海水的物理特性和世界

海水的物理特性和世界第一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.1.1.纯水的特性1.水分子的结构特性第二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2.水的溶解力很强

第三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.水的密度变化有反常（分子缔合作用）4.水的热性质特殊（分子的离解，氢键）第四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日“反常膨胀”“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1000kg·m-3；在4℃以上时，密度随温度的降低而增大，但在4℃以下时却随温度的降低而减小。第五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日同是氧族的氢化物，但水（H2O）与H2S、H2Se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。第七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.1.2.海水的盐度海水的组成第八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日11种主要无机盐，占99.99%。海水：混合溶液=淡水+无机盐+有机物+悬浮质+……第九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日一、基于化学方法的盐度的首次定义

1902年，Knudsen定义盐度为：“1Kg海水中的碳酸盐全部转化成氧化物，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。”单位是g/kg，用符号‰表示。测定方法繁琐，现基本不直接按照定义来测量盐度第十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水组成恒定性原理Marcet原理或者Dittwar定律：无论海水所溶解的盐类的浓度大小如何，其中常量离子间比值总是恒定的。从而使知道其中某种离子含量推导盐度成为可能第十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水盐度的计算公式（Knudsen公式）

AgNO3滴定法：

S‰=0.030+1.850Cl‰Cl‰为氯度、即“1kg海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数。”单位是g/kg，用符号‰表示。标准海水：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‰第十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、盐度的重新定义S‰=-0.08996+28.29720R15+12.80832R152-10.67869R153+5.98624R154-1.32311R155

式中R15为15℃，“1个标准大气压下，水样的电导率C（S，15，0）与盐度精确为35.000‰的标准海水电导率C（35，15，0）之间的比值

此方法测定盐度的精度高、速度快国际“海洋学常用表和标准联合专家小组”（JPOTS）于1969年推荐该式为海水盐度的新定义第十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日三、1978年实用盐度标度（PSS78）为使盐度的测定脱离对氯度测定的依赖，JPOTS又提出了1978年实用盐度标度，并建立了计算公式，编制了查算表，自1982年1月起在国际上推行。为保持盐度历史资料与实用盐度资料的连续性，仍采用原来氯度为19.374‰的国际标准海水为实用盐度35.000‰的参考点。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。第十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日实用盐度的计算公式

式中K15是在一个标准大气压力下，温度15℃时，海水样品的电导率与标准KCl溶液的电导率之比。式中a0=0.0080，a1=-0.1692，a2=25.3851，a3=14.0941，a4=-7.0261，a5=2.7081；，适用范围为2≤S≤42。第十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日任意温度t的条件下测定电导比Rt,其计算盐度的公式为：

其中是温度变化引起的盐度改正值。系数a的值与上式中相同。系数b分别为：b0=0.0005，b1=-0.0056，b2=-0.0066,b3=-0.0375，b4=0.0636，b5=-0.0144且利用CTD现场观测资料计算海水盐度的方法。第十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日探头尺寸400mm（长）×64mm(直径)温度

深度740米(塑料)6600米(钛合金)范围－5℃至＋35℃重量(塑料）1259克(空气中)，389克(水中)精度±0.002℃电源3VCR123A锂电池分辨率小于0.00005℃存储器4MB固态存储器时间常数小于3秒;小于95毫秒（另选）通讯RS-232漂移小于0.002℃/年下载速度19.2－57.6Kbaud深度

时钟精度±30秒/年范围10/25/60/150/250/740/

1000/2000/3000/4000/6600m(dBar)电导

精度满量程的0.05％范围0－70mS/cm分辨率满量程的0.001％精度±0.003mS/cm时间常数小于10毫秒分辨率小于0.0001mS/cm

XR-420CTD小型温盐深仪(海洋用）技术参数

第十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.1.3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，热导率与比蒸发热等，它们都是海水的固有性质，是温度，盐度、压力的函数。第十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日热容和比热容

1.海水温度升高1K（或1℃）时所吸收的热量称为热容，单位是焦耳每开尔文（记为J/K）或焦耳每摄氏度（记为J/℃）

2.单位质量海水的热容称为比热容，单位：焦耳每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cV表示。海洋学中最常使用cp

，比cV值略大。cp值随盐度的增高而降低，随温度的变化比较复杂，低温、低盐时随温度升高而减少，高温、高盐时随温度升高而增大。海水较大的比热容对大气影响显著。第十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日体积热膨胀体积热膨胀系数：在恒压、定盐的情况下，当温度升高1K（1℃）时，单位体积海水的增量。的单位为℃-1。它是海水温度、盐度和压力的函数。上式中a为海水的比体积（单位体积的质量），在海洋学中习称比容。第二十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水的热膨胀系数比纯水的大，且随温度、盐度和压力的增大而增大；在大气压力下，低温、低盐海水的热膨胀系数为负值，说明当温度升高时海水会收缩。由正转为负对应的密度最大。第二十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日压缩性1.压缩系数：单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量。海水的压缩系数随S、T、P的增大而减小。2.等温压缩：若海水微团在被压缩时，因和周围海水有热量交换而得以维持其水温不变。3.定盐条件下的等温压缩系数为：4.绝热压缩：若海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换。

在海洋声学研究中具有重要意义t的单位为Pa-1，式中为海水的比容。第二十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日绝热变化定义：由于海水的压缩性，当一海水微团作铅直位移时，因其深度的变化导致所受压力的不同，将使其体积发生相应变化。在绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团作功，增加了其内能导致温度升高；反之，当绝热上升时，体积膨胀，消耗内能导致温度降低。上述海水微团内的温度变化称为绝热变化。绝热温度梯度：海水绝热温度变化随压力的变化率。以Γ单位可以用开尔文每米（K/m）或摄氏度每米（℃/m）表示，平均约为0.11℃/km。

第二十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日位温海洋中某一深度（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，以Θ表示。海水微团此时相应密度，称为位密，以ρΘ表示。在分析大洋底层水的分布与运动时，由于各处水温差别甚小，但绝热变化效应明显，所以用位温度分析比用现场温度更能说明问题。第二十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日比蒸发潜热定义：使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为海水的比蒸发潜热，以L表示，单位是焦耳每千克或每克，记为J/kg或J/g

其计算方式为：

L=（2502.9-2.720t）×103J/kg

适用范围是0~30℃

海洋的巨大比蒸发潜热对海面的热平衡和海上的大气影响很大。例如发生在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，而“暖心”最重要的热源之一，则是海水蒸发时所携带大量热量的水汽进入大气后凝结所释放出来的。第二十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日饱和水气压

定义：对于纯水而言，所谓饱和水汽压，是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。海水的饱和水气压比出水小。第二十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日水结冰与溶化时，温度对热量第二十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日热传导：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。热流率：单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位为“瓦特”（W）。热流率密度：单位面积的热流率。单位是瓦特每平方米，记为W·m-2。其量值的大小除与海水本身的热传导性能密切相关之外，还与垂直于该传热面方向上的温度梯度有关，即式中n为热传导面的法线方向，λ为热传导系数，单位是瓦特每米每摄氏度，记为W·m-1·℃-1。第二十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，热传导系数λt为10-1量级。若海水的热传导是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。涡动热传导系数λA主要和海水的运动状况有关。在不同季节、不同海域中λA有较大差别，其量级一般为102-103。涡动热传导在海洋的热量传输过程中起主要作用，而分子热传导只占次要地位。第二十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日沸点升高、冰点降低海水的沸点和冰点与S有关，即随盐度的增大，沸点升高而冰点下降。冰点温度随S的增加而降低。第三十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第三十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水的一些力学性质粘滞性当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动（湍流），在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力.摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为：

式中n为两层海水界面的法线方向，v为流速，μ称为动力学粘滞系数（粘度，Viscosity），单位是Pa·s-1；μ随盐度的增大略有增大，随温度的升高却迅速减小。注意：单纯由分子运动引起的μ的量级很小。分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系数则与海水的运动状态有关。

第三十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水的渗透压如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透压。第三十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水的表面张力在液体的自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。第三十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.1.4海水的密度和海水状态方程海水的密度：单位体积海水的质量。用符号“ρ”表示，单位记为kg·m-3。海水的比容：海水密度的倒数，即：单位质量海水的体积，单位是立方米每千克，记为m3·kg-1

。用符号“”表示。海洋学中常用ρ（S，t，p）的形式书写。它表示盐度为S，温度为t，压力为p条件下的海水密度。

密度超量（γ），其定义为：

γ=ρ-1000kg·m-3第三十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第三十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日比容偏差：海洋学中经常用到的不是现场比容α(s,t,p),常使用δ=α(s,t,p)-α(35,0,p)的差值。δ称为比容偏差，也可将其记为δ（S，t，p）。式中α（35，0，p）是海水盐度为35，温度0℃，海压为p时的比容。

第三十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日热(盐)比容偏差

1.海洋学中还常使用热比容偏差，有人也称为热盐比容偏差，用符号Δ或Δ(S,t)表示。

Δ(S,t)=α(S,t,0)-α(35,0,0)

它表示在海面上（海压为0）的比容与盐度为35，温度为0℃时的比容偏差。

2.因为在浅海或1000m以浅的海洋上层，海水的密度或比容主要取决于海水的温度和盐度的变化，因此常用Δ(S,t)作为描述海洋上层密度特征的一种参数。例如：已知α（35，0，0）=0.97266204×10-3m3.kg-1，

第三十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水状态方程由于海面下深层的海水密度至今无法直接测量。而其微小的变化常具有重要影响，因此人们通过海水的温度、盐度及压力来计算海水的现场密度。海水状态方程是海水状态参数温度、盐度、压力与密度或比容之间相互关系的数学表达式（因此有人称之为p-V-t关系）。依此，可根据现场实测的温度、盐度及压力来计算海水的现场密度。第三十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日国际海水状态方程(EOS80)，从1982年1月1日启用。

“一个大气压国际海水状态方程”

ρ（S，t，0）=ρW+AS+BS3/2+CS2

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，而ρw=999.842594+6.79395210-2t-9.09529010-3t2+1.00168510-4t3-1.12008310-6t4+6.53633210-9t5上式的适用范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42。第四十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日高压国际海水状态方程K（S，t，p）为割线体积模量，由下式给出：K（S，t，p）=K（S，t，0）+A（np）+B（np）2其中：K（S，t，0）=KW+（54.6746-0.603459t+1.09987×10-2t2-6.1６70×10-5t3）S+（7.944×10-2+1.6483×10-2t-5.3009×10-4t2）S3/2A=AW+（2.2838×10-3-1.0981×10-5t-1.6078×10-6t2）S+1.91075×10-4S3/2B=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：KWAWBW（见P68）该方程的适应范围是：温度-2～40℃，实用盐度0～42，海压0～108Pa，压力匹配因数n=10-5。第四十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水状态方程的应用计算海水的密度计算海水的热膨胀系数压缩系数声速绝热梯度位温比容偏差比热容随压力的变化第四十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第二节海冰定义：由海水冻结而成的冰成为海冰，但在海洋中也包括冰川、河流及湖流派溜滑入海水中的淡水冰。其不仅对船舶航行、海底采矿及极地海洋考察等形成严重障碍，甚至造成灾害，且对海洋水文状况自身也有较大影响，因而需要对其进行研究。第四十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海冰形成的必要条件是，海水温度降至冰点并继续失热、相对冰点稍有过冷却现象并有凝结核存在。第四十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海水的结冰，主要是纯水的冻结，会将盐分大部排出冰外，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，又兼冰层阻碍了其下海水热量的散失，因而大大地减缓了冰下海水继续冻结的速度。第四十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海冰的分类按结冰过程的发展阶段可将其分为：初生冰尼罗冰饼状冰初期冰一年冰老年冰第四十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第四十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日按海冰的运动状态可分为固定冰和流冰两类。固定冰：与海岸、岛屿或海底冻结在一起的冰。当潮位变化时，能随之发生升降运动。其宽度可从海岸向外延伸数米甚至数百千米。海面以上高于2m的固定冰称为冰架；而附在海岸上狭窄的固定冰带，不能随潮汐升降，是固定冰流走的残留部分，称为冰脚。搁浅冰也是固定冰的一种。流（浮）冰：自由浮在海面上，能随风、流漂移的冰称为流冰。它可由大小不一、厚度各异的冰块形成，但由大陆冰川或冰架断裂后滑入海洋且高出海面5m以上的巨大冰体——冰山，不在其列。第四十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日冰山和流冰的漂移方向主要受风和海流共同制约。无风时，其漂移方向与速率大致与海流相同；单纯由风引起的漂移速度约为风速的1/50～1/40；方向则偏风矢量之左（南半球）或右方（北半球）；在强潮流区，主要受潮流制约。第四十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第五十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第五十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.2.2海冰的物理性质海冰的盐度1.海冰的盐度是指其融化后海水的盐度，一般为3～7左右。2.海冰盐度的高低取决于冻结前海水的盐度、冻结的速度和冰龄等因素。海冰的密度（与S有关，冰内气泡有关）纯水冰0℃时的密度一般为917kg.m-3，新冰的密度大致为（914～915）kg.m-3。冰龄越长，由于冰中卤汁渗出，密度则越小。夏末时的海冰密度可降至860kg.m-3左右。1/10在水上，9/10在水下。第五十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日比热：比纯水冰大，且随盐度增大而增大。受卤水的影响，随温度有较大的变化，因其盐度值有很大差异。低盐比热小，高盐比纯水冰大数倍。热传导系数：比纯水冰小，受气泡影响大大减小，天然保温层。海冰的溶解潜热比纯水冰大海冰的热膨胀系数随海冰的温度和盐度而变化海冰的抗压强度约为纯水冰的3/4海冰对太阳辐射的反射率远比海水的大。第五十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.2.3海冰与海况对海洋水文要素铅直分布的影响

密度跃层、盐度跃层对海洋动力现象的影响：潮汐、海浪对海水热状况的影响：辐射、水温极地海区形成大洋底层水总之，海冰不仅对海洋水文状况自身，对大气环流和气候变化会产生巨大的影响，而且会直接影响人类的社会实践活动。

第五十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第三节世界大洋的热量与水量平衡世界大洋中的温度、盐度和密度是海洋学中极为重要的三个基本物理参量，海洋中的一切现象几乎都与他它们有密切的关系。而海洋中热量与水量的收支情况则是制约其分布与变化的最重要因素。第五十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第五十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.3.1、海面热收支海洋学家研究表明，在几十年至几百年的时间尺度内，整个世界大洋平均温度未发现有变化。海洋中获得的热量应与支出的热量相同。（主要通过海面进行）通过海面热收支的主要因子有，太阳辐射（Qs)、海面有效回辐射（Qb）、蒸发或凝结潜热（Qe）以及海气之间的感热交换（Qh）QW=Qs-Qb±Qe±QhQW为通过海面的热收支余项第五十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日1、太阳辐射（Qs)辐射定律斯蒂芬-波尔兹曼定律任何温度高于绝对零度的物体都以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比。E=FσTk4第五十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日恩维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。ג=C/Tk第五十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日太阳常数：地球在地日平均距离处，和太阳光线垂直的大气上界的单位面积、单位时间接受的总辐射能称为太阳常数，记为S0，其值为：S0=1367±7W·m-2。第六十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日太阳辐射的总辐射能=直达辐射+散射辐射-海面反射影响因素太阳高度H大气透明度天空中的云量、云状Qs=Qso(1-0.7C)(1-As)第六十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第六十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日Qs总辐射能分布纬度随纬度升高而减小除赤道地区外，夏半年均高于冬半年且差值随纬度升高而增大经向梯度夏半年小于冬半年第六十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第六十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、海面有效回辐射Qb主要被表层海水吸收，随深度增加指数衰减。第六十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第六十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海面有效回辐射Qb

：指海面的长波辐射与大气回辐射（长波）之差。

大气回辐射：海面向大气的长波辐射，大部分为大气中的水汽和CO2所吸收，连同大气直接从太阳辐射中吸收的能量，同时也以长波的形式向四周辐射，向上部分进入太空，向下的部分叫大气回辐射。第六十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日影响因素海面水温空气中的湿度（海面上的水汽含量）云量、云状

分布表面水温和海洋上层的相对湿度的日变化和年变化相对较小，因此Qb随纬度及季节变化小。Qs-Qb>0，这部分热盈余称为辐射平衡。第六十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3、蒸发耗热Qe（对海气之间热交换起重要作用）1.海面上部气层中在铅直方向上的水汽压差，是维持海水蒸发的先决条件。2.海面水温（tW）与近海面气层的温度（ta）差与蒸发的速率有着密切关系。3.在实际海洋的蒸发过程中，风对上述蒸发的物理过程起着巨大促进作用。第六十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日分布及变化经向（南北）赤道蒸发量小（相对湿度大，风速小）高纬度海区小（温度低，水汽含量少）副热带和信风带海区大气流下沉，空气干燥，气温高，风大,蒸发量大季节变化冬季最强（风速大，水汽压差大，水温高于气温，空气层结不稳）第七十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日4、感热交换Qh原因：海气温度不等，通过热传导也有热量传递影响因素：海面风速和海气温差分布：寒暖流区较强季节变化：冬季强，夏季较小第七十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日5.世界大洋海面年平均热收支随纬度变化第七十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第七十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.3.2、海洋内部热交换1、铅直方向上的热输运Qz2、水平方向上的热输运Qa3、海洋中全热量平衡Qt第七十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日铅直方向上的热输运Qz

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,另有对流混合水平方向上的热输运QA

主要是通过海流来完成的。在海洋内部水平方向上的热输运是相当可观的。单位时间内通过与海流方向垂直的单位面积上所输送的热量。

q=cpρVt

式中V为流速，cp、ρ、t分别为海水的定压比热、密度和温度。第七十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海洋中的全热量平衡方程

Qt=QS-Qb±Qe±Qh±Qz±QA

一天中水温最高值出现的时间不是中午太阳高度最大的时刻，而是出现在午后1～3时左右。同理，可讨论水温极小值出现的时刻是发生在Qt值由负值转为正值的时刻，海洋中一般发生在凌晨。研究海洋热平衡的重要意义在于使我们分析海洋水温的时空变化时，能把握住主要矛盾。在对局部海域研究时，可以通过计算热平衡的各分量，弄清制约该海域热状况的主要因子。如果计算后发现Qt≠0，且又排除了计算的误差，那就提醒我们必须去研究和发现新的问题。第七十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.3.2海洋中的水平衡海洋中水的收入主要靠降水（Precipitation）陆地径流（Runoff）和融冰；支出则主要是蒸发和结冰。第七十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第七十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日一、影响因子1、蒸发热量、水量消耗的过程。44万立方千米。124-126cm/a。第七十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、降水41万立方千米，113.7cm/a，各个大洋分布不均匀。与大气环流有关。第八十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3、大陆径流、地下水2.92万立方千米，大西洋最多，亚马逊（第一径流），密西西比（北美第一大河），刚果（第二大径流），全部注入大西洋，可以使海面上升23cm/a。印度洋次之，太平洋最少。长江（第三大河）只及亚马逊18.9%。全部注入，使太平洋海面上升7cm/a。第八十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日4、结冰与融冰：局地影响。5、海流：整个大洋是可逆的，局部海区有影响。第八十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、水平衡方程1、水量平衡方程

q=P+R+M+Ui-E-F-Uo

式中P为降水，R为陆地经流，M（Melt）为融冰，Ui（In）为海流及混合使海域获得的水量，E（Evapotation）为蒸发，F（Freeze）为结冰，Uo（Out）为海流及混合使海洋失去的水量，余项q为研究海域在某时段内水量交换的盈余（q＞0）或亏损（q＜0）。第八十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日对于整个世界大洋，全年或多年平均为：

Q=P-E+R=0第八十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、水平衡对盐度的影响世界大洋表层盐度分布绝大部分取决于蒸发和降水量之差。第八十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第八十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日低纬度海区：降水大于蒸发，P-E>0，S低。副热带海区：蒸发大于降水，P-E>0，S高。副极地海区：多云带，蒸发少，S低。第八十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日局部地区各个大洋的情况北冰洋：径流大，蒸发量小，水量盈余，盐度低，冰点升高，易结冰。太平洋：降水最多，降水+径流>蒸发，水量盈余，平均盐度低。大西洋：降水少，蒸发>降水+径流，导致水位损失12cm/a，平均盐度高。第八十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第四节世界大洋温度、盐度、密度的

分布和水团3.4.1海洋温度、盐度和密度的分步与变化海洋温度的分布与变化一、概述1、对整个世界大洋

75%的水体温度在0-6度，50%在1.3-3.8度，整体水温平均3.8度。其中太平洋3.7度，大西洋4.0度，印度洋3.8度。表层海水平均温度17.4度，其中太平洋19.1度，大西洋16.9度，印度洋17.0度。（太阳辐射入海的光能被表层海水吸收，因此表层海水温度高于海洋内部）第八十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、大西洋表层水低于太平洋的原因

a.两个大洋拥有的热带海域面积

b.与北冰洋水交换第九十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3、热赤纬:

最高温出现的位置。平均在7度N左右。热赤纬不是在赤道的原因：

a.大洋环流系统的配置

b.与两极水交换第九十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、分布1、水平分布表层：等温线成条带状，沿纬向逐渐减小，东西边界等温线弯曲方向相反，寒暖流交汇处等温线密集，经向温度梯度冬季大于夏季第九十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第九十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日深层：表层以下太阳辐射直接影响减弱，环流情况与表层不同，所以水温分布与表层不同。

500m，水温经向梯度减小，南北温差减小。西边界出现明显高温区。

1000m，经向变化更小，大西洋、印度洋高温区是高温高盐地中海水溢出形成高盐中层水。

4000m，温度分布均匀，整个大洋温差不过3度。底层：南极底层水影响，性质均匀，约0度左右。第九十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第九十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第九十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第九十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、垂直分布

表层高，随深度增加而降低

第九十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日低纬度：表层温高的均匀层（100m左右），下面强大温跃层（主温跃层）。主温跃层（永久性温跃层）：不随季节变化。在纬向上，赤道附近的主温跃层较强、较薄，深度大约在300m左右；在副热带海域下降，深度加深，厚度加大。高纬度区域，强度增大，厚度减小，水层变浅。极地水域不出现永久性跃层。第九十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日中纬度上为均匀混合层，其下季节性温跃层。高纬度极锋向极一侧，不存在永久性跃层，冬季在上层出现逆温现象（暖中间水），深度100m左右；夏季冷中间水。第一百零一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日季节性温跃层生消规律第一百零二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日三、水温变化1、日变化：很小，变幅不超过0.3度。日较差：最高温与最低温之差。影响因素：太阳辐射、内波等。表层：相比之下，晴天比多云大；无风比有风大；低纬比高纬大；夏季比冬季大；近岸比外海大。主要受云、风、潮流影响。深层：表层水温的日变化通过海水内部的热交换向深层传播。变幅随深度增加而减小，位相则落后。第一百零三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、年变化表层受制太阳辐射年变化。最高温与最低温为年较差赤道和极地海域年变幅小于1度，最大值出现副热带海域8-9度，寒暖流交汇处可达14、15度。北半球变幅大。近海大于大洋。第一百零四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3、非规则变化：西班牙圣婴ELNino现象。第一百零五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日ELNINO

厄尔尼诺指每年圣诞节前后（西斑牙语的厄尔尼诺为圣婴），沿厄瓜多尔和秘鲁沿岸，出现一弱的暖洋流，它代替了通常对应的冷水。不过，近年来厄尔尼诺的名称已倾向于用来指一种更大尺度的海面异常（升温）现象，它不是每年而是3～7年发生一次。海面异常（升温）现象：整个赤道东太平洋表现振幅达几摄氏度的增暖。与此相联系，海洋和大气环流发生很大的异常。第一百零六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百零七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日ElNino:热带太平洋水温图第一百零八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百零九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百一十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日盐度分布及变化

一、概述世界大洋盐度平均值以大西洋最高，为34.90，印度洋次之，为34.76，太平洋最低，为34.62。第一百一十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、空间分布空间分布不均匀1、水平分布表层总特征：基本上具有纬线方向的带状分布特征。第一百一十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百一十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日经向分布呈鞍马状第一百一十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日寒暖流交汇区和径流冲淡海区等盐线密集；某些海域达0.2/km。盐度的最高与最低值多出现在大洋边缘的海盆中；地中海、波斯湾、红海达39-43，波罗的海北部最低时只有3。冬季盐度分布特征与夏季相似。平均各个大洋表层盐度，北大西洋最高35.5，南大西洋、南太平洋次之35.2，北太平洋最低34.2。大西洋盐度高于太平洋盐度的原因：大西洋沿岸无高大山脉；洋流影响；第一百一十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日太平洋准经向断面上的盐度分布第一百一十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日大西洋准经向断面上的盐度分布第一百一十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日在赤道海区盐度较低的海水只涉及不大的深度。其下便是由南北半球副热带海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水，它分布在表层之下，故称为大洋次表层水，具有大洋沿铅直方向上最高的盐度。南半球次表层水的高盐水舌在大西洋和太平洋可越过赤道达北纬五度。次表层水下是发源于中高纬度表层下沉的低盐水层，成为大洋中层水。“高盐中层水”第一百一十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日深层盐度差异随深度的增加而减小。在500m，整个大洋盐度水平差异约为2.3，高盐中心移往大洋西部。1000m约1.7，至2000m，0.6，深处几近均匀。第一百一十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日铅直方向上海水盐度层状分布的原因大洋表层以下的海水都是从不同海区表层辐聚下沉而来的，由于其源地的盐度性质各异，因而必然将其带入各深层中去，并凭借它们密度的大小，在不同深度上水平散布。当然，也受到大洋环流的制约。第一百二十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百二十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百二十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百二十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、垂直分布赤道区均匀低盐层、盐度最大层-盐度跃层-盐度最小层，后缓慢增加。第一百二十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日副热带海区：均匀高盐层、盐度最小层，后缓慢增加。极地海区：表层低盐度，随深度升高，至2000m以深，其分布与中低纬度相似，所以没有盐度最小值出现。第一百二十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日三、盐度的变化1、日变化表层很小，变幅通常小于0.05。下层，受内波的影响，常有大于表层的。日较差：一天中最高、最低盐度之差。第一百二十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、季节变化由蒸发、降水、径流、融冰、结冰及大洋环流等因素制约。有年变化的周期。但是各个海区不同，无普遍规律可循。第一百二十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3、不规则变化径流地震第一百二十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日密度分布及变化

一、分布1、水平分布密度是温度、盐度、压力的函数。表层：取决于温度和盐度，沿经向从赤道向两极逐渐增大。深层：密度水平差异减小第一百二十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日大洋表层密度分布图第一百三十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日大西洋每2°纬度带的年平均表层温度、盐度和密度分布第一百三十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2、垂直分布主要取决于温度随深度增加而不均匀的增加。低纬与主温跃层对应，出现密度跃层。沿各个纬度分布与主温跃层相应。热带表面密度小，密度跃层强度大，副热带表面密度增大，密度跃层强度相对减弱。随着季节性温跃层的生消也会存在密度跃层的生消过程。第一百三十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日大洋中典型的密度铅直向分布第一百三十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百三十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日第一百三十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、变化1、日变化微不足道。深层有密度跃层存在时，受内波影响会有波动，但无规律。2、年变化与温度、盐度年变化有关，综合作用也导致了密度年变化的复杂。第一百三十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.4.2海洋水团一、水团（watermass）的定义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。温-盐特性作为分析水团的主要指标。第一百三十七页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日二、水团的分析方法1）定性的综合分析方法（经验法）：定性描述

绘制研究海区中各种特性的分布变化图及温-盐图解等图表，据此进行综合分析，通过比较，用逻辑推理方法，定性地进行描述，亦称为经验法。2）浓度混合分析方法：定量地确定水团边界和混合区

根据浓度混合理论，导出水团分析的t-S图解几何学方法，比较定量地确定出水团边界的位置及水团之间的混合区。即依混合组成百分比等于50%处为水团的边界，小于50%者为混合区。第一百三十八页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3）概率统计分析法：

目前已被应用的主要有海水特征频率分析法，判别分析法、聚类分析法等

4）模糊数学分析方法：

利用模糊集合理论对水团的有关概念进行了讨论与定义，并将模糊数学的多种方法应用于海洋水团的分析。第一百三十九页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日三、水型和水系（watertype&waterseries）

1）水型(watertype)：性质完全相同的水体元的集合

2）水系(waterseries)：符合一个给定条件的水团的集合。即只考虑一种性质相近即可。“沿岸水系”，“外海水系”，“暖水系”，“冷水系”。第一百四十页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.4.3海洋混合及温度、盐度、密度的

细微结构一、海洋湍流与混合在海洋中的各种动力因素的综合作用下，导致海水各种特性（t、C、动量）逐渐趋向均匀的过程。形式有：分子混合：分子随机运动引起的，涡动混合：湍流引起的，对流混合：热盐作用引起的。

第一百四十一页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日海洋湍流的基本特征与其生消规律（一）、基本特征随机性扩散性耗散性（二）、生消规律切变生成与浮力生成粘滞消耗与动能转化为势能如何考虑层结稳定的海洋中，湍流产生的条件？平均流速梯度和海水静力稳定度是制约湍流生消的主要因子。

第一百四十二页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日（三）、海水混合的区域性1.海-气界面：混合最强烈的区域2.海底混合：潮流、海流等动力因子引起。3.海洋内部混合：海洋内波4.“双扩散”效应引起的海洋内部混合什么是“双扩散”冷而淡的海水位于暖而咸的海水之上暖而咸的海水位于冷而淡的海水之上-”盐指”例证,如直布罗陀海峡,极地等.第一百四十三页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日(四)、海洋混合效应及其分布变化1.海洋上层的混合效应海洋上层是海洋中混合最强烈的区域，包括由动力因子引起的涡动混合。第一百四十四页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日由热盐因子引起的对流混合第一百四十五页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日2.海洋底层的混合效应海洋底层的混合主要由潮流和海流引起，与海洋上层类似，在海底摩擦的作用下，使流动产生速度剪切而造成湍流混合，往往形成一性质均匀的下混合层。在浅水或近岸海区，自下向上发展的底层混合效应有时可与海洋上层贯通，致使底层低温水扩散到海面，于夏季在那里形成低温区，如中国成山头外。第一百四十六页，共一百五十六页，编辑于2023年，星期日3.由混合形成的跃层对海况的影响由混合形成的跃层，特别在春季后的增温季节中，表面增温强烈