25
26
海水的热性质
← 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热量，
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。
海面(P=0)的海水密度仅为盐度和温度的函数，记为st=[r(S,T,0)-1]×103， 称为条件密度。T=0℃时，记为s0=[r(S,0,0)-1]×103，它仅是盐度的函数。 由于密度单位采用千克每立方米，故提出另一参量，称为密度超量(g)， 定义为g=r-1000kg· m-3，它与密度具有同样的单位，而与s的量值相等， 因此也保持了海洋资料使用的连续性。
海水：混合溶液=淡水+无机盐+有机物+悬浮质+……
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。
7
水的特殊性质
同是氧族的氢化物，但水(H2O)与H2S、H2Se
23
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
19
20
盐度(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"，测定出其中某一主要成分的含量，便可 推算出海水盐度。
- -
氯度:
1kg海水中将(Br ,I )以氯代替，所含氯的总克数.AgNO3 转换为盐度的关系式为：S‰=0.030+1.8050Cl‰
33
§3.1 海水的物理特性
海水密度
← 海水状态方程
“高压国际海水状态方程”：高压下海水密度r(S,T,P)与 实用盐度S和温度T(℃)和海压(Pa)的关系式为 r(S,T,P)=r(S,T,0)/[1-(nP)/K(S,T,P)] K(S,T,P)为割线体积模量，K(S,T,P)=K(S,T,0)+A· (nP)+B· (nP)2 式中 K(S,T,0)=KW+(54.6746-0.603459T+1.09987×10-2T2 -6.1670×10-5T3)S+(7.994×10-2+1.6483×10-2T -5.3009×10-4T2)S3/2 A=AW+(2.2838×10-3-1.0981×10-5T-1.6078×10-6T2)S +1.91075×10-4S3/2 B=BW+(-9.9348×10-7+2.0816×10-8T+9.1697×10-10T2)S 割线体积模量中的纯水项 KW=19652.21+148.4206T-2.327105T2+1.360477×10-2T3-5.155288×10-5T4 AW=3.239908+1.43713×10-3T+1.16092×10-4T2-5.77905×10-7T3 BW=8.50935×10-5-6.12293×10-6T+5.2787×10-8T2 适用范围：T=-2~40℃，S=0~42，海压0~108Pa，压力匹配因数n=10-5。
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。
和H2Te 相比，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜 热和表面张力值等都比氧的同族化合物高。
水的相对分子质量最小，
其理论上的熔点和沸点应 分别为-90℃和-80℃左 右(图3-3)，而实际上却 分别为0℃和100 ℃
8
水分子的结构
水是由氧原子和氢
原子通过共价键结 合在一起的产物。 水分子的极性：氢 原子一端微显正电， 氧原子一端微显负电。 氢键：极性使水分子 之间相互吸引，键合 在一起。
电导盐度(1969)
- -
21
实用盐度
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-
29
§3.1 海水的物理特性
海水密度
← 定义及表示
海水密度：单位体积海水的质量，以r表示，单位kg· m-3。其倒数称为海 水比容，即单位质量海水的体积，用a表示，单位m3· kg-1。 海水密度是盐度、温度和压力的函数，常书写成r(S,T,P) 形式。
海水密度一般有6~7位有效数字，前两位通常相同。为方便，曾用 Knudsen参量s表示海水密度，即s=(r-1)×103。
5. 说明各种沉积作用的控制因素及沉积特点。
截止日： 周五上课前交
评分要求：用自己的语言组织句子，要求简洁朴实，抓住重点
3
在了解洋与海（地貌）之后，我们（老水手）进一步了解海水的运动
WHY
海水怎么运动， 怎么影响生物， 怎么影响化学物质
物理运动是基础，要了解物理运动，先了解 水的性质，特别是海水
4
水的热容量与潜热大的特性对于地球上热量的时 空分布具有重要的调节作用。
14
15
16
盐度定义
为什么要定义盐度？ 海水和普通水的区别 定义：海水中溶解物质的质量与海水质量的比值 绝对盐度 35 ‰ 每千克海水中溶解35克物质
利用盐度来衡量海水中溶解物质的多少，一种对事物性质的量度和描述，通过 它来建立和其他事物性质的联系
30
§3.1 海水的物理特性
海水密度
← 比容偏差和热比容偏差
海洋学中不常用现场比容a(S,T,P)，而常用 d(S,T,P)=a(S,T,P)-a(35,0,P)的差值，d称为比容偏差。 海洋学中还常使用热比容偏差(热盐比容偏差)，记作 D(S,T)=a(S,T,0)-a(35,0,0)。 浅海或1000m 以浅的海洋上层，海水密度或比容主要取决 于海水的温度和盐度，故常用D(S,T)作为描述海洋上层密度 特征的一种参数。
27
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质
← 饱和水汽压
饱和水汽压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。 蒸发现象的实质就是水分子由水面逃逸而出的过程。
28
§3.1 海水的物理特性
海水的热性质 ← 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体的交换，会使热量 由高温处向低温处转移。 热流率：单位时间内通过某一截面的热量，单位W。 热流率密度： 单位面积的热流率，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。
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。
32
§3.1 海水的物理特性
海水密度
← 海水状态方程
“一个大气压国际海水状态方程(EOS80)”：在一个标准大气压(海面 为0)下，海水密度r(S,T,0)与实用盐度S和温度T(℃)的关系为 r(S,T,0)=rw+AS+BS3/2+CS2
上式中 A=8.24493×10-1-4.0899×10-3T+7.6438×10-5T2 -8.2467×10-7T3+5.3875×10-9T4 B=-5.72466×10-3+1.0227×10-4T-1.6546×10-6T2 C=4.8314×10-4 纯水项 rw=999.842594+6.793952×10-2T-9.095290×10-3T2 +1.001685×10-4T3-1.120083×10-6T4+6.536332×10-9T5 适用范围：T=-2~40℃，S=0~42。
31
§3.1 海水的物理特性
海水密度
← 海水状态方程
表层海水r可直接测量，但深层海水的r至今无法直测。然而海水r 在大尺度空间上微小变化所产生的影响却是异乎寻常的，故许多研究 试图通过T、S和P，间接而精确地计算海水的现场r。 海水状态方程是海水状态参数T、S、P与r或a之间相互关系的数学 表达式，有多个形式。
第三章 海水的特性及其表征
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