二、海水的温度、密度和透明度

（一）海水的温度

海水的温度决定于海水的热量收支状况。太阳辐射是海水最主要的热量来源。大气对海面的长波辐射，海面水汽凝结，暖于海水的降水和大陆径流，以及地球内部向海水放出的热能，也是海水热量来源。海水热量消耗则以海面蒸发为主，此外，海面向空气的长波辐射和海面与冷空气的对流热交换，也可使海水消耗热量。当海洋表层接收太阳热能后，即通过热传导和海水运动传播至深处。

海水温度有明显的季变化和日变化。水温的季变化主要取决于太阳辐射的季变化，季风和洋流也有一定影响。北半球大洋中最低温度出现在冬季（2

—3 月），最高温度出现在夏季（8—9 月）。温带海洋水温季变化最为明显。

图 4-4 表示温带海洋中，冬季海水中普遍存在混合层（等温层），春季形成较弱的温度梯度，夏季温度梯度增大，入秋后表水温度降低，混合层愈来愈深，于是形成一个突出的变温层。

太阳辐射的日变化是水温日变化的最主要的原因。天气状况对它也有一定的影响。最低水温通常出现在 4—8 时，最高水温出现在 14—16 时，日较差不超过 0.4℃，并且一般只表现在深度 10—20m 以内的水层中。在晴天或静风时，或在邻近大陆的浅海区，日较差可超过 1℃。

海水表层温度分布具有如下特征：

平均温度变化于-1.7—30℃，最高水温并不位于赤道上，而是出现在赤道以北，称为热赤道。水温从热赤道向两极逐渐降低。
由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。同时，北半球水温略高于南半球同纬度的水温。
不同温度性质的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集。

（二）密度

单位体积中的海水质量就是海水的密度ρ，单位是 g/cm3。海水密度值比纯水大，约为 1.022—1.028。它是温度、盐度和压力的函数。温度升高时密度减小，盐度增加时，密度增大。

纯水密度在温度 4℃时最大，海水最大密度的温度则随盐度增加而降低。结冰温度也随盐度增加而降低，但比较和缓。当盐度为 24.7‰时，最大密度的温度与结冰温度均为-1.332℃。通常情况下海水盐度为 34.6‰，所以，最大密度的温度比结冰温度低。

（三）颜色与透明度

海水的颜色决定于海水对太阳光线的吸收和反射状况。太阳光中的红光、橙光和紫光进入海水后，在水深 20 米以内即被吸收，绿光、黄光和蓝

光伸入得更深一些，极少量蓝光能够伸进 1000 米以上。射入海水的光线除被吸收外，还要受到海水中悬浮微粒和水分子的散射，最后只剩下蓝光，所以海水呈现蓝色。海水中的浮游生物也吸收和反射太阳光，因而，生物丰富的海水和没有生物的海水颜色不同。沿岸海水多绿、黄和棕色，部分原因便是由于生物丰富和河水带来泥沙所致。

海水的透明度以直径 30 厘米的白圆盘投入海水中的可见深度来表示。海水的颜色、水中的悬浮物质、浮游生物、海水的涡动、入海径流，甚至天空的云量都对海水的透明度有影响。一般愈近大陆透明度愈低，愈近大洋中部透明度愈高。大西洋中部的马尾藻海，是一个海水下沉区域，表层水中缺乏上涌海水带来的营养盐分，浮游生物极少，因而颜色最蓝，而且透明度最大，约为 66.5 米。黄海的透明度只有 3—15 米左右。