自然地理学——冰川

1、第第 五五 章章 水水 文文 第五节第五节 冰冰 川川 冰川是陆地上由终年积雪积累演化而成，是具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盖的总面积达1622.751622.75万万kmkm2 2，占陆地总面积约，占陆地总面积约10.910.9，其中南极和格陵兰岛面积占，其中南极和格陵兰岛面积占1465km1465km2 2, ,我国冰川我国冰川面积面积4.4km4.4km2 2, ,全球冰川总储量为全球冰川总储量为2406.42406.4万万kmkm3 3，约占，约占地表淡水资源总量的地表淡水资

2、源总量的68.9668.96，其中约，其中约 9999分布在分布在两极地区，是地球上重要的水体之一。两极地区，是地球上重要的水体之一。冰川冰川新西兰冰川新西兰冰川天山天山1号冰川号冰川 一、终年积雪和雪线一、终年积雪和雪线n高纬和高山地区，气候寒冷，年平均气温常在高纬和高山地区，气候寒冷，年平均气温常在0以下，以下，因此，降落的固体降水（雪）不能在一年内全部融化，而因此，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是长年积累，这种地区一般称为雪原(snowfield)（或终（或终年积雪区、万年积雪区）。年积雪区、万年积雪区）。n终年积雪区的下部界限，称为雪线终年

3、积雪区的下部界限，称为雪线(snowline)(snowline)（也称平衡（也称平衡线）线）。雪线不是几何学上的。雪线不是几何学上的“线线”，而是一个带。在这个，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。形成终年积雪。西西 藏藏 雪雪 线线雪雪 线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雪线控

4、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。冰川。雪线的高度受气温的支配，但降水量和地形也有影响。雪线的高度受气温的支配，但降水量和地形也有影响。n首先，雪线的高度与气温成正比，温度越高雪线也越高，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。线的高度也从赤道向两极减低。如赤道非洲雪线为如赤道非洲雪线为570057006000m6000m，阿尔卑斯山为，阿尔

5、卑斯山为2400-3200m2400-3200m，挪威在，挪威在1500m1500m左右，左右，北极圈内则雪线已低达海平面附近。北极圈内则雪线已低达海平面附近。n其次，雪线的高度与降水（雪）量成反比，降水（雪）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，量越多，雪线越低；降水（雪）量越小，雪线越高，根根据纬度因素，赤道附近雪线应是最高，事实上，雪线位据纬度因素，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）量比赤道附图示）

6、。这是因为副热带高压带降水（雪）量比赤道附近少造成的。近少造成的。n再次，雪线高度也受地形影响。其影响有二个方再次，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，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。较强，冰雪耗损较大，因而雪线较高。不过，有不过，有些高大的山地，对气流产生阻挡

7、，而影响降水的些高大的山地，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，雪线在是向风坡降水量丰沛，雪线在4000m，而北坡，而北坡却高达却高达5800m以上。以上。 二、冰川的形成二、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、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，密度只有片状和多角状的结晶体，密度只有0.085g/L0.085g/L；雪；雪花落地后，先变成粒雪，再经过成冰作用，变为花落地后，先变成粒雪，再经过成冰作用，变为密度达密度达0.9g/L0.9g/L的冰川冰

8、。由粒雪转变为冰川冰有的冰川冰。由粒雪转变为冰川冰有两种方式：两种方式：雪雪花花雪雪花花n 在低温干燥的环境，积雪不断增厚的情况下，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，因而所成的冰川冰密度小。气靠重力形成重结晶，因而所成的冰川冰密度小。气泡多，成冰过程时间长。如南极大陆冰川中央，埋泡多，成冰过程时间长。如南极大陆

9、冰川中央，埋深深20002000多米，成冰需时近千年。这种依赖压力的成多米，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。泡的减少，冰从白色逐步变为兰色。（l l）冷型成冰作用）冷型成冰作用n 覆盖地面的粒雪层，在太阳照射下，气温较高覆盖地面的粒雪层，在太阳照射下，气温较高接近接近0 0时，冰雪消融活跃，部分水分子由于升华时，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，冰粒体积粒雪表面

10、，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、密度空气，冰粒融合结晶在一起，形成少空隙、密度达达0.90-0.960.90-0.96之间、完全透明的天蓝色的冰川冰。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一个升华冰作用。暖型成冰作用实际上是一个升华- -凝华或凝华或重结晶过程。重结晶过程。（2 2）暖

11、型成冰作用）暖型成冰作用 三三、冰川的运动、冰川的运动 通常现代冰川包括积雪区和消融区两部分。通常现代冰川包括积雪区和消融区两部分。积雪区即冰川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，消融量大于积雪雪冰的堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。量。 冰川的运动取决于整个冰川的补给和消融的对比。冰川的运动取决于整个冰川的补给和消融的对比。冰川的冰川的年补给量大于年消融量时，冰川厚度增

12、加，流速增大，冰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，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、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。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：冰川的流动具有如下特点： n1 1不同冰川的流动速度是不一样的不同冰川的流动速度是不一样的，山岳冰川的表面流速，山岳冰川的表面流速

13、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川中，曾测得流速最快者达70070013001300米米/ /年。阿尔卑斯山降年。阿尔卑斯山降雪较多，其山谷冰川流速达雪较多，其山谷冰川流速达8080150150米米/ /年。降雪少的地区，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，流速为几十米速为几十米/ /年。年。n2同一冰川不同部位，其流速也有不同同一冰川不同部位，其流速也有不同，如我国祁连山的，如我国祁连山的七一冰川，七一冰川，195

14、8年年7月月161959年年7月月16日一年间，冰日一年间，冰川两侧流动了川两侧流动了8米，但中间地带流动了米，但中间地带流动了16米。此外，由于冰米。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。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。 n3 3大陆冰川比山岳冰川流动慢（为什么？）。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分之一，是不能用肉眼觉察到的。的流速只有河流的几万分之一，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

15、地形坡度影此外，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；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。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。积能力。四四、冰川的类型、冰川

16、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。很大，类型多种多样。根据冰川的形态、规模和发育条件，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：现代冰川可分为两个基本类型：山岳冰川和大陆冰川。山岳冰川和大陆冰川。n（一）山岳冰川（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，厚度薄，受下伏地形限制，形区。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。根据它的形态、发育阶段和地貌条件，状与冰

17、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：又可进一步分为：n（l l）悬冰川）悬冰川 它是山岳冰川中数量最多的一种。因短小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，面积一般不超过崩。冰体厚度陆，规模小，面积一般不超过1km1km2 2。山山岳岳冰冰川川悬冰川悬冰川n（2 2）冰斗冰川）冰斗冰川 是中等规模的山岳冰川，因其原地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，面积大的可达为得斗状聚冰盆而得名。冰斗的规模，面积大的可达10km

18、10km以上，小的不足以上，小的不足1km1km2 2。冰斗口朝向山坡下方，冰体。冰斗口朝向山坡下方，冰体从冰斗口溢出，形成短小的冰舌。从冰斗口溢出，形成短小的冰舌。云南永宁冰川的冰斗云南永宁冰川的冰斗 庐山大月山冰斗庐山大月山冰斗n（3）山谷冰川）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。厚度可达数百米，长度数公里至数十公里以上。谷冰川。厚度可达数百米，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

19、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，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。叫山麓冰川。 山山 谷谷 冰冰 川川天天 山山 一一 号号 冰冰 川川（二）大陆冰川（二）大陆冰川n是发育在南极大陆和格陵兰岛的冰川。是发育在南极大陆和格陵

20、兰岛的冰川。它的面积最广，达它的面积最广，达152815282424万平方公里，约为现代冰川覆盖面积的万平方公里，约为现代冰川覆盖面积的9797。其。其厚度达数千米，如南极大陆冰川最厚处达厚度达数千米，如南极大陆冰川最厚处达4267m4267m。大陆冰。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作用下，缘为消融区，冰川在自身巨大厚度所产生的压力作用下，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

21、峰在冰面上制，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。带到未冻结的海域时，就成为冰山。n目前，地球上的冰川处于其演化过程的退化阶段。目前，地球上的冰川处于其演化过程的退化阶段。它表现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。分离为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川。 南南

22、 极极 大大 陆陆 冰冰 川川五、冰川对自然地理环境的影响五、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。冰川对自然地理环境的影响是显著的、多方面的。n1.1.冰川是构成两极地区和中低纬高山地区自然地理环境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。的一个要素，它形成独特的冰川地理景观。也就是说，也就是说，陆地总面积的近陆地总面积的近1111是由冰川景观构成的。是由冰川景观构成的。n 2.2.现代冰川的总储水量，仅次于海洋。如果这些冰川全现代冰川的总储水量，仅次于海洋。如果这些冰川全部融化，海平面将升高部融化，海平面将升高6060

23、余米，约占陆地面积余米，约占陆地面积 1 1的地的地方会被淹没。可见，方会被淹没。可见，冰川在保持地球生态平衡方面所起冰川在保持地球生态平衡方面所起的作用是重要的。的作用是重要的。 n3.3.冰川发源于雪线以上，雪线高度是山地水热组合的综合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，反映，它是垂直带谱中的一条重要界线，对垂直地带的结对垂直地带的结构有重要影响。构有重要影响。n4.4.目前，全世界冰川每年消融补给河流的总水量达目前，全世界冰川每年消融补给河流的总水量达3000km3000km3 3，几乎等于全世界河槽储水量的几乎等于全世界河槽储水量的1 1

24、4242倍。表明冰川的积累和倍。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，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，消融就加强，从而对河川径流起到调节作用从而对河川径流起到调节作用。n 5.5.冰川是气候和地貌的产物，但冰川本身反过来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。对气候和地貌产生强烈影响。如在同一高度，冰川表如在同

25、一高度，冰川表面的气温通常比非冰川表面的要低面的气温通常比非冰川表面的要低22左右，而湿度却高得左右，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，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一巨大“冷源冷源”，在那里可形成稳定的反气旋，使南半球保，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，如果大陆持强劲和稳定的极地

26、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，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。貌的影响，在地貌一章中再进行重点讲述。 n6.6. 冰川推进时，将毁灭它所覆盖地区的植被，冰川推进时，将毁灭它所覆盖地区的植被，迫使动物迁移，埋没土壤，使上便形成过程中断，迫使动物迁移，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

27、物分布区重新分配，土壤形成退缩时，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。和高海拔地区移动。 第六节第六节 海海 洋洋地球上广大连续的咸水水体的总称为海洋。地球上广大连续的咸水水体的总称为海洋。地地球上陆地全部为海洋所分开与包围，所以陆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，形成统一的世界和能量可以充分地进行交流，

28、形成统一的世界大洋，使海洋具有连续性、广大性，成为地球大洋，使海洋具有连续性、广大性，成为地球上水圈的主体。上水圈的主体。一一、海水的理化性质、海水的理化性质n（一）海水的化学性质（一）海水的化学性质 海洋是地球水圈的海洋是地球水圈的主体，是全球水循环的主体，是全球水循环的主要起点和归宿，也是主要起点和归宿，也是各大陆外流区的岩石风各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。化产物最终的聚集场所。海水的历史可追溯到地海水的历史可追溯到地壳形成的初期，在漫长壳形成的初期，在漫长的岁月里，由于地壳的的岁月里，由于地壳的变动和广泛的生物活动，变动和广泛的生物活动，改变着海水的某些化学改变着海水的某些化

29、学成分。成分。 1 1海水的化学组成海水的化学组成 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：可分为三类：n溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解气体；气体；n气泡；气泡；n固体物质，包括有机固体、无机固体和胶体颗固体物质，包括有机固体、无机固体和胶体颗粒。海洋总体积中，有粒。海洋总体积中，有96969797是水，是水，3 34 4是溶解于水中的各种化学元素和其他物质。是溶解于水中的各种化学元素和其他物质。 n目前海水中已发现目前海水中已发现8080多种化学元素，但其含量差别很大多种化学元素，但

30、其含量差别很大。主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锐、主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锐、硼、硅、氟等硼、硅、氟等1212种（表种（表5.55.5），含量约占全部海水化学元），含量约占全部海水化学元素总量的素总量的90.890.890.990.9，因此，被称为海水的大量元素。，因此，被称为海水的大量元素。其他元素在海洋中含量极少，都在其他元素在海洋中含量极少，都在1mg/L1mg/L以下，称为海水以下，称为海水的微量元素。海水化学元素最大特点之一，是上述的微量元素。海水化学元素最大特点之一，是上述1212种主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要离子

31、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（表量差别很大（表5.65.6）。由表）。由表5.65.6可知，氯化物含量最高，可知，氯化物含量最高，占占88.688.6，其次是硫酸盐，占，其次是硫酸盐，占10.810.8。 * * 海水中盐分的来源，主要来自两个方面：海水中盐分的来源，主要来自两个方面：n一是河流从大陆带来。一是河流从大陆带来。河流不断地将其所溶解的盐类输河流不断地将其所溶

32、解的盐类输送到海洋里，其成分虽与海水不同（表送到海洋里，其成分虽与海水不同（表5 57 7）（海水中）（海水中以氯化物为最多，河水则以碳酸盐类占优势），但是，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。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，当这些生物死后，它们的外壳、骨胳等就沉积在海壳，当这些生物死后，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

33、衡，而氯化物消耗最少。由于长年累月生物收支近于平衡，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。作用的结果，就使海水中的盐分与河水大不相同。n二是海水中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。二是海水中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。这从海洋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。相辅相成的。 海水盐度海水盐度是是1000g1000g海水中所含溶解的盐类物质的总量，海水中所含溶解的盐类物质的总量，叫盐度

34、（绝对盐度）。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）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，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、对流混合起主要作用。降降水、蒸发、洋流和海水的涡动、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；

35、反度升高。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。可使盐度降低。例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值可降低到使海水冲淡，盐度值可降低到 11.5 11.51010-3-3左右。左右。 2 2海水的盐度海水的盐度n世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在 33331010-3-3 37

36、371010-3-3之间。海洋表面盐度分布规律为：之间。海洋表面盐度分布规律为：从亚热带海从亚热带海区向高低纬递减，形成马鞍形；区向高低纬递减，形成马鞍形；盐度等值线大体与纬盐度等值线大体与纬线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增大；大；大洋中的盐度比近岸海区的盐度高；大洋中的盐度比近岸海区的盐度高；世界最高世界最高盐度（盐度（40401010- 3- 3）在红海，最低盐度在波罗的海）在红海，最低盐度在波罗的海（3 31010-3-3 10101010-3-3）。）。 n大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变幅不超大洋表层盐度随时间

37、变化的幅度很小，一般日变幅不超过过 0.050.051010-3-3，年变幅不超过，年变幅不超过2 21010-3-3。只有大河河口附。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。近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年变福才比较大。 3 3海水中的气体海水中的气体 溶解于海水的气体，以氧和二氧化碳较为重要。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，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

38、时，海水中水中二氧化碳多，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。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，大气中化碳还可与钙离子结合生成碳酸钙沉淀。这样，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，海洋是自然界岸边，空气总是十分清新

39、的，海洋是自然界“二氧化碳二氧化碳的巨大调节器。的巨大调节器。 （二）海水的物理性质（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：于下： n1 1海水温度海水温度 海水主要是靠吸收太阳光能的辐射热来增高温度的。海水主要是靠吸收太阳光能的辐射热来增高温度的。因因此，海水温度因时、因地而异。海此，海水温度因时、因地而异。海面水温的变化比陆地温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，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海

40、洋表面平均日较差一般不超过11，年较差则为，年较差则为l l1717。陆地上气温的平均较差却大得多，日较差最大可达陆地上气温的平均较差却大得多，日较差最大可达5050，年较差最大可达年较差最大可达70-80m70-80m。 海水温度由低纬向高纬减低的趋势要较陆地缓慢得多。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据观察，海洋表面最低温度是-2-2，最高温度是，最高温度是3636，温，温度的绝对较差只有度的绝对较差只有3838。而在陆地上，温度绝对较差可达。而在陆地上，温度绝对较差可达100100以上以上 。世界大洋表面水温分布具有如下规律：世界大洋表面水温分布具

41、有如下规律：n（l l）水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。）水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。n（2 2）北半球水温（平均为）北半球水温（平均为19.219.2）较南半球水温（平）较南半球水温（平均为均为1616）高。）高。n（3 3）水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等）水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度温线较疏，纬度40405050地带等温线较密。地带等温线较密。n（4 4）大洋东西两恻，水温分布有明显差异，在低纬区，）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；在纬度水温西高东低；在高纬区，水温则东高

42、西低；在纬度40405050地带，等温线西密东疏。地带，等温线西密东疏。n（5 5）夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可是水温水平）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。梯度冬季大于夏季。世界大洋表面水温分布具有如下规律：世界大洋表面水温分布具有如下规律：n世界大洋水温世界大洋水温的垂直分布规的垂直分布规律是：律是：从海面从海面向海底呈不均向海底呈不均匀递减的趋势；匀递减的趋势；在南北纬在南北纬40400 0之之间，海水可分间，海水可分为表层暖水对为表层暖水对流层和深层冷流层和深层冷水平流层（图水平流层（图5 53131）。）。 n2 2海水密度海水密度 海水密度是指单位体积

43、内所含海水的质量，其单位是海水密度是指单位体积内所含海水的质量，其单位是g/cmg/cm3 3, ,但习惯上使用的密度是指海水的比重，即是指一个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大气压下，海水的密度与水温在3.983.98时蒸馏水密度之比。时蒸馏水密度之比。因此在数值上密度和比重是相等的。因此在数值上密度和比重是相等的。海水的密度状况，是海水的密度状况，是决定海流运动的最重要因子之一。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，海水密度可用产水密度可用产 s,t,p来表示。来表示

44、。 在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为现现场密度或当场密度。场密度或当场密度。当大气压等于零时的密度，称为条件密当大气压等于零时的密度，称为条件密度，用度，用 s,t,0表示。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理因素，都影响密度变化。虽然各大洋不同季节的密和盐度变化的地理因素，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，即大洋表面密度度在数值上有所变化，但其分布规律大体是相同的，即大

45、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，约很高，降水多，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.023001.02300。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，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，一般在一般在1.024001.02400左右。极地海区由于温度很低，降水少，所以密度最左右。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，可达大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.

46、027001.02700以上。以上。 因为海水的密度一般都大于因为海水的密度一般都大于1 1，例如，例如，1.01600,1.028141.01600,1.02814等，并精确到小数等，并精确到小数5 5位，为书写的方便，可将密度数值减去位，为书写的方便，可将密度数值减去l l再乘以再乘以100100，并用，并用 s,t,ps,t,p表示。即：表示。即： s,t,p = ( s,t,p 1 ) 1000 例如： s,t,p为1.02545时， s,t,p为25.45n在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。在南北纬且已之间在南北纬且已

47、之间100m100m左右水层内，密度最小，并且在左右水层内，密度最小，并且在5050米以内垂直梯度极小，几乎没有变化；米以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50-10050-100米深度米深度上，密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层）。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。约从被上部侦测发现，故有液体海底之称。约从1500m1500m开始，开始，密度垂直梯度很小；在深层大于密度垂直梯度很小；在深层大于3000m3000m，密度几乎不随深，密度几乎不随深度而

48、变化。度而变化。 n3 3水色水色 所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色。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质和光线的强弱，说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，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，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，即太阳

49、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。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。水色计由水色常用水色计测定。水色计由2121种颜色组成，由深蓝到种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码黄绿直到褐色，并以号码l l2121代表水色。号码越小，水代表水色。号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。色越高；号码越大，水色越低。 n4 4海水的透明度海水的透明度 海水的透明度，是指海水的能见度。海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程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度

50、。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。大；水色越低，透明度越小。 透明度的测定：用一个直径透明度的测定：用一个直径30cm30cm的白色圆盘，垂直放到海的白色圆盘，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，达明度。世界以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，

51、达66.5m66.5m。我国南海为。我国南海为202030m30m，黄海为，黄海为l l2m2m。 5 5海冰海冰淡水的冰点为淡水的冰点为00，最大密度的温度是，最大密度的温度是44；而海水的冰点和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。缓。当海水的盐度大于当海水的盐度大于24.69524.69510103 3时，最大密度的温度时，最大密度的温度低于冰点温度；而盐度小于低于冰点温度；而盐度小于24.69524.69510103 3时，最大密度的时，最大密度的温度高于冰点温度；只有盐度在温度高于冰点温度；只有盐度在24

52、.69524.69510103 3时，海水的时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为最大密度的温度才与冰点温度相同，为1.3321.332（图（图5 53232）。）。 海水结冰较淡水困难。因大洋表面海水结冰较淡水困难。因大洋表面盐度一般均大于盐度一般均大于24.69524.69510103 3，故，故冰点更低；当海面水温达到冰点时，冰点更低；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，整层海水达到冰点，海水结冰时，又要不断的析出盐分，使未结冰的又要不断的析出盐分

53、，使未结冰的海水盐度增大，密度也增大，从而海水盐度增大，密度也增大，从而加强了对流和降低了冰点，阻碍海加强了对流和降低了冰点，阻碍海冰的进一步增长冰的进一步增长。二二、海水的运动、海水的运动 n海水运动的形海水运动的形式主要是波浪、式主要是波浪、潮汐和洋流。潮汐和洋流。n（一）波浪（一）波浪 v 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。运动和能量的传播。v 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。是波浪运动的实质。这是由于水

54、质点同时受到动力和复原力这两个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。互相垂直的力共同作用的结果。u动力，如风力、潮汐、地震或局部大气压力的变动动力，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。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。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，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，这样水受复原力的作用有恢复原位的趋势而产生

55、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，于是连续的点又将它所获得的能量依次相传，于是连续的“能流能流”就随就随波前进。故波浪只是形状的前进，水质点并没有随波前进。波前进。故波浪只是形状的前进，水质点并没有随波前进。 n1 1波浪要素波浪要素波浪的基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、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长、周期、波速

56、、波向线和波峰线等 波峰是静水面以上的波浪部分。波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰的最高点。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。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波高波高h，是波顶与波底之间的垂直距离。，是波顶与波底之间的垂直距离。波长波长 ，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。周期周期 ，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要的时间。的时间。波速波速c c，是波形移动的速度，即，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。波向波峰线，是指垂直波浪

57、传播方向上各波顶的连线。波向线，是指波动传播的方向线，是指波动传播的方向 。cn1. 1. 波浪分类波浪分类 波浪的种类很多，这里介绍几种主要的分类方法：波浪的种类很多，这里介绍几种主要的分类方法：n（l l）按成因分类）按成因分类风浪和涌浪风浪和涌浪：在风力的直接作用下形成的波浪，称为在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为称为涌浪涌浪。两者的性质、波形、波高、波长、波速等都。两者的性质、波形、波高、波长、波速等都不同。不同。风浪的性质属于强制波，其波形的轮廓和余摆线风浪的性质属于强制波，其波形的轮

58、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，最大仅达伏；其波高较高，波长较短；波速较慢，最大仅达404050km/h50km/h。而涌浪的性质是属于自由波，其波形的轮廓和而涌浪的性质是属于自由波，其波形的轮廓和余摆线较接近，波峰测滑，海面较规则，波浪呈一排排余摆线较接近，波峰测滑，海面较规则，波浪呈一排排的样子，其波高较矮，波长较长的样子，其波高较矮，波长较长( (可达可达500m500m至至600m600m，甚至，甚至800m800m以上以上) )，波速较快，每小时能达，波速较快，每小时能达10

59、0100多多kmkm，发可以比，发可以比风速大，可利用它来预报台风或风暴。风速大，可利用它来预报台风或风暴。 内波内波：发生在海水的内部，由两种密度不：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。同的海水作相对运动而引起的波动现象。潮波潮波：海水在引潮力作用下产生的波浪。：海水在引潮力作用下产生的波浪。 海啸海啸：由火山、地震：由火山、地震或风暴等引起的巨浪。或风暴等引起的巨浪。n（2 2）按水深分类按水深相对波长大小可分为深水波和浅）按水深分类按水深相对波长大小可分为深水波和浅水波。水波。 深水波：是水深相对波长很大的波。这种波动主要深水波：是水深相对波长很大的波。这种

60、波动主要集中在海面以下一个较薄的水层勺，又称为表面波或短集中在海面以下一个较薄的水层勺，又称为表面波或短波。波。 浅水波：是水深相对波长很小的波，又称为长波。浅水波：是水深相对波长很小的波，又称为长波。n（3 3）按波形的传播性质分类）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，称前进波或前进波：波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。进行波。 驻波：波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点驻波：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。不断地升降交替着的波浪，称驻波。 n3 3余摆线波（正弦波）余摆线波（正弦波） 早在早在18021802年捷克学者格