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 dbar5310 Pa10 hPa1bar10dbar

2、 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，计算、温度、压强，计算

3、盐度盐度 单位单位 g/kg，psu0.030+1.805ClS1. 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 pS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：单位质量海水的热容。单位：单位：J/(kgJ/(kg

4、) ) 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。 pqmct1. 海水的热学和力学性质海水的热学和力学性质33.89 10 JkgC海海水水的的比比热热容容约约为为31 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，密度的倒数，a1/a1/ 沸点沸点 海水沸腾时的临界温度，海

5、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

6、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tqn 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。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

7、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110.6 W mC 231110 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

8、切应力。vn 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

9、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，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

10、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：tSbehQQQQQ 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4

11、7% 47% 红外红外9% 9% 紫外紫外0.40 0.76 m0.76 m0.40m3. 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 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

12、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

13、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；

14、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

15、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

16、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-U

17、o q=P-E+R=03. 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。(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 Temperatur

18、e，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. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 温跃层温跃层 温度垂直梯度较大的水层温度垂直梯度较大的水层垂直方向上等温线密集的区域垂直方向上等温线密集的区域4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 主温跃层主温跃层 不随季节变化的温跃层不随季节变化的温跃层 季节性温跃层季节性温跃层 随季节生消的温跃层随季节生消的温跃层4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 海表盐度海表盐度4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布 经线方向断面经线方向断面4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分布盐跃层：盐度垂直梯度较大的水层盐跃层：盐度垂直梯度较大的水层4. 大洋温、盐、密的分布大洋温、盐、密的分