正文

海水的热性质和纯水有很大的差别，而且在不同的海域和不同深度处的海水，热性质也可以大不相同。海水的热性质，都可通过实验方法加以测定，但也可以通过热力学关系或统计学的方法加以计算。

热容和比热容 　任一物体在温度升高 1°C时所吸收的热量,称为该物体的热容。它可定义为式中Q是温度升高ΔT时物体所吸收的热量。 单位质量物体的热容称为比热容〔焦/(千克·开)〕。因此,热容和物体的质量成正比，比热容则只和物体的性质有关。海水的比热容一般可分为定压定盐比热容(cp)和定容定盐比热容(cv)两种。在海洋学中常用的是cp。纯水和低盐水的比热容随温度的升高而减少，但高盐度的海水的比热容却随温度的升高而增大，这是海水热性质的反常性。海水的另一特性是热容很大，约为空气热容的3120倍。

绝热温度梯度和位温 　当流体受到压缩时，如果和外界没有热量交换，则外力对流体所作的功，将使流体的温度升高。反之，当流体膨胀时，如果和外界无热量交换，则流体本身必然消耗能量，而使温度降低。这种变化称为绝热变化。在海洋中，若盐度不变，海水的温度在绝热过程中随压力的变化，称为绝热温度梯度，即其中下标s表示定盐过程,η表示绝热过程。海水质点由压力p处绝热移动到大气压为pa（海面）处所具有的温度称为位温(θ),此时海水的密度称为位密(ρ*)。设在某深度处海水的当场温度为T,绝热膨胀到达海面时温度降低值为ΔT，则海水的位温为

θ=T-ΔT

ΔT值随海水温度以及所在深度（或压力）的增加而加大，在压力P1至P2之间, ΔT在海洋中的变化介于 0～1.5°C之间。若海水温度分布和绝热分布的情况一样,则ΔT为零。根据实测资料,在大洋深处，海水温度的垂直分布接近于绝热分布。

体胀系数和压缩率 　无论纯水或海水，都和其他物质一样有热胀冷缩现象。纯水在0°C时结冰，在4°C时密度最大；但海水的冰点和最大密度的温度，都随盐度的增大而降低。在水温高于最大密度时的温度条件下，海水的吸收热量除了增加其自身的内能外，还发生膨胀而对外力作功。海水受压缩时，如不断输入或输出热量维持海水温度不变,则称为等温膨胀或等温压缩。反之,当海水膨胀或受压时，如没有热量输入或输出，温度将不断下降或上升，则称为绝热膨胀或绝热压缩。在定压定盐条件下，单位体积海水在温度升高 1°C时的体积增量，称为体胀系数ɑV,即式中V为海水的体积。单位体积的海水在压力增加1帕时,其体积的减少量称为压缩率（每帕），其中，等温压缩率为绝热压缩率为海水的体胀系数随温度、盐度和压力的增加而增大，但其压缩率则随温度、盐度和压力的增加而减小。

热导率和蒸发潜热 　相邻的水体温度不同时，由于海水分子或水体的交换作用，使热量由高温区向低温区转移,称为海水的热传导。令Q为单位时间通过单位面积的热量，则式中λ为热导率;n为垂直于传热面之间的距离。单纯由海水分子的不规则运动引起的热量转移，称为分子热传导；由水体的随机运动引起的热量转移，称为涡动热传导。其相应的热导率分别为分子热导率 (λr)和涡动热导率(λA)。对于纯水来说,温度为1.5°C时,λr=1.39×10-3卡/（厘米·秒·度）。海水的λr比纯水略小，并随温度的增加而增加,随盐度的增加而减小。λA和海水的运动状况有关。对于不同海区和不同季节,λA值有很大的差异,这比λr值的差异大几千倍以上。因此，在海洋中起重要作用的是涡动热传导，使 1克海水蒸发，把它化为同温度的蒸汽所需的热量，称为海水的蒸发潜热(L)。海水的蒸发潜热和纯水相差甚微;一般不必考虑盐度的差别,但要考虑它和温度的关系。在0°C与30°C之间，L与水温T的关系为

L=596-0.529T（卡/克）

平均而论，大洋净辐射收入的90% 用于蒸发。

参考书目

O.I.Mamayev，Temperature-Salinity Analysis of World Ocean Waters，Elsevier Scientific Publ.，Amsterdam，1975.2100433B

海水热容量，是由于海水的比热和密度比空气大，所以对于热容量来说，如取海水密度ρ=1.026，海水比热Cp=0.932；而空气的密度ρ'=0.00129，空气的比热Cρ'=0.237，则海水的热容量Cpρ=0.956卡/厘米3·度，而空气的热容量Cp'ρ'=0.000306卡/厘米3·度，两者相差3100倍。

使一定体积海水的温度升高(降低)1℃时吸收(放出)的热量。约为同体积空气热容的3100倍。1立方千米的海水温度降低1℃所释放的热量,可使约3100立方千米的空气温度升高1℃,所以,海洋具有巨大的热容,对地球气候状况有重要影响。

一立方公里的海水温度降低一度时，能使3100立方公里的空气温度升高一度，可见，海洋对于调节地球气温起着极大的作用，也正是海水的这一热性质，使得地球上气候温和。2100433B