第三节　海水的温度

一、海水的温度分布及变化

海水温度简称水温，是表示海水冷热的物理量，以摄氏度（℃）表示。水温升高或降低，标志着海水内部分子热运动平均动能的增加或减少。水温的高低，决定于辐射过程、海－气之间的热量交换和蒸发等因素。

（一）水温的水平分布

进入海洋中的太阳辐射能，除很少部分返回大气外，余者全部被海水吸收，转化为海水的热能。其中约60%的辐射能被1m厚的表层吸收，因此海洋表层水温较高。

大洋表层水温变化于－2～30℃之间，年平均值为17.4℃，比陆地气温年平均值14.4℃高3℃，其中太平洋年平均为19.1℃，印度洋为17℃，大西洋16.9℃。全球海洋表层水温平均值见图2－3。

各大洋表层水温的差异，是由其所处地理位置、大洋形状以及大洋环流的配置等因素所造成的。太平洋水温高是因为太平洋的热带、亚热带面积广，它的3/5面积位于南、北纬30°之间，其表层温度高于25℃的面积约占66%；大西洋热带区域面积较小，表层水温高于25℃的面积仅占18%；印度洋介于两者之间。另一原因是太平洋北部的大陆块使其与北冰洋分隔，阻碍了大量北冰洋冷水的进入，而大西洋的北部与北冰洋连通。在南半球，三大洋与南大洋相通，情况相似。

大洋在南、北两半球的表层水温有明显差异。北半球的年平均水温比南半球相同纬度带内的温度高2℃左右，尤其在大西洋南、北半球50°～70°之间特别明显，相差7℃左右。造成这种差异的原因，一方面由于南赤道流的一部分跨越赤道进入南半球；另一方面是由于北半球的陆地阻碍了北冰洋冷水的流入，而南半球则与南极海域直接联通。

（二）水温的垂直分布

图2－4表明，海洋表层海水温度不均匀向深处递减；在南、北纬45°之间，海水温度大致可分为上、下两层，自表层至600～1000m水处为对流层，对流层之下为平流层。在对流层中，上部0～100m深处，由于大气与水体交换，风和波浪的扰动，温度无垂直梯度变化；这层之下，形成一个明显的温度梯度，1000m深处，海水温度为4～5℃。平流层中，垂直温度梯度小，2000m深处，水温为2～3℃，3000m深处，水温为1～2℃，因而占大洋体积75%的海水温度在0～6℃之间，全球海水平均温度为3.5℃。

（三）海水温度的变化

大洋表层海水日温差仅0.3～0.4℃，每日中午太阳辐射最强，大部分热量用于蒸发，小部分用于增高水温，晚上，有效回辐射使海水温度降低，由于海水热容量大，所以昼夜温差小。一般冬季日温差小，夏季日温差大。风和云也是影响海水日温差的因素，云量大时，日温差小，风使海水混合，使日温差小。浅海日温差大于大洋区，可达3～4℃。一般日温差随深度增加而减小，如果海面有高密度层存在，由于内波的振荡，日温差可超过表层（图2－5）。

海水温度年变化主要取决于太阳总辐射年变化，其次为海流和盛行风等。一般情况下，赤道区年变化较小，随着纬度增高，年变化增大，但至中纬度为最大值区，以后随纬度增加而减小。北半球表层海水年变化较南半球大。

中国近海表层水温年温差自北向南逐渐减小，渤海三面环陆，平均水深18m，冬夏季水温相差较大；南海辽阔、深度大，且与太平洋水交换频繁，具热带边缘海水温特征，温度高，变化小；东海和黄海介于两者之间，呈过渡状态（表2－1）。东海东南有高温黑潮流过，形成高温海流，呈SW－NE向延伸，黑潮涉及水深为100m。

二、海水的热性质

（一）比热

使1g物质的温度增加1℃时所需热量的焦耳数，称为比热。海水的比热一般是指压力不变情况下的比热，叫定压比热，用cp表示。若体积不变，叫定容比热，用cv表示。海洋学中常采用定压比热。

海水的定压比热cp随温度、盐度增大而降低。在同一温度和盐度下，压力增加，定压比热cp值减小。表2－2为1个标准大气压（1013.25hPa）下温度、盐度对定压比热cp的效应。

使1cm3海水的温度升高1℃所需热量的焦耳数称为热容量q。定压比热和热容量之间的关系为

式中：ρ为海水的密度。

海水的比热为3.89J/（g·℃），密度为1.0250g/cm3；空气的比热为1J/（g·℃），密度为0.00129g/cm3，所以1g海水的热容量约为空气的3100倍。即1cm3的海水温度降低1℃所放出的热量，可使3100cm3的空气温度升高1℃。除NH3外，水在所有固体、液体中热容量最大。因此，阻止了海洋温度的巨大变化，并把大量的热量源源不断地输给大气。由于地球表面70.8%被海水所覆盖，所以海水的热容量对于地球上气候状况有着十分重要的影响。

（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

或

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），在海洋学中习惯称之为比容。由图2－6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tρmax，它也是盐度的函数，随海水盐度的增大而降低。经验公式为

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。气压为1013.25hPa时海面的比热容见表2－3。

（三）绝热变化与位温

在海水受到压缩时，如果它与外界不发生任何热量交换，则外力对海水所作的功将使它的温度升高。反之，当海水膨胀时，因消耗能量而使温度降低。这种变化称为温度的绝热变化。在研究大洋深层以及孤立海盆中温度的垂直变化时，必须考虑绝热变化效应，它使海水的温度向海底增加。例如菲律宾海沟在5000m处温度为1.50℃，7000m为1.80℃，9000m为2.32℃，9282m则为2.62℃。

从海洋中任一深度将某一水样以绝热方式提升到海面所具有的温度，称为该水样的位温。设t为海水的现场温度，Δt为海水提升到海面时的绝热冷却值，即降低的温度量，则位温θ＝t－Δt。表2－4是当盐度为34.85，温度为t℃的海水从深度z m处提升到海面时的绝热冷却值。由表2－4可知，若将温度2℃的海水从8000m深处提升到海面时，Δt＝0.925℃，可得该水样的位温θ＝2－0.925＝1.075（℃）。

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，所以用位温分析比用现场温度更能说明问题。

（四）蒸发热（蒸发潜热）

使1g海水蒸发，或者使1g海水转化为同温度的蒸汽所需的热量，称为海水的蒸发（潜）热，或叫汽化热，单位为J/g。海水的蒸发热与纯水的蒸发热相差微小，在0～30℃内海水的蒸发热L与温度t的关系为

海水的蒸发热随着温度升高而逐渐减少（表2－5）。

在所有物质中，水具有最大的蒸发热。因此，水在蒸发时吸收的热量，对于大气和海洋的热状况有很大的影响。

（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/米2，记为W/m2。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，W/（m·℃）。

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·℃），30℃时，λt＝0.607W/（m·℃），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℃。

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（2－6）的形式相对应。

另外，海水的动量传输的表达式，也与式（2－6）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

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

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tρmax与冰点温度tf都随盐度的增大而降低，但前者降得更快（图2－7）。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。

三、大洋暖池

大洋暖池又称大洋热库，一般指的是热带西太平洋至印度洋东北的一片海域，这里海面表层水温（SST）较暖，多年平均值在28℃以上，它是一片以赤道为长轴近似椭圆形的海域（图2－8），它的总面积约占全球热带海洋面积的26.12%，占全球海洋面积的11.17%，东西伸展150个经度，南北跨越约35个纬度。其中，热带西太平洋海域暖池占太平洋热带海洋面积的17.13%，占全球海洋面积的7.17%，东北印度洋暖池占印度洋热带海洋面积的8.19%，占全球海洋面积的4.10%。从多年的平均值来看，4月份大洋暖池面积最大，占全球热带海洋面积的32.16%，占全球海洋面积的14.16%，1月份面积最小，分别占20.13%和9.11%。暖池的暖水深度一般在60～100m之间。

由于太阳辐射、热量交换、特别是赤道区自东向西信风吹送等的作用，使大量温暖的海水逐渐积蓄在太平洋和印度洋东北部暖池区，致使该海域表层水温比邻区海域高出3～ 9℃，形成暖池。大西洋的西侧加勒比海区也有一暖池区，但由于其范围较小，在冬季暖池区域内的水温达不到28℃，它的暖池效应远不及西太平洋及印度洋东部暖池，因而目前一般所说的暖池是指西太平洋及印度洋东部暖池区。暖池区是全球赤道附近大气加热最强的海区，也是全球大气中对流最强烈的地区，且活动持久，它的变化影响全球气候，也是异常气候的源地之一。通过卫星资料发现，西太平洋暖池中心的位置与最大大气对流中心、最大降雨量中心（年降水量达5000mm）位置几乎重合，这表明暖池与全球气候有着密切的关系。大洋暖池的变化不仅制约着暖池所在的亚洲、太平洋区气候变化，并且影响全球气候变化和某些重大自然灾害的形成和变化。由于一年之中大洋暖池区的气温和水温在不断变化，暖池的面积也有逐月变化的特征，见图2－9，中部阴影部分为暖池终年存在的范围。

大洋暖池对气候的影响主要通过海气界面交换、各种物理量的垂直交换和水平输送来进行，包括热量、水分、动量、辐射、应力等，它们的时空特征和变化规律是研究大范围气候变化、灾害形成及其预测的重要基础信息。因此，对暖池的研究具有重要意义。