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水文学 第二章 地球上水的性质与分布
部门地理学之水文水资源学，详细的总结了地球上水的物质性质，地球上水的化学性质，让我们一起跟随导图。学习地理学知识~
编辑于2023-03-14 13:59:06 湖北省
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第二章 地球上水的性质与分布
地球上水的物理性质
水分子的结构
组成：一个氧原子和两个氢原子
电子：电子有在氧原子周围相对集中的趋势，形成较浓厚的电子 云，掩盖了原子核的正电核。
氧原子对电子的吸引力比氢原子大得多
水分子具有极性结构
氧原子负极，氢原子正极
水分子聚合体
单水分子(H2O)，双水分子 (H2O)2、三水分子(H2O)3
水的三态与水温
气态、液态和固态三种形式
在常温条件下三相可以互相转化
水循环的基础
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
水温升高，聚合体减少——当高于100℃呈气态时，水主要由单水分子组成。
水温降低，聚合体增多——0℃结冰时，单水分子为0，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%。
水温在3.98℃时，结合紧密的二水分子最多，此时水的密度最大，为1.0×103kg/m3。
水的热学性质
纯水的比热、潜热、传热（导热）、透热
含义
比热：单位质量物质的热容量，即单位质量物体改变单位温度时吸收或放出的热量。
潜热：相变潜热的简称，指物质在等温等压情况下，从一个相变化到另一个相吸收或放出的热量。（吸收和放出的热量是相等的。）
传热：由于温度差引起的能量转移，又称热传递。与比热呈负相关
透热：由对辐射的透射率决定，与反射率呈负相关。水的反射率一般比陆面小，但在太阳高度角小于10⁰时，往往大于陆地。雪：80--90 冰：60--70 水：20--30*（参考
水的热学性质
水是所有固体和液体中热容量最大的物质之一 （仅比氢和铝的热容量小）。
水的融解和水的蒸发，其潜热均较其它液体为大，这与水分子结构有关。热量不仅用于克服分子力，而且需用于双水分子和三水分子聚合体的分解上。
水的传热性比其它液体小
水在20℃时的传热率为0.5987焦/米·秒·度，冰的传热率为2 .261焦/米·秒·度，雪的传热率更小，当密度等于0 .1时，为0 .0293焦/米·秒·度。
用他们同时接触高温体，哪个更烫手，哪个的导热性就越
比热大，传热小的表现：在天然水体中，封冻时，冰体缓缓增厚。
对水下生命具有重要的意义
表现
良好的储热器、气候调节器
水的比热大、传热率很小，以及对于太阳辐射的透热性小，在平静的水体中，热能非常缓慢地透入深处，表层的水温略为升高。
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。
自然界的水含有各种溶解质与悬移质
地下水与海水，因含的溶解质较多，其比热就略小于纯水，且随着含盐度的增加而减小，冻结温度也较纯水低，最大密度也发生在低于4℃的情况下。
一般河流在枯水期，因地下径流占的比例大，故其冻结温度、最大密度和比热等也有相应的变化。
水温
概况
重要性
影响到水中生物、水体自净和人类对水的利用
热量来源
天然水的温度因所得到的热量来源不同而异。
太阳辐射是地球上各种水体的主要热源之一。
海水温度
海水热量的收支
收入
太阳辐射（根本、主要）
太阳和天空的短波辐射
大气的长波辐射
地壳内热通过海底传给海水的热量
海面水汽凝结时放出的热量
洋流带来的热量（局部海区）
海水垂直交换中所得的热量
化学的、生物的和放射性物质放出的热量
海水运动产生的热量
支出
海面辐射放出的热量（重要
海水蒸发时所消耗的热量（重要
洋流带走的热量
海水垂直交换中耗掉的热量
整个海水的年均温几乎没有变化
一年中不同季节、不同海区的热量收支并不平衡
引起海水中温度的分布与变化的不同
海水温度的分布
水平分布
基本情况：
三大洋表面年平均水温约为17.4℃，比年平均气温高3℃。 太平洋最高，达19.1℃； 印度洋17.0℃； 大西洋16.9℃。
在相同纬度上，北半球比南半球高1-3℃。
最高的年平均水温出现在7°N左右，约为27.5℃，被称为海面上的热赤道。
三大洋表面年平均水温的分布特点
北半球高于南半球
在南北纬0°-30°之间以印度洋水温最高；
在南北纬50°-60°之间大西洋水温相差悬殊。
原因
热赤道北移，南半球的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，因此冷却效果特别明显
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
大洋东西两侧，水温分布有明显差异
在大洋西侧寒暖流交汇处
等温线特别密集，水温水平梯度极大
以北大西洋墨西哥湾暖流与拉布拉多寒流之间最为明显
在大洋东侧
等温线较疏，水平梯度较小
北大西洋因墨西哥湾暖流势力特别强大，故使大洋东侧高纬区水温高于大洋西侧（？
在低纬海区
大洋西侧水温高于东侧温度。
夏季大洋表面水温普遍高于冬季 但水温水平梯度冬季大于夏季
太阳高度和日照时间
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
表层暖水对流层（一般深度达600-1000米）
深层冷水平流层
热带和亚热带海域的上层水体，为大洋的暖水区，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
海水温度的时间变化
日变
因素
太阳辐射
季节变化
天气状况(风、云)
潮汐
地理位置
靠近大陆浅海区日较差可达3-4℃以上
表现
大洋表面水温日变一般很小，日较差不超过0.4℃
日变随纬度的增加而减小
最高、最低水温出现时间各地不同，但最高水温每天出现在14-16时，最低水温则出现在4-6时
水温日变深度，一般10-20米，最大达60-70米。
年变
因素
太阳辐射
洋流性质
季风
海陆位置
地理分布规律
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
北寒带
北温带
热带
南温带
南寒带
南北两半球相比，北半球各纬度带的年较差大于南 半球。
水温年变深度， 一般可达100-150米，最大深度可达500米左右。
海冰
海水的冰点和最大密度温度都随盐度的增加而降低
淡水结冰时的水温是0℃，最大密度温度是3.98℃；
海水的盐度>24.695×10-3时，冰点温度高于最大密度温度
盐度<24.695×10-3时，冰点温度低于最大密度温度
盐度=24.695×10-3时，海水的冰点温度与最大密度温度相同，为－1.332℃
高纬海区所特有的水文现象
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
一般认为，25米等深线是岸冰的分界线。
浮冰
一种是由海水冻结而成的， 一种是来自大陆的冰。
河水温度
因素
地带性因素-地带性规律
太阳辐射
气温
冰情
影响河流的防治和利用
秋、春流凌，使航运及水利建设的施工都需要采取防护措 施
冰凌壅塞成冰坝时，水位骤然升高，威胁两岸河防的安全
河面封冻后，河道不得不停止通航
在古代军事方面产生重大影响
有利：冰盖进一步增厚，冰面又可能为两岸交通提供方便
河流的水温
河水水温随时间、地点而变化.
水温的日变化通常与气温的日变化相应
水的比热较大，对热量变化和反应比较迟缓，变化速度稍落后于气温，变幅也较气温小。（河水日变常在1-3℃）
水温的日变化主要受太阳辐射影响
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。
水温的季节变化，有明显的周期规律：
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，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，水温逐渐上升，至夏季水温达最高值；
夏末秋初以后水温逐渐下降（河流水受到陆地温度影响，但仍具有水体性质，水体温度与陆地温度的最值有区别：比热大）
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
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℃。
由于水流的紊动作用，水温在断面上的垂线上 的分布一般比较均匀
在垂线上早晚水面水温低于水底温度，成逆温分布
中午前后水面温度较高于水底温度，成正温分布，但温差不大，通常不超过2℃
河流的走向对水温和冰情也有影响
概述：水温沿河长的分布情况，在很大程度上取决于河流的走向
解释：如果河流自南向北流，随着水的流动，上游的热量向下游段输送（能量交换），所以自南向北的河流，其河水温度是递减的。反之，自北向南的河流，河水的温度则向河口递增。
我国：大多数河流是自西向东流动，上游地势较高，气温较低，因此水温较低；愈向下游地势愈低，气温愈高，因此水温向下游逐渐增高
河流的冰情
我国概况：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。
三个时期
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的整个过程大致可分为三个时期
结冰期
封冻期
解冻期
湖泊、水库水温
影响湖温变化的因素
表层湖水的主要热源：太阳辐射
射入湖中的太阳能， 一部分被吸收， 一部分被散射
湖水表层1米深吸收了80％左右的辐射能，且大部分能量被靠近水面20厘米的水层所吸收，只有1％的能量达到10米深处。
湖泊深处的热量交换：依靠涡动、对流混合将热量传给下层
水深大于10米：深层不受上层水温的影响而保持一定低温(4～8℃)
水深小于10米：全湖水温都能受到太阳热能的影响而使水温发生变化。
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
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，将出现上层水温高，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，但不高于4℃。这种水温的垂直分布，称为逆温层
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。（同温层，4℃）
三类湖泊：依照不同气候带中湖温的垂直变化规律
热带湖（暖湖）
主要分布在热带和亚热带地区，全年水温在4℃以上，水温垂直分布具有正温层的特点，终年不结冰。
温带湖（混合湖）
主要分布在温带和寒温带地区，这类湖泊夏季具有正温层，冬季具有逆温层并且结冰，春秋为同温层。例如我国的镜泊湖等。
寒带湖（冷湖）
主要分布在寒带和高山、高原地区，这类湖泊湖面水温常低于4℃，每年有一较长冰期，秋冬两季水温是上冷下暖，形成逆温层，春夏两季可出现短期同温层。我国西藏许多湖泊表层水温就不超过4℃。
水温的变化
日变
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14-18时 最低水温出现在5-8时
在阴天和晴天之间的差别也较大
年变
除结冰期外，水温变化与当地气温年变相似
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。
温年较差比气温年较差小，深水湖较浅水湖小
长江中游地区的平原浅水湖，表层水温年变幅可达35℃左右，而高山、高原区湖泊一般深度大，水温年变幅较小。
我国湖面水温年变幅最大是太湖，最大值可达38℃。而位于青藏高原的湖泊，表层水温年变幅一般不超过10℃。
湖冰
湖水结冰过程，和海水、河水一样，既能从湖面开始， 也能在深处和湖底发生。
一般淡水湖泊与水库因含有一定量的矿物质，其冻结温度常低于0℃，为－0.003－0.012℃。
对于矿化度大于24%的盐水湖，冰点还要低
冰点还随压力增加而下降，故湖水冰点随深度增加而下降，水深增加10米，冰点温度平均降低0.0075℃。
形成过程和时间
在湖岸、湖弯、水草丛生的荫蔽地方先开始，而后向水面开阔处发展
结冰时先形成薄冰，而后发展为冰块，冰块间碰撞结成冰饼，并逐步与岸边的冰块以及自水中浮起的浮冰结合成冰原
如低温时间持续很长，湖面可全部被封冻，封冻期可长达数星期以至数月
在同样的自然地理条件下，湖泊和水库要比河流早封冻几天。
影响因素
气候条件
湖水深度
湖盆形态
水化学性质
湖水运动与补给
我国的湖泊
28°N以南
平原区和云贵高原区湖泊不结冰
常结冰湖
青藏高原、新疆、黄河以北广大地区。 这类湖泊每年都要结冰。
不常结冰湖
分布在我国黄河以南、28°N以北地区
不是每年冬季都结冰，遇到强寒潮南下才结冰。
长江中下游一些大湖（鄱阳湖、太湖、洞庭湖等）一般年份仅出现岸冰，冻结期很短，冰厚仅几厘米到十几厘米。
地下水的水温
地热垂直分布规律——（地热条件+地下水深度
依据：根据地热的分布规律
变温带
指地壳表层受太阳辐射影响所能达到的深度范围，各地厚度不等，一般为15～20米。
在变温带中，地下水的温度随地热变化，具有日变 和年变的特点。
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℃。
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：指在常温层以下，温度每升高l℃所需增加的深度。
各地增温并不相同，对整个地壳而言，大致平均为33米/℃。
地热条件——受地壳运动活跃程度影响
新火山地区
寒带，极地及高山、高原地区
地下热水：在一定地质条件下，因受地球内部热能的影响而由地下水形成。
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。
地热水平分布规律——太阳辐射
地下水的温度差异分类
非常冷水
极冷水
冷水
温水
热水
极热水
沸腾水
水的密度
纯水的密度
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%
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
0℃时冰的密度为0.9167克/立方厘米。
因此，在天然河流或湖泊中，冬季冻结的冰，因密度比水小而浮于水面。
随着水温的变化，水的密度也随之变化，同其他物质一样，受热时体积增大，密度减小（0-4℃范围内，不服从热胀冷缩的规律）。
水的对流混合
水体上部水温降低或下部水温升高时，密度大的水往下沉，密度小的水往上升的对流运动
海水密度
含义
单位体积内所含海水的质量，单位为g/cm3
习惯使用海水比重
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（水温在4℃时蒸馏水密度1g/cm3）
表示
是实用盐度（s）、水温（t）和压力（p）的函数（影响因素）
凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素，都能 影响密度的变化
海水密度与盐度的关系近似呈线性，盐度增高，密度增大
压力对海水密度的影响，是海洋具有很大深度这一特殊条件的反映（海洋深度每增加10米，压强便增加一个大气压。可见世界著名的马里亚纳海沟底部，压力必然超过1000个大气压。尽管水的压缩系数很小，但在如此巨大的压力下，位于深处的海水的密度也必然会因体积的减少而增加）
为了由密度的空间变化计算海流速度
海水密度减1再乘以1000
意义
决定洋流运动的最重要因子之一
水团的运动
水层的稳定程度
测定时的分类
现场密度
在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度
条件密度
对于较深处的海水，将水样提升到海面时压力已发生变化，只能测定水样在标准大气压下的密度，即大气压等于零时的密度
ps：实际工作中，海水密度不是直接测定，而是根据水样的温度、盐度、深度计算得来的。
分布规律
世界大洋表面密度（水平）的地理分布规律
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（T
赤道地区由于温度很高，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.02300
亚热带海区盐度虽然很高，但温度也很高，所以密度仍然不大，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
从表层向深处增加（P
南北纬20°之间在100米以内密度最小，并且在50米以内垂直梯度极小，几乎没有变化（T
50—150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在其上均不易发现，故有“液体海底”之称T
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变化
透明度与水色
湖水的透明度与水色
湖水透明度
定义：是指湖水能使光线透过的程度
测定方法：通常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），这时圆盘在水中的深度就是透明度，单 位：米。
影响因素
水对于光线的吸收和散射
太阳的高度角
水中悬浮物质及浮游生物量
水温的高低
水温高，光线易被吸收，透明度小？
天气，风力：水面平静/风雨天
波动时，散射多透入少，透明度小
明显的时间变化规律
早晚低，中午高
浮游生物有垂直迁移现象，中午迁至水面以下， 早晚浮至水面（浮游生物量+太阳高度角）
春夏低，秋冬变化大
河流汛期水温泥沙
湖水水色
指垂直方向上位于透明度一半深处，白色圆盘上所显现的湖水颜色。
用水色计中事先配制好的标准色泽与湖水比较，以确定湖水的水色
21个等级，从浅蓝色到棕色，等级越大，水色越低。
因素
取决于水对光线的选择吸收和选择散射的情况
光线散射强度与光波波长的四次方成反比，即波长愈短，光愈容易被散射。可见光中以蓝色波长较短，因此深度较大、清澈的湖水，常呈浅蓝色
由于光线被湖水吸收和散射，又和湖水中悬浮质、浮游生物、离子含量、腐殖质等有关，所以实际湖水呈现多种多样的水色
悬浮物质数量多，水呈蓝绿色或绿色，甚至呈黄色或褐色（汛期时泥沙大量入湖，湖水常呈黄色或黄褐色
浮游生物的大量繁殖不仅减少透明度，而且显著地改变水色，湖水可呈现绿色或蓝绿色，以至粉红色等多种色泽。
含较多的钙盐、铁盐、镁盐时，常呈黄绿色
腐殖质含量较多的湖泊，湖水常呈黄褐色
关系
通常是透明度大，水色等级低；反之，透明度小，则水色等级高。
我国
我国疆域辽阔，自然条件复杂多样，各地湖泊水色差异大
青藏高原区湖泊，湖水较清澈，透明度大，水色多呈青绿或浅蓝色，水色等级在3～9号之间
东部平原地区大多数浅水湖泊，由于泥沙来量大，浮游生物繁茂，湖水较浑浊，透明度低，水色多呈黄绿或黄褐色，水色等级一般在11～12号以上，甚至达到18～19号。
我国还有少数湖泊的水色颇为特殊，如四川的新路海和新疆的乌伦古湖的部分水域呈乳白色。
海水的透明度与水色
透明度
因素
海水颜色
悬浮物质
浮游生物
入海径流
天空云量
一般规律
低纬海区的透明度大，高纬海区透明度小
暖流的透明度大，寒流透明度小
愈近大陆透明度愈低
大洋的透明度可达40-50米以上
水色
海水水色是指阳光经过海水折射、散射以后的光谱色
测量仪器：通常用水色计来测定
因素
水的光学性质
水中浮游生物
悬浮物的大小、数量和颜色
清洁的大洋水显蓝色
热带海域浮游生物少，水色高，多呈蓝色（1～2号），如黑潮呈墨蓝色
温带、寒带多呈青蓝、青绿色（3～6号）
极地海域水色低，多呈绿色（9～10号），如亲潮，几乎呈绿色。
红海的水温高、盐度大，适合蓝绿藻生存，其细胞里的藻红素把海面染成一片红色
关系
水色越高（号码小），透明度越大，水色越低（号码大），透明度越小。
地球上水的化学性质
天然水的化学成分
重要性
在岩石圈上部和地表的环境里，液态水是良好的溶剂。
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。
天然水中各种物质按性质通常分为三大类：
悬浮物质：粒径大于100纳米（10的负7次方米）的物质颗粒，在水中呈悬浮状态。
胶体物质：粒径为100—1纳米的多分子聚合体
溶解物质：粒径小于1纳米的物质，在水中成分子或离子的溶解状态
天然水中的八大离子
K+（钾离子） Na+（钠离子） Ca2+（钙离子） Mg2+（镁离子） Cl-（氯离子） HCO3-（碳酸氢根离子） SO42-（硫酸根离子） CO32-（碳酸根离子）
含量占溶解质总量的95—99%以上
微量元素
水体中还有Fe、Mn、Cu、F、Ni、P、I等重金属、稀有金属、卤素和放射性元素、溶解的氧、二氧化碳、氮气气体，特殊条件下也有H2S、CH4等
矿化度：天然水中各种元素的离子、分子与化合物的总量
天然水的矿化过程——各种溶解质在天然水中的累积和转化。
地壳中含有87种化学元素，目前在天然水中基本都已发现。
天然水的主要矿化作用
溶滤作用
吸附性阳离子交替作用
氧化作用
还原作用
蒸发浓缩作用
混合作用
天然水的分类
重要性
不同的地理环境中，天然水的矿化度和主要离子组成都有很大的差异。
对天然水进行系统的水化学分类，不仅能反映天然水水质的形成条件和演化过程，而且为水资源评价、利用和保护提供科学依据。
按水化学成分分类
使用库尔洛夫式：按照水中各种主要离子成分的相对含量等指标
重碳酸根离子含量最大（65%），其次是硫酸根离子（21%），其余阴离子的含量小于10％
横线上下分别为阴、阳离子的摩尔百分数，按递减顺序排列，含量小于10％的不予表示；横线前面M为矿化度，最前面为气体成分和特殊成分，均以克/升计；横线后面T为水温，还可以写出pH值等指标。各类成分的含量和特征值均标在化学式的右下角，化学式中原有的数字，标在右上角。
按矿化度分类
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。
分为
低矿化、淡水（<1
弱矿化、微咸水（1-24
中度矿化、咸水（24-35
强矿化、盐水（35-50
高矿化、卤水（>50
地下水化学分类
使用舒卡列夫分类法
低矿化的地下水，往往是由地表水、大气降水补给，并在溶滤作用较强的环境中形成的
高矿化的氯化钠型水，其成分主要来源于海相沉积物
纯粹以水中六种离子在数学中可能的排列组合出发的，因此是形式上的分类，有些类型在天然水中几乎是不存在的
各类天然水体的化学性质
大气水的化学组成及特性
天然水矿化过程的开端：水分蒸发遇有凝结核时，水汽开始凝结
大气降水含有多种离子及微生物和灰尘，但也是溶解物质最少的天然水，雨水的矿化度较低
特点
溶解气体的含量近于饱和
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。
海水的化学组成及特点
海洋是地球水圈的主体，是全球水分循环的主要起点和归宿，也是各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。
海水的历史可追溯到地壳形成的初期，在漫长的岁月里，由于地壳的变动和广泛的生物活动，改变着海水的某些化学成分。
海水化学组成
海水是含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5%，其他物质占3.5%。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质
海水组成的恒定性（常量元素）
海水中主要盐类含量
溶解在海水中的元素绝大部分是以离子形式 存在的；
氯化物含量最高，占88.6％，其次是硫酸盐占10.8％
盐类的来源
说法一：河流带来
碳酸盐、氮、磷、硅的化合物和有机质大量地被动物吸收 海水中这些物质的含量也减少
硫酸盐平衡
氯化物消耗最少，积年累月含量不断增多
说法二：海底火山活动
海洋中的氯化物和硫酸盐增多
海水中的溶解气体：主要是氧和二氧化碳。在海水上层的光亮带，这种气体接近饱和。由于表层与深层海水经常发生混合，深海中也含有一定数量的溶解气体，这是底栖生物能存在的原因之一。
海水的盐度
定义：单位质量海水中所含溶解物质的质量，叫海水盐度。 它是海水物理、化学性质的重要标志
绝对盐度(SA) ：定义为海水中溶解物质的质量与海水质量的比值
实用盐度(S) ： 在温度为15℃、压强为一个标准大气压下的海水样品的电导率，与质量比为32.4356×10－3的标准氯化钾(KCl)溶液的电导率的比值Kl5来定义。
影响盐度的因素
主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素 和发生于海水中的许多过程
在低纬海区，降水、蒸发、洋流和海水紊动、对流混合等起主要怍用。
盐度较高的洋流流经一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低
降水大于蒸发，使海水冲淡，盐度降低；蒸发大于降水，则盐度升高
大陆沿海地区，因河流等淡水注入，使盐度降低
在高纬海区，除受上述因素影响外，结冰和融冰也能影响盐度。
世界盐度最高值在红海
波罗的海是世界盐度值最低的海洋
河水化学成分的特点
河水的矿化度普遍低
河水中各种离子的含量差异很大
河水化学组成的空间分布有差异性
河水化学组成的时间变化明显
湖水化学成分的特点
特殊原因：流动缓慢
湖水的矿化度有差异
淡水湖、微咸水湖、咸水湖、盐湖
地带性规律：湿润地区，淡水湖；干旱地区，咸水湖和盐湖
湖水主要离子间无一定比例关系（与海水不同）
湖中生物作用强烈（与河水、地下水不同）
湖水交替缓慢，深水湖有分层性
地下水的化学特征
化学组成类型多、地区性差异大
地下水圈：地下水与岩石、土壤充分接触；渗流速度小，循环交替缓慢；
矿化度变化范围大：淡水以HCO3-、Ca2+为主；矿化度增大， 阴离子以HCO3-、SO42-、Cl-次序递增；
化学成分的时间变化极为缓慢，常以地质年代计算
与大气接触有很大的局限性
地球上水的分布与水资源
一些妙语
水在自然界和生物体内
自然界，水不完全是单水分子，而更多的情况下 是水分子的聚合体。
我国的地热资源
分为：浅层地热能资源、水热型地热资源、干热岩资源
形成
地球外部热源
太阳辐射
地球内部热源
放射性元素生热
地核热量
目前可利用的地热资源
通过热泵技术开采利用的浅层地热能
天然出露的温泉
通过人工钻井直接开采利用的地热流体
干热岩体中的地热资源
开发时考虑的因素
地质构造特征
热流体传输方式
温度范围
开发利用方式