02-地球上水的物理性质解析

第一章

地球上水的性质与分布

姜艳

城市与环境科学学院第一节地球上水的物理性质一、水分子的构造二、水的三态及其转化三、水的热学性质四、水的温度五、水的密度六、透亮度与水色一、水分子的构造每个水分子〔H2O〕都是由一个氧原子和两个氢原子组成。水分子的键角为104°31’，形成等腰三角形。由于氧原子对电子的吸引力比氢原子大得多，所以电子就有在氧原子四周相对集中的趋势，形成较深厚的电子云，掩盖了原子核的正电核。在氧原子一端显示出较强的负电荷作用，形成负极；在氢原子四周，电子云相对淡薄，显示出原子核的正电核作用，形成正极，使水分子具有极性构造。水分子具有极性构造在自然界，水不完全是单水分子，而更多的状况下是水分子的聚合体。水分子聚合体包括：单水分子(H2O)，双水分子(H2O)2、三水分子(H2O)3。二、水的三态及其转化1.水的三态与水温：1〕固、液、气2〕三态的转化——水温在常温条件下，水的三相是可以实现转化的。在一个标准大气压下，纯水0℃为冰点，100℃为沸点。0℃以下为固体，0-100℃为液体，100℃以上为气体。随着水温的变化，三态水分子的聚合体也在不断地变化。2.固态水

气体水分子能分散成液态和固态水，主要是氢键起着猛烈的缔合作用。3、液态水构造模型——“闪动簇团”三、水的热学性质〔一〕热学性质1.具有较大的热容量2.具有较大潜热3.传热性小〔二〕意义：调整地球上热量的变率由于水的比热大、传热率小在自然水体中，封冻时，冰体缓缓增厚；冬季水体下部的温度往往较气温为高。

水的这种特性对自然界的水下生命具有特殊重要的意义。我国北方，整个冬季冰厚仅能达1—1.8米。只要水体有足够的深度，冰层下仍是液态的水。假设冰上还掩盖有厚雪，则冰层厚度将更小。由于水的比热大、传热率很小在安静的水体中，热能特殊缓慢地透入深处，表层的水温略为上升。同样，水体内部储蓄的热量在外界温度较低时也只能缓慢地传导出来。水体是一个良好的储热器，它对四周环境是一个良好的气候调整器，使冬季不致过冷，夏季不致过热。四、水温水温是一个很重要的物理特性，它影响到水中生物、水体自净和人类对水的利用。〔一〕海水温度〔二〕河水温度〔三〕湖泊、水库温度〔四〕地下水温度〔一〕海水温度

1、海水热量的收支从整个海水的年平均温度来看，几乎没有变化；一年中不同季节、不同海区的热量收支并不平衡，从而引起了海水中温度的分布与变化的不同。海水热量收入：1．来自太阳和天空的短波辐射2．来自大气的长波辐射3．地壳内热通过海底传给海水的热量4．海面水汽分散时放出的热量5．洋流带来的热量6．海水垂直交换中所得的热量7．化学的、生物的和放射性物质放出的热量8．海水运动产生的热量以1、2最为重要。5只对局部海区有较大影响，其它方式所供给热量较少。海水热量支出：1．海面辐射放出的热量2．海水蒸发时所消耗的热量3．洋流带走的热量4．海水垂直交换中耗掉的热量以1、2更为重要，在局部海区3对水温变化也有较大影响，由于海水的垂直紊动混合，可把热量传到深处。2、海水温度的分布〔1〕海水温度的水平分布外表平均温度：太平洋＞印度洋＞大西洋；北半球高于南半球；南北纬0-30度之间印度洋水温最高；南北纬50-60度之间大西洋水温相差悬殊。形成上述特点的缘由：由于热赤道北移，南半球的热带水一局部流入北半球，北半球暖流势力强大，始终影响到高纬，受大陆和海底地貌影响，北冰洋的冷水不能大量南流；南半球三大洋相连，并与南极大陆相接，因此冷却效果特殊明显；印度洋热带海区三面受亚、非、澳大利亚大陆包围，并受暖流影响，所以水温最高。主要缘由：太阳辐射、洋流性质、地形地貌。世界大洋外表水温分布的总趋势是：第一，水温从低纬向高纬递减；其次，南北回归线之间的热带海区水温最高；第三，寒暖流交汇处水温变化较大；第四，夏季大洋外表水温高于冬季。大洋水温的垂直分布，从海面对海底呈不均匀递减的趋势。〔2〕水温的垂直分布在南北纬40°之间，海水垂直构造可分两层，即：表层暖水对流层〔一般深度达600-1000米〕深层冷水平流层〔浩大水体〕热带和亚热带海疆的上层水体，为大洋的暖水区，这里水温普遍在10℃以上，面积占世界海洋的一半以上，而体积只占1/16。表层扰动层——表层暖水对流层的最上一层〔约0-100米〕受气候影响明显，紊动混合猛烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度微小。表层扰动层下部与冷水层之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。〔3〕海水温度的变化

日变化：影响因素有：太阳辐射、季节变化、天气状况(风、云)、潮汐和地理位置等。总体变化幅度很小；随纬度的增加而减小；靠近大陆浅海区最大。

年变化影响水温年变的因素有：太阳辐射、洋流性质、季风和海陆位置。从赤道和热带海区向中纬海区增大，再向高纬减小；一样热量带，大洋西侧较东侧变幅大，近海岸更大；北半球大于南半球。(4)海冰海冰是高纬海区所特有的水文现象。海冰有两种：一为岸冰，一为浮冰。岸冰——较为固定的海冰，海岸越曲折，岛屿和浅滩越多，岸冰越宽广。浮冰——一种是由海水冻结而成的，一种是来自大陆的冰。含有盐分的海水，其冰点和最大密度温度都随盐度的增加而降低，但降低的数值不同。通常大洋外表盐度均大于24.695×10-3，因此冰点更低；当海面水温到达冰点时，海水析出盐分，表层海水盐度增加，密度增大，下沉，形成对流，结冰困难；温度降到冰点以下，海水过冷，在有结晶核的条件下，海水才会开头结冰。〔二〕河水温度河水热状况的综合标志是河水温度。水温在0度以上的河流：消逝冰情的河流:

松花江春季流凌〔上〕清沟〔下〕嫩江秋季圆盘形流凌〔上〕冰坝〔下〕1、河流的水温1〕水温的日变化与气温的日变化相应，主要受太阳辐射影响；由于水的比热较大，对热量变化和反响比较缓慢，变化速度稍落后于气温，变幅也较气温小。早晚较低，午后上升，日变幅常在l～3℃左右，比气温的日变幅小。此外，河流水量愈大，日变幅愈小。冰川补给的河流其上游日变幅大，下游小。2〕水温的季节变化，有明显的周期规律：如冬季各月水温最低，我国北方河流冬季水温常常在0.1～0.5℃左右，并且日与日之间变化不大；自冬至春，由于太阳辐射热量的增加，水温渐渐上升，至夏季水温达最高值；夏末秋初以后水温渐渐下降。3〕水温的年内变化落后于气温的变化。通常在春季夏季水温低于气温，秋季冬季水温高于气温。我国河流水温的年变幅一般都大，这也是我国气候大陆性较强，各地气温变幅一般较大的反映。华北地区年水温变幅最大，如子牙河献县站1月和7月的月平均温度差可超过27℃；东南沿海水温变幅较小，仍在15～16℃左右；年变幅最小的是云贵高原，有些河段1月、7月的月平均水温变幅甚至不到2℃。2、河流的冰情我国北方河流每年都有时间长短不等的封冻期，长的可达1-5个月。入冬以后，气温下降至0℃以下，河水开头结冰，到其次年春季随气温上升，河水开头解冻至冰凌全部消逝的整个过程大致可分为三个时期：结冰期、封冻期、解冻期封冻期假设河流由南向北流过较长的距离，在河流解冻时，由于上游融冰早于下游，当上游冰块向下游移动时，受河湾或冰层阻挡时，以致大小冰块积存起来，横跨断面堵塞河道形成冰坝，使上游水位抬高，此种现象称为凌汛。在黄河的宁夏河套段和山东境内，每年春季常发生这种状况。严峻的凌汛会使大堤决口，河水漫溢造成河流两岸重大损失。凌汛1986年4月初，黄河上、下游地区温差大，随着季节转暖，上游漂下冰块堵塞包头四周河道，有的地段形成了宽约3千米，长约6千米的冰坝，迫使河水漫流两岸。后来出动16架次飞机，空投炸弹20多吨，才解除凌灾。黄河凌汛〔三〕湖泊、水库水温1、影响湖温变化的因素：太阳辐射是湖水热量的主要源泉。射入湖中的太阳能，一局部被吸取，一局部被散射。由此可见，大局部太阳辐射能用于提高表层水温，而湖泊深处的热量交换，主要是靠涡动、对流混合将热量传给下层。据观测，湖水表层1米深吸取了80％左右的辐射能，且大局部能量被靠近水面20厘米的水层所吸取，只有1％的能量到达10米深处。一般水深大于10米的湖泊，常不受上层水温的影响而保持确定低温(4～8℃)；水深小于10米的浅湖，全湖水温都能受到太阳热能的影响而使水温发生变化。此外，湖盆形态、湖面大小、湖岸曲折程度与岛屿多少、冰雪盖层、风力大小、蒸发强弱等因素也能影响湖温的变化。2、湖中水温的分布当湖水温度随水深的增加而降低时，即水温梯度成负值时，将消逝上层水温高，下层水温低，但不低于4℃，这种水温的垂直分布，称为正温层；当湖温随水深的增加而上升时，上层水温低，下层水温高，但不高于4℃。这种水温的垂直分布，称为逆温层；当湖温上下层全都，上下层水温完全一样〔同温层，4℃〕。3、湖泊水温的变化水温的日变以表层最明显，随温度的增加日变幅渐渐减小最高水温一般消逝在每天的14-18时，最低水温消逝在5-8时；水温日变幅在阴天和晴天之间的差异也较大。2)湖面水温的年变除结冰期外，水温变化与当地气温年变相像，但最高、最低水温消逝的时间要迟半个月到一个月左右。水温月平均最高值多消逝在7、8月，月平均最低值多消逝在1、2月。〔四〕地下水的水温地下水的温度：埋藏深度地质条件依据地热的分布规律，大致可以划分为三个地带：1、变温带：指地壳表层受太阳辐射影响所能到达的深度范围，各地厚度不等，一般为15～20米。在变温带中，地下水的温度具有日变和年变的特点。2、常温带：太阳辐射热影响极微弱，地温变幅已趋于零，故称为常温带。在年常温层中，地下水温度变化很少，一般不超过0.1℃。3、增温带：在常温带以下数十公里范围内，主要由地球内热把握，随深度增加消逝有规律的增温现象：通常以地热增温率〔℃/100米〕表示，其倒数为地热增温级〔米/℃〕；地热增温级是指在常温层以下，温度每上升l℃所需增加的深度。各地增温并不一样，对整个地壳而言，大致平均为33米/℃。地下水的温度差分类：新火山地区，地下水温可达100℃以上；寒带、极地及高山、高原地区，地下水的温度很低，有的可低至-5℃.五、水的密度〔一〕纯水的密度无杂质的纯水，在4℃〔3.98℃〕时密度最大，为1克/立方厘米，在0℃时密度为0.9999克/立方厘米；水自液体状态变为固体状态，其密度要发生突变，大约要变小10%，即体积将增加；0℃时冰的密度为0.9167克/立方厘米。因此，在自然河流或湖泊中，冬季冻结的冰，因密度比水小而浮于水面。同其他物质一样，受热时体积增大，密度减小〔0-4℃范围内，不听从热胀冷缩的规律〕。〔二〕海水密度海水密度是指单位体积内所含海水的质量，单位为g/cm3。习惯上使用的密度是指海水比重，即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温在4℃时蒸馏水密度之比，因此在数值上密度和比重是相等的。海水的密度状况，是预备洋流运动的最重要因子之一，影响水团的运动、水层的稳定程度。海水的密度，是有用盐度〔s〕、水温〔t〕和压力〔p〕的函数。因此，海水密度可用ρs,t,p来表示。海水的密度一般都大干1，如：1.01600，1.03222…；表示方法：为了由密度的空间变化计算海流速度，要求海水密度准确到小数5位，为书写简便，常用σs,t,p来表示，即海水密度减1再乘以1000：σs,t,p=〔ρs,t,p－1〕×1000因此，如ρs,t,p为1.02545时，σs,t,p即为25.45。世界大洋外表密度的地理分布规律为：从热赤道向高纬递增，在南半球三大洋中密度分布呈地带性；赤道地区由于温度很高，盐度较低，因而外表海水的密度很小，约1.02300；亚热带海区盐度虽然很高，但温度也很高，所以密度照旧不大，一般在1.02400左右；极地海区由于温度很低，所以密度最大；在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。海水密度的垂直分布规律一般是：从表层向深处增加；南北纬20°之间在100米以内密度最小，并且在50米以内垂直梯度微小，几乎没有变化；50—150米深度上密度垂直梯度最大，消逝密度的突变层〔跃层〕，它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留在其上均不易觉察，故有“液体海底”之称；约从1500米开头，密度垂直梯度很小，在深层，密度几乎不随深度而变化。六、透亮度与水色〔一〕湖水的透亮度与水色1、湖水的透亮度：定义：是指湖水能使光线透过的程度。测定方法：通常用透亮度盘测定透亮度。透明度盘是一个白色圆盘（直径为30厘米），把圆盘缓缓沉入水中，直到肉眼看不见为止（从水面上方垂直向下看），这时圆盘在水中的深度就是透明度，单位：米。特殊浑浊湖泊的透亮度缺乏0.1米，而特殊清亮的湖泊透亮度可达40米以上，一般湖泊在0.2～10米内。据实测资料，世界上湖泊最大透亮度记录为41.6米，消逝在日本的麾周湖。贝加尔湖为40.5米。

西藏玛法木错实测透亮度为14米，是已调查湖泊中最大记录。青海湖可达10米我国东部地区的淡水湖群，由于湖底平浅，入湖来水、含沙量大，浮游生物繁茂，所以透亮度均在2～3米以下，低的只有几十厘米，江苏洪泽湖为10～40厘米。太湖为15～20厘米2、湖水的水色水色——指垂直方向上位于透亮度一半深处，白色圆盘上所显现的湖水颜色。水色取决于水对光线的选择吸取和选择散射的状况。由于光线散射强度与光波波长的四次方成反比，即波长愈短，光愈简洁被散射。可见光中以蓝色波长较短，因此深度较大、清亮的