海水的理化性质#精选

海水的理化性质海水的理化性质 （一）海水的化学性质（一）海水的化学性质 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。 1．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。 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（表 5．5） ，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（表 5．6） 。由表 5.6 可知，氯化物含量最高，占88.6％，其次是硫酸盐，占10.8％。 word.word. 海水中盐分的来源，主要来自两个方面：一是河流从大陆带来。 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（表5．7） （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。 二是海水中的氯 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。 2．海水的盐度 word. 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‰ 或 10-3。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 32.4356×10-3 的标准氯 化钾（KCl）溶液的电导率的比值（K15）来定义。实用盐度用下式确定： 式中：a0＝0.0080；a1＝-0.1692；a2 ＝25.3851； a3=14.0941； a4＝-7.0261； a5＝2.7081； Σai=35.000； 2×10-3≤S≤42×10-3。 可见，当K15＝1 时，海水的实用盐度恰好等于35×10-3，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 11.5×10-3 左右。 word. 世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在33×10-3～37×10-3 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（＞40×10-3）在红海，最低盐度在波罗的海（3×10-3～10×10-3） 。 大洋表层盐度随时间变化的幅度很小， 一般日变幅不超过 0.05×10-3， 年变幅不超过 2 ×10-3。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。 3．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。 （二）海水的物理性质（二）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。现简述于下： 1．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℃。 word.word. 海水温度由低纬向高纬减低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℃，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