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。

3、1978年的实用盐标（PSS78，Practical Salinity Scale 1978）

实用盐度仍然是用电导率测定的。

实用盐度是采用高纯度的KCL，配制成32.4356‰的溶液，作为测定盐度的参考标准，其大气压力下的温度为15℃时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，他们的电导比K15=1。也就是说当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的参考点。

（四）海水的主要热性质和力学性质

海水的热性质一般指海水的热容、比热容、绝热温度、位温、热膨胀及压缩性、热导率、比热蒸发潜热等，他们都是海水的固有性质，时温度、盐度、压力的函数，与纯水的热性质有差异。

1、热容与比热容

2、体积热膨胀

(max)是热膨胀系数由正值转为负值时的温度就是海水的最大密度温度，t

ρ

盐度的函数，随海水的盐度的增大而降低。

3、压缩性、绝热变化和位温

在绝热下沉时，压力增大使其体积变小，外力对海水微团做功使其内能增加，导致温度升高；反之，在绝热上升时，体积膨胀，克服外力做功，消耗内能，导致温度下降。

海洋中某深度（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。海水的位温显然比其现场温度低。

4、比蒸发潜热及饱和水汽压

比蒸发潜热受盐度的影响很小，与纯水非常接近。在所有物质中，水具有最

大的蒸发潜热，因此，它对表层海水的热平衡和热状况有很大影响。

对于海水而言，由于盐度存在，则单位面积海面上平均水分子数目要少，减少了海面上水分子的数目，因而较纯水而言，其饱和水汽压降低，限制了海水的蒸发。

5、热传导

6、沸点升高和冰点下降

7、海水的一些力学性质

海水的粘滞性（动力学粘滞系数随盐度的增大略有增大，随温度的升高迅速减小）海水的渗透力（随S的增大而增大）

海水的表面张力（随温度的增高而减小，随S的增大而增大）。

二、海冰

（一）海冰的形成条件及过程

1、海冰的形成条件

海冰形成的必要条件是：海水水温降低至冰点冰继续失热，相对冰点稍有过冷却现象，并有凝结核存在。

凝结核：有机物质、无机悬浮颗粒、雪花晶体等。

2、过程

海水的冰点和最大密度温度都随盐度的增加而减小，并且随着盐度的增加，海水最大密度温度较冰点温度下降的速度快。

当S=24.695时，二者的温度值相同，都为-1.33℃；

当S＜24.695时，t

ρ(max)＞t

?

，其结冰过程与淡水相同；

当S＞24.695时，t

ρ(max)＜t

?

，其结冰过程与纯水不同。

盐度大于24.695的海水（海水盐度通常如此），因其最大密度温度低于冰点，所以在结冰之前，随着温度不断降低，表面海水的密度将不断增大，由此引起对流混合，即使海面温度降至冰点，但由于增密所引起的对流混合仍不能停止。因此，只有当对流混合层的温度同时达到冰点时，海水才会结冰。所以，海水结冰可以从海面至对流可达到的深度内同时开始。也正因为如此，海冰一旦形成，便会浮上海面，形成很厚的冰层。

海水的结冰，主要是纯水的冻结，会将盐份大部分排出冰外，而增大了冰下

海水的盐度，加强了冰下海水的对流和进一步降低了冰点，再加上冰层阻碍了其下海水热量的散失，因而大大的减缓了冰下海水继续冻结的速度。

（二）海冰的分类

1、按结冰过程的发展阶段可将其分为：出生冰、泥罗冰、饼状冰、初期冰、一

年冰和老年冰。

2、按海冰的运动状态分为固定冰和流冰两类。

（三）海冰的物理性质

1、海冰的盐度是指其融化后海水的盐度，一般为3~7左右。

海冰实际上是淡水冰晶、卤汁（来不及流走的盐分以卤汁形式包围在冰晶之间，形成盐泡）、气泡（来不及溢出的大气）的混合物。

海冰盐度的高低取决于冻结前海水的盐度（海水的盐度大，海冰的盐度可能较高）、冻结的速度（冻结速度快，海冰的盐度高）、冰龄（冰龄越长，盐度越小）等因素。另外，随着冰层厚度的增加，盐度下降。

2、海冰的密度

纯水冰0℃是的密度一般为917 Kg?m-3，海冰中因含有气泡，密度一般较低，冰龄越长，由于冰中卤汁渗出，密度则越小。

3、海冰的热性质及其它物理性质

（1）海冰的比热容比纯水冰大，且随盐度的增高而增大。

（2）海冰的溶解潜热也比纯水冰的大。

（3）海冰的热传导系数比纯水冰的小。

（4）海冰的热膨胀系数随海冰的温度和盐度而变化。

（5）海冰的抗压强度约为纯水冰的3/4。

（6）海冰对太阳辐射的反射率远比海水的大。

三、世界大洋的热量与水量平衡

（一）海面热收支

世界大洋中的热量来自太阳辐射能。

海面热收支的主要因子有：太阳辐射Q s、海面有效回辐射Q b、蒸发或凝结潜热Q e、海气之间的感热交换Q h。即：Qw=Q s-Q b±Q e±Q h

把世界大洋作为一个整体，长期而言，应有Qw=0，但对局部海区，在短时

期内，则Qw≠0。Qw>0，则海水净得到热量，反之Qw<0，海洋失去热量。（二）海洋内部的热交换

在铅直方向上的热输运Q Z：主要是通过湍流进行的，它是通过海面上的风、浪和流等引起的涡动混合把海面的热量向下输送的。在水平方向上的热输送Q A：主要是通过海流来完成的。

海洋中的全热平衡：Q t=Q S-Q b±Q e±Q h±Q Z±Q A

（三）海洋中的水平衡

海洋中水的收入主要靠：降水、陆地径流、融冰；支出主要是：蒸发、结冰。其中降水是海洋水收入的最重要的因子。

对整个世界大洋，水量收支应该是平衡的。全水量平衡方程如下：q=P+R+M+U i-E-F-U o

对整个世界大洋而言，结冰F与融冰M是可逆过程，相互抵消，有海流混合带入的水量U i和带走的水量U o也影响等，因此有q=P+R-E

四、世界大洋温度、盐度、密度的分布和水团

世界大洋的温度、盐度和密度的时空分布和变化，是海洋学研究的最基本的内容之一。从宏观上看，世界大洋中温、盐、密度场的基本特征是：

1、在表层大致沿纬向呈带状分布，即东西方向上量值的差异相对很小；而在经

向，即南北方向上的变化却十分显著。

2、在铅直方向上，基本上呈层化状态，且随深度的增加其水平差异逐渐缩小，

至深层其温、盐、密的分布均匀。

（一）海洋温度的分布和变化

对整个世界大洋而言，约75%的水体温度在0~6℃之间，50%的水体的温度在1.3~3.8℃之间，整体水温平均为3.8℃。其中，太平洋平均3.7℃，大西洋4.0℃，印度洋3.8℃。

大洋表层水温的分布，主要取决于太阳辐射的分布、大洋环流。

大洋表层水温变化于-2~30℃之间，年平均值为17.4℃，太平洋最高，平均为19.1℃；印度洋次之。为17.0℃，大西洋为16.9℃。相比各大洋的总平均温度而言，大洋表层是相当温暖的。

各大洋表层水温的差异，是由其所处的地理位置、大洋形状以及大洋环流的

配置等因素所造成的。太平洋表层的水温之所以高，主要因为他的热带和副热带的面积宽广，其表层高于25℃的面积约占66%；而大西洋的热带和副热带的面积小，表层水温高于25℃的面积仅占18%。另外，大西洋与北冰洋之间和太平洋与北冰洋之间相比，比较通畅，也是原因之一。

大洋在南北半球的表层水温也有明显的差异。北半球的年平均水温比南半球相同为度内的温度高2℃左右，其原因：一方面由于南赤道流的一部分跨越赤道进入北半球；另一方面是由于北半球的陆地阻碍了北冰洋冷水的流入，而南半球则与南极海域直接相通。

世界大洋2月和8月表层水温的分布特点（6点）

1、等温线的分布，沿纬度大致呈带状分布；（这与太阳辐射的纬度变化密切相关）

2、冬季和夏季最高温度都出现在赤道附近海域；（最高水温出现的位置，称为热赤道，7°N左右）

3、由热赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至0℃左右；

4、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，在大

洋西部向极地弯曲，大洋东部向赤道方向弯曲；（这种格局说明大洋西部水温高于东部）

5、在寒、暖流交汇区等温线特别密集，温度水平梯度特别大；

6、冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。

大洋表层以下，太阳辐射的直接影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，所以水温分布于表层往往有很大差异。

水温的铅直分布：大体上随深度的增加呈不均匀递减。

低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层，又称为永久性温跃层。大洋主温跃层以下，水温随深度的增加逐渐减小，但梯度很小。

大洋主温跃层的深度随纬度的变化而变化。呈W形状

以主温跃层为界，其上为水温较高的暖水区，其下是水温梯度很小的冷水区。（暖水区的表面，由于受动力及热力因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小、几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层）（二）盐度的分布和变化

海洋表层盐度与其水量收支有着直接的关系，就大洋表层盐度的多年平均而言，其经线方向分布与蒸发、降水之差（E-P）有极为相似的变化规律。

海洋表层的盐度分布总特征为：

1.基本上也具有纬线方向的带状分布特征，但从赤道向两极呈马鞍型的双峰分

布，即赤道海域盐度较低，到副热带海域盐度达到最高值，从副热带向两极盐度下降；

2.在寒暖流交汇区域和径流冲淡海区，盐度梯度特别大；

3.海洋盐度的最高值和最低值多出现在一些大洋边缘的海盆中；

4.冬季盐度的分布特征与夏季相似，只是在季风影响特别显著的海域，盐度有

较大差异。

盐度的水平差异随深度的增大而减小，深处盐度分布几近均匀。

由于海水在不同纬度带的海面下沉，这就使盐度的铅直分布，在不同气候带海域内形成了迥然不同的特点。

（三）海洋密度的分布和变化

海水密度是温度、盐度和压力的函数，在大洋上层，特别是表层，主要取决于海水的温度和盐度。赤道区：温度最高、盐度较低，表层海水密度最小；向两极，密度逐渐升高，寒流极地海区密度最大。即大洋表层密度在经线上的“V”状分布，最小值出现在赤道偏北3oN左右

大洋中，平均而言，温度变化对密度的影响要比盐度大，密度随深度的变化主要取决于温度，随着深度的增加，密度呈不均匀增加。

（四）海洋水团

源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。

水团从其源地所获得的各种特征，在运动过程中受环境变化影响与周围海水交换混合，会发生不同程度的变化，此即水团变化。

五、光在海洋中的传播

（一）光的散射

海水中引起光散射的因素很多，主要有水分子和各种粒子，包括悬浮粒子、

浮游植物及可溶有机物粒子等。

散射的机制主要有两种：瑞利散射和米氏散射。

水分子散射遵从瑞利散射规律；粒子散射遵从米氏散射规律。

清洁大洋水主要是水分子散射，且散射作用主要表现在短波上；沿岸混浊水主要是粒子散射。

（二）吸收

介质对光的散射主要改变光的传播方向，而吸收作用则使能量存在的形式发生改变。

（三）光在海水中的衰减

太阳辐射进入海水后，由于散射和吸收作用，其强度不断减弱，即光在海水中不断衰减。

（四）水色和透明度

透明度：用一个直径30cm的白色圆盘（透明度盘）垂直沉入海水中（放在船背光面），直到刚刚看不见为止时的深度，这一深度叫海水的透明度。

水色：（海水本身物质特性）将透明度盘提升至透明度一半深度处，俯视透明度盘之上水柱的颜色，称为海水的水色。

海色：是观测者所看到的海洋的颜色，受周围环境的影响（天空等）。

六、声在海洋中的传播

到目前为止，在水下目标探测、通讯、导航等方面均以声波作为水下唯一有效的辐射能。声纳（sonar）是应海战需要而发展起来的水下目标探测设备。

声纳使用中，有时早晨收到来自水下目标反射的回波十分清晰，而下午收到的回波变弱，或者完全收不到回波，特别是夏季的午后最差，此种现象称为“午后效应”。

（一）声在海水中的传播速度

声的传播速度与温度、盐度和静压力有关。大洋表层，主要由温、盐决定；大洋深层，主要由压力决定。

（二）海洋中声波的传播路径

声波穿过具有不同声速的水层，产生折射和反射现象，与光的传播相似，服从折射和反射定律。折射后的声线是向具有叫小声速的水层方向弯曲。

当声速随深度的变化为正常数时，称为正声速梯度分布，此时声传播损失较小，我们称为波导传播，其特点为：声线向上弯曲（声线没有经过海底而弯向海面反射回来，不存在海底吸收和散射，所以冬季声能的传播距离较夏季远的多，这种声线路径称为海洋中的波导传播），无海底吸收、散射，冬季声能传播距离较夏季远。

当声速随深度的变化为负数时，称为负声速梯度分布，此时声的传播路径为反波导型传播。其特点为：声线向下弯曲，海底对声波吸收、散射，使经过海底反射回来的声能减弱，所以传播距离受到极大限制，多见于炎热夏季的浅海中。（解释午后效应）

水下声道：

早在第二次世界大战期间，伊文和罗森别格等人先后在大西洋和太平洋用炸药作为水下声源进行水声实验时，就发现在超过通常接收距离几百倍的地方还能接收到爆炸信号。声的这种超远距离传播称为声道现象。

世界各大洋区都有水下声道，用射线的概念很容易解释水下声道现象。

我们称声速极小值所在的深度为声道轴（是一水层）。

根据折射定律，从发射器向各方向辐射的声线经过一段距离后，重新汇聚在声道轴上下的水层中，所辐射的大部分声线被限制在声道轴上下具有一定厚度的水层中传播，能量损失小，声能大部分集中的水层称为声道，此亦属于波导型传播。

有些近岸的大陆架海区，声道轴约在水下60-100m附近，称为表面声道。

表面声道常常是不稳定的。

声波在表面声道中不如在水下声道中传播的远，这是因为，表面波浪和大量气泡引起的散射使声能损失了一部分。

（三）声的衰减

引起声能损失的原因有：声线在空间扩展；海水吸收能量（转变为水分子的热能）；气泡、生物等的散射；波动海面上的反射和散射；海底沉积层的反射和吸收

防止办法：选好声道，聚焦