自然地理学冰川省公开课一等奖全国示范课微课金奖课件

第五章水文

第五节冰川1/139

冰川是陆地上由终年积雪积累演化而成，是具可塑性、能迟缓自行流动天然冰体。当代冰川覆盖总面积达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2406.4万km3，约占地表淡水资源总量68.96％，其中约99％分布在两极地域，是地球上主要水体之一。冰川2/139新西兰冰川天山1号冰川

3/139一、终年积雪和雪线

高纬和高山地域，气候严寒，年平均气温常在0℃以下，所以，降落固体降水（雪）不能在一年内全部融化，而是终年积累，这种地域普通称为雪原(snowfield)（或终年积雪区、万年积雪区）。终年积雪区下部界限，称为雪线(snowline)（也称平衡线）。雪线不是几何学上“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出年融化量和蒸发量，固体降水才能不停积累，形成终年积雪；雪线以下，恰好相反，不能形成终年积雪。4/139西藏雪线5/139雪线6/139雪线控制着冰川发育和分布，只有山地海拔超出该地雪线高度，才会有固体降水积累，才能成为终年积雪和形成冰川。雪线高度受气温支配，但降水量和地形也有影响。

首先，雪线高度与气温成正比，温度越高雪线也越高，温度低雪线也低。普通气温由赤道向两极降低。所以雪线高度也从赤道向两极减低。如赤道非洲雪线为5700－6000m，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，依据纬度原因，赤道附近雪线应是最高，实际上，雪线位置最高地方，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。7/1398/139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；缓坡或平坦地域降雪轻易积聚，雪线较低。二是坡向影响，在北半球雪线在南坡比北坡高，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，有些高大山地，对气流产生阻挡，而影响降水改变，也影响了雪线高度，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。

9/139二、冰川形成

冰川是由积雪转化而成。初降雪花为羽毛状、片状和多角状结晶体，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冰川冰。由粒雪转变为冰川冰有两种方式：雪花雪花10/139

在低温干燥环境，积雪不停增厚情况下，下部雪层受到上部雪层重压，进行塑性变形，排出空气，从而增大了密度，使粒雪紧密起来，形成重结晶冰川冰。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，埋深多米，成冰需时近千年。这种依赖压力成冰过程称冷型成冰（或压力成冰）作用。而伴随气泡降低，冰从白色逐步变为兰色。（l）冷型成冰作用11/139

覆盖地面粒雪层，在太阳照射下，气温较高靠近0℃时，冰雪消融活跃，部分水分子因为升华作用，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。这么，冰粒体积不停增大，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0.90-0.96之间、完全透明天蓝色冰川冰。这种依赖太阳辐射热力条件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。（2）暖型成冰作用

12/139三、冰川运动

通常当代冰川包含积雪区和消融区两部分。积雪区即冰川上游部分，是冰雪积累和冰川冰形成地域，其降雪量大于消融量；消融区即冰川下游部分，在冬季有雪和粒雪冰堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。

冰川运动取决于整个冰川补给和消融对比。冰川年补给量大于年消融量时，冰川厚度增加，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；假如年补给量等于消融量时，则出现暂时稳定平衡状态。冰川前进、衰退和暂时稳定都是在运动过程中进行。13/139冰川流动含有以下特点：

1．不一样冰川流动速度是不一样，山岳冰川表面流速普通是每年数十米至数百米，降水充分喜马拉雅山南坡诸川中，曾测得流速最快者达700—1300米/年。阿尔卑斯山降雪较多，其山谷冰川流速达80—150米/年。降雪少地域，冰层薄，冰川流速慢，如天山、昆仑山、祁连山冰川，流速为几十米/年。2．同一冰川不一样部位，其流速也有不一样，如我国祁连山七一冰川，1958年7月16—1959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。另外，因为冰川与冰床之间摩擦阻力，使冰川下部流速较中部和上部慢。

14/1393．大陆冰川比山岳冰川流动慢（为何？）。总之，冰川运动速度比河流迟缓得多，普通来说，冰川流速只有河流几万分之一，是不能用肉眼觉察到。另外，冰川运动速度因受冰川部位、厚度和地形坡度影响而不一样。冰川底部和两侧因与冰床摩擦，流速较慢；冰川中部和上部因阻力小，流速较快；冰川在雪线部分，因厚度大，冰体温度较高，可塑性增强，故运动速度快于其它部分；在坡度影响下，冰川在陡坡流速大于缓坡。冰川运动含有显著侵蚀地面作用和巨大搬运、堆积能力。15/139四、冰川类型当代冰川因为发育条件和演化阶段不一样，因而规模相差很大，类型各种多样。依据冰川形态、规模和发育条件，当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、低纬度高山地域。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。依据它形态、发育阶段和地貌条件，又可深入分为：（l）悬冰川

它是山岳冰川中数量最多一个。因短小冰舌悬挂在山坡上，故称悬冰川；常因下端崩落而产生冰崩。冰体厚度陆，规模小，面积普通不超出1km2。16/139山岳冰川17/139悬冰川18/139（2）冰斗冰川

是中等规模山岳冰川，因其原地为得斗状聚冰盆而得名。冰斗规模，面积大可达10km以上，小不足1km2。冰斗口朝向山坡下方，冰体从冰斗口溢出，形成短小冰舌。云南永宁冰川冰斗

19/139庐山大月山冰斗20/139（3）山谷冰川

是山岳冰川中规模最大一个，有长大冰舌伸向山谷底部，循谷流动，像冰冻了河流一样，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。有显著积雪区和消融区，与之对应是有粒雪盆和长大冰舌。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，叫山麓冰川。

21/139山谷冰川22/139天山一号冰川23/139（二）大陆冰川是发育在南极大陆和格陵兰岛冰川。它面积最广，达1528．24万平方公里，约为当代冰川覆盖面积97％。其厚度达数千米，如南极大陆冰川最厚处达4267m。大陆冰川表面呈凸起盾状，中间厚边缘薄。中央是积雪区，边缘为消融区，冰川在本身巨大厚度所产生压力作用下，运动方向自中央向四面辐射。大陆冰川不受下伏地形控制，它常淹没规模宏大山脉，只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，被带到未冻结海域时，就成为冰山。当前，地球上冰川处于其演化过程退化阶段。它表现在冰川规模不停缩小，大陆冰川向山岳冰川演化，下伏地形对冰川控制增加，使原来相互结合冰川系统，开始分离为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川。

24/139南极大陆冰川25/139五、冰川对自然地理环境影响冰川对自然地理环境影响是显著、多方面。1.冰川是组成两极地域和中低纬高山地域自然地理环境一个要素，它形成独特冰川地理景观。也就是说，陆地总面积近11％是由冰川景观组成。

2.当代冰川总储水量，仅次于海洋。假如这些冰川全部融化，海平面将升高60余米，约占陆地面积1％地方会被淹没。可见，冰川在保持地球生态平衡方面所起作用是主要。

26/1393.冰川发源于雪线以上，雪线高度是山地水热组合综合反应，它是垂直带谱中一条主要界限，对垂直地带结构有主要影响。4.当前，全世界冰川每年消融补给河流总水量达3000km3，几乎等于全世界河槽储水量1．42倍。表明冰川积累和消融，主动参加了地球水分循环。冰川从积累区向消融区运动结果，使长久处于固态水转化为液态水。在低温而湿润年份，冰川融水受到抑制；而高温干旱年份，消融就加强，从而对河川径流起到调整作用。27/139

5.冰川是气候和地貌产物，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，冰川表面气温通常比非冰川表面要低2℃左右，而湿度却高得多；气温低、湿度大，水汽就轻易饱和，有利于降水形成，因而有冰川覆盖山区降水量要高于无冰川覆盖山区。大陆冰川对气候影响范围要广得多，如南极大陆冰川本身是一巨大“冷源”，在那里可形成稳定反气旋，使南半球保持强劲和稳定极地东风带。作为特殊下垫面，假如大陆冰川范围深入扩展或缩小，将会增强或减弱地球反射率，进而影响气团性质和环流特征，引发气候改变。冰川对地貌影响，在地貌一章中再进行重点讲述。

28/1396.

冰川推进时，将毁灭它所覆盖地域植被，迫使动物迁移，埋没土壤，使上便形成过程中止，自然地带对应向低纬度和低海拔地域移动。冰川退缩时，植物和动物分布区重新分配，土壤形成过程在新基础上发展，自然地带对应向高纬度和高海拔地域移动。

29/139第六节

海

洋地球上广大连续咸水水体总称为海洋。地球上陆地全部为海洋所分开与包围，所以陆地是断开，没有统一世界大陆；而海洋却是连成一片，各大洋相互沟通，它们之间物质和能量能够充分地进行交流，形成统一世界大洋，使海洋含有连续性、广大性，成为地球上水圈主体。30/13931/139一、海水理化性质（一）海水化学性质

海洋是地球水圈主体，是全球水循环主要起点和归宿，也是各大陆外流区岩石风化产物最终聚集场所。海水历史可追溯到地壳形成早期，在漫长岁月里，因为地壳变动和广泛生物活动，改变着海水一些化学成份。

32/13933/1391．海水化学组成

海水是一个成份复杂混合溶液。它所包含物质可分为三类：①溶解物质，包含各种盐类、有机化合物和溶解气体；②气泡；③固体物质，包含有机固体、无机固体和胶体颗粒。海洋总体积中，有96％－97％是水，3％－4％是溶解于水中各种化学元素和其它物质。

34/139当前海水中已发觉80各种化学元素，但其含量差异很大。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90.8％－90.9％，所以，被称为海水大量元素。其它元素在海洋中含量极少，都在1mg/L以下，称为海水微量元素。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百分比几乎不变，所以称为海水组成恒定性。它对计算海水盐度含有主要意义。溶解在海水中元素绝大部分是以离子形式存在。海水中主要盐类含量差异很大（表5.6）。由表5.6可知，氯化物含量最高，占88.6％，其次是硫酸盐，占10.8％。

35/13936/13937/139

*海水中盐分起源，主要来自两个方面：一是河流从大陆带来。河流不停地将其所溶解盐类输送到海洋里，其成份虽与海水不同（表5．7）（海水中以氯化物为最多，河水则以碳酸盐类占优势），不过，因为碳酸盐溶解度小，流到海洋里以后很轻易沉淀。另首先，海洋生物大量地吸收碳酸盐组成骨胳等、甲壳，当这些生物死后，它们外壳、骨胳等就沉积在海底，这么一来，使海水中碳酸盐大为降低。硫酸盐收支近于平衡，而氯化物消耗最少。因为终年累月生物作用结果，就使海水中盐分与河水大不相同。二是海水中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沉积、以及最古老海洋生物进体都可证实古海水也是咸。总之，这两种起源是相辅相成。

38/13939/139海水盐度——是1000g海水中所含溶解盐类物质总量，叫盐度（绝对盐度）。

世界大洋盐度空间分布和时间改变，主要取决于影响海水盐度各自然环境原因和各种过程（降水、蒸发等）。这些原因在不一样自然地理区所起作用是不一样。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水涡动、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，除受上述原因影响外，结冰和田冰也能影响盐度。在大陆沿岸海区，因河流淡水注人可使盐度降低。比如，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11.5×10-3左右。

2．海水盐度40/139世界大洋绝大部分海域表面盐度改变在33×10-3～37×10-3之间。海洋表面盐度分布规律为：①从亚热带海区向高低纬递减，形成马鞍形；②盐度等值线大致与纬线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增大；③大洋中盐度比近岸海区盐度高；④世界最高盐度（＞40×10-3）在红海，最低盐度在波罗海（3×10-3～10×10-3）。

大洋表层盐度随时间改变幅度很小，普通日变幅不超出0.05×10-3，年变幅不超出2×10-3。只有大河河口附近，或有大量海冰融化海域，盐度年变福才比较大。

41/13942/1393．海水中气体

溶解于海水气体，以氧和二氧化碳较为主要。

当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中溶解氧含量多，二氧化碳少；当生物残体多、植物光合作用弱时，水中二氧化碳多，而氧含量少。当水温增高时，海水中氧含量降低；当水温降低时，海水中氧含量增多。海水中二氧化碳溶解度是有限，但海生植物能消耗相当多二氧化碳，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。这么，大气中二氧化碳就能够不停地溶于海水中，故在海洋上或海岸边，空气总是十分清新，海洋是自然界“二氧化碳巨大调整器。

43/139（二）海水物理性质

海水物理性质主要包含温度、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辐射热来增高温度。所以，海水温度因时、因地而异。海面水温改变比陆地温度改变要小得多，不论日较差或年较差都很小。据观察，海洋表面平均日较差普通不超出1℃，年较差则为l－17℃。陆地上气温平均较差却大得多，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趋势要较陆地迟缓得多。据观察，海洋表面最低温度是-2℃，最高温度是36℃，温度绝对较差只有38℃。而在陆地上，温度绝对较差可达100℃以上

。44/139世界大洋表面水温分布含有以下规律：45/139（l）水温从低纬向高纬递减，等温线大致呈带状分布。（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40～50℃地带等温线较密。（4）大洋东西两恻，水温分布有显著差异，在低纬区，水温西高东低；在高纬区，水温则东高西低；在纬度40～50℃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。世界大洋表面水温分布含有以下规律：46/139世界大洋水温垂直分布规律是：从海面向海底呈不均匀递减趋势；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5．31）。

47/1392．海水密度

海水密度是指单位体积内所含海水质量，其单位是g/cm3,但习惯上使用密度是指海水比重，即是指一个大气压下，海水密度与水温在3.98℃时蒸馏水密度之比。所以在数值上密度和比重是相等。海水密度情况，是决定海流运动最主要因子之一。

海水密度，是盐度、水温和压力函数。所以，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海水密度，称为现场密度或当场密度。当大气压等于零时密度，称为条件密度，用s,t,0表示。

48/139海水密度与温度、盐度和压力关系比较复杂。凡是影响海水温度和盐度改变地理原因，都影响密度改变。即使各大洋不一样季节密度在数值上有所改变，但其分布规律大致是相同，即大洋表面密度随纬度增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道地域因为温度很高，降水多，盐度较低，因而表面海水密度很小，约1.02300。亚热带海区盐度即使很高，但那里温度也很高，所以密度依然不大，普通在1.02400左右。极地海区因为温度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。

因为海水密度普通都大于1，比如，1.01600,1.02814等，并准确到小数5位，为书写方便，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比如：s,t,p为1.02545时，s,t,p为25.4549/139在垂直方向上，海水结构总是稳定，密度向下递增。在南北纬且已之间100m左右水层内，密度最小，而且在50米以内垂直梯度极小，几乎没有改变；50-100米深度上，密度垂直梯度最大，出现密度突变层（跃层）。它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留，不易被上部侦测发觉，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改变。

50/1393．水色所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外光颜色。它并不是太阳光线透人海水中光颜色，也不是日常所说海水颜色。它取决于海水光学性质和光线强弱，以及海水中悬浮质和浮游生物颜色，也与天空情况和海底底质相关。因为水体对光有选择吸收和散射作用，即太阳光线中红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。水色惯用水色计测定。水色计由21种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码l－21代表水色。号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。

51/1394．海水透明度

海水透明度，是指海水能见度。也是指海水清澈程度。它表示水体透光能力，但不是光线所能到达绝对深度。它决定于光线强度和水中悬浮物和浮游生物多少。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。

透明度测定：用一个直径30cm白色圆盘，垂直放到海水中，直到肉眼隐约可见圆盘为止，这时深度，则为透明度。世界以大西洋中部马尾藻海透明度最大，达66.5m。我国南海为20－30m，黄海为l－2m。

52/1395．海冰53/139淡水冰点为0℃，最大密度温度是4℃；而海水冰点和最大密度温度都随盐度增大而降低，但冰点降低较和缓。当海水盐度大于24.695×10－3时，最大密度温度低于冰点温度；而盐度小于24.695×10－3时，最大密度温度高于冰点温度；只有盐度在24.695×10－3时，海水最大密度温度才与冰点温度相同，为－1.332℃（图5．32）。

海水结冰较淡水困难。因大洋表面盐度普通均大于24.695×10－3，故冰点更低；当海面水温到达冰点时，因密度增大形成对流，使下层温度较高海水上升，故较难结冰；当整层海水到达冰点，海水结冰时，又要不停析出盐分，使未结冰海水盐度增大，密度也增大，从而加强了对流和降低了冰点，妨碍海冰深入增加。54/13955/139二、海水运动

海水运动形式主要是波浪、潮汐和洋流。（一）波浪

波浪就是海水质点在它平衡位置附近产生一个周期性振动运动和能量传输。

波浪运动只是波形向前传输，水质点并没有随波前进，这就是波浪运动实质。这是因为水质点同时受到动力和复原力这两个相互垂直力共同作用结果。56/139动力，如风力、潮汐、地震或局部大气压力变动等，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。

所以，水质点在动力作用下产生水平位移同时，受复原力作用有恢复原位趋势而产生垂直运动，这么水质点便沿着上述两个力协力方向运动结果，便在它平衡位置附近产生了一个周期性圆周运动。而运动着水质点又将它所取得能量依次相传，于是连续“能流”就随波前进。故波浪只是形状前进，水质点并没有随波前进。

57/1391．波浪要素——波浪基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等

波峰是静水面以上波浪部分。波顶是波峰最高点。波谷是静水面以下波浪部分。波底是波谷最低点。波高h，是波顶与波底之间垂直距离。波长，是相邻波顶（或波底）间水平距离。周期，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要时间。波速c，是波形移动速度，即。波峰线，是指垂直波浪传输方向上各波顶连线。波向线，是指波动传输方向

。58/13959/1391.波浪分类

波浪种类很多，这里介绍几个主要分类方法：（l）按成因分类风浪和涌浪：在风力直接作用下形成波浪，称为风浪；当风停顿，或当波浪离开风区时，这时波浪便称为涌浪。二者性质、波形、波高、波长、波速等都不一样。风浪性质属于强制波，其波形轮廓和余摆线差异大，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40－50km/h。而涌浪性质是属于自由波，其波形轮廓和余摆线较靠近，波峰测滑，海面较规则，波浪呈一排排样子，其波高较矮，波长较长(可达500m至600m，甚至800m以上)，波速较快，每小时能达100多km，发能够比风速大，可利用它来预报台风或风暴。

60/139内波：发生在海水内部，由两种密度不一样海水作相对运动而引发波动现象。潮波：海水在引潮力作用下产生波浪。

61/139海啸：由火山、地震或风暴等引发巨浪。62/139（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波。这种波动主要集中在海面以下一个较薄水层勺，又称为表面波或短波。

浅水波：是水深相对波长很小波，又称为长波。（3）按波形传输性质分类

前进波：波形不停地向前传输波浪，称前进波或进行波。

驻波：波形不向前传输，只是波峰和波谷在固定点不停地升降交替着波浪，称驻波。

63/1393．余摆线波（正弦波）

早在1802年捷克学者格尔斯特纳（Gerstner）就提出了波浪余摆线理论。

海洋中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。64/139（l）深水波余摆线理论

深水波余摆线理论是从以下几个假定条件出发：①海是无限深广；②海水是由许多水质点组成，它们之间没有内摩擦力存在；③参加波动一切水质点均作圆周轨迹运动，而且当水质点作圆周轨迹运动时，在水平方向上，它们半径相等，在垂直方向上，则自水面以下逐步降低，在波动前位于同一直线上一切水质点，在波动时角速度均相等。

这么波浪发生时，水质点在其平衡位置附近运动，水质点未前进，只是波形向前传递，如此所形成波形曲线是余摆线（图5．34）。65/139

依据深水波余摆线理论，可得出深水波特征：若以角度Ф来表示水质点在圆周上位置，则在水平方向上是伴随波浪推进距离增加，位相角Ф角逐步变小；在垂直方向上，位相角Ф角则大小相等。水质点运动半径在水平方向上则相等；在垂直方向上，则随水深增加而按指数规律递减，即：

(5.32)式中：rz为z水深处水质点运动半径；r0为表面水质点运动半径；e为自然对数底数；为圆周率；几为波长；z为水深。

66/139而周期r和波长不变，当水深z等于波长时，波浪几乎静止，故波浪影响深度为一个波长那么深。深水波波速c、波长、周期r之间关系为：

式中：g为重力加速度。

67/139（2）浅水波椭圆余摆线理论。当水深小于1/2波长时，其波浪便为浅水波。当波浪进入浅水区以后，因受海底摩阻力影响，波浪能量除了继续损耗外，又引发波浪能量重新分布，波形即发生改变。其特点是：波速减小，波长变短，波高略增。波高增加是波能集中较浅水深中所致，所以，波外形就趋于尖突。这时水质点运动轨迹也由圆形变为椭圆形，这么波形即成为椭圆余摆线形（图5．35）。

68/139依据浅水波椭圆余摆线理论，可得出浅水波特征：浅水波中，水质点运动椭圆轨迹大小，在水平方向上都相同；在垂直方向上，则自水面以下趋于偏小，但焦点距保持不变，在水底半短轴为零，水质点在两焦点之间作直线往复运动。非常浅水波（水深小于等于/25）水质点运动，只在两焦点之间作往复直线运动。非常浅水波波速取决于水深而与波长无关，即：。

69/1394．近岸浪及其作用

当波浪传入浅水区或近岸后，因为波顶运动速度大于波底，当波峰部分越过波谷部分时，将造成波浪倒卷和破碎。这种破浪现象若发生在离岸较远地域，如海中暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪（图5．36）。

70/139波浪能够绕过障阻进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽水域，这种现象叫波浪绕射。因为越过障阻物后，波向被隐蔽水域扩散，所以波高将变低。当波浪传输方向不垂直于海岸时，因为波峰线两端受海底摩阻力影响大小不一，因而使波向发生转折，波峰线总是平行于海岸线，称为波浪折射。波浪从风那里取得了能量，在其运动过程中又不停地消耗能量，推进着波浪产生、发展和消亡。波浪以其巨大能量，不但侵蚀着海岸，而且引发泥沙运动和造成沉积作用。

71/139（二）潮汐和时尚1．潮汐及其类型（1）概念潮汐是海水位周期性涨落现象。潮汐主要在地球低纬度海区最为显著，因为潮汐是地球自转及日月引力所致。普通一个太阴日有两次涨落，白天称潮，晚上称汐，合称潮汐。72/139在潮汐现象中，水位上升叫涨潮，水位下降叫落潮。涨潮至最高水位，称为高潮；落潮至最低水位，称为低潮。当潮汐到达高潮或低潮时，海面在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为平潮和停潮。平潮中间时刻，叫高潮时；停潮中间时刻，称为低潮时。由月球上中天时刻到其后第一次高潮时时间称为高潮间隙；把至低潮时时间称为低潮间隙；把高潮间隙和低潮间隙统称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮时时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮水位差，叫潮差。73/139潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三种类型。

半日潮：在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同潮汐。

（2）类型74/139全日潮：在一个太阴日内，只有一次涨落潮汐。75/139混合潮：可分为不规则半日潮和不规则全日潮。不规则半日潮，普通在一个太阴日中，也有两次高低潮，但潮差和潮期不等。不规全日潮，则是在半个月中出现全日潮天数不超出7天，其余天数为不规则半日潮。

76/1392．潮汐成因引发海洋潮汐内因是海洋为一个含有自由表面、富于流动性广大水体；而外因是天体引潮力。即是说，在天体引潮力作用下，含有自由表面而富于流动性广大水体——海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。77/139天体引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生惯性离心力组成协力，叫做引潮力。它是引发潮汐原动力。78/139

就地月系统来说，存在着两种运动，即地月系统绕其公共质心运动和地球自转运动。地球自转运动时，地球表面上任一水质点都受到地心引力和地球自转产生惯性离心力作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作用方向都是不变，所以通常都被包含在重力概念之中，它们作用只决定着地球理论状态，而对潮汐现象没有影响。故在引潮力分析中，可假定地球是不自转。79/139惯性离心力作用80/139引潮力在不一样时间、不一样地点都不相同。在地球上处于月球直射点位置，吸引力大于惯性离心力，所涨潮称为顺潮；在地球上处于月球对趾点位置（下中天），则离心力大于引力,亦同时涨潮，称为对潮。在距直射点900处，则出现低潮。地球自转一周，地面上任意一点与月球关系都经过不一样位置，所以对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。81/13982/1393．湖汐改变（1）天文原因影响下潮汐改变

1）潮汐日变：可分为半日周期潮和日周期潮。①半日周期潮：当月球赤纬为零时，即月球在赤道上空，海面任一点都为半日潮（图5．40）。潮汐高度从赤道向两极递减，并以赤道为对称，故称为赤道潮（或分点潮）。83/139②日周期潮：当月球赤纬不为零时，不一样纬度潮型不一样：在赤道为半日潮；在赤道至中纬地域为混合潮；在高纬地域为全日潮。当月球赤纬增大到回归线附近时，潮汐周日不等现象最显著，这时潮汐称为回归潮。84/139

半月周期潮:它是由月、日、地三者所处位置不一样而产生。当朔、望日时,月、日、地三个天体中心大致位于同一直线上，因为月球和太阳引潮力叠加，故它们所合成引潮力在一个月内是最大,所涨潮为大潮；而当月相处于上、下弦时,月、日、地三者位置形成直角，月、日引潮力相互抵消一部分，故这时合成引潮力在一个月内为最小，所涨潮为小潮（图5．42）。大潮和小潮改变周期都为半个月，故称半月周期潮。2）潮汐月变：可分为半月周期潮和月周期潮。85/139月周期潮：它是因为月球绕地球旋转而产生。当月球运行到近地点时，所涨近地潮大，而当月球运行到远地点时，所涨远地潮小。近地潮较远地潮约大40％。月球绕地球转一因为一个月，故一个月内有一大潮和一小潮，故称月周期潮。86/1393）潮汐年变和多年变；可分为年周期潮和多年周期潮。年周期潮：地球绕太阳转时，当地球运行到近日点时所涨近日潮为大潮；而当地球运行到远日点时所涨远日潮为小潮。近日潮比远日潮大10％。地球绕太阳转一周为一年，故形成年周期潮。

多年周期潮：月球轨道长轴方向上不停改变，其近地点改变周期为8.85年，故潮汐有8.85年长周期改变。又因为黄道与白道交点移动周期为18．61年，故潮汐也有18.61年周期改变。87/139（2）地形对潮汐影响

以上只考虑天文原因对潮汐影响，实际上潮汐还要受当地自然地理条件影响。各地海水对天体引潮力反应，视海区形态而定。

物体失去外力作用后还能自行振动，这振动称为自由振动。其振动周期称为自然周期。潮汐是一个受迫振动，当受迫振动周期与海水本身自然振动周期相靠近时，便会产生共振，反应就强烈，振动就特大，不然相反。而海水振动自然周期与海区形态和深度有亲密关系，故各海区对天体引潮力反应也不一样。比如，在雷州半岛西侧北部湾为全日潮，而东侧湛江港则为半日潮。又比如钱塘江口，因为呈喇叭形，故常出现涌潮。其特点是潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，时尚上涌，声闻数十里，如万马飞跃，排山倒海，异常壮观。这一奇特景观也叫怒潮,潮高可达6-8米，最大可达12米，前进速度6-7米/秒，吼声在几十公里外都可听见。88/139钱塘江潮水89/139

4．时尚时尚是指海水在天体引潮力作用下所形成周期性水平流动。伴随涨潮而产生时尚，称为涨时尚；伴随落潮而产生时尚，称为落时尚。

时尚运动形式，可分为回转流和往复流。

（1）回转流

在外海和开阔海区，时尚受地转偏向力作用而成回转流（也叫八卦流）。回转流方向在北半球为顺时针方向，在南半球则为逆时针方向。旋转次数取决于潮汐类型，半日周期潮在一个太阴日内测转两次；全日潮则回转一次。其流速从最大到最小，再到相反方向最大，再到最小，不停往复旋转流动（图5．43）。90/139（2）往复流

在海峡、河口、窄湾内，受地形影响，时尚便成了往复流。其流速从零到最大，再到零，再到相反方向最大，再到零，这么不停循环（图5.44）。其往复次数也取决于潮汐类型。当半日潮时，一个太阴日内，水流往复两次；当全日潮时，一个太阴日内，水流则往复只有一次。往复流最大流速较回转流大，每小时可达18－22km，而回转流普通每小时只达4－5km。实际海洋上水流，既不是纯粹时尚，也不是纯粹海流，而是二者合成结果。91/139（三）洋流

洋流是海水沿着一定方向大规模流动，也称海流。

1．洋流分类

（1）按水温分类可分为暖流和寒流。暖流：若洋流带来海水温度比抵达海区水温高，这么洋流叫暖流。如，由低纬流向高纬洋流属于暖流。在洋流日中，普通用红色箭头表示。寒流：与暖流相反，若洋流所带来海水温度比抵达海区水温低，就叫寒流。如，由高纬流向低纬洋流属于寒流。普通在洋流图中用蓝色箭头表示。92/13993/139可分为风海流、密度流和赔偿流三类。

风海流：是海水在风摩擦力（切应力）作用下形成水平运动。也称漂流或吹流。风力作用于海面时，可产生对海面正压力和摩擦力，故风作用于海面时，可同时产生波浪运动和使海水向前运动洋流。深水风海流和浅水风海流特征不一样。（2）按成因分类94/13995/139太平洋风速与风向图96/1391893年～1896年，海洋调查船“弗拉姆”号在北冰洋调查时，发觉漂浮在海面上冰块并非沿着风吹去方向漂流，而是偏在风向之右20°～40°角度，表明冰块是随海水流动。它为何偏离风向呢？海洋学家南森认为，这是地球自转引发现象，并指出，海面以下水层偏离风向程度应更大些。依据南森提议，艾克曼进行了理论上研究，并在19建立了“艾克曼漂流理论”。97/139艾克曼假定：当海区无限深广；没有发生增减水现象，而且海水密度可认为是一个常量；作用在海面上风场是均匀，时间是足够长。在这些假定条件下,他得出深水风海流特征：风海流表层流向与风向成450夹角，在南半球偏向风向左边，在北半球偏向风向右边；流向随水深增加而与风向夹角越大，抵达某一深度，流向与表面流流向相反，流速只有表面流流速二十三分之一(4.3%)。这个深度之下，流速很小，能够略而不计，这个深度就是风海流摩擦深度，也就是风海流作用下限，在大洋中普通为200米～300米深度。一直到与表层流方向相反为止。这时深度，称为摩擦深度。艾克曼漂流理论98/139比如，表面流流速若为每秒钟50厘米，那么在这个深度上流速只有每秒钟2厘米。风速愈大，表面风海流速度愈大，风海流所能影响深度范围也就愈深。不过，在一样风速条件下，表面风海流速度及其所影响深度，却伴随纬度增高而减小。比如，平均风速为每秒7米风，长时间吹袭后，风海流深度在纬度5度地方为200米左右深处，在纬度15度地方为100米，到45度地方只有60米～70米了。99/139100/139摩擦深度（D）可用经验公式计算，即：式中w为风速（m/s）,

为地理纬度。风海流表层流境最大．表层流速（v。）可用经验公式计算．即：式中符号物理意义同上。流速随水深增加而按指数规律递减，即：

101/139式中。z为水深，e为自然对数底数，

为圆周率，D为摩擦深度，v。为表层流速。当D＝z时，则vz=v0e-=0.043v。＝4.3％v。，可见在摩擦深度处流速很小，当超出摩擦深度时，风海流即可认为不存在。风海流水体输送方向与风向夹角为900，北半球偏风向右侧，南半球则偏风向左侧。浅水风海流特征，是表层风海流流向与风向间偏角随海水深度（H）与摩擦深度（D）比值（H／D）减小而减小。当H＝0.1D时，风海流与风向一致；当H＝0.25D时，风海流流向与风向成21.50角度；当H=1/2D时，其夹角增大到450；当H

1/2D时，风海流流向与风向偏角几乎不变（为450）。

另外，风海流还造成岸边升降流。102/139

密度流：密度流是因为海水密度差异而引发海流。这是因为海水密度分布不均，使海区形成了压力梯度，在压力梯度力作用下，海水产生了流动。故密度流也称梯度流。赔偿流：由风力和密度差异所形成洋流，使海水流出海区海水降低，相邻海区海水便会流来补充，这么形成洋流叫做赔偿流。

总而言之，产生洋流主要原因是风力和密度差异。实际海洋中洋流总是由几个原因综合作用结果。

103/1392．世界大洋表层环流系统

大气与海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上取得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这么屡次动量、能量和物质交换，就控制着大气环流和大洋环流。海面上气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。（世界夏季洋流分布图）

从世界大洋表层洋流分布图中，可得出世界大洋表层环流结构特点：以南北回归线高压带为中心形成反气旋型大洋环流；以北半球中高纬海上低压区为中心，形成气旋型大洋环流；南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；在南极大陆周围形成绕极环流（自东向西流）；北印度洋海区，因为季风影响，洋流含有显著季节改变，冬季呈反时针方向流动，夏季呈顺时针方向流动。104/139105/139106/139反气旋型大洋环流：在信风（东北信风和东南信风）作用下，海水从东向西流动，形成赤道流（北赤道流和南赤道流）。遇大陆后分为两支：一支向低纬流在赤道附近则从西向东流形成逆赤道流。另一支向高纬流去，到纬度40°－50°时遇酉风，在西风作用下，海水从西向东流，形成西风漂流。遇陆地后分两支。其中一支向低纬流去，接上赤道流，这便完成了反气旋型大洋环流。反气旋型大洋环流在北半球呈顺针方向流，在南半球则呈逆时针方向流。气旋型大洋环流：分布在北纬45°－70°之间。在西风漂流通陆后分两支，向高纬流去，到高纬区，因为极地东风作用，海水又沿西海岸向低纬流，到北纬40°—50°进入西风带，转为西风漂流，这么便完成了气旋型大洋环流。

南极绕极环流：在南极海区，在极地东风作用下，形成自东向西流绕极环流。107/139108/139

北印度洋季风漂流：北印度洋海区在冬、夏季风作用下形成季风漂流。冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂流，海水从孟加拉湾出发，沿海岸向西流，并顺海岸向南流，在赤道附近折而向东流。遇陆地分两支：向北流一支流入孟加拉湾，便形成逆时针方向流动冬季环流。夏季，北印度洋盛吹西南季风，南赤道流向西流去，遇陆地，分两支。其中向北流，在西南风作用下，沿海岸流，一直流进孟加拉湾，再顺海岸向南流接上南赤道流，这便完成了夏季环流，呈顺时针方向流动。

南半球中高纬西风漂流：因为南半球中高纬海区三大洋连成一片，故海水从西向东流，形成环球西风漂流。它因为受南极冰盖影响，水温较低，形成寒流性质洋流。

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3．洋流作用

a.对气候影响

洋流对高低纬度之间热能输送和交换，对全球热量平衡，有重大影响。据统计，从低纬地域输送到高纬地域热量，约有二分之一是由洋流完成。

普通来说,暖流流经地域，气温增高，降水机会多；寒流流经地域，气温降低，降水机会极少。如大西洋西岸受湾流影响，使高纬地域西北欧气候终年温和多雨，冬季最冷月均温比同纬度高16－20℃，展现森林景观；而同纬度北美洲东海岸，因为受拉布拉多寒流影响，一年冰冻期达9个月，出现冻原景观。在寒流和暖流相遇地域，因为温度不一样空气混合冷却，经常是多雾地域；在寒暖流分歧大陆西岸，出现地中海式气候。

110/139111/139

海洋中浮游生物伴随洋流漂流，暖流和寒流相遇，有机物质十分丰富。因为寒暖流交汇，把热带和寒带浮游生物混合在一起，使海水中有机营养物质大量增加，吸引着大批鱼群向这里集中寻饵，形成大渔场。b.对海洋生物分布影响112/139陆地上排放到海洋中污染物质，能够被洋流扩散到别海域，虽使污染范围扩大，但也能加紧污染物净化速度。c.对海洋污染影响：d.对航海事业影响

在这方面影响是显而易见。正如我们日常顺风、顺水走速度要比逆风、逆水走速度快多道理一样。又如，当年郑和下西洋，便选择在冬季出发，第二年夏季反航，充分利用了顺水航行道理。113/139

三、海洋资源和海洋环境护（一）海洋资源

海洋资源指起源、形成和存在方式均直接与海水或海洋相关资源。据属性，海洋资源可分为海洋化学资源、海洋矿产资源、海洋动力资源、海洋生物资源、四类。114/139海洋化学资源

（l）海洋化学资源是指海水中所含大量化学物质。其中有80各种化学元素，各种元素储量也相当可观。这些元素可提取有70各种。海水中各种化学物质数量十分丰富。如：黄金在海水中含量即使非常小，但总量也有500万吨以上；铀有45亿吨以上；镁1800万吨以上。据计算，在2.5km3海水中，能够生产32种产品（除淡水外），总产值在30亿美元以上。从经济效益看，海水价格低廉，取之不尽。当前，对海水化学资源利用，局限于部分元素，已达工业规模生产有淡水、食盐、镁和滨等。115/139116/139海洋矿产资源

海洋矿产资源又称海底矿产资源。包含海滨、浅海、深海、大洋盆地和洋中脊底部各类矿产资源。按矿床成因和储存情况分为：①砂矿，主要起源于陆地上岩矿碎屑，经外力作用搬运和分选，在海滨最直地段沉积富集而成，如砂金、砂铂、金刚石、金红石和独居石等，就海南岛来说，东部沿海锆、钛矿较为经典。②海底自生矿产，由化学、生物和热液作用等在海洋内生成自然矿物，可直接形成或经富集后形成，如磷灰石、海绿石、重晶石、海底锰结核及海底多金属热液矿（以铜、锌为主）。③海底固结岩中矿产，