自然地理学-冰川.ppt

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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2406.4万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,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)（或终年积雪区、万年积雪

2、区）。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

3、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，

4、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：,雪花,雪花,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

5、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。,（l）冷型成冰作用,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。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

6、一个升华-凝华或重结晶过程。,（2）暖型成冰作用,三、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。,冰川的流动具有如下特点：,1不同冰川的

7、流动速度是不一样的，山岳冰川的表面流速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

8、分之一，是不能用肉眼觉察到的。此外，冰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。,四、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

9、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：（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。,山岳冰川,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

10、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152824万平方公里，约为现代冰川覆盖面积的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

11、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 大 陆 冰 川,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

12、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。,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。,

13、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，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

14、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。,一、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

15、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

16、，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

17、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古海水也是咸的。总之，这两种来源是相辅相成的。,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）。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的。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水的涡动、对流混合起主

18、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。,2海水的盐度,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区的盐度高；世界最高盐度（4010-3）在

19、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。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

20、，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。,（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。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

21、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。（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。,世界大洋表面水温分布具有如下规律：,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4

22、00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

23、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,

24、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50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

25、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

26、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l2m。,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

27、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，从而加强了对流和降低了冰点，阻碍海冰的进一步增长。,二、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）

28、，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（

29、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

30、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。,（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类 前进波：波形不断地向前传播的波浪，

31、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，它们的半径相等，在垂直方向上，则自水面以

32、下逐渐减少，在波动前位于同一直线上的一切水质点，在波动时角速度均相等。这样波浪发生时，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，如此所形成的波形曲线是余摆线（图534）。,根据深水波的余摆线理论，可得出深水波的特性：若以角度来表示水质点在圆周上的位置，则在水平方向上是随着波浪推进距离的增加，位相角角逐渐变小；在垂直方向上，位相角角则大小相等。水质点的运动半径在水平方向上则相等；在垂直方向上，则随水深的增加而按指数规律递减，即：,(5.32),式中：rz为z水深处水质点的运动半径；r0为表面水质点运动半径；e为自然对数的底数；为圆周率；几为波长；z为水深。,而周期r和波长 不变

33、，当水深z等于波长 时，波浪几乎静止，故波浪的影响深度为一个波长那么深。深水波的波速c、波长、周期r之间的关系为：,式中：g为重力加速度。,（2）浅水波的椭圆余摆线理论。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，因受海底摩阻力的影响，波浪能量除了继续损耗外，又引起波浪能量的重新分布，波形即发生变化。其特点是：波速减小，波长变短，波高略增。波高的增加是波能集中较浅的水深中所致，因此，波的外形就趋于尖突。这时水质点的运动轨迹也由圆形变为椭圆形，这样的波形即成为椭圆余摆线形（图535）。,根据浅水波的椭圆余摆线理论，可得出浅水波的特性：浅水波中，水质点运动的椭圆轨迹的大小，在水

34、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的往复运动。非常浅水波（水深小于等于/25）水质点的运动，只在两焦点之间作往复直线运动。非常浅水波的波速取决于水深而与波长无关，即：。,4近岸浪及其作用 当波浪传入浅水区或近岸后，由于波顶运动速度大于波底，当波峰部分越过波谷部分时，将导致波浪的倒卷和破碎。这种破浪现象若发生在离岸较远的地区，如海中的暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪（图536）。,波浪可以绕过障阻进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域，这种现象叫波浪绕射。由于越过障阻物后，波向被隐蔽的水域扩散，所以波

35、高将变低。当波浪传播方向不垂直于海岸时，由于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，称为波浪的折射。波浪从风那里获得了能量，在其运动过程中又不断地消耗能量，推动着波浪的产生、发展和消亡。波浪以其巨大的能量，不但侵蚀着海岸，而且引起泥沙的运动和造成沉积作用。,（二）潮汐和潮流1潮汐及其类型（1）概念,潮汐是海水位周期性涨落的现象。潮汐主要在地球的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。一般一个太阴日有两次涨落，白天的称潮，晚上的称汐，合称潮汐。,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。

36、当潮汐达到高潮或低潮时，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。平潮的中间时刻，叫高潮时；停潮的中间时刻，称为低潮时。由月球上中天时刻到其后第一次高潮时的时间称为高潮间隙；把至低潮时的时间称为低潮间隙；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的时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。,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的潮汐。,（2）类型,全日潮：在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。,混合潮：可分为不规则的半日潮和不规则的全日潮。,不规则的半日潮，一般在一个太阴日中，也有两

37、次高低潮，但潮差和潮期不等。不规的全日潮，则是在半个月中出现全日潮的天数不超过7天，其余天数为不规则的半日潮。,2潮汐的成因,引起海洋潮汐的内因是海洋为一种具有自由表面、富于流动性的广大水体；而外因是天体的引潮力。即是说，在天体引潮力的作用下，具有自由表面而富于流动性的广大水体海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。,天体的引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯性离心力组成的合力，叫做引潮力。它是引起潮汐的原动力。,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的运动和地球的自转运动。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的惯性离心力的作用。但对于地球上每一点来

38、说，其大小和作用方向都是不变的，所以通常都被包括在重力概念之中，它们的作用只决定着地球的理论状态，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的。,惯性离心力的作用,引潮力在不同时间、不同地点都不相同。在地球上处于月球直射点的位置，吸引力大于惯性离心力，所涨的潮称为顺潮；在地球上处于月球对趾点的位置（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的关系都经过不同的位置，所以对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。,3湖汐的变化,（1）天文因素影响下的潮汐变化 1）潮汐的日变：可分为半日周期潮和日周期潮。半日周期潮：

39、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540）。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）。,日周期潮：当月球赤纬不为零时，不同纬度的潮型不同：在赤道为半日潮；在赤道至中纬地区为混合潮；在高纬地区为全日潮。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，这时的潮汐称为回归潮。,半月周期潮:它是由月、日、地三者所处位置不同而产生的。当朔、望日时,月、日、地三个天体中心大致位于同一直线上，由于月球和太阳的引潮力叠加，故它们所合成的引潮力在一个月内是最大的,所涨的潮为大潮；而当月相处于上、下弦时,月、日、地三者的位置形成直角，月、日的引潮力相互抵消

40、一部分，故这时合成的引潮力在一个月内为最小，所的涨的潮为小潮（图542）。大潮和小潮变化周期都为半个月，故称半月周期潮。,2）潮汐的月变：可分为半月周期潮和月周期潮。,月周期潮：它是由于月球绕地球旋转而产生的。当月球运行到近地点时，所涨的近地潮大，而当月球运行到远地点时，所涨的远地潮小。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。,3）潮汐的年变和多年变；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的近日潮为大潮；而当地球运行到远日点时所涨的远日潮为小潮。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

41、潮。多年周期潮：月球的轨道长轴方向上不断变化，其近地点的变化周期为8.85年，故潮汐有8.85年长周期变化。又由于黄道与白道交点的移动周期为1861年，故潮汐也有18.61年的周期变化。,（2）地形对潮汐的影响 以上只考虑天文因素对潮汐的影响，实际上潮汐还要受当地自然地理条件的影响。各地海水对天体引潮力的反应，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。潮汐是一种受迫振动，当受迫振动周期与海水本身的自然振动周期相接近时，便会产生共振，反应就强烈，振动就特大，否则相反。而海水振动的自然周期与海区形态和深度有密切关系，故各海区对天体的引潮力反应也不同

42、。例如，在雷州半岛西侧的北部湾为全日潮，而东侧的湛江港则为半日潮。又例如钱塘江口，由于呈喇叭形，故常出现涌潮。其特点是潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮流上涌，声闻数十里，如万马奔腾，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。,钱塘江潮水,4潮流,潮流是指海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平流动。随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流；随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。潮流的运动形式，可分为回转流和往复流。（1）回转流 在外海和开阔海区，潮流受地转偏向力作用而成回转流（也叫八卦流）。回转流的方向在北半球为顺时针方

43、向，在南半球则为逆时针方向。旋转的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，再到相反方向的最大，再到最小，不断往复旋转流动（图543）。,（2）往复流 在海峡、河口、窄湾内，受地形影响，潮流便成了往复流。其流速从零到最大，再到零，再到相反方向的最大，再到零，这样不断循环（图5.44）。其往复的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。往复流的最大流速较回转流大，每小时可达1822km，而回转流一般每小时只达45km。实际海洋上的水流，既不是纯粹的潮流，也不是纯粹的海流，而是两者合

44、成的结果。,（三）洋流,洋流是海水沿着一定方向的大规模流动，也称海流。1洋流的分类（1）按水温分类可分为暖流和寒流。暖流：若洋流带来的海水温度比到达海区的水温高，这样的洋流叫暖流。如，由低纬流向高纬的洋流属于暖流。在洋流日中，一般用红色箭头表示。寒流：与暖流相反，若洋流所带来的海水温度比到达海区的水温低，就叫寒流。如，由高纬流向低纬的洋流属于寒流。一般在洋流图中用蓝色箭头表示。,可分为风海流、密度流和补偿流三类。风海流：是海水在风的摩擦力（切应力）作用下形成的水平运动。也称漂流或吹流。风力作用于海面时，可产生对海面的正压力和摩擦力，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的洋流。深

45、水风海流和浅水风海流的特性不同。,（2）按成因分类,太平洋的风速与风向图,1893年1896年，海洋调查船“弗拉姆”号在北冰洋调查时，发现漂浮在海面上的冰块并非沿着风吹去的方向漂流，而是偏在风向之右2040的角度，表明冰块是随海水流动的。它为什么偏离风向呢？海洋学家南森认为，这是地球自转引起的现象，并指出，海面以下的水层偏离风向的程度应更大些。根据南森的建议，艾克曼进行了理论上的研究，并在1905年建立了“艾克曼漂流理论”。,艾克曼假定：当海区无限深广；没有发生增减水现象，并且海水密度可认为是一个常量；作用在海面上的风场是均匀的，时间是足够长的。在这些假定条件下,他得出深水风海流的特性：风海流

46、的表层流向与风向成450夹角，在南半球偏向风向的左边，在北半球偏向风向的右边；流向随水深增加而与风向的夹角越大，到达某一深度，流向与表面流流向相反，流速只有表面流流速的二十三分之一(4.3%)。这个深度之下，流速很小，可以略而不计，这个深度就是风海流的摩擦深度，也就是风海流作用的下限，在大洋中一般为200米300米的深度。一直到与表层流方向相反为止。这时的深度，称为摩擦深度。,艾克曼漂流理论,例如，表面流的流速若为每秒钟50厘米，那么在这个深度上的流速只有每秒钟2厘米。风速愈大，表面风海流的速度愈大，风海流所能影响的深度范围也就愈深。但是，在同样风速条件下，表面风海流的速度及其所影响的深度，却

47、随着纬度的增高而减小。例如，平均风速为每秒7米的风，长时间吹袭后，风海流的深度在纬度5度的地方为200米左右的深处，在纬度15度的地方为100米，到45度的地方只有60米70米了。,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。风海流的表层流境最大表层流速（v。）可用经验公式计算即：式中符号的物理意义同上。流速随水深增加而按指数规律递减，即：,式中。z为水深，e为自然对数的底数，为圆周率，D为摩擦深度，v。为表层流速。当Dz时，则vz=v0e-=0.043 v。4.3v。，可见在摩擦深度处的流速很小，当超过摩擦深度时，风海流即可认为不存在。风海流水体输送方向与风向的夹

48、角为900，北半球偏风向的右侧，南半球则偏风向的左侧。浅水风海流的特性，是表层风海流的流向与风向间的偏角随海水深度（H）与摩擦深度（D）的比值（HD）的减小而减小。当H0.1D时，风海流与风向一致；当H0.25D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H1/2D时，风海流流向与风向的偏角几乎不变（为450）。此外，风海流还造成岸边的升降流。,密度流：密度流是由于海水密度差异而引起的海流。这是由于海水密度分布不均，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。补偿流：由风力和密度差异所形成的洋流，使海水流出的海区海水减少，相邻

49、海区的海水便会流来补充，这样形成的洋流叫做补偿流。综上所述，产生洋流的主要原因是风力和密度差异。实际海洋中的洋流总是由几种原因综合作用的结果。,2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，大气在海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就控制着大气环流和大洋环流。海面上的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的特点：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，

50、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，由于季风的影响，洋流具有明显的季节变化，冬季呈反时针方向流动，夏季呈顺时针方向流动。,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：一支向低纬流的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4570之