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1、第 五 章 水 文,第五节 冰 川,冰川是陆地上由终年积雪积累演化而成，是具可塑性、能缓慢自行流动的天然冰体。现代冰川覆盖的总面积达1622.75万km2，占陆地总面积约10.9，其中南极和格陵兰岛面积占1465km2,我国冰川面积4.4km2,全球冰川总储量为 2 406.4万km3，约占地表淡水资源总量的68.96，其中约 99分布在两极地区，是地球上重要的水体之一。,冰川,四川海螺沟冰川,新西兰冰川,天山1号冰川,一、终年积雪和雪线,高纬和高山地区，气候寒冷，年平均气温常在0以下，因此，降落的固体降水（雪）不能在一年内全部融化，而是长年积累，这种地区一般称为雪原(snowfield)（或
2、终年积雪区、万年积雪区）。雪原区只有少数陡峭的山峰无冰雪覆盖。终年积雪区的下部界限，称为雪线(snowline)（也称平衡线）。雪线不是几何学上的“线”，而是一个带。在这个带内，年平均固体降水量恰好等于年融化量和蒸发量。雪线以上年平均降水量超过年融化量和蒸发量，固体降水才能不断积累，形成终年积雪；雪线以下，正好相反，不能形成终年积雪。,西 藏 雪 线,雪 线,雪 线,雪线控制着冰川的发育和分布，只有山地海拔超过该地雪线的高度，才会有固体降水的积累，才能成为终年积雪和形成冰川。雪线的高度受气温的支配，但降水量和地形也有影响。,首先，雪线的高度与气温成正比，温度越高雪线也越高，温度低雪线也低。一般
3、气温由赤道向两极降低。所以雪线的高度也从赤道向两极减低。如赤道非洲雪线为57006000m，阿尔卑斯山为2400-3200m，挪威在1500m左右，北极圈内则雪线已低达海平面附近。其次，雪线的高度与降水（雪）量成反比，降水（雪）量越多，雪线越低；降水（雪）量越小，雪线越高，根据纬度因素，赤道附近雪线应是最高，事实上，雪线位置最高的地方，不在赤道附近，而在副热带高压带（如图示）。这是因为副热带高压带降水（雪）量比赤道附近少造成的。,再次，雪线高度也受地形影响。其影响有二个方面：一是坡度影响，陡坡上固体降水不易积存，雪线较高；缓坡或平坦地区降雪容易积聚，雪线较低。二是坡向影响，在北半球雪线在南坡比
4、北坡高，西坡较东坡高，这是因为南坡和西坡日照较强，冰雪耗损较大，因而雪线较高。不过，有些高大的山地，对气流产生阻挡，而影响降水的变化，也影响了雪线的高度，如喜马拉雅山南坡是向风坡降水量丰沛，雪线在4000m，而北坡却高达5800m以上。,二、冰川的形成,冰川是由积雪转化而成的。初降的雪花为羽毛状、片状和多角状的结晶体，密度只有0.085g/L；雪花落地后，先变成粒雪，再经过成冰作用，变为密度达0.9g/L的冰川冰。由粒雪转变为冰川冰有两种方式：（l）冷型成冰作用 在低温干燥的环境，积雪不断增厚的情况下，下部雪层受到上部雪层的重压，进行塑性变形，排出空气，从而增大了密度，使粒雪紧密起来，形成重结
5、晶的冰川冰。在冷型成冰过程中，粒雪成冰只靠重力形成重结晶，因而所成的冰川冰密度小。气泡多，成冰过程时间长。如南极大陆冰川中央，埋深2000多米，成冰需时近千年。这种依赖压力的成冰过程称冷型成冰（或压力成冰）作用。而随着气泡的减少，冰从白色逐步变为兰色。,（2）暖型成冰作用 覆盖地面的粒雪层，在太阳照射下，气温较高接近0时，冰雪消融活跃，部分水分子由于升华作用，附着在另外冰粒上，部分融水下渗附着于粒雪表面，经过冻结再次结晶。这样，冰粒体积不断增大，在一个季节里，雪花即可转变成粒雪冰。粒雪冰积累增厚，下部受到压缩，排出粒间空气，冰粒融合结晶在一起，形成少空隙、密度达之间、完全透明的天蓝色的冰川冰。
6、这种依赖太阳辐射热力条件的成冰过程称暖型成冰作用。暖型成冰作用实际上是一个升华-凝华或重结晶过程。一般来说，冬季或极地、高纬地区主要是冷型成冰过程；春、夏季或中低纬度地区主要是暖型成冰过程。冰川冰形成后，在冰体压力和重力作用下，开始运动，形成冰川。,三、冰川的类型,现代冰川由于发育条件和演化阶段的不同，因而规模相差很大，类型多种多样。根据冰川的形态、规模和发育条件，现代冰川可分为两个基本类型：山岳冰川和大陆冰川。（一）山岳冰川 山岳冰川又称山地冰川。它发育在中、低纬度的高山地区。其特点是：冰川面积小，厚度薄，受下伏地形限制，形状与冰床起伏相适应。根据它的形态、发育阶段和地貌条件，又可进一步分为
7、：（l）悬冰川 它是山岳冰川中数量最多的一种。因短小的冰舌悬挂在山坡上，故称悬冰川；常因下端崩落而产生冰崩。冰体厚度陆，规模小，面积一般不超过1km2。,悬 冰 川,悬 冰 川,（2）冰斗冰川 是中等规模的山岳冰川，因其原地为得斗状聚冰盆而得名。冰斗的规模，面积大的可达10km以上，小的不足1km2。冰斗口朝向山坡下方，冰体从冰斗口溢出，形成短小的冰舌。,云南永宁冰川的冰斗,庐山大月山冰斗,（3）山谷冰川 是山岳冰川中规模最大的一种，有长大冰舌伸向山谷底部，循谷流动，像冰冻了的河流一样，这种冰川称为山谷冰川。厚度可达数百米，长度数公里至数十公里以上。有明显的积雪区和消融区，与之对应的是有粒雪盆
8、和长大的冰舌。山谷冰川在流动过程中，沿途可有分支冰川汇人，因而山谷冰川又可分为单式山谷冰川、复式山谷冰川和树枝状山谷冰川等。一条较大山谷冰川或多条山谷冰川流至山麓地带，扩展或汇合成一片宽广冰体的，叫山麓冰川。,山 谷 冰 川,天 山 一 号 冰 川,（二）大陆冰川,是发育在南极大陆和格陵兰岛的冰川。它的面积最广，达152824万km，约为现代冰川覆盖面积的叨。其厚度达数千米，如南极大陆冰川最厚处达4 267m。大陆冰川表面呈凸起的盾状，中间厚边缘薄。中央是积雪区，边缘为消融区，冰川在自身巨大厚度所产生的压力作用下，运动方向自中央向四周辐射。大陆冰川不受下伏地形的控制，它常淹没规模宏大的山脉，只
9、有极少数山峰在冰面上出露，形成冰原岛山。当冰川末端巨大冰块注入海洋，被带到未冻结的海域时，就成为冰山。目前，地球上的冰川处于其演化过程的退化阶段。它表现在冰川规模不断缩小，大陆冰川向山岳冰川演化，下伏地形对冰川的控制增加，使原来相互结合的冰川系统，开始分离为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川。,南 极 冰 川,四、冰川的运动,通常现代冰川包括积雪区和消融区两部分。积雪区即冰川的上游部分，是冰雪积累和冰川冰的形成地区，其降雪量大于消融量；消融区即冰川的下游部分，在冬季有雪和粒雪冰的堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。冰川的运动取决于整个冰川的补给和消融的对比。冰川的年补给量大于年消融量时，冰
10、川厚度增加，流速增大，冰川呈前进状态；相反，当冰川年补给量小于年消融量时，冰川厚度变薄，流速减慢，呈衰退状态；如果年补给量等于消融量时，则出现暂时的稳定平衡状态。冰川的前进、衰退和暂时的稳定都是在运动过程中进行的。,由于冰晶之间粘滞力较大，冰川流动速度极其缓慢，河流流速一般1-2m/s，而冰川流动1-2米的路程往往要经历几个几天的时间，在很短时间人们是看不到冰川流动的，因此，最初人们认为冰川是不流动的。直到1827年，有人在阿尔卑斯山的老鹰冰川上建筑了一幢小屋，三年后发现小屋向下移动了100米，这才发现冰川是流动的。,冰川的流动具有如下特点：,1不同冰川的流动速度是不一样的，山岳冰川的表面流速
11、一般是每年数十米至数百米，降水充分的喜马拉雅山南坡诸川中，曾测得流速最快者达7001300米/年。阿尔卑斯山降雪较多，其山谷冰川流速达80150米/年。降雪少的地区，冰层薄，冰川流速慢，如天山、昆仑山、祁连山的冰川，流速为几十米/年。2同一冰川不同部位，其流速也有不同，如我国祁连山的七一冰川，1958年7月161959年7月16日一年间，冰川两侧流动了8米，但中间地带流动了16米。此外，由于冰川与冰床之间的摩擦阻力，使冰川下部流速较中部和上部慢。,3大陆冰川比山岳冰川流动慢（为什么？）。总之，冰川运动的速度比河流缓慢得多，一般来说，冰川的流速只有河流的几万分之一，是不能用肉眼觉察到的。此外，冰
12、川运动的速度因受冰川部位、厚度和地形坡度影响而不同。冰川的底部和两侧因与冰床摩擦，流速较慢；冰川的中部和上部因阻力小，流速较快；冰川在雪线的部分，因厚度大，冰体温度较高，可塑性增强，故运动速度快于其他部分；在坡度影响下，冰川在陡坡流速大于缓坡。冰川的运动具有显著侵蚀地面的作用和巨大的搬运、堆积能力。我们常常可以看到巨大的石头被冰川搬运走，这些石头称为“冰漂砾”冰川的地质作用可以分为刨蚀作用和锉蚀作用。刨蚀作用和锉蚀作用的结果是形成一些冰斗、悬谷，有些冰川可以将一个小山包削平。,五、冰川对自然地理环境的影响,冰川对自然地理环境的影响是显著的、多方面的。1.冰川是构成两极地区和中低纬高山地区自然地
13、理环境的一个要素，它形成独特的冰川地理景观。也就是说，陆地总面积的近11是由冰川景观构成的。2.现代冰川的总储水量，仅次于海洋。如果这些冰川全部融化，海平面将升高60余米，约占陆地面积 1的地方会被淹没。可见，冰川在保持地球生态平衡方面所起的作用是重要的。,冰川变化直接反映了气候变化，目前全球冰川存在消退现象，反映了全球气候在变暖，其证据是：全球冰川面积减少,雪线上升 前年（2001年）联合国环境署支持了一支探险队登上喜马拉雅山，收集到气候变化所带来影响的令人吃惊的证据：山上的冰川的位置与50年前埃德蒙希拉里和唐兹因 诺盖征服喜马拉雅山时的相比，已经向山顶方向退却了5000米。另外，在 199
14、1年，人们在奥地利和意大利国境附近的冰川发现了一具约5000年前的男尸，服装和携带品几乎都完好无缺，这显然是由于冰川快速萎缩的缘故。由于当前国际社会对全球气候变暖非常关注。因为冰川融化，海平面将上升，所以国际社会非常关注。1997年12 月 1 日，150 多个国家和地区的代表云集日本京都，开始了为期十天的以削减废气排放为目的从而防止地球温暖化的“京都会议”。如果将非政府组织以及各国新闻记者包括在内，约有 8000 人拥入这一日本古老都市，从而使此次会议成为日本迄今为止所举办规模最大的一次国际会议。会议的结果是出台了联合国气候变化框架公约（即京都议定书）,欧盟积极主张削减废气排放量，提出到 2
15、010 年发达国家的废气排放量应比 1990 年的排放量减少 15%.东道主日本主张削减 5%美国坚持控制在 1990 年的水平，即实现零增长。发展中国家态度也各不相同。其原因是防止地球温室效应、削减废气排放量直接关系到各国自身的产业政策，而各国经济发展状况又参差不齐，所处的环境也千差万别，因此，意见也不太相同。石油生产国对地球温室效应对策本身持反对态度。削减废气排放量将影响石油的消费量，因此，他们要求发达国家对地球温室效应对策所产生的影响予以补偿。但发达国家对这一要求不予理睬。同为发展中国家的岛礁小国时刻担心地球温室效应使海平面上升，从而导致其国土被淹没，因此这些国家联合在一起，要求大幅度削
16、减废气排放量。京都议定书最终达成的协议是：38个主要工业国在2008-2012年期间将二氧化碳等六种温室气体排放量从1990年的水平上，平均削减5.2%，其中美国削减7%，欧盟削减8%、日本6%。而对中国、印度等发展中国家没有明确的排放要求。国际社会的目的就是努力阻止全球变暖，好使全球气候保持正常，冰川也不至于最终消失。,3.冰川发源于雪线以上，雪线高度是山地水热组合的综合反映，它是垂直带谱中的一条重要界线，对垂直地带的结构有重要影响。4.目前，全世界冰川每年消融补给河流的总水量达3000km3，几乎等于全世界河槽储水量的142倍。表明冰川的积累和消融，积极参与了地球的水分循环。冰川从积累区向
17、消融区运动的结果，使长期处于固态的水转化为液态水。在低温而湿润的年份，冰川融水受到抑制；而高温干旱的年份，消融就加强，从而对河川径流起到调节作用。5.冰川是气候和地貌的产物，但冰川本身反过来对气候和地貌产生强烈影响。如在同一高度，冰川表面的气温通常比非冰川表面的要低2左右，而湿度却高得多；气温低、湿度大，水汽就容易饱和，有利于降水的形成，因而有冰川覆盖的山区降水量要高于无冰川覆盖的山区。大陆冰川对气候影响的范围要广得多，如南极大陆冰川本身是一巨大“冷源”，在那里可形成稳定的反气旋，使南半球保持强劲和稳定的极地东风带。作为特殊的下垫面，如果大陆冰川范围进一步扩展或缩小，将会增强或减弱地球的反射率
18、，进而影响气团性质和环流特征，引起气候的变化。冰川对地貌的影响，在地貌一章中再进行重点讲述。,6.冰川推进时，将毁灭它所覆盖地区的植被，迫使动物迁移，埋没土壤，使上便形成过程中断，自然地带相应向低纬度和低海拔地区移动。冰川退缩时，植物和动物分布区重新分配，土壤形成过程在新的基础上发展，自然地带相应向高纬度和高海拔地区移动。,第六节 海 洋,地球上广大连续的咸水水体的总称为海洋。地球上陆地全部为海洋所分开与包围，所以陆地是断开的，没有统一的世界大陆；而海洋却是连成一片，各大洋相互沟通，它们之间的物质和能量可以充分地进行交流，形成统一的世界大洋，使海洋具有连续性、广大性，成为地球上水圈的主体。,地
19、球上广大连续的咸水水体的总称为海洋。地球上陆地全部为海洋所分开与包围，所以陆地是断开的，没有统一的世界大陆；而海洋却是连成一片，各大洋相互沟通，它们之间的物质和能量可以充分地进行交流，形成统一的世界大洋，使海洋具有连续性、广大性，成为地球上水圈的主体。,一、海洋的组成,由于海水所处的地理位置及其水文特征的不同，从区域范围上可分为洋、海、海湾、海峡等，它们共同组成了海洋。（一）洋 洋是世界大洋的中心部分和主体部分，它远离大陆，深度大，面积广，不受大陆影响，具有较稳定的理化性质和独立的潮汐系统以及强大洋流系统的水域。世界大洋分为4个部分，即：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。每个大洋都有自身的发展史
20、和独特的形态。其中太平洋和北冰洋以白令海峡为界，即从楚科奇半岛的迭日涅夫角开始，经白令海峡，通过奥米德群岛至苏厄德半岛的威尔士太子角。白令海峡宽度仅86公里，海槛最大深度70米，最小深度只有42米，这就大大限制了太平洋与北冰洋之间的水交换；太平洋与印度洋其界线沿马来半岛、通过马六甲海峡北端、苏门答腊岛两岸、爪哇岛南岸、帝汶岛南岸、新几内亚岛南岸，经过托雷斯海峡和巴斯海峡，继而沿塔斯马尼亚岛南角的经线（东经147）一直到南极；太平洋与大西洋以通过南美洲南端合恩角的经线（西经60）为界；大西洋与印度洋以通过非洲南端厄加勒斯角的经线（东经20）为界；大西洋与北冰洋的界线，以格陵兰-冰岛海脊、冰岛-法
21、罗海槛和威维亚、汤姆逊海岭（冰岛与英国之间）一线为界位于大洋边缘，被大陆、半岛或岛屿所分割的具有一定形态特征的小水域，称为海、湾和海峡。,（二）海 海是靠近大陆，深度浅（一般在二三千米之内），面积小，兼受洋、陆影响，具有不稳定的理化性质，潮汐现象明显，并有独立海流系统的水域。根据海被大陆孤立的程度和其地理位置及其它地理特征，可将海划分为地中海和边缘海。地中海又可划分为：陆间海和内陆海。陆间海是介于两个以上大陆之间，并有海峡与相邻海洋相连通的水域，一般深度较大，如亚、欧、非大陆之间的地中海；内陆海是深入大陆内部，海洋状况受大陆影响显著，海的个性很强，如黑海、红海等。,边缘海是位于大陆边缘的水域，
22、一部分以大陆为界，另一部分以岛屿、半岛、群岛与大洋分开。与大洋的水交换比较自由。靠近大陆一边受大陆影响大，水文状况季节变化显著；靠大洋一边受大洋影响大，水文状况比较稳定。,（三）海湾 海湾是海洋伸入大陆的部分，其深度和宽度向大陆方向逐渐减小的水域。一般以入口处海角之间的连线或湾口处的等深线作为洋或海的分界线。海湾的特点是潮差较大。,（四）海峡 海峡是连通海洋与海洋之间狭窄的天然水道。如台湾海峡、马六甲海峡、直布罗陀海峡等。其水文特征是水流急，潮速大，上下层或左右两侧海水理化性质不同，流向不同。,二、海洋运动的结构,（一）海洋形态结构 根据海底地貌的基本形态特征，可分成大陆边缘、大洋盆地、洋中脊
23、三个单元1.大陆边缘 大陆边缘一般包括大陆架、大陆坡和大陆基（大陆隆），约占海洋总面积的22。大陆架或大陆浅滩是毗连大陆的浅水区域和坡度平缓区域，是大陆在海面以下的自然延续部分，通常取200米等深线为大陆架外缘。大陆架宽度极不一致，最窄的仅数公里，最宽可达1000公里，平均宽度约75公里。,大陆坡和大陆基构成了由大陆向大洋盆地的过渡带。大陆坡占据这一过渡带的上部，水深约2003000米的区域，坡度较陡。大陆基大部分位于30004000米等深浅之间，坡度较缓。,2.大洋盆地 大洋盆地是世界海洋中面积最大的地貌单元，其深度大致介于40006000米之间，约占世界海洋总面积的45左右，由于海岭、海隆
24、以及群岛和海底山脉的分隔，大洋盆地分成近百个独立的海盆，主要的约有50个。,3.大洋中脊 洋中脊或中央海岭是世界大洋中最宏伟的地貌单元。它隆起于海洋底中央部分，贯穿整个世界大洋，成为一个具有全球规模的洋底山脉，大洋中脊总长约80000公里，相当于陆上所有山脉长度的总和；面积约1.2亿平方公里，约占世界海洋总面积的32.7。洋中脊的顶部和基部之间的深度落差平均1500米。,4.海沟 海沟主要分布在大陆边缘与大洋盆地交接处，是海洋中最深区域，深度一般超过6000米。世界海洋总共有30多条海沟，约有20条位于太平洋，大多数海沟沿着大陆边缘或岛链伸展，宽度小于120公里，深度达611公里；深度大于1万
25、米的海沟有马里亚纳海沟、汤加海沟、千岛-勘察加海沟、菲律宾海沟、克马德克海沟，均位于太平洋。其中，马里亚纳海沟的查林杰海渊深达11034米，是迄今所知海洋中的最大深度。,三、海水的理化性质,（一）海水的化学性质 海洋是地球水圈的主体，是全球水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。,1海水的化学组成 海水是一种成分复杂的混合溶液。它所包含的物质可分为三类：溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解气体；气泡；固体物质，包括有机固体、无机固体和胶体颗粒。海洋总体积
26、中，有9697是水，34是溶解于水中的各种化学元素和其他物质。,目前海水中已发现80多种化学元素，但其含量差别很大。主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锐、硼、硅、氟等12种（表5.5），含量约占全部海水化学元素总量的90.890.9，因此，被称为海水的大量元素。其他元素在海洋中含量极少，都在1mg/L以下，称为海水的微量元素。海水化学元素最大特点之一，是上述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。它对计算海水盐度具有重要意义。溶解在海水中的元素绝大部分是以离子形式存在的。海水中主要的盐类含量差别很大（表5.6）。由表5.6可知，氯化物含量最高，占88.6，其
27、次是硫酸盐，占10.8。,海水中盐分的来源，主要来自两个方面：一是河流从大陆带来。河流不断地将其所溶解的盐类输送到海洋里，其成分虽与海水不同（表57）（海水中以氯化物为最多，河水则以碳酸盐类占优势），但是，因为碳酸盐的溶解度小，流到海洋里以后很容易沉淀。另一方面，海洋生物大量地吸收碳酸盐构成骨胳等、甲壳，当这些生物死后，它们的外壳、骨胳等就沉积在海底，这么一来，使海水中的碳酸盐大为减少。硫酸盐的收支近于平衡，而氯化物消耗最少。由于长年累月生物作用的结果，就使海水中的盐分与河水大不相同。二是海水中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。这从海洋古地理研究和从古代岩盐的沉积、以及最古老的海洋生物进体都可证实
28、古海水也是咸的。总之，这两种来源是相辅相成的。,2海水的盐度 海水盐度是1000g海水中所含溶解的盐类物质的总量，叫盐度（绝对盐度）。单位为或103。在实际工作中，此量不易直接量测，而常用“实用盐度”。实用盐度略小于绝对盐度。近百年来，由于测定盐度的原理和方法不断变革，实用盐度的定义已屡见变更。20世纪50年代以来，海洋化学家致力于电导率测盐度研究。因为海水是多种成分的电解质溶液，故海水的电导率取决于盐度、温度和压力。在温度、压力不变情况下，电导率的差异反映着盐度的变化。根据这个原理，可以由测定海水的电导率来推算盐度。即在温度为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32.4
29、356103的标准氯化钾（KCl）溶液的电导率的比值（K15）来定义。实用盐度用下式确定：,式中=0.0080；=-01692；225.3851；314.0941；47.0261；52.7081；I=35.0000；2 10-3 S4210-3。可见，当K15=1时，海水的实用盐度恰好等于3510-3，这是世界大洋的平均盐度值。这种方法仍离不开海水组成的恒定性这一特点。,若测定温度不在15，则应进行订正。现已有实用盐度与电导比查算表及温度订正表供实际应用。世界大洋盐度的空间分布和时间变化，主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和各种过程（降水、蒸发等）。这些因素在不同自然地理区所起的作用是不同
30、的。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水的涡动、对流混合起主要作用。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。在高纬区，除受上述因素影响外，结冰和田冰也能影响盐度。在大陆沿岸海区，因河流的淡水注人可使盐度降低。例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值可降低到 11.510-3左右。,世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在 3310-3 3710-3之间。海洋表面盐度分布规律为：从亚热带海区向高低纬递减，形成马鞍形；盐度等值线大体与纬线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增大；大洋中的盐度比近岸海
31、区的盐度高；世界最高盐度（4010-3）在红海，最低盐度在波罗的海（310-3 1010-3）。大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变幅不超过 0.0510-3，年变幅不超过210-3。只有大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年变福才比较大。,3海水中的气体 溶解于海水的气体，以氧和二氧化碳较为重要。海水中的氧主要来自大气与海生植物的光合作用。海水中的二氧化碳主要也来自大气与海洋生物的呼吸作用及生物残体的分解。因此，海水中的氧和二氧化碳的含量与大气中的含量和海水生物的多少密切相关。当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中的溶解氧含量多，二氧化碳少；当生物残体多、植物光合作用弱时，水中二
32、氧化碳多，而氧含量少。当水温增高时，海水中的氧含量减少；当水温降低时，海水中的氧含量增多。海水中二氧化碳的溶解度是有限的，但海生植物能消耗相当多的二氧化碳，而且在微碱性环境中，海水中二氧化碳还可与钙离子结合生成碳酸钙沉淀。这样，大气中的二氧化碳就可以不断地溶于海水中，故在海洋上或海岸边，空气总是十分清新的，海洋是自然界“二氧化碳的巨大调节器。,4海水的ph值 海水属弱碱性，ph值为间。,（二）海水的物理性质,海水的物理性质主要包括温度、密度、水色、透明度、海冰等。现简述于下：1海水温度 海水主要是靠吸收太阳光能的辐射热来增高温度的。因此，海水温度因时、因地而异。但因水的热容量大，可以透光，又有
33、波浪及流动调节温度，故海陆之间温度的变化和分布有明显的差异。海面水温的变化比陆地温度的变化要小得多，不论日较差或年较差都很小。据观察，海洋表面平均日较差一般不超过1，年较差则为l17。陆地上气温的平均较差却大得多，日较差最大可达50，年较差最大可达70-80m。海水温度由低纬向高纬减低的趋势要较陆地缓慢得多。据观察，海洋表面最低温度是-2，最高温度是36，温度的绝对较差只有38。而在陆地上，温度绝对较差可达100以上。世界大洋表面的年均温为174，其中太平洋最高达19l，印度洋为170，大西洋为16.9。,世界大洋表面水温分布具有如下规律：,（l）水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。（
34、2）北半球水温（平均为19.2）较南半球水温（平均为16）高。（3）水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度4050地带等温线较密。（4）大洋东西两恻，水温分布有明显差异，在低纬区，水温西高东低；在高纬区，水温则东高西低；在纬度4050地带，等温线西密东疏。（5）夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可是水温水平梯度冬季大于夏季。,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）。,2海水密度 海水密度是指单位体积内所含海水的质量，其单位是g/cm3,但习惯上使用的密度是指海水的比重，即是指一个大气压
35、下，海水的密度与水温在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，用 s,t,0表示。,海水的密度与温度、盐度和压力的关系比较复杂。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。虽然各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规律大体是相同的，即大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道地区由于温度很高，降水多，盐度较
36、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，但那里的温度也很高，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，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以上。,因为海水的密度一般都大于1，例如，1.01600,1.02814等，并精确到小数5位，为书写的方便，可将密度数值减去l再乘以100，并用 s,t,p表示。即：,s,t,p=(s,t,p 1)1000 例如：s,t,p为1.02545时，s,t,p为25.45,在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。在南北纬且已之间100m左右水层内，密度最小，并且在5
37、0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。,3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。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。由于水体对光有选择吸收和散射的作用，即太阳光线中的红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光
38、波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。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。,4海水的透明度 海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程度。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。它决定于光线强度和水中的悬浮物和浮游生物的多少。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，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。世界以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达66.5m。我国南海为2030m，黄海为l
39、2m。,5海冰,淡水的冰点为0，最大密度的温度是4；而海水的冰点和最大密度的温度都随盐度的增大而降低，但冰点降低较和缓。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）。,海水结冰较淡水困难。因大洋表面盐度一般均大于24.695103，故冰点更低；当海面水温达到冰点时，因密度增大形成对流，使下层温度较高的海水上升，故较难结冰；当整层海水达到冰点，海水结冰时，又要不断的析出盐分，使未结冰的海水盐度增大，密度也增大，从而加强了对
40、流和降低了冰点，阻碍海冰的进一步增长.,四、海水的运动,海水运动的形式主要是波浪、潮汐和洋流。（一）波浪,波浪就是海水质点在它的平衡位置附近产生一种周期性的振动运动和能量的传播。波浪运动只是波形的向前传播，水质点并没有随波前进，这就是波浪运动的实质。这是由于水质点同时受到动力和复原力这两个互相垂直的力共同作用的结果。,动力，如风力、潮汐、地震或局部大气压力的变动等，使水质点产生水平位移。复原力（物理学称为弹性力），如重力、水压力和表面张力等，使水质点恢复原位。因此，水质点在动力的作用下产生水平位移的同时，受复原力的作用有恢复原位的趋势而产生垂直运动，这样水质点便沿着上述两个力的合力方向运动的结
41、果，便在它的平衡位置附近产生了一种周期性的圆周运动。而运动着的水质点又将它所获得的能量依次相传，于是连续的“能流”就随波前进。故波浪只是形状的前进，水质点并没有随波前进。,1波浪要素,波浪的大小和形状是用波浪要素来说明的。波浪的基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等（图 5 33）。波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰的最高点。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波高h，是波顶与波底之间的垂直距离。波长，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。周期，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要的时间。波速c，是波形移动的速度，即。波峰线，是指垂直波浪传播
42、方向上各波顶的连线。波向线，是指波动传播的方向,1.波浪分类 波浪的种类很多，这里介绍几种主要的分类方法：（l）按成因分类 风浪和涌浪：在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。两者的性质、波形、波高、波长、波速等都不同。风浪的性质属于强制波，其波形的轮廓和余摆线差别大，波峰尖陡，波谷平广，海面凹凸不平，此起皮伏；其波高较高，波长较短；波速较慢，最大仅达4050km/h。而涌浪的性质是属于自由波，其波形的轮廓和余摆线较接近，波峰测滑，海面较规则，波浪呈一排排的样子，其波高较矮，波长较长(可达500m至600m，甚至800m以上)，波速较快，每小
43、时能达100多km，发可以比风速大，可利用它来预报台风或风暴。,内波：发生在海水的内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。潮波：海水在引潮力作用下产生的波浪。,海啸：由火山、地震或风暴等引起的巨浪。,破坏性的地震海啸，只在地震构造运动出现垂直断层，震源深度小于2050公里，而里氏震级大于6.5的条件下才能发生。没有海底变形的地震冲击或海底的弹性震动，可引起较弱的海啸。在绝大多数情况下，海啸源地的海底断层呈狭带状。在水深急剧变化或海底起伏很大的局部海区，会出现海啸波的反射现象。在大陆架或海岸附近，海啸在传播过程中遇到海岸边界、海岛、半岛、海角等障碍物时，还会产生绕射。海啸进入大陆架
44、后，因深度急聚变浅，能量集中，引起振幅增大，并能诱发出以边缘波形式传播的一类长波。当海啸进入海湾以后波高骤然增大，特别是在V型（三角型或漏斗型）的湾口处更是如此。这时湾顶的波高通常为海湾入口处的34倍。在U型海湾，湾顶的波高约为入口处的2倍。在袋状的湾口，湾顶的波高可低于平均波高。海啸波在湾口和湾内反复发生反射时，往往诱发出湾内海水的固有振动，使波高激增。这时可出现波高为1015米的大波和造成波峰倒卷，甚至发生水滴溅出海面的现象。溅出的水珠有时可高达50米以上。,世界上有记载的由大地震引起的海啸，80以上发生在太平洋地区。在环太平洋地震带的西北太平洋海域，更是发生地震海啸的集中区域。海啸主要分
45、布在日本太平洋沿岸、夏威夷群岛、中南美和北美。中国是一个多地震国，但海啸却不多见。从海面到海底，海啸的流速几乎是一致的。当它传播到近岸处时，海水的流速很大（若波高为10米，流速也大致为10米/秒），骤然形成“水墙”，伴随着隆隆巨响，汹涌地冲向海岸，它可以使堤岸决口。若最先到达的是波谷，则水位骤落，可看见从未裸露的水下礁石。几乎所有的海啸灾害都是由最初23级波所造成的。（表4-7）海啸灾害常发生在第一波到达岸边几个小时内。海啸破坏力很大，1960年5月23日在智利发生的海啸，曾把夏威夷群岛希洛湾内护岸砌壁的约10吨重的巨大玄武岩块翻转，抛到100米外的地方。海啸给沿岸地区的人、畜、树木、房屋建筑
46、、港湾设施、船舶和海上建筑物等造成的严重灾害，往往大于地震灾害。,世界上有记载的由大地震引起的海啸，80以上发生在太平洋地区。在环太平洋地震带的西北太平洋海域，更是发生地震海啸的集中区域。海啸主要分布在日本太平洋沿岸、夏威夷群岛、中南美和北美。中国是一个多地震国，但海啸却不多见。从海面到海底，海啸的流速几乎是一致的。当它传播到近岸处时，海水的流速很大（若波高为10米，流速也大致为10米/秒），骤然形成“水墙”，伴随着隆隆巨响，汹涌地冲向海岸，它可以使堤岸决口。若最先到达的是波谷，则水位骤落，可看见从未裸露的水下礁石。几乎所有的海啸灾害都是由最初23级波所造成的。（表4-7）海啸灾害常发生在第一
47、波到达岸边几个小时内。海啸破坏力很大，1960年5月23日在智利发生的海啸，曾把夏威夷群岛希洛湾内护岸砌壁的约10吨重的巨大玄武岩块翻转，抛到100米外的地方。海啸给沿岸地区的人、畜、树木、房屋建筑、港湾设施、船舶和海上建筑物等造成的严重灾害，往往大于地震灾害。,由台风、温带气旋、冷锋的强风作用和气压骤变等强烈的天气系统引起的海面异常升降现象，叫风暴潮，又称风暴增水或气象海啸。风暴潮是一种重力长波，周期从几小时到几天不等，介于地震海啸和低频的海洋潮汐之间，振幅可达数米。风暴潮是沿海地区的一种自然灾害，它和相伴的狂风巨浪，可引起水位暴涨、堤岸决口、农田淹没、房摧船毁，从而酿成灾害。例如，1970
48、年11月1213日发生在孟加拉湾沿岸地区的一次飓风暴潮，最大增水超过6米，导致20余万人死亡和约100万人无家可归。在较大风暴潮和潮汐高潮相叠的情况下，必然造成更大的灾害，但这种情况比较罕见。,通常把风暴潮分为温带气旋引起的温带风暴潮和热带风暴（台风）引起的热带风暴潮两类。1.温带风暴潮多发生在春秋季节，中纬度沿海各地都可以见到。如北海和波罗地海沿岸、美国东岸和日本沿岸，经常出现这种风暴潮，它以潮位变化的稳定和持续为特点。每逢春秋过渡季节，中国北部海区在北方冷高压配合南方低压（槽）的天气形势影响下发生的风暴潮，也有类似的特点。2.热带风暴潮热带风暴潮常见于夏秋季节，总伴有急剧的水位变化。凡是热
49、带风暴影响的沿海地区均有热带风暴潮的发生。中国东南沿海也是这类风暴潮的多发地区。位于太平洋西岸的中国，台风季节长，频数多，强度大，过渡季节冷气团和暖气团在北部海区又十分活跃，加上中国海拥有助长风暴潮发展的广阔的大陆架海区，使中国不仅是世界上多风暴潮灾害的国家和地区之一，而且其最大风暴潮的高度名列世界前茅。例如，东南沿海区最大风暴潮高度达到5.94米（表4-8），居世界第三位。,（2）按水深分类按水深相对波长大小可分为深水波和浅水波。深水波：是水深相对波长很大的波。这种波动主要集中在海面以下一个较薄的水层勺，又称为表面波或短波。浅水波：是水深相对波长很小的波，又称为长波。（3）按波形的传播性质分
50、类 前进波：波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。驻波：波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断地升降交替着的波浪，称驻波。,3余摆线波（正弦波）早在1802年捷克学者格尔斯特纳（Gerstner）就提出了波浪的余摆线理论。海洋中的波浪按所及水深和水质点运动规律，可分深水波与浅水波。其临界水深为H=/2（即：水深为波长1/2），故余摆线理论又可分深水波和浅水波二种。（l）深水波的余摆线理论 深水波余摆线理论是从以下几个假定条件出发的：海是无限深广的；海水是由许多水质点组成的，它们之间没有内摩擦力存在；参加波动的一切水质点均作圆周轨迹运动，并且当水质点作圆周轨迹运动时，在水平方向上，它们
