第一章地球上水的性质-课件.ppt

1、第一章第一章 地球上水的性质地球上水的性质 第一节第一节 地球上水的物理性质地球上水的物理性质第二节第二节 地球上水的化学性质地球上水的化学性质第一节第一节 地球上水的物理性质地球上水的物理性质 一、水的形态及其转化一、水的形态及其转化（一）水分子的结构（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：表表1 11 1 不同水温水分子聚合体的分布（）不同水温水分子聚合体的分布（）分子式冰水0043898H2O019202936(H2O)24158595051(H2O)35923212113（二）水的三态及其转化（二）水的三态及其转化 固态固

2、态 液态液态 气态气态 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、水的热学性质二、水的热学性质 水变成水汽或冰融成水都要吸收热量。相水变成水汽

3、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，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。水在收或放出的热量称为水的潜热。水在0直直接蒸发，其蒸发潜热为接蒸发，其蒸发潜热为2500J/g；在；在100时，汽化潜热为时，汽化潜热为2257J/g；冰在；冰在0时，融时，融解潜热为解潜热为1401J/g；冰直接升华潜热为；冰直接升华潜热为1401+2500=3901J/g。u水的热容量（或比热）、融解热和蒸发热都比其水的热容量（或比热）、融解热和蒸发热都比其他物质大。他物质大。u其原因是水分子

4、的异常结构。水分子结构的突出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。和三水分子聚合体，因此需要较多的热量。u水的热容量与潜热特性，对整个地球上的热量变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

5、过冷，夏季化具有重要的调节作用，使冬季不致过冷，夏季不致过热。不致过热。u结论：结论：水是所有固体和液体中热容量最大的物质之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。其它物质加热到同一温度，需要更多的热量。三、水温三、水温 温度是表示物体冷热程度的物理量，其单温度是表示物体冷热程度的物理量，其单位为位为或或。水温是各个水体的重要物理性质之一，水水温是各个水体的重要物理性质之一，水体的温度取决于

6、各个水体的热量收支状况，体的温度取决于各个水体的热量收支状况，其中其中太阳辐射是地球上各种水体的主要热太阳辐射是地球上各种水体的主要热源之一。源之一。（一）海水的温度（一）海水的温度 海水的温度是表示海水冷热程度的物理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。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、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海水的温度取决于海水的热量收支状况（如表（如表1-2）。当收入热量大于支出热量）。当收入热量大于支出热量时，海水热量有盈余，内能增加，水温升时，海水热量有盈余，内能增加，水温升高；反之，收入热量

7、少于支出热量时，热高；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。量亏损，内能减少，水温下降。海水的热量收支海水的热量收支收收 入入支支 出出1.1.来自太阳和天空的短波辐射来自太阳和天空的短波辐射 2.2.来自大气的长波辐射来自大气的长波辐射 3.3.地壳内热通过海底传给海水的热量地壳内热通过海底传给海水的热量 4.4.海面水汽凝结时放出的热量海面水汽凝结时放出的热量5.5.洋流带来的热量洋流带来的热量6.6.海水垂直交换所得的热量海水垂直交换所得的热量7.7.化学的、生物的放射性物质放出的热量化学的、生物的放射性物质放出的热量8.8.海水运动产生的热量海水运动产生的热量1.

8、1.海面辐射放出海面辐射放出的热量的热量2.2.海水蒸发时所海水蒸发时所消耗的热量消耗的热量3.3.洋流带走的热洋流带走的热量量4.4.海水垂直交换海水垂直交换中耗掉的热量中耗掉的热量（1）海水热量的收入）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、生物的反应产生海水的热量、海洋中物理、化学、生物的反应产生的热量以及海水的对流、平流和混

9、合运动所得的热的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量只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少较少。（2）海水的热量支出）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，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，在局部海热量

10、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区由洋流带走的热量对水温变化也有较大影响。对。对高纬海区，结冰和融冰对水温也有一定影响。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、世界大洋表层水温水平分布特点 世界大洋表层水温年平均变化于世界大洋表层水温年平均变化于1.730之间。其分布之间。其分布特点：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）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。极递减。热赤道位处赤道以北，大致处在热赤道位处赤道以北，大致处在5N7N，水温最高。，水温最高。海洋表层水温的这一

11、分布特点，主要受太阳辐射控制。低纬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，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。阳总辐射减少，则水温下降。（2）大洋东西两侧水温明显不同）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，大洋西侧是洋流对局部海区水温影响的结果。中低

12、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。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。南半球等温线比较规则，尤其高纬度海区几乎与纬线平行。原因是陆地集中于北半球，而南半球海洋辽阔，尤其在高纬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

13、大洋几乎连成一片成为广阔的海洋。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，位于北纬是热赤道北移，位于北纬57；二是北半球暖流势力强；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。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）夏季海面水温普遍高于冬季，但南北水温梯度冬季大于夏季夏季原因是：夏季不仅太阳高度角大，而且日照时间（白昼时间）原因是：夏季不仅太阳高

14、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，而白昼时间却随纬度增加而增长（极圈内出现极昼现象），所以昼时间却随纬度增加而增长（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。

15、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：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 大洋水温的垂直分布，从海面向海底呈不均匀递大洋水温的垂直分布，从海面向海底呈不均匀递减的趋势。减的趋势。在南北纬在南北纬40之间，海水垂直结构可之间，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。表层暖水对流层的米）和深层冷水平流层。表层暖水对流层的最上一层（约最上一层（约0100米）受气候影响明显，紊动米）受气候影响明显，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均

16、匀，垂直混合强烈，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。梯度极小，故称为表层扰动层。在此层下部与冷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水之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。最大值。原因：太阳辐射是海水最主要的热量来源。而太原因：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、海水垂阳辐射首先到达海面，然后通过热传导、海水垂直涡动、对流向深处传输，随深度增加，太阳辐直涡动、对流向深处传输，随深度增加，太阳辐射射 迅速减少。则从海面向海底，水温呈不均匀递迅速减少。则从海面向海底，水温呈不均匀递减。减。世界大洋水温世界大洋

17、水温的垂直分布规的垂直分布规律是：从海面律是：从海面向海底呈不均向海底呈不均匀递减的趋势；匀递减的趋势；在南北纬在南北纬400之间，海水可之间，海水可分为表层暖水分为表层暖水对流层和深层对流层和深层冷水平流层冷水平流层（图（图531）。）。4、海水温度的时间变化、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）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，日较差不超过温日变一般很小，日较差不超过0.4。水温的日变随纬度。水温的日变随纬度的增加而减小

18、。在靠近大陆浅海区日较差可达的增加而减小。在靠近大陆浅海区日较差可达34以上。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在1416时，最低水温则出现在时，最低水温则出现在46时。水温日变深度，时。水温日变深度，一般可达一般可达1020米，最大深度可达米，最大深度可达6070米。米。2）水温的年变影响水温年变的因素有：太阳辐射、洋流性）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；

19、在同一热量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，一般可达水温年变深度，一般可达100150米，最大深度可达米，最大深度可达500米米左右。左右。5、海冰、海冰 海上出现的冰有两种来源：一种是海水自身冻结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

20、海冰川、河冰和湖冰等淡水冰。广义地，出现在海上的冰都称为海冰。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。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）海冰的主要物理性质（1 1）淡水的冰点）淡水的冰点TiTi为为0，最大密度的温度，最大密度的温度TMTM是是3.983.98（约（约4）；而海水的冰点和最大密度的）；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时，最大密度的温

21、度低于冰点温度；而盐度小于度；而盐度小于24.695103时，最大密度的时，最大密度的温度高于冰点温度；只有盐度在温度高于冰点温度；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，时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为为1.332（图（图532）。）。海冰海冰图图19 冰点温度、最大密度温度与盐度关系冰点温度、最大密度温度与盐度关系（2）海冰中含有少量盐分）海冰中含有少量盐分海冰呈蜂窝状，由淡水冰晶和盐室中的盐海冰呈蜂窝状，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、原冰冰龄（成冰时

22、间长短）、结冰速度、原始海水盐度。当成冰时间短、结冰速度快、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。原始海水盐度高，则海冰中所含盐分越多。（3）海冰密度低于海水）海冰密度低于海水（4）海冰比淡水冰易融（因冰点低）。）海冰比淡水冰易融（因冰点低）。2）海水的结冰过程）海水的结冰过程 分两种情形：（1）当海水盐度S 24.695103时时 因海水的最大密度温度高于冰点温度，则结冰过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，温降低，密度增大

23、，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；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。状态时，可能产生结冰。然而，然而，大洋表面盐度均大于大洋表面盐度均大于24.69510-3，其结，其结冰过程与淡水结冰迥然不同。冰过程与淡水结冰迥然不同。（2）当海水盐度）当海水盐度S 24.695103时时 其结冰过程非常困难缓慢。其结冰过程非常困难缓慢。一方面，盐度一方面，盐度24.6951

24、03时时，海水的最大密度，海水的最大密度温度温度TMTM低于冰点温度低于冰点温度TiTi，随着海面温度的不断下降，表，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。结冰非常困难。只有相当深的一层海水充分冷却后才开只有相当深

25、的一层海水充分冷却后才开始结冰。始结冰。另一方面，另一方面，海水结冰时，要不断地析出盐分，使表层海水结冰时，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。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）海水结冰条件（1）气温长期处于过冷却）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冷却（

26、即水的一层海水达到某种程度的过冷却（即水温低于冰点）。温低于冰点）。（2）要有结晶核存在）要有结晶核存在 如岩屑、矿物碎屑等。则海面和海水内部如岩屑、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，边缘海均可结冰，但大洋中部不易结冰，边缘海区容易结冰。区容易结冰。海冰主要分布在高纬海区。北冰洋终年有海冰主要分布在高纬海区。北冰洋终年有9000万万KM2的海面被冰覆盖，冬季的范围的海面被冰覆盖，冬季的范围更广，可一直延伸到大西洋西北部更广，可一直延伸到大西洋西北部45N附近。附近。海冰有岸冰和浮冰两种。海冰有岸冰和浮冰两种。（二）河流水温与冰情（二）河流水温与冰情 1、河流的水温、河流

27、的水温 河流水温取决于河段热量的收支状况，若收入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，则水热量大于支出热量，则水温升高；反之，则水温下降。温下降。影响河流水温的因素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，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。原因是规律，但水温的变幅小于气温的变幅。原因是水的热容量大。水的热容量大。此外，河流水温还受补给水源、上

28、游来水及冰此外，河流水温还受补给水源、上游来水及冰情等的影响。情等的影响。河流水温的日变化与年变化河流水温的日变化与年变化（1）日变规律）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水温最高值落后于气温23小时，日变幅常在小时，日变幅常在13左右，比左右，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。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

29、有关。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。季；中低纬河流，水温日变幅稍大；晴天水温日变幅大于阴天。补给水源补给水源：高山冰雪融水补给河流，水温偏低；雨水补给河流，：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。流，水温变幅小。冰情冰情：河水结冰要放热，对水温的降低起抑制作用；河冰解冻：河水结冰

30、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。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。着重要作用。(2)水温的年变规律水温的年变规律 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。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

31、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。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）。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，暖季年变化虽较大，但受结冰和融冰影响，水温年变幅也较小，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。融冰吸热和冷季结冰放热都将缓和水温水温的年变化。

32、水温年变幅度随海拔高度增高而减小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。变幅减小。水温年变幅随大陆性增强而加大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，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

33、地区。为水温年变最小的地区。水温的空间分布水温的空间分布（1）断面分布）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）。（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。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）水温的沿程变化 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。况及流向

34、等因素有关。流程长度流程长度：流程越短，水温与补给水源：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。的温度越接近；流程越长，水温受流程内气温影响越显著。补补给状况：给状况：高山冰雪融水补给河流，水温沿程增加。高山冰雪融水补给河流，水温沿程增加。流向：、流向：、东西向河流（纬向河流）东西向河流（纬向河流），受上下游地势高低影响，一般地河流，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；上游水温低，年变幅小；下游地区，水温高，年变幅大；、南、南北向河流：北向河流：由高纬流向低纬河流，受纬度和海拔高度影响，下游由高纬流向低纬河流，受

35、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。温低。2、河流的冰情、河流的冰情 当河流的水温低于当河流的水温低于0处于过冷却状态时，河流中可能出现冰晶。处于过冷却状态时，河流中可能出现冰晶。若气温持续保持在若气温持续保持在00以下，河流就会出现冰情。以下，河流就会出现冰情。河流的

36、冰情包括结冰、封冻和解冻的全过程。河流的冰情包括结冰、封冻和解冻的全过程。（1 1）结冰期（结冰阶段）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。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：可分为三个过程：岸冰、水内冰和水面薄冰的形成岸冰、水内冰和水面薄冰的形成：随着气温降低，水温下降，：随着气温降低，水温下降，当气温降到当气温降到00以下，河面水温亦降到以下，河面水温亦降到00时，水面尤其水流缓慢时，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，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

37、结冰。则易结冰。流冰或行凌过程：流冰或行凌过程：岸冰、水内冰，伴随流水向下游岸冰、水内冰，伴随流水向下游流动，称为流冰或行凌。流动，称为流冰或行凌。大块冰层的形成大块冰层的形成：冰块在流动过程中：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，冰面扩展，物的阻挡，流动的冰块便停积在一起，使冰块增大，冰面扩展，直至最后形成稳定冰盖，进入第二阶段直至最后形成稳定冰盖，进入第二阶段封冻期。封冻期。l（2）封冻期（封冻阶段）封冻期（封冻阶段）l河面结冰后，若气温持续下降，冰面不

38、断扩大，最后水面冰与岸河面结冰后，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。冰结合一块，甚至全河面被冰层覆盖，称为封冻。l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。封冻期。l（3）解冻期（解冻阶段）解冻期（解冻阶段）l次年春季，气温回升到次年春季，气温回升到0以上，冰盖逐渐融化、破裂，形成许以上，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

39、冻期。盖开始破裂到河冰全部消融为止，称为解冻期。l（4 4）凌汛）凌汛l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，形成冰坝，下游，这样上游流动的冰块常在下游受阻而壅积起来，形成冰坝，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。段和山东境内，几乎每年春季都发

40、生凌汛。（三）湖泊、水库水温（三）湖泊、水库水温 1 影响湖库水温的因素影响湖库水温的因素（1）太阳辐射）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，湖水表面以下宙空间。据观测，湖水表面以下1m深的水层可吸收深的水层可吸收80%的辐的辐射能，而且大部分辐射能被靠近水面射能，而且大部分辐射能被靠近水面20cm的水层所吸收，只的水层所吸收，只有有1%的能量可以到达的能量可以到达10m深。可见，太阳辐射在

41、水中分布十深。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。的主要因素。（2）涡动、对流、混合作用）涡动、对流、混合作用 涡动、对流、混合作用是湖泊深层水温的主要影响因素。涡动、对流、混合作用是湖泊深层水温的主要影响因素。一般地，水深一般地，水深Z10m的湖泊，深层水通常不受上层水温的影的湖泊，深层水通常不受上层水温的影响而保持一定的温度（响而保持一定的温度（48）；）；水深水深Z10m的

42、湖泊，则整的湖泊，则整个湖泊水温均可受到太阳辐射的影响。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。盖层、风力大小、蒸发强弱等因素也能影响湖温。图图110湖泊水温垂直分布湖泊水温垂直分布图图111太湖表层水温日变化太湖表层水温日变化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.赛里木湖图图112我国湖面水温年变化我国湖面水温年变化（三）湖泊、水库水温 1 1湖水温度的分布湖水温度的分布 导致湖水温度分布差异的原因，一是水气界面

43、上增温与冷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。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。正温层，逆温层，同温状态。（三）湖泊、水库水温（三）湖泊、水库水温正温层：正温层：当湖水温度随水深的增加而降低时，即水温垂直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，但最低水温不低于低水温不低于4，这种水温的垂直分布，称为正温层。，这种水温的垂直分布，称为正温层。正温层多产生在温暖季节，温带湖的夏季、热带湖的全正温层多产

44、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。年均具有正温层特点。逆温层：逆温层：当湖温随水深的增加而升高时，即水温垂直梯度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，但最高值成正值时，将出现上层水温低，下层水温高，但最高值不高于不高于4。这种水温的垂直分布，称为逆温层，见图。这种水温的垂直分布，称为逆温层，见图110。同温层：同温层：当湖温上下层一致，即水温垂直梯度等于零时，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。同温状态。当湖泊出现正

45、温层时，在湖面以下一定深度常常形成温跃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、湖盆度各湖不一，它决定于表层增温程度、风力大小、湖盆形态等。形态等。（2）湖温的水平分布）湖温的水平分布 湖温的水平分布，因受湖盆形态、湖底地湖温的水平分布，因受湖盆形态、湖底地形、水深、湖中岛屿、距岸远近和入湖径形、水深、湖中岛屿、距岸远近和入湖径流等因素的影响而有很大差异。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，其北部深如俄罗斯拉多湖，在晚春季节，其

46、北部深水区与南部湖滨浅水带的表层水温差可达水区与南部湖滨浅水带的表层水温差可达15以上。以上。3、湖温的时间变化、湖温的时间变化 湖水温度具有日变和年变的特点。湖水温度具有日变和年变的特点。（1）日变）日变 水温的日变以表层最明显，随深度的增加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日变幅逐渐减小，最高水温一般出现在每天的天的1418时，最低水温出现在时，最低水温出现在58时，时，水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较大大，水温日较差小于气温日变幅。（水的，水温日较差小于气温日变幅。（水的热容量大，具有热惰性）。热容量大，具有热

47、惰性）。2湖水温度的变化 2 2湖水温度的变化湖水温度的变化 湖水温度具有日变化和年变化的特点。湖水温度具有日变化和年变化的特点。（1 1）水温的日变化）水温的日变化 以表层最明显，随温度的增加日变幅逐渐减以表层最明显，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小，最高水温一般出现在每天的14141818时，最低时，最低水温出现在水温出现在6 68 8时，水温日变幅在阴天和晴天之时，水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较大，见图间的差别也较大，见图1 11111。（2）年变）年变 湖面水温的年变，除结冰期外，水温变化与当湖面水温的年变，除结冰期外，水温变化与当地气温年变相似，但最高、最

48、低水温出现的时间地气温年变相似，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要迟半个月到一个月左右。水温月平均最高值多出现在出现在7、8月，月平均最低值多出现在月，月平均最低值多出现在1、2月，月，见见P15图图1-12。湖温年较差比气温年较差小，大湖较小湖小。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。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。湖温年较差随水深增加而减小。（2）湖面水温的年变化）湖面水温的年变化 除结冰期外，水温变化与当地

49、气温变化相似，但最高、最低水除结冰期外，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在7、8月，月平均最低值多出现在月，月平均最低值多出现在1、2月，湖温年较差比气温年较月，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，最大值可达达38。高山、高原区湖泊水温年变幅最小。高山、高原区湖泊水温年变幅最小。1.鄱阳湖鄱阳湖 2.白洋淀白洋淀 3.镜泊湖镜泊湖 4.洱海洱海5.博斯腾湖博斯腾湖 6.青海湖青

50、海湖 7.赛里木湖赛里木湖图图112我国湖面水温年变化我国湖面水温年变化（四）地下水的水温（四）地下水的水温 1、地下水温的垂直分布、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，而内部则来自热源主要来源于太阳辐射，而内部则来自地球内部的热能。地球内部的热能。按地温的垂直分布特点，可分为三个垂直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。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）、变温带（外热带、