《地球上水的性质》PPT课件

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1、第一章 地球上水的性质,第一节 地球上水的物理性质第二节 地球上水的化学性质,第一节 地球上水的物理性质,一、水的形态及其转化 （一）水分子的结构,1.水的三态与水温 随着水温的变化，三态水分子的聚合体也在不断的变化。从表11可见： 表11 不同水温水分子聚合体的分布（）,（二）水的三态及其转化 固态 液态 气态,1）随着水温的升高，水分子聚合体不断地减少，而单水分子不断地增多。当温度高于100呈气态时，水主要由单水分子组成。 2）随着温度的降低，水分子聚合体不断增多，单水分子不断减少。水温达到0结冰时，单水分子为零，而强力缔合结构的三水分子增多，因三水分子结构特性，使液态水变成固态冰时，体积

2、膨胀10，若冰变成液态水时，体积减小10。 3）水温在3.98时，结合紧密的二水分子最多，所以此时水的密度最大，比重为1。 2.固态水（冰）的结构 气体水分子能凝聚成液态水和固态水（冰），主要是氢键起着强烈的缔合作用。,二、水的热学性质,水变成水汽或冰融成水都要吸收热量。相反，水汽凝结和水结成冰都要放出热量，而且吸收或放出的热量是相等的。这种吸收或放出的热量称为水的潜热。水在0直接蒸发，其蒸发潜热为2500J/g；在100时，汽化潜热为2257J/g；冰在0时，融解潜热为1401J/g；冰直接升华潜热为1401+2500=3901J/g。,水的热容量（或比热）、融解热和蒸发热都比其他物质大。

3、其原因是水分子的异常结构。水分子结构的突出特点是具有极性和生成氢键的能力，使水分子相互间的作用力即内聚力大增强。水在温度变化和三态转化过程中，不仅要克服分子间的范德华作用力，而且还要克服氢键的束缚，分解双水分子和三水分子聚合体，因此需要较多的热量。 水的热容量与潜热特性，对整个地球上的热量变化具有重要的调节作用，使冬季不致过冷，夏季不致过热。 结论： 水是所有固体和液体中热容量最大的物质之一，能吸收相当多的热量而不损害其稳定性。也就是说，把水加热到某一温度，要比重量相同的其它物质加热到同一温度，需要更多的热量。,三、水温,温度是表示物体冷热程度的物理量，其单位为或。 水温是各个水体的重要物理性

4、质之一，水体的温度取决于各个水体的热量收支状况，其中太阳辐射是地球上各种水体的主要热源之一。,（一）海水的温度,海水的温度是表示海水冷热程度的物理量，是海水重要而又基本的物理性质之一。 1、影响海水温度的因素 海水的温度取决于海水的热量收支状况（如表1-2 ）。当收入热量大于支出热量时，海水热量有盈余，内能增加，水温升高；反之，收入热量少于支出热量时，热量亏损，内能减少，水温下降。,海水的热量收支,（1）海水热量的收入 有太阳辐射、大气对海面的长波辐射（大气逆辐射）、海面水汽凝结释放的热量、暖于海水的降水和大陆径流带入的热量，地球内部通过海底传导给海水的热量、海洋中物理、化学、生物的反应产生的

5、热量以及海水的对流、平流和混合运动所得的热量等，其中太阳短波辐射和大气长波辐射最为重要 ，太阳辐射是海水热量最主要的来源。洋流带来的热量只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少 。 （2）海水的热量支出 有海面蒸发、海面长波辐射、海洋传给大气的乱流热，海洋内部的对流、平流和混合所失去的热量等。热量的支出以海面辐射和蒸发更为重要，在局部海区由洋流带走的热量对水温变化也有较大影响 。对高纬海区，结冰和融冰对水温也有一定影响。,2、世界大洋表层水温水平分布特点 世界大洋表层水温年平均变化于1.730之间。其分布特点： （1）世界大洋表层水温最高值出现在热赤道，由热赤道向两极递减。 热赤道位处赤

6、道以北，大致处在5N7N，水温最高。 海洋表层水温的这一分布特点，主要受太阳辐射控制。低纬海区，全年正午太阳高度角（太阳入射角）大，太阳辐射强，则水温高。由低纬向高纬，太阳高度角（入射角）降低，太阳总辐射减少，则水温下降。 （2）大洋东西两侧水温明显不同 中低纬海区西侧水温高于东侧，中高纬海区则相反。这主要是洋流对局部海区水温影响的结果。中低纬海区，大洋西侧为暖流，东侧为寒流，所以西侧水温高于东侧；中高纬海区则相反，大洋西侧为寒流，东侧为暖流，则水温西侧低于东侧。在寒暖流交汇处，等温线特别密集，水温的水平梯度大。,（3）南北半球水温有较大差异 南半球等温线比较规则，尤其高纬度海区几乎与纬线平行

7、。原因是陆地集中于北半球，而南半球海洋辽阔，尤其在高纬度海区三大洋几乎连成一片成为广阔的海洋。 同纬度相比，北半球水温略高于南半球。原因有三个：一是热赤道北移，位于北纬57；二是北半球暖流势力强大，一直影响到高纬海区；三是南半球海洋开阔，与南极大陆相接，冷却效果明显。 （4）夏季海面水温普遍高于冬季，但南北水温梯度冬季大于夏季 原因是：夏季不仅太阳高度角大，而且日照时间（白昼时间）长，则太阳总辐射量多，水温高。冬半年不仅太阳高度随纬度增加而减小，而且白昼时间也随纬度增加而缩短（极圈内出现极夜现象），则南北辐射梯度大，所以水温南北梯度也大；但是，夏半年，尽管太阳高度随纬度增加而减小，而白昼时间却

8、随纬度增加而增长（极圈内出现极昼现象），所以太阳辐射的南北梯度小，水温的南北梯度比冬半年小。,世界大洋表面水温分布具有如下规律：,3、大洋水温的垂直分布 大洋水温的垂直分布，从海面向海底呈不均匀递减的趋势。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（一般深度达6001000米）和深层冷水平流层。表层暖水对流层的最上一层（约0100米）受气候影响明显，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度极小，故称为表层扰动层。在此层下部与冷水之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。 原因：太阳辐射是海水最主要的热量来源。而太阳辐射首先到达海面，然后通过热传导、海水垂直涡动、对

9、流向深处传输，随深度增加，太阳辐射 迅速减少。则从海面向海底，水温呈不均匀递减。,世界大洋水温的垂直分布规律是：从海面向海底呈不均匀递减的趋势；在南北纬400之间，海水可分为表层暖水对流层和深层冷水平流层（图531）。,4、海水温度的时间变化 1）水温的日变影响水温日变的因素有：太阳辐射、季节变化、天气状况（风、云）、潮汐和地理位置等。大洋表面水温日变一般很小，日较差不超过0.4。水温的日变随纬度的增加而减小。在靠近大陆浅海区日较差可达34以上。最高、最低水温出现的时间各地不同，但最高水温每天出现在1416时，最低水温则出现在46时。水温日变深度，一般可达1020米，最大深度可达6070米。

10、2）水温的年变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。水温年变的地理分布为：从赤道和热带海区向中纬海区增大，然后向高纬海区减小；在同一热量带，大洋西侧较东侧变幅大，靠近海岸地区更大；南北两半球相比，北半球各纬度带的年较差大于南半球，见表1-3。水温年变深度，一般可达100150米，最大深度可达500米左右。,5、海冰,海上出现的冰有两种来源：一种是海水自身冻结而成的，称为海冰；另一种是进入海洋中的大陆冰川、河冰和湖冰等淡水冰。广义地，出现在海上的冰都称为海冰。 下面主要探讨海水结冰过程及其物理性质。,1）海冰的主要物理性质,（1）淡水的冰点Ti为0，最大密度的温度TM是3.9

11、8（约4）；而海水的冰点和最大密度的温度都不是固定值，都随盐度值的增加而线性下降，但冰点温度降低较和缓。当海水的盐度大于24.695103时，最大密度的温度低于冰点温度；而盐度小于24.695103时，最大密度的温度高于冰点温度；只有盐度在24.695103时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为1.332（图532）。,海冰,图19 冰点温度、最大密度温度与盐度关系,（2）海冰中含有少量盐分 海冰呈蜂窝状，由淡水冰晶和盐室中的盐汁构成。海冰中所含盐分的多少取决于海冰冰龄（成冰时间长短）、结冰速度、原始海水盐度。当成冰时间短、结冰速度快、原始海水盐度高，则海冰中所含盐分越多。 （3）海冰密

12、度低于海水 （4）海冰比淡水冰易融（因冰点低）。,2）海水的结冰过程,分两种情形： （1）当海水盐度S 24.695103时 因海水的最大密度温度高于冰点温度，则结冰过程与淡水结冰过程相同。即随海面气温下降，水温降低，密度增大，表层海水下沉，产生对流，当海水温度降到最大密度温度时，海水密度最大；随后，表层海水温度进一步下降，密度减小，对流宣告结束，当表层水温降至冰点温度或过冷却状态时，可能产生结冰。 然而，大洋表面盐度均大于24.69510-3 ，其结冰过程与淡水结冰迥然不同。,（2）当海水盐度S 24.695103时,其结冰过程非常困难缓慢。 一方面，盐度24.695103时，海水的最大密度

13、温度TM低于冰点温度Ti，随着海面温度的不断下降，表层海水密度总是不断增大，必然导致表层海水下沉而形成对流。这种对流过程将一直持续到结冰时为止，这种对流作用可达到很大的深度乃至海底。由于对流，下层海水热量向上输送，使海水的冷却速率减慢，因此海水结冰非常困难。只有相当深的一层海水充分冷却后才开始结冰。 另一方面，海水结冰时，要不断地析出盐分，使表层海水盐度增加，密度增大，因而表层水继续下沉，加强了海水的对流（助长对流）；同时，盐度值的增加，又使冰点温度进一步下降，所以结冰就更困难、更缓慢。,3）海水结冰条件,（1）气温长期处于过冷却 此条件促使海水通过对流混合，在相当深的一层海水达到某种程度的过

14、冷却（即水温低于冰点）。 （2）要有结晶核存在 如岩屑、矿物碎屑等。则海面和海水内部均可结冰，但大洋中部不易结冰，边缘海区容易结冰。,海冰主要分布在高纬海区。北冰洋终年有9000万KM2的海面被冰覆盖，冬季的范围更广，可一直延伸到大西洋西北部45N附近。 海冰有岸冰和浮冰两种。,（二）河流水温与冰情,1、河流的水温 河流水温取决于河段热量的收支状况，若收入热量大于支出热量，则水温升高；反之，则水温下降。 影响河流水温的因素 太阳辐射是地球主要的热源，也是河水增温的主要热收入。水温的分布，大体与气温一致，体现着随纬度增加和地势增高而降低的地带性规律，但水温的变幅小于气温的变幅。原因是水的热容量大

15、。 此外，河流水温还受补给水源、上游来水及冰情等的影响。,河流水温的日变化与年变化,（1）日变规律 水温的日变化与气温的日变化大体一致，早晚较低，午后升高，水温最高值落后于气温23小时，日变幅常在13左右，比气温日变幅小。其原因是水的热容量大，对热量变化的反应比较迟缓，变化速度稍落后于气温，变幅也较气温小。 河水温度的日变化与水量、季节、天气和地理位置有关。 河水水量越多，日变幅越小；中高纬地区暖季水温日变幅大于冷季；中低纬河流，水温日变幅稍大；晴天水温日变幅大于阴天。,补给水源：高山冰雪融水补给河流，水温偏低；雨水补给河流，水温较高；湖泊水补给河流，春温低，秋温高；地下水补给河流，水温变幅小

16、。 冰情：河水结冰要放热，对水温的降低起抑制作用；河冰解冻要吸热，对水温升高起抑制作用。 由于水的热容量大，则上游来水的温度和水量将对河流水温起着重要作用。,(2)水温的年变规律,水温年变趋势大体与气温一致，但年变幅比气温小，河流年平均水温比当地年平均气温略高。 春夏季，收入热量大于支出热量，水温升高，最高值多出现在盛夏，且水温小于气温；秋冬季，收入热量小于支出热量，水温降低，最低值多出现在气温最低的时期，且水温高于气温。 中纬地区水温年变幅比低纬和高纬都大（中纬地区水温年变幅最大）。 原因是：低纬地区，太阳辐射和气温的年变化小；高纬地区气温年变化虽较大，但受结冰和融冰影响，水温年变幅也较小，

17、暖季融冰吸热和冷季结冰放热都将缓和水温水温的年变化。 水温年变幅度随海拔高度增高而减小 地势增高，气温年变幅变小，同时受结冰和融冰影响，水温年变幅减小。 水温年变幅随大陆性增强而加大 我国河流水温年变幅最大地区在华北平原地势最低、气温年较差最大的地区；东南沿海各河流，水温年变幅较小；青藏高原上，水温年变很小；云贵高原，地势较高，地下水补给比重较大，为水温年变最小的地区。,水温的空间分布,（1）断面分布 水温的垂直分布具有成层性：清晨，表面水温低，向下水温升高（逆温分布）；午后，表面水温高，向下水温降低（正温分布）。 暖季，两岸水温高，由岸边向河心、由河面向河底，水温升高。 （2）水温的沿程变化

18、 水温沿流程的变化，与河流长度、流程所在的气候条件、补给状况及流向等因素有关。流程长度：流程越短，水温与补给水源的温度越接近；流程越长，水温受流程内气温影响越显著。补给状况：高山冰雪融水补给河流，水温沿程增加。流向：、东西向河流（纬向河流），受上下游地势高低影响，一般地河流上游水温低，年变幅小；下游地区，水温高，年变幅大；、南北向河流：由高纬流向低纬河流，受纬度和海拔高度影响，下游纬度和地势都降低，则河流水温由上游到下游沿程增加较快；反之，由低纬流向高纬的河流（或河段），水温的沿程变化取决于地势和纬度的综合影响，水温沿程变化较小。一般来讲，下游水温低。,2、河流的冰情,当河流的水温低于0处于过

19、冷却状态时，河流中可能出现冰晶。若气温持续保持在0以下，河流就会出现冰情。 河流的冰情包括结冰、封冻和解冻的全过程。 （1）结冰期（结冰阶段） 从河水开始结冰起，到最初形成稳定冰盖时为止，称为结冰期。可分为三个过程： 岸冰、水内冰和水面薄冰的形成：随着气温降低，水温下降，当气温降到0以下，河面水温亦降到0时，水面尤其水流缓慢的河湾附近开始出现冰晶。河岸水温比河流中央降温快，水流慢，则易结冰。流冰或行凌过程：岸冰、水内冰，伴随流水向下游流动，称为流冰或行凌。大块冰层的形成：冰块在流动过程中相互碰撞而聚集起来，遇到狭窄河段、河湾或受沙洲、人工建筑物的阻挡，流动的冰块便停积在一起，使冰块增大，冰面扩

20、展，直至最后形成稳定冰盖，进入第二阶段封冻期。,（2）封冻期（封冻阶段） 河面结冰后，若气温持续下降，冰面不断扩大，最后水面冰与岸冰结合一块，甚至全河面被冰层覆盖，称为封冻。 自形成稳定冰盖起，到冰盖破裂开始再次出现流冰之日止，称为封冻期。 （3）解冻期（解冻阶段） 次年春季，气温回升到0以上，冰盖逐渐融化、破裂，形成许多冰块，再次出现流冰，直至河冰全部消融，称为解冻。从稳定冰盖开始破裂到河冰全部消融为止，称为解冻期。 （4）凌汛 在秋冬结冰期和春季解冻期，若河流由低纬流向高纬的河段比较长，则在结冰期，上游封冻比下游晚；而在解冻期，上游解冻早于下游，这样上游流动的冰块常在下游受阻而壅积起来，形

21、成冰坝，引起上游水位抬高，以致泛滥成灾的现象，叫做凌汛。如黄河河套段和山东境内，几乎每年春季都发生凌汛。,（三）湖泊、水库水温,1 影响湖库水温的因素 （1）太阳辐射 太阳辐射是湖库水的主要热源。到达湖库水面的太阳辐射，一部分被吸收转化为热能，使水温升高，另一部分则被反射回宇宙空间。据观测，湖水表面以下1m深的水层可吸收80%的辐射能，而且大部分辐射能被靠近水面20cm的水层所吸收，只有1%的能量可以到达10m深。可见，太阳辐射在水中分布十分不均匀，由表面向下迅速递减。又由于水的传热性能差，因此，大部分太阳辐射能用于提高表层水温，它是影响表层水温的主要因素。 （2）涡动、对流、混合作用 涡动、

22、对流、混合作用是湖泊深层水温的主要影响因素。 一般地，水深Z10m的湖泊，深层水通常不受上层水温的影响而保持一定的温度（48）；水深Z10m的湖泊，则整个湖泊水温均可受到太阳辐射的影响。 此外，湖库形态、水面大小、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。,（三）湖泊、水库水温,1湖水温度的分布 导致湖水温度分布差异的原因，一是水气界面上增温与冷却作用，一是湖泊、水库水内部紊动、对流的混合作用。 正温层，逆温层，同温状态。,（三）湖泊、水库水温,正温层：当湖水温度随水深的增加而降低时，即水温垂直梯度成负值时，将出现上层水温高，下层水温低，但最低水温不低于4，这种水

23、温的垂直分布，称为正温层。正温层多产生在温暖季节，温带湖的夏季、热带湖的全年均具有正温层特点。 逆温层：当湖温随水深的增加而升高时，即水温垂直梯度成正值时，将出现上层水温低，下层水温高，但最高值不高于4。这种水温的垂直分布，称为逆温层，见图110。 同温层：当湖温上下层一致，即水温垂直梯度等于零时，将出现上下层水温完全相同，这种水温的垂直分布，成同温状态。 当湖泊出现正温层时，在湖面以下一定深度常常形成温跃层，即上下层水温有急剧变化的一段。出现温跃层的深度各湖不一，它决定于表层增温程度、风力大小、湖盆形态等。,（2）湖温的水平分布 湖温的水平分布，因受湖盆形态、湖底地形、水深、湖中岛屿、距岸远

24、近和入湖径流等因素的影响而有很大差异。 如俄罗斯拉多湖，在晚春季节，其北部深水区与南部湖滨浅水带的表层水温差可达15以上。,3、湖温的时间变化,湖水温度具有日变和年变的特点。 （1）日变 水温的日变以表层最明显，随深度的增加日变幅逐渐减小，最高水温一般出现在每天的1418时，最低水温出现在58时，水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较大 ，水温日较差小于气温日变幅。（水的热容量大，具有热惰性）。,2湖水温度的变化,2湖水温度的变化 湖水温度具有日变化和年变化的特点。 （1）水温的日变化 以表层最明显，随温度的增加日变幅逐渐减小，最高水温一般出现在每天的1418时，最低水温出现在68时，水温日变幅

25、在阴天和晴天之间的差别也较大，见图111。,（2）年变 湖面水温的年变，除结冰期外，水温变化与当地气温年变相似，但最高、最低水温出现的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，见P15图1-12。 湖温年较差比气温年较差小，大湖较小湖小。我国湖面水温年变幅最大是太湖，最大值可达38。高山、高原区湖泊水温年变幅最小。 湖温年较差随水深增加而减小。,（2）湖面水温的年变化 除结冰期外，水温变化与当地气温变化相似，但最高、最低水温出现的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，湖温年较差比气温年较差小

26、，大湖较小湖小。我国湖面水温年变幅最大是太湖，最大值可达38。高山、高原区湖泊水温年变幅最小。,1.鄱阳湖 2.白洋淀 3.镜泊湖 4.洱海5.博斯腾湖 6.青海湖 7.赛里木湖 图112我国湖面水温年变化,（四）地下水的水温,1、地下水温的垂直分布 地下水温度的差异主要取决于地下水埋藏的地温条件。地壳表层（包括地下水）的热源主要来源于太阳辐射，而内部则来自地球内部的热能。 按地温的垂直分布特点，可分为三个垂直带，不同垂直温度带，水温变化特点不同。,、变温带（外热带、太阳辐射热带）,（1）概念：指地壳表层，地温和水温随外界温度（气温）变化而变化，其热源主要是太阳辐射热。又叫“外热带”、“太阳辐

27、射热带”、“可变温度带”。一般厚度1520米。 （2）本带地温和水温特点 温度变化受太阳辐射热的控制。 本带地温和水温具有周期性变化：一般在日常温层以上，水温有明显的昼夜变化；在年常温层以上，水温具有季节性变化。在年常温层中，地下水温度变化很少，一般不超过0.1。 水温年变幅比地温小，一般为0.55，且以中纬度地区水温年变最大。 原因：水的热容量比岩土大，则变幅小。低纬太阳辐射和气温年变小；，高纬地区尽管太阳辐射的年变大，但受结冰融冰影响及地下冻土层导热性能差的原因，则地温和水温变幅并不大。中纬地区太阳辐射年变较低纬大，岩石土层导热性能比高纬好，地温和水温变幅大。 水温和地温年变幅随深度增加面

28、减小。,、常温带（常温层）,指地下一定深度，地温保持常年不变，不随外界温度发生变化。它实质上是太阳辐射热与地球内热共同影响的热平衡带。 年常温带的深度各地不同，它与地面温度的年变幅度、岩石土壤的物理性质及水文地质条件等因素有关。一般中纬地带比赤道和两极深，一般为2030米。 温度特点：年常温带的地温相当于当地平均地表温度，略比当地年平均气温高12；而水温与当地年平均气温相当。水温变幅很小，一般小于0.1。,、增温带（内热带）,大量观测资料表明：在年常温层以下，地温和地下水温则随深度的增加而逐渐升高，其热量来源于地球内部，又叫内热带。其变化规律决定于一个地区的地热增温级。 地热增温级是指在常温层

29、以下，温度每升高1所需增加的深度，单位为m/。各处地热增温级不同，一般为33m/。,2、地下水温的水平差异,地下水温主要受当地气温和地热控制。在不同地区，地下水温度差异很大。如在新火山地区，地下水温可达100以上；而在寒带、极地及高山、高原地区，地下水的温度很低，有的可低至-5。,3、地下水的温度类型,地下水的温度差异可分为如下几类（表1-4）。,地下水在一定地质条件下，因受地球内部热能的影响而形成地下热水。它通过一定的通道，例如，沿断裂破碎带、钻孔等上涌，致使地热增温级大大提高，这种地区叫地热异常区。具有良好的地质构造及水文地质条件的地热异常区，有可能形成大量地下热水或天然蒸汽的地热田。从利

30、用热能考虑，地下热水按温度分类见表1-5。,表1-5 地下热水温度分类,四、水的密度,（一）纯水的密度 水温不同，水分子的结构状态不同。所以温度变化直接影响水的密度变化，见表1-6。 0的冰密度为0.9167g/cm3，0的水密度为0.9999g/cm3，则水从固态变为液态密度要减小，体积增加； 水的最大密度温度是3.98， 3.98时纯水密度为1；50水的密度为0.9881g/cm3。 液态水由最大密度温度3.98向低和向高变化，密度均减小；固态冰随温度下降密度增大。,四、水的密度,（一）纯水的密度： 0的冰密度为0.9167g/cm3； 0的水密度为0.9999g/cm3； 3.98时纯水

31、密度为1 g/cm3； 50水的密度为0.9881g/cm3。 （二）海水的密度： 指单位体积内所含海水的质，其单位为克/立方厘米。用符号来 表示。,（二）海水的密度,海水密度是指单位体积海水的质量，以表示，其单位为g/cm3。但是习惯上使用的密度是指海水的比重，即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温3.98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，是决定海流运动的最重要因子之一。,海水的密度，是盐度、水温和压力的函数。因此，海水密度可用产 s,t,p来表示。,在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为现场密度或当场密度。当大气压等于零时的密度，称为条件密度

32、，用 s,t,0表示。在正常大气压下(一个标准大气压力)下，于大洋表面测得的海水密度称为条件密度，在大洋表面以下某一深度处测得的海水密度，称为现场密度，,1、影响海水密度的因素,海水的密度是水温、盐度与压力的函数。 (1)海水的密度随盐度值的增加而增大，与盐度成线性正相关； (2)海水具有一定的可压缩性，则压力加大，海水密度增加，即与压力成正相关； (3)海水的密度随温度的变化比较复杂。 我们知道，纯水在4 （ 3.98）密度最大，而海水最大密度温度是个变值，随盐度值增加而降低。一般来讲，海水的最大密度温度低于0 。因此，一般地，随海水温度的降低，海水的密度是增加的。 全球而论，由于水温变幅大

33、，由-2 -30 ，而盐度变幅小，一般在23，因此水温是影响海水密度的主导因素。由此可得出海水密度的分布规律。,2、海水密度的分布规律,(1)水平分布 表层海水密度从热赤道海区随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道海区由于温度很高，降水多，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.02300（23）。亚热带海区盐度虽然很高，但那里的温度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右（24）。极地海区由于温度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.02700（27）以上。,(2)垂直分布,在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，随深度增加，水温降低，压力加大，

34、海水密度由表层向深层递增。在南北纬20之间100m左右水层内，密度最小，并且在50米以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50-100米深度上，密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层）。它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留，不易被上部侦测发现，故有液体海底之称。约从1500m开始，密度垂直梯度很小；在深层大于3000m，密度几乎不随深度而变化。,五、水色与透明度,（一）水色 所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色，是海水质点及悬浮物质对太阳光的选择性吸收和散射作用的综合结果。它并不是太阳光线透人海水中的光的颜色，也不是日常所说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，以及

35、海水中悬浮质和浮游生物的颜色，也与天空状况和海底的底质有关。,到达海面的太阳光线，一部分被海面反射，另一部分则折射进入海水之中。进入海水中的光线，一部分被海水质点和悬浮物质所吸收，一部分被散射。而海水对太阳光的吸收和散射均具有选择性，对可见光中的红、橙、黄光易被吸收而增温，而蓝、绿、青光散射最强，故海水多呈蔚蓝色、绿色。但沿岸海区，浑浊度大，水色低，多呈黄色和棕色。 水色常用水色计测定。水色计由21种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码l21代表水色。号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。,（二）海水的透明度,海水的透明度，是表示海水透明程度的物理量，即海水的能见度。也是指海水清澈的程度

36、。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。海水透明度取决于光线强弱和水中悬浮物质和浮游生物的多少。光线强，透明度大，反之则小。水色越高，透明度越大；水色越低，透明度越小。 透明度的测定：用一个直径30cm的白色圆盘（透明度板），垂直放到海水中，直到肉眼隐约可见圆盘为止，这时的深度，则为透明度。,世界大洋以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达66.5m。其原因是：马尾藻海处在亚热带海区的大洋中部，受大陆影响小，是一个海水下沉区域，表层海水缺乏营养盐分，浮游生物极少，因而颜色最蓝，透明度最大。 沿岸海区尤其大河口海区，海水透明度和水色低。我国南海透明度为2030m，黄海只有315m。,第

37、二节 地球上水的化学性质,1.2 地球上水的化学性质,一、天然水的化学成分 天然水经常与大气、土壤、岩石及生物体接触，在运动过程中，把大气、土壤、岩石中的许多物质溶解或挟持，使其共同参与了水分循环，成为一个极其复杂的体系。目前天然水体中已发现80多种元素。天然水中各种物质按性质通常分为三大类： 1）悬浮物质（100毫微米（纳米）107米） 粒径大于100纳米（10-7米）的物质颗粒，在水中呈悬浮状态，例如泥沙、粘土、藻类、细菌等不溶物质。悬浮物的存在使天然水有颜色、变浑浊或产生异味。有的细菌可致病。 2）胶体物质（粒径为1100纳米） 粒径为1001纳米（10-7米）的多分子聚合体，为水中的胶

38、体物质。其中无机胶体主要是次生粘土矿物和各种含水氧化物。有机胶体主要是腐殖酸。 3）溶解物质 粒径小于1纳米（10-7米）的物质，在水中成分子或离子的溶解状态，包括各种盐类、气体和某些有机化合物。,天然水中形成各种盐类的主要离子是K+、Na+、Ca2+、Mg2+四种阳离子,还有Fe、Mn、Cu、F、Ni、P、I等重金属、稀有金属、卤素和放射性元素等微量元素；水中溶解的气体有O2、CO2、N2，特殊条件下也有H2S、CH4等。总之，无论哪种天然水，八种主要离子的含量都占溶解质总量的9599以上。 单位体积天然水中各种元素的离子、分子与化合物的总量或烘干后残余物的重量称为矿化度。各种溶解质在天然水

39、中的累积和转化，是天然水的矿化过程。,二、天然水的矿化过程,地壳中含有87种化学元素，目前在天然水中基本都已发现。这些元素在天然水中的含量与岩石圈的平均组成（克拉克值）相差很大。多种化合物溶于水，又随着水文循环一起迁移，经历着不同环境，其数量、组成及存在形态都在不断变化。这个过程受到两方面因素的制约：一是元素和化合物的物理化学性质，尤其是它们的水迁移性；二是各种环境因素，如天然水的酸碱性质、氧化还原状况、有机质的数量与组成，以及各种自然环境条件等。天然水的主要矿化作用如下：,1、溶解溶滤作用,严格地讲，溶解与溶滤是两个不同概念。溶解是岩石、矿物全部溶于水中；而溶滤是部分物质溶于水中，即有选择性

40、的溶解。 溶滤溶解作用是最基本的矿化作用。 产生地区：分布广泛，尤其易溶岩分布地区。 作用结果：改变天然水的成分，化学成分复杂化，矿化度升高。,2、阳离子交替吸附作用,当天然水与岩石、土壤颗粒相互作用时，水中的离子与岩石、土壤表面吸附的离子之间，常常发生相互置换，从而引起天然水成分及其矿化度的变化，这种作用称为阳离子交替吸附作用。 其作用特点：离子交换是可逆反应，处于动态平衡；离子交换以当量关系进行，即离子间交换以离子价为依据作等价交换；离子交换遵守质量作用定律。 岩、土吸附能力强弱与其比表面各大小相对应。颗粒越细小，比表面积越大，则其吸附能力越强；水中离子浓度越大，越易被吸附；离子价越高，越

41、易被吸附。,胶体吸附的饱和容量称为吸附容量。以100克胶体中吸附离子的摩尔数来表示。常见的粘土矿物，例如蒙脱石、伊利石、高岭石吸附容量分别为80、30，10摩尔/100克。腐殖质胶体的吸附容量可达350摩尔/100克。 胶体对各种阳离子的吸附能力不同，并有如下顺序： H+Fe3+Al3+Ba2+Ca2+Mg2+K+NH4+Na+Li+ 特别是在地下水和海水中，阳离子交替作用广泛存在。常见到矿物初期地下水中的Ca2+与胶体上面吸附的Na+交替，使硬度较大的HCO3-Ca型水变为硬度较小的HCO3-Na型水。 Ca2+的吸附能力大于Na+ ，则Ca2+易于交替吸附在岩土表面的Na+ 。当土壤中由于

42、吸附Na+过多，使土质变坏时，可撒些石灰， Ca2+交替吸附Na+ ，从而改变土质。 尽管在地壳平均组成中，钾和钠的丰度很接近，而且钾盐的溶解度普通高于钠盐，但由于胶体吸附K+的能力大于Na+，并且植物普遍吸收K+，合成有机质。所以天然水中钾的含量远小于钠的含量。,3、氧化作用,天然水中的氧化作用，包括使围岩的矿物氧化和使水中有机物氧化。 黄铁矿是岩石中常见的硫化物，含氧的水渗入地下，使黄铁矿氧化。 2FeS2+7O2+2H2O=2FeSO4+2H2SO4 12FeSO4+3O2+6H2O=4Fe(SO4)3+2Fe2O33H2O 游离的硫酸进而侵入围岩中的CaCO3。 CaCO3+H2SO4

43、=CaSO4+CO2+2H2O 硫化矿物的氧化是地下水中富集硫酸盐的重要途径。 硫化作用结果：使SO42增多。 产生地区：在硫化矿床附近和富含黄铁矿的煤田地区，在矿坑和风化壳中往往形成含大量硫酸盐（1015克/升）的酸性水。而在深层承压水中，因含氧不足，就不会出现这种情况。,4、还原作用和脱硫酸作用,在还原环境里，天然水若与含有机物的围岩（油泥、石油等）接触，或受到过量的有机物污染，碳氢化合物可以使水中的硫酸盐还原。如： CH4+CaSO4=CaS+CO2+2H2O 硫化物与CO2、H2O进一步作用生成 CaCO3沉淀，而水中失去了硫酸盐，富集了H2S。 CaS+CO2+H2O=CaCO3+H

44、2S 在油田地下水、河湖底泥中及封闭的海盆底部，水中的有机质受脱硫细菌作用，也会产生同样结果。这些厌氧细菌就是依靠夺取硫酸根中的氧而生存的。 作用结果：使SO42减少，HCO3增加，故称脱硫酸作用。,5、蒸发浓缩作用,产生地区：在干旱和半干旱地区的内陆湖和浅层地下水。我国西北、东北、华北地区。 作用结果：在蒸发浓缩过程中，地下水的矿化度逐渐增高，易溶盐类逐渐在水中富集，而溶解度低的盐类逐渐从水中析出。因此蒸发浓缩作用的结果，不仅使矿化度增高，而且水中基本盐类的比例发生了变化，水化学类型也发生改变，由重碳酸盐水硫酸盐水氯化物水。 在蒸发浓缩过程中，各种盐类的沉淀顺序为：Al、Fe、Mn的氢氧化物

45、 Ca、Mg的碳酸盐、硫酸盐和磷酸盐 Na的硫酸盐 Na、K的氯化物 Ca、Mg的氯化物最后为硝酸盐。 在青藏高原有众多的盐湖，富集了大量的KCl、NaCl，有的富集了Br、I、B、Li、Sr等，形成可供开采的盐湖资源。,6、混合作用,指两种或多种矿化度不同或成分不同的天然水相遇，相互混合以后的矿化度和化学组成都要发生变化的作用。 如雨水渗入补给地下水，地下水补给河水，河水注入湖泊或大海，河口段的潮水上溯，滨海含水层的海水入侵等，都是天然水的混合。,7、脱碳酸作用,碳酸盐类在水中的溶解度取决于水中CO2的含量。当温度升高或压力减小时，水中CO2含量降低，促使水中的重碳酸盐转变为碳酸盐而发生沉淀

46、，使水中HCO3含量减少的作用称为脱碳酸作用。 Ca(HCO3)2CaCO3+H2O+CO2 产生地区：岩溶地区（碳酸盐岩分布区）。 作用结果：使矿化度降低， HCO3含量减少，并出现石灰华、石泉华及溶洞中的各种堆积地貌（石钟乳、石笋等）。,三、天然水的分类,环境条件的不同，必然导致天然水的矿化度和化学成分不同。水化学分类方法很多，其主要有如下分类方法。,1、按矿化度分类,矿化度：指单位体积天然水中所含各种元素的离子、分子与化合物的总量或烘干后残余物的重量，以克升表示。 天然水的矿化度，综合反映了水被矿化的程度，主要离子的组成与矿化度大小存在着密切关系。根据矿化度大小，可将天然水分为五类，见表

47、1-8。,矿化度大小与主要离子成分存在密切关系。低矿化度水以HCO3为主，中矿化度水以SO42为主，高矿化度水以Cl为主,2、按水的硬度分类,天然水的硬度是由水中钙、镁离子含量来确定。分总硬度、暂时硬度和永久硬度三种。 总硬度：指水中钙、镁离子总含量。 暂时硬度：指把水加热煮沸以后，因脱碳酸作用而沉淀下来的钙镁离子总量。 Ca2+/Mg2+2HCO3CaCO3(MgCO3)+CO2+H2O 永久硬度：指把水加热煮沸以后，仍不发生沉淀的钙镁离子总含量。 总硬度暂时硬度永久硬度 硬度的单位有两种：一种是德国度，相当于每升水中含10毫克CaO或7.2毫克MgO；另一种是每升水中所含钙镁离子的毫克当量

48、数来表示。,天然水按硬度分成五级： 极软水，其硬度1.5毫克当量升（4.2德国度）； 软水：硬度介于1.53.0 毫克当量升（4.28.4德国度）； 弱硬水：硬度介于3.06.0 毫克当量升（8.416.8德国度）； 硬水：硬度介于6.09.0 毫克当量升（16.825.2德国度）； 极硬水：硬度大于9.0 毫克当量升（25.2德国度）； 注：1德国度=0.35663毫克当量/升,3、按天然水的酸碱度分类,天然水的酸碱度一般用PH值来表示。按PH值大小，天然水可分为五级： PH5，强酸性水； PH介于57，弱酸性水； PH7，中性水； PH值介于79，弱碱性水； PH9，强碱性水。,4、按主要

49、离子成分比例分类,1）地表水分类 （前苏联）阿列金提出一个简单的水化学分类系统。其分类要点：首先按占优势的阴离子将天然水分为三类：重碳酸盐类（C）、硫酸盐类（S）、氯化物类（Cl）。其次，对每一类天然水按占多数的阳离子分为钙质（Ca）、镁质（Mg）、钠质（Na）三组。然后，在每一组内又按各种离子摩尔的比例关系，分为四个水型：,型：HCO3-Ca2+Mg2+。型水是低矿化水，系由火成岩溶滤或离子交换作用形成的。 型：HCO3-Ca2+Mg2+HCO3-+SO42-）。型水是低矿化和中等矿化水，多由火成岩、沉积岩的风化物与水相互作用形成。河水、湖水、地下水大多属于这一类型。 型：HCO3-+SO4

50、2-Ca2+Mg2+或Cl-Na+。型水包括高矿化度的地下水、湖水和海水。 型：HCO3-=0。型水是酸性水，pH4.5时，水中游离的CO2和H2CO3、HCO3-的浓度为零。例如，沼泽水、硫化矿床水和煤田矿坑水 。,重碳酸盐类、钙组、型水。,表1-9 天然水化学分类表,2）地下水化学分类,地下水化学分类方法很多，现介绍C.A.舒卡列夫的分类方法，见表1-10。这个分类法既考虑了各主要离子成分的摩尔百分数，又考虑了水的矿化度。 分类要点如下：,（1）将六种主要离子成分进行组合，以横坐标代表阴离子组合类型（七种），纵坐标代表阳离子组合类型（七种），共组成49种类型。并且分类时只考虑含量25%毫克

51、当量的主要离子成分。 （2）按总矿化度不同，分成四组： A组矿化度1.5克升；B组矿化度1.510克升； C组矿化度1040克升； D组矿化度40克升。 可见， C.A.舒卡列夫的分类既考虑了主要离子成分，又考虑了矿化度，各个基本类型能大体反映地下水的形成过程。 不足：将矿化度与离子成分分开考虑，使得有些种类在自然界中难以找到。如高矿化度水与Cl含量有关，随矿化度增高，Cl含量增大。则49A型和1D型水在自然界中很难找到。,四、水体的化学性质,在水文循环过程中，水经历了各种各样的环境，携带各种物质一起迁移，并常常由一种形态转化为另一种形态，导致各种元素在不同水体中的分散和富集。,（一）大气水的

52、化学组成及特性,大气降水含有多种离子（表1-11、1-12）及微生物和灰尘。大气水的化学成分和性质有以下特点： 1、在天然水中，雨水的矿化度较低 一般为2050毫克/升，在海滨有时超过100毫克/升。 2、溶解气体的含量近于饱和 水汽蒸发上升及雨滴在凝结降落过程中与空气充分接触，在一定温度、压力条件下，O2、N2、CO2 在降水中都近于饱和。 3、降水普遍显酸性 空气中CO2的含量为0.03，当雨雪中饱和的CO2达到电离平衡时，其pH值为5.6，故显酸性。大气降水的pH值小于5.6即为酸雨。酸雨中含有多种无机酸，绝大部分是硫酸和硝酸，它是人为排放的SO2和NO、NO2转化而成的。大量燃烧矿物燃

53、料、金属冶炼和化工生产，在无净化的情况排放废气，都可能酿成酸雨危害。 降水中的物质来源：海面上汽包崩解和浪花卷起的泡沫飞溅弥散在空中，水滴蒸发成极细的干盐粒。每年从海面溅入大气的盐分估计有1010吨；风从地面吹起的扬尘；火山爆发喷入大气的易溶物质及尘埃；人类活动向大气排放的废气和烟尘。,总之，降水矿化度最低。呈弱酸性，对于各种可溶性盐类远未饱和。故降水落到地面便具有能使各种元素进入水中的能力。,（二）海水的组成与盐度1、海水的化学组成,海水是一种含有多种溶解固体和气体，成分极其复杂的混合水溶液。其中水约占96.5%，其他物质占3.5%。其他物质大致可分为溶解物质和不溶物质两大类。 溶解物质：包

54、括各种溶解无机盐类、有机化合物和溶解气体。 不溶物质：一是以气相存在于水体中的气泡；二是固相物质无机固体（岩屑、矿屑）、有机固体（各种藻类、生物遗体等）和胶体颗粒。,1）、海水中的化学元素,氢和氧是海水中最主要的元素。此外，就目前所知，海洋中已发现的天然化学元素有80多种，但含量差别极大。通常按含量大小及其与海洋生物的关系，海水中的无机盐分可分为三类： （1）常量元素（大量元素、主要成分） 指海水中除H、O外，含量大于1毫克/升（1毫克/千克、1PPM浓度）的元素。 海水中含量大于1mg/l的元素有12种，即氯Cl、钠Na、镁Mg、硫S、钙Ca、钾K、溴Br、碳C、锶Sr、硼B、硅Si、氟F（

55、P24表113）。一般地，将硅以外的11种成分称为海水的主要成分或常量元素。这11种成分的总含量占海水总盐分的99.9%。,通过大量的海水分析结果表明： 在任何海区，无论海水中含盐量大小如何，各主要成分之间的浓度比例（含量比例）基本上是恒定的，为一常数。这种规律称为“海水组成的恒定性”。因此，海水主要成分又称为保守成分。 海水组成恒定性规律为研究海水的盐度提供了极为有利的条件。如果准确地测出各主要成分之间的浓度比值，则可通过测定海水中某一种或几种主要成分的含量，推算出其它各种主要成分的含盐量和海水的总含盐量，这是建立海水盐度与氯度关系的重要依据。,（2）营养元素（营养盐、生原元素） 指在功能方

56、面与海洋生物过程有关，影响浮游生物产量，并为浮游生物大量摄取的元素。一般指N、P、Si的无机化合物。N、P、Si元素，在海水中的含量主要受生物过程控制，当它们含量很低时，会影响海洋生物的正常生长。 （3）微量元素 海水中，除11种主要成分和3种营养元素外，含量低于或等于1mg/l的元素称为微量元素。如Li、I、Mo、U、Fe等。 海水中的化学元素主要以离子形式存在，部分以不解离的无机化合物和气体形式存在。,凡是尝过海水的人都知道，海水又咸又苦。原因是海水中的溶解盐类，氯化物含量最高，达88.6%；其次是硫酸盐，占10.8%；而其中氯化钠占77.7%，氯化镁占10.9%，含量很高。 海水中的盐分

57、不仅种类多，而且总量大得十分惊人。据估算，若把世界大洋的海水全部蒸发掉，整个大洋底将留下60m厚的盐层，盐分的总量达5.06亿亿吨（5.061016吨）。如果将大洋中的所有盐分提取出来，平铺在全球陆地上，全球陆地海拔将加高150m，若堆在印度半岛上，整个半岛将与珠穆朗玛峰一样高。,2）、海水中盐类的来源,对海水中盐类的来源说法不一。一种说法是，海水中的盐类是由河流带来的。可是河水与海水在目前所含的盐类差别很大（表1-15）。虽然河水所含的碳酸盐最多，但当河水入海后，一部分碳酸盐便沉淀；另一部分碳酸盐被大海中的动物所吸收，构成它们的甲壳和骨骼等，因此海水中的碳酸盐大大减少。氮、磷、硅的化合物和有

58、机质也大量地被生物所吸收，故海水中这些物质的含量也减少。硫酸盐近于平衡状态。唯有氯化物到大海中被消耗得最少，因长年日积月累，其含量不断缓慢增多。另一种说法是，由于海底火山活动使海洋中的氯化物和硫酸盐增多。,总之，海水的成分是在悠久的地质年代中形成的，海底火山把大量盐分从地下带给海水，河水和地下水汇集入海，也把陆地上溶解的盐分带入海洋。 由于海水的不断运动，不同区域海水进行混合，使海水的成分比较均匀和稳定，而蒸发和降水只能改变溶剂水量的多少，不能改变成分之间的相对比例，河流等外部的影响也是局部的，都不足以使其主要成分发生很大的变化，这就是海水组成恒定性的原因。,2、海水的盐度和氯度,从化学中知道

59、，反映溶液溶质含量大小，常用浓度表示。而海水浓度则用盐度和氯度表示。 1）、盐度和氯度的定义 （1）盐度海水中溶解盐的浓度，指海水中溶解盐的质量与海水质量的比值，通常以每千克海水中所含溶解盐的总克数来表示。其符号S、S ，单位为克/千克、 和103。 （2）氯度概念 根据海水组成恒定性规律，只要测出其中一种主要成分的含量，便可按比例求出其他主要成分的含量，进而求出海水的盐度。海洋学上选用了氯离子来作为推求盐度的元素。由于在海水的11种主要成分中，氯离子占55%，含量大，而且可使用硝酸银滴定法简单而又准确地测定它，于是产生了氯度的概念。,在使用AgNO3滴定海水的氯含量时，海水中的溴、碘离子也同

60、时参与反应。 生成卤化银沉淀物，因而所得的结果并非真正的氯含量，而包含溴和碘的量。所以氯度可定义为： 在每千克海水中，将溴和碘以氯代替后，所含氯的总克数，称为氯度，单位：克/千克、 和103，符号Cl%。 （3）盐度和氯度的关系式 克努森公式：盐度0.0301.805氯度 近年国际多采用公式：盐度1.8065氯度,2）、盐度的地理分布,世界大洋的平均盐度约35 ，即标准海水的氯度为19.381 ，但不同海区的盐度是不一样的，甚至同一海区在不同时间也有差异。这与影响盐度的因素有关。 （1）影响盐度的因素（重点） 我们知道，要改变溶液的浓度不外乎三种方式：一种是改变溶质质量，增加或减少溶质；第二种

61、是改变溶剂质量，加水稀释或蒸发浓缩；第三种是不同浓度溶液进行混合。 据此原理，海水盐度的时空变化，主要取决于影响水量平衡的各项自然因素和过程，另外还与海底含盐沉积物的溶解有关。,气候因素蒸发量和降水量的差值（EP） 气候是影响盐度的主要因素，海水盐度主要取决于蒸发量与降水量的差值（EP）。蒸发使海水浓缩，盐度增加；降水使海水稀释，盐度降低，盐度与蒸发量和降水量的差值（EP）成正相关。 盐度34.60.0175（EP） 洋流的性质 暖流的水温和盐度较高，寒流的水温和盐度相对较低。在同纬地带，暖流经过的海区，盐度值偏高；寒流经过的海区，盐度值偏低；寒暖流交汇处，盐度的水平梯度大。 高纬海区的结冰和

62、融冰 结冰过程要排除盐分，增加附近海区的盐度；反之，融冰将降低海水盐度。冰晶中只保持37 的盐分。 沿岸海区，大陆淡水的注入，盐度降低 另外，海水的涡动、对流混合也将影响盐度的变化，含盐沉积物的溶解也会使盐度增加。,（2）盐度的分布规律（特点）,世界大洋表面的盐度具有从亚热带海区（副热带海区）分别向低纬度海区和高纬度海区递减，并呈马鞍形分布的规律。即是说，赤道附近海区盐度较低，为34.5；南北回归线附近的亚热带海区盐度最高，达35.7；中纬海区，又随纬度增加而降低，到高纬海区最低。 这种规律主要是受蒸发量与降水量差值影响的结果（见P131图42）。南北回归线附近，常年受副热带高气压带和信风带控

63、制，盛行下沉气流，干燥少雨，但因纬度低，气温高，空气饱和差大，蒸发旺盛，蒸发量E大于降水量P，蒸发量与降水量的差值（EP）大，则海面盐度高；赤道附近海区常年受赤道低压带和赤道辐合带控制，降水量丰沛，降水量P大于蒸发量E，则盐度较低；中高纬海区，因降水量P大于蒸发量E，盐度值随纬度增加而减小。 这种纬度地带性，在南半球中高纬海区尤其明显。原因是南半球陆地面积小，尤其南纬40S以南三大洋几乎连成一片，成为广阔的海洋。,全球降水、蒸发、海水盐度变化曲线图，ABCD分别表示四个海区,边缘海区，尤其大河口地区受大陆径流注入影响，海水盐度比大洋中部低。但是个别边缘海区，如红海、地中海和波斯湾等，由于位处亚

64、热带，受副高控制，蒸发旺盛，降水和径流量都很小，与邻近大洋水分交换又不通畅，所以盐度特别高。 寒、暖流交汇处，等盐度线密集，盐度水平梯度大。 这在大西洋和太平洋西北部海区表现最明显突出。大西洋西北部，温暖而高盐的湾流与寒冷面低盐的拉布拉多寒流相遇；太平洋西北部，黑潮暖流与亲潮寒流相遇，盐度的水平梯度很大，有的竟达到每海里0.5以上。 大西洋表面盐度高于太平洋和印度洋（同纬度相比） 平均而论，北大西洋的表面盐度最高（35.5），南大西洋和南太平洋次之（35.2），北太平洋最低（34.2）。其原因是：a、大西洋沿岸无高大山脉，大量水汽可毫无阻挡地被输送到较远的地方，减少了直接降落到洋面的大气降水和

65、流入大西洋的大陆径流。a、欧洲地中海把大量的高盐海水输送到大西洋深层，然后通过垂直混合作用影响到大洋表面。 大洋深层和底层海水盐度为中等盐度，变幅小。,（三）河水化学成分的特点,河水具有溶解性能，在流动过程中，与流域内各种物质包括周围的空气、土壤、岩石、植被等相接触，溶解了各种物质。因此，河水是一种成分极其复杂的溶液。 河水溶解物质的来源：一是来源于空中降水；二是来源于与地表、地下环境的接触。,1、影响河流水化学的因素,1）河水理化性质 河水的溶蚀能力与水温、CO2含量有关。当水温降低到冰点时，河水结冰将排除盐分，使冰层附近的河水矿化度增高。但多数情况是河水矿化度与水温成正相关关系，即水温增高

66、，河水溶蚀能力增强，矿化度增高。,2）河流的补给水源 一般地，河水矿化度有：冰雪融水补给河流雨水补给河流湖沼水补给河流地下水补给河流。 其化学组成：雨水或冰雪融水补给的河流，河水中HCO3、Ca2+、Mg2占优势；地下水补给河流，易溶盐类SO42、Cl含量较大。 原因是：高山区，温度低，物理风化为主，化学风化微弱，再加上地表经常处于高度湿润状态，土壤岩石长期长期被洗蚀，因此缺乏易溶盐类，矿化度低。而地下水，尤其深层地下水，其矿化度高，则补给的河流矿化度亦高。 3）自然地理条件 河水的化学成分和矿化度受气候、地质、土壤、岩性的影响很大。一般地，干旱地区因蒸发浓缩作用，河水矿化度比湿润地区高；岩溶地区，岩石土壤中含易溶盐类丰富的地区以及盐渍土分布广泛的地区，河水矿化度较高。 4）人类活动 一般地，人类活动使水质变坏，矿化度增高，如化肥、农药的施用，进入河流，使河水矿化度增高。,2、河水矿化度的年变化,由于河流的各种补给水源的矿化度不同及它们在不