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海洋科普海⽔的物理化学性质
本⽂来⾃溪流的海洋⼈⽣（ID：xi92899）
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0 I9 l* T& e# d2 U海⽔的化学性质
, J  n1 z. Q3 P海洋是地球⽔圈的主体，是全球⽔循环的主要起点和归宿，也是各⼤陆外流区的岩⽯风化产物最终的聚集场所。海⽔的历史可追溯到地壳形成的初期，在漫长的岁⽉⾥，由于地壳的变动和⼴泛的⽣物活动，改变着海⽔的某些化学成分。
8 B  \9 \/ i- r4 D/ F- W' b⒈海⽔的化学组成
海⽔是⼀种成分复杂的混合溶液。它所包含的物质可分为三类：①溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解⽓体；
②⽓泡；③固体物质，包括有机固体、⽆机固体和胶体颗粒。海洋总体积中，有96％～97％是⽔，3％～4％是溶解于⽔中的各种化学元素和其他物质。
9 Y6 ^: v# \" M- C) J( G% I⽬前海⽔中已发现80多种化学元素，但其含量差别很⼤。主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锶、硼、硅、氟等12种，含量约占全部海⽔化学元素总量的99.8％～99.9％，因此，被称为海⽔的⼤量元素。其他元素在海洋中含量极少，都在1mg／L以下，称为海⽔的微量元素。海⽔化学元素最⼤特点之⼀，是上述12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是以离⼦形式存在的。海⽔中主要的盐类含量差别很⼤，氯化物含量最⾼，占88.6％，其次是硫酸盐，占10.8％。
海⽔中盐分的来源，主要来⾃两个⽅⾯：
①河流从⼤陆带来。河流不断地将其所溶解的盐类输送到海洋⾥，其成分虽与海⽔不同（海⽔中以氯化物为最多，河⽔则以碳酸盐类占优势），但是，因为碳酸盐的溶解度⼩，流到海洋⾥以后很容易沉淀。另⼀⽅⾯，海洋⽣物⼤量地吸收碳酸盐构成⾻胳、甲壳等，当这些⽣物死后，它们的外壳、⾻胳等就沉积在海底，这么⼀来，使海⽔中的碳酸盐⼤为减少。硫酸盐的收⽀近于平衡，⽽氯化物消耗最少。由于长年累⽉⽣物作⽤的结果，就使海⽔中的盐分与河⽔⼤不相同。
②海⽔中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。这从海洋古地理研究和从古代岩盐的沉积、以及最古⽼的海洋⽣物遗体都可证实古海⽔也是咸的。总之，这两种来源是相辅相成的。
7 |  b( z& H' ~- r⒉海⽔的盐度
* X- M5 W9 i  {1 F" j% v/ B8 h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。
& \* x6 w' Q  P1 t  C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
" Z& R8 g2 N$ v0 T第1页汇处等值线密集，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‰）。
% P' d& r$ j' Y' n6 u* A8 ?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
4 h9 ?& n7 n" k: z( N# u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。
$ o4 o1 v+ P+ {8 Z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。
7 @* \& w& ~+ N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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9 T% l& K9 A4 L4 R3 Q9 S5 R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
+ F. @& \) Z1 o( k/ d' z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。
$ m' J8 s1 A# b$ w; ^$ c0 s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℃。
+ L5 j7 d- u: T/ z2 Z' D; f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。
5 y8 r3 C" Q4 ^1 [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。
  u0 @7 ^. m' O; q* z9 U⒉海⽔密度
  V5 E+ r; ^0 i: ]5 ^" G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。
$ l8 y. E2 Q4 A1 t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
7 H& t0 e7 S% l" P: t) g) V第2页数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。
. M/ o2 E* ~- @* X$ o7 i1 U' q* ]& Q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。
5 V- L; E. B* C⒊⽔⾊
9 G7 `3 o5 h0 Q9 A, g( h" f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
$ Z! }5 S) M* U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
& ?1 J) g( t. l, R3 U% e2 T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。
3 O! _8 f0 Q$ q% f: C0 v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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