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1、海水是一种成分复杂的混合溶液，所包含的物质可分为三类：,一、海水的理化性质,（一）海水的化学性质,1海水的化学组成,溶解物质； 气泡； 固体物质。,海水化学元素最大特点之一是 1 2 种主要离子浓度之间的比例几乎不变，因此称为海水组成的恒定性。它对计算海水盐度具有重要意义。溶解在海水中的元素绝大部分以离子形式存在。海水中主要盐类含量差别很大，氯化物含量最高，占88.6，其次是硫酸盐，占10.8。,对海水中盐类的来源说法不一。一种说法是，海水中的盐类由河流带来。尽管河水的化学成分与海水差别很大，河水含碳酸盐最多而海水含氯化物最多。但是碳酸盐溶解度小，流入海洋后容易沉淀，同时海洋生物也大量吸收碳酸
2、盐以构建其甲壳和骨骼等，因此海水中的碳酸盐大大减少。氮、磷、硅的化合物和有机质也大量地被生物所吸收，故海水中这些物质的含量也减少。硫酸盐近于平衡状态。唯有氯化物到大海中被消耗得最少，因长年日积月累，其含量不断缓慢增多。另一种说法是，由于海底火山活动使海洋中的氯化物和硫酸盐增多。,单位质量海水中所含溶解物质的质量，叫海水盐度，也称为绝对盐度。实际工作中，绝对盐度不易直接量测，而以实用盐度代替，实用盐度略小于绝对盐度。海水盐度是海水物理、化学性质的重要标志。近百年来，由于测定盐度的原理和方法不断变革，盐度的定义已屡见变更。,2海水的盐度,海水盐度的涵义,20世纪50年代以来，海洋化学家致力于电导测
3、盐的研究。因为海水是多种成分的电解质溶液、故海水的电导率取决于盐度、温度和压力。在温度、压力不变情况下，电导率的差异反映着盐度的变化，根据这个原理，可以由测定海水的电导率来推算盐度。,海水盐度的测定,为了确定电导率和盐度的对应关系，引入电导比的概念，即某一海水样品的电导率与氯化钾标准溶液的电导率之比。,此标准溶液的浓度为 1 千克溶液中含 KCl32.4356克，在15时其电导率与盐度为35的标准海水电导率相等。,实用盐度根据比值K15 由下述方程式来确定：,当海水样品的电导比是任一温度下测定时，还需进行温度订正。现已制成实用盐度与电导比查算表及温度订正表，供实际应用。,海水的盐度在空间上、时
4、间上有一定幅度变化。主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和发生于海水中的许多过程。,海水盐度的影响因素,各种过程在不同的海区内所起的作用不同。低纬海区，降水、蒸发、洋流和海水紊动、对流混合等起主要作用。降水大于蒸发，使海水冲淡，盐度降低，蒸发大于降水，则盐度升高。盐度较高的洋流流经某一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低。在高纬海区，除受上述因素影响外，结冰和融冰也能影响盐度。大陆沿海地区河流等淡水注入，可使盐度降低。例如我国长江口附近，夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值平均可降低到11.5左右。,A世界大洋的平均盐度是34.69。绝大部分海域表面盐度变化在3337之间。,海洋表层盐度的
5、分布规律,B海洋表面盐度分布的总趋势是从亚热带海区向高低纬递减，形成鞍形。,C大洋上盐度等值线大体与纬线平行，但寒流与暖流经过的海域，盐度等值线有明显的弯曲。寒暖流交汇的地方盐度等值线密集，盐度水平梯度增大。,D大洋中的盐度比近岸海区的盐度高。,E世界最高盐度在红海，大于40；最低盐度在波罗的海，低于10。,大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变幅不超过0.05，年变幅不超过2。只有大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年变幅才比较大。,海洋表层盐度的时间变化,溶解于海水中的气体，以氧和二氧化碳最为重要。海水中的氧主要来自大气与海生植物的光合作用；二氧化碳主要来自大气与海洋生物的呼吸
6、作用及生物残体的分解。,3海水中的气体,当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中溶解氧含量多，二氧化碳少；当生物残体多、植物光合作用弱时，水中二氧化碳多，而氧含量少。当水温增高时，海水中氧含量减少；当水温降低时，海水中的氧含量增多。,海洋是自然界二氧化碳的巨大调节器。尽管海水对二氧化碳的溶解度有限，但海生植物能消耗相当多的二氧化碳，而且在微碱性环境中，海水中二氧化碳能与钙离子结合生成碳酸钙沉淀，从而使大气中的二氧化碳不断溶于海水。,（二）海水的物理性质,1海水温度, 海水的热量收支状况,海水热量的收支海水中的热量主要来自太阳辐射。从整个海水的全年平均温度来看，全球海水的热量收支基本平衡。但一年中不
7、同季节、不同海区的热量收支并不平衡，因此引起了海水中温度的分布与变化的不同。,海水的各项热量收支，对海水温度分布与变化的影响并不相同。热量的收入以太阳短波辐射和大气长波辐射最为重要。洋流带来的热量只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少；热量的支出以海面辐射和蒸发更为重要，在局部海区由洋流带走的热量对水温变化也有较大影响，由于海水的垂直紊动混合，可把热量传到深处。,因为海水的热容量大，可以透光，又有波浪及流动调节温度，故海陆之间温度的变化和分布存在明显差异。表现在：, 海陆之间温度变化和分布的差异,A海面水温的变化比陆地温度的变化小得多，无论日较差还是年较差都很小。据观察，海洋表面平均日
8、较差一般不超过 1，年较差则为 117；而陆地上气温日较差最大可达50，年较差可达7080。,B海水温度由低纬向高纬递减的趋势要较陆地缓慢得多。据观察，海洋表面最低温度是-2，最高温度是36，绝对温差只有38；而陆地上绝对温差可达100以上。,A水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布；, 世界大洋表面水温的分布规律,B北半球水温（平均19.2）较南半球水温度高（平均16） ；,C等水温线从低纬向高纬疏密相间，低高纬等温线较疏，中纬等温线较密。,D大洋东西两侧，水温分布有明显差异。低纬区，水温西高东低；高纬区，水温则东高西低；中间地带等温线西密东疏。,E夏季大洋表面水温普遍高于冬季，但水温水
9、平梯度冬季大于夏季。,从海面向海底呈不均匀递减的趋势。南北纬40之间，海水垂直结构可分两层，即表层暖水对流层和深层冷水平流层。表层暖水对流层，一般深度达6001000m，其最上一层（约0 100m）受气候影响明显，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度极小，故称为表层扰动层。在此层下部与冷水之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。,世界大洋水温的垂直分布规律,海水密度是指单位体积内所含海水的质量，其单位为g / cm3。但是习惯上使用的密度是指海水的比重，即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温3.98时蒸馏水密度之比。因此在数值上密度和比重是相等的。海水的密度状况，是决
10、定海流运动的最重要因子之一。,2海水密度,海水密度的涵义,因为海水密度一般都大于1，例如1.01600，1.02814 等，并精确到小数5 位，为书写简便，常用s,t,p 来表示，即海水密度减1 再乘1000：s,t,p=（s,t,p-1）1000 (16) 因此，如s,t,p 为1.02545 时，s,t,p 为25.45。,在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为现场密度或当场密度。,现场密度或当场密度,海水的密度与温度、盐度和压力的关系比较复杂，凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素，都影响密度变化。,影响海水密度的因素与分布规律,各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规
11、律大体相同，即大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道地区由于温度很高，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.02300。亚热带海区盐度虽然很高，但温度也很高，所以密度仍然不大，约1.02400左右。极地海区由于温度很低，所以密度最大 。,垂直方向上，海水密度向下递增。南北纬20之间100m左右水层内，密度最小，并且在50m以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50100m深度上密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层），它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留在其上均不易被发现，故有液体海底之称。约从1500m开始，密度垂直梯度很小，在深层，密度几乎不随深度而变化。 .,所
12、谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色，而并非太阳光透入海水中的光的颜色，即不是日常所说的海水的颜色。海水的水色取决于海水的光学性质以及水中悬浮物质、浮游生物的颜色，也与天空状况和海底底质有关。由于水体对太阳光谱中的红、橙、黄光容易吸收，而对蓝、绿、青光散射最强，所以海水水色多呈蔚蓝色、绿色。,3水色,水色常用水色计测定。水色计由21 种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码1-21 代表水色。号码越小，水色越高，号码越大，水色越低。,海水的透明度，是指海水的能见度，也是指海水清澈的程度。透明度，表示的是水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。透明度的大小，取决于光线强度和水
13、中的悬浮物和浮游生物的多少。光线强，透明度大，反之则小。水色越高，透明度越大；反之透明度越小。,4海水的透明度,透明度的测定，通常是把透明度板（直径为30 cm 的白色圆盘）放到水中，从水面上方垂直用肉眼向下注视圆盘，测出直到看不见圆盘时为止的深度，单位以米表示。大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达66.5m，我国南海为2030m，黄海为12m。,淡水的冰点为0，最大密度的温度是4；而海水的冰点和最大密度的温度都随盐度的增大而降低，但冰点降低比较和缓。,5海冰,波浪是海洋、湖泊、水库等宽敞水面上常见的水体运动，其特点在于每个水质点作周期性运动，所有的水质点相继振动，便引起水面呈周期性起伏。,二、
14、海水的运动,（一）波浪,1波浪的涵义与实质,波浪的传播，并不是水质点的向前移动，而仅是波形的传递。其原因在于水质点同时受动力和复原力两种力作用。动力，如风力、潮汐、地震和局部大气压力变动等，其作用是促使水质点产生水平运动。而复原力，如重力、水压力和表面张力等，其作用是使水质点回复到原来的位置。,波浪的尺度和形状，通常用波浪要素来表述。波浪的基本要素有：波峰、波谷、波顶、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等。,2波浪要素,在风的直接作用下，水面出现的波动，称风浪；风浪离开海区传至远处或风区里，风停息后所留下的波浪，则称为涌浪。,3波浪分类,（1）按成因分类,风浪和涌浪,风浪与涌浪的区别
15、,发生在海洋内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。,内波,潮波,海水在引潮力作用下产生的波浪。,由火山，地震或风暴等引起的巨浪。地震海啸是由海底地震、火山爆发或海底地壳运动等造成的巨浪，其强度与震源深度、距离及海岸地形有亲。通常6.5级以上地震，震源深度不超过4Km，才会发生海啸；产生灾难性海啸的震级则要在78级以上。地震海啸具有长波性质，水深愈深，传播速度越快，逾近海岸，波高愈大。风暴海啸是由台风、强低气压、强寒潮或地方性风暴等所形成的巨浪。 .,海啸,按水深相对波长的大小可分为深水波和浅水波。深水波，是水深相对波长很大的波，主要集中在海面以下一个较薄的水层内，又称为表面波或
16、短波。浅水波，是水深相对波长很小的波，又称为长波。划分深长波与浅水波的临界水深为1/2波长。,（2）按水深分类,波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。,（3）按波形的传播性质分类,前进波,波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断地升降交替着的波浪，称驻波。,驻波,A海无限深广； B海水水质点之间无内摩擦力； C一切水质点均作圆周运动，且在水平方向上水质点运动轨迹的半径皆相等，而在垂直方向上，水质点运动轨迹的半径则随水深的增加而减小； D波动前位于同一直线上的一切水质点在波动时角速度均相等。,4波浪的余摆线理论,（1）深水波余摆线理论,假定条件,在上述假定条件条件下，波浪发生时，水质点在其平衡位置附近运动，水质点不前进，只是波形向前传递，形成的波形曲线称为余摆线。,深水波余摆线理论,在水平方向上，随着波浪推进距离的增加，位相角逐渐变小；在垂直方向上，位相角则大小相等。水质点的运动半径在水平方向上相等，在垂直方向上则随水深的增加而按指数规律递减，当水深等于波长时，波浪几乎静止，故波浪的影响深度只有一个波长那么深。,
