⒉ 海水的盐度

海水盐度是1000g海水中所含溶解的盐类物质的总量，叫盐度（绝对盐度），单位为‰。在实际工作中，此量不易直接量测，而常用“实用盐度”。实用盐度略小于绝对盐度。近百年来，由于测定盐度的原理和方法不断变革，实用盐度的定义已屡见变更。20世纪50年代以来，海洋化学家致力于电导率测盐度研究。

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。即在温度为15℃、压强为一个标准大气压下的海水样品的电导率，与质量比为32.4356‰的标准氯化钾（KCl）溶液的电导率的比值（K15）来定义。

当K15＝1时，海水的实用盐度恰好等于35‰，这是世界大洋的平均盐度值。这种方法仍离不开海水组成的恒定性这一特点。若测定温度不在15℃，则应进行订正。现已有实用盐度与电导比查算表及温度订正表供实际应用。

世界大洋盐度的空间分布和时间变化，主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和各种过程（降水、蒸发等）。这些因素在不同自然地理区所起的作用是不同的。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水的涡动、对流混合起主要作用。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一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低。在高纬区，除受上述因素影响外，结冰和融冰也能影响盐度。在大陆沿岸海区，因河流的淡水注入可使盐度降低。例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值可降低到11.5‰左右。世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在33‰～37‰之间。

海洋表面盐度分布的规律为：①从亚热带海区向高低纬递减，形成马鞍形；②盐度等值线大体与纬线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增大；③大洋中的盐度比近岸海区的盐度高；④世界最高盐度（＞40‰）在红海，最低盐度在波罗的海（3‰～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。

⒊ 海水中的气体

溶解于海水的气体，以氧和二氧化碳较为重要。海水中的氧主要来自大气与海生植物的光合作用。海水中的二氧化碳主要也来自大气与海洋生物的呼吸作用及生物残体的分解。因此，海水中的氧和二氧化碳的含量与大气中的含量和海水生物的多少密切相关。

当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中的溶解氧含量多，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，海水中的氧含量减少；当水温降低时，海水中的氧含量增多。

海水中二氧化碳的溶解度是有限的，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，海水中二氧化碳还可与钙离子结合生成碳酸钙沉淀。这样，大气中的二氧化碳就可以不断地溶于海水中，故在海洋上或海岸边，空气总是十分清新的，海洋是自然界二氧化碳的巨大调节器。

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海水的物理性质

海水的物理性质主要包括温度、密度、水色、透明度、海冰等。

⒈ 海水温度

海水主要是靠吸收太阳光能的辐射热来增高温度的。因此，海水温度因时、因地而异。但因水的热容量大，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有明显的差异。海面水温的变化比陆地温度的变化要小得多，不论日较差或年较差都很小。

据观察，海洋表面平均日较差一般不超过1℃，年较差则为1～17℃。陆地上气温的平均较差却大得多，日较差最大可达50℃，年较差最大可达70～80℃。海水温度由低纬向高纬减低的趋势要较陆地缓慢得多。实测资料表明，海洋表面最低温度是-2℃，最高温度是36℃，温度的绝对较差只有38℃。而在陆地上，温度绝对较差可达100℃以上。世界大洋表面的年均温为17.4℃，其中太平洋最高达19.1℃，印度洋为17.0℃，大西洋为16.9℃。

世界大洋表面水温分布具有如下规律：

①水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布；②北半球水温（平均为19.2℃）较南半球水温（平均为16℃）高；③水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度40°～50°地带等温线较密；④大洋东西两侧，水温分布有明显差异，在低纬区，水温西高东低；在高纬区，水温则东高西低；在纬度40°～50°地带，等温线西密东疏；⑤夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可是水温水平梯度冬季大于夏季。

世界大洋水温的垂直分布规律是：从海面向海底呈不均匀递减的趋势；在南北纬40°之间，海水可分为表层暖水对流层和深层冷水平流层。

⒉ 海水密度

海水密度是指单位体积内所含海水的质量，在厘米·克·秒制中指1立方厘米海水的质量，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，是决定海流运动的最重要因子之一。海水的密度是温度(t)、盐度(s)和压力(p)的函数。因此，海水密度可用ρs，t，p来表示。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。当大气压等于零时的密度，称为条件密度，用ρs，t，0表示。因为海水的密度一般都大于1，例如，1.01600，1.02814等，并精确到小数5位，为书写的方便，可将密度数值减去1再乘以1000，并用σs，t，p表示。即：例如：ρs，t，p为1.02545时，σs，t，p为25.45，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。虽然各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规律大体是相同的，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，降水多，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，但那里的温度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右。极地海区由于温度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。

在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。在南北纬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；50～100m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，不易被上部侦测发现，故有液体海底之称。约从1500m开始，密度垂直梯度很小；在深层大于3000m，密度几乎不随深度而变化。

⒊ 水色

所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色。它并不是太阳光线透入海水中的光的颜色，也不是日常所说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，以及海水中悬浮质和浮游生物的颜色，也与天空状况和海底的底质有关。

由于水体对光有选择吸收和散射的作用，即太阳光线中的红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。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。

⒋ 海水的透明度

海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程度。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。它决定于光线强度和水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；水色越低，透明度越小。透明度的测定：用一个直径30cm的白色圆盘，垂直放到海水中，直到肉眼隐约可见圆盘为止，这时的深度，则为透明度。世界以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达66.5m。我国南海为20～30m，黄海为1～2m。

⒌ 海冰

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，但冰点降低较和缓。当海水的盐度大于24.695‰时，最大密度的温度低于冰点温度；而盐度小于24.695‰时，最大密度的温度高于冰点温度；只有盐度在24.695‰时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为-1.332℃，海水结冰较淡水困难。

因大洋表面盐度一般均大于24.695‰，故冰点更低；当海面水温达到冰点时，因密度增大形成对流，使下层温度较高的海水上升，故较难结冰；当整层海水达到冰点，海水结冰时，又要不断的析出盐分，使未结冰的海水盐度增大，密度也增大，从而加强了对流和降低了冰点，阻碍海冰的进一步增长。

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编辑：陈晓芝返回搜狐，查看更多