Volume (106 km3) Percent(%) 1370 29 5 0.1 0.01 0.001 97.3 2.1 0.4 0.01 0.001 0.0001
3.2.2 影响中国近海水温分布和变化的因素
1. 太阳辐射、蒸发 辐射年总剩余平均为70千卡/cm2.yr。其中 东海约80，黄渤海60； 年蒸发失热：平均约100 千卡/cm2.yr。其 中东海120，黄渤海90； 年水气热交换损失约10千卡/cm2.yr 因此，中国海全年缺40千卡/cm2.yr
日本暖流（从低 纬度流向高纬 度），气温较高
加利福尼亚寒流 （从高纬度流向 低纬度），气温 较低
注意观察：北回归线穿过的太平洋的东西岸气温的差异
海水温度的垂直分布
分布规律：从表层向深层，水温渐低，表层海 水（1000米）以下变化很小。 原因：海洋表层受太阳辐射影响大；海洋深层 受太阳辐射影响小
3.2. 海水的温度
3.2.1 影响大洋水温分布与变化的因素 3.2.2 影响中国近海水温分布和变化的因素 3.2.3 世界大洋的海水水温分布
3.2.1影响大洋水温分布与变化的因素
1、海面热收支： Qw = Qs - Qb ± Qe ± Qh
Qw: 海面的热收支余项 Qs: 太阳辐射 Qb: 海面有效回辐射 Qe: 蒸发或凝结潜热 Qh: 海气之间的感热交换
世界大洋为一整体，长期而言，Qw = 0
太阳辐射Qs
海水的温度 海水的盐度 海水的密度
3.1 水和海水
3.1.1. 地球上水的分布
Reservoir Ocean Ice (polar) Groundwater Lakes Atmosphere Rivers Volume (106 km3) Percent(%) 1370 29 5 0.1 0.01 0.001 97.3 2.1 0.4 0.01 0.001 0.0001
3.2.2 影响中国近海水温分布和变化的因素
1. 太阳辐射、蒸发 辐射年总剩余平均为70千卡/cm2.yr。其中 东海约80，黄渤海60； 年蒸发失热：平均约100 千卡/cm2.yr。其 中东海120，黄渤海90； 年水气热交换损失约10千卡/cm2.yr 因此，中国海全年缺40千卡/cm2.yr
日本暖流（从低 纬度流向高纬 度），气温较高
加利福尼亚寒流 （从高纬度流向 低纬度），气温 较低
注意观察：北回归线穿过的太平洋的东西岸气温的差异
海水温度的垂直分布
分布规律：从表层向深层，水温渐低，表层海 水（1000米）以下变化很小。 原因：海洋表层受太阳辐射影响大；海洋深层 受太阳辐射影响小
3.2. 海水的温度
3.2.1 影响大洋水温分布与变化的因素 3.2.2 影响中国近海水温分布和变化的因素 3.2.3 世界大洋的海水水温分布
3.2.1影响大洋水温分布与变化的因素
1、海面热收支： Qw = Qs - Qb ± Qe ± Qh
Qw: 海面的热收支余项 Qs: 太阳辐射 Qb: 海面有效回辐射 Qe: 蒸发或凝结潜热 Qh: 海气之间的感热交换
世界大洋为一整体，长期而言，Qw = 0
太阳辐射Qs
海洋科学导论 第三章：海水的物理特性和世界大洋的层化结构(1)
■ 任意温度条件下海水盐度的计算
■ CTD现场资料海水盐度的计算
第三章：海水的物理特性和世界大洋的层化结构
海洋科学导论 一、基于化学方法的盐度的首次定义
1902年，克努森（Kundsen）等基于化学分析测 定的方法建立了盐度和氯度的定义，编制了海洋学 常用表，规定了常规测定方法。
海水的盐度（salinity，1902）
沸点 熔点
第三章：海水的物理特性和世界大洋的层化结构
海洋科学导论
溶解力更强，对应的冰点温度和最大 密度温度与盐都有关，沸点更高
海水的热性质：指海水的热容、绝热温度、位温、热膨胀、
压缩性、热导率和比蒸发潜热。
1）热容和比热容
热容：海水温度升高1K（或1°C）时所吸收的热量。单位：J / K 或 J / °C 。 比热容：单位质量海水的热容。单位：J • Kg –1 • °C –1 。 定压比热容：在一定的压力下测定的比热容。记为：Cp 。 定容比热容：在一定的体积下测定的比热容。记为：Cv 。 定容比热容 Cv 的值略小于定压比热容 Cp 。Cp / Cv 约为1-1.02 。
建立实用盐度的固定参考点：
实用盐度是采用高纯度的KCl配制成浓度为32.4356 ‰的可再制溶 液，在“一个标准大气压”下，温度为15 ℃时的电导率，与同温同 压下氯度为19.374 ‰的国际标准海水的电导率相同，即：
K15 =
C（35，15，0）
=1
C（ 32.4356 ，15，0）
即当 K15 = 1时，标准KCl（浓度为32.4356 ‰）溶液对应的盐度值为 35.000 ‰，作为实用盐度的固定参考点，以保持盐度历史资料与实 用盐度资料的连贯性。
第三章：海水的物理特性和世界大洋的层化结构
海洋学导论-第三章
τ =μ
∂ v ∂ n
（3-13）
式中n为两层海水界面的法线方向，v为流速，μ称为动力学粘滞系数， 单位为Pa· s；μ/ρ称为运动学粘滞系数，单位为m2· s。μ随盐度的增大略有增 大，随温度的升高却迅速减小。
（二）海水的渗透压
在海水与淡水之间放置一个半渗透膜（水分子可以透过，但盐分子不能透 过）淡水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至海水水面不再
θ =t - Δt
四、蒸发潜热及饱和蒸汽压 （P63）
（一）比蒸发潜热（L）
使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为海水的比蒸发潜热， 以L表示，单位为J/kg或J/g。
迪特里希（Dietrich，1980）给出的经验公式，公式为
L=（2 502.9-2.420t）³103J/kg 适用范围为0～30℃。 （二）饱和水汽压 （3-9）
表3—1气压为1013.25 hPa时海面的比热容cp（³103J· kg-1· ℃-1）
t（℃） S 0 5 10 15 0 4.2174 4.2019 4.1919 4.1855 5 4.1812 4.1679 4.1599 4.1553 10 4.1466 4.1354 4.1292 4.1263 15 4.1130 4.1038 4.0994 4.0982 20 4.0804 4.0730 4.0702 4.0706 25 4.0484 4.0428 4.0417 4.0437 30 4.0172 4.0132 4.0136 4.0172 35 3.9865 3.9842 3.9861 3.9912 40 3.9564 3.9556 3.9590 3.9655
称为水样的电导比R15 ，则水样盐度：
S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R２15
原创1：3.2 海水的性质
课堂练习
1.关于海洋表面盐度分布规律叙述正确的是（ A. 从赤道向南北两极递减 B. 世界上盐度最高的海区在南北半球中纬度 C. 世界上盐度最低的海区在赤道附近 D. 世界上盐度最高的海区在回归线附近
D）
海洋表面盐度的分布规律是：从南北半球的副热带海区向高纬 度和低纬度递减,因此,世界盐度最高的海区在回归线附近。
课堂练习
2.有关表层海水温度的正确叙述是（ C ）
盐度
A.由南北半球的副热带海区分别向两侧的高纬和低纬递减
盐度
B.沿岸的地形、气候、洋流等因素会影响到海洋表层海水的温度
C.由低纬度向两侧的高纬度海区递减
D.南半球比北半球同纬度海区水温高得多 相差不大
课堂练习
3.下列关于海水密度分布及其影响的说法正确的是（ B ） A.表层海水的密度的分布规律是从赤道向两极递减 B.海水密度的垂直分布规律是从表层向深层逐渐增加 C.海水最大密度出现在低纬地（区的）海面 D.海水密度与洋流运动无关
平均盐度为35‰
二、海水的盐度
水平分布特点 从赤道向两极呈马鞍形分布
降水量>蒸发量 盐度低 降水量<蒸发量 盐度高 河流汇入海洋 盐度低
二、海水的盐度
垂直分布特点 低中纬度变化最大 0-1000米盐度越来越低 1000米以下盐度变化小
二、海水的盐度
试从纬度位置、气候特点、淡水汇入情况、海区形状等角度，分析为 什么红海会成为世界上盐度最高的海区，而波罗的海则成为世界上盐 度最低的海区？
三、海水的密度
海水密度
定义：单位体积海水的质量 单位：g•cm-3 密度：1.02~1.07g•cm-3 决定因素：温度、盐度和压力
三、海水的密度
水平分布特点
海水的物理特性和世界
14
实用盐度的计算公式
5
S
ai
K
i/ 15
2
i 0
式中K15是在一个标准大气压力下，温度15℃时，海水
样品的电导率与标准KCl溶液的电导率之比。式中
a0=0.0080，a1=-0.1692，a2=25.3851，a3=14.0941， a4=-7.0261，a5=2.7081；，适用范围为2≤S≤42。
1902年，Knudsen定义盐度为：“1Kg海水 中的碳酸盐全部转化成氧化物，溴和碘以氯当 量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的 总克数。”单位是g/kg，用符号‰表示。
测定方法繁琐，现基本不直接按照定义来测量 盐度
10
海水组成恒定性原理 Marcet原理或者Dittwar定律：
无论海水所溶解的盐类的浓度大小如何， 其中常量离子间比值总是恒定的。 从而使知道其中某种离子含量推导盐度成为可能
12
二、盐度的重新定义
S ‰=-0.08996+28.29720 R15+12.80832 R15210.67869 R153+5.98624 R154-1.32311 R155 式中R15为15℃，“1个标准大气压下，水样的电导率 C（S，15，0）与盐度精确为35.000‰的标准海水电 导率C（35，15，0）之间的比值 此方法测定盐度的精度高、速度快
18
热容和比热容
1.海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热量称为 热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每 摄氏度（记为J/℃） 2.单位质量海水的热容称为比热容，单位：焦耳 每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压 力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在 一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cV 表示。海洋学中最常使用cp ，比cV值略大。 cp值 随盐度的增高而降低，随温度的变化比较复杂， 低温、低盐时随温度升高而减少，高温、高盐时 随温度升高而增大。 海水较大的比热容对大气影响显著。
实用盐度的计算公式
5
S
ai
K
i/ 15
2
i 0
式中K15是在一个标准大气压力下，温度15℃时，海水
样品的电导率与标准KCl溶液的电导率之比。式中
a0=0.0080，a1=-0.1692，a2=25.3851，a3=14.0941， a4=-7.0261，a5=2.7081；，适用范围为2≤S≤42。
1902年，Knudsen定义盐度为：“1Kg海水 中的碳酸盐全部转化成氧化物，溴和碘以氯当 量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的 总克数。”单位是g/kg，用符号‰表示。
测定方法繁琐，现基本不直接按照定义来测量 盐度
10
海水组成恒定性原理 Marcet原理或者Dittwar定律：
无论海水所溶解的盐类的浓度大小如何， 其中常量离子间比值总是恒定的。 从而使知道其中某种离子含量推导盐度成为可能
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二、盐度的重新定义
S ‰=-0.08996+28.29720 R15+12.80832 R15210.67869 R153+5.98624 R154-1.32311 R155 式中R15为15℃，“1个标准大气压下，水样的电导率 C（S，15，0）与盐度精确为35.000‰的标准海水电 导率C（35，15，0）之间的比值 此方法测定盐度的精度高、速度快
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热容和比热容
1.海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热量称为 热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每 摄氏度（记为J/℃） 2.单位质量海水的热容称为比热容，单位：焦耳 每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压 力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在 一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cV 表示。海洋学中最常使用cp ，比cV值略大。 cp值 随盐度的增高而降低，随温度的变化比较复杂， 低温、低盐时随温度升高而减少，高温、高盐时 随温度升高而增大。 海水较大的比热容对大气影响显著。
3-海水的物理化学特性(精)
四. 海洋中的波浪与潮汐 1、波浪、海洋中的波动是海水的重要运动形式之一。
海洋中的波动是海水的重要运动形式之一。
波动的基本特点：在外力的作用下，波动的基本特点：在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。
由于流体的连续性，置作周期性或准周期性的运动。
由于流体的连续性，必然带动其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播，其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播，因此运动随时间与空间的周期性变化为波动的主要特征。
与空间的周期性变化为波动的主要特征。
最高点为波峰，最低点为波谷，最高点为波峰，最低点为波谷，相邻两波峰( 邻两波峰 ( 谷之间的水平距离为波长(λ，相邻两波峰（(λ，相邻两波峰（谷）通过某固定点所经历的时间为周期(T (T，所经历的时间为周期 (T ，波形传播的速度C=λ C=λ／速度C=λ ／ T 。
从波峰到波谷之间的铅直距离称为波高(H 波高的一半a=H/ (H， a=H/2 直距离称为波高(H，波高的一半a=H/2 为振幅，为振幅，是指水质点离开其平衡位置的向上(或向下的最大铅直位移。
向上(或向下的最大铅直位移。
引起波浪的原因：海面上的风应力，引起波浪的原因：海面上的风应力，海底及海岸附近的火地震，大气压力变化，月引潮力等。
山、地震，大气压力变化，日、月引潮力等。
被激发的各种波动的周期可从零点几秒到数十小时以上，被激发的各种波动的周期可从零点几秒到数十小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几毫米到几千千米。
波高从几毫米到几十米，波长可以从几毫米到几千千米。
2、潮汐、海水在天体（主要是月球和太阳）海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。
平方向的流动称为潮流。
潮汐是所有海洋现象中较先引起人们注意的海水运动现象，潮汐是所有海洋现象中较先引起人们注意的海水运动现象，它与人类关系非常密切。
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规律：从低纬向高纬递减
各大洋表层水温差异：与所处地理位置、大洋形状、大洋环流有关； 大洋在南、北两半球的表层水温差异：赤道流、地形。
海水的温度
日本暖流（从低 纬度流向高纬度） 流经，气温较高
加利福尼亚寒流 （从高纬度流向 低纬度）流经， 气温较低
注意观察：北回归线穿过的太平洋的东西岸气温的差异
力学性质：
包括：海水的粘滞性、渗透压、表面张力。
海水对大气温度的调节作用
一般而言，水的热容量比土壤大2—3倍，比空 气大3000多倍。海洋面积广大，水量大，而且热容 量又很大，这就限制了海水温度的大幅度变化。海 水温度的变化比陆地温度的变化小得多，因而使海 洋上空的气温比陆地上空的气温变化慢，海水对大 气温度起着调节作用。 表现：沿海地区一般具有“冬暖夏凉”的海洋性气 候特征。
海水热量的收支
海水热量收入主要来自太阳辐射的热量。海水热 收入 量支出，主要是海水蒸发所消耗的能量。
海水热量的收支
海水热量收入主要来 收入 自太阳辐射的热量。海水 热量支出，主要是海水蒸 发所消耗的能量。
在一年中的不同季节，不同的海区，热量收支并不平 衡。但由于大气环流、海水的运动，调整和维持着全球的 热量平衡，因此一年中，世界海洋热量的收入和支出基本 上是平衡的。
海 水 温 度
空间分布 时间分布 影响因素
水平分布：由低纬向高纬递减 垂直分布：随深度的增加而递减 （1000米以下变化不大） 夏季高于冬、昼高于夜 太阳辐射 天气气候 洋流
思考题
1、关于海水温度的叙述，正确的是 （ C）
A 海水表层温度变化不明显，1000米以下，急剧下降 B 海水热容量大，温度变化比陆地大得多 C 不同纬度海区水温，低纬高些，高纬低些 D 中低纬度海区水温，海洋东岸低些，西岸高些 2．海水对大气温度起明显的调节作用，根本原因是 （ C ） A 海水的温度变化比陆地小 B 海水热容比陆地小 C 海水热容很大 D 海水中盐类物质含量高
影响因素：
（1）太阳辐射Qs
影响太阳总辐射的因素: 太阳直达辐射---大气透明度；天空中的云量、云况；太 阳高度H
真正进入海洋的部分可由经验公式计算： Qs=Qs0(1-0.7C)(1-As) C---云量 As----海面反射率
一年中，太阳辐射低纬海区>高纬海区； 一天中，太阳辐射中午前后>早、晚
1、海洋热量的收入，主要来自 太阳辐射 的热量；海水热量的支 出，主要是海水 蒸发 所消耗的 热量。 2、图中阴影部分A表示热量的收 支状况是 收入大于支出 ，因此 有 热量盈余 ；B表示热量的收 支状况是 支出大于收入 ，因此 有 热量亏损 ；图中两曲线交点 C表示海洋热量 收支平衡 。 北 半球海洋热 3、图中所示是_____ 量的收支状况。就全球讲，海洋 热量的收入和支出是_____ 平衡 的。
垂直/水平方向上的热输送：
垂直方向：主要是通过湍流进行的。
涡动混合：由海水运动速度梯度所产生； 对流混合：秋、冬季多发生； 垂直环流输热：如上升流；
水平方向：主要是通过海流来进行的。
水平海流输热：如黑潮；
分子混合：分子热运动引起；
其他因素
沿岸地形、气象、洋流等也有影响
100c 150c 200c
中国近海水温变化
日变化:随气温日变化,温差可达3度; 近岸变化大,外海小; 内波使之加大; 北部海区大,南部小,中央小; 年变化:大于日变化;水温极大值一般在8月,极 小值在1-3月;较差北大,南小,表层大,底层小. 极值出现时间随深度增加而推迟.
第三章 海水的物理特性
海水的温度 海水的盐度 海水的密度
2. 黑潮
世界海洋中的第二大暖流，只因水色深蓝，远看似黑色，因而得名。 特征：流速强，流量大，流幅狭窄，高温高盐。
在东海相当于长江年平均径流量的1000倍； 是来自太平洋热带海域的高温高盐水； 消衰时间：受季风影响；
黑潮主流在东中国海的三个主要分支
黑潮的高温高盐水来自太平洋赤 道海域，从菲律宾以东海域开始转 向，紧贴我国台湾省东部进入东 海，沿冲绳海沟流向东北，经日本 列岛沿海直达北太平洋。 黑潮像一条海洋中的大河，宽 100～200公里，深400～500 米，流速每小时3～4公里，流量相 当全世界河流总流量的20倍。
3.
3.1. 海水的温度
3.1.1 影响大洋水温分布与变化的因素 3.1.2 影响中国近海水温分布和变化的因素 3.1.3 世界大洋的海水水温分布 3.1.4 中国近海海水水温分布
3.1.1影响大洋水温分布与变化的因素
1、海面热收支： Qw = Qs - Qb ± Qe ± Qh
（4）海洋与大气的感热交换Qh 影响因素： 海面风速 海－气温差
冬季：寒流盛行，向上进行热交换 夏季：热交换小 寒流交换
表层水温>气温， 热量由水 气 引起水、气各自垂直对流 海面不断失热(冬) 表层水温<气温， 热量由水 气 水、气状态稳定 热交换不显著(夏) 极地接触热交换较 大，其他纬度小， 平均而言，海气热 交换使海洋失热。
第三章 海水的物理特性
海水的温度 海水的盐度 海水的密度
海水：溶解有多种无机盐、有机物和气体以及含有许多悬浮物质的混 合液体。
Figure 1. Composition of sea water.
海水的热性质和力学性质
热性质：
包括：海水的热容、比热容、绝热温度、体温、热膨胀 及压缩性、热传导与比蒸发热。
3. 冷水团 4. 大陆径流 夏：径流水温高于海水温； 冬：径流水温低于海水温 例：长江径流对沿岸水温影响 5. 大风 6. 潮汐和潮流
3.1.3 大洋的水温分布
主要决定于太阳辐射的分布和大洋环流两个因子。
世界大洋表层水温的分布特征：
等温线分布沿纬线带状分布； 最高温度出现在赤道附近海域； 赤道向两极温度递减； 在两半球的副热带到温带海区，特别是北半 球，等温线偏离带状分布； 寒、暖流交汇区等温线密集，温度水平梯度 大； 冬、夏特征较为相似。
6月份： 太阳高度随纬度增加 逐渐降低； 日照时间随纬度的增 加而加长。 12月份： 太阳高度随纬度增加 而迅速变低；北极圈内 甚至无日照； 月总辐射量的最大值出 现于副热带海区： 太阳高度大； 云量少
（2）海面有效回辐射Qb
海面有效回辐射 = 海面向外的长波辐射-大气向海面的回辐射 影响因素：海面水温、相对湿度、云况
3.2 海水的盐度
3.2.1 海水盐度的定义 3.2.2 影响海水盐度分布与变化的因素 3.2.3 盐度分布与变化
海面热收支随纬度的变化
Qs-Qb
Qe
在赤道—副热带海 区，收入大于支出而 热量盈余；在副热带 海区—高纬度海区， 收入小于支出而亏损。 在30度附近收支基 本平衡。
Qs-Qb: 海面进入海水的 净辐射量； Qe: 蒸发所耗热量； Qh: 海-气感热交换； Qt: 海水净热收入/支出。
Qt
Qh
2、海洋内部热交换
A
C
B
3.1.4 中国近海水温分布与变化
水平分布 水温南高北低;径向梯度冬大夏小；冬季有 高温水舌；受陆地和黑潮影响大；年较差北大 南小。 垂直分布 冬季：均匀，夏季产生温跃层；在黑潮区及 径流的影响。
CTD
C: Conductivity T: Temperature D: Depth 测量海水的温度、盐度、深度.还可以集成溶 解氧、浊度、叶绿素、PAR（有效光和作用辐照 度）、透射率、二氧化碳气体、硝酸盐、硫化氢 离子等外接水质传感器
Physical characteristics of the ocean
1. temperature- the average ocean temperature is 3.5 degrees C. 2. salinity- the total concentration of dissolved inorganic solids in water. What is the source of the ocean's salts? The average salinity of the ocean is about 34.7 per mil. density- is a nonlinear function of temperature and salinity.
影响因素 水温 湿度 云况
作用 升高 加大 增加
海面有效回辐射
减小 ？
？
？
（3）海面蒸发耗热Qe
影响蒸发因子： 空气中水汽的垂直梯度 水气温差 风
大洋上蒸发速率不均匀，且有明显的季节性。 赤道海域：较小（湿度大风速小） 高纬海区：较小（气温低） 副热带和信风带：大（气温高风速大） 尤其大西洋湾流和太平洋黑潮区出现极大值。
200c 150c 100c
暖流
增温
寒流
降温
3.1.2 影响中国近海水温分布和变化的因素
1. 太阳辐射、蒸发 辐射年总剩余平均为70千卡/cm2.yr。其中 东海约80，黄渤海60； 年蒸发失热：平均约100 千卡/cm2.yr。其 中东海120，黄渤海90； 年水气热交换损失约10千卡/cm2.yr 因此，中国海全年缺40千卡/cm2.yr
Qw: 海面的热收支余项 Qs: 太阳辐射 Qb: 海面有效回辐射 Qe: 蒸发或凝结潜热 Qh: 海气之间的感热交换
世界大洋为一整体，长期而言，Qw = 0
Global Sea Surface Temperature Trends
(1948-1998)
Entire Ocean: ~2x1023 Joules 13 W/m2yr +0.06oC Upper 300m: +0.31oC
50% ocean T ℃ 1.3- 3.8 Average 3.5 ℃