《海水性质》ppt教案模板.ppt

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)  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。 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 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 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 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 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 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 Add the author an