自然地理學(xué)-冰川

第五章水文

第五節(jié)冰川1編輯ppt

冰川是陸地上由終年積雪積累演化而成，是具可塑性、能緩慢自行流動(dòng)的天然冰體?，F(xiàn)代冰川覆蓋的總面積達(dá)1622.75萬km2，占陸地總面積約10.9％，其中南極和格陵蘭島面積占1465km2,我國冰川面積4.4km2,全球冰川總儲(chǔ)量為2406.4萬km3，約占地表淡水資源總量的68.96％，其中約99％分布在兩極地區(qū)，是地球上重要的水體之一。冰川2編輯ppt新西蘭冰川天山1號(hào)冰川

3編輯ppt一、終年積雪和雪線

高緯和高山地區(qū)，氣候寒冷，年平均氣溫常在0℃以下，因此，降落的固體降水（雪）不能在一年內(nèi)全部融化，而是長年積累，這種地區(qū)一般稱為雪原(snowfield)（或終年積雪區(qū)、萬年積雪區(qū)）。終年積雪區(qū)的下部界限，稱為雪線(snowline)（也稱平衡線）。雪線不是幾何學(xué)上的“線”，而是一個(gè)帶。在這個(gè)帶內(nèi)，年平均固體降水量恰好等于年融化量和蒸發(fā)量。雪線以上年平均降水量超過年融化量和蒸發(fā)量，固體降水才能不斷積累，形成終年積雪；雪線以下，正好相反，不能形成終年積雪。4編輯ppt西藏雪線5編輯ppt雪線6編輯ppt雪線控制著冰川的發(fā)育和分布，只有山地海拔超過該地雪線的高度，才會(huì)有固體降水的積累，才能成為終年積雪和形成冰川。雪線的高度受氣溫的支配，但降水量和地形也有影響。

首先，雪線的高度與氣溫成正比，溫度越高雪線也越高，溫度低雪線也低。一般氣溫由赤道向兩極降低。所以雪線的高度也從赤道向兩極減低。如赤道非洲雪線為5700－6000m，阿爾卑斯山為2400-3200m，挪威在1500m左右，北極圈內(nèi)則雪線已低達(dá)海平面附近。其次，雪線的高度與降水（雪）量成反比，降水（雪）量越多，雪線越低；降水（雪）量越小，雪線越高，根據(jù)緯度因素，赤道附近雪線應(yīng)是最高，事實(shí)上，雪線位置最高的地方，不在赤道附近，而在副熱帶高壓帶（如圖示）。這是因?yàn)楦睙釒Ц邏簬Ы邓ㄑ┝勘瘸嗟栏浇僭斐傻摹?編輯ppt8編輯ppt再次，雪線高度也受地形影響。其影響有二個(gè)方面：一是坡度影響，陡坡上固體降水不易積存，雪線較高；緩坡或平坦地區(qū)降雪容易積聚，雪線較低。二是坡向影響，在北半球雪線在南坡比北坡高，西坡較東坡高，這是因?yàn)槟掀潞臀髌氯照蛰^強(qiáng)，冰雪耗損較大，因而雪線較高。不過，有些高大的山地，對(duì)氣流產(chǎn)生阻擋，而影響降水的變化，也影響了雪線的高度，如喜馬拉雅山南坡是向風(fēng)坡降水量豐沛，雪線在4000m，而北坡卻高達(dá)5800m以上。

9編輯ppt二、冰川的形成

冰川是由積雪轉(zhuǎn)化而成的。初降的雪花為羽毛狀、片狀和多角狀的結(jié)晶體，密度只有0.085g/L；雪花落地后，先變成粒雪，再經(jīng)過成冰作用，變?yōu)槊芏冗_(dá)0.9g/L的冰川冰。由粒雪轉(zhuǎn)變?yōu)楸ū袃煞N方式：雪花雪花10編輯ppt

在低溫干燥的環(huán)境，積雪不斷增厚的情況下，下部雪層受到上部雪層的重壓，進(jìn)行塑性變形，排出空氣，從而增大了密度，使粒雪緊密起來，形成重結(jié)晶的冰川冰。在冷型成冰過程中，粒雪成冰只靠重力形成重結(jié)晶，因而所成的冰川冰密度小。氣泡多，成冰過程時(shí)間長。如南極大陸冰川中央，埋深2000多米，成冰需時(shí)近千年。這種依賴壓力的成冰過程稱冷型成冰（或壓力成冰）作用。而隨著氣泡的減少，冰從白色逐步變?yōu)樘m色。（l）冷型成冰作用11編輯ppt覆蓋地面的粒雪層，在太陽照射下，氣溫較高接近0℃時(shí)，冰雪消融活躍，部分水分子由于升華作用，附著在另外冰粒上，部分融水下滲附著于粒雪表面，經(jīng)過凍結(jié)再次結(jié)晶。這樣，冰粒體積不斷增大，在一個(gè)季節(jié)里，雪花即可轉(zhuǎn)變成粒雪冰。粒雪冰積累增厚，下部受到壓縮，排出粒間空氣，冰粒融合結(jié)晶在一起，形成少空隙、密度達(dá)0.90-0.96之間、完全透明的天藍(lán)色的冰川冰。這種依賴太陽輻射熱力條件的成冰過程稱暖型成冰作用。暖型成冰作用實(shí)際上是一個(gè)升華-凝華或重結(jié)晶過程。（2）暖型成冰作用

12編輯ppt三、冰川的運(yùn)動(dòng)

通?，F(xiàn)代冰川包括積雪區(qū)和消融區(qū)兩部分。積雪區(qū)即冰川的上游部分，是冰雪積累和冰川冰的形成地區(qū)，其降雪量大于消融量；消融區(qū)即冰川的下游部分，在冬季有雪和粒雪冰的堆積，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于積雪量。

冰川的運(yùn)動(dòng)取決于整個(gè)冰川的補(bǔ)給和消融的對(duì)比。冰川的年補(bǔ)給量大于年消融量時(shí)，冰川厚度增加，流速增大，冰川呈前進(jìn)狀態(tài)；相反，當(dāng)冰川年補(bǔ)給量小于年消融量時(shí)，冰川厚度變薄，流速減慢，呈衰退狀態(tài)；如果年補(bǔ)給量等于消融量時(shí)，則出現(xiàn)暫時(shí)的穩(wěn)定平衡狀態(tài)。冰川的前進(jìn)、衰退和暫時(shí)的穩(wěn)定都是在運(yùn)動(dòng)過程中進(jìn)行的。13編輯ppt冰川的流動(dòng)具有如下特點(diǎn)：

1．不同冰川的流動(dòng)速度是不一樣的，山岳冰川的表面流速一般是每年數(shù)十米至數(shù)百米，降水充分的喜馬拉雅山南坡諸川中，曾測(cè)得流速最快者達(dá)700—1300米/年。阿爾卑斯山降雪較多，其山谷冰川流速達(dá)80—150米/年。降雪少的地區(qū)，冰層薄，冰川流速慢，如天山、昆侖山、祁連山的冰川，流速為幾十米/年。2．同一冰川不同部位，其流速也有不同，如我國祁連山的七一冰川，1958年7月16—1959年7月16日一年間，冰川兩側(cè)流動(dòng)了8米，但中間地帶流動(dòng)了16米。此外，由于冰川與冰床之間的摩擦阻力，使冰川下部流速較中部和上部慢。

14編輯ppt3．大陸冰川比山岳冰川流動(dòng)慢（為什么？）?？傊ㄟ\(yùn)動(dòng)的速度比河流緩慢得多，一般來說，冰川的流速只有河流的幾萬分之一，是不能用肉眼覺察到的。此外，冰川運(yùn)動(dòng)的速度因受冰川部位、厚度和地形坡度影響而不同。冰川的底部和兩側(cè)因與冰床摩擦，流速較慢；冰川的中部和上部因阻力小，流速較快；冰川在雪線的部分，因厚度大，冰體溫度較高，可塑性增強(qiáng)，故運(yùn)動(dòng)速度快于其他部分；在坡度影響下，冰川在陡坡流速大于緩坡。冰川的運(yùn)動(dòng)具有顯著侵蝕地面的作用和巨大的搬運(yùn)、堆積能力。15編輯ppt四、冰川的類型現(xiàn)代冰川由于發(fā)育條件和演化階段的不同，因而規(guī)模相差很大，類型多種多樣。根據(jù)冰川的形態(tài)、規(guī)模和發(fā)育條件，現(xiàn)代冰川可分為兩個(gè)基本類型：山岳冰川和大陸冰川。（一）山岳冰川山岳冰川又稱山地冰川。它發(fā)育在中、低緯度的高山地區(qū)。其特點(diǎn)是：冰川面積小，厚度薄，受下伏地形限制，形狀與冰床起伏相適應(yīng)。根據(jù)它的形態(tài)、發(fā)育階段和地貌條件，又可進(jìn)一步分為：（l）懸冰川它是山岳冰川中數(shù)量最多的一種。因短小的冰舌懸掛在山坡上，故稱懸冰川；常因下端崩落而產(chǎn)生冰崩。冰體厚度陸，規(guī)模小，面積一般不超過1km2。16編輯ppt山岳冰川17編輯ppt懸冰川18編輯ppt（2）冰斗冰川是中等規(guī)模的山岳冰川，因其原地為得斗狀聚冰盆而得名。冰斗的規(guī)模，面積大的可達(dá)10km以上，小的不足1km2。冰斗口朝向山坡下方，冰體從冰斗口溢出，形成短小的冰舌。云南永寧冰川的冰斗

19編輯ppt廬山大月山冰斗20編輯ppt（3）山谷冰川

是山岳冰川中規(guī)模最大的一種，有長大冰舌伸向山谷底部，循谷流動(dòng)，像冰凍了的河流一樣，這種冰川稱為山谷冰川。厚度可達(dá)數(shù)百米，長度數(shù)公里至數(shù)十公里以上。有明顯的積雪區(qū)和消融區(qū)，與之對(duì)應(yīng)的是有粒雪盆和長大的冰舌。山谷冰川在流動(dòng)過程中，沿途可有分支冰川匯人，因而山谷冰川又可分為單式山谷冰川、復(fù)式山谷冰川和樹枝狀山谷冰川等。一條較大山谷冰川或多條山谷冰川流至山麓地帶，擴(kuò)展或匯合成一片寬廣冰體的，叫山麓冰川。

21編輯ppt山谷冰川22編輯ppt天山一號(hào)冰川23編輯ppt（二）大陸冰川是發(fā)育在南極大陸和格陵蘭島的冰川。它的面積最廣，達(dá)1528．24萬平方公里，約為現(xiàn)代冰川覆蓋面積的97％。其厚度達(dá)數(shù)千米，如南極大陸冰川最厚處達(dá)4267m。大陸冰川表面呈凸起的盾狀，中間厚邊緣薄。中央是積雪區(qū)，邊緣為消融區(qū)，冰川在自身巨大厚度所產(chǎn)生的壓力作用下，運(yùn)動(dòng)方向自中央向四周輻射。大陸冰川不受下伏地形的控制，它常淹沒規(guī)模宏大的山脈，只有極少數(shù)山峰在冰面上出露，形成冰原島山。當(dāng)冰川末端巨大冰塊注入海洋，被帶到未凍結(jié)的海域時(shí)，就成為冰山。目前，地球上的冰川處于其演化過程的退化階段。它表現(xiàn)在冰川規(guī)模不斷縮小，大陸冰川向山岳冰川演化，下伏地形對(duì)冰川的控制增加，使原來相互結(jié)合的冰川系統(tǒng)，開始分離為山谷冰川、冰斗冰川和懸冰川。

24編輯ppt南極大陸冰川25編輯ppt五、冰川對(duì)自然地理環(huán)境的影響冰川對(duì)自然地理環(huán)境的影響是顯著的、多方面的。1.冰川是構(gòu)成兩極地區(qū)和中低緯高山地區(qū)自然地理環(huán)境的一個(gè)要素，它形成獨(dú)特的冰川地理景觀。也就是說，陸地總面積的近11％是由冰川景觀構(gòu)成的。

2.現(xiàn)代冰川的總儲(chǔ)水量，僅次于海洋。如果這些冰川全部融化，海平面將升高60余米，約占陸地面積1％的地方會(huì)被淹沒?？梢姡ㄔ诒３值厍蛏鷳B(tài)平衡方面所起的作用是重要的。

26編輯ppt3.冰川發(fā)源于雪線以上，雪線高度是山地水熱組合的綜合反映，它是垂直帶譜中的一條重要界線，對(duì)垂直地帶的結(jié)構(gòu)有重要影響。4.目前，全世界冰川每年消融補(bǔ)給河流的總水量達(dá)3000km3，幾乎等于全世界河槽儲(chǔ)水量的1．42倍。表明冰川的積累和消融，積極參與了地球的水分循環(huán)。冰川從積累區(qū)向消融區(qū)運(yùn)動(dòng)的結(jié)果，使長期處于固態(tài)的水轉(zhuǎn)化為液態(tài)水。在低溫而濕潤的年份，冰川融水受到抑制；而高溫干旱的年份，消融就加強(qiáng)，從而對(duì)河川徑流起到調(diào)節(jié)作用。27編輯ppt

5.冰川是氣候和地貌的產(chǎn)物，但冰川本身反過來對(duì)氣候和地貌產(chǎn)生強(qiáng)烈影響。如在同一高度，冰川表面的氣溫通常比非冰川表面的要低2℃左右，而濕度卻高得多；氣溫低、濕度大，水汽就容易飽和，有利于降水的形成，因而有冰川覆蓋的山區(qū)降水量要高于無冰川覆蓋的山區(qū)。大陸冰川對(duì)氣候影響的范圍要廣得多，如南極大陸冰川本身是一巨大“冷源”，在那里可形成穩(wěn)定的反氣旋，使南半球保持強(qiáng)勁和穩(wěn)定的極地東風(fēng)帶。作為特殊的下墊面，如果大陸冰川范圍進(jìn)一步擴(kuò)展或縮小，將會(huì)增強(qiáng)或減弱地球的反射率，進(jìn)而影響氣團(tuán)性質(zhì)和環(huán)流特征，引起氣候的變化。冰川對(duì)地貌的影響，在地貌一章中再進(jìn)行重點(diǎn)講述。

28編輯ppt6.

冰川推進(jìn)時(shí)，將毀滅它所覆蓋地區(qū)的植被，迫使動(dòng)物遷移，埋沒土壤，使上便形成過程中斷，自然地帶相應(yīng)向低緯度和低海拔地區(qū)移動(dòng)。冰川退縮時(shí)，植物和動(dòng)物分布區(qū)重新分配，土壤形成過程在新的基礎(chǔ)上發(fā)展，自然地帶相應(yīng)向高緯度和高海拔地區(qū)移動(dòng)。

29編輯ppt第六節(jié)海洋地球上廣大連續(xù)的咸水水體的總稱為海洋。地球上陸地全部為海洋所分開與包圍，所以陸地是斷開的，沒有統(tǒng)一的世界大陸；而海洋卻是連成一片，各大洋相互溝通，它們之間的物質(zhì)和能量可以充分地進(jìn)行交流，形成統(tǒng)一的世界大洋，使海洋具有連續(xù)性、廣大性，成為地球上水圈的主體。30編輯ppt31編輯ppt一、海水的理化性質(zhì)（一）海水的化學(xué)性質(zhì)

海洋是地球水圈的主體，是全球水循環(huán)的主要起點(diǎn)和歸宿，也是各大陸外流區(qū)的巖石風(fēng)化產(chǎn)物最終的聚集場(chǎng)所。海水的歷史可追溯到地殼形成的初期，在漫長的歲月里，由于地殼的變動(dòng)和廣泛的生物活動(dòng)，改變著海水的某些化學(xué)成分。

32編輯ppt33編輯ppt1．海水的化學(xué)組成

海水是一種成分復(fù)雜的混合溶液。它所包含的物質(zhì)可分為三類：①溶解物質(zhì)，包括各種鹽類、有機(jī)化合物和溶解氣體；②氣泡；③固體物質(zhì)，包括有機(jī)固體、無機(jī)固體和膠體顆粒。海洋總體積中，有96％－97％是水，3％－4％是溶解于水中的各種化學(xué)元素和其他物質(zhì)。

34編輯ppt目前海水中已發(fā)現(xiàn)80多種化學(xué)元素，但其含量差別很大。主要化學(xué)元素是氯、鈉、鎂、硫、鈣、鉀、溴、碳、銳、硼、硅、氟等12種（表5.5），含量約占全部海水化學(xué)元素總量的90.8％－90.9％，因此，被稱為海水的大量元素。其他元素在海洋中含量極少，都在1mg/L以下，稱為海水的微量元素。海水化學(xué)元素最大特點(diǎn)之一，是上述12種主要離子濃度之間的比例幾乎不變，因此稱為海水組成的恒定性。它對(duì)計(jì)算海水鹽度具有重要意義。溶解在海水中的元素絕大部分是以離子形式存在的。海水中主要的鹽類含量差別很大（表5.6）。由表5.6可知，氯化物含量最高，占88.6％，其次是硫酸鹽，占10.8％。

35編輯ppt36編輯ppt37編輯ppt

*海水中鹽分的來源，主要來自兩個(gè)方面：一是河流從大陸帶來。河流不斷地將其所溶解的鹽類輸送到海洋里，其成分雖與海水不同（表5．7）（海水中以氯化物為最多，河水則以碳酸鹽類占優(yōu)勢(shì)），但是，因?yàn)樘妓猁}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鹽構(gòu)成骨胳等、甲殼，當(dāng)這些生物死后，它們的外殼、骨胳等就沉積在海底，這么一來，使海水中的碳酸鹽大為減少。硫酸鹽的收支近于平衡，而氯化物消耗最少。由于長年累月生物作用的結(jié)果，就使海水中的鹽分與河水大不相同。二是海水中的氯和鈉由巖漿活動(dòng)中分離得來。這從海洋古地理研究和從古代巖鹽的沉積、以及最古老的海洋生物進(jìn)體都可證實(shí)古海水也是咸的。總之，這兩種來源是相輔相成的。

38編輯ppt39編輯ppt海水鹽度——是1000g海水中所含溶解的鹽類物質(zhì)的總量，叫鹽度（絕對(duì)鹽度）。

世界大洋鹽度的空間分布和時(shí)間變化，主要取決于影響海水鹽度的各自然環(huán)境因素和各種過程（降水、蒸發(fā)等）。這些因素在不同自然地理區(qū)所起的作用是不同的。在低緯區(qū)，降水、蒸發(fā)、洋流和海水的渦動(dòng)、對(duì)流混合起主要作用。降水大于蒸發(fā)，使海水沖淡、鹽度降低；蒸發(fā)大于降水，則鹽度升高。鹽度較高的洋流流經(jīng)一海區(qū)時(shí)，可使鹽度增加；反之，可使鹽度降低。在高緯區(qū)，除受上述因素影響外，結(jié)冰和田冰也能影響鹽度。在大陸沿岸海區(qū)，因河流的淡水注人可使鹽度降低。例如，我國長江口附近，在夏季因流量增加，使海水沖淡，鹽度值可降低到11.5×10-3左右。

2．海水的鹽度40編輯ppt世界大洋絕大部分海域表面鹽度變化在33×10-3～37×10-3之間。海洋表面鹽度分布規(guī)律為：①從亞熱帶海區(qū)向高低緯遞減，形成馬鞍形；②鹽度等值線大體與緯線平行，但寒暖流交匯處等值線密集，鹽度水平梯度增大；③大洋中的鹽度比近岸海區(qū)的鹽度高；④世界最高鹽度（＞40×10-3）在紅海，最低鹽度在波羅的海（3×10-3～10×10-3）。

大洋表層鹽度隨時(shí)間變化的幅度很小，一般日變幅不超過0.05×10-3，年變幅不超過2×10-3。只有大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，鹽度的年變福才比較大。

41編輯ppt42編輯ppt3．海水中的氣體

溶解于海水的氣體，以氧和二氧化碳較為重要。

當(dāng)海生植物茂盛，光合作用強(qiáng)烈時(shí)，水中的溶解氧含量多，二氧化碳少；當(dāng)生物殘?bào)w多、植物光合作用弱時(shí)，水中二氧化碳多，而氧含量少。當(dāng)水溫增高時(shí)，海水中的氧含量減少；當(dāng)水溫降低時(shí)，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當(dāng)多的二氧化碳，而且在微堿性環(huán)境中，海水中二氧化碳還可與鈣離子結(jié)合生成碳酸鈣沉淀。這樣，大氣中的二氧化碳就可以不斷地溶于海水中，故在海洋上或海岸邊，空氣總是十分清新的，海洋是自然界“二氧化碳的巨大調(diào)節(jié)器。

43編輯ppt（二）海水的物理性質(zhì)

海水的物理性質(zhì)主要包括溫度、密度、水色、透明度、海冰等?，F(xiàn)簡述于下：

1．海水溫度

海水主要是靠吸收太陽光能的輻射熱來增高溫度的。因此，海水溫度因時(shí)、因地而異。海面水溫的變化比陸地溫度的變化要小得多，不論日較差或年較差都很小。據(jù)觀察，海洋表面平均日較差一般不超過1℃，年較差則為l－17℃。陸地上氣溫的平均較差卻大得多，日較差最大可達(dá)50℃，年較差最大可達(dá)70-80m℃。

海水溫度由低緯向高緯減低的趨勢(shì)要較陸地緩慢得多。據(jù)觀察，海洋表面最低溫度是-2℃，最高溫度是36℃，溫度的絕對(duì)較差只有38℃。而在陸地上，溫度絕對(duì)較差可達(dá)100℃以上

。44編輯ppt世界大洋表面水溫分布具有如下規(guī)律：45編輯ppt（l）水溫從低緯向高緯遞減，等溫線大體呈帶狀分布。（2）北半球水溫（平均為19.2℃）較南半球水溫（平均為16℃）高。（3）水溫等溫線從低緯向高緯疏密相間，低、高緯等溫線較疏，緯度40～50℃地帶等溫線較密。（4）大洋東西兩惻，水溫分布有明顯差異，在低緯區(qū)，水溫西高東低；在高緯區(qū)，水溫則東高西低；在緯度40～50℃地帶，等溫線西密東疏。（5）夏季大洋表面水溫普遍高于冬季，可是水溫水平梯度冬季大于夏季。世界大洋表面水溫分布具有如下規(guī)律：46編輯ppt世界大洋水溫的垂直分布規(guī)律是：從海面向海底呈不均勻遞減的趨勢(shì)；在南北緯400之間，海水可分為表層暖水對(duì)流層和深層冷水平流層（圖5．31）。

47編輯ppt2．海水密度

海水密度是指單位體積內(nèi)所含海水的質(zhì)量，其單位是g/cm3,但習(xí)慣上使用的密度是指海水的比重，即是指一個(gè)大氣壓下，海水的密度與水溫在3.98℃時(shí)蒸餾水密度之比。因此在數(shù)值上密度和比重是相等的。海水的密度狀況，是決定海流運(yùn)動(dòng)的最重要因子之一。

海水的密度，是鹽度、水溫和壓力的函數(shù)。因此，海水密度可用產(chǎn)s,t,p來表示。

在現(xiàn)場(chǎng)溫度、鹽度和壓力條件下所測(cè)定的海水密度，稱為現(xiàn)場(chǎng)密度或當(dāng)場(chǎng)密度。當(dāng)大氣壓等于零時(shí)的密度，稱為條件密度，用s,t,0表示。

48編輯ppt海水的密度與溫度、鹽度和壓力的關(guān)系比較復(fù)雜。凡是影響海水溫度和鹽度變化的地理因素，都影響密度變化。雖然各大洋不同季節(jié)的密度在數(shù)值上有所變化，但其分布規(guī)律大體是相同的，即大洋表面密度隨緯度的增高而增大，等密度線大致與緯線平行。赤道地區(qū)由于溫度很高，降水多，鹽度較低，因而表面海水的密度很小，約1.02300。亞熱帶海區(qū)鹽度雖然很高，但那里的溫度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右。極地海區(qū)由于溫度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋的南極海區(qū)，密度均很大，可達(dá)1.02700以上。

因?yàn)楹Ｋ拿芏纫话愣即笥?，例如，1.01600,1.02814等，并精確到小數(shù)5位，為書寫的方便，可將密度數(shù)值減去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為1.02545時(shí)，s,t,p為25.4549編輯ppt在垂直方向上，海水的結(jié)構(gòu)總是穩(wěn)定的，密度向下遞增。在南北緯且已之間100m左右水層內(nèi)，密度最小，并且在50米以內(nèi)垂直梯度極小，幾乎沒有變化；50-100米深度上，密度垂直梯度最大，出現(xiàn)密度的突變層（躍層）。它對(duì)聲波有折射作用，潛艇在其下面航行或停留，不易被上部偵測(cè)發(fā)現(xiàn)，故有液體海底之稱。約從1500m開始，密度垂直梯度很??；在深層大于3000m，密度幾乎不隨深度而變化。

50編輯ppt3．水色所謂水色，是指自海面及海水中發(fā)出于海面外的光的顏色。它并不是太陽光線透人海水中的光的顏色，也不是日常所說的海水的顏色。它取決于海水的光學(xué)性質(zhì)和光線的強(qiáng)弱，以及海水中懸浮質(zhì)和浮游生物的顏色，也與天空狀況和海底的底質(zhì)有關(guān)。由于水體對(duì)光有選擇吸收和散射的作用，即太陽光線中的紅、橙、黃等長光波易被水吸收而增溫，而藍(lán)、綠、青等短光波散射得最強(qiáng)，故海水多呈藍(lán)、綠色。水色常用水色計(jì)測(cè)定。水色計(jì)由21種顏色組成，由深藍(lán)到黃綠直到褐色，并以號(hào)碼l－21代表水色。號(hào)碼越小，水色越高；號(hào)碼越大，水色越低。

51編輯ppt4．海水的透明度

海水的透明度，是指海水的能見度。也是指海水清澈的程度。它表示水體透光的能力，但不是光線所能達(dá)到的絕對(duì)深度。它決定于光線強(qiáng)度和水中的懸浮物和浮游生物的多少。光線強(qiáng)，透明度大，反之則小。水色越高，透明度越大；水色越低，透明度越小。

透明度的測(cè)定：用一個(gè)直徑30cm的白色圓盤，垂直放到海水中，直到肉眼隱約可見圓盤為止，這時(shí)的深度，則為透明度。世界以大西洋中部的馬尾藻海透明度最大，達(dá)66.5m。我國南海為20－30m，黃海為l－2m。

52編輯ppt5．海冰53編輯ppt淡水的冰點(diǎn)為0℃，最大密度的溫度是4℃；而海水的冰點(diǎn)和最大密度的溫度都隨鹽度的增大而降低，但冰點(diǎn)降低較和緩。當(dāng)海水的鹽度大于24.695×10－3時(shí)，最大密度的溫度低于冰點(diǎn)溫度；而鹽度小于24.695×10－3時(shí)，最大密度的溫度高于冰點(diǎn)溫度；只有鹽度在24.695×10－3時(shí)，海水的最大密度的溫度才與冰點(diǎn)溫度相同，為－1.332℃（圖5．32）。

海水結(jié)冰較淡水困難。因大洋表面鹽度一般均大于24.695×10－3，故冰點(diǎn)更低；當(dāng)海面水溫達(dá)到冰點(diǎn)時(shí)，因密度增大形成對(duì)流，使下層溫度較高的海水上升，故較難結(jié)冰；當(dāng)整層海水達(dá)到冰點(diǎn)，海水結(jié)冰時(shí)，又要不斷的析出鹽分，使未結(jié)冰的海水鹽度增大，密度也增大，從而加強(qiáng)了對(duì)流和降低了冰點(diǎn)，阻礙海冰的進(jìn)一步增長。54編輯ppt55編輯ppt二、海水的運(yùn)動(dòng)

海水運(yùn)動(dòng)的形式主要是波浪、潮汐和洋流。（一）波浪

波浪就是海水質(zhì)點(diǎn)在它的平衡位置附近產(chǎn)生一種周期性的振動(dòng)運(yùn)動(dòng)和能量的傳播。

波浪運(yùn)動(dòng)只是波形的向前傳播，水質(zhì)點(diǎn)并沒有隨波前進(jìn)，這就是波浪運(yùn)動(dòng)的實(shí)質(zhì)。這是由于水質(zhì)點(diǎn)同時(shí)受到動(dòng)力和復(fù)原力這兩個(gè)互相垂直的力共同作用的結(jié)果。56編輯ppt動(dòng)力，如風(fēng)力、潮汐、地震或局部大氣壓力的變動(dòng)等，使水質(zhì)點(diǎn)產(chǎn)生水平位移。

復(fù)原力（物理學(xué)稱為彈性力），如重力、水壓力和表面張力等，使水質(zhì)點(diǎn)恢復(fù)原位。

因此，水質(zhì)點(diǎn)在動(dòng)力的作用下產(chǎn)生水平位移的同時(shí)，受復(fù)原力的作用有恢復(fù)原位的趨勢(shì)而產(chǎn)生垂直運(yùn)動(dòng)，這樣水質(zhì)點(diǎn)便沿著上述兩個(gè)力的合力方向運(yùn)動(dòng)的結(jié)果，便在它的平衡位置附近產(chǎn)生了一種周期性的圓周運(yùn)動(dòng)。而運(yùn)動(dòng)著的水質(zhì)點(diǎn)又將它所獲得的能量依次相傳，于是連續(xù)的“能流”就隨波前進(jìn)。故波浪只是形狀的前進(jìn)，水質(zhì)點(diǎn)并沒有隨波前進(jìn)。

57編輯ppt1．波浪要素——波浪的基本要素有：波峰、波頂、波谷、波底、波高、波長、周期、波速、波向線和波峰線等

波峰是靜水面以上的波浪部分。波頂是波峰的最高點(diǎn)。波谷是靜水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低點(diǎn)。波高h(yuǎn)，是波頂與波底之間的垂直距離。波長，是相鄰波頂（或波底）間的水平距離。周期，是相鄰波頂（或波底）經(jīng)空間同一點(diǎn)所需要的時(shí)間。波速c，是波形移動(dòng)的速度，即。波峰線，是指垂直波浪傳播方向上各波頂?shù)倪B線。波向線，是指波動(dòng)傳播的方向

。58編輯ppt59編輯ppt1.波浪分類

波浪的種類很多，這里介紹幾種主要的分類方法：（l）按成因分類風(fēng)浪和涌浪：在風(fēng)力的直接作用下形成的波浪，稱為風(fēng)浪；當(dāng)風(fēng)停止，或當(dāng)波浪離開風(fēng)區(qū)時(shí)，這時(shí)的波浪便稱為涌浪。兩者的性質(zhì)、波形、波高、波長、波速等都不同。風(fēng)浪的性質(zhì)屬于強(qiáng)制波，其波形的輪廓和余擺線差別大，波峰尖陡，波谷平廣，海面凹凸不平，此起皮伏；其波高較高，波長較短；波速較慢，最大僅達(dá)40－50km/h。而涌浪的性質(zhì)是屬于自由波，其波形的輪廓和余擺線較接近，波峰測(cè)滑，海面較規(guī)則，波浪呈一排排的樣子，其波高較矮，波長較長(可達(dá)500m至600m，甚至800m以上)，波速較快，每小時(shí)能達(dá)100多km，發(fā)可以比風(fēng)速大，可利用它來預(yù)報(bào)臺(tái)風(fēng)或風(fēng)暴。

60編輯ppt內(nèi)波：發(fā)生在海水的內(nèi)部，由兩種密度不同的海水作相對(duì)運(yùn)動(dòng)而引起的波動(dòng)現(xiàn)象。潮波：海水在引潮力作用下產(chǎn)生的波浪。

61編輯ppt海嘯：由火山、地震或風(fēng)暴等引起的巨浪。62編輯ppt（2）按水深分類按水深相對(duì)波長大小可分為深水波和淺水波。

深水波：是水深相對(duì)波長很大的波。這種波動(dòng)主要集中在海面以下一個(gè)較薄的水層勺，又稱為表面波或短波。淺水波：是水深相對(duì)波長很小的波，又稱為長波。（3）按波形的傳播性質(zhì)分類

前進(jìn)波：波形不斷地向前傳播的波浪，稱前進(jìn)波或進(jìn)行波。

駐波：波形不向前傳播，只是波峰和波谷在固定點(diǎn)不斷地升降交替著的波浪，稱駐波。

63編輯ppt3．余擺線波（正弦波）

早在1802年捷克學(xué)者格爾斯特納（Gerstner）就提出了波浪的余擺線理論。海洋中的波浪按所及水深和水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)規(guī)律，可分深水波與淺水波。其臨界水深為H=/2（即：水深為波長1/2），故余擺線理論又可分深水波和淺水波二種。64編輯ppt（l）深水波的余擺線理論

深水波余擺線理論是從以下幾個(gè)假定條件出發(fā)的：①海是無限深廣的；②海水是由許多水質(zhì)點(diǎn)組成的，它們之間沒有內(nèi)摩擦力存在；③參加波動(dòng)的一切水質(zhì)點(diǎn)均作圓周軌跡運(yùn)動(dòng)，并且當(dāng)水質(zhì)點(diǎn)作圓周軌跡運(yùn)動(dòng)時(shí)，在水平方向上，它們的半徑相等，在垂直方向上，則自水面以下逐漸減少，在波動(dòng)前位于同一直線上的一切水質(zhì)點(diǎn)，在波動(dòng)時(shí)角速度均相等。

這樣波浪發(fā)生時(shí)，水質(zhì)點(diǎn)在其平衡位置附近運(yùn)動(dòng)，水質(zhì)點(diǎn)未前進(jìn)，只是波形向前傳遞，如此所形成的波形曲線是余擺線（圖5．34）。65編輯ppt

根據(jù)深水波的余擺線理論，可得出深水波的特性：若以角度Ф來表示水質(zhì)點(diǎn)在圓周上的位置，則在水平方向上是隨著波浪推進(jìn)距離的增加，位相角Ф角逐漸變?。辉诖怪狈较蛏?，位相角Ф角則大小相等。水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)半徑在水平方向上則相等；在垂直方向上，則隨水深的增加而按指數(shù)規(guī)律遞減，即：

(5.32)式中：rz為z水深處水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)半徑；r0為表面水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)半徑；e為自然對(duì)數(shù)的底數(shù)；為圓周率；幾為波長；z為水深。

66編輯ppt而周期r和波長不變，當(dāng)水深z等于波長時(shí)，波浪幾乎靜止，故波浪的影響深度為一個(gè)波長那么深。深水波的波速c、波長、周期r之間的關(guān)系為：

式中：g為重力加速度。

67編輯ppt（2）淺水波的橢圓余擺線理論。當(dāng)水深小于1/2波長時(shí)，其波浪便為淺水波。當(dāng)波浪進(jìn)入淺水區(qū)以后，因受海底摩阻力的影響，波浪能量除了繼續(xù)損耗外，又引起波浪能量的重新分布，波形即發(fā)生變化。其特點(diǎn)是：波速減小，波長變短，波高略增。波高的增加是波能集中較淺的水深中所致，因此，波的外形就趨于尖突。這時(shí)水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)軌跡也由圓形變?yōu)闄E圓形，這樣的波形即成為橢圓余擺線形（圖5．35）。

68編輯ppt根據(jù)淺水波的橢圓余擺線理論，可得出淺水波的特性：淺水波中，水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動(dòng)的橢圓軌跡的大小，在水平方向上都相同；在垂直方向上，則自水面以下趨于偏小，但焦點(diǎn)距保持不變，在水底半短軸為零，水質(zhì)點(diǎn)在兩焦點(diǎn)之間作直線的往復(fù)運(yùn)動(dòng)。非常淺水波（水深小于等于/25）水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動(dòng)，只在兩焦點(diǎn)之間作往復(fù)直線運(yùn)動(dòng)。非常淺水波的波速取決于水深而與波長無關(guān)，即：。

69編輯ppt4．近岸浪及其作用

當(dāng)波浪傳入淺水區(qū)或近岸后，由于波頂運(yùn)動(dòng)速度大于波底，當(dāng)波峰部分越過波谷部分時(shí)，將導(dǎo)致波浪的倒卷和破碎。這種破浪現(xiàn)象若發(fā)生在離岸較遠(yuǎn)的地區(qū)，如海中的暗礁或沙洲上，稱為破浪；若發(fā)生在海岸附近，稱為拍岸浪（圖5．36）。

70編輯ppt波浪可以繞過障阻進(jìn)入被島嶼、海岬或防波堤等遮蔽的水域，這種現(xiàn)象叫波浪繞射。由于越過障阻物后，波向被隱蔽的水域擴(kuò)散，所以波高將變低。當(dāng)波浪傳播方向不垂直于海岸時(shí)，由于波峰線兩端受海底摩阻力影響大小不一，因而使波向發(fā)生轉(zhuǎn)折，波峰線總是平行于海岸線，稱為波浪的折射。波浪從風(fēng)那里獲得了能量，在其運(yùn)動(dòng)過程中又不斷地消耗能量，推動(dòng)著波浪的產(chǎn)生、發(fā)展和消亡。波浪以其巨大的能量，不但侵蝕著海岸，而且引起泥沙的運(yùn)動(dòng)和造成沉積作用。

71編輯ppt（二）潮汐和潮流1．潮汐及其類型（1）概念潮汐是海水位周期性漲落的現(xiàn)象。潮汐主要在地球的低緯度海區(qū)最為顯著，因?yàn)槌毕堑厍蜃赞D(zhuǎn)及日月引力所致。一般一個(gè)太陰日有兩次漲落，白天的稱潮，晚上的稱汐，合稱潮汐。72編輯ppt在潮汐現(xiàn)象中，水位上升叫漲潮，水位下降叫落潮。漲潮至最高水位，稱為高潮；落潮至最低水位，稱為低潮。當(dāng)潮汐達(dá)到高潮或低潮時(shí)，海面在一段時(shí)間內(nèi)既不上升，也不下降，把這種狀態(tài)分別稱為平潮和停潮。平潮的中間時(shí)刻，叫高潮時(shí)；停潮的中間時(shí)刻，稱為低潮時(shí)。由月球上中天時(shí)刻到其后第一次高潮時(shí)的時(shí)間稱為高潮間隙；把至低潮時(shí)的時(shí)間稱為低潮間隙；把高潮間隙和低潮間隙統(tǒng)稱為月潮間隙。相鄰二次高潮時(shí)或低潮時(shí)的時(shí)間間隔，稱為潮期（潮周期）。相鄰高潮與低潮的水位差，叫潮差。73編輯ppt潮汐類型可分為半日潮、全日潮和混合潮三種類型。

半日潮：在一個(gè)太陰日內(nèi)，兩漲兩落彼此大致相同的潮汐。

（2）類型74編輯ppt全日潮：在一個(gè)太陰日內(nèi)，只有一次漲落的潮汐。75編輯ppt混合潮：可分為不規(guī)則的半日潮和不規(guī)則的全日潮。不規(guī)則的半日潮，一般在一個(gè)太陰日中，也有兩次高低潮，但潮差和潮期不等。不規(guī)的全日潮，則是在半個(gè)月中出現(xiàn)全日潮的天數(shù)不超過7天，其余天數(shù)為不規(guī)則的半日潮。

76編輯ppt2．潮汐的成因引起海洋潮汐的內(nèi)因是海洋為一種具有自由表面、富于流動(dòng)性的廣大水體；而外因是天體的引潮力。即是說，在天體引潮力的作用下，具有自由表面而富于流動(dòng)性的廣大水體——海洋中便產(chǎn)生相對(duì)運(yùn)動(dòng)形成了潮汐現(xiàn)象。77編輯ppt天體的引力與地球繞地月公共質(zhì)心旋轉(zhuǎn)時(shí)所產(chǎn)生的慣性離心力組成的合力，叫做引潮力。它是引起潮汐的原動(dòng)力。78編輯ppt

就地月系統(tǒng)來說，存在著兩種運(yùn)動(dòng)，即地月系統(tǒng)繞其公共質(zhì)心的運(yùn)動(dòng)和地球的自轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)。地球自轉(zhuǎn)運(yùn)動(dòng)時(shí)，地球表面上任一水質(zhì)點(diǎn)都受到地心引力和地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生的慣性離心力的作用。但對(duì)于地球上每一點(diǎn)來說，其大小和作用方向都是不變的，所以通常都被包括在重力概念之中，它們的作用只決定著地球的理論狀態(tài)，而對(duì)潮汐現(xiàn)象沒有影響。故在引潮力分析中，可假定地球是不自轉(zhuǎn)的。79編輯ppt慣性離心力的作用80編輯ppt引潮力在不同時(shí)間、不同地點(diǎn)都不相同。在地球上處于月球直射點(diǎn)的位置，吸引力大于慣性離心力，所漲的潮稱為順潮；在地球上處于月球?qū)χ狐c(diǎn)的位置（下中天），則離心力大于引力,亦同時(shí)漲潮，稱為對(duì)潮。在距直射點(diǎn)900處，則出現(xiàn)低潮。地球自轉(zhuǎn)一周，地面上任意一點(diǎn)與月球的關(guān)系都經(jīng)過不同的位置，所以對(duì)同一地點(diǎn)來說，有時(shí)漲潮，有時(shí)落潮。81編輯ppt82編輯ppt3．湖汐的變化（1）天文因素影響下的潮汐變化

1）潮汐的日變：可分為半日周期潮和日周期潮。①半日周期潮：當(dāng)月球赤緯為零時(shí)，即月球在赤道上空，海面任一點(diǎn)都為半日潮（圖5．40）。潮汐高度從赤道向兩極遞減，并以赤道為對(duì)稱，故稱為赤道潮（或分點(diǎn)潮）。83編輯ppt②日周期潮：當(dāng)月球赤緯不為零時(shí)，不同緯度的潮型不同：在赤道為半日潮；在赤道至中緯地區(qū)為混合潮；在高緯地區(qū)為全日潮。當(dāng)月球赤緯增大到回歸線附近時(shí)，潮汐周日不等現(xiàn)象最顯著，這時(shí)的潮汐稱為回歸潮。84編輯ppt

半月周期潮:它是由月、日、地三者所處位置不同而產(chǎn)生的。當(dāng)朔、望日時(shí),月、日、地三個(gè)天體中心大致位于同一直線上，由于月球和太陽的引潮力疊加，故它們所合成的引潮力在一個(gè)月內(nèi)是最大的,所漲的潮為大潮；而當(dāng)月相處于上、下弦時(shí),月、日、地三者的位置形成直角，月、日的引潮力相互抵消一部分，故這時(shí)合成的引潮力在一個(gè)月內(nèi)為最小，所的漲的潮為小潮（圖5．42）。大潮和小潮變化周期都為半個(gè)月，故稱半月周期潮。2）潮汐的月變：可分為半月周期潮和月周期潮。85編輯ppt月周期潮：它是由于月球繞地球旋轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的。當(dāng)月球運(yùn)行到近地點(diǎn)時(shí)，所漲的近地潮大，而當(dāng)月球運(yùn)行到遠(yuǎn)地點(diǎn)時(shí)，所漲的遠(yuǎn)地潮小。近地潮較遠(yuǎn)地潮約大40％。月球繞地球轉(zhuǎn)一因?yàn)橐粋€(gè)月，故一個(gè)月內(nèi)有一大潮和一小潮，故稱月周期潮。86編輯ppt3）潮汐的年變和多年變；可分為年周期潮和多年周期潮。年周期潮：地球繞太陽轉(zhuǎn)時(shí)，當(dāng)?shù)厍蜻\(yùn)行到近日點(diǎn)時(shí)所漲的近日潮為大潮；而當(dāng)?shù)厍蜻\(yùn)行到遠(yuǎn)日點(diǎn)時(shí)所漲的遠(yuǎn)日潮為小潮。近日潮比遠(yuǎn)日潮大10％。地球繞太陽轉(zhuǎn)一周為一年，故形成年周期潮。多年周期潮：月球的軌道長軸方向上不斷變化，其近地點(diǎn)的變化周期為8.85年，故潮汐有8.85年長周期變化。又由于黃道與白道交點(diǎn)的移動(dòng)周期為18．61年，故潮汐也有18.61年的周期變化。87編輯ppt（2）地形對(duì)潮汐的影響

以上只考慮天文因素對(duì)潮汐的影響，實(shí)際上潮汐還要受當(dāng)?shù)刈匀坏乩項(xiàng)l件的影響。各地海水對(duì)天體引潮力的反應(yīng)，視海區(qū)形態(tài)而定。

物體失去外力作用后還能自行振動(dòng)，這振動(dòng)稱為自由振動(dòng)。其振動(dòng)周期稱為自然周期。潮汐是一種受迫振動(dòng)，當(dāng)受迫振動(dòng)周期與海水本身的自然振動(dòng)周期相接近時(shí)，便會(huì)產(chǎn)生共振，反應(yīng)就強(qiáng)烈，振動(dòng)就特大，否則相反。而海水振動(dòng)的自然周期與海區(qū)形態(tài)和深度有密切關(guān)系，故各海區(qū)對(duì)天體的引潮力反應(yīng)也不同。例如，在雷州半島西側(cè)的北部灣為全日潮，而東側(cè)的湛江港則為半日潮。又例如錢塘江口，由于呈喇叭形，故常出現(xiàn)涌潮。其特點(diǎn)是潮波來勢(shì)迅猛，潮端陡立，水花飛濺，潮流上涌，聲聞數(shù)十里，如萬馬奔騰，排山倒海，異常壯觀。這一奇特景觀也叫怒潮,潮高可達(dá)6-8米，最大可達(dá)12米，前進(jìn)速度6-7米/秒，吼聲在幾十公里外都可聽見。88編輯ppt錢塘江潮水89編輯ppt

4．潮流潮流是指海水在天體引潮力作用下所形成的周期性水平流動(dòng)。隨著漲潮而產(chǎn)生的潮流，稱為漲潮流；隨著落潮而產(chǎn)生的潮流，稱為落潮流。潮流的運(yùn)動(dòng)形式，可分為回轉(zhuǎn)流和往復(fù)流。

（1）回轉(zhuǎn)流在外海和開闊海區(qū)，潮流受地轉(zhuǎn)偏向力作用而成回轉(zhuǎn)流（也叫八卦流）。回轉(zhuǎn)流的方向在北半球?yàn)轫槙r(shí)針方向，在南半球則為逆時(shí)針方向。旋轉(zhuǎn)的次數(shù)取決于潮汐類型，半日周期潮在一個(gè)太陰日內(nèi)測(cè)轉(zhuǎn)兩次；全日潮則回轉(zhuǎn)一次。其流速從最大到最小，再到相反方向的最大，再到最小，不斷往復(fù)旋轉(zhuǎn)流動(dòng)（圖5．43）。90編輯ppt（2）往復(fù)流

在海峽、河口、窄灣內(nèi)，受地形影響，潮流便成了往復(fù)流。其流速從零到最大，再到零，再到相反方向的最大，再到零，這樣不斷循環(huán)（圖5.44）。其往復(fù)的次數(shù)也取決于潮汐類型。當(dāng)半日潮時(shí)，一個(gè)太陰日內(nèi)，水流往復(fù)兩次；當(dāng)全日潮時(shí)，一個(gè)太陰日內(nèi)，水流則往復(fù)只有一次。往復(fù)流的最大流速較回轉(zhuǎn)流大，每小時(shí)可達(dá)18－22km，而回轉(zhuǎn)流一般每小時(shí)只達(dá)4－5km。實(shí)際海洋上的水流，既不是純粹的潮流，也不是純粹的海流，而是兩者合成的結(jié)果。91編輯ppt（三）洋流

洋流是海水沿著一定方向的大規(guī)模流動(dòng)，也稱海流。

1．洋流的分類

（1）按水溫分類可分為暖流和寒流。暖流：若洋流帶來的海水溫度比到達(dá)海區(qū)的水溫高，這樣的洋流叫暖流。如，由低緯流向高緯的洋流屬于暖流。在洋流日中，一般用紅色箭頭表示。寒流：與暖流相反，若洋流所帶來的海水溫度比到達(dá)海區(qū)的水溫低，就叫寒流。如，由高緯流向低緯的洋流屬于寒流。一般在洋流圖中用藍(lán)色箭頭表示。92編輯ppt93編輯ppt可分為風(fēng)海流、密度流和補(bǔ)償流三類。

風(fēng)海流：是海水在風(fēng)的摩擦力（切應(yīng)力）作用下形成的水平運(yùn)動(dòng)。也稱漂流或吹流。風(fēng)力作用于海面時(shí)，可產(chǎn)生對(duì)海面的正壓力和摩擦力，故風(fēng)作用于海面時(shí)，可同時(shí)產(chǎn)生波浪運(yùn)動(dòng)和使海水向前運(yùn)動(dòng)的洋流。深水風(fēng)海流和淺水風(fēng)海流的特性不同。（2）按成因分類94編輯ppt95編輯ppt太平洋的風(fēng)速與風(fēng)向圖96編輯ppt1893年～1896年，海洋調(diào)查船“弗拉姆”號(hào)在北冰洋調(diào)查時(shí)，發(fā)現(xiàn)漂浮在海面上的冰塊并非沿著風(fēng)吹去的方向漂流，而是偏在風(fēng)向之右20°～40°的角度，表明冰塊是隨海水流動(dòng)的。它為什么偏離風(fēng)向呢？海洋學(xué)家南森認(rèn)為，這是地球自轉(zhuǎn)引起的現(xiàn)象，并指出，海面以下的水層偏離風(fēng)向的程度應(yīng)更大些。根據(jù)南森的建議，艾克曼進(jìn)行了理論上的研究，并在1905年建立了“艾克曼漂流理論”。97編輯ppt艾克曼假定：當(dāng)海區(qū)無限深廣；沒有發(fā)生增減水現(xiàn)象，并且海水密度可認(rèn)為是一個(gè)常量；作用在海面上的風(fēng)場(chǎng)是均勻的，時(shí)間是足夠長的。在這些假定條件下,他得出深水風(fēng)海流的特性：風(fēng)海流的表層流向與風(fēng)向成450夾角，在南半球偏向風(fēng)向的左邊，在北半球偏向風(fēng)向的右邊；流向隨水深增加而與風(fēng)向的夾角越大，到達(dá)某一深度，流向與表面流流向相反，流速只有表面流流速的二十三分之一(4.3%)。這個(gè)深度之下，流速很小，可以略而不計(jì)，這個(gè)深度就是風(fēng)海流的摩擦深度，也就是風(fēng)海流作用的下限，在大洋中一般為200米～300米的深度。一直到與表層流方向相反為止。這時(shí)的深度，稱為摩擦深度。艾克曼漂流理論98編輯ppt例如，表面流的流速若為每秒鐘50厘米，那么在這個(gè)深度上的流速只有每秒鐘2厘米。風(fēng)速愈大，表面風(fēng)海流的速度愈大，風(fēng)海流所能影響的深度范圍也就愈深。但是，在同樣風(fēng)速條件下，表面風(fēng)海流的速度及其所影響的深度，卻隨著緯度的增高而減小。例如，平均風(fēng)速為每秒7米的風(fēng)，長時(shí)間吹襲后，風(fēng)海流的深度在緯度5度的地方為200米左右的深處，在緯度15度的地方為100米，到45度的地方只有60米～70米了。99編輯ppt100編輯ppt摩擦深度（D）可用經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算，即：式中w為風(fēng)速（m/s）,為地理緯度。風(fēng)海流的表層流境最大．表層流速（v。）可用經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算．即：式中符號(hào)的物理意義同上。流速隨水深增加而按指數(shù)規(guī)律遞減，即：

101編輯ppt式中。z為水深，e為自然對(duì)數(shù)的底數(shù)，為圓周率，D為摩擦深度，v。為表層流速。當(dāng)D＝z時(shí)，則vz=v0e-=0.043v。＝4.3％v。，可見在摩擦深度處的流速很小，當(dāng)超過摩擦深度時(shí)，風(fēng)海流即可認(rèn)為不存在。風(fēng)海流水體輸送方向與風(fēng)向的夾角為900，北半球偏風(fēng)向的右側(cè)，南半球則偏風(fēng)向的左側(cè)。淺水風(fēng)海流的特性，是表層風(fēng)海流的流向與風(fēng)向間的偏角隨海水深度（H）與摩擦深度（D）的比值（H／D）的減小而減小。當(dāng)H＝0.1D時(shí)，風(fēng)海流與風(fēng)向一致；當(dāng)H＝0.25D時(shí)，風(fēng)海流流向與風(fēng)向成21.50角度；當(dāng)H=1/2D時(shí)，其夾角增大到450；當(dāng)H1/2D時(shí)，風(fēng)海流流向與風(fēng)向的偏角幾乎不變（為450）。此外，風(fēng)海流還造成岸邊的升降流。102編輯ppt

密度流：密度流是由于海水密度差異而引起的海流。這是由于海水密度分布不均，使海區(qū)形成了壓力梯度，在壓力梯度力作用下，海水產(chǎn)生了流動(dòng)。故密度流也稱梯度流。補(bǔ)償流：由風(fēng)力和密度差異所形成的洋流，使海水流出的海區(qū)海水減少，相鄰海區(qū)的海水便會(huì)流來補(bǔ)充，這樣形成的洋流叫做補(bǔ)償流。

綜上所述，產(chǎn)生洋流的主要原因是風(fēng)力和密度差異。實(shí)際海洋中的洋流總是由幾種原因綜合作用的結(jié)果。

103編輯ppt2．世界大洋表層環(huán)流系統(tǒng)

大氣與海洋之間處于相互作用、相互影響、相互制約之中，大氣在海洋上獲得能量而產(chǎn)生運(yùn)動(dòng)，大氣運(yùn)動(dòng)又驅(qū)動(dòng)著海水，這樣多次的動(dòng)量、能量和物質(zhì)交換，就控制著大氣環(huán)流和大洋環(huán)流。海面上的氣壓場(chǎng)和大氣環(huán)流決定著大洋表層環(huán)流系統(tǒng)。（世界夏季洋流分布圖）

從世界大洋表層洋流分布圖中，可得出世界大洋表層環(huán)流結(jié)構(gòu)的特點(diǎn)：以南北回歸線高壓帶為中心形成反氣旋型大洋環(huán)流；以北半球中高緯海上低壓區(qū)為中心，形成氣旋型大洋環(huán)流；南半球中高緯海區(qū)沒有氣旋型大洋環(huán)流，而被西風(fēng)漂流所代替；在南極大陸周圍形成繞極環(huán)流（自東向西流）；北印度洋海區(qū)，由于季風(fēng)的影響，洋流具有明顯的季節(jié)變化，冬季呈反時(shí)針方向流動(dòng)，夏季呈順時(shí)針方向流動(dòng)。104編輯ppt105編輯ppt106編輯ppt反氣旋型大洋環(huán)流：在信風(fēng)（東北信風(fēng)和東南信風(fēng)）作用下，海水從東向西流動(dòng)，形成赤道流（北赤道流和南赤道流）。遇大陸后分為兩支：一支向低緯流的在赤道附近則從西向東流形成逆赤道流。另一支向高緯流去，到緯度40°－50°時(shí)遇酉風(fēng)，在西風(fēng)作用下，海水從西向東流，形成西風(fēng)漂流。遇陸地后分兩支。其中一支向低緯流去，接上赤道流，這便完成了反氣旋型大洋環(huán)流。反氣旋型大洋環(huán)流在北半球呈順針方向流，在南半球則呈逆時(shí)針方向流。氣旋型大洋環(huán)流：分布在北緯45°－70°之間。在西風(fēng)漂流通陸后分兩支，向高緯流去的，到高緯區(qū)，由于極地東風(fēng)的作用，海水又沿西海岸向低緯流，到北緯40°—50°進(jìn)入西風(fēng)帶，轉(zhuǎn)為西風(fēng)漂流，這樣便完成了氣旋型大洋環(huán)流。

南極繞極環(huán)流：在南極海區(qū)，在極地東風(fēng)的作用下，形成自東向西流的繞極環(huán)流。107編輯ppt108編輯ppt

北印度洋季風(fēng)漂流：北印度洋海區(qū)在冬、夏季風(fēng)作用下形成季風(fēng)漂流。冬季，北印度洋盛行東北季風(fēng)，形成東北季風(fēng)漂流，海水從孟加拉灣出發(fā)，沿海岸向西流，并順海岸向南流，在赤道附近折而向東流。遇陸地分兩支：向北流的一支流入孟加拉灣，便形成逆時(shí)針方向流動(dòng)的冬季環(huán)流。夏季，北印度洋盛吹西南季風(fēng)，南赤道流向西流去，遇陸地，分兩支。其中向北流的，在西南風(fēng)作用下，沿海岸流，一直流進(jìn)孟加拉灣，再順海岸向南流接上南赤道流，這便完成了夏季環(huán)流，呈順時(shí)針方向流動(dòng)。

南半球中高緯西風(fēng)漂流：由于南半球中高緯海區(qū)三大洋連成一片，故海水從西向東流，形成環(huán)球的西風(fēng)漂流。它由于受南極冰蓋的影響，水溫較低，形成寒流性質(zhì)的洋流。

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3．洋流的作用

a.對(duì)氣候的影響

洋流對(duì)高低緯度之間熱能的輸送和交換，對(duì)全球的熱量平衡，有重大影響。據(jù)統(tǒng)計(jì)，從低緯地區(qū)輸送到高緯地區(qū)的熱量，約有一半是由洋流完成的。一般來說,暖流流經(jīng)的地區(qū)，氣溫增高，降水機(jī)會(huì)多；寒流流經(jīng)的地區(qū)，氣溫降低，降水的機(jī)會(huì)極少。如大西洋西岸受灣流影響，使高緯地區(qū)的西北歐氣候終年溫和多雨，冬季最冷月均溫比同緯度高16－20℃，呈現(xiàn)森林景觀；而同緯度的北美洲東海岸，由于受拉布拉多寒流影響，一年冰凍期達(dá)9個(gè)月，出現(xiàn)凍原景觀。在寒流和暖流相遇的地區(qū)，由于溫度不同的空氣混合冷卻，常常是多霧地區(qū)；在寒暖流分歧的大陸西岸，出現(xiàn)地中海式的氣候。

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海洋中的浮游生物隨著洋流漂流，暖流和寒流相遇，有機(jī)物質(zhì)十分豐富。因?yàn)楹鹘粎R，把熱帶和寒帶的浮游生物混合在一起，使海水中有機(jī)營養(yǎng)物質(zhì)大量增加，吸引著大批魚群向這里集中尋餌，形成大漁場(chǎng)。b.對(duì)海洋生物分布的影響112編輯ppt陸地上排放到海洋中的污染物質(zhì)，可以被洋流擴(kuò)散到別的海域，雖使污染范圍擴(kuò)大，但也能加快污染物凈化的速度。c.對(duì)海洋污染的影響：d.對(duì)航海事業(yè)的影響

在這方面的影響是顯而易見的。正如我們平常順風(fēng)、順?biāo)叩乃俣纫饶骘L(fēng)、逆水走的速度快的多的道理一樣。又如，當(dāng)年鄭和下西洋，便選擇在冬季出發(fā)，次年夏季反航，充分利用了順?biāo)叫械牡览怼?13編輯ppt

三、海洋資源和海洋環(huán)境護(hù)（一）海洋資源

海洋資源指來源、形成和存在方式均直接與海水或海洋有關(guān)的資源。據(jù)屬性，海洋資源可分為海洋化學(xué)資源、海洋礦產(chǎn)資源、海洋動(dòng)力資源、海洋生物資源、四類。114編輯ppt海洋化學(xué)資源

（l）海洋化學(xué)資源是指海水中所含的大量化學(xué)物質(zhì)。其中有80多種化學(xué)元素，各種元素的儲(chǔ)量也相當(dāng)可觀。這些元素可提取的有70多種。海水中各種化學(xué)物質(zhì)的數(shù)量十分豐富。如：黃金在海水中含量雖然非常小，但總量也有500萬噸以上；鈾有45億噸以上；鎂1800萬噸以上。據(jù)計(jì)算，在2.5km3的海水中，可以生產(chǎn)32種產(chǎn)品（除淡水外），總產(chǎn)值在30億美元以上。從經(jīng)濟(jì)效益看，海水價(jià)格低廉，取之不盡。目前，對(duì)海水化學(xué)資源的利用，局限于部分元素，已達(dá)工業(yè)規(guī)模生產(chǎn)的有淡水、食鹽、鎂和濱等。115編輯ppt116編輯ppt海洋礦產(chǎn)資源

海洋礦產(chǎn)資源又稱海底礦產(chǎn)資源。包括海濱、淺海、深海、大洋盆地和洋中脊底部的各類礦產(chǎn)資源。按礦床成因和儲(chǔ)存狀況分為：①砂礦，主要來源于陸地上巖礦碎屑，經(jīng)外力作用搬運(yùn)和分選，在海濱最直地段沉積富集而成，如砂金、砂鉑、金剛石、金紅石和獨(dú)居石等，就海南島來說，東部沿海的鋯、鈦礦較為典型。②海底自生礦產(chǎn)，由化學(xué)、生物和熱液作用等在海洋內(nèi)生成的自然礦物，可直接形成或經(jīng)富集后形成，如磷灰石、海綠石、重晶石、海底錳結(jié)核及海底多金屬熱液礦（以銅、鋅為主）。③海底固結(jié)巖中