6第六章水圈系统

第六章第六章 水圈系统水圈系统 水圈的演化水圈的演化:水从无到有水从无到有：自生说；外生说自生说自生说地球从原始星云凝聚成行星后，由于内部温度变化和重力作用，物质发生分异和对流，于是地球逐渐分化出圈层。在分化过程中，氢、氧等气体上浮到地表，再通过各种物理和化学作用最后生成水。水是在玄武岩先熔化后冷却形成原始地壳的时候产生的。初生的地球，在继续旋转和凝聚的过程中，由于本身的凝聚收缩和内部放射性物质（如铀、钍等）的蜕变生热，温度不断增高，因此地球内部的物质也开始熔化，高熔点的物质下沉，易熔化的物质上升，从中分离出易挥发的物质:氮、氧、碳水化合物、硫和大量水蒸气。地下深处的岩浆中含有丰富的水，实验证明，压力为15KPa，温度为1000度的岩浆，可以溶解30%的水。火山口处的岩浆平均含水6%，有的可达12%，而且越往地球深处含水量越高。据此，有人根据地球深处岩浆的数量推测在地球存在的45亿年内，深部岩浆释放的水量可达现代全球大洋水的一半。火山喷发释放出大量的水。从现代火山活动情况看，几乎每次火山喷发都有约75%以上的水汽喷出。1906年维苏威火山喷发的纯水蒸气柱高达13000米，一直喷发了20个小时。阿拉斯加卡特迈火山区的万烟谷，有成千上万个天然水蒸气喷出孔，平均每秒钟可喷出97一645度的水蒸气和热水约23000m3。据此有人认为，在地球的全部历史中，火山抛出来的固体物质总量为全部岩石圈的一半，火山喷出的水也可占现代全球大洋水的一半。地球内部矿物脱水分解出部分水，或者释放出的一氧化碳、二氧化碳等气体，在高温下与氢作用生成水。此外，碳氢化合物燃烧也可以生成水，在坚硬的火成岩中，也有一定数量的结晶水和原始水的包裹体。外生说外生说 人们在研究球粒陨石成分时，发现其中含有一定量的水，一般为0.5%-5%，有的高达10%以上，而碳质球粒陨石含水更多。球粒陨石是太阳系中最常见的一种陨石，大约占所有陨石总数的86%。一般认为，球粒陨石是原始太阳最早期的凝结物，地球和太阳系的其他行星都是由这些球粒陨石凝聚而成的。太阳风到达地球大气圈上层，带来大量的氢核、碳核、氧核等原子核，这些原子核与大气圈中的电子结合成氢原子、碳原子、氧原子等。再通过不同的化学反应变成水分子，据估计，在地球大气的高层，每年几乎产生1.5t这种宇宙水。然后，这种水以雨、雪的形式落到地球上。太阳风太阳风是从恒星上层大气射出的超声速等离子体（带电粒子）流。水从少到多、从酸性到碱性水从少到多、从酸性到碱性：经过以上的自生和外生过程，从而使地球上的水量逐渐发生变化。据估计，35亿年前地球表层的水量只有目前的1/10。水通过岩浆活动和火山喷发由地球内部逸出，从而使地球水圈的水越来越多。目前每年约有660km3的水从地慢逸出。原始酸性的大洋水与当时偏于基性的火成岩发生作用，会产生中性或偏碱性的溶液，原始的酸性大洋便逐步改变其性质，主要的碳酸根和重碳酸根离子成分逐步被氯原子所取代。早期的大洋便随着向氯离子为主的现代大洋过渡。在距今15一20亿年时，海洋中出现真核细胞的绿色植物，通过绿色植物的光合作用产生大量的游离氧，不但满足海洋中各种氧化反应，而且从水中逸至大气中，使水圈和大气圈开始具备现代特点。此时有了足够的游离氧，从而使二氧化碳转化为碳酸根，还原硫转化为硫酸根，海水中除了含大量的氯化物以外，又增添了大量的碳酸盐和硫酸盐。随着微生物光合作用的加强，海水中的二氧化碳减少，pH值提高，使古代酸性海水逐渐演变成由氯化物和硫酸盐组成的弱碱性的现代海水。此后，从寒武纪到现在，海水性质没有很大变化。从汽到水、冰从汽到水、冰:根据以上事实说明地球内部含有大量的水，这些水是当宇宙中的尘埃凝聚成地球时，同时被封存在地球的原始球粒陨石中。由于当时地球温度很高，原物质处于熔融状态;地球自转速度也很快(35亿年前，地球自转的速度约为现在的6倍，那时地球上的一天一夜只有4h)。由于地球自转产生的重力离心分异，使重物质下沉，轻物质上升。活动性最强而又是最轻的物质之一的水，便转移到地球外壳。包含在岩浆中的水，也随着岩浆的逐渐凝固被排挤出来。这些被挤压出来的水呈水汽状态，在高空凝结为云，飘浮在地球上空。此后，地面温度逐渐降低，浓厚的水汽逐渐冷凝成水降到地面，形成原始水圈。据估计，大约6亿年前，地表温度降低到30度左右时，岩浆中挤出的水大约有99%都降落到地面，形成为地球表面的水。此后，由于温度继续下降，地表形态的变化，气温在各地的差异等，在某些高纬、高海拔地区，尤其是在寒冷的冰期来临时，水又由气态、液态转化成固态。逐步形成了气态水、液态水和固态水共存，三态相互转换的水圈现代水圈。从地理学的角度，水的作用表现在两个方面：q水是全球热量交换的载体 地球辐射差额在35S35N为正，其他为负，但全球的温度能维持相对的稳定，是因为高低纬之间主要通过大气环流和洋流交换热量，而水分则是主要的载体。q水是塑造地貌的主要外营力 内力作用形成宏地貌，而外力作用（主要是水）对宏地貌进行“雕刻”，形成微地貌。第一节第一节 地球上水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：主要表现为海陆分布垂直：大气圈、生物圈、岩石圈 第二节 水循环与水量平衡一、水循环(water cycle)概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引 力等作用下，通过蒸发(evaporation)、水汽 输送、凝结(condensation)降水 (precipitation)、下渗以及径流等环节，不 断地发生相态转换和周而复始运动的过程。1、水循环基本过程 地球上的水循环过程:蒸发-水汽输送-降水-径流(地表径流和地下径流)水循环水循环2、水循环机理q服从质量守衡定律；q太阳辐射和重力是基本动力；q涉及水圈、大气圈、岩石圈和生物圈；q全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放 系统。3、水循环的基本类型q大循环：概念：发生在全球海洋与陆地之间的水分交换过程。又称为外部循环外部循环。q小循环概念：发生在海洋与大气之间，或陆地与大气之间 的水分交换过程。又称为内部循环内部循环。海洋小循环：海洋与大气之间的水分交换过程。陆地小循环：陆地与大气之间的水分交换过程。4、全球水循环的层次结构5、水体的更替周期T为更替周期；W为水体总贮水量；W为水体年平均参与水循环的活动量。W/WT 二、水量平衡(water balance)概念：任意区域在任意时段内，其收入(input)的水 量与支出(output)的水量之差额必等于该时 段区域内蓄水的变化量。全球水量平衡方程：P全球=E全球 全球水量平衡：尽管对于全球海洋陆地的蒸发量、降水量与径流量的估算值还不完全相同，但有一点是共同的，就是全球的水量是平衡的。全球水平衡全球水平衡（数据来自（数据来自John Mbugua,1995John Mbugua,1995）第第六六章章水量平衡的研究意义：水量平衡的研究意义：水量平衡研究是水文、水资源学科的重大基础研究课题，具有重要的理论意义和实际应用价值。可以定量地揭示水循环过程与全球地理环境、自然生态系统之间的相互联系、制约的关系；是人们认识和掌握河流、湖泊、海洋、地下水等各种水体的基本特征、空间分布、时间变化以及今后发展趋势的重要手段；为工程规划提供基本设计参数，以及用来评价工程建成以后可能产生的实际效益；水量平衡方法是合理处理各部门不同用水需要，进行合理调度、充分发挥工程效益的重要手段。第三节 水分运动和输送一、海水的运动和输送海水的运动类型：洋流运动、潮汐运动、波浪运动（一）洋流运动1、概念及分类概念:海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水。类型（按成因）类型（按成因）：风海流、密度流、补偿流潮流（一般不算作洋流）由天体引潮力所引起，它和潮汐共存。其运动形式有旋转流（回转流）和往复流（如钱塘江）。（1）风海流在稳定的盛行风作用下形成的洋流。其影响深度，一般为200m左右。（2）密度流是由于海水密度分布不均匀引起的洋流。海水密度分布不均匀而使海区形成了压力梯度，海水从高压区向低压区流动，所以又称梯度流。（3）补偿流：是由于海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。补偿流可以是水平流动，也可以是垂直流（上升流和下降流）。世界著名的上升补偿流离岸风形成的上升流（涌升流）：离岸风形成的上升流（涌升流）：海区海区离岸风离岸风补偿流名称补偿流名称北太平洋东岸北太平洋东岸东北信风东北信风加利福尼亚寒流加利福尼亚寒流南太平洋东岸南太平洋东岸东南信风东南信风秘鲁寒流秘鲁寒流北大西洋东岸北大西洋东岸东北信风东北信风加那利寒流加那利寒流南大西洋东岸南大西洋东岸东南信风东南信风本格拉寒流本格拉寒流北印度洋西岸北印度洋西岸西南季风西南季风索马里寒流索马里寒流按本身与周围海水温度的差异分为按本身与周围海水温度的差异分为：q暖流：本身水温较周围海水温度高的洋流q寒流：本身水温较周围海水温度低的洋流按流经的地理位置分为：按流经的地理位置分为：q赤道流q大洋流q极地流q沿岸流2、作用于洋流的力q风对海水的应力：风对海面的摩擦力q海水的梯度力：处于压缩状态下的流体，能产生向外膨胀的力q地转偏向力q摩擦力：当海水作相对运动时，流速不同的海水之间就会发生动量交换，表现为内切应力的摩擦力 3、世界大洋表层环流系统 大气与海洋之间相互作用、相互影响，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，海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。（1）大洋表层环流特点 洋流的分布世界洋流分布图世界洋流分布图 绕极环流绕极环流洋流分布有以下特点：洋流分布有以下特点：以南北回归线的副热带高压为中心形成的反气旋型大洋环流。以北半球中高纬海上低压区为中心形成的气旋型大洋环流。南半球中高纬度为西风漂流。在南极大陆形成绕极环流。北印度洋形成季风环流。冬季北印度洋盛行东北季风，形成反时针方向的东北季风漂流；夏季，北印度洋盛行西南季风，形成顺时针方向的西南季风漂流。影响中国的洋流有黑潮及季风漂流等。世界大洋环流的联系示意图世界大洋环流的联系示意图（Broecker,1995)Broecker,1995)在大洋深层环流系的垂直结构中，可分出暖、冷两种环流系统和在大洋深层环流系的垂直结构中，可分出暖、冷两种环流系统和五个基本水层（表层、次层、中层、深层和底层）。世界大洋环流体系五个基本水层（表层、次层、中层、深层和底层）。世界大洋环流体系由表层（包括次表层水）环流、中层环流、深层和底层环流所组成。表由表层（包括次表层水）环流、中层环流、深层和底层环流所组成。表层环流主要是风成环流。层环流主要是风成环流。中层环流、深层环流和底层环流均为盐度环流。中层环流、深层环流和底层环流均为盐度环流。表层水、次层水、中层水、深层水和底层水在其运动过程中，进行着全表层水、次层水、中层水、深层水和底层水在其运动过程中，进行着全球性的水量交换与循环，这构成世界大洋中统一的环流体系。球性的水量交换与循环，这构成世界大洋中统一的环流体系。第第六六章章（2）大洋表层环流模式q赤道漂流 在信风带的应力作用下，形成赤道洋流(又称信风漂流)，对南北半球水量交换起着重要作用。特点：宽约2000Km，厚约200m，表面流速为2050cm/s。由于赤道偏北，所以信风漂流也偏北。q赤道逆流q副热带环流 分布在南北纬50之间，并在赤道两侧成非对称出现。洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大的特点。q西风漂流q副极地环流（3）太平洋洋流q黑潮起源于菲律宾吕宋岛以东海区，流经台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。黑潮特点：在台湾以东黑潮宽度约277.8公里;平均厚度约400米，最大厚度可达1000多米;强流带靠近大陆一侧，在主轴右侧有巨大旋涡，流路如蛇形；流速在台湾以东为5080cm/s，到琉球以西增 到100130cm/s;流量相当全世界河流总流量的20倍。（4）大西洋洋流q湾流湾流长约3000多公里，宽约120公里;表层水温约25;流量约为全世界河流总量 的120倍;（5）印度洋洋流q北印度洋季风漂流 冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂 流；逆时针 夏季，北印度洋盛行 西南季风，形成西南 季风漂流。顺时针（6）南极绕极环流 绕极环流的特点是低温、低盐，冬季大部分水温在冰点左右，流量相当于世界大洋中最强大的湾流和黑潮的总和，但流速仅为其1/10。4、洋流对地理环境的影响影响影响实例实例气候气候促进全球热量和水分交换促进全球热量和水分交换影响沿岸影响沿岸地区气候地区气候暖流增温增湿暖流增温增湿温带海洋性气候的温带海洋性气候的形成形成寒流减温减湿寒流减温减湿中低纬度大陆西岸中低纬度大陆西岸的荒漠形成的荒漠形成海洋海洋生物生物寒暖流交汇处形成大渔场寒暖流交汇处形成大渔场世界三大渔场、我世界三大渔场、我国的舟山渔场国的舟山渔场上升流海域形成大渔场上升流海域形成大渔场秘鲁渔场秘鲁渔场海洋海洋环境环境加速了海洋污染的净化加速了海洋污染的净化扩大了海洋污染的范围扩大了海洋污染的范围（二）潮汐运动1、概念概念:潮汐是海水运动的主要形式之一，是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性升降运动。我国古代把白天出现的海水涨落叫做潮，把夜间出现的海水涨落叫做汐，合称潮汐。潮汐要素图潮汐要素图 潮汐是由于月球和太阳的引力引起的地球海水面的周期性升降运潮汐是由于月球和太阳的引力引起的地球海水面的周期性升降运动。在潮汐涨落的每一周期内，当水位涨到最高位置时，叫高潮或满动。在潮汐涨落的每一周期内，当水位涨到最高位置时，叫高潮或满潮；当水位下降到最低位置时，叫低潮或干潮。从低潮到高潮过程中，潮；当水位下降到最低位置时，叫低潮或干潮。从低潮到高潮过程中，水位逐渐上升，叫涨潮；从高潮到低潮过程中，水位逐渐下降，叫落水位逐渐上升，叫涨潮；从高潮到低潮过程中，水位逐渐下降，叫落潮。当潮汐达到高潮或低潮的时候，海面在一段时间内既不上升也不潮。当潮汐达到高潮或低潮的时候，海面在一段时间内既不上升也不下降，分别叫平潮和停潮。平潮的中间时刻叫高潮时；停潮的中间时下降，分别叫平潮和停潮。平潮的中间时刻叫高潮时；停潮的中间时刻，叫低潮时，相邻的高潮与低潮的水位差叫潮差。刻，叫低潮时，相邻的高潮与低潮的水位差叫潮差。第第六六章章2、潮汐的形成引潮力并不是引力，而是两个天体之间引力与离心力的合力。引潮力大小一方面取决于太阳和月球对地球的引力，另一方面取决于地球绕地月公共质心公共质心运动时所产生的离心力。3、潮汐的变化由于月球绕地球运转，在一个朔望月（29.5天）内，太阳、地球和月球的相互位置的变化相应引起潮汐的周期性变化。当初一（朔）和十五（望），太阳、地球、月球几乎在同一直线上，太阳潮最大程度加强了太阴潮，形成一月中两次最大的日月合成潮，高潮很高，低潮很低，潮差最大，即为大潮大潮；类型：半日潮：在一个太阴日（24小时50分）内，有两次高潮和两次低潮，而且两相邻高潮或低潮的潮高几乎相等，涨落潮时也几乎相等。潮汐高度从赤道向两极递减，故又称为赤道潮或分点潮；全日潮：半个月内，有连续7天以上在一个太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，这样的潮汐称为全日潮。北部湾是世界上最典型的全日潮海区之一。混合潮：在一个太阴日内，也有两次高潮和两次低潮，但潮差不等，涨潮时和落潮时也不等。（三）波浪运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震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。1、波浪要素波浪的基本要素：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波峰线、波向线等等。H波峰波峰是静水面以上的波浪部分；波谷波谷是静水面以下波浪部分；波顶波顶是波峰的最高点；波底波底是波谷的最低点；波高波高是波顶与波底间的垂直距离；波长波长是两相邻波顶或波底间的水平距离；波陡波陡是波高与半个波长之比；波浪周期波浪周期是两相邻的波顶（或波底）经过同一点所需要的时间；波速波速是波形移动的速度，即波长与波浪周期之比值。波向线波向线是表示波浪传播方向（浪向）的线；波峰线波峰线是与波向线正交，并通过波峰的线。2、波浪的类型波浪按成因分类风浪和涌浪：由风力的直接作用而形成的波浪，称为风浪；当风停止或波浪离开了风区时的波浪称为涌浪；风浪属于强制波，波形和余摆线差别大，波峰高而尖陡，波峰前后不对称，前部陡峻而后部平缓，波谷比较宽平，波长较短，波速较慢，最大仅 40 50 kmh；涌浪属于自由波，波形接近余摆线，波峰圆滑而矮，前后对称，波长较长（可达500600 m，甚至800 m 以上），波速较快，100 kmh，可以比风速大，故常利用它来预报台风或风暴。海啸（Tsunamis）：由火山爆发、海底地震引起海底大面积升降，以及沿海地带山崩和滑坡等造成的巨浪，称为地震海啸。“下降型下降型”和和“隆起型隆起型”。由于强烈的大气扰动（例如台风、强低压等）而引起海水异常升降产生的巨浪，称之为风暴潮。二者产生的原因虽不相同，但它们产生的现象和破坏力却是类似的，所以，一般将二者统称为海啸。破坏性的地震海啸，只在地震构造运动出现垂直断层、震源深度50 km、而里氏震级大于 6.5 的条件下才会发生。其波长为几十至几百公里，周期为2200分钟，最常见的是240分钟。C为海啸波速；为重力加速度，为水深；全球海洋的平均深度为3600m，海啸的平均前进速度为360500kmh。公元358年至今全球发生过近5，000次破坏性地震海啸，其中约85的地震海啸分布在太平洋中的岛弧海沟地带。GHC 潮波：引潮力所致；气压波：因气压突变而产生；船行波：船行作用产生。波浪按水深分类深水波水深相对波长很大的波（水深L2），水质点运动轨迹为圆形，又称表面波或短波；深水波作用的极限水深等于一个波长，该深度称为波浪作用基面或波底；浅水波水深相对波长很小的波（水深 L2），水质点运动轨迹为椭圆形，又称长波；浅水波与深水波比较，波速减小，波长变短，波高增加。二、径流的流动与输送（一）径流形成的基本过程1、产流阶段 当降雨满足了植物截留、洼地蓄水和表层土壤储存后，后续降雨强度又超过下渗强度、其超过下渗强度的雨量，降到地面以后，开始沿地表坡面流动称为坡面漫流，是产流的开始。如果雨量继续增大，漫流的范围也就增大，形成全面漫流，这种超渗雨沿坡面流动注人河槽，称为坡面径流。地面漫流的过程，即为产流阶段。2、汇流阶段 降雨产生的径流，沿坡面漫流汇集到附近的河网后，顺河槽向下游流动，最后全部流经流域出口断面，形成河网汇流。河槽调蓄作用：涨水过程中，河水补给地下水，此外河网本身可以滞蓄一部分水量。因此，对同一时刻而言，出水断面以上坡面汇入河网的总水量必然大于通过出口断面的水量；而在落水过程中，与此相反，即出口断面以上汇入河网的总水量小于出口断面的水量。这种现象称为河槽调蓄作用。（二）河川径流的变化1、描述河川径流的特征值径流总量：单位时间内通过河流某断面的总水量。径流深度：某一流域径流总量与该流域面积之比。径流模数：单位时间单位流域面积上的产水量。径流系数：任一时段内的径流深度（或径流总量）与同一时段内的降水深度（或降水总量）的比值。模比系数：又称径流变率，是某一时段内的径流模数（或流量）与该时段径流模数多年平均值之比。2、河川径流的变化（1）正常径流量即年正常径流量，是一年之中流过某一断面的平均流量，这个平均流量通常是采用多年径流量的算术平均值。（2）河川径流的年际变化丰水年（大于正常年径流量）、枯水年变差系数总结：降水量少的地区，其变差系数大于降水量多的地区；以雨水补给为主的河流，其变差系数值大于以地下水补给为主的河流；以地下水补给为主的河流，因其补给量较稳定，变差系数值较小。112nKCivKi-第i年的径流变率（3）河川径流的年内变化 影响径流年内变化的因素主要是气候和下垫面状况，以雨水补给为主的河流，径流的年内变化往往同降水周期密切相关。3、洪水和枯水洪水是指短时间内大量降水使河槽形成的特大径流。洪峰流量：洪水过程中的最大瞬时流量；洪水总量：指一次洪水的总量，即洪水过程线与横坐标之间所包围的面积；洪水过程线：是洪水随时间变化的过程曲线。枯水是河流断面上较小流量的总称。枯水径流的时间为枯水期，当月平均水量占全年水量的比例小于5%时，为枯水期。第三节 海洋水环境一、海水的性质1、海水的温度 一般为-2-30。南极地带的威德尔海是世界大洋中水温最低的地方；5-10N为表层水温最高区域。垂直方向上，总的来说随深度增加而温度降低。混合层：深度20-200m，此层中温度是均匀变化的；温跃层，此层温度急剧下降；最小一层位于温跃层下，温度平稳下降。2、海水的盐度 海水的盐度海水的盐度概念：实用盐度。概念：实用盐度。平均盐度：平均盐度：3.5%分布分布 规律规律全球：从南北半球的海区向全球：从南北半球的海区向 低纬度和高纬度低纬度和高纬度_副热带副热带递减递减局部海区局部海区最高：最高：红海红海最低：最低：波罗的海波罗的海影响影响因素因素气候气候蒸发量降水量，盐度蒸发量降水量，盐度高高蒸发量降水量，盐度蒸发量降水量，盐度低低洋流洋流（同纬度）（同纬度）流经过海区盐度高流经过海区盐度高流经过海区盐度低流经过海区盐度低暖暖寒寒径流径流有淡水汇入的海区盐度有淡水汇入的海区盐度低低无淡水汇入的海区盐度无淡水汇入的海区盐度高高50152iiiKaSK15是在“一个标准大气压力”下，温度15时，海水样品的电导率与标准kcl溶液的电导率之比。一般情况，不绝对3、海水的密度 海水的密度是指单位提交海水的质量。水平方向上，海水密度随纬度增高而增大，等密度线大致与纬线平行。垂直方向上，海水的密度随深度增大向下递增，但大约从1500m深度开始，密度随深度的变化越来越小，在深层，海水的密度几乎不再随深度增加而变化。3、海水的主要热性质（1）热容和比热容海水温度升高1K（或1）时所吸收的热量称为热容；单位质量海水的热容称为比热容。1m3海水降低1放出的热量可使3100m3的空气升高1。地球表面71%为海上覆盖，海洋温度变化对气候具有重要影响。（2）热膨胀在海上温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高外，还会发生体积膨胀，其相对变化率称为海水的膨胀系数。即当温度升高1k（或1）时，单位体积海水的增量。海水热膨胀系数比纯水大，且随温度、盐度和压力的增大而增大；在大气压力下，低温、低盐海水的热膨胀系数为负值，说明当温度升高时海水收缩。热膨胀系数从正值转为负值时所对应的温度，就是海水最大密度的温度tp（max），它也是盐度的函数，随海水盐度的增大而降低。（3）热传导相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，会使热量由高温向低温处转移，这就是热传导。单位时间通过某一截面的热量，称为热流率，单位为“瓦特”。5、海水的主要力学性质（1）海水的粘滞性 当相邻两层海水作相对运动时，由于分子的不规则运动或者海水块体的随机运动（湍流），在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。（2）海水的表面张力 在液体自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小，这就是表面张力。二、海洋的组成基于地理位置及水文特征差异，从区域范围上可分为洋、海、海湾、海峡等。1、洋 洋是世界大洋的中心部分和主体部分，它远离大陆，深度大、面积广，不受大陆影响，具有较稳定的理化性质和独立的潮汐系统以及强大洋流系统的水域。2、海 海是靠近大陆，深度浅（一般在两三千米之内），面积小，兼受洋、陆影响，具有不稳定的理化性质，潮汐现象明显，并具有独立海流系统的水域。海分为地中海地中海（陆间海和内陆海）和边缘海边缘海。陆间海陆间海是介于两个以上大陆之间，并有海峡与相邻海洋相通的水域，一般深度较大，如亚欧非大陆之间的地中海；内陆海内陆海是深入大陆内部，海洋状况受大陆影响显著，海的个性很强，如黑海、红海等。边缘海边缘海是位于大陆边缘的水域，一部分以大陆为界，另一部分以岛屿、半岛、群岛与大洋分开。与大洋的水交换比较自由。3、海湾 海湾是海洋伸入大陆的部分，其水域的深度和宽度向大陆方向逐渐减小。一般以入口处海角之间的连线或湾口处的等深线作为洋或海的分界线。4、海峡 海峡是连通海洋与海洋之间狭窄的天然水道。墨西哥湾三、海洋形态结构根据海底地貌基本形态特征，可分为大陆边缘、大洋盆地、洋中脊三个单元。1、大陆边缘（约占海洋总面积22%）一般包括大陆架、大陆坡和大陆基（大陆隆）。大陆架大陆架（大陆浅滩）是毗连大陆的浅水区域和坡度平缓区域，是大陆在海面以下的自然延续部分，通常取200m等深线为大陆架外缘。大陆坡和大陆基构成了由大陆向大洋盆地的过渡带。大陆坡大陆坡占据这一过渡带的上部，水深200-3000m的区域，坡度较陡。大陆基大陆基大部分位于3000-4000m等深线之间，坡度较缓。2、大洋盆地 大洋盆地是时间海洋中面积最大的地貌单元，其深度大致介于4000-6000m之间，占时间海洋总面积45%左右。3、大洋中脊 洋中脊或中央海岭是世界大洋中最宏伟的地貌单元。约占海洋面积的32.7%。4、海沟 海沟主要分布在大陆边缘与大洋盆地交接处，是海洋中最深区域，深度一般超过6000m。四、海洋对地理环境的影响1、海洋本身构成了地理环境的基本要素之一2、海洋借助自己与大气的物质和能量交换过程，间接影响气候和受气候影响的各种自然现象3、海洋中运动着的水体-洋流与气候的关系非常密切五、海平面变化全球海平面变化指全球平均海平面的升降值。原因如下：大洋盆地容积的变化，主要由构造作用引起；大洋水体积变化，主要是冰川的推进与收缩作用引起；大洋物质分布的变化引起的洋面变化；动力作用，如气象、水文、引力的变化引起的海平面变化。六、海洋荒漠化问题海洋荒漠化是指在人为作用下海洋（及其沿海地区）生产力衰退的过程，即海洋向着不利于人类的方向发展。我国海洋荒漠化的具体表现：沿海滩涂湿地面积大规模缩小；红树林的破坏；珊瑚礁的破坏；海洋生物资源开发过度；海洋环境污染。第四节 陆地地表水一、陆地表面水的组成与结构1、陆地表面水的组成 q89是以固态冰川的水体形式分布在南极大陆；q其余6大洲地表水占全球 的11；q这11中有10.16是冰 川水体；q除南极洲外，陆地表面 总水量中2、陆地表面水的结构冰川、湖泊、沼泽及河流在水循环系统中的功能：q河水是地表唯一的畅流液态水，其更新周期短、活力强，在水循环过程中上接大气水、下通地下 水、最后联结海水，是主干子系统；q冰川是地表最大水体，水循环活力最弱，更新周 期山岳冰川为1600年，极地冰盖9700年，起储存 和补给的作用；q湖泊与沼泽是地表洼地的滞流水体，水循环活力 较弱，其更新周期约17年，起传递调蓄的作用。二、河流1、河流、流域(drainage area)和水系(water system)q河流：向某一方向倾斜并有稳定水流的线状凹槽q流域：一条河流的集水区域。q水系：在流域内大小河流构成脉络相通的系统。水系特征：河流长度、河网密度、平面结构我国主要河流概况：名称 长度 流域面积(万km2)平均年径流量(亿m3)长江 6300 180.85 9755黑龙江 4440 1.85.5 3550珠江 2214 45.4 3360雅鲁藏布江2900 93.5 1654淮河 1000 45.6 1054松花江 2309 55.68 742黄河 5464 75.2 592长江黄河珠江淮河黑龙江辽河雅鲁藏布江长江流域图黄河流域图珠江流域图三、湖泊概念：陆地表面具有一定规模的天然洼地蓄水体系。1、湖泊的分类（1）按湖盆的成因分q构造湖 由于地壳的构造运动（断裂、断层、地堑等）所产生的凹陷形成。特点：湖岸平直、狭长、陡峻，深度大。例：贝加尔湖、坦噶尼喀湖、洱海等。贝加尔湖洱海q火口湖 火山喷发停止后，火山口成为积水的湖盆。特点：外形近圆形或马蹄形，深度较大。例：长白山上的天池。q堰塞湖 熔岩堰塞湖：火山爆发熔岩流阻塞河道形成，如、五大连池等；山崩堰塞湖：地震、山崩引起河道阻塞所致。如岷江上的大小海子（1932年地震山崩形成的）。长白山天池牡丹江镜泊湖牡丹江镜泊湖 位于牡丹江市宁安县境内，大约在一万年以前，由于火山爆发熔岩堵塞了牡丹江河道堰塞而成。q河成湖 由于河流的改道、截弯取直、淤积等，使原河道变成了湖盆。特点：弯月形或牛轭形，又称牛轭湖，水一般较浅。q风成湖 由于风蚀洼地积水而成。特点：多分布在干旱或半干旱地区，湖水较浅，矿 化度较高。例：内蒙古的湖泊牛轭湖牛轭湖q冰成湖 由冰川的刨蚀或堆积作用形成的湖泊、即冰蚀湖与冰碛湖。例：芬兰、瑞典、北美洲及我国西藏的湖泊。q海成湖 在浅海、海湾、及河口三角洲地区，由于沿岸流的沉积、使沙嘴、沙洲不断发展延伸，最后封闭海湾部分地区形成湖泊，这种湖泊又称碛湖。例：杭州的西湖。q溶蚀湖 由于地表水及地下水溶蚀了可溶性岩层所致。例：贵州的草海（2）按湖水补排情况分q吞吐湖 既有河水注入，又有流出。q闭口湖 只有入湖河流，没有出湖水流例：罗布泊（3）按湖水与海洋沟通情况分q外流湖：湖水能通过出流河汇入大海。q内陆湖：与海隔绝（4）按湖水矿化度分q淡水湖：矿化度小于1克/升；q微咸水湖：矿化度在124克/升之间；q咸水湖：矿化度在2435克/升之间；q盐水湖：矿化度大于35克/升。外流湖多为淡水湖，内陆湖则多为咸水湖、盐水湖。（5）按湖水营养物质分q贫营养湖q中营养湖q富营养湖2、湖泊水库的调蓄作用q水库的调节 运用水库蓄容径流的能力来抬高水位，集中落差，并在时程上、地区上重新分配的过程。水库的防洪、灌溉、发电及航运等效益，均建力在水库调节能力的基础上。q湖泊的调蓄作用 分蓄江河洪水，降低于流河段的洪峰流量，滞缓洪峰发生的时间，发挥调蓄作用。如洞庭湖。3、湖泊的演化 湖泊有其发生、发展与消亡的过程。q湖盆的演化 湖岸的变形 湖岸在波浪的冲击作用下发生崩塌变形，由弯曲变为平直。湖底的沉积 湖底的演化主要是由湖底的沉积作用引起的。湖底沉积物来源主要有外界输入的泥沙河湖岸崩塌的产物。演化的结果是湖泊由深变浅、由大变小、湖底由凹凸变为平坦。如洞庭湖。洞庭湖 是我国第二大淡水湖,现有水域2691平方公里，最大水深10.5米，最大容积200余亿立方米。是调蓄长江中游干、支流洪水的重要的天然水库。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学性质的改变。自然因素 由于气候的变化，使水的矿化度变化。这种过程是非常缓慢的。人为因素 是指工业废水、农田灌溉用水的排入，也会引起湖水性质的改变、演化。q湖中生物的演化 湖盆及水质的变化，必然使湖泊生物群落的组成结构、生物的种类、个数也相应发生变化。演化过程：湖盆变浅草向湖心扩展植物露出水面沼泽四、沼泽1、概述概念：地表土壤层水过饱和的地段。q全球沼泽 全球沼泽面积约占陆地面积的0.8，除南极外各地均有沼泽分布，在北半球的森林带、冻原带分布最为广泛。地球上最大的泥炭沼泽区在西西伯利亚，南北800Km，东西1800Km,堆积了地球全部泥炭的40。q我国沼泽 我国沼泽占全国陆地面积1.15，总面积约11万平方公里，主要分布在四川的若尔盖高原、三江平原等地。2、沼泽的基本特征q地表经常过湿或有薄层积水；q其上生长湿生植物或沼生植物；q下层有泥炭累积，或虽无泥炭积累但有潜育层存在的地段。3、沼泽类型 按沼泽土壤中水的来源：q低位沼泽 由地表水或地下水补给，又叫富营养沼泽；q中位沼泽 由雨水与地表水混合补给，又叫中营养沼泽；q高位沼泽 由雨水补给而营养贫乏，又叫寡营养沼泽。4、沼泽的形成q沼泽形成的自然条件 地势低平、排水不畅、蒸发量小于降水量，地表组成物质粘重不易渗透。所以沼泽主要分布在冷温或温湿地带。q水体沼泽化 海滨沼泽化 湖泊沼泽化 浅湖沼泽化 深湖沼泽化 河流沼泽化深湖沼泽化 水中长根茎漂浮植物的根茎交织在一起形成“浮毯”，由风或水流带入湖中的植物种子在浮毯上生长。植物的残体累积在浮毯上形成泥炭，下部的植物残体沉入湖底，形成泥炭层。随着时间的推移，由于上、下部泥炭层的扩大和加厚，湖泊转化为沼泽。浅湖沼泽化 水生植物不断生长与死亡，沉入湖底的植物残体在缺氧的条件下，未经充分分解便堆积于湖底，变成了泥炭，再加上泥沙的淤积，使湖面逐渐缩小，水深变浅，水生植物不断地从湖岸向湖心发展，最后整个湖泊就变成了沼泽。q陆地沼泽化q 森林沼泽化q 草甸沼泽化森林沼泽化 在寒带和寒温带茂密的针叶林区，森林阻挡了阳光和风，枯枝落叶层减小了地面蒸发、拦蓄了部分地面径流，如土壤底层不易透水，就会使土壤过湿，引起森林退化，使适合这种环境的草类、藓类植物生长，从而森林逐渐演变成沼泽。此外，森林采伐和火烧，可使土壤表层变紧，减少水分蒸腾，使土壤表层过湿，为沼泽植物生长创造条件，因而在采伐和火烧迹地上易引起沼泽化。草甸沼泽化 发生在地势低平、排水不畅的地方。疏丛草逐渐被密丛草所代替，植物残体在水不易流通的环境里，因分解不充分而转化为泥炭，草甸植被逐渐为沼泽植被所代替，草甸转化为沼泽。五、冰川1、概述概念：地表固态降水的积累与演化，形成能自行流动的天然冰体。q地表冰川总面积1620万Km ，占世界陆地面积11；q总储水量2406万Km，占地表淡水总量的68.7;q全世界的冰川每年消融总水量3000 Km ，相当于 全世界河槽总储水量的3倍。因此，冰川的积累和消融，积极参与了水圈的水循环。22、我国冰川q我国冰川主要分布在西部高山地带；q总面积约为58650 Km ，占亚洲冰川总面积的一半还多；q分布于内流河区的占60，外流河区的占40；q昆仑山 冰川面积最大，占20.6；喜马拉雅山 次之，占19.6；天山 第三，占18.7这三大山系就占全国冰川总面积的60左右。返回返回返回3、冰川的形成 成冰过程可以分为三个阶段:q雪的沉积q粒雪化q成冰作用 粒雪变成冰的成冰作用，按其变质性质分为：q冷型成冰q暖型成冰冷型成冰 在低温干燥的环境下，巨厚的粒雪层对下部的雪层施加巨大的压力，促使粒雪进行重结晶，形成冰川冰。这种成冰过程没有融水渗浸，为重结晶成冰过程。暖型成冰 当气温接近0时，冰雪消融下渗产生冻结。我国冰川主要是暖型成冰。4、冰川的类型q按冰川形态和运动特性分大陆冰盖山岳冰川q按冰川发育的水热条件和物理性质分大陆型冰川海洋型冰川大陆冰盖 也叫大陆冰川，是补给区占优势的冰川。特点：面积大，冰层巨厚，分布不受下伏地形的限 制，冰川呈盾形，中部最高。大陆冰盖主要分布在南极和格陵兰岛，总面积约1465万Km ，占全球冰川面积的97，冰盖厚达数千米，掩盖了南极大陆和格陵兰的真面目。山岳冰川 也称山地冰川，运动占优势、积累与消融大致平衡。一般散布于高山，规模与厚度远不及大陆冰盖。其运动基本上受下伏地形控制，以重力流方式向下滑动。山岳冰川主要分布在欧亚大陆和南、北美大陆的高山区。q山岳冰川 冰川表面气温比无冰川覆盖的山地低，但湿度却高得多，水汽易饱和，有利于产生降水。所以山区降水的垂直分布在高山冰川带最大。冰雪覆盖的山头是个冷中心，能形成稳定的下沉气流，它紧贴冰川表面吹向下游，形成“冰川风”。大陆型冰川 又称冷冰川，以渗浸冻结成冰作用为主。特点：q补给少；q温度低；q雪线高，比海洋型冰川可高出1000米；q消融弱，尾端进退幅度较小；q运动速度缓慢，一般年运动约3050米。海洋型冰川 又称暖冰川，成冰过程以暖渗浸重结晶成冰作用为主。特点：q补给充分；q冰川温度较高，10米深处的冰温接近0；q运动速度快，年运动约100米以上；q雪线分布低，冰面消融强度大，q进退变化幅度也大，故冰蚀作用明显。5、冰川在地球环境中的意义q冰川对大气的影响q冰川与海洋的相变转换冰川对大气的影响q南极冰盖 南极冰盖使南极地区形成稳定的高压中心，强大的冷高压使南极地面的盛行南风和东南风，以致有“风极”之称。同时稳定的冷高压使气旋很难深入南极大陆，故在南极中心部分年降水量仅约数十毫米，与撒哈拉沙漠差不多。冰川与海洋的相变转换q地球气候转冷时，水从海洋转移到冰川上储存起 来，冰川规模增大，导致海面降低；q地球气候转暖时，冰川融化，导致海面抬升。第四纪以来由于冰期、间冰期的交替，世界洋面就这样反复地上升和下降，改变着地球上的海陆轮廓。斯堪的纳维亚半岛第四纪时是冰川中心，由于上伏古冰盖的消退，地壳一直在抬升，波罗的海面积不断缩小。第四节 地下水地下水:存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不 同形式水的统称。一、地下水系统的组成与结构1、地下水的贮存空间（1）含水介质、含水层和隔水层q含水介质 既能透水，又饱含水的多孔介质。这是地下水存在的首要条件。q含水层 贮存有地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩体。如砂层、砂砾石层等。q隔水层(aquiclude)不透水或透水能力很弱的岩体。如质地致密的火成岩、变质岩，以及孔隙细小的页岩和粘土层。（2）蓄水构造 由透水岩层与隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体。蓄水构造的条件：q由透水岩层所构成的蓄水空间;q由隔水岩层构成的隔水边界；q有透水边界、补给水源和排泄出路。蓄水构造主要有:q单斜蓄水构造q背斜蓄水构造q向斜蓄水构造q断裂型蓄水构造q岩溶型蓄水构造二、地下水类型二、地下水类型1 1、按埋藏条件分q包气带水q潜水q承压水（分自流溢水与非自流溢水）2、按岩土的贮水空隙差异分q孔隙水q裂隙水q岩溶水包气带水包气带水 贮存在地下自由水面以上包气带(zone of aeration)中的水。q结合水（分吸湿水、薄膜水）q毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水）q重力水（分上层滞水与渗透重力水）包气带：地面以下潜水面以上的地带。也称非饱和带，是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带,它是岩土颗粒、水、空气三者同时存在的一个复杂系统。潜水潜水(underground water)饱水带(zone of saturation)中自地表向下第一个具有自由水面的含水层中的重力水。潜水面：潜水的自由表面。潜水与承压水相比较，呈现以下两大基本特点：q潜水面通过包气带中的孔隙与大气相连通;q受外界气象、水文因素呈现明显的季节变化。返回返回返回承压水承压水(confined ground water)充满于两个隔水层之间的含水层中的地下水。主要特征：q由于存在隔水层顶板而承受静水压力;q分布区与补给区不一致;q受外界的影响相对要小，动态变化相对稳定；q水质类型多样，变化大。返回返回返回孔隙水孔隙水 埋藏于松散岩土孔隙中的重力水。孔隙水既可以是承压的，也可以是非承压的。裂隙水裂隙水 存在于岩石裂隙中的地下水。岩溶水岩溶水 在可溶性岩石（如石灰岩、白云岩、石膏等）的溶隙中贮存、运动的地下水称岩溶水。按岩土的贮水空隙差异分三、地下水的动态与平衡地下水的动态与平衡 地下水动态：地下水水位、水量、水温和水质等要 素随时间和空间所发生的变化现象和 过程。1、研究意义q有助于了解地下水的形成机制、运动变化规律；q有助于合理开发利用地下水资源，进行地下水资 源的评价及预测预报。2、影响地下水动态的因素q自然因素 气象气候因素 水文因素 地质地貌因素 生物与土壤因素q人为因素水文因素 水文因素对于地下水动态的影响，主要取决于地表上江河、湖（库）与地下水之间的水位差，以及地下水与地表水之间的水力联系类型。地质地貌因素 地质地貌因素对地下水的影响，一般情况下并不反映在动态变化上，而是反映在地下水的形成特征方面，其中地质构造决定了地下水的埋藏条件；岩性影响下渗、影响贮存及径流强度；地貌条件控制了地下水的汇流条件。这些条件的变化，造成了地下水动态在空间上的差异性。生物与土壤因素 生物、土壤因素对地下水动态的影响，除表现为通过影响下渗和蒸发来间接影响地下水的动态变化外，还表现为对地下水的化学成份和水质动态变化上的影响。人为因素q为了直接控制地下水动态而采取的措施；如打井抽水、人工回灌等。q人类活动派生出对地下水动态的影响。如人类为灌溉农田，满足城市工矿企业生产、生活用水需要而修筑的各种拦水、引水、蓄水与灌溉工程，以及排水工程等等。