會計學(xué)1地球上水的物理性質(zhì)第一節(jié)地球上水的物理性質(zhì)一、水分子的結(jié)構(gòu)二、水的三態(tài)及其轉(zhuǎn)化三、水的熱學(xué)性質(zhì)四、水的溫度五、水的密度六、透明度與水色第1頁/共65頁一、水分子的結(jié)構(gòu)每個水分子（H2O）都是由一個氧原子和兩個氫原子組成。水分子的鍵角為104°31’，形成等腰三角形。第2頁/共65頁氧原子對電子的吸引力比氫原子大得多，電子在氧原子周圍相對集中，形成較濃厚的電子云，掩蓋了原子核的正電核。在氧原子一端顯示出較強的負(fù)電荷作用，形成負(fù)極；氫原子周圍，電子云相對稀薄，顯示出原子核的正電核作用，形成正極，使水分子具有極性結(jié)構(gòu)。水分子具有極性結(jié)構(gòu)第3頁/共65頁在自然界，水不完全是單水分子，而更多的情況下是水分子的聚合體。水分子聚合體包括：單水分子(H2O)，雙水分子(H2O)2、三水分子(H2O)3

。第4頁/共65頁二、水的三態(tài)及其轉(zhuǎn)化1.水的三態(tài)與水溫：1）固、液、氣

2）三態(tài)的轉(zhuǎn)化——水溫在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓下，純水0℃為冰點，100℃為沸點。0℃以下為固體，0-100℃為液體，100℃以上為氣體。第5頁/共65頁隨著水溫的變化，三態(tài)水分子的聚合體也在不斷地變化。第6頁/共65頁2.固態(tài)水

氣體水分子能凝聚成液態(tài)和固態(tài)水，主要是氫鍵起著強烈的締合作用。第7頁/共65頁3、液態(tài)水結(jié)構(gòu)模型——“閃動簇團”第8頁/共65頁三、水的熱學(xué)性質(zhì)（一）熱學(xué)性質(zhì)1.具有較大的熱容量2.具有較大潛熱3.傳熱性小（二）意義：調(diào)節(jié)地球上熱量的變率第9頁/共65頁由于水的比熱大、傳熱率小在天然水體中，封凍時，冰體緩緩增厚；冬季水體下部的溫度往往較氣溫為高。

水的這種特性對自然界的水下生命具有特別重要的意義。我國北方，整個冬季冰厚僅能達1—1.8米。只要水體有足夠的深度，冰層下仍是液態(tài)的水。如果冰上還覆蓋有厚雪，則冰層厚度將更小。第10頁/共65頁由于水的比熱大、傳熱率很小在平靜的水體中，熱能非常緩慢地透入深處，表層的水溫略為升高。同樣，水體內(nèi)部儲蓄的熱量在外界溫度較低時也只能緩慢地傳導(dǎo)出來。水體是一個良好的儲熱器，它對周圍環(huán)境是一個良好的氣候調(diào)節(jié)器，使冬季不致過冷，夏季不致過熱。第11頁/共65頁四、水溫水溫是一個很重要的物理特性，它影響到水中生物、水體自凈和人類對水的利用。（一）海水溫度（二）河水溫度（三）湖泊、水庫溫度（四）地下水溫度第12頁/共65頁（一）海水溫度

1、海水熱量的收支從整個海水的年平均溫度來看，幾乎沒有變化；一年中不同季節(jié)、不同海區(qū)的熱量收支并不平衡，從而引起了海水中溫度的分布與變化的不同。第13頁/共65頁海水熱量收入：1．來自太陽和天空的短波輻射2．來自大氣的長波輻射3．地殼內(nèi)熱通過海底傳給海水的熱量4．海面水汽凝結(jié)時放出的熱量5．洋流帶來的熱量6．海水垂直交換中所得的熱量7．化學(xué)的、生物的和放射性物質(zhì)放出的熱量8．海水運動產(chǎn)生的熱量以1、2最為重要，5只對局部海區(qū)有較大影響。第14頁/共65頁海水熱量支出：1．海面輻射放出的熱量2．海水蒸發(fā)時所消耗的熱量3．洋流帶走的熱量4．海水垂直交換中耗掉的熱量以1、2更為重要，在局部海區(qū)3對水溫變化也有較大影響，由于海水的垂直紊動混合，可把熱量傳到深處。第15頁/共65頁2、海水溫度的分布（1）海水溫度的水平分布表面平均溫度：太平洋＞印度洋＞大西洋；北半球高于南半球；南北緯0-30度之間印度洋水溫最高；南北緯50-60度之間大西洋水溫相差懸殊。第16頁/共65頁形成上述特點的原因：由于熱赤道北移，南半球的熱帶水一部分流入北半球，北半球暖流勢力強大，一直影響到高緯，受大陸和海底地貌影響，北冰洋的冷水不能大量南流；南半球三大洋相連，并與南極大陸相接，因此冷卻效果特別明顯；印度洋熱帶海區(qū)三面受亞、非、澳大利亞大陸包圍，并受暖流影響，所以水溫最高。

第17頁/共65頁主要原因：太陽輻射、洋流性質(zhì)、地形地貌。世界大洋表面水溫分布的總趨勢是：第一，水溫從低緯向高緯遞減；第二，南北回歸線間的熱帶區(qū)水溫最高；第三，寒暖流交匯處水溫變化較大；第四，夏季大洋表面水溫高于冬季。第18頁/共65頁大洋水溫的垂直分布，從海面向海底呈不均勻遞減的趨勢。（2）水溫的垂直分布第19頁/共65頁在南北緯40°之間，海水垂直結(jié)構(gòu)可分兩層，即：

表層暖水對流層

（一般深度達600-1000米）

深層冷水平流層（龐大水體）熱帶和亞熱帶海域的上層水體，為大洋的暖水區(qū)，這里水溫普遍在10℃以上，面積占世界海洋的一半以上，而體積只占1/16。第20頁/共65頁表層擾動層——表層暖水對流層的最上一層（約0-100米）受氣候影響明顯，紊動混合強烈，對流旺盛，水溫垂直分布均勻，垂直梯度極小。表層擾動層下部與冷水層之間形成一個溫躍層，水溫垂直梯度遞減率達最大值。第21頁/共65頁（3）海水溫度的變化日變化：影響因素有：太陽輻射、季節(jié)變化、天氣狀況(風(fēng)、云)、潮汐和地理位置等。總體變化幅度很小；隨緯度的增加而減小；靠近大陸淺海區(qū)最大。第22頁/共65頁年變化影響水溫年變的因素有：太陽輻射、洋流性質(zhì)、季風(fēng)和海陸位置。從赤道和熱帶海區(qū)向中緯海區(qū)增大，再向高緯減小；相同熱量帶，大洋西側(cè)較東側(cè)變幅大，近海岸更大；北半球大于南半球。第23頁/共65頁(4)海冰第24頁/共65頁海冰是高緯海區(qū)所特有的水文現(xiàn)象。海冰有兩種：一為岸冰，一為浮冰。岸冰——較為固定的海冰，海岸越曲折，島嶼和淺灘越多，岸冰越寬廣。浮冰——一種是由海水凍結(jié)而成的，一種是來自大陸的冰。第25頁/共65頁含有鹽分的海水，其冰點和最大密度溫度都隨鹽度的增加而降低，但降低的數(shù)值不同。通常大洋表面鹽度均大于24.695×10-3，因此冰點更低；當(dāng)海面水溫達到冰點時，海水析出鹽分，表層海水鹽度增加，密度增大，下沉，形成對流，結(jié)冰困難；溫度降到冰點以下，海水過冷，在有結(jié)晶核的條件下，海水才會開始結(jié)冰。第26頁/共65頁（二）河水溫度河水熱狀況的綜合標(biāo)志是河水溫度。水溫在0度以上的河流：第27頁/共65頁出現(xiàn)冰情的河流:

松花江春季流凌（上）清溝（下）嫩江秋季圓盤形流凌（上）冰壩（下）第28頁/共65頁1、河流的水溫

1）水溫的日變化與氣溫的日變化相應(yīng)，主要受太陽輻射影響；由于水的比熱較大，對熱量變化和反應(yīng)比較遲緩，變化速度稍落后于氣溫，變幅也較氣溫小。早晚較低，午后升高，日變幅常在l～3℃左右，比氣溫的日變幅小。此外，河流水量愈大，日變幅愈小。冰川補給的河流其上游日變幅大，下游小。第29頁/共65頁2）水溫的季節(jié)變化，有明顯的周期規(guī)律：如冬季各月水溫最低，我國北方河流冬季水溫經(jīng)常在0.1～0.5℃左右，并且日與日之間變化不大；自冬至春，由于太陽輻射熱量的增加，水溫逐漸上升，至夏季水溫達最高值；夏末秋初以后水溫逐漸下降。3）水溫的年內(nèi)變化落后于氣溫的變化。通常在春季夏季水溫低于氣溫，秋季冬季水溫高于氣溫。第30頁/共65頁我國河流水溫的年變幅一般都大，這也是我國氣候大陸性較強，各地氣溫變幅一般較大的反映。華北地區(qū)年水溫變幅最大，如子牙河獻縣站1月和7月的月平均溫度差可超過27℃；東南沿海水溫變幅較小，仍在15～16℃左右；年變幅最小的是云貴高原，有些河段1月、7月的月平均水溫變幅甚至不到2℃。第31頁/共65頁2、河流的冰情我國北方河流每年都有時間長短不等的封凍期，長的可達1-5個月。入冬以后，氣溫下降至0℃以下，河水開始結(jié)冰，到第二年春季隨氣溫升高，河水開始解凍至冰凌全部消失的整個過程大致可分為三個時期：結(jié)冰期、封凍期、解凍期第32頁/共65頁封凍期第33頁/共65頁如果河流由南向北流過較長的距離，在河流解凍時，由于上游融冰早于下游，當(dāng)上游冰塊向下游移動時，受河灣或冰層阻擋時，以致大小冰塊堆積起來，橫跨斷面堵塞河道形成冰壩，使上游水位抬高，此種現(xiàn)象稱為凌汛。在黃河的寧夏河套段和山東境內(nèi)，每年春季常發(fā)生這種情況。嚴(yán)重的凌汛會使大堤決口，河水漫溢造成河流兩岸重大損失。凌汛第34頁/共65頁1986年4月初，黃河上、下游地區(qū)溫差大，隨著季節(jié)轉(zhuǎn)暖，上游漂下冰塊堵塞包頭附近河道，有的地段形成了寬約3千米，長約6千米的冰壩，迫使河水漫流兩岸。后來出動16架次飛機，空投炸彈20多噸，才解除凌災(zāi)。第35頁/共65頁黃河凌汛第36頁/共65頁（三）湖泊、水庫水溫

1、影響湖溫變化的因素：太陽輻射是湖水熱量的主要源泉。射入湖中的太陽能，一部分被吸收，一部分被散射。由此可見，大部分太陽輻射能用于提高表層水溫，而湖泊深處的熱量交換，主要是靠渦動、對流混合將熱量傳給下層。據(jù)觀測，湖水表層1米深吸收了80％左右的輻射能，且大部分能量被靠近水面20厘米的水層所吸收，只有1％的能量達到10米深處。第37頁/共65頁一般水深大于10米的湖泊，常不受上層水溫的影響而保持一定低溫(4～8℃)；水深小于10米的淺湖，全湖水溫都能受到太陽熱能的影響而使水溫發(fā)生變化。此外，湖盆形態(tài)、湖面大小、湖岸曲折程度與島嶼多少、冰雪蓋層、風(fēng)力大小、蒸發(fā)強弱等因素也能影響湖溫的變化。

第38頁/共65頁2、湖中水溫的分布當(dāng)湖水溫度隨水深的增加而降低時，即水溫梯度成負(fù)值時，將出現(xiàn)上層水溫高，下層水溫低，但不低于4℃，這種水溫的垂直分布，稱為正溫層；當(dāng)湖溫隨水深的增加而升高時，上層水溫低，下層水溫高，但不高于4℃。這種水溫的垂直分布，稱為逆溫層；當(dāng)湖溫上下層一致，上下層水溫完全相同（同溫層，4℃）。第39頁/共65頁3、湖泊水溫的變化水溫的日變以表層最明顯，隨溫度的增加日變幅逐漸減小最高水溫一般出現(xiàn)在每天的14-18時，最低水溫出現(xiàn)在5-8時；水溫日變幅在陰天和晴天之間的差別也較大。第40頁/共65頁2)湖面水溫的年變

除結(jié)冰期外，水溫變化與當(dāng)?shù)貧鉁啬曜兿嗨疲罡摺⒆畹退疁爻霈F(xiàn)的時間要遲半個月到一個月左右。水溫月平均最高值多出現(xiàn)在7、8月，月平均最低值多出現(xiàn)在1、2月。第41頁/共65頁（四）地下水的水溫地下水的溫度：埋藏深度地質(zhì)條件第42頁/共65頁根據(jù)地?zé)岬姆植家?guī)律，大致可以劃分為三個地帶：1、變溫帶：指地殼表層受太陽輻射影響所能達到的深度范圍，各地厚度不等，一般為15～20米。在變溫帶中，地下水的溫度具有日變和年變的特點。2、常溫帶：太陽輻射熱影響極微弱，地溫變幅已趨于零，故稱為常溫帶。在年常溫層中，地下水溫度變化很少，一般不超過0.1℃。第43頁/共65頁3、增溫帶：在常溫帶以下數(shù)十公里范圍內(nèi)，主要由地球內(nèi)熱控制，隨深度增加出現(xiàn)有規(guī)律的增溫現(xiàn)象：通常以地?zé)嵩鰷芈剩ā?100米）表示，其倒數(shù)為地?zé)嵩鰷丶墸?℃）；地?zé)嵩鰷丶壥侵冈诔貙右韵拢瑴囟让可遧℃所需增加的深度。各地增溫并不相同，對整個地殼而言，大致平均為33米/℃。第44頁/共65頁地下水的溫度差分類：新火山地區(qū)，地下水溫可達100℃以上；寒帶、極地及高山、高原地區(qū)，地下水的溫度很低，有的可低至-5℃.0℃：這叫冰水，不叫溫泉。10℃：這叫冷水，也不是溫泉。20℃：這叫一般水，對于怕燙的歐美國家的人來說，已經(jīng)是溫泉了。30℃：這個溫度對中國人來說，正好是可以洗澡的水溫。40℃：對于日本人來講，凡是水溫低于40℃通通叫冷水。50℃：在北海道，若是沒有這個溫度就沒有資格叫溫泉。60℃：對于有風(fēng)濕痛的老人而言，這是治療風(fēng)濕痛的最佳水溫。70℃：如果有人想邊泡溫泉邊煮茶葉蛋來吃，這個水溫剛剛好。80℃：對于愛吃水餃或是吃湯圓的人而言，這種水溫正好可以滿足你的需求。90℃：這個水溫正好可以滿足一邊泡溫泉一邊吃火鍋的娛樂享受，當(dāng)然有人想順便吃關(guān)東煮，也是不錯的點子。100℃：因為青江菜沒有超過100℃的水溫會燙不熟，因此如果有人想邊洗邊川燙青江菜來吃，最好別泡水溫低于100℃以下的溫泉。第45頁/共65頁五、水的密度（一）純水的密度無雜質(zhì)的純水，在4℃（3.98℃）時密度最大，為1克/立方厘米，在0℃時密度為0.9999克/立方厘米；水自液體狀態(tài)變?yōu)楣腆w狀態(tài)，其密度要發(fā)生突變，大約要變小10%，即體積將增加；0℃時冰的密度為0.9167克/立方厘米。因此，在天然河流或湖泊中，冬季凍結(jié)的冰，因密度比水小而浮于水面。第46頁/共65頁

同其他物質(zhì)一樣，受熱時體積增大，密度減小（0-4℃范圍內(nèi)，不服從熱脹冷縮的規(guī)律）。第47頁/共65頁（二）海水密度海水密度是指單位體積內(nèi)所含海水的質(zhì)量，單位為g/cm3。習(xí)慣上使用的密度是指海水比重，即指在一個大氣壓力條件下，海水的密度與水溫在4℃時蒸餾水密度之比，因此在數(shù)值上密度和比重是相等的。海水的密度狀況，是決定洋流運動的最重要因子之一，影響水團的運動、水層的穩(wěn)定程度。第48頁/共65頁海水的密度，是實用鹽度（s）、水溫（t）和壓力（p）的函數(shù)，可用ρs,t,p來表示。海水的密度一般都大干1，如：1.01600，1.03222…；表示方法：為了由密度的空間變化計算海流速度，要求海水密度精確到小數(shù)5位，為書寫簡便，常用σs,t,p來表示，即海水密度減1再乘以1000：

σs,t,p=（ρs,t,p－1）×1000

因此，如ρs,t,p為1.02545時，σs,t,p即為25.45。第49頁/共65頁世界大洋表面密度的地理分布規(guī)律為：從熱赤道向高緯遞增；赤道地區(qū)由于溫度很高，鹽度較低，因而表面海水的密度很小，約1.02300；亞熱帶海區(qū)鹽度雖然很高，但溫度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右；極地海區(qū)由于溫度很低，所以密度最大；在三大洋的南極海區(qū)，密度均很大，可達1.02700以上。第50頁/共65頁海水密度的垂直分布規(guī)律一般是：從表層向深處增加；南北緯20°之間在100米以內(nèi)密度最小，并且在50米以內(nèi)垂直梯度極小，幾乎沒有變化；50—150米深度上密度垂直梯度最大，出現(xiàn)密度的突變層（躍層），“液體海底”；約從1500米開始，密度垂直梯度很小，在深層，密度幾乎不隨深度而變化。科學(xué)家們經(jīng)過多次實驗發(fā)現(xiàn)，躍層會使聲波傳播發(fā)生折射，這樣，當(dāng)敵人的軍艦發(fā)射探測潛艇的聲波時，常被躍層擋了回去，這時潛艇躲在躍層下面就能避開敵人的耳目而不被發(fā)現(xiàn)。另外，躍層比較穩(wěn)定，潛艇可以停坐在上面，既節(jié)省燃料，又安安穩(wěn)穩(wěn)，于是，人們又把密度躍層比作“液體海底”。

第51頁/共65頁六、透明度與水色（一）湖水的透明度與水色1、湖水的透明度：定義：是指湖水能使光線透過的程度。測定方法：通常用透明度盤測定透明度。透明度盤是一個白色圓盤（直徑為30厘米），把圓盤緩緩沉入水中，直到肉眼看不見為止（從水面上方垂直向下看），這時圓盤在水中的深度就是透明度，單位：米。第52頁/共65頁十分渾濁湖泊的透明度不足0.1米，而十分清澈的湖泊透明度可達40米以上，一般湖泊在0.2～10米內(nèi)。據(jù)實測資料，世界上湖泊最大透明度記錄為41.6米，出現(xiàn)在日本的麾周湖。貝加爾湖為40.5米。

第53頁/共65頁西藏瑪法木錯實測透明度為14米，是已調(diào)查湖泊中最大記錄。青海湖可達10米第54頁/共65頁我國東部地區(qū)的淡水湖群，由于湖底平淺，入湖來水、含沙量大，浮游生物繁茂，所以透明度均在2～3米以下，低的只有幾十厘米，江蘇洪澤湖為10～40厘米。第55頁/共65頁太湖為15～20厘米第56頁/共65頁2、湖水的水色水色——指垂直方向上位于透明度一半深處，白色圓盤上所顯現(xiàn)的湖水顏色。水色取決于水對光線的選擇吸收和選擇散射的情況。第57頁/共65頁由于光線散射強度與光波波長的四次方成反比，