海洋科学导论期末复习整理(3)

海洋的绝热温度梯度很小，平均约为0.11℃/km。

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。

使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为比蒸发潜热，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。

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。

单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位W。单位面积的热流率称为

热流率密度，单位W·m。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。

仅由分子随机运动引起的热传导，称分子热传导，热传导系数lT为10-1量级。由海

水块体随机运动所引起的热传导，称为涡动热传导或湍流热传导，热传导系数lA与-2-1-1

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10~10。

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。

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m·s。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。

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。

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

3-1单位质量海水的体积，用a表示，单位m·kg。

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。

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。

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。

“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 2-123

上式中

A=8.24493×10-4.0899×10T+7.6438×10T

-8.2467×10-7T3+5.3875×10-9T4

-3-4-62 B=-5.72466×10+1.0227×10T-1.6546×10T

C=4.8314×10-4

纯水项 rw=999.842594+6.793952×10T-9.095290×10T

+1.001685×10-4T3-1.120083×10-6T4+6.536332×10-9T5

适用范围：T=-2~40℃，S=0~42。

海水状态方程的应用：可直接应用于计算海水密度，此外，还可计算海水热膨胀系数、压缩系数、声速、绝热梯度、位温、比容偏差以及比热容随压力的变化等。

海洋热量来自太阳辐射能，几乎全部通过海-气界面到达海洋。

通过海底向大洋输送的热量，除个别热活动强烈区域外，影响不大；海洋内部放射

性物质裂变、生物化学过程及海水运动所释放的热能更是微不足道，故对整个海洋而言，在考虑其热平衡时都可忽略不计。当然，在研究极小尺度的海洋空间时则另当别论。

世界大洋的平均温度在几十~几百年的时间尺度内并未变化，可认为海洋获得的热

量与失去的热量相同，这种收支主要通过海面进行。

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)及海气间的感热交换(Qh)，即

Qw=Qs-Qb±Qe±Qh

Qw 为通过海面的热收支余项，整体、长期而言应Qw=0，但局部、短时则Qw≠0。

Qw＞0，海水获热；Qw＜0，海洋失热。

太阳辐射总量在一月或一年中的分布变化，对整个世界大洋水温的分布与变化有极

大的影响。

北半球夏季(6月)，太阳高度随纬度增加而变低，海洋所受太阳辐射能随纬度增高而

减少，但其日照时间却加长，两者的辐射量相反，故总辐射量的纬度差异不显著，即梯度较小。

北半球冬季(12月)，太阳高度随纬度增高迅速变低，北极圈内甚至出现24小时黑夜，

即无日照，两者共同作用 …… 此处隐藏：2529字，全部文档内容请下载后查看。喜欢就下载吧 ……