1、第六章第六章 水圈系統水圈系統 水圈的演化水圈的演化:水從無到有水從無到有：自生說；外生說自生說自生說地球從原始星云凝聚成行星后，由于內部溫度變化和重力作用，物質發生分異和對流，于是地球逐漸分化出圈層。在分化過程中，氫、氧等氣體上浮到地表，再通過各種物理和化學作用最后生成水。水是在玄武巖先熔化后冷卻形成原始地殼的時候產生的。初生的地球，在繼續旋轉和凝聚的過程中，由于本身的凝聚收縮和內部放射性物質（如鈾、釷等）的蛻變生熱，溫度不斷增高，因此地球內部的物質也開始熔化，高熔點的物質下沉，易熔化的物質上升，從中分離出易揮發的物質:氮、氧、碳水化合物、硫和大量水蒸氣。 地下深處的巖漿中含有豐富的水，實驗

2、證明，壓力為15KPa，溫度為1000度的巖漿，可以溶解30%的水?；鹕娇谔幍膸r漿平均含水6%，有的可達12%，而且越往地球深處含水量越高。據此，有人根據地球深處巖漿的數量推測在地球存在的45億年內，深部巖漿釋放的水量可達現代全球大洋水的一半。 火山噴發釋放出大量的水。從現代火山活動情況看，幾乎每次火山噴發都有約75%以上的水汽噴出。1906年維蘇威火山噴發的純水蒸氣柱高達13000米，一直噴發了20個小時。阿拉斯加卡特邁火山區的萬煙谷，有成千上萬個天然水蒸氣噴出孔，平均每秒鐘可噴出97一645度的水蒸氣和熱水約23000m3。據此有人認為，在地球的全部歷史中，火山拋出來的固體物質總量為全部巖

3、石圈的一半，火山噴出的水也可占現代全球大洋水的一半。 地球內部礦物脫水分解出部分水，或者釋放出的一氧化碳、二氧化碳等氣體，在高溫下與氫作用生成水。此外，碳氫化合物燃燒也可以生成水，在堅硬的火成巖中，也有一定數量的結晶水和原始水的包裹體。 外生說外生說 人們在研究球粒隕石成分時，發現其中含有一定量的水，一般為05%-5%，有的高達10%以上，而碳質球粒隕石含水更多。球粒隕石是太陽系中最常見的一種隕石，大約占所有隕石總數的86%。一般認為，球粒隕石是原始太陽最早期的凝結物，地球和太陽系的其他行星都是由這些球粒隕石凝聚而成的。 太陽風到達地球大氣圈上層，帶來大量的氫核、碳核、氧核等原子核，這些原子核

4、與大氣圈中的電子結合成氫原子、碳原子、氧原子等。再通過不同的化學反應變成水分子，據估計，在地球大氣的高層，每年幾乎產生15t這種宇宙水。然后，這種水以雨、雪的形式落到地球上。太陽風太陽風是從恒星上層大氣射出的超聲速等離子體（帶電粒子）流。 水從少到多、從酸性到堿性水從少到多、從酸性到堿性：經過以上的自生和外生過程，從而使地球上的水量逐漸發生變化。據估計，35億年前地球表層的水量只有目前的1/10。水通過巖漿活動和火山噴發由地球內部逸出，從而使地球水圈的水越來越多。目前每年約有660km3的水從地慢逸出。原始酸性的大洋水與當時偏于基性的火成巖發生作用，會產生中性或偏堿性的溶液，原始的酸性大洋便逐

5、步改變其性質，主要的碳酸根和重碳酸根離子成分逐步被氯原子所取代。早期的大洋便隨著向氯離子為主的現代大洋過渡。在距今15億一20億年時，海洋中出現真核細胞的綠色植物，通過綠色植物的光合作用產生大量的游離氧，不但滿足海洋中各種氧化反應，而且從水中逸至大氣中，使水圈和大氣圈開始具備現代特點。此時有了足夠的游離氧，從而使二氧化碳轉化為碳酸根，還原硫轉化為硫酸根，海水申除了含大量的氯化物以外，又增添了大量的碳酸鹽和硫酸鹽。隨著微生物光合作用的加強，海水中的二氧化碳減少，pH值提高，使古代酸性海水逐漸演變成由氯化物和硫酸鹽組成的弱堿性的現代海水。此后，從寒武紀到現在，海水性質沒有很大變化。從汽到水、冰從汽

6、到水、冰: 根據以上事實說明地球內部含有大量的水，這些水是當宇宙中的塵埃凝聚成地球時，同時被封存在地球的原始球粒隕石中。由于當時地球溫度很高，原物質處于熔融狀態;地球自轉速度也很快(35億年前，地球自轉的速度約為現在的6倍，那時地球上的一天一夜只有4h)。由于地球自轉產生的重力離心分異，使重物質下沉，輕物質上升?；顒有宰顝姸质亲钶p的物質之一的水，便轉移到地球外殼。包含在巖漿中的水，也隨著巖漿的逐漸凝固被排擠出來。這些被擠壓出來的水呈水汽狀態，在高空凝結為云，飄浮在地球上空。此后，地面溫度逐漸降低，濃厚的水汽逐漸冷凝成水降到地面，形成原始水圈。據估計，大約6億年前，地表溫度降低到30度左右時，

7、巖漿中擠出的水大約有99%都降落到地面，形成為地球表面的水。此后，由于溫度繼續下降，地表形態的變化，氣溫在各地的差異等，在某些高緯、高海拔地區，尤其是在寒冷的冰期來臨時，水又由氣態、液態轉化成固態。逐步形成了氣態水、液態水和固態水共存，三態相互轉換的水圈現代水圈。 從地理學的角度，水的作用表現在兩個方面：q水是全球熱量交換的載體 地球輻射差額在35S35N為正，其他為負，但全球的溫度能維持相對的穩定，是因為高低緯之間主要通過大氣環流和洋流交換熱量，而水分則是主要的載體。q水是塑造地貌的主要外營力 內力作用形成宏地貌，而外力作用（主要是水）對宏地貌進行“雕刻”，形成微地貌。第一節第一節 地球上水

8、的分布地球上水的分布地球-“水的行星”地球上水的分布：水平、垂直水平：主要表現為海陸分布垂直：大氣圈、生物圈、巖石圈 第二節 水循環與水量平衡一、水循環(water cycle)概念：地球上各種形態的水，在太陽輻射、地心引 力等作用下，通過蒸發(evaporation)、水汽 輸送、凝結(condensation)降水 (precipitation)、下滲以及徑流等環節，不 斷地發生相態轉換和周而復始運動的過程。1、水循環基本過程 地球上的水循環過程:蒸發-水汽輸送-降水-徑流(地表徑流和地下徑流)水循環水循環2、水循環機理q服從質量守衡定律；q太陽輻射和重力是基本動力；q涉及水圈、大氣圈、巖

9、石圈和生物圈；q全球水循環是閉合系統，但局部水循環卻是開放 系統。3、水循環的基本類型q大循環：概念：發生在全球海洋與陸地之間的水分交換過程。 又稱為外部循環外部循環。q小循環概念：發生在海洋與大氣之間，或陸地與大氣之間 的水分交換過程。又稱為內部循環內部循環。 海洋小循環：海洋與大氣之間的水分交換過程。 陸地小循環：陸地與大氣之間的水分交換過程。4、全球水循環的層次結構5、水體的更替周期T為更替周期；W為水體總貯水量；W為水體年平均參與水循環的活動量。W/WT 二、水量平衡(water balance) 概念：任意區域在任意時段內，其收入(input)的水 量與支出(output)的水量之差

10、額必等于該時 段區域內蓄水的變化量。全球水量平衡方程：P全球=E全球 全球水量平衡：盡管對于全球海洋陸地的蒸發量、降水量與徑流量的估算值還不完全相同，但有一點是共同的，就是全球的水量是平衡的。全球水平衡全球水平衡（數據來自（數據來自John Mbugua,1995John Mbugua,1995）第第六六章章水量平衡的研究意義：水量平衡的研究意義： 水量平衡研究是水文、水資源學科的重大基礎研究課題，具有重要的理論意義和實際應用價值。可以定量地揭示水循環過程與全球地理環境、自然生態系統之間的相互聯系、制約的關系；是人們認識和掌握河流、湖泊、海洋、地下水等各種水體的基本特征、空間分布、時間變化以及

11、今后發展趨勢的重要手段；為工程規劃提供基本設計參數，以及用來評價工程建成以后可能產生的實際效益；水量平衡方法是合理處理各部門不同用水需要，進行合理調度、充分發揮工程效益的重要手段。 第三節 水分運動和輸送一、海水的運動和輸送海水的運動類型：洋流運動、潮汐運動、波浪運動（一）洋流運動1、概念及分類概念:海洋中具有相對穩定的流速和流向的海水。類型（按成因）類型（按成因）：風海流、密度流、補償流潮流（一般不算作洋流）由天體引潮力所引起，它和潮汐共存。其運動形式有旋轉流（回轉流）和往復流（如錢塘江）。（1）風海流在穩定的盛行風作用下形成的洋流。其影響深度，一般為200m左右。（2）密度流是由于海水密度

12、分布不均勻引起的洋流。海水密度分布不均勻而使海區形成了壓力梯度，海水從高壓區向低壓區流動，所以又稱梯度流。（3）補償流：是由于海水從一個海區大量流出，而另一個海區海水流來補充而形成的。補償流可以是水平流動，也可以是垂直流（上升流和下降流）。世界著名的上升補償流離岸風形成的上升流（涌升流）：離岸風形成的上升流（涌升流）：海區海區離岸風離岸風補償流名稱補償流名稱北太平洋東岸北太平洋東岸東北信風東北信風加利福尼亞寒流加利福尼亞寒流南太平洋東岸南太平洋東岸東南信風東南信風秘魯寒流秘魯寒流北大西洋東岸北大西洋東岸東北信風東北信風加那利寒流加那利寒流南大西洋東岸南大西洋東岸東南信風東南信風本格拉寒流本格拉

13、寒流北印度洋西岸北印度洋西岸西南季風西南季風索馬里寒流索馬里寒流南印度洋東岸南印度洋東岸東南信風東南信風西澳大利亞寒流西澳大利亞寒流按本身與周圍海水溫度的差異分為按本身與周圍海水溫度的差異分為：q暖流：本身水溫較周圍海水溫度高的洋流q寒流：本身水溫較周圍海水溫度低的洋流按流經的地理位置分為：按流經的地理位置分為：q赤道流q大洋流q極地流q沿岸流2、作用于洋流的力q風對海水的應力：風對海面的摩擦力q海水的梯度力：處于壓縮狀態下的流體，能產生向外膨脹的力q地轉偏向力q摩擦力：當海水作相對運動時，流速不同的海水之間就會發生動量交換，表現為內切應力的摩擦力 3、世界大洋表層環流系統 大氣與海洋之間相互

14、作用、相互影響，大氣在海洋上獲得能量而產生運動，大氣運動又驅動著海水，海面上的氣壓場和大氣環流決定著大洋表層環流系統。（1）大洋表層環流特點 洋流的分布世界洋流分布圖世界洋流分布圖 繞極環流繞極環流洋流分布有以下特點：洋流分布有以下特點：以南北回歸線的副熱帶高壓為中心形成的反氣旋型大洋環流。以北半球中高緯海上低壓區為中心形成的氣旋型大洋環流。南半球中高緯度為西風漂流。在南極大陸形成繞極環流。北印度洋形成季風環流。冬季北印度洋盛行東北季風，形成反時針方向的東北季風漂流；夏季，北印度洋盛行西南季風，形成順時針方向的西南季風漂流。影響中國的洋流有黑潮及季風漂流等。世界大洋環流的聯系示意圖世界大洋環流

15、的聯系示意圖（Broecker,1995)Broecker,1995) 在大洋深層環流系的垂直結構中，可分出暖、冷兩種環流系統和在大洋深層環流系的垂直結構中，可分出暖、冷兩種環流系統和五個基本水層（表層、次層、中層、深層和底層）。世界大洋環流體系五個基本水層（表層、次層、中層、深層和底層）。世界大洋環流體系由表層（包括次表層水）環流、中層環流、深層和底層環流所組成。表由表層（包括次表層水）環流、中層環流、深層和底層環流所組成。表層環流主要是風成環流。層環流主要是風成環流。中層環流、深層環流和底層環流均為鹽度環流。中層環流、深層環流和底層環流均為鹽度環流。表層水、次層水、中層水、深層水和底層水在

16、其運動過程中，進行著全表層水、次層水、中層水、深層水和底層水在其運動過程中，進行著全球性的水量交換與循環，這構成世界大洋中統一的環流體系。球性的水量交換與循環，這構成世界大洋中統一的環流體系。第第六六章章（2）大洋表層環流模式q赤道漂流 在信風帶的應力作用下，形成赤道洋流(又稱信風漂流)，對南北半球水量交換起著重要作用。 特點：寬約2000Km，厚約200m，表面流速為2050cm/s。由于赤道偏北，所以信風漂流也偏北。q赤道逆流q副熱帶環流 分布在南北緯50之間，并在赤道兩側成非對稱出現。洋流都具有高溫、高鹽、水色高、透明度大的特點。q西風漂流q副極地環流（3）太平洋洋流q黑潮起源于菲律賓呂

17、宋島以東海區，流經臺灣一帶，東到日本以東與北太平洋西風漂流相接。黑潮特點：在臺灣以東黑潮寬度約277.8公里;平均厚度約400米，最大厚度可達1000多米;強流帶靠近大陸一側，在主軸右側有巨大旋渦， 流路如蛇形；流速在臺灣以東為5080cm/s，到琉球以西增 到100130cm/s;流量相當全世界河流總流量的20倍。（4）大西洋洋流q灣流灣流長約3000多公里， 寬約120公里;表層水溫約25;流量約為全世界河流總量 的120倍;（5）印度洋洋流q北印度洋季風漂流 冬季，北印度洋盛行東北季風，形成東北季風漂 流；逆時針 夏季，北印度洋盛行 西南季風，形成西南 季風漂流。順時針（6）南極繞極環流

18、 繞極環流的特點是低溫、低鹽，冬季大部分水溫在冰點左右，流量相當于世界大洋中最強大的灣流和黑潮的總和，但流速僅為其1/10。4、洋流對地理環境的影響影響影響實例實例氣候氣候促進全球熱量和水分交換促進全球熱量和水分交換影響沿岸影響沿岸地區氣候地區氣候暖流增溫增濕暖流增溫增濕溫帶海洋性氣候的溫帶海洋性氣候的形成形成寒流減溫減濕寒流減溫減濕中低緯度大陸西岸中低緯度大陸西岸的荒漠形成的荒漠形成海洋海洋生物生物寒暖流交匯處形成大漁場寒暖流交匯處形成大漁場世界三大漁場、我世界三大漁場、我國的舟山漁場國的舟山漁場上升流海域形成大漁場上升流海域形成大漁場秘魯漁場秘魯漁場海洋海洋環境環境加速了海洋污染的凈化加速

19、了海洋污染的凈化擴大了海洋污染的范圍擴大了海洋污染的范圍航海航海事業事業順風順水比逆水航速快、順風順水比逆水航速快、節省燃料節省燃料北印度洋冬、夏季北印度洋冬、夏季航線航線（二）潮汐運動1、概念概念:潮汐是海水運動的主要形式之一，是海水在月球和太陽引潮力作用下所發生的周期性升降運動。我國古代把白天出現的海水漲落叫做潮，把夜間出現的海水漲落叫做汐，合稱潮汐。潮汐要素圖潮汐要素圖 潮汐是由于月球和太陽的引力引起的地球海水面的周期性升降運潮汐是由于月球和太陽的引力引起的地球海水面的周期性升降運動。在潮汐漲落的每一周期內，當水位漲到最高位置時，叫高潮或滿動。在潮汐漲落的每一周期內，當水位漲到最高位置時

20、，叫高潮或滿潮；當水位下降到最低位置時，叫低潮或干潮。從低潮到高潮過程中，潮；當水位下降到最低位置時，叫低潮或干潮。從低潮到高潮過程中，水位逐漸上升，叫漲潮；從高潮到低潮過程中，水位逐漸下降，叫落水位逐漸上升，叫漲潮；從高潮到低潮過程中，水位逐漸下降，叫落潮。當潮汐達到高潮或低潮的時候，海面在一段時間內既不上升也不潮。當潮汐達到高潮或低潮的時候，海面在一段時間內既不上升也不下降，分別叫平潮和停潮。平潮的中間時刻叫高潮時；停潮的中間時下降，分別叫平潮和停潮。平潮的中間時刻叫高潮時；停潮的中間時刻，叫低潮時，相鄰的高潮與低潮的水位差叫潮差?？?，叫低潮時，相鄰的高潮與低潮的水位差叫潮差。第第六六章章

21、2、潮汐的形成引潮力并不是引力，而是兩個天體之間引力與離心力的合力。引潮力大小一方面取決于太陽和月球對地球的引力，另一方面取決于地球繞地月公共質心公共質心運動時所產生的離心力。3、潮汐的變化由于月球繞地球運轉，在一個朔望月（29.5天）內，太陽、地球和月球的相互位置的變化相應引起潮汐的周期性變化。當初一（朔）和十五（望），太陽、地球、月球幾乎在同一直線上，太陽潮最大程度加強了太陰潮，形成一月中兩次最大的日月合成潮，高潮很高，低潮很低，潮差最大，即為大潮大潮；類型：半日潮：在一個太陰日（24小時50分）內，有兩次高潮和兩次低潮，而且兩相鄰高潮或低潮的潮高幾乎相等，漲落潮時也幾乎相等。潮汐高度從赤

22、道向兩極遞減，故又稱為赤道潮或分點潮；全日潮：半個月內，有連續7天以上在一個太陰日內，只有一次高潮和一次低潮，這樣的潮汐稱為全日潮。北部灣是世界上最典型的全日潮海區之一。混合潮：在一個太陰日內，也有兩次高潮和兩次低潮，但潮差不等，漲潮時和落潮時也不等。 （三）波浪運動波浪就是海水質點在它的平衡位置附近產生一種周期性的震動運動和能量的傳播。波浪運動只是波形的向前傳播，水質點并沒有隨波前進，這就是波浪運動的實質。 1、波浪要素波浪的基本要素：波峰、波頂、波谷、波底、波高、波長、周期、波速、波峰線、波向線等等。H波峰波峰是靜水面以上的波浪部分；波谷波谷是靜水面以下波浪部分；波頂波頂是波峰的最高點；波

23、底波底是波谷的最低點；波高波高是波頂與波底間的垂直距離；波長波長是兩相鄰波頂或波底間的水平距離；波陡波陡是波高與半個波長之比；波浪周期波浪周期是兩相鄰的波頂（或波底）經過同一點所需要的時間；波速波速是波形移動的速度，即波長與波浪周期之比值。波向線波向線是表示波浪傳播方向（浪向）的線；波峰線波峰線是與波向線正交，并通過波峰的線。2、波浪的類型波浪按成因分類風浪和涌浪：由風力的直接作用而形成的波浪，稱為風浪；當風停止或波浪離開了風區時的波浪稱為涌浪；風浪屬于強制波，波形和余擺線差別大，波峰高而尖陡，波峰前后不對稱，前部陡峻而后部平緩，波谷比較寬平，波長較短，波速較慢，最大僅 40 50 kmh；涌

24、浪屬于自由波，波形接近余擺線，波峰圓滑而矮，前后對稱，波長較長（可達500600 m ，甚至800 m 以上），波速較快，100 kmh，可以比風速大，故常利用它來預報臺風或風暴。海嘯（Tsunamis）：由火山爆發、海底地震引起海底大面積升降，以及沿海地帶山崩和滑坡等造成的巨浪，稱為地震海嘯?！跋陆敌拖陆敌汀?和和“隆起型隆起型” 。由于強烈的大氣擾動（例如臺風、強低壓等）而引起海水異常升降產生的巨浪，稱之為風暴潮。二者產生的原因雖不相同，但它們產生的現象和破壞力卻是類似的，所以，一般將二者統稱為海嘯。破壞性的地震海嘯，只在地震構造運動出現垂直斷層、震源深度50 km、而里氏震級大于 6.5

25、 的條件下才會發生。其波長為幾十至幾百公里，周期為2200分鐘，最常見的是240分鐘。C為海嘯波速；為重力加速度，為水深；全球海洋的平均深度為3600m，海嘯的平均前進速度為360500kmh 。公元358年至今全球發生過近5，000次破壞性地震海嘯，其中約85的地震海嘯分布在太平洋中的島弧海溝地帶。GHC 潮波：引潮力所致；氣壓波：因氣壓突變而產生；船行波：船行作用產生。波浪按水深分類深水波水深相對波長很大的波（ 水深L2 ），水質點運動軌跡為圓形，又稱表面波或短波； 深水波作用的極限水深等于一個波長，該深度稱為波浪作用基面或波底；淺水波水深相對波長很小的波（水深 L2 ） ，水質點運動軌跡

26、為橢圓形，又稱長波；淺水波與深水波比較，波速減小，波長變短，波高增加。二、徑流的流動與輸送（一）徑流形成的基本過程1、產流階段 當降雨滿足了植物截留、洼地蓄水和表層土壤儲存后，后續降雨強度又超過下滲強度、其超過下滲強度的雨量，降到地面以后，開始沿地表坡面流動稱為坡面漫流，是產流的開始。如果雨量繼續增大，漫流的范圍也就增大，形成全面漫流，這種超滲雨沿坡面流動注人河槽，稱為坡面徑流。地面漫流的過程，即為產流階段。2、匯流階段 降雨產生的徑流，沿坡面漫流匯集到附近的河網后，順河槽向下游流動，最后全部流經流域出口斷面，形成河網匯流。河槽調蓄作用：漲水過程中，河水補給地下水，此外河網本身可以滯蓄一部分水

27、量。因此，對同一時刻而言，出水斷面以上坡面匯入河網的總水量必然大于通過出口斷面的水量；而在落水過程中，與此相反，即出口斷面以上匯入河網的總水量小于出口斷面的水量。這種現象稱為河槽調蓄作用。（二）河川徑流的變化1、描述河川徑流的特征值徑流總量：單位時間內通過河流某斷面的總水量。徑流深度：某一流域徑流總量與該流域面積之比。徑流模數：單位時間單位流域面積上的產水量。徑流系數：任一時段內的徑流深度（或徑流總量）與同一時段內的降水深度（或降水總量）的比值。模比系數：又稱徑流變率，是某一時段內的徑流模數（或流量）與該時段徑流模數多年平均值之比。2、河川徑流的變化（1）正常徑流量即年正常徑流量，是一年之中流

28、過某一斷面的平均流量，這個平均流量通常是采用多年徑流量的算術平均值。（2）河川徑流的年際變化豐水年（大于正常年徑流量）、枯水年變差系數總結：降水量少的地區，其變差系數大于降水量多的地區；以雨水補給為主的河流，其變差系數值大于以地下水補給為主的河流；以地下水補給為主的河流，因其補給量較穩定，變差系數值較小。112nKCivKi-第i年的徑流變率（3）河川徑流的年內變化 影響徑流年內變化的因素主要是氣候和下墊面狀況，以雨水補給為主的河流，徑流的年內變化往往同降水周期密切相關。3、洪水和枯水洪水是指短時間內大量降水使河槽形成的特大徑流。洪峰流量：洪水過程中的最大瞬時流量；洪水總量：指一次洪水的總量，

29、即洪水過程線與橫坐標之間所包圍的面積；洪水過程線：是洪水隨時間變化的過程曲線。枯水是河流斷面上較小流量的總稱。枯水徑流的時間為枯水期，當月平均水量占全年水量的比例小于5%時，為枯水期。 第三節 海洋水環境一、海水的性質1、海水的溫度 一般為-2-30。南極地帶的威德爾海是世界大洋中水溫最低的地方；5-10N為表層水溫最高區域。 垂直方向上，總的來說隨深度增加而溫度降低?；旌蠈樱荷疃?0-200m，此層中溫度是均勻變化的；溫躍層，此層溫度急劇下降；最小一層位于溫躍層下，溫度平穩下降。2、海水的鹽度 海水的鹽度海水的鹽度概念：實用鹽度。概念：實用鹽度。平均鹽度：平均鹽度：3.5%分布分布 規律規律

30、全球：從南北半球的海區向全球：從南北半球的海區向 低緯度和高緯度低緯度和高緯度_副熱帶副熱帶遞減遞減局部海區局部海區最高：最高：紅海紅海最低：最低：波羅的海波羅的海影響影響因素因素氣候氣候蒸發量降水量，鹽度蒸發量降水量，鹽度高高蒸發量降水量，鹽度蒸發量降水量，鹽度低低洋流洋流（同緯度）（同緯度）流經過海區鹽度高流經過海區鹽度高流經過海區鹽度低流經過海區鹽度低暖暖寒寒徑流徑流有淡水匯入的海區鹽度有淡水匯入的海區鹽度低低無淡水匯入的海區鹽度無淡水匯入的海區鹽度高高50152iiiKaSK15是在“一個標準大氣壓力”下，溫度15時，海水樣品的電導率與標準kcl溶液的電導率之比。一般情況，不絕對3、海

31、水的密度 海水的密度是指單位提交海水的質量。水平方向上，海水密度隨緯度增高而增大，等密度線大致與緯線平行。垂直方向上，海水的密度隨深度增大向下遞增，但大約從1500m深度開始，密度隨深度的變化越來越小，在深層，海水的密度幾乎不再隨深度增加而變化。3、海水的主要熱性質（1）熱容和比熱容海水溫度升高1K（或1）時所吸收的熱量稱為熱容；單位質量海水的熱容稱為比熱容。1m3海水降低1放出的熱量可使3100m3的空氣升高1。地球表面71%為海上覆蓋，海洋溫度變化對氣候具有重要影響。（2）熱膨脹在海上溫度高于最大密度溫度時，若再吸收熱量，除增加其內能使溫度升高外，還會發生體積膨脹，其相對變化率稱為海水的膨

32、脹系數。即當溫度升高1k（或1）時，單位體積海水的增量。海水熱膨脹系數比純水大，且隨溫度、鹽度和壓力的增大而增大；在大氣壓力下，低溫、低鹽海水的熱膨脹系數為負值，說明當溫度升高時海水收縮。熱膨脹系數從正值轉為負值時所對應的溫度，就是海水最大密度的溫度tp（max），它也是鹽度的函數，隨海水鹽度的增大而降低。（3）熱傳導相鄰海水溫度不同時，由于海水分子或海水塊體的交換，會使熱量由高溫向低溫處轉移，這就是熱傳導。單位時間通過某一截面的熱量，稱為熱流率，單位為“瓦特”。5、海水的主要力學性質（1）海水的粘滯性 當相鄰兩層海水作相對運動時，由于分子的不規則運動或者海水塊體的隨機運動（湍流），在兩層海水

33、之間便有動量傳遞，從而產生切應力。（2）海水的表面張力 在液體自由表面上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由表面趨向最小，這就是表面張力。二、海洋的組成基于地理位置及水文特征差異，從區域范圍上可分為洋、海、海灣、海峽等。1、洋 洋是世界大洋的中心部分和主體部分，它遠離大陸，深度大、面積廣，不受大陸影響，具有較穩定的理化性質和獨立的潮汐系統以及強大洋流系統的水域。2、海 海是靠近大陸，深度淺（一般在兩三千米之內），面積小，兼受洋、陸影響，具有不穩定的理化性質，潮汐現象明顯，并具有獨立海流系統的水域。 海分為地中海地中海（陸間海和內陸海）和邊緣海邊緣海。 陸間海陸間海是介于兩個以上大陸之間，

34、并有海峽與相鄰海洋相通的水域，一般深度較大，如亞歐非大陸之間的地中海；內陸海內陸海是深入大陸內部，海洋狀況受大陸影響顯著，海的個性很強，如黑海、紅海等。 邊緣海邊緣海是位于大陸邊緣的水域，一部分以大陸為界，另一部分以島嶼、半島、群島與大洋分開。與大洋的水交換比較自由。3、海灣 海灣是海洋伸入大陸的部分，其水域的深度和寬度向大陸方向逐漸減小。一般以入口處海角之間的連線或灣口處的等深線作為洋或海的分界線。4、海峽 海峽是連通海洋與海洋之間狹窄的天然水道。墨西哥灣三、海洋形態結構根據海底地貌基本形態特征，可分為大陸邊緣、大洋盆地、洋中脊三個單元。1、大陸邊緣（約占海洋總面積22%） 一般包括大陸架、

35、大陸坡和大陸基（大陸?。?。 大陸架大陸架（大陸淺灘）是毗連大陸的淺水區域和坡度平緩區域，是大陸在海面以下的自然延續部分，通常取200m等深線為大陸架外緣。 大陸坡和大陸基構成了由大陸向大洋盆地的過渡帶。大陸坡大陸坡占據這一過渡帶的上部，水深200-3000m的區域，坡度較陡。大陸基大陸基大部分位于3000-4000m等深線之間，坡度較緩。2、大洋盆地 大洋盆地是時間海洋中面積最大的地貌單元，其深度大致介于4000-6000m之間，占時間海洋總面積45%左右。3、大洋中脊 洋中脊或中央海嶺是世界大洋中最宏偉的地貌單元。約占海洋面積的32.7%。4、海溝 海溝主要分布在大陸邊緣與大洋盆地交接處，是

36、海洋中最深區域，深度一般超過6000m。四、海洋對地理環境的影響1、海洋本身構成了地理環境的基本要素之一2、海洋借助自己與大氣的物質和能量交換過程，間接影響氣候和受氣候影響的各種自然現象3、海洋中運動著的水體-洋流與氣候的關系非常密切五、海平面變化全球海平面變化指全球平均海平面的升降值。原因如下：大洋盆地容積的變化，主要由構造作用引起；大洋水體積變化，主要是冰川的推進與收縮作用引起；大洋物質分布的變化引起的洋面變化；動力作用，如氣象、水文、引力的變化引起的海平面變化。六、海洋荒漠化問題海洋荒漠化是指在人為作用下海洋（及其沿海地區）生產力衰退的過程，即海洋向著不利于人類的方向發展。我國海洋荒漠化

37、的具體表現：沿海灘涂濕地面積大規模縮小；紅樹林的破壞；珊瑚礁的破壞；海洋生物資源開發過度；海洋環境污染。 第四節 陸地地表水一、陸地表面水的組成與結構1、陸地表面水的組成 q89是以固態冰川的水體形式分布在南極大陸；q其余6大洲地表水占全球 的11；q這11中有10.16是冰 川水體；q除南極洲外，陸地表面 總水量中2、陸地表面水的結構冰川、湖泊、沼澤及河流在水循環系統中的功能：q河水是地表唯一的暢流液態水，其更新周期短、 活力強，在水循環過程中上接大氣水、下通地下 水、最后聯結海水，是主干子系統；q冰川是地表最大水體，水循環活力最弱，更新周 期山岳冰川為1600年，極地冰蓋9700年，起儲存

38、 和補給的作用；q湖泊與沼澤是地表洼地的滯流水體，水循環活力 較弱，其更新周期約17年，起傳遞調蓄的作用。二、河流1、河流、流域(drainage area)和水系(water system )q河流：向某一方向傾斜并有穩定水流的線狀凹槽q流域：一條河流的集水區域。q水系：在流域內大小河流構成脈絡相通的系統。水系特征：河流長度、河網密度、平面結構我國主要河流概況：名稱 長度 流域面積(萬km2 ) 平均年徑流量(億m3 )長江 6300 180.85 9755黑龍江 4440 1.85.5 3550珠江 2214 45.4 3360雅魯藏布江2900 93.5 1654淮河 1000 45.6

39、 1054松花江 2309 55.68 742黃河 5464 75.2 592長江黃河珠江淮河黑龍江遼河雅魯藏布江長江流域圖黃河流域圖珠江流域圖三、湖泊概念：陸地表面具有一定規模的天然洼地蓄水體系 。1、湖泊的分類（1）按湖盆的成因分q構造湖 由于地殼的構造運動（斷裂、斷層、地塹等）所產生的凹陷形成。特點：湖岸平直、狹長、陡峻，深度大。例：貝加爾湖、坦噶尼喀湖、洱海等。貝加爾湖洱海q火口湖 火山噴發停止后，火山口成為積水的湖盆。特點：外形近圓形或馬蹄形，深度較大。例：太白山上的天池。q堰塞湖 熔巖堰塞湖：火山爆發熔巖流阻塞河道形成，如、五大連池等； 山崩堰塞湖：地震、山崩引起河道阻塞所致。如岷

40、江上的大小海子（1932年地震山崩形成的）。太白山天池牡丹江鏡泊湖牡丹江鏡泊湖 位于牡丹江市寧安縣境內，大約在一萬年以前，由于火山爆發熔巖堵塞了牡丹江河道堰塞而成。q河成湖 由于河流的改道、截彎取直、淤積等，使原河道變成了湖盆。特點：彎月形或牛軛形，又稱牛軛湖，水一般較淺。q風成湖 由于風蝕洼地積水而成。特點：多分布在干旱或半干旱地區，湖水較淺，礦 化度較高。例：內蒙古的湖泊牛軛湖牛軛湖q冰成湖 由冰川的刨蝕或堆積作用形成的湖泊、即冰蝕湖與冰磧湖。例：芬蘭、瑞典、北美洲及我國西藏的湖泊。q海成湖 在淺海、海灣、及河口三角洲地區，由于沿岸流的沉積、使沙嘴、沙洲不斷發展延伸，最后封閉海灣部分地區形

41、成湖泊，這種湖泊又稱磧湖。例：杭州的西湖。q溶蝕湖 由于地表水及地下水溶蝕了可溶性巖層所致。例：貴州的草海（2）按湖水補排情況分q吞吐湖 既有河水注入，又有流出。q閉口湖 只有入湖河流，沒有出湖水流例：羅布泊（3）按湖水與海洋溝通情況分q外流湖：湖水能通過出流河匯入大海。q內陸湖：與海隔絕（4）按湖水礦化度分q淡水湖：礦化度小于1克/升；q微咸水湖：礦化度在124克/升之間；q咸水湖：礦化度在2435克/升之間；q鹽水湖：礦化度大于35克/升。外流湖多為淡水湖，內陸湖則多為咸水湖、鹽水湖。（5）按湖水營養物質分q貧營養湖q中營養湖q富營養湖2、湖泊水庫的調蓄作用q水庫的調節 運用水庫蓄容徑流的

42、能力來抬高水位，集中落差，并在時程上、地區上重新分配的過程。 水庫的防洪、灌溉、發電及航運等效益，均建力在水庫調節能力的基礎上。q湖泊的調蓄作用 分蓄江河洪水，降低于流河段的洪峰流量，滯緩洪峰發生的時間，發揮調蓄作用。如洞庭湖 。3、湖泊的演化 湖泊有其發生、發展與消亡的過程。q湖盆的演化 湖岸的變形 湖岸在波浪的沖擊作用下發生崩塌變形，由彎曲變為平直 。 湖底的沉積 湖底的演化主要是由湖底的沉積作用引起的。 湖底沉積物來源主要有外界輸入的泥沙河湖岸崩塌的產物。 演化的結果是湖泊由深變淺、由大變小、湖底由凹凸變為平坦。如洞庭湖。洞庭湖 是我國第二大淡水湖,現有水域2691平方公里，最大水深10

43、.5米，最大容積200余億立方米。是調蓄長江中游干、支流洪水的重要的天然水庫。返返返返返返回回回回回回q湖水的演化 湖水的演化是指湖水化學性質的改變。 自然因素 由于氣候的變化，使水的礦化度變化。這種過程是非常緩慢的。 人為因素 是指工業廢水、農田灌溉用水的排入，也會引起湖水性質的改變、演化。q湖中生物的演化 湖盆及水質的變化，必然使湖泊生物群落的組成結構、生物的種類、個數也相應發生變化。演化過程：湖盆變淺草向湖心擴展植物露出水面沼澤四、沼澤1、概述概念：地表土壤層水過飽和的地段。q全球沼澤 全球沼澤面積約占陸地面積的0.8，除南極外各地均有沼澤分布，在北半球的森林帶、凍原帶分布最為廣泛。 地

44、球上最大的泥炭沼澤區在西西伯利亞，南北800Km，東西1800Km,堆積了地球全部泥炭的40。q我國沼澤 我國沼澤占全國陸地面積1.15，總面積約11萬平方公里，主要分布在四川的若爾蓋高原、三江平原等地。2、沼澤的基本特征q地表經常過濕或有薄層積水；q其上生長濕生植物或沼生植物；q有泥炭積累或無泥炭積累，但有潛育層存在。3、沼澤類型 按沼澤土壤中水的來源：q低位沼澤 由地表水或地下水補給，又叫富營養沼澤；q中位沼澤 由雨水與地表水混合補給，又叫中營養沼澤；q高位沼澤 由雨水補給而營養貧乏，又叫寡營養沼澤。4、沼澤的形成q沼澤形成的自然條件 地勢低平、排水不暢、蒸發量小于降水量，地表組成物質粘重

45、不易滲透。 所以沼澤主要分布在冷溫或溫濕地帶。q水體沼澤化 海濱沼澤化 湖泊沼澤化 淺湖沼澤化 深湖沼澤化 河流沼澤化深湖沼澤化 水中長根莖漂浮植物的根莖交織在一起形成“浮毯”，由風或水流帶入湖中的植物種子在浮毯上生長。植物的殘體累積在浮毯上形成泥炭，下部的植物殘體沉入湖底，形成泥炭層。隨著時間的推移，由于上、下部泥炭層的擴大和加厚，湖泊轉化為沼澤。淺湖沼澤化 水生植物不斷生長與死亡，沉入湖底的植物殘體在缺氧的條件下，未經充分分解便堆積于湖底，變成了泥炭，再加上泥沙的淤積，使湖面逐漸縮小，水深變淺，水生植物不斷地從湖岸向湖心發展，最后整個湖泊就變成了沼澤。q陸地沼澤化q 森林沼澤化q 草甸沼澤

46、化森林沼澤化 在寒帶和寒溫帶茂密的針葉林區，森林阻擋了陽光和風，枯枝落葉層減小了地面蒸發、攔蓄了部分地面徑流，如土壤底層不易透水，就會使土壤過濕，引起森林退化，使適合這種環境的草類、蘚類植物生長，從而森林逐漸演變成沼澤。 此外，森林采伐和火燒，可使土壤表層變緊，減少水分蒸騰，使土壤表層過濕，為沼澤植物生長創造條件，因而在采伐和火燒跡地上易引起沼澤化。草甸沼澤化 發生在地勢低平、排水不暢的地方。 疏叢草逐漸被密叢草所代替，植物殘體在水不易流通的環境里，因分解不充分而轉化為泥炭，草甸植被逐漸為沼澤植被所代替，草甸轉化為沼澤。五、冰川1、概述概念：地表固態降水的積累與演化，形成能自行流動的天然冰體。

47、q地表冰川總面積1620萬Km ，占世界陸地面積11；q總儲水量2406萬Km ，占地表淡水總量的68.7;q全世界的冰川每年消融總水量3000 Km ，相當于 全世界河槽總儲水量的3倍。因此，冰川的積累和消融，積極參與了水圈的水循環。22、我國冰川q我國冰川主要分布在西部高山地帶；q總面積約為58650 Km ，占亞洲冰川總面積的一半還多；q分布于內流河區的占60，外流河區的占40；q昆侖山 冰川面積最大，占20.6；喜馬拉雅山 次之， 占19.6；天山 第三， 占18.7這三大山系就占全國冰川總面積的60左右。返回返回返回3、冰川的形成 成冰過程可以分為三個階段:q雪的沉積q粒雪化q成冰作

48、用 粒雪變成冰的成冰作用，按其變質性質分為： q冷型成冰q暖型成冰冷型成冰 在低溫干燥的環境下，巨厚的粒雪層對下部的雪層施加巨大的壓力，促使粒雪進行重結晶，形成冰川冰。這種成冰過程沒有融水滲浸，為重結晶成冰過程。暖型成冰 當氣溫接近0時，冰雪消融下滲產生凍結。我國冰川主要是暖型成冰。4、冰川的類型q按冰川形態和運動特性分大陸冰蓋山岳冰川q按冰川發育的水熱條件和物理性質分大陸型冰川海洋型冰川大陸冰蓋 也叫大陸冰川，是補給區占優勢的冰川。特點：面積大，冰層巨厚，分布不受下伏地形的限 制，冰川呈盾形，中部最高。 大陸冰蓋主要分布在南極和格陵蘭島，總面積約1465萬Km ，占全球冰川面積的97，冰蓋厚

49、達數千米，掩蓋了南極大陸和格陵蘭的真面目。山岳冰川 也稱山地冰川，運動占優勢、積累與消融大致平衡。一般散布于高山，規模與厚度遠不及大陸冰蓋。其運動基本上受下伏地形控制，以重力流方式向下滑動。 山岳冰川主要分布在歐亞大陸和南、北美大陸的高山區。q山岳冰川 冰川表面氣溫比無冰川覆蓋的山地低，但濕度卻高得多，水汽易飽和，有利于產生降水。所以山區降水的垂直分布在高山冰川帶最大。 冰雪覆蓋的山頭是個冷中心，能形成穩定的下沉氣流，它緊貼冰川表面吹向下游，形成“冰川風”。大陸型冰川 又稱冷冰川，以滲浸凍結成冰作用為主。特點：q補給少；q溫度低；q雪線高，比海洋型冰川可高出1000米；q消融弱，尾端進退幅度較

50、?。籷運動速度緩慢，一般年運動約3050米。海洋型冰川 又稱暖冰川，成冰過程以暖滲浸重結晶成冰作用為主。特點：q補給充分；q冰川溫度較高，10米深處的冰溫接近0；q運動速度快，年運動約100米以上；q雪線分布低，冰面消融強度大，q進退變化幅度也大，故冰蝕作用明顯。5、冰川在地球環境中的意義q冰川對大氣的影響q冰川與海洋的相變轉換冰川對大氣的影響q南極冰蓋 南極冰蓋使南極地區形成穩定的高壓中心，強大的冷高壓使南極地面的盛行南風和東南風，以致有“風極”之稱。 同時穩定的冷高壓使氣旋很難深入南極大陸，故在南極中心部分年降水量僅約數十毫米，與撒哈拉沙漠差不多。冰川與海洋的相變轉換q地球氣候轉冷時，水從海洋轉移到冰川上儲存起 來，冰川規模增大，導致海面降低；q地球氣候轉暖時