《海洋和陆地氺》PPT课件.ppt

第四章海洋和陆地水,第一节地球水循环与水量平衡第二节海洋起源与海水理化性质第三节海水的运动第四节海平面变化第五节海洋资源和海洋环境保护第六节河流第七节湖泊与沼泽第八节地下水第九节冰川,第四章海洋和陆地水,教学重点认识地球水循环与水量平衡的规律，掌握海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域环境的特点及其变化规律。教学难点海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域环境的特点及其变化规律。教学活动实习与实验：在野外认识海洋、河流、湖泊、地下水及冰川等水域环境的特点及其变化规律。检索分析：在图书馆文献信息系统或者网络上，检索“水循环”、“海洋”、“河流”、“湖泊”、“地下水”及“冰川”，分题名检索和关键词检索，看有哪些图书、论文和网站与之有关，并了解该领域的新进展。参考文献1.DavidH.Miller.WaterattheSurfaceCurrentsoftheEarth.AcademicPress.19772.施雅风等.中国海平面上升及其影响评估.中国科学院院士咨询报告总第一号.北京：科学出版社，1994.3.范时清.地球与海洋.北京：科学出版社，1982.4.叶锦昭等.世界水资源概论.北京：科学出版社，1993.,第四章海洋和陆地水,地球上的原始海洋早于地球上的生命，并为地球上生命的诞生和繁衍创造了条件。体现原始生命大繁衍的中国云南澄海动物群化石就出现在潮滩沉积岩系之中。直到几亿年后的今天，人类的生存和发展依然十分依赖于水。,研究水存在于地球大气和地球表面、以及地下的各种现象的发生和发展规律及其内在联系的学科称水文学。借助于实验和分析方法，研究以水为主的液体的平衡和运动规律，并探讨应用这些规律以解决实际问题的学科称水力学。,20世纪三门峡大坝,21世纪伊犁牧民水力发电,水是生命的重要组成部分水是生存环境中最活跃部分,自然形成的露珠,3月22日是世界水日，中国水周的开始全国400多城市缺水七大水系劣质水占三成饮用江水中测出468种污物走遍长江，没有一处的水可以捧起来喝北方一些地方有河皆干,有水皆污浅层地下水50%污染,2005年3月22日,中国水资源方面存在的问题：水资源水量的不足总28000亿立方米,占全球6%人均2200立方米,世界平均1/4,美国的1/5,世界上第121位,1976年10月洞庭湖,水质性的缺水（水污染）水的分配不均的缺水（南多北少）利用率较低的缺水（如漫灌）观念落后（因地制宜等）,中国的水科学,都江堰、灵渠工程（公元前214年）,第一节地球水循环与水量平衡,一、地球上水的分布,地球的水量估计,水圈和大洋主要参数的变化,地球上水的分布,据1970年国际水文学会的数据，地球上的水量总体积约15108km3，它们分聚为江河湖、海及冰川等多类水体。如果把各类水体铺在地球表面的平均深度，规定为它们的当量深度，那么，估算的海洋水体的当量深度为2700-2800m冰和雪为50m，地下水为15m，陆地上的河湖水为0.4-1.0m，大气水的当量深度为0.03m。水域是指水体的地理位置，自由水面的形状与面积。所谓水圈，由地球表面各类水体各地水域共同组成，抽象为覆盖地球表面的水层，实际上是不连续的、上下高程相差很大的自在水体水域的总称。水圈对地球环境有重要的贡献，水体或水域对地球环境的影响则各有各的有效范围，它们造成了地球环境的分异，而且建立了以水体或水域为中心的、向外逐渐减弱其影响强度的、次级地球环境的变化系列。,二、水循环与水量平衡（一）水循环,全球水循环过程和数量,美国的水系图,全球水分循环使水圈成为一个开放性动态系统，对人类生存和社会生产十分重要的淡水资源成为全球水分循环开放动态系统中的一个“站”，它除了作为暂时停留的静储量之外，还包含水分循环过程中的动储量。全球河流总贮水量1250km3，而全年河流总径流量达38000km3，其交替率为0.032年。由此可见，水分循环的强弱不仅与实际有效循环水量有关，而且与循环速度有关。如何增加实际有效水量，控制水分循环的过程，对水资源研究就是一个很重要的课题。有人估计，全球广泛的修筑水库，实际上就是增加实际有效水量，它还无意地削弱了本世纪以来全球平均海平面的上升。,全球水分循环系统是开放系统，它有地球内部原生水的补给，以及岩石圈板块运动所带来的地球表层水量的得失。地球内部原生水通过火山喷发和温泉途径补给地球表层。如果按稳定累积速度计算，在过350Ma内，地球内部原生水补给总量可达231109km3，已是地球表层总水量的150多倍，但这些水的大部分又通过板块运动回归到地球内部，参与地球内部与地球表层之间的水分循环，只有大约0.6%保留在地表，即相当于地球表面的总水量.,冰岛热泉,黄石公园热泉,水循环是贮水库水体之间水分的往返交换，周而复始的互补。水循环的实施途径是水的三种物态的更替与流动。水循环的基本动力是太阳辐射能与地球引力，以及在水循环过程中的能量转移。全球水分循环是地球各圈层之间的水分交换，是最基本的物质流、能量流及生物地球化学循环，并对天气和气候及地貌发育起着重要的作用。,各种形式的水在循环中以不同周期自然更新。多年冻土带和极地冰盖更新周期最长，约需1万年左右，海水则需2500年，山岳冰川视规模需数十年到1600年不等，深层地下水1400年，较大的内陆海1000年，湖泊几年到几十年不等，沼泽15年，土壤水280天到1年，河川水1020天，大气水89天，生物水只需几小时。（二）水量平衡全球水量平衡方程：PC+PO=EC+EO式中，PC为大陆降水量；PO为海洋降水量；EC为大陆蒸发量；EO为海洋蒸发量。,年平均大洋淡水平衡方程：P+R-E=0或P+R=E即大洋年降水量加入海径流量等于大洋年蒸发量。,全球年水量平衡,研究水量平衡的意义在于某个贮水库或水体来说，必定存在来水量等于出水量和蓄水变量之和的关系。人们还可以采取措施调节来水量、出水量与蓄水量三者之间的关系，以利于水资源的开发利用。对于非灌溉土壤来说，短短一周内积累的降水就至关重要。地表淡水贮水库对于1-10年内累积的降水或融雪是敏感的，而地下水对于10-103年内积累的降水才有反应。因此，我们用水分循环与水量平衡理论，对1-102年内粮食生产所需水分进行科学预测和合理调用，对农业生产和经济发展就有十分重要的意义。,水量平衡从上表可以看出：（1）海陆降水量之和等于海陆蒸发量之和，说明全球水量保持平衡，基本上长期不变；（2）海洋蒸发量提供了海洋降水量的85和陆地降水的89，海洋是大气水分和陆地水的主要来源；（3）陆地降水量中只有11来自陆地蒸发，说明大陆气团对陆地降水的作用远远不及海洋气团的作用；（4）海洋蒸发量大于降水量，陆地蒸发量小于降水量，海洋和陆地水最后通过径流达到平衡。,全球范围内的水量平衡方程式，取决于地球上主要贮水库水分停留时间方面的差别，会在短时间内出现某贮水库的贮水量，或某贮水库之间的水分通量，发生变化，以至水量平衡方程式失去平衡，但对多年平均而言，它将趋于新的平衡。然而，对于一个区域来说，其水量平衡方程式的每一个因子都是可变的和易变的，而且导致其发生变化的因素也是很多很复杂的。例如20世纪70年代，在长江中游下荆江河段实施栽弯取直，缩短了航程约74千米，增大了流量，但减少了其上游部位通过分流口向洞庭湖区的分流量，改变了洞庭湖区的水量平衡方程式以及洞庭湖区有些地方的水环境特征。,下荆江的裁弯取直以及与洞庭湖出口的位置关系图,我国陆地面积的56.72%的地面径流最终汇入太平洋，总面积的6.51%的地面径流最终汇入印度洋，另有总面积的0.53%的地面径流汇入北冰洋，总面积的36.24%则为内流区。在中国的水分充沛地区，径流系数可达0.70以上，但在干旱地区则蒸发系数很大，而径流系数很小(表18-3)。,中国水量平衡估算,全球降水量与蒸发量的纬度变化,第二节海洋起源与海水理化性质,一、海洋的起源二、世界大洋及其区分世界大洋分为四部分：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。从南美合恩角沿68oW线至南极洲，是太平洋与大西洋的分界线。从马来半岛起通过苏门答腊、爪哇、帝汶等岛、澳大利亚的伦敦德里角，沿塔斯马尼亚岛的东南角至南极洲，是太平洋与印度洋的分界。从非洲好望角起沿20oE线至南极洲，是印度洋与大西洋的分界。北冰洋则大致以北极圈为界。,世界大洋的面积和平均深度,三、海及其分类1.定义：大洋的边缘因为接近或伸入陆地而或多或少与大洋主体相分离的部分称为海。海是洋的组成部分。据国际水道测量局统计，各大洋共有海54个。2.海的分类：（1）内海：四周几乎完全被陆地包围，只有一个或多个海峡与洋或邻海相通。它位于一个大陆内部或两个大陆之间。如地中海、红海、黑海、波罗的海、渤海。（2）边缘海：位于大陆边缘，以半岛或岛屿与大洋或邻海相分隔，但直接受外海洋流和潮汐的影响。如白令海、黄海、东海。（3）外海：虽位于大陆边缘，但与洋有广阔联系的海。如阿拉伯海等。,（4）岛间海：大洋中由一系列岛屿所环绕形成的水域，称为岛间海。如爪哇海。四、海水的组成（一）海水的化学成分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，其它物质占3.5。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质。通常把每升海水中含100mg以上的元素，叫常量元素，不足100mg的叫做微量元素。,海水主要盐分,（二）海水的盐度和氯度海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。每千克海水中所含氯的克数，称海水的氯度。知道了氯度，就可以按照克努森公式计算盐度：盐度0.031.805氯度计算海面盐度的公式：盐度34.60.0175（EP）P代表降水量，E代表蒸发量。,盐度是指海洋水中全部溶解固体与水重量之比，平均为34.6，变化范围3340，主要与水域水分循环有关。对以蒸发为主要水分输出的海洋水域，海洋水的盐度就较偏高，如江海。,海水盐度分布规律,（1）大洋盐度一般在33-37之间，因降水、蒸发和入海径流的影响而发生变化。（2）高纬区、雨量特别丰沛的赤道带和有巨大河流入海的沿岸区，盐度一般低于33.（3）蒸发量特别大的红海则高达40.（4）南北纬40之间，赤道带附近盐度最低，两个副热带高压带盐度最高。（5）深层和底层海水一般为34.6-35，变幅很小。,海水的盐度,1、主要盐类：,3、分布规律：,2、盐度：,海水的盐度,1、主要盐类：,3、分布规律：,2、盐度：,规律2、河流入海处盐度低（大量淡水注入）,从低纬到高纬，盐度高低主要取决于蒸发量和降水量之差,海水的盐度,最大：红海,4、极值,红海海域较为封闭，与低盐度的海水交换少。,位于副热带海区，降水少而蒸发旺盛，蒸发量大于降水量；,红海两岸是干燥的沙漠地区，几乎无淡水汇入；,4.1%,1、主要盐类：,3、分布规律：,2、盐度：,海水的盐度,最小：波罗的海,处于温带海洋性气候区，降水量大于蒸发量；,四周陆地河流众多，有大量淡水汇入；,海域较为封闭，高盐度的海水流入少。,不超过1%,4、极值,1、主要盐类：,3、分布规律：,2、盐度：,海水的盐度,4、极值,1、主要盐类：,3、分布规律：,2、盐度：,5、影响因素,有无淡水注入（近岸地带）,降水量与蒸发量（外海或大洋）,洋流,五、海水的温度、密度和透明度（一）海水的温度海水的温度决定于其热量收支状况。海水温度有明显的季节变化和日变化。太阳辐射的日变化是水温日变化的最主要的原因。海水表层平均温度变化于1.730oC间，最高水温出现在赤道以北，称为热赤道。水温从热赤道向两极逐渐降低.由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布极不规则,而南半球等温线近似平行于纬线。北半球水温略高于南半球同纬度水温。不同温度性质的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集。,西大西洋浅海水温季节变化,海水温度垂直变化规律,不同水温水体的混合，称混合层；混合层（等温层）的深度，随夏-秋-冬-春的变化，深度渐增；温带水域冬季水深50-60m以下水温高于浅层水温，导致水体垂直对流加剧；春季水深几十米以上的水温梯度为最小，几乎在水深为60米的范围内都为混合层；夏季表层水温要比30-40m以下高10-12，上下温度梯度最大。,（二）密度单位体积中的海水质量就是海水的密度。海水密度值约为1.0221.028g/cm3。温度升高时密度减小，盐度增加时，密度增大。海洋水的密度约为1.022-1.028，它是温度、盐度和压力的函数。当盐度为24.7，最大密度与结冰温度均为-1.332。当盐度为24.7，表层海水在冷却过程中密度逐渐增大，于是对流混合加剧。通常情况下海水盐度是34.60。所以海洋水最大密度的温度低于它的结冰温度。（三）颜色与透明度海水的颜色取决于海水对阳光的吸收和反射状况。海水透明度以直径30cm的白圆盘投入水中的可见深度来表示。海水颜色、悬浮物质、浮游生物、海水涡动、入海径流，甚至天空的云量都对透明度有影响。,深层海水浩瀚湛蓝的海洋，给人以纯清的感觉，但实际上只有超过200m深的深层海水才是目前地球上最清洁的水。落入海洋的污染物都被表层海水溶解了，不会污染深层海水；深层海水所含的细菌类也非常少，仅约为表层海水的千分之一至万分之一。深层海水的温度比较稳定，还含有丰富的氮、硅、磷等。,巴拿马观海,大西洋中部的马尾藻海域，因表层水温常年偏高，且不断蒸发，导致表层海水盐度增高、密度增大，而表层海水下沉。一方面，表层水下沉，营养盐分少，浮游生物极少，所以该地海水颜色最蓝，透明度达66.5m（黄海的透明度只有3-15m）；另一方面，其他海域表层低盐度海水，流向马尾藻海域，补偿该处表层海水的下沉，由此而产生纵贯大西洋的、深层与浅层海水交换的海洋对流，据测算在北大西洋南极之间的海洋对流的水通量为20106m3/s(或20Sverdrup)。,第三节海水的运动,一、潮汐与潮流（一）潮汐现象与引潮力由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，称为潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。涨潮时海水面最高处称为高潮，落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的落差，就是潮差。潮差是以朔望月为周期性变化的。潮差最大时，叫高潮，反之叫低潮。地球上某一点所受到的太阳和月球的引力与其受到的太阳和月球的引力的平均值大小有差别，方向也不同，正是这一引力差使海平面发生升降，故称之为引潮力。引潮力朝向月球和太阳一面时形成的潮汐，称顺潮，反之称对潮。,朔望月内的潮汐变化,根据潮汐的周期变化，可将其分为半日潮、混合潮、全日潮三种。（二）潮流海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流也分为半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。若以潮流流向变化分类，则外海和开阔海区，潮流流向在半日或一日内旋转360o的，叫回转流；近岸海峡和海湾，潮流因受地形限制，流向主要是在两个相反方向上变化的，叫往复流。此外，涨潮时流向海岸的潮流叫涨潮流，落潮时离开海岸的潮流叫落潮流。喇叭形海湾或河口湾可以激起怒潮。,二、海洋中的波浪（一）波浪及其类型1.定义：海洋中的波浪是指海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长、波高四个要素。2.分类风浪：由风的作用产生A.按照海啸：因地震或风暴产生其成因潮波：因引潮力引起气压波：因气压突变船行波：船行作用B.按照波长和水深水波（短波）深的相对关系浅水波（长波）,C.按照作强制波用力情况自由波（余波）连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，叫余摆线。水分子的圆形轨迹到了和波长相等的深度就不再存在，这个深度就是波底，即波浪能量向深处传递的极限。如下图所示：,波浪由深水区进入海岸带的变化过程,波浪,（二）波浪的折射波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波前进方向相垂直的。但波浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有较大差异。近岸较浅一端因受摩擦而减速，离岸远而较深一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象就是海浪的折射。波浪前进方向与海岸斜交常常造成水体沿海岸流动，这种纵向水流称为沿岸流。下面为两幅波浪折射图示：,平直海岸的波浪折射,港湾海岸的波浪折射,三、洋面流和水团运动海水沿着一定方向有规律的水平运动，就是洋流。洋流是海水的主要运动形式。风力是洋流的主要动力，地球偏转力、海陆分布和海底起伏等，也对洋流有影响。（一）洋流的成因和分类1.按照成因分：摩擦流、重力气压梯度流和潮流三类,风海流（漂流）是最重要的摩擦流。从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流。重力气压梯度流包括倾斜流、密度流和补充流。倾斜流是因风力作用、陆上河水流入或气压分布不同，使海面因增水或减水形成坡度，从而引起的海水运动。,密度流则是由于海水温度、盐度不同，使得密度分布不均匀,海面发生倾斜而造成的海水运动。2.根据流动海水温度的高低，还可以把洋流分为暖流和寒流。暖流比流经海区的温度高，寒流比流经海区的温度低。（二）洋流模式和主要洋流根据行星风系理论，地球上实际存在的洋面风，在北半球有0o30o的东北风，30o60o的西南风和60o至极地的东北风。南半球的洋面风与北半球相差90o。由行星风系可以推论出三种洋面流模式：（1）北半球的风吹动洋面而最终输送一层方向偏右90o的厚约100m的上层洋流。如下图所示：,30oN盛行风产生大洋高压区,（2）30o60oN的西南风使上层水流向东南，60o90o的东北风又使上层水流向西北，导致以60oN为中心形成一个低凹。如下图所示：,（3）赤道无风带两侧，因北半球的东北风和南半球的东南风，上层水流必然从赤道向外流动。围绕赤道低压系统，北半球部分的洋面流最终将呈反时针方向，而南半球部分则是顺时针方向。由于二者方向相反，因而就形成两个赤道环流。如下图所示：,南半球除上述的赤道环流以外，还存在亚热带环流与亚极地环流，但与北半球相反，前者为反时针方向，后者为顺时针方向。下图表示北半球冬季太平洋的洋面流：,（三）大洋水团及其环流1.定义和分类：大洋中具有特别温度和盐度值的、性质相同的大团水体，称为水团。水团的分类即以垂直方向上的密度平衡面和形成水团的源地为根据。以深度为标准划分的水团有：（1）表层水团，可深达100m；（2）中心水团，深达主要变温层底部；（3）中层水团，从中心水团以下至3000m；（4）深层与底层水团则充满大洋盆。2.几个大洋的水团情况（1）大西洋的水团情况如下图所示：,大西洋经向剖面水团的分布,（2）太平洋的水团情况,太平洋水下结构,（3）印度洋的水团情况印度洋