海水的热性质一般指海水的热容、比热容、绝热温度、位温、热膨胀及压缩性，热导率与比蒸发潜热等。它们都是海水的固有性质，是温度、盐度、压力的函数。它们与纯水的热性质多有差异，这是造成海洋中诸多特异的原因之一。

一、热容和比热容

海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量称为热容，单位是焦耳每开尔文(记为J/K)或焦耳每摄氏度(记为J/℃)。

单位质量海水的热容称为比热容，单位为焦耳每千克每摄氏度，记为J·kg-1·℃-1。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容，记为cp；在一定体积下测定的比热容称为定容比热容，用cv表示。海洋学中最常使用前者。

cp和cv都是海水温度、盐度与压力的函数。由于比热容在海洋学中具有重要意义，因此许多学者对cp的计算进行了深入的研究。表(3－1)是气压为101325Pa时海面的比热容cp。可以看出，cp值随盐度的增高而降低，但随温度的变化比较复杂。大致规律是在低温、低盐时cp值随温度的升高而减小，在高温、高盐时cp值随温度的升高而增大。例如在盐度S＞30，温度t＞10℃时，cp值则全部随温度的升高而增大。

定容比热容cv的值略小于定压比热容cp。一般而言cp/cv为1～1.02。

海水的比热容约为3.89×103J·kg-1·℃-1，在所有固体和液态物质中是名列前茅的，其密度为1025kg·m-3，而空气的比热容为1×103J·kg-1·℃-1，密度为1.29kg·m-3。也就是说，1m3海水降低1℃放出的热量可使3100m3的空气升高1℃。由于地球表面积的近71％为海水所覆盖，可见海洋对气候的影响是不可忽视的。也正因为海水的比热容远大于大气的比热容，因此海水的温度变化缓慢，而大气的温度变化相对比较剧烈。

二、体积热膨胀

在海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高外，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。即当温度升高1K(1℃)时，单位体积海水的增量。以η表示，在恒压、定盐的情况下

η的单位为℃-1。它是海水温度、盐度和压力的函数。上式中α为海水的比体积(单位体积的质量)，在海洋学中习称比容。由图3—4可以看出，海水的热膨胀系数比纯水的大，且随温度、盐度和压力的增大而增大；在大气压力下，低温、低盐海水的热膨胀系数为负值，说明当温度升高时海水收缩。热膨胀系数由正值转为负值时所对应的温度，就是海水最大密度的温度tρ(max)，它也是盐度的函数，随海水盐度的增大而降低。有经验公式为

tρ(max)=3.95-2.0×10-1S-1.1×10-3S2+0.2×10-4S3(3－7)

海水的热膨胀系数比空气的小得多，因此由海水温度变化而引起海水密度的变化，进而导致海水的运动速度远小于空气。

值得注意的是海水的热膨胀系数随压力的增大在低温时更为明显。例如盐度为35的海水，若温度为0℃，在1000m深处(p≈10.1MPa)的热膨胀系数比在海面大54％，而温度为20℃时，则仅大4％。所以上述影响在高纬海域更显著。

表3-1气压为1013.25hPa时海面的比热容cp(×103J·kg-1·℃-1)

(据Millero，etal.1973)

三、压缩性、绝热变化和位温

(一)压缩性

单位体积的海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量称为压缩系数。若海水微团在被压缩时，因和周围海水有热量交换而得以维持其水温不变，则称为等温压缩。定盐条件下的等温压缩系数为

βt的单位为Pa-1，式中α为海水的比容。

若海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换，则称为绝热压缩。

海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。与其它流体相比，其压缩系数是很小的。故在动力海洋学中，为简化求解，常把海水看作不可压缩的流体。但在海洋声学中，压缩系数却是重要参量。由于海洋的深度很大，受压缩的量实际上是相当可观的。若海水真正“不可压缩”，那么，海面将会升高30m左右。

(二)绝热变化

由于海水的压缩性，当一海水微团作铅直位移时，因其深度的变化导致所受压力的不同，将使其体积发生相应变化。在绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团作功，增加了其内能导致温度升高；反之，当绝热上升时，体积膨胀，消耗内能导致温度降低。上述海水微团内的温度变化称为绝热变化。海水绝热温度变化随压力的变化率称为绝热温度梯度，以Г表示。由于海洋中的现场压力与水深有关，所以Г的单位可以用开尔文每米(K/m)或摄氏度每米(℃/m)表示。它也是温度、盐度和压力的函数。可通过海水状态方程和比热容计算或直接测量而得到。海洋的绝热温度梯度很小，平均约为0.11℃/km。

(三)位温

海洋中某一深度(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 。海水微团此时相应密度，称为位密，记为ρQ 。

海水的位温显然比其现场温度低。若其现场温度为t，绝热上升到海面温度降低了△t，则该深度海水的位温Q =t-△t。

在分析大洋底层水的分布与运动时，由于各处水温差别甚小，但绝热变化效应往往明显起来，所以用位温度分析比用现场温度更能说明问题。

四、蒸发潜热及饱和蒸汽压

(一)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，称为海水的比蒸发潜热，以L表示，单位是焦耳每千克或每克，记为J/kg或J/g。其具体量值受盐度影响很小，与纯水非常接近，可只考虑温度的影响。其计算方法有许多经验公式，迪特里希(Dietrich，1980)给出的公式为

L=(2502.9-2.720t)×103J/kg (3－9)

适用范围为0～30℃。

在液体物质中，水的蒸发潜热最大，海水亦然。伴随海水的蒸发，海洋不但失去水分，同时将失去巨额热量，由水汽携带而输向大气内。这对海面的热平衡和海上大气状况的影响很大。例如发生在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，则是海水蒸发时，所携带巨额热量的水汽进入大气后凝结而释放出来的。

海洋每年由于蒸发平均失去126cm厚的海水，从而使气温发生剧烈的变化，但由于海水的热容很大，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，因此，水温变化比大气缓慢得多。

(二)饱和水汽压

对于纯水而言，所谓饱和水汽压，是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。对于海水而言，由于“盐度”存在，则单位面积海面上平均的水分子数目要少，减少了海面上水分子的数目，因而使饱和水汽压降低，限制了海水的蒸发。海面的蒸发量与海面上水汽的饱和差(相对于表面水温的饱和水汽压与现场实际水汽压之差)成比例，所以海面上饱和水汽压小，就不利于海水的蒸发。这样一来，海洋因蒸发而损失的水量和热量就相对减少了。

五、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，这就是热传导。

单位时间内通过某一截面的热量，称为热流率，单位为“瓦特”(W)。单位面积的热流率称为热流率密度，单位是瓦特每平方米，记为W·m-2。其量值的大小除与海水本身的热传导性能密切相关之外，还与垂直于该传热面方向上的温度梯度有关，即

式中n为热传导面的法线方向，λ为热传导系数，单位是瓦特每米每摄氏度，记为W·m-1·℃-1。仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，热传导系数λt为10-1量级。例如在101325Pa气压和10℃时，纯水的λt＝0.582W·m-1·℃-1，30℃时，λt=0.607W·m-1·℃-1，即随温度的升高而增大，水的热传导系数在液体中除水银之外是最大的。由于水的比热容很大，所以尽管其热导性好，但水温的变化相当迟缓。海水的热导系数λt，比纯水的稍低，且随盐度的增大略有减小。λt主要与海水的性质有关。

若海水的热传导是由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传导或湍流热传导。涡动热传导系数λA主要和海水的运动状况有关。因此，在不同季节、不同海域中，λA有较大差别，其量级一般为102～103。所以涡动热传导在海洋的热量传输过程中起主要作用，而分子热传导只占次要地位。例如，据计算，在温度0℃的海洋中。如果海面温度保持30℃，单靠分子热传导，则需要1000年的时间才能在300m的深度上使温度上升到3℃。当然在§3.4.3讲述“双扩散”对流时，分子热传导的作用是不可忽视的。

类似热量的传导，海洋中的盐量(浓度)也能扩散传输。同样也有分子盐扩散和涡动盐扩散两种方式，且不同盐度的海水，其盐扩散系数也不同。大体上分子盐扩散系数仅为分子热传导系数的0.01左右。盐扩散率表达式的形式与式(3—10)的形式相对应。

另外，海水的动量传输的表达式，也与式(3—10)具有相似的形式。

六、沸点升高和冰点下降

海水的沸点和冰点与盐度有关，即随着盐度的增大，沸点升高而冰点下降。在海洋中，人们关心的是海水的冰点随温度的变化。Doherty等(1974)给出了如下关系式

tf=-0.0137-0.051990S-0.00007225S2-0.000758Z

(3—11)

式中Z为海水的深度(m)。在上述基础上，Millero等(1976)又提出了新的公式

tf=-0.0575S+1.715023×10-3S3/2

-2.154996×10-4S2-7.53×10-8p

(3－12)

式中S为实用盐度，p的单位为帕(Pa)。

虽然海水最大密度温度tρ(max)与冰点温度tf都随盐度的增大而降低，但前者降得更快(图3—5)。当S=24.695时，两者的对应温度皆为-1.33℃，当盐度再增大时，tρ(max)就低于tf了。

七、海水的一些力学性质

(一)海水的粘滞性

当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动(湍流)，在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。

摩擦应力的大小与两层海水之间的速度梯度成比例。界面上单位面积的应力为

式中n为两层海水界面的法线方向，υ为流速，μ称为动力学粘滞系数(粘度，Viscosity)，单位是帕秒，记为Pa·s；μ/ρ称为运动学粘滞系数，单位是平方米每秒，记为m2·s-1。μ随盐度的增大略有增大，随温度的升高却迅速减小。

单纯由分子运动引起的μ的量级很小。在讨论大尺度湍流状态下的海水运动时，其粘滞性可以忽略不计。但在描述海面、海底边界层的物理过程中以及研究很小尺度空间的动量转换时，分子粘滞应力却起着重要作用。分子粘滞系数只取决于海水的性质，而涡动粘滞系数则与海水的运动状态有关。

(二)海水的渗透压

如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以透过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水一侧，使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透压。它随海水盐度的增高而增大。低盐时随温度的变化不大，而高盐时随温度的升高增幅较大。

海水渗透压对海洋生物有很大影响，因为海洋生物的细胞壁就是一种半渗透膜，不同海洋生物的细胞壁性质有别，所以对盐度的适应范围不同。这是海洋生物学家们所关注的问题。

海水与淡水之间的渗透压，依理论计算可达水位差约250m的压力。

(三)海水的表面张力

在液体的自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。海水的表面张力随温度的增高而减小，随盐度的增大而增大。海水中杂质的增多也会使海水表面张力减小。表面张力对水面毛细波的形成起着重要作用。

海水的其它物理性质，诸如海水的电导性，声学与光学性质，海水的结冰等等，包括海水的密度，将在后继的章节中另外进行讨论。
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