第3章海水性质

1、海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 海冰海冰 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 海水的物理特性海水的物理特性 温度温度 表示物体冷热程度的物理量，微观上来讲是物表示物体冷热程度的物理量，微观上来讲是物 体分子热运动的剧烈程度体分子热运动的剧烈程度 单位：单位： K， K = + 273.15 压强压强 物体所受压力的大小与受力面积的比物体所受压力的大小与受力面积的比 单位：单位：Pa，hPa，bar，dbar（分巴）（分巴） 深度为深度为1 m的海水，所产生的压强约为的海水，所产生的压强约为1 dbar 53 10 Pa10 hPa1ba

2、r10dbar 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 绝对盐度绝对盐度SA 海水中溶解物质质量与海水质量的比值，海水中溶解物质质量与海水质量的比值， 绝对盐度无法直接测量绝对盐度无法直接测量 盐度盐度 1kg海水中，将碳酸盐转换成氧化物，海水中，将碳酸盐转换成氧化物， 将溴和碘化物转化为氯化物，将有机物全将溴和碘化物转化为氯化物，将有机物全 部氧化之后，所剩固体物质的总克数部氧化之后，所剩固体物质的总克数 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 氯度氯度 通过测量海水氯含量，计算盐度通过测量海水氯含量，计算盐度 实用盐度实用盐度 根据海水的根据海水的电导率电导率、温度、压强，

3、计算、温度、压强，计算 盐度盐度 单位单位 g/kg，psu 0.030+1.805ClS 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 海水状态方程海水状态方程 海水状态参数密度与温度、盐度、压力海水状态参数密度与温度、盐度、压力 之间的相互关系之间的相互关系 密度超量密度超量 密度减去密度减去1000 , ,S t p S增加，增加， 增加增加 t 增加，增加， 减小减小 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 热容、比热容热容、比热容 热容热容：海水温度每升高：海水温度每升高 1 1 所吸收的热量。所吸收的热量。 单位：单位：J/J/ 比热容比热容：单位质量海水的热容：单位质量

4、海水的热容。 单位：单位：J/(kgJ/(kg) ) 定压比热定压比热Cp:Cp:在一定压力下测定的比热容。在一定压力下测定的比热容。 定容比热定容比热Cv:Cv:在一定体积下测定的比热容。在一定体积下测定的比热容。 p qmct 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 3 3.89 10 JkgC海海水水的的比比热热容容约约为为 3 1 10 JkgC空空气气的的比比热热容容约约为为 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 相同质量下，海水每升高（或降低）相同质量下，海水每升高（或降低） 1，所吸收（或释放）的热量更大，所吸收（或释放）的热量更大 比容比容 a a 密度的倒数

5、，密度的倒数，a1/a1/ 沸点沸点 海水沸腾时的临界温度，海水沸点随海海水沸腾时的临界温度，海水沸点随海 水盐度升高而升高水盐度升高而升高 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 冰点冰点 海水结冰时的温度，海水冰点随着盐度海水结冰时的温度，海水冰点随着盐度 的增加而降低的增加而降低 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 撒盐防冻撒盐防冻 绝热过程绝热过程 是指与周围环境之间没有热量交换并且没有是指与周围环境之间没有热量交换并且没有 质量交换质量交换 位温位温 q q 海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海海洋中某一深度的海水微团，绝热上升到海 面时所具有的温度面时所具有的

6、温度 由于温度受压强影响，因此需要将温度放在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同一参考面上进行比较 位密位密 q q 海水微团绝热上升到海面时的密度海水微团绝热上升到海面时的密度 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 热传导热传导 相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块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体的交换，会使热量由高温处向低温处转移 t q n 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 热传导分类热传导分类 由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传 导。

7、导。 主要与海水的性质有关，主要与海水的性质有关， 由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传 导或湍流热传导。导或湍流热传导。 取决于海水的运动状况，取决于海水的运动状况， 类似于热量的传导，盐量也能扩散传输，也有分类似于热量的传导，盐量也能扩散传输，也有分 子盐扩散和涡动盐扩散。子盐扩散和涡动盐扩散。 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 11 0.6 W mC 2311 10 10 W mC 海水的粘滞性海水的粘滞性 当相邻两层海水当相邻两层海水相对运动相对运动时，由于水分时，由于水分 子的不规则运动或者海水块体的随机运子的不规则运动或

8、者海水块体的随机运 动，在两层海水之间便有动量传递，从动，在两层海水之间便有动量传递，从 而产生而产生切应力切应力。 v n 为动力学粘滞系数，为动力学粘滞系数，n为两层海水界面的法为两层海水界面的法 线方向线方向 / / 为运动学粘滞系数为运动学粘滞系数 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 SeaWater toolbox by Matlab 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 如何计算海水的热学和力学参数如何计算海水的热学和力学参数 Matlab位温函数位温函数 1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质 海冰分类海冰分类 按发展阶段，可分为初生冰、尼罗冰、按发

9、展阶段，可分为初生冰、尼罗冰、 饼状冰、初期冰、一年冰和老年冰饼状冰、初期冰、一年冰和老年冰 按运动状态可分为固定冰和浮（流）冰按运动状态可分为固定冰和浮（流）冰 两大类两大类 盐析盐析 海水形成海冰的过程中，有大量的盐分海水形成海冰的过程中，有大量的盐分 释放出来排入海洋，造成局地海水密度释放出来排入海洋，造成局地海水密度 增大增大 2. 海冰海冰 海冰反照率正反馈 海冰面积减少 无冰海水增加 平均反照率减小 吸收的辐射增加 2. 海冰海冰 太阳辐射太阳辐射 7% 85% 海水海水 海冰海冰 温度升高温度升高 大气大气 海洋海洋 9月份海冰范围的年际变化 1997年后夏季海冰范围加速 缩小，

10、2007年达到极小 2. 海冰海冰 北冰洋北冰洋 海冰减少的速度超过了模式的预期海冰减少的速度超过了模式的预期 2. 海冰海冰 太阳辐射太阳辐射 海海 面面 蒸发或凝结蒸发或凝结 潜热潜热 感热交换感热交换 海面有效回辐射海面有效回辐射 海面热收支：海面热收支： 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 太阳辐射太阳辐射 海面有效海面有效 回辐射回辐射 蒸发或凝蒸发或凝 结潜热结潜热 感热交换感热交换 海面热收支：海面热收支： tSbeh QQQQQ Qt0 海面得到热量海面得到热量 Qt0 海面失去热量海面失去热量 Qt=0 海面热收支平衡海面热收支平衡 3. 大洋的热量与水量平衡大洋

11、的热量与水量平衡 太阳辐射太阳辐射 Q QS S 太阳表面温度高达太阳表面温度高达6000K6000K以上，它以电磁波的形以上，它以电磁波的形 式向太空辐射巨大的能量式向太空辐射巨大的能量 44% 44% 可见光可见光 47% 47% 红外红外 9% 9% 紫外紫外 0.40 0.76 m 0.76 m 0.40 m 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 1 1）斯蒂芬）斯蒂芬波尔兹曼定律（辐射定律）：波尔兹曼定律（辐射定律）： 任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向 外释放能量，它与绝对温度外释放能量，它与绝对温度T Tk k的的4

12、 4次方成正比。次方成正比。 其中，其中，E E为辐射量，为辐射量，s s为为斯蒂芬斯蒂芬波尔兹曼常数，波尔兹曼常数， F F为辐射体的透明系数。为辐射体的透明系数。 对透明体，对透明体，F=0F=0；对绝对黑体，；对绝对黑体，F=1F=1 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 2 2）维恩定律）维恩定律: : 辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。 其中，其中，C=2898C=2898（ m mk k） 太阳的温度高，波长小，因此被称为太阳的温度高，波长小，因此被称为短波辐射短波辐射 大气或海洋的温度相对较低，波长大，被称为

13、大气或海洋的温度相对较低，波长大，被称为长长 波辐射波辐射 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 3 3）影响因素）影响因素: : A A、大气透明度、大气透明度 B、天空中的云量、云状天空中的云量、云状 C C、太阳高度角、太阳高度角 太阳光线与地球观测太阳光线与地球观测 点的切线之间的夹角点的切线之间的夹角 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 4) 4) 海面太阳辐射分布图海面太阳辐射分布图 热带短波辐射强，向两极方向递减热带短波辐射强，向两极方向递减 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 2.2.海面有效回辐射海面有效回辐射 Q Qb b 定义：海面向大气

14、的长波辐射与大气向海定义：海面向大气的长波辐射与大气向海 洋的长波辐射之差。洋的长波辐射之差。 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 大气的平均温度（大气的平均温度（13.7 13.7 ）比海面温度）比海面温度 （17.4 17.4 ）低；大气为半透明体）低；大气为半透明体 F1F0 海水得到热量海水得到热量 Qt0 海水失去热量海水失去热量 Qt=0 海水热收支平衡海水热收支平衡 垂向热垂向热 输运输运 水平热水平热 输运输运 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 海洋中的水平衡海洋中的水平衡 海洋与外界长期进行水量交换，水量收支海洋与外界长期进行水量交换，水量收支 存在

15、着平衡关系存在着平衡关系 水循环水循环 水的来源几乎完全靠地球自身，又在地球水的来源几乎完全靠地球自身，又在地球 系统自身之内周游循环，称为水循环。系统自身之内周游循环，称为水循环。 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 收入：降水、陆地径流、融冰收入：降水、陆地径流、融冰 支出：蒸发、结冰支出：蒸发、结冰 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 1 1、蒸发、蒸发 蒸发不仅使海洋失去热量，同时又使海洋失蒸发不仅使海洋失去热量，同时又使海洋失 去水量去水量 2 2、降水、降水 降水是海洋水收入的最重要因子降水是海洋水收入的最重要因子 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量

16、平衡 3 3、大陆径流、大陆径流 大陆径流，包括地下水入海是海洋水量收入大陆径流，包括地下水入海是海洋水量收入 的另一重要因子的另一重要因子 4 4、结冰与融冰、结冰与融冰 海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，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相反，冻结在陆地上冰的融化会使海洋水量 增加增加 5 5、海流、海流 海水的流入和流出会影响水量海水的流入和流出会影响水量 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 水量平衡方程水量平衡方程 其中，其中，q q为水量收支，为水量收支，P P为降水，为降水，E E为蒸发，为蒸发，R R为陆为陆 地径流，地

17、径流，M M为融冰，为融冰，F F为结冰，为结冰，U Ui i海流流入，海流流入，U Uo o为为 海流流出海流流出 对整个世界大洋、全年或多年平均：对整个世界大洋、全年或多年平均： 降水降水、蒸发蒸发、大陆径流，基本决定了世界、大陆径流，基本决定了世界 大洋的水平衡。大洋的水平衡。 q=P-E+R+M-F+Ui-Uo q=P-E+R=0 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 纬度与蒸发降水图纬度与蒸发降水图 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 (1) (1) 低纬度海区低纬度海区: :降水大于蒸发，降水大于蒸发，E-P0, E-P0, E-P0, 盐盐 度较高。度较高。

18、 (3(3）副极地海区）副极地海区: :降水大于蒸发，降水大于蒸发，E-P0, E-P0, 盐盐 度较低。度较低。 (4) (4) 世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水 量之差。量之差。 3. 大洋的热量与水量平衡大洋的热量与水量平衡 海表温度（海表温度（Sea Surface Temperature，SST） 4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 海表水温分布海表水温分布 4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 经线方向断面上的温度分布经线方向断面上的温度分布 4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 温度廓线温度廓线 4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 t / 海表混合层海表混合层 由于受动力及热力因素的作用，引起强由于受动力及热力因素的作用，引起强 烈混合，在海表形成一个烈混合，在海表形成一个温度垂直梯度温度垂直梯度 很小很小的均匀水层的均匀水层 4.