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海洋学发展史（地理大发现，重要人物）
海洋地貌和构造理论
宇宙形成和海水来源 （阴离子，阳离子）
海底地形 （大洋中脊，平原，山丘，海沟）
洋与海 （各大洋特点和浅海）
大陆漂移 （魏格纳，灵感来源？证据？）
海底扩张 （条件？）
板块构造 （和前两种假说的区别？）
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东非大裂谷
狭长的红海
扩张的大西洋
广袤的太平洋
被包围的地中海
喜马拉雅山
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Wilson回旋假说：海洋发育和死亡的六个完整过程
第三次作业（格式 学号.txt）：
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说明全球海陆分布特点、海洋的划分、四大洋特点。
什么是海岸带？说明其组成部分是如何界定的。
海底地形有哪些主要特点？
大陆漂移、海底扩张与板块构造的内在联系与主要区别。
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
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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
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
WHY
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
思考题
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海水的物理特性
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海水及其盐度
海水的热性质
海水的力学性质
海水密度
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海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体，迄今已测定海水中含有80 余种元素。
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。
海水及其盐度
水的特殊性质
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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。
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 ℃
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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。
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水的形态及其转化
水分子聚合体
单水分子
双水分子
三水分子
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水的热学性质
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水是热容量最大的物质之一
水蒸发为水汽、或冰融化为水吸收的热量与水汽凝结成水或水冻结成冰释放的热量相等；这种吸收或释放的热量即为水的潜热
水的潜热大的原因：因为热量不仅用于克服分子力，还要用于双水分子和三水分子聚合体的分解上
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。
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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
例如： 盐度越大 海水中物质越多 密度？ 结冰时物质是否被排出冰体？对沸点、冰点的影响？
海水组成恒定性原理：
Marcet原理或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。
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高中化学最常用的酸
盐酸、硫酸
Cl， SO4
盐
Na
Ca
Mg
补钙又补镁，补钙别忘补镁
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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‰
电导盐度(1969)
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实用盐度
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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 +14.0941k3/2-7.0261k2+2.7081k5/2
无单位、或用psu(practical salinity unit)表示之。
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热容：海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量，单位是J/K或J/℃；
比热容： 单位质量海水的热容，单位为J·kg-1·℃-1。
定压比热容： 一定压力下的比热容，记Cp；
定容比热容： 一定体积下的比热容，记Cv。
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。
海水的热性质
绝热变化
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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表示，也是T、S和P的函数，可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得到。
生活例子： 同学们在自行车打气的时候，有没有感觉到气筒发热
位温 (重要概念)
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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，记为Q。海水微团此时的相应密度称为位密，记为rQ。
海水的位温显然比其现场T低，若因绝热上升到海面微团水温降低了DT，则该深度海水的位温Q=T-DT。
分析大洋底层水分布与运动时，各处水温差别甚小，但绝热变化效应往往明显，故用位温分析比用现场温度更能说明问题。
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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。
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。
← 比蒸发潜热
海水的热性质
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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。
← 饱和水汽压
海水的热性质
§3.1 海水的物理特性
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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。
分子热传导：仅由分子随机运动引起的热传导，热传导系数lT为10-1量级。
涡动热传导（或湍流热传导）：由海水块体随机运动所引起的热传导，热传导系数lA与海水运动状况有关，故不同季节、不同海域的lA差别较大，量级为102~103。
因此，涡动热传导在海洋热量传输过程中起主要作用，而分子热传导占次要地位。但在“双扩散”对流时，分子热传导作用不可忽视。
← 热传导
海水的热性质
§3.1 海水的物理特性
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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。
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。
← 定义及表示
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。
海水密度
§3.1 海水的物理特性
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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。
← 比容偏差和热比容偏差
海水密度
§3.1 海水的物理特性
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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。
← 海水状态方程
海水密度
§3.1 海水的物理特性
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“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
← 海水状态方程
海水密度
§3.1 海水的物理特性
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。
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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
← 海水状态方程
海水密度
§3.1 海水的物理特性
“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
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。
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The complex relationship between temperature, salinity, and density of seawater.
Water Temperature, Salinity, and Density
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盐度对冰点及最大密度温度的影响
随盐度的增加而降低，且前者比后者降的慢，当盐度为24.695时二者均是-1.33度。
淡水结冰：表层开始结冰。
海水结冰：大于24.695时结冰前一直对流混合，然后混合层都达冰点时一起结冰。
结冰条件：冰点温度，结晶核
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相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或海水块体的随机运动(湍流)，在两层海水间便有动量传递，从而产生切应力。
摩擦(切)应力的大小与两海水间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为t=m* u/ n，式中n 为海水界面法线方向，u为流速，m称为动力(学)粘滞系数(粘度)，单位记Pa·s；m/r称为运动(学)粘滞系数，单位记m2·s-1。m随盐度增大略有增大，但随温度升高却迅速减小。
单纯由分子运动引起的m的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，其粘滞性可以忽略不计。但在描述海面、海底边界层的物理过程，以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水性质，而涡动粘滞系数则与海水运动状态有关。
← 海水的粘滞性
海水的力学性质
§3.1 海水的物理特性
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若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，则淡水侧的水慢慢渗向海水侧，使之压力增大，直至达到平衡状态，此时膜两边的压力差称为渗透压。
渗透压随海水盐度增高而增大；低盐时随温度变化不大，高盐时随温度升高而增幅较大。
海水渗透压对海洋生物有很大影响，因为海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜，不同海洋生物的细胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不同，这是海洋生物学家们所关注的问题。
海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约250m 的压力。
← 海水的渗透压
海水的力学性质
§3.1 海水的物理特性
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在液体自由表面上，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。
海水的表面张力随温度增高而减小，随盐度增大而增大。海水中杂质增多也会使表面张力减小。
表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。
← 海水的表面张力
海水的力学性质
§3.1 海水的物理特性

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