研究海水的物理特性及其表征
《海洋学(第二版)》第二章 海水的物理和化学性质 PPT
在不同压力下纯水与海水的热膨胀系数随 温度的变化
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（五）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，外力对海水微团做功，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。
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第二节 海水盐度
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四、实用盐标
为使盐度的测定脱离对氯度测定的依赖， JPOTS（海洋用表与标准联合专家小组 ） 又提出了1978年实用盐度标度（the Practical Salinity Scale， 1978），并建立 了计算公式，编制了查算表 。
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实用盐度的固定参考点：
配制一种浓度为32.4356‰高纯度的KCl溶液， 它在“一个标准大气压力”下，温度为15℃时， 与氯度为19.374‰（盐度为35.000‰）的国际 标准海水在同压同温条件下的电导率恰好相同 ， 把这一点作为实用盐度的固定参考点。
第二章 海水的物理和 化学性质
主要内容
第一节 海水温度和热性质 第二节 海水盐度 第三节 海水密度 第四节 海洋光学现象 第五节 海洋声学现象 第六节 海水中的营养盐
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第一节 海水温度和热性质
一、海水温度 表示海水冷热的物理量。
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二、海水的热性质
（一）比热 热容：海水温度升高 （ 热容：海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热 ℃ 单位记为J/K或记为 ℃。 或记为J/℃ 量，单位记为 或记为 比热容：单位质量海水的热容，单位记为J·kg比热容：单位质量海水的热容，单位记为 1·℃-1 。 ℃ 1m3海水降低1℃放出的热量可使3100m3的空气升 高1℃。 海洋对气候的影响是不可忽视的。
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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
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大洋环流
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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
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
海水具备哪些理化特性而成为孕育生命的摇篮？
鱼鳔 低密度的机制 鱼鳔的大小可以调 节，使生物体的密 度与其周围水的密 度相一致。
微型单细胞藻 鲨鱼 体内含有小油滴， 无鳔 其密度为 没有骨质的骨骼，0.938/cm3(是纯水 骨骼中缺少沉重 密度90%~93%）， 的矿物盐。 补偿了自然下沉的 趋势。
海水的表面张力
液体表面层由于分子引力不均衡而产生的沿 表面作用于任一界线上的张力。 随温度和盐度的增高而增大。 海水的表面张力对生活或停留在 水表面的生物来说是有意义的，它 们靠水表面张力的支撑而不至于沉 入海水中。如海蜘蛛依靠表面的张 力而生活在海洋的表面上。 对于运动于水表面的物体来说， 其可以很轻易地流走并保持相当干 燥的表面。
Si：溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅 硅是海洋植物如硅藻类生长所必需的 营养盐。
另一方面盐类的含量直接影响着海水的盐度。
盐度状况对海洋生物的个体大小与形态结构有一定影响。
对海洋动物的生殖有一定影响，许多海洋生物是体外受 精，受精卵需依赖于海水得到所需要的盐类进行发育。
盐度与海洋动物分布有关，盐度降低和变动，通常伴随 着动物种数的减小。
海水的热学特性
热容量、蒸发潜热、比热容和热导率等。
蒸发（55%） 热传导出 （5%） 海面辐射
空气
水
液化 热传导入
太阳辐射（99.9994%） 来自地球内部的热（0.0005%）
热容量和蒸发潜热很大而具有相当 高的阻止温度大幅度突发性变化的能力。 导热性很小，热量向周围扩散很慢， 水域温度比较稳定。
海水中的CO2在生物过程中起重要作用，海洋植 物光合作用消耗CO2为自身提供营养物质，同时为海 洋动物提供O2。 CO2可以与水反应，得到碳酸氢根和碳酸根，是 海水中溶解碳的主要形式。
海水中的有机物
海水的物理化学特性
如何把已经产生的过剩CO2除去就更令人感兴趣。
3、 海水中的营养元素
海水中由N、P、Si等元素组成的某些盐类，是海洋植物生长 必需的营养盐，通常称为“植物营养盐、“微量营养盐”或 “生源要素”。
②降水 为海洋水收入的最重要因子。每年达411~416×10３km3。
③大陆径流 大陆径流及地下水入海是海洋水量收入的另一重要因子。 进入各大洋的径流量最大的为大西洋，其次为印度洋。对太 平洋来说，注入最大的河流是中国的长江。
④结冰与融冰 结冰与融冰为海洋水平衡中的可逆过程。 海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，冻结在陆 地上冰的融化会使海洋水量增加。 如果被冻结在陆地上的冰全部融化流入海洋，将使海平面上 升66m。 就目前地质年代而言，结冰与融冰的量基本上是平衡的。
食盐：烹调必须的成份，化学工业的重要原料。海水质量 的3.5%是溶解固体物，其中氯化钠占71%。
镁：海水中仅次于氧、氢、氯、钠含量最多的元素。在各 种建筑结构中有广泛用途。
溴：海水中丰度列第九位的元素，是海水制盐或海水提镁 的副产物，它可用作汽油的抗爆化合物，也可用于制药。
铀：在海水中的浓度是溴的1/2000，即使如此，许多国家 仍在开展海水提取铀的研究，以期获得铀的稳定来源。但目前 陆源的铀成本低得多，故海水提铀尚难进入商业化。
（4）水的密度变化有反常 “热胀冷缩”是一般物质的性质。 纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，为1000kg·m3； 4℃以上时，密度随温度的降低而增大； 4℃以下时却随温度的降低而减小，即所谓“反常膨胀”。 水结冰时体积增大，密度减小，可达916.7 kg·m3，所以冰总
海水分析方法
海水分析方法
海水是地球上占绝大部分的水资源之一，其化学成分的分析对于海洋生态环境
的监测和海洋资源的开发利用至关重要。
本文将介绍常见的海水分析方法，包括物理分析、化学分析和生物分析等方面。
物理分析
物理分析是通过直接测定海水中的物理性质来进行分析，常用的方法有：•密度测定：通过测定海水的密度可以了解海水的盐度和温度等信息，常用的密度计有密度计和比重计等。
•水质透明度测定：可以通过透射测定海水的透明度来评估海水悬浮物及污染情况。
•溶解氧测定：通过溶解氧的浓度来了解海水中的氧气含量，常用的测定方法有滴定法和电化学法等。
化学分析
化学分析是通过测定海水中各种化学成分的含量来了解海水的化学特性，主要
包括：
•盐度测定：测定海水中的盐分含量，常用的方法有电导法和比重法等。
•主要无机盐分析：测定海水中不同盐分的含量，如氯化物、硫酸盐、碳酸盐等。
•微量金属元素测定：通过原子吸收光谱等方法测定海水中微量金属元素的含量，如铁、锰、锌等。
生物分析
生物分析是通过测定海水中生物体或生物产物的存在来了解海水的生物活性，
主要包括：
•浮游生物调查：通过捕捞和显微镜观察等方法对海水中的浮游生物进行种类和数量的分析。
•生物物质含量测定：测定海水中的叶绿素、有机物质等生物产物的含量，了解海水中的生物活性程度。
•污染生物指标测定：通过测定海水中特定生物种群的存在和数量，评估海水污染情况。
综上所述，海水分析是一项综合性的工作，涉及到多个方面的测定和分析，只有综合运用不同的方法，才能全面了解海水的性质及环境状况，为海洋环境保护和资源利用提供科学依据。
大洋海水的化学和物理特征
1.水的形态/form：固体/solid (ice)氢键牢固、晶体结构/crystal、比重小于1、固定的体积和形状液体/liquid结构趋于晶体化、为比重的分界、有体积无形状气体/gas (steam or water vapor)无氢键、水分子相互独立、无固定形态和体积氢键（hydrogen bonds)水的热值为：1将1克液体的水温度升高1度需1卡热，将1克的水变成的蒸汽需540卡热，将1克的冰变为的水需80卡热当盐入水后，在正负离子周围包围了一层水分子，弱化了盐离子键的结合力，逐步导致其断裂，使盐溶化在水中2.海水的盐类组成成分：Cl- 18,980 (PPM) Na+ 10,560 SO4 2560 Mg+2 1272，Ca+2 400，K+ 380，HCO3- 142，Br+ 653.盐类起源：Chemical weathering of rocks/化学风化sodium(Na+), potassium(K+), magnesiu(Mg++),etc.Hydrothermal vents/熔岩火山 sulfide(HS-), chloride(Cl-), etc.4．海水的特性：盐度和硬度，温度，密度，pH，溶解气体，透明度，压力，水压硬度：现在仅指钙离子和镁离子的浓度海水温度和盐度决定了它的密度，温度越低，盐度越高，密度越大。
透明度：阳光在海洋中能穿透的深度。
每增加10米，压力就增加1个大气压5.大洋水体由于比重的关系通常是分层的。
表层和底层的水的比重差异大小导致水体稳定或不稳定。
表层:（<100m)混合层:（100-200m）温跃层:在浅水区域水温突然发生变化的水层。
中间层: (200-1500m) 深层或底层:(1500-5000m)6.风的类型：信风西风带极地东风带7. 潮水是由太阳、月亮的综合引力以及太阳、地球和月亮旋转时所产生的离心力的共同作用而产生的。
八分算潮法：高潮时=0.8×(农历日期-1(或16))+高潮间歇=月中天时+高潮间歇（高潮间歇各地不一，是个常数）某一高潮时+12h24min.即为下一个高潮时某一高潮时+ 6h12min.即为下一个低潮时8.厄尔尼诺（El Niño Phenomenon）又称厄尔尼诺海流，是太平洋赤道带大范围内海洋和大气相互作用后失去平衡而产生的一种气候现象，就是沃克环流圈东移造成的。
第三章 海水的物理特性
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
自然科学实验教案：探究海洋的物理性质
自然科学实验教案：探究海洋的物理性质。
一、实验目的本次实验旨在帮助学生了解海洋的物理特性，深入了解海洋的成分、温度、密度和压力等方面的知识，并进一步提高学生的实验操作技能和科学素养。
二、实验原理1.海水的成分海水是由水和一些气体以及各种无机和有机物质构成的，其中最主要的无机物质包括钠氯化物、硫酸盐和碳酸盐。
2.海水的密度海水的密度、温度和盐度之间存在着紧密的关系。
当海水的盐度和温度增加时，海水的密度也会增加。
另外，海水的密度还会受到海水所处的深度和地理位置的影响。
3.海水的温度海水的温度会影响海洋生物的生长繁殖和分布。
海水的温度、盐度和压力之间存在着复杂的相互关系，它们共同影响着海洋的物理和生态系统。
4.海水的压力随着深度的增加，海水的压力也会增加。
同时，海洋中存在着海底山脉、海沟等地质构造，也会影响海水的流动和压力分布。
三、实验步骤1.制备海水模拟液将海盐加入温水，搅拌至海盐完全溶解，即制得海水模拟液。
2.测量海水模拟液的密度和盐度将海水模拟液倒入密度计中，记录下密度计的读数。
再将海水模拟液倒入盐度计中，记录下盐度计的读数。
3.测量海水的温度和压力使用温度计测量海水的温度，并使用深度计测量海水所处的深度，从而计算出海水的压力。
四、实验结果与分析通过实验，我们可以得到海水模拟液的密度和盐度。
同时，我们也可以通过温度计和深度计测量出海水的温度和压力。
我们可以将密度和盐度的关系绘制成图表，以了解它们之间的关系。
另外，我们还可以通过比较不同深度和地理位置的海水的密度、温度和压力等参数，了解海洋的物理特性和生态条件。
通过实验结果的分析，我们可以深入了解海洋的物理特性，并进一步提高我们的科学素养和实验技能。
五、实验思考1.通过本次实验，你了解了哪些关于海洋物理学的知识？2.你认为掌握海洋的物理特性对于我们的现代化建设和生活有何意义？3.是否有其他实验方法可以更好地探究海洋的物理性质？通过这样的一系列实验，我们可以更为深入地了解海洋的物理性质，从而更好地认识和利用这一重要的自然资源。
海洋中的水文环境演变与物理特性分析
海洋中的水文环境演变与物理特性分析随着全球气候变化和人类活动的影响，海洋的水文环境不断发生变化。
本文将对海洋中的水文环境演变及其物理特性进行分析，旨在深入了解海洋的动态变化以及对生态系统和气候系统的影响。
一、海洋水文环境演变1.海洋温度变化海洋的温度是海洋水文环境的重要指标之一。
随着全球气候变暖，海洋表层温度逐渐上升，特别是近几十年来，温度升高的速度更为明显。
这种温度升高会导致海洋生物分布范围的改变，影响海洋生态系统的平衡。
2.海洋盐度变化海洋的盐度受到海水蒸发和降水的影响，也会受到河流径流和冰川融化的输入影响。
随着全球降水和河流径流量变化，海洋盐度也会发生变化。
海洋盐度的变化对海洋生物和海洋循环系统具有重要影响，例如，低盐度的海水会对浮游生物的生存和繁殖产生影响。
3.海洋酸化海洋酸化是指海洋中的酸碱度发生变化，主要是由于大气中CO2的增加导致海洋中的二氧化碳浓度增加。
海洋酸化会对海洋生物的繁殖和骨骼形成产生严重影响，对珊瑚礁等生态系统造成威胁。
二、海洋中的物理特性分析1.海洋循环海洋循环是海洋中水的运动方式，包括水的上升和下沉、洋流形成等。
海洋循环对全球气候具有重要影响，可以调节地球的能量平衡。
同时，海洋循环还影响着物质的输运和生物的分布，对海洋生态系统至关重要。
2.海洋深层循环海洋深层循环与海洋底层的垂直混合有关，垂直混合会将深层水体中的养分和溶解氧带到海洋表层，满足浮游生物的生长需要。
深层循环还有助于调节海洋中的温度和盐度分布，维持海洋的稳定性。
3.海洋表面循环海洋表面循环由风、地球自转和洋流等因素共同影响。
这种循环对热量和物质的传输起着重要作用，影响着全球气候和海洋生态系统。
三、水文环境演变与物理特性之间的关系水文环境的演变会直接影响海洋的物理特性，而海洋的物理特性又反过来调节着水文环境演变的过程。
例如，海洋温度上升会加速冰川融化，导致海平面上升，进而改变海洋的环流格局。
另外，海洋中的深层循环和表面循环也会调节海洋的温度和盐度，对海洋生态系统和海洋生物分布产生重要影响。
海水物理性质
§2-1 海水的物理性质 五、海水的比容
比容随压力的变化，用 压缩率T表示。 图 4 表 示 海 水 在 0℃ ， 各 种压力、盐度时的压缩 率。
• 其垂直分布规律：从表层向深层逐渐增加。 • 海水密度是决定洋流运动的重要因素之一。
§2-1 海水的物理性质 五、海水的比容
• 比容是密度的倒数。 • 纯水的比容随温度、压力的变化： 温度在0≤T≤45℃，压力在1≤p≤1000巴范围 内，可用下式表示：
V纯水= V0,1一C log{(B+p)／(B+1)} (2.13) 式中，B=2688.0+19.867T-0.311T2+1.77810-3T3
§2-1 海水的物理性质 一、海水的温度
海水表层温度分布具有如下水温并不位于赤 道上，而是出现在赤道以北，称为热赤道。
从热赤道向两极逐渐降低。
2)由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分 布不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。同 时，北半球水温略高于南半球同纬度的水温。
• 海水密度有现场密度和条件密度之分。
• 现场密度是指在现场温度、盐度和压力条件下所 测得的海水密度；
• 条件密度是指当大气压等于零时的密度。
§2-1 海水的物理性质 四、海水的密度
•海水的密度s,,p是盐度(S)，温度()和压力(p)的函数， 但用数值表示时，采用下式表示的s,,p：
s,,p＝（s,,p -1）1000
C=0.315 V0,1
§2-1 海水的物理性质 五、海水的比容
•海水的比容Vs随盐度、温度、压力的变化： 在温度(T)0≤T≤20℃，压力(p)在1≤p≤1000巴，盐度(S) 在30-40‰的范围内为：
Vs= V1-(1-10-3S)C log{(B+P)／(B+1)} 式中：B=(2670.8+6.89656S)+(19.39-0.0703178S)T-0.223T2
第三章-海水的物理性质
❖ 第一节 ❖ 第二节 ❖ 第三节 ❖ 第四节
海水组成 海水的物理性质 密度及状态方程 海冰
海水有哪些 成分呢？有 了这些成分 又有哪些物 理特性呢？
第一节 海水组成
来源
体积(km3)
占总体积%
大气中的水汽
15.3×103
0.001
河流和湖泊
510.0×103
0.036
地下水
全球绝热 温度梯度 分布 （℃/km）
海水的位温
➢ 位温和位密 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称为该深度海水的位 温θ，海水微团此时相应的密度称为位密ρθ。
➢ 海水的位温显然比其现场温度低。为什么？
现场温度
位势温度
位势温度 减去现场 温度
研究海水水团，特别是较深层水 团的时候经常用位温，而不用现
➢ 海水温度变化缓慢，大气温度变化剧烈
海水的体积热膨胀
体积热膨胀系数： 当海水温度升高 1K（1ºC）时，单 位体积海水的增 量
1 V V t p,S
1 t p,S
温度、盐度、 压力的函数
为单位质量海水的体积，在海洋学上称 为比容或者比体积
（注意课本61页的定义错误！）
场温度，为什么？
世界大洋深层水的位温和盐度柱状 图
盐度变化小，位温变化较大
比蒸发潜热
比蒸发潜热 使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的
Marcet原理或Dittwar定律：大量不同海域水样的分析
海水的溶质
➢ 营养盐：对植物生长至关重要，主 要包括氮（N）、磷（P）和硅（Si） 的化合物
➢ 三者在海水中的含量分别为0.5ppm、 0.07ppm和3ppm。（ppm=parts per million）
第三章海水的物理特性
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 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
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。
物理海洋学
物理海洋学物理海洋学是研究海洋中物理量及其相互作用的学科。
其研究内容涉及海水的物理性质、海洋动力学、海洋气候等多个方面。
近年来，随着海洋资源的逐渐枯竭以及全球气候变化的不断加剧，物理海洋学逐渐成为了海洋科学研究的重要领域之一。
一、海水的物理性质1. 密度与盐度海水中含有大量的盐类和微量物质，导致其密度比淡水高约3%~5%。
盐度大小决定了海水的密度，同时也影响着海水的物理化学性质和生物学特征。
在物理海洋学中，密度与盐度是海洋研究的重要参数。
2. 温度海洋是地球的“热缓冲池”，对全球气候变化起着至关重要的作用。
海水中的温度也是物理海洋学研究的重要方面。
海水中的温度会随着深度的增加而降低，形成了海洋的垂直温度分层。
海水温度的变化还会影响海洋生态系统以及海水运动等方面。
二、海洋动力学1. 海洋流海洋流是指海水的大规模运动，可以分为海表层流和深层流。
海洋流是海洋动力学研究的重点之一，对全球气候和生态环境具有重要影响。
2. 潮汐由于地球的引力和切向加速度，海洋中形成了周期性的潮汐现象。
潮汐的周期为12小时25分，是天球和地球自转的结果，也是物理海洋学研究的重点。
3. 水位变化海洋中的水位变化是由海洋运动、潮汐和海水温度变化等多种因素影响。
水位变化会影响着海岸带的生态环境和人类的生活。
三、海洋气候1. 海气相互作用海洋和大气的相互作用是海洋气候研究的重点之一。
海洋的温度和盐度会影响着大气的气压和湿度，从而影响着天气、气候和全球气候变化。
2. 海洋环流海洋的环流是海气相互作用的反应，也是物理海洋学研究的重要方面。
海洋环流的大小和方向会影响着大气环流和全球气候变化。
四、海洋灾害1. 海洋风暴海洋风暴是一种突发性极强的天气现象，会给航运、海洋渔业和海岸带的居民带来巨大的损失和影响。
物理海洋学通过对海洋风暴的研究，可以对其成因和趋势进行预报和预警。
2. 海浪和海啸海浪和海啸是由地壳运动和海洋环流产生的，会给海洋运输、港口等领域带来危害。
探究深海水的物理和化学性质
探究深海水的物理和化学性质深海水是指深度达到1000米以上的海洋水体，它的物理和化学性质与表层海水有着明显的差异。
为了更好地了解深海水的性质，我们需要从多个方面进行探究。
物理性质深海水的物理性质主要包括温度、压力、透明度和密度等方面。
深海水的温度通常比表层海水低，夏季平均温度仅为2-3℃，冬季则更低。
这是因为深海水与表层海水之间的热交换较少，而且海水在深处被压缩，温度下降。
此外，深海水的压力极大，达到了100倍大气压以上，这对深海生物和探测器等设备的设计都提出了极高的要求。
同时，深海水也具有很高的透明度，其浊度通常仅为1-10毫克/升，是表层海水的几千倍之少。
这使得深海水能够充分接收和传递海洋生物系统中的光能，成为深海生物生存的重要物理条件之一。
最后，深海水的密度较大，比表层海水更加稠密。
这是由于深海水中含有更高比例的盐分和溶解气体等物质，使得其相对密度更大。
化学性质深海水的化学性质也与表层海水有很大差异。
其中最显著的差别之一是盐度。
深海水通常比表层海水更咸，其盐度可达到35‰以上。
这是因为深海水中含有更多的溶解盐类，其中最多的是钠、镁、钾等元素。
同时，深海水中的溶解气体比表层海水中更多，主要包括氧气、二氧化碳、硫化氢等。
这些化学物质的存在对深海生物的生存产生了重要影响。
另外，深海水也存在着一些神秘的化学物质，如深海热液喷口的化学物质。
在这些地区，高温的岩石与水相遇时会产生强烈的化学反应，释放出大量的热能和物质，形成热液喷口。
研究发现，这些喷口的化学物质中富含铜、锌、铅等重金属元素，同时也存在着许多微生物和独特的生态系统。
这为人们了解深海生物和地球物理过程提供了一个全新的视角。
结论综上所述，深海水具有独特的物理和化学性质，是一种非常神秘的海洋水体。
通过深入研究深海水的物理和化学性质，人们可以更好地了解海洋环境和生态系统，探索地球的物理特性和生命进化过程。
此外，深海水中的一些化学物质还具有重要的医学和工业价值，值得进一步探究。
研究海水的物理特性及其表征
海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量称为热容，单位是J/K 或J/℃；单位质量海水的热容称为比热容，单位为J·kg-1·℃-1。 海 水 比 热 容 约 为 3.89×103J·kg-1·℃-1 ， 其 密 度 为 1025kg·m-3 ； 空 气比热容为1×103J·kg-1 ·℃-1 ，密度为1.29kg·m-3。即1m3 海水降 低1℃放出的热量可使3100m3空气升高1℃。地球表面积近71％为 海水，故海洋对气候的影响不可忽视。也正因为此，海水温度变 化缓慢，而大气温度变化相对激烈。
研究海水的物理特性及其表征
海水及其盐度
§3.1 海水的物理特性
海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许 多悬浮物质的混合液体，迄今已测定海水中含有80 余种元素。
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。但要精确地测定海水中的绝对 盐量是一件十分困难的事情。长期以来人们对此进行了广泛的 研究和讨论，引进了“盐度”以近似地表示海水的含盐量。
研究海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 热传导
相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，会使热量 由高温处向低温处转移，这就是热传导。 单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位W。单位面积 的热流率称为热流率密度，单位W·m-2。其量值大小与海水本身的热 传导性能密切相关，也与传热面垂直温度梯度有关，即Q=-l·(∂T/∂n)， n为热传导面法线方向，l为热传导系数，单位记W·m-1·℃-1。 仅由分子随机运动引起的热传导，称分子热传导，热传导系数lT为 10-1量级。由海水块体随机运动所引起的热传导，称为涡动热传导或湍 流热传导，热传导系数lA与海水运动状况有关，故不同季节、不同海 域的lA差别较大，量级为102~103。 因此，涡动热传导在海洋热量传输过程中起主要作用，而分子热传 导占次要地位。但在“双扩散”对流时，分子热传导作用不可忽视。
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研究海水的物理特性及其表征
海水的热性质 ← 压缩性
§3.1 海水的物理特性
压缩系数：力增加1Pa 时的单位体积海水的体积负增量。
海水微团被压缩时，若因与周围海水有热量交换而维持其 水温不变，则称为等温压缩。若海水微团被压缩过程中，未 与外界交换热量，则称绝热压缩。
研究海水的物理特性及其表征
海水的热性质
§3.1 海水的物理特性
包括：海水的热容、比热容、绝热温度、位温、热膨 胀及压缩性、热导率与比蒸发潜热等，是海水的固有性 质，是温度、盐度、压力的函数。它们与纯水的热性质 多有差异，这是造成海洋中诸多特异的原因之一。
研究海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
研究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
1982年联合国教科文组织定义实用盐度： “水温15℃、1个大气压状态下，与1kg水中含有氯化钾32.4356g 的溶液具有相同电传导率的海水盐度作为35，其他盐度依据水温 15℃、1个大气压状态下与氯化钾溶液的电传导率之比(k)由下式 求出。” S = -0.080-0.1692k1/2+25.3851k +14.0941k3/2-7.0261k2+2.7081k5/2 无单位、或用psu(practical salinity unit)表示之。
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 ?
研究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
§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
海水的热性质 ← 热容和比热容
海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量称为热容，单位是J/K 或J/℃；单位质量海水的热容称为比热容，单位为J·kg-1·℃-1。 海 水 比 热 容 约 为 3.89×103J·kg-1·℃-1 ， 其 密 度 为 1025kg·m-3 ； 空 气比热容为1×103J·kg-1 ·℃-1 ，密度为1.29kg·m-3。即1m3 海水降 低1℃放出的热量可使3100m3空气升高1℃。地球表面积近71％为 海水，故海洋对气候的影响不可忽视。也正因为此，海水温度变 化缓慢，而大气温度变化相对激烈。
研究海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 体积热膨胀
热膨胀系数：温度升高1K(1℃)时，单位体积海水的增量， 以h表示，在恒压、定盐情况下h=1/V·(∂V/∂T)|P,S，h的单位 为℃-1。
海水热膨胀系数 h随T、S和P的增大而增大。在大气压下， 低温低盐海水的h<0，即T升高时海水收缩。
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。
研究海水的物理特性及其表征
§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。
研究海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 热传导
相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，会使热量 由高温处向低温处转移，这就是热传导。 单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位W。单位面积 的热流率称为热流率密度，单位W·m-2。其量值大小与海水本身的热 传导性能密切相关，也与传热面垂直温度梯度有关，即Q=-l·(∂T/∂n)， n为热传导面法线方向，l为热传导系数，单位记W·m-1·℃-1。 仅由分子随机运动引起的热传导，称分子热传导，热传导系数lT为 10-1量级。由海水块体随机运动所引起的热传导，称为涡动热传导或湍 流热传导，热传导系数lA与海水运动状况有关，故不同季节、不同海 域的lA差别较大，量级为102~103。 因此，涡动热传导在海洋热量传输过程中起主要作用，而分子热传 导占次要地位。但在“双扩散”对流时，分子热传导作用不可忽视。
研究海水的物理特性及其表征
§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。 例如热带海洋上的热带气旋，其生成、维持和不断增强的机制 之一，是“暖心”的生成和维持。“暖心”最重要的热源之一，是海水 蒸发时水汽携带的巨额热量，进入大气后凝结而释放出来的。 海洋蒸发每年失去约126cm 厚的海水，使气温发生剧烈变化， 但因海水热容很大，从海面至3m 深的薄薄一层海水的热容就相当 于地球上大气的总热容，故水温变化比大气缓慢得多。
研究海水的物理特性及其表征
海水及其盐度
§3.1 海水的物理特性
海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许 多悬浮物质的混合液体，迄今已测定海水中含有80 余种元素。
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。但要精确地测定海水中的绝对 盐量是一件十分困难的事情。长期以来人们对此进行了广泛的 研究和讨论，引进了“盐度”以近似地表示海水的含盐量。
研究海水的物理特性及其表征
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 位温
某深度(压力为P)的海水微团，绝热上升到海面(压力为大气压P0) 时所具有的温度称为该深度海水的位温，记为Q。海水微团此时的 相应密度称为位密，记为rQ。 海水的位温显然比其现场T低，若因绝热上升到海面微团水温降 低了DT，则该深度海水的位温Q=T-DT。 分析大洋底层水分布与运动时，各处水温差别甚小，但绝热变化 效应往往明显，故用位温分析比用现场温度更能说明问题。