地球上水的物理性质市公开课一等奖省赛课获奖课件

第一章

地球上水性质与分布

姜艳

城市与环境科学学院第1页第一节地球上水物理性质一、水分子结构二、水三态及其转化三、水热学性质四、水温度五、水密度六、透明度与水色第2页一、水分子结构每个水分子（H2O）都是由一个氧原子和两个氢原子组成。水分子键角为104°31’，形成等腰三角形。第3页因为氧原子对电子吸引力比氢原子大得多，所以电子就有在氧原子周围相对集中趋势，形成较浓厚电子云，掩盖了原子核正电核。在氧原子一端显示出较强负电荷作用，形成负极；在氢原子周围，电子云相对稀薄，显示出原子核正电核作用，形成正极，使水分子含有极性结构。水分子含有极性结构第4页在自然界，水不完全是单水分子，而更多情况下是水分子聚合体。水分子聚合体包含：单水分子(H2O)，双水分子(H2O)2、三水分子(H2O)3

。第5页二、水三态及其转化1.水三态与水温：1）固、液、气

2）三态转化——水温在常温条件下，水三相是能够实现转化。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。第6页伴随水温改变，三态水分子聚合体也在不断地改变。第7页2.固态水

气体水分子能凝聚成液态和固态水，主要是氢键起着强烈缔合作用。第8页3、液态水结构模型——“闪动簇团”第9页三、水热学性质（一）热学性质1.含有较大热容量2.含有较大潜热3.传热性小（二）意义：调整地球上热量变率第10页因为水比热大、传热率小在天然水体中，封冻时，冰体缓缓增厚；冬季水体下部温度往往较气温为高。

水这种特征对自然界水下生命含有尤其主要意义。我国北方，整个冬季冰厚仅能达1—1.8米。只要水体有足够深度，冰层下仍是液态水。假如冰上还覆盖有厚雪，则冰层厚度将更小。第11页因为水比热大、传热率很小在平静水体中，热能非常迟缓地透入深处，表层水温略为升高。一样，水体内部储蓄热量在外界温度较低时也只能迟缓地传导出来。水体是一个良好储热器，它对周围环境是一个良好气候调整器，使冬季不致过冷，夏季不致过热。第12页四、水温水温是一个很主要物理特征，它影响到水中生物、水体自净和人类对水利用。（一）海水温度（二）河水温度（三）湖泊、水库温度（四）地下水温度第13页（一）海水温度

1、海水热量收支从整个海水年平均温度来看，几乎没有改变；一年中不一样季节、不一样海区热量收支并不平衡，从而引发了海水中温度分布与改变不一样。第14页海水热量收入：1．来自太阳和天空短波辐射2．来自大气长波辐射3．地壳内热经过海底传给海水热量4．海面水汽凝结时放出热量5．洋流带来热量6．海水垂直交换中所得热量7．化学、生物和放射性物质放出热量8．海水运动产生热量以1、2最为主要。5只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少。第15页海水热量支出：1．海面辐射放出热量2．海水蒸发时所消耗热量3．洋流带走热量4．海水垂直交换中耗掉热量以1、2更为主要，在局部海区3对水温改变也有较大影响，因为海水垂直紊动混合，可把热量传到深处。第16页2、海水温度分布（1）海水温度水平分布表面平均温度：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。第17页形成上述特点原因：因为热赤道北移，南半球热带水一部分流入北半球，北半球暖流势力强大，一直影响到高纬，受大陆和海底地貌影响，北冰洋冷水不能大量南流；南半球三大洋相连，并与南极大陆相接，所以冷却效果尤其显著；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。

第18页主要原因：太阳辐射、洋流性质、地形地貌。世界大洋表面水温分布总趋势是：第一，水温从低纬向高纬递减；第二，南北回归线之间热带海区水温最高；第三，寒暖流交汇处水温改变较大；第四，夏季大洋表面水温高于冬季。第19页大洋水温垂直分布，从海面向海底呈不均匀递减趋势。（2）水温垂直分布第20页在南北纬40°之间，海水垂直结构可分两层，即：

表层暖水对流层

（普通深度达600-1000米）

深层冷水平流层（庞大水体）热带和亚热带海域上层水体，为大洋暖水区，这里水温普遍在10℃以上，面积占世界海洋二分之一以上，而体积只占1/16。第21页表层扰动层——表层暖水对流层最上一层（约0-100米）受气候影响显著，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度极小。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。第22页（3）海水温度改变

日改变：影响原因有：太阳辐射、季节改变、天气情况(风、云)、潮汐和地理位置等。总体改变幅度很小；随纬度增加而减小；靠近大陆浅海区最大。第23页

年改变影响水温年变原因有：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；相同热量带，大洋西侧较东侧变幅大，近海岸更大；北半球大于南半球。第24页(4)海冰第25页海冰是高纬海区所特有水文现象。海冰有两种：一为岸冰，一为浮冰。岸冰——较为固定海冰，海岸越波折，岛屿和浅滩越多，岸冰越宽广。浮冰——一个是由海水冻结而成，一个是来自大陆冰。第26页含有盐分海水，其冰点和最大密度温度都随盐度增加而降低，但降低数值不一样。通常大洋表面盐度均大于24.695×10-3，所以冰点更低；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，在有结晶核条件下，海水才会开始结冰。第27页（二）河水温度河水热情况综合标志是河水温度。水温在0度以上河流：第28页出现冰情河流:

松花江春季流凌（上）清沟（下）嫩江秋季圆盘形流凌（上）冰坝（下）第29页1、河流水温

1）水温日改变与气温日改变对应，主要受太阳辐射影响；因为水比热较大，对热量改变和反应比较迟缓，改变速度稍落后于气温，变幅也较气温小。早晚较低，午后升高，日变幅常在l～3℃左右，比气温日变幅小。另外，河流水量愈大，日变幅愈小。冰川补给河流其上游日变幅大，下游小。第30页2）水温季节改变，有显著周期规律：如冬季各月水温最低，我国北方河流冬季水温经常在0.1～0.5℃左右，而且日与日之间改变不大；自冬至春，因为太阳辐射热量增加，水温逐步上升，至夏季水温达最高值；夏末秋初以后水温逐步下降。3）水温年内改变落后于气温改变。通常在春季夏季水温低于气温，秋季冬季水温高于气温。第31页我国河流水温年变幅普通都大，这也是我国气候大陆性较强，各地气温变幅普通较大反应。华北地域年水温变幅最大，如子牙河献县站1月和7月月平均温度差可超出27℃；东南沿海水温变幅较小，仍在15～16℃左右；年变幅最小是云贵高原，有些河段1月、7月月平均水温变幅甚至不到2℃。第32页2、河流冰情我国北方河流每年都有时间长短不等封冻期，长可达1-5个月。入冬以后，气温下降至0℃以下，河水开始结冰，到第二年春季随气温升高，河水开始解冻至冰凌全部消失整个过程大致可分为三个时期：结冰期、封冻期、解冻期第33页封冻期第34页假如河流由南向北流过较长距离，在河流解冻时，因为上游融冰早于下游，当上游冰块向下游移动时，受河湾或冰层阻挡时，以致大小冰块堆积起来，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。在黄河宁夏河套段和山东境内，每年春季常发生这种情况。严重凌汛会使大堤决口，河水漫溢造成河流两岸重大损失。凌汛第35页1986年4月初，黄河上、下游地域温差大，伴随季节转暖，上游漂下冰块堵塞包头附近河道，有地段形成了宽约3千米，长约6千米冰坝，迫使河水漫流两岸。以后出动16架次飞机，空投炸弹20多吨，才解除凌灾。第36页黄河凌汛第37页（三）湖泊、水库水温

1、影响湖温改变原因：太阳辐射是湖水热量主要源泉。射入湖中太阳能，一部分被吸收，一部分被散射。由此可见，大部分太阳辐射能用于提升表层水温，而湖泊深处热量交换，主要是靠涡动、对流混合将热量传给下层。据观察，湖水表层1米深吸收了80％左右辐射能，且大部分能量被靠近水面20厘米水层所吸收，只有1％能量到达10米深处。第38页普通水深大于10米湖泊，常不受上层水温影响而保持一定低温(4～8℃)；水深小于10米浅湖，全湖水温都能受到太阳热能影响而使水温发生改变。另外，湖盆形态、湖面大小、湖岸波折程度与岛屿多少、冰雪盖层、风力大小、蒸发强弱等原因也能影响湖温改变。

第39页2、湖中水温分布当湖水温度随水深增加而降低时，即水温梯度成负值时，将出现上层水温高，下层水温低，但不低于4℃，这种水温垂直分布，称为正温层；当湖温随水深增加而升高时，上层水温低，下层水温高，但不高于4℃。这种水温垂直分布，称为逆温层；当湖温上下层一致，上下层水温完全相同（同温层，4℃）。第40页3、湖泊水温改变水温日变以表层最显著，随温度增加日变幅逐步减小最高水温普通出现在天天14-18时，最低水温出现在5-8时；水温日变幅在阴天和晴天之间差异也较大。第41页2)湖面水温年变

除结冰期外，水温改变与当地气温年变相同，但最高、最低水温出现时间要迟半个月到一个月左右。水温月平均最高值多出现在7、8月，月平均最低值多出现在1、2月。第42页（四）地下水水温地下水温度：埋藏深度地质条件第43页依据地热分布规律，大致能够划分为三个地带：1、变温带：指地壳表层受太阳辐射影响所能到达深度范围，各地厚度不等，普通为15～20米。在变温带中，地下水温度含有日变和年变特点。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，地下水温度改变极少，普通不超出0.1℃。第44页3、增温带：在常温带以下数十公里范围内，主要由地球内热控制，随深度增加出现有规律增温现象：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，温度每升高l℃所需增加深度。各地增温并不相同，对整个地壳而言，大致平均为33米/℃。第45页地下水温度差分类：新火山地域，地下水温可达100℃以上；寒带、极地及高山、高原地域，地下水温度很低，有可低至-5℃.第46页五、水密度（一）纯水密度无杂质纯水，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℃时冰密度为0.9167克/立方厘米。所以，在天然河流或湖泊中，冬季冻结冰，因密度比水小而浮于水面。第47页

同其它物质一样，受热时体积增大，密度减小（0-4℃范围内，不服从热胀冷缩规律）。第48页（二）海水密度海水密度是指单位体积内所含海水质量，单位为g/cm3。习惯上使用密度是指海水比重，即指在一个大气压力条件下，海水密度与水温在4℃时蒸馏水密度之比，所以在数值上密度和比重是相等。海水密度情况，是决定洋流运动最主要因子之一，影响水团运动、水层稳定程度。第49页海水密度，是实用盐度（s）、水温（t）和压力（p）函数。所以，海水密度可用ρs,t,p来表示。海水密度普通都大干1，如：1.01600，1.03222…；表示方法：为了由密度空间改变计算海流速度，要求海水密度准确到小数5位，为书写简便，惯用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

所以，如ρs,t,p为1.02545时，σs,t,p即为25.45。第50页世界大洋表面密度地理分布规律为：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；赤道地域因为温度很高，盐度较低，因而表面海水密度很小，约1.02300；亚热带海区盐度即使很高，但温度也很高，所以密度依然不大，普通在1.02400左右；极地海区因为温度很低，所以密度最大；在三大洋南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。第51页海水密度垂直分布规律普通是：从表层向深处增加；南北纬20°之间在100米以内密度最小，而且在50米以内垂直梯度极小，几乎没有改变；50—150米深度上密度垂直梯度最大，出现密度突变层（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发觉，故有“液体海底”之称；约从1500米开始，密度垂直梯度很小，在深层，密度几乎不随深度而改变。第52页六、透明度与水色（一）湖水透明度与水色1、湖水透明度：定义：是指湖水能使光线透过程度。测定方法：通惯用透明度盘测定透明度。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），这时圆盘在水中深度就是透明度，单位：米。第53页十分浑浊湖泊透明度不足0.1米，而十分清澈湖泊透明度可达40米以上，普通湖泊在0.2～10米内。据实测资料，世界上湖泊最大透明度统计为41.6米，出现在日本麾周湖。贝加尔湖为40.5米。

第54页西藏玛法木错实测透明度为14米，是已调查湖泊中最大统计。青海湖可达10米第55页我国东部地域淡水湖群，因为湖底平浅，入湖来水、含沙量大，浮游生物繁茂，所以透明度均在2～3米以下，低只有几十厘米，江苏洪泽湖为10～40厘米。第56页太湖为15～20厘米第57页2、湖水水色水色——指垂直方向上位于透明度二分之一深处，白色圆盘上所显现湖水颜色。水色取决于水对光线选择吸收和选择散射情况。第58页因为光线散射强度与光波波长四次方成反比，即波长愈短，光愈轻易被散射。可见光中以蓝色波长较短，所以深度较大、清澈湖水，常