1 地球上水的性质及分布--updated

null第一章 地球上水的性质及分布第一章 地球上水的性质及分布地球上的水是指地球上水圈内所有形式的水，如海洋水、河流水、湖泊水、沼泽水、冰川水、地下水、土壤水、生物水、大气水等。 null第一节 地球上水的物理性质 1、水的形态及其转化 （1）水分子结构 由于氧原子对电子的吸引力比氢原子大，在水分子内部，电子比较靠近氧原子，形成浓厚的电子云，掩盖了原子核的正电荷。因此，在氧原子一端显示出较强的负电荷作用，形成负极；相反，在氢原子周围，电子云相对稀薄，显示出原子核的正电荷作用，形成负极。所以说水分子具有极性结构。 由于水分子具有极性，在自然界，水不完全是单水分子H2O，更多的情况下是水分子的聚合体，如单水分子H2O ，双水分子（H2O）2和三水分子（H2O）3。null1）随着水温的升高，水分子聚合体不断减少，而单水分子不断增多。当温度高于100℃ 时，水主要由单水分子组成。（2）水分子的转化null2）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0，三水分子增多，因其结构特性，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，此时水的密度最大，比重为1。null2、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，能吸收相当多的热量而不损害其稳定性。 水变成水汽或冰融化成为水都要吸收相当多的热量。相反，水汽凝结、水变成冰都要放出热量，吸收与放出的热量是相等的，这种吸收与放出的热量称为水的潜热。null水在0℃直接蒸发，潜热为2500J/g；在100℃ 时，汽化潜热是2257J/g。 注意：前者大于后者。 冰在0℃时融解潜热是1401J/g，冰直接升华潜热为1401＋2500J/g。 冰的溶解和水的蒸发，其潜热均较其他液体为大，这与水分子结构有关。因为热量不仅用于克服分子力，还需用于双水分子（H2O）2 和三水分子（H2O）3聚合体的分解上。null3、海水温度 （１）海水热量的收支 海水中的热量主要来自太阳辐射，年平均获得的热量等于支出的热量（能量平衡）。 一年中不同季节、不同海区的热量收支并不平衡，由此引起了海水中温度的分布与变化的不同。 收入部分：太阳的短波辐射和大气的长波辐射最为重要，洋流带来的热量对局部的海区有较大的影响，其它方式所提供的热量比较少。 支出部分：海面辐射和蒸发最为重要，局部海区由洋流带走的热量对水温变化也有较大的影响，由于海水的垂直紊动混合，可把热量传到深处。null（２）海水温度的分布 A、海水温度的水平分布： 三大洋面平均水温为17.4℃ ，其中太平洋最高为19.1℃ ，印度洋为17.0℃ ，大西洋为16.9℃ 。 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度之间的印度洋水温最高；null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； 南半球三大洋是相连的，并与南极大陆相接，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。nullnullnullnullnull世界大洋表面水温总体分布趋势： A. 水温从低纬向高纬递减，在南北回归线之间的热带海区水温最高； B. 大洋东西两侧，水温分布有明显差异； C. 在寒暖流交汇处（南北纬40度左右）等温线特别密集，水温水平梯度很大； D. 夏季大洋表面水温普遍高于冬季，而水温的水平梯度则是冬季大于夏季（就某半球而言）。 这些特点是由太阳辐射和洋流性质所决定的。nullＢ、海水温度的垂直分布 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度之间，海水垂直结构可分两层，表层暖水对流层（一般深度达600~1000m）和深层冷水平流层。 表层暖水对流层的最上一层（0~100 m）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。表层扰动层下部与冷水之间形成一个温跃层，水温垂直递减率达最大值。null（３）海水温度的时间变化 A、水温的日变化：影响水温日变化的因素有：太阳辐射、季节变化、天气状况（风、云）、潮汐和地理位置等。 大洋表面水温日变化一般都比较小，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3~4℃以上。 最高水温每天出现在14~16时，最低水温每天出现在4~6时。 水温日变深一般可达10~20m，最大可以达到60~70m。 nullB、水温的年变化： 影响水温年变化的因素有：太阳辐射、洋流性质、季风与海陆位置等。 水温年变化（年较差）地理分布特点为： 从赤道和热带海区向中纬海区增大，然后向高纬度海区减小。null在同一热量带，大洋西侧较东侧变幅大，靠近海岸地区更大，南北两球相比较，北半球各纬度带的年较差大于南半球。 水温年变化深度一般为100~150m，最大深度可达到500m左右。null（４）海冰 淡水结冰时的水温是0℃ ，最大密度温度是3.98 ℃ ；而含有盐分的海水，其冰点和最大密度温度都随盐度的增加而降低，但降低值不同。 当海水盐度大于24.695×10-3时，冰点温度高于最大密度温度；而盐度小于24.695×10-3时，冰点温度小于最大密度温度； 当海水的盐度等于24.695×10-3时，海水的冰点温度与最大密度温度相同，为-1.332 ℃ 。null海水的结冰过程： 盐度小于24.695‰的海水，它的最大密度温度高于冰点，其结冰过程与纯水相同。 当气温下降，水面开始冷却时，首先到达最大密度温度，此时发生垂直方向的对流混合； 当水温继续下降至冰点时，表层水的密度已非最大并逐渐趋向稳定，不再继续下沉，于是就迅速在海面结冰。 盐度大于24.69‰时的海水，其结冰过程则与纯水完全不同。null大洋表面平均盐度为35‰，远大于24.695 ‰，因此冰点更低（约为-1.9℃） ，同时，最大密度温度低于冰点。 当气温下降，水面开始冷却时，表面海水密度不断增大，水温越接近冰点，也就越接近最大密度值，于是海水变重下沉，与深层暖水发生对流。也就是说，上层水温即使达到冰点，还是不会出现结冰现象。 当海水结冰时，就要不断地析出盐分，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； 同时，盐度增加也使海水冰点更低，结冰就更困难，更缓慢。null只有当水温降到冰点以下，整层海水达到某种程度的过冷之后，在有结晶核的条件下，海水才开始结冰。 海水结冰时，首先形成的是纯水的冰晶，这些冰晶包含着未结冰的海水。冰晶析出后，剩下的盐分使未结冰的海水变浓，结果进一步降低了海水的冰点，这种海水就会下沉，并与下面海水发生混合，这也延缓了海水的结冰过程。null我国长江（ 大约北纬30度）以北的湖泊，冬天都有冰冻现象。 但是，在北纬60度以南的大洋面上，几乎难于见到就地生成的海冰。 欧洲西岸由于既受西风又受墨西哥暖流的影响，冬季海港不冻。 亚洲东岸冬季受大陆季风控制，加上南下的鄂或次克海寒流和日本海寒流的影响，沿海封冻较强。 就我国渤海之滨的塘沽港来说，所处纬度和葡萄牙首府里斯本相近，可是冬天还会封冻，有时需要靠破冰船来疏通航道。 null海冰的淡化过程 航海者都知道海冰有一种有益的特性，就是海冰所含的盐度比海水要低得多。海冰年代越老，冰中的盐分就越少。年代久远的海冰顶部几乎是淡水冰，能够融化饮用。为什么海冰会淡化呢? null冰是单矿岩，不能和它物共处。水在结晶过程中，会自动排除杂质。因此，海水冻结时产生的冰晶，是淡水冰。 但是，结冰过程往往较快，会使一些盐分以“盐泡”的方式保存在冰晶之间，冰晶外璧也会粘附上一些盐分，所以海冰实际上还是有咸味的。 但海冰比海水的盐度显然小得多，大致在0.5‰到l5‰之间，一般为3-7‰左右。 null冰晶间的盐泡并不是静止不动的，它的浓度高而比重大，它会因重力而沿冰晶间隙下坠。因此海冰顶部要比底部淡。 另外，冰中如果存在温度梯度，会使盐泡向高温方向移动。 如：海水结冰时，气温低于水温，因而盐泡向底部迁移。 实验：将把含盐泡的海冰由上部加热，盐泡竟违反重力规则而向上迁移。null留在冰块里的盐泡，在气温升高到融点时，往往互相沟通，使盐汁漏出于冰块之外，这时海冰表面千疮百孔。隔年冰在夏季就因这个缘故排出盐分。 经过若干年后，多年海冰顶部几乎变成淡水冰。 实例：我国西北某些地区干旱而且水质苦咸，人们创造了结冰法淡化苦咸水。 冬天将冰块搬进水窑和农田里，待春暖后再饮用和灌溉。 据试验，原来含盐量8-25克/升的苦水经淡化后，含盐量降低到3-7克/升，除盐率达到了60-80%。 null海冰的分类 1）按海冰的发展阶段，可将海冰分成6大类： 初生冰（New Ice）：包括冰针(Frazil Ice)、油脂冰(Grease Ice)和海绵状冰(Shuga Ice)，大都由松散冰晶构成，漂浮在海上。 尼罗冰(Nilas)：初生冰继续增长，冻结成厚度在10cm以内的有弹性的薄冰层，表面无光泽，颜色较暗。 饼状冰(Pancake Ice)：直径为30～300cm、厚度在10 cm以内的圆形冰盘。null初期冰(Young Ice)：由尼罗冰发展或由饼状冰和冰块冻结在一起，形成的厚度在10～30cm的冰层，呈灰色或灰白色。 一年冰(First-year Ice)：由初期冰发展而成，时间不超过一个冬季的冰，厚度30～300cm。 老年冰(Old Ice)：至少经过一个夏季而未融尽的冰，厚度≥300cm，表面光滑。null2）按海冰的运动状态，可将其分为固定冰和流冰。 固定冰（Fast Ice）：与海岸、海底或岛屿冻结在一起的冰。海面变化时，固定冰能够随之发生升降运动，其宽度可以从海岸向外延伸几米至几百公里。 流冰（Draft Ice）:不考虑形成和分布，凡是自由漂浮在海面能够随风和海流漂移的冰统称为流冰。null船舶临近冰区的征兆 1）海水温度急剧降低。 2）出现小块浮冰。如有小波浪，还会听到冰块互相摩擦的沙沙声。 3）因淡陆冰或陈海冰的融解，海水稍被淡化，盐度减小。 4）在流冰边缘处经常出现浓雾屏带。这是因为比较温暖的空气移到冰山附近的冷水面时冷却而形成的雾。 null5）望见远处有反射出的光芒，可断定该方向有海冰存在。 6）在大风浪区航行，突然波浪减弱，或突然海面变得平静，表明其上风有冰域存在。这是因为海冰阻碍了波浪的运动。 7）在空阔的海面上听到本船汽笛的回音，表明有矗立的冰山存在。但这种回音并不是都能听到的。 8）远处有海冰时，往往在水天线上有海市蜃楼出现。null冰山 冰山不是海水结冰，它是指从极地大陆冰川或山谷冰川分离下来的、高出海面5米以上的各种形状的巨大冰块。 冰山可以是漂浮的，也可以是搁浅的。 冰山主要分为不规则的峰形冰山和规则的平顶冰山。null峰形冰山主要出现在北冰洋和北大西洋。它是由山谷冰川崩解而形成的，通常其高度大于宽度，具有陡峭的坡度，易倾倒或翻转。 平顶冰山多产生于南极海区，是南极大陆冰川延伸到南极大陆周围的浅水中形成的，其长度可达几百公里，宽几十公里，高几十米。 冰山水下部分的范围和厚度均比水上部分大得多。冰山的水上部分与水下部分的体积之比约为1∶9 。null北半球海洋冰况 冬季，由于受大陆热力性质的影响，在北美和亚洲东部，海冰可向南延伸至55ºN以南的中纬度海域。但是由于受墨西哥湾流的影响，北欧（丹麦、挪威、瑞典、冰岛）沿海水温较高，冬季不结冰。 夏季，北冰洋周围边缘海域的冰全部消失，只有在北冰洋中部仍有较厚的冰层覆盖。 北半球冬季海冰的覆盖面积达1400万平方公里，夏季缩小到700万平方公里。nullnull北半球海洋上的冰山活动主要在北冰洋和北大西洋。北太平洋上冰川入海形成的小冰山数量不多，仅限于在阿拉斯加湾内活动。 北大西洋的冰山主要来源于冰雪覆盖的格林兰岛。在格林兰岛的西岸，平均每年有7000多座冰山滑入巴芬湾，其中平均每年有388座冰山被拉布拉多冷流带入大西洋，并向低纬漂移。null流冰和冰山在格陵兰岛东南海域和纽芬兰东南海域最多，其南界可达40°N，有时冰山越过墨西哥湾海流，到达31°N。 1912年4月著名的豪华邮船“泰坦尼克”号冰山遇难事件，就发生在41°40’N的纽芬兰。 北大西洋冰山盛行期是每年的4～6月份，分布地区只限于大西洋西部，东部由于受挪威暖流的影响，很少有冰山活动。 nullnullnullnullnullnullnullnull南半球海洋冰况 冬季，南半球的海冰聚集区主要分布在60ºS以南的高纬度地区，冰区范围可达2000万平方公里。 夏季，海冰融化，冰区范围大大缩小，只有冬季冰区范围的1/5，海冰主要存在于南极大陆沿岸。 null南极大陆是世界上最大的冰山源地，因此南大洋的冰山活动较北大洋更为频繁。在南极周围的洋面上，经常有22万座冰山在活动。 南半球陆地少，三大洋连通，流冰的漂移自由度较大，多数冰山在向北漂移中被融化掉，因此南半球的冰山多为2～3m厚的一年冰。这些冰山在55ºS以南到处都可以遇到，其北界最北可达45ºS～40ºS或更低的纬度。nullnull４、河水温度 当水温达到零下的过冷却状态，河流中就会出现冰晶。这时，如果气温继续保持在零下，河流就会出现冰情。 河流水温以及冰情的发生和消长，主要受到太阳辐射、气温等地带性因素的控制。 河流水温还受到补给来源的影响，如高山冰雪补给的河流水温低，雨水补给的河流水温较高，地下水补给的河流水温变幅小。null一般河流水温的地区分布形势，大体与气温一致。 河流年平均水温都略微高于当地的年平均气温，但差值只有1~2℃ ，但在封冻期很长，冬季气温很低的地区，差值就增大。 河流水温年变化主要受季节影响： 春季河水热量收入比支出大，因而河水温度升高，最高水温出现在盛夏； 秋冬河水热量收入比支出小，温度降低，最低水温多出现在冬季气温最低的时候。null我国河流水温的年变幅一般都比较大，这是我国气候大陆性比较强，各地气温年变幅一般很大的反映。 在不封冻地区，水温年变幅与气温的年变幅趋势相同，随着温度的升高，变幅减小； 随着纬度的增高，以及大陆度的增强，变幅增大。null河流中的水流是紊流，一般情况下水温比较均匀，但特别大而平静的河流，河水很难彻底混合，垂线上水温的分布具有成层性。 一般在清晨，表面水温低，愈向河底水温愈高，成逆温现象； 在14时左右，表面水温高，愈向河底水温愈低，成正温现象。null５、湖泊、水库水温 （１）水温的分布：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。 当湖水温度随水深的增加而降低时，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。 当湖泊出现正温层时，在湖面以下一定深度常形成温跃层，即上下层水温有急剧变化的一段。null当湖水温度随水深的增加而升高时，将出现上层水温低，而下层水温高，但不高于4℃ ，这种水温的垂直分布称为逆温层。 当上下层温度一致时，即水温垂直梯度等于０，此时的水温垂直分布为同温状态。null（２）湖水温度的变化 湖水温度具有日变与年变的特点。 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14~18时，最低出现在5~8时； 水温日变幅在阴天和晴天之间的差别也较大。null湖面水温的年变，除结冰期外，水温变化与当地气温年变化相似； 但最高、最低水温出现的时间要迟半个月到一个月左右。水温月平均最高值出现在7、8月，水温月平均最低值出现在1、2月。 我国湖面水温年变幅最大的是太湖，最大值可以达到38℃ 。高山、高原区湖泊水温年变幅最小。null６、地下水的水温 地下水的埋藏深度不同，温度变化规律也不同，近地表的地下水的水温受气温的影响，具有周期性的变化： 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，水温变化很小，一般不超过0.1℃； 在年常温层下，水温则随着深度的增加而逐渐升高。null在不同地区，地下水温差异很大。如新火山地区可达100 ℃以上；而寒带、极地和高山、高原区，地下水温很低，可达-5 ℃。 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。它通过断裂带上涌，使地热增温级大大提高，这些地区可称为地热异常区。海螺沟的热泉海螺沟的热泉null长白山的高温泉长白山的高温泉云南腾冲的高温泉云南腾冲的高温泉西藏羊八井 —— 沸泉西藏羊八井 —— 沸泉羊八井羊八井黄石公园的沸泉黄石公园的沸泉null洋底沸泉，约400℃， 因巨大压力并不沸腾。null７、水的密度 （１）纯水密度 水的密度与水分子排列方式密切相关。 水分子有三种排列方式：四面体结构；类石英晶体结构；最紧密的堆积结构。而水分子排列方式又受温度制约。null（２）海水的密度：海水密度是指单位体积内所含海水的质量。海水的密度状况是决定海流运动的最重要的因子之一。 海水密度是盐度、温度和压力的数。凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素都影响密度变化。 海水密度大致随纬度增高而增大，等密度线大致与纬度平行。 赤道地区由于温度高，盐度低，表面海水密度很小（1.023）。 亚热带地区盐度很高，但温度也很高，密度仍不大（1.024）。 极地地区温度很低，密度最大（约1.027）。null在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。 在南北纬20度之间100m左右水层中，密度最小； 并且在50m以内垂直梯度极小，几乎没有变化； 50~100m深度上密度垂直梯度最大，出现密度的突变层，它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留在其内不容易被发现。 约从1500m开始，密度垂直梯度很小，在深层，密度基本不变。null海水密度对潜艇升降有决定性影响，潜艇如遇上由海水密度引起的波动（内波或密度流），航行深度就会发生急剧变化。潜艇可能被抛出水面，也可能被死死地压到潜艇的极限深度以下。 1963年4月10日，美国“长尾鲨”号核潜艇在进行潜航深度试验时，不幸沉入2700米深的海底，被压得粉碎，129名官兵无一生还。 有关核潜艇null常规潜艇一般要求水深在50米以下，若是在海水清澈的海区，可能要在60米以下才能不被经过其上空的侦察机发现。 而核潜艇一般要求作战水深大于80米，适于在200米深左右的区域活动，通常不在300米深以下的海区航行，500米以下的水域通常是潜艇的禁区。 此外，潜艇并非紧贴海底航行，一般距海底距离要为自身高度的3倍以上。水深50米内的浅海区和暗礁林立的岛礁区，都是潜艇力求避开的危险区。 null８、水色与透明度 （１）水色 纯水是无色的。 水色是水体对光的选择吸收和散射作用的结果，因为水体对太阳光谱中的红、橙、黄光容易吸收，而对蓝、绿、青光散射最强，所以海水水色多呈蔚蓝色、绿色； 但自然界水体的水色，是由水体的光学性质以及水中悬浮物质、浮游生物的颜色所决定的。null古巴null三亚绿色——蓝色绿色——蓝色nullnull葡萄牙蓝色—透明度高蓝色—透明度高蓝色—透明度高蓝色—透明度高爱琴海蓝色—透明度高蓝色—透明度高null水体的颜色与天空状况、水体底质的颜色也有关。null粤东null赤潮，舟山群岛赤潮，舟山群岛null赤潮的成因 赤潮究竟是一种原本就存在的自然现象，还是人为污染造成的，至今尚无定论。但根据大量调查研究发现，赤潮发生必须具备以下条件： ①海域水体高营养化； ②某些特殊物质参与作为诱发因素，已知的有维生素B1、B12、铁、锰、脱氧核糖核酸；null③环境条件，如水温、盐度等也决定着发生赤潮的生物类型。 发生赤潮的生物类型主要为藻类，目前已发现有63种浮游生物，硅藻有24种，甲藻32种、蓝藻3种、金藻1种、隐藻2种、原生动物1种。 null赤潮的危害 赤潮不仅给海洋环境、海洋渔业和海水养殖业造成严重危害，而且对人类健康甚至生命都有影响。主要包括两个方面： 引起海洋变异，局部中断海洋食物链，使海域一度成为“死海”； 有些赤潮生物分泌毒素，这些毒素被食物链中的某些生物摄入，如果人类再食用这些生物，则会导致中毒甚至死亡。蓝黑色（黑潮的颜色）蓝黑色（黑潮的颜色）null黑潮是沿着北太平洋西部边缘向北流动的一支强西边界海流，是世界海洋中第二大暖流。相对于所流经的海域来说，它具有高温、高盐的特征。黑潮起源于菲律宾东南，是北赤道流的一个向北分支的延伸。 其实，黑潮并不黑，它反而比一般的海水更加清澈。黑潮中很少杂质，能见度达到30到40米。当太阳光散射光照射到黑潮海面时，水分子偏重于散射蓝色光波，所以，从天空向下看，海水就变成了蓝黑色。 黑潮以流速强、流幅窄和厚度大而著称。黑潮的平均宽度为150千米，厚度达到1000米以上。黑潮的流速比一般地海流强劲得多。流速一般为每小时3到10千米。null（２）透明度 透明度是表示各种水体能见程度的一个量度，也是各种水体浑浊程度的一种标志。 透明度的测定： 通常是将透明度板（直径为30cm的白色圆盘）放到水中，从水面上方垂直用肉眼向下注视圆盘，测出直到看不见圆盘时为止的深度，就是透明度（单位是米）。 透明度受到水体的清浊程度、水面波动、天气状况、太阳光照等影响。null水色通常用水色计测定。 水色计由21种颜色组成，由深蓝（1）→黄绿→褐色（21），以号码1~21代表水色。号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。 水色和透明度，都反映了水体的光学特性。水面上光线越强，透入越深，透明度就越大；反之则小。水色越高，透明度越大，水色越低，透明度越小。 世界大洋中透明度最大值出现在大西洋的马尾藻海，达66.5m，该区位于大西洋中部，受大陆影响小，盐度高，离子浓度大，海水运动不强烈，浮游物质下降快。第二节 地球上水的化学性质第二节 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，在其运动过程中，将大气、岩石、土壤中的许多物质溶解或挟持（80多种元素）。天然水中各种物质按性质可分为： ①悬浮物质：粒径大于100nm的物质颗粒，在水中呈悬浮状态。例如泥沙、粘土、藻类、细菌等不溶解物质。悬浮物的存在使天然水有颜色、变浑浊或产生异味。nullnullnullnullnullnullnullnullnullnullnullnullnullnull②胶体物质：粒径1~100nm的多分子聚合体，为水中的胶体物质。 无机胶体主要为次生粘土矿物（氧化硅类、三氧化物类和层状硅酸盐类）和各种含水氧化物。 有机胶体主要是腐殖质（有机质在微生物作用下形成的）。null③溶解物质：粒径小于1nm的物质。在水中呈分子或离子的溶解状态，主要包括各种盐类、气体与某些有机化合物。 天然水中的各种盐类的主要离子是四种K+、Na+、Ca2+、Mg2+阳离子和Cl-、HCO3-、SO42-、CO32-四种阴离子。合称天然水中的八大离子（95~99%以上）。 微量元素：Fe、Mn、Cu、F、Ni、P、I等 气体：O2、CO2、N2、H2S、CH4null二、天然水的矿化过程 天然水中各种元素的离子、分子与化合物的总量称为矿化度。 天然水中的各种元素的离子、分子与化合物随着水文循环一起迁移，经历着不同的环境，其数量、组成以及存在形态都在不断的变化。 各种溶解质在天然水中的累积和转化，是天然水的矿化过程。 制约因素： 元素和化合物的物理化学性质（如可溶性、溶解度等）； 各种环境因素，如酸碱性质、氧化还原状况、有机质的数量与组成等。null天然水的主要矿化过程有6个： ①溶滤作用：土壤和岩石中某些成分进入水中的过程称溶滤作用。当地表水或者地下水流经土壤或岩石时，在与其密切接触过程中，不断地溶解其中的盐类物质，提高了矿化度。 按溶解性能可为两类： 1）按矿物成分的比例全部溶于水中，称全等溶解矿物：氯化物、硫酸盐、碳酸盐；null2）矿物中只有一部分元素进入水中，而原始矿物保持其结晶格架，称不全等溶矿物：硅酸盐、铝硅酸盐。 如钙长石直接转变为三水铝矿： CaAl2SiO8 ＋4H2O＝Al2O3 ·3H2O＋2SiO2 ＋Ca（OH）2null②吸附性阳离子交替作用 天然水中离子从溶液转移到胶体上，是吸附过程。 胶体上原来吸附的离子转移到溶液中是解吸过程。 吸附与解吸的结果，表现为阳离子交换。 2NaR+Ca2+=CaR2+2Na+　　 　2NaR+Mg2+=MgR2+2Na+ CaR2+2Na+=2NaR+Ca2+　　　 MgR2+2Na+=2NaR+Mg2+ 其特征有： 一是离子交换是可逆反应，处于动态平衡； 二是离子交换遵守质量作用定律。null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。 蒙脱石、伊利石、高岭石吸附容量分别为80、30、10摩尔/100克； 而腐殖质交替的吸附容量达350摩尔/100克。 胶体对各种阳离子的吸附能力不同。 H+＞Fe2+＞ Al3+＞ Ba2+＞ Ca2+＞ Mg2+＞K+＞NH4+＞Na+＞Li+ 例1：地下水和海水中，阳离子交换作用广泛存在。矿化初期地下水中的Ca2+与胶体上吸附的Na + 交替，使硬度大的HCO3--Ca型水变为硬度较小的HCO3--Na型水。null例2：在地壳的平均组成中，钾和钠的丰度很接近，而且钾盐的溶解度普遍高于钠盐。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，因此天然水中钾的含量远小于钠的含量。 例3：天然水中的微量元素物质远未达到饱和。胶体的阳离子交替作用使许多重金属离子从稀溶液中沉淀，转为固相物。如Mn、Cu、Ni、Co、Pb、Zn、Hg等重金属从湖水、海水中向底部沉淀。nullnullnull③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质氧化。 例：硫化矿物的氧化是地下水中富集硫酸盐的重要途径。 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大量硫酸盐（10~15克/升）的酸性水。 而在深层承压水中，因含氧不足，不会出现这种情况。null④还原作用：在还原环境中，天然水如果与含有有机物的围岩接触，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。 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。null⑤蒸发浓缩作用：在干旱区，内陆湖和地下水正在经历盐化作用。 在蒸发浓缩过程中，各种盐类按照顺序沉淀下来：Al、Fe、Mn的氢氧化物----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----硝酸盐。null⑥混合作用： 两种或几种矿化度不同，成分各异的天然水相遇，混合以后的矿化度和化学组成都要发生变化。 在干旱地区，这类混合作用使Ca、Mg、Fe的碳酸盐析出，石膏和二氧化硅沉淀，结果地下水或盐湖中几乎是单一的NaCl，矿化度达50克/升以上。null三、天然水的分类 在不同环境里，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。 ①按化学成分分类：按照水中各种主要离子成分的相对含量等指标，以公式的形式来表示水的基本化学性质。null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；M为矿化度，最前面为气体成分和特殊成分，均以克/升计；T为水温。null②按照矿化度分类：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密切的关系，根据矿化度可以将天然水分为五类：null③按照主要离子成分比例分类 首先按占优势的阴离子将天然水分为三类，重碳酸盐类、硫酸盐类、氯化物类； 其次，对每一类天然水按占多数的阳离子分为质钙、镁质、钠质三组。 然后，在每一组内又按各种离子摩尔的比例关系分类，共分为四个水型： Ⅰ型：[HCO3-]＞[Ca2++Mg2+] 是低矿化水，系有火成岩溶滤或离子交换作用形成的。nullⅡ型： [HCO3-] ＜ [Ca2++Mg2+] ＜[HCO3-+ SO42-]。是低矿化水和中等矿化水，多有火成岩、沉积岩的风化物与水相互作用形成。河水、湖水、地下水多属于该类。 Ⅲ型： [HCO3-+ SO42-] ＜ [Ca2++Mg2+] 或者[Cl-]＞[Na +]。包括高矿化度的地下水、湖水与海水。 Ⅳ型：[HCO3- ]=0。是酸性水，pH＜4.5时，水中游离的CO2、H2CO3、HCO3-的浓度为零。如沼泽水、硫化矿床水、和煤田矿坑水等。null四、水体的化学性质 1、大气水的化学组成及特性 水分蒸发遇到凝结核，水汽开始凝结，这就是天然水的矿化过程的开端（大气降水含有多种离子以及生物与灰尘）。雨水的矿化程度很低。大气水的化学成分和性质有以下的特点： 1）溶解气体的含量接近饱和： 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在降水中都接近饱和。null2）降水普遍显酸性： 空气中的CO2含量为0.03%，当雨雪中饱和的CO2达到电离平衡时，起pH值为5.6，所以显酸性，pH小于5.6时，就为酸雨。 降水中的物质来源有4个方面： ①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中的盐分估计有1010吨。 ②风从地面吹起的扬尘 ③火山喷发进入大气的易溶物质以及尘埃 ④人类活动向大气排放的废气与烟尘null2、海水的化学组成以及特点 海洋是地球水圈的主体，是全球水分循环的主要起点与归宿，也是各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。 1）海水的化学组成： 地球上的化学元素基本上在海水中都存在，不过含量的差别很大，主要是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锶、硼、硅、氟等12种，其含量约占全部海水化学元素含量的99.8~99.9%，为海水中的大量元素。null上述12种主要离子浓度之间的比例几乎不变，因此称为海水组成的恒定性。 其它元素在海洋中的含量都在1毫克/升以下，为微量元素。 溶解在海水中的元素绝大多数是以离子形式存在的。氯化物含量最高，为88.6%；其次是硫酸盐占10.8%。null海水盐类来源： 一是海水中的盐类是由河流带来的。 河水和海水目前所含的盐类差别很大。 河水含的碳酸盐最多，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。null氮、磷、硅的化合物和有机质也大量被生物所吸收，故海水中这些物质的含量也减少。 硫酸盐近于平衡状态。 氯化物到大海中被消耗得最少，长期积累，其含量不断缓慢增多。 二是由于海底火山活动使海洋中的氯化物和硫酸盐增多。null2）海水盐度 单位质量海水中所含溶解物质的质量，称海水盐度。 A、绝对盐度：海水中溶解物质的质量与海水质量的比值。 B、实用盐度：根据海水的电导率（或电导比）来确定。 3）海水盐度的变化与分布null海水的盐度在空间上、时间上有一定的幅度变化，主要取决于影响海水盐度的各种自然环境因素和发生于海水中的许多过程。 在低纬度海区，降水、蒸发、洋流和海水紊动、对流混合等起主要作用。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。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。 在高纬度海区，除受降水、蒸发、洋流和海水紊动、对流混合等因素影响外，还受到结冰、融冰的影响。在大陆沿海地区，河流等淡水的流入也可使盐度降低。null世界大洋的平均盐度是34.69×10-3。绝大部分海域表面的盐度变化在33~37×10-3之间。盐度分布的趋势是从副热带向高、低纬度递减，成鞍形。 大洋上盐度等值线大体与纬度平行，但寒流与暖流经过的海域，盐度等值线有明显的弯曲。在寒暖流交汇的地方盐度等值线密集，盐度水平梯度增大。 大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变化不超过0.05×10-3 ，年变化幅度不超过2×10-3 ，但大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年幅度才比较大。null3、河水化学成分的特点 河水流动迅速，交替周期只有16天，河水与河床等接触时间短，其矿化度很有限。河水的水化学属性几乎完全取决于补给水源的性质与比例。 1）河水的矿化度普遍低：一般河水矿化度小于1g/L，平均只有0.15~0.35g/L。在各种补给中，只有地下水的补给矿化度比较高，变化比较大；冰雪融水的矿化度最低，由雨水直接形成的地表径流矿化度也很小。null2）河水中各种离子的含量差异很大 阴离子含量的顺序为，HCO3-＞SO42-＞Cl-＞NO3-； 阳离子含量顺序为Ca2+＞Na + ＞Mg2 + ＞K + 。 3）河水化学组成的空间分布有差异性 大的江河，流域范围广，流程长，流经的区域条件复杂，并有不同区域的支流汇入，各河段水化学特征的不均一性很明显。 离河源越远，河水的矿化度就越大，同时钠和氧的比重也增大，重碳酸盐所占比例减小。null4）河水化学组成的时间变化明显 河水补给来源随季节变化明显，因而水化学组成也随季节变化。 以雨水或冰雪融水补给为主的河流，在汛期河水量增大，矿化度明显降低。 夏季水生植物繁茂，使NO3- 、 NO2- 、NH4 +含量减少。 枯水季节以地下水补给为主，河水矿化度增大； 随着水温降低，溶解氧增多。由于水生生物减少，NO3- 、NO2-、NH4 +的含量可达全年最大值。null4、湖水化学成分的特点 湖泊是陆地表面天然洼陷中流动缓慢的水体。湖泊形态和规模、吞吐状况、所处地理环境决定了湖水化学成分及其动态变化。 1）湖水的矿化度有差异 按照矿化度，通常将湖泊分为淡水湖（＜1g/L)、微咸水湖（1~24.7g/L）、咸水湖（24.7~35g/L）、盐湖（＞35g/L）。其地理分布具有地带性规律性。null在湿润地区，年降水量大于年蒸发量，湖泊多为吞吐湖，水流交替条件好，湖水矿化度低，为淡水湖。 在干旱地区，湖面年蒸发量大于年降水量，内陆湖的入湖径流全部消耗于蒸发，导致盐分积累，矿化度增大，形成咸水湖或盐湖。 湖水和海水在化学成分上的差异，主要体现在湖水主要离子之间，无一定比例关系。 null2）湖中生物作用强烈 营养元素（N、P）在湖水、生物体、底质中循环，各地的淡水湖泊都有不同程度的富营养化趋势。 3）湖水交替缓慢，深水湖有分层性 随着水深的增加，溶解氧的含量降低，CO2的含量增加。 在湖水停滞区域，会形成局部还原环境，以致湖水中的游离氧消失，出现H2S、CH4类的气体。null5、地下水的化学特征 地下水化学组成类型多，地区性差异大。 1）地下水充填于岩石、土壤空隙中，与岩石、土壤广泛接触，渗流速度很小，循环交替缓慢，而且地下水储存于岩石圈上部相当大的深度，使得土壤和岩石圈各种元素和化合物都可能存在于地下水中。 矿化后的地下水汇入河流、湖泊、海洋等，对其化学成分影响较大。null2）矿化度变化范围大，从淡水直到盐水。 在淡水中阴离子以HCO3-为主，阳离子以Ca2+ 为主。 随着矿化度的增加，阴离子按HCO3- → SO42-→ Cl-次序递增； 阳离子中Na + 的含量增多，逐渐代替Ca2+成为主要成分，而且Mg2 + 的含量稍有增加。null3）地下水的化学成分的时间变化极其缓慢，常需以地质年代衡量。 4）地下水与大气接触有很大的局限性，仅限于距地表最近的含水层，此层可溶入氧气成为地下水氧化作用带。 地下水中CO2的含量比较多，因为生物的呼吸、有机质的分解，使土壤空气中CO2的含量可达1~7%。 如果地下水交替缓慢，则氧很快耗尽，成为还原环境。 围岩中若含有机质，则地下水便富集H2S、CH4等气体。