自然地理学——冰川-课件

第第 五五 章章 水水 文文 第五节第五节 冰冰 川川 冰冰川川是是陆陆地地上上由由终终年年积积雪雪积积累累演演化化而而成成，是是具具可可塑塑性性、能能缓缓慢慢自自行行流流动动的的天天然然冰冰体体。现现代代冰冰川川覆覆盖盖的的总总面面积积达达1622.751622.75万万kmkm2 2，占占陆陆地地总总面面积积约约10.910.9，其其中中南南极极和和格格陵陵兰兰岛岛面面积积占占1465km1465km2 2,我我国国冰冰川川面面积积4.4km4.4km2 2,全全球球冰冰川川总总储储量量为为2406.42406.4万万kmkm3 3，约约占占地地表表淡淡水水资资源源总总量量的的68.9668.96，其其中中约约 9999分分布布在在两极地区，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。冰川冰川新新西西兰兰冰冰川川天天山山1号号冰冰川川 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，因以下，因此，降落的固体降水（雪）不能在一年内全部融化，而是此，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长年积累，这种地区一般称为雪原(snowfield)（或终年（或终年积雪区、万年积雪区）。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首首先先，雪雪线线的的高高度度与与气气温温成成正正比比，温温度度越越高高雪雪线线也也越越高高，温温度度低低雪雪线线也也低低。一一般般气气温温由由赤赤道道向向两两极极降降低低。所所以以雪雪线线的的高高度度也也从从赤赤道道向向两两极极减减低低。如如赤赤道道非非洲洲雪雪线线为为570057006000m6000m，阿阿尔尔卑卑斯斯山山为为2400-3200m2400-3200m，挪挪威威在在1500m1500m左左右右，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其其次次，雪雪线线的的高高度度与与降降水水（雪雪）量量成成反反比比，降降水水（雪雪）量量越越多多，雪雪线线越越低低；降降水水（雪雪）量量越越小小，雪雪线线越越高高，根根据据纬纬度度因因素素，赤赤道道附附近近雪雪线线应应是是最最高高，事事实实上上，雪雪线线位位置置最最高高的的地地方方，不不在在赤赤道道附附近近，而而在在副副热热带带高高压压带带（如如图图示示）。这这是是因因为为副副热热带带高高压压带带降降水水（雪雪）量量比比赤赤道道附附近少造成的。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，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 冰冰川川是是由由积积雪雪转转化化而而成成的的。初初降降的的雪雪花花为为羽羽毛毛状状、片片状状和和多多角角状状的的结结晶晶体体，密密度度只只有有0.085g/L0.085g/L；雪雪花花落落地地后后，先先变变成成粒粒雪雪，再再经经过过成成冰冰作作用用，变变为为密密度度达达0.9g/L0.9g/L的的冰冰川川冰冰。由由粒粒雪雪转转变变为为冰冰川川冰冰有有两种方式：两种方式：雪雪花花雪雪花花n 在在低低温温干干燥燥的的环环境境，积积雪雪不不断断增增厚厚的的情情况况下下，下下部部雪雪层层受受到到上上部部雪雪层层的的重重压压，进进行行塑塑性性变变形形，排排出出空空气气，从从而而增增大大了了密密度度，使使粒粒雪雪紧紧密密起起来来，形形成成重重结结晶晶的的冰冰川川冰冰。在在冷冷型型成成冰冰过过程程中中，粒粒雪雪成成冰冰只只靠靠重重力力形形成成重重结结晶晶，因因而而所所成成的的冰冰川川冰冰密密度度小小。气气泡泡多多，成成冰冰过过程程时时间间长长。如如南南极极大大陆陆冰冰川川中中央央，埋埋深深20002000多多米米，成成冰冰需需时时近近千千年年。这这种种依依赖赖压压力力的的成成冰冰过过程程称称冷冷型型成成冰冰（或或压压力力成成冰冰）作作用用。而而随随着着气气泡泡的的减减少少，冰冰从从白白色逐步变为兰色。色逐步变为兰色。（l l）冷型成冰作用）冷型成冰作用n 覆覆盖盖地地面面的的粒粒雪雪层层，在在太太阳阳照照射射下下，气气温温较较高高接接近近0 0时时，冰冰雪雪消消融融活活跃跃，部部分分水水分分子子由由于于升升华华作作用用，附附着着在在另另外外冰冰粒粒上上，部部分分融融水水下下渗渗附附着着于于粒粒雪雪表表面面，经经过过冻冻结结再再次次结结晶晶。这这样样，冰冰粒粒体体积积不不断断增增大大，在在一一个个季季节节里里，雪雪花花即即可可转转变变成成粒粒雪雪冰冰。粒粒雪雪冰冰积积累累增增厚厚，下下部部受受到到压压缩缩，排排出出粒粒间间空空气气，冰冰粒粒融融合合结结晶晶在在一一起起，形形成成少少空空隙隙、密密度度达达0.90-0.960.90-0.96之之间间、完完全全透透明明的的天天蓝蓝色色的的冰冰川川冰冰。这这种种依依赖赖太太阳阳辐辐射射热热力力条条件件的的成成冰冰过过程程称称暖暖型型成成冰冰作作用用。暖暖型型成成冰冰作作用用实实际际上上是是一一个个升升华华-凝凝华华或或重结晶过程。重结晶过程。（2 2）暖型成冰作用）暖型成冰作用 三三、冰川的运动、冰川的运动 通通常常现现代代冰冰川川包包括括积积雪雪区区和和消消融融区区两两部部分分。积积雪雪区区即即冰冰川川的的上上游游部部分分，是是冰冰雪雪积积累累和和冰冰川川冰冰的的形形成成地地区区，其其降降雪雪量量大大于于消消融融量量；消消融融区区即即冰冰川川的的下下游游部部分分，在在冬冬季季有有雪雪和和粒粒雪雪冰冰的堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。的堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。冰冰川川的的运运动动取取决决于于整整个个冰冰川川的的补补给给和和消消融融的的对对比比。冰冰川川的的年年补补给给量量大大于于年年消消融融量量时时，冰冰川川厚厚度度增增加加，流流速速增增大大，冰冰川川呈呈前前进进状状态态；相相反反，当当冰冰川川年年补补给给量量小小于于年年消消融融量量时时，冰冰川川厚厚度度变变薄薄，流流速速减减慢慢，呈呈衰衰退退状状态态；如如果果年年补补给给量量等等于于消消融融量量时时，则则出出现现暂暂时时的的稳稳定定平平衡衡状状态态。冰冰川川的的前前进进、衰衰退退和和暂暂时的稳定都是在运动过程中进行的。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不不同同冰冰川川的的流流动动速速度度是是不不一一样样的的，山山岳岳冰冰川川的的表表面面流流速速一一般般是是每每年年数数十十米米至至数数百百米米，降降水水充充分分的的喜喜马马拉拉雅雅山山南南坡坡诸诸川川中中，曾曾测测得得流流速速最最快快者者达达70070013001300米米/年年。阿阿尔尔卑卑斯斯山山降降雪雪较较多多，其其山山谷谷冰冰川川流流速速达达8080150150米米/年年。降降雪雪少少的的地地区区，冰冰层层薄薄，冰冰川川流流速速慢慢，如如天天山山、昆昆仑仑山山、祁祁连连山山的的冰冰川川，流流速速为几十米为几十米/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，1958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？）。总总之之，冰冰川川运运动动的的速速度度比比河河流流缓缓慢慢得得多多，一一般般来来说说，冰冰川川的的流流速速只只有有河河流流的的几几万万分分之之一一，是是不不能能用用肉肉眼眼觉觉察察到到的的。此此外外，冰冰川川运运动动的的速速度度因因受受冰冰川川部部位位、厚厚度度和和地地形形坡坡度度影影响响而而不不同同。冰冰川川的的底底部部和和两两侧侧因因与与冰冰床床摩摩擦擦，流流速速较较慢慢；冰冰川川的的中中部部和和上上部部因因阻阻力力小小，流流速速较较快快；冰冰川川在在雪雪线线的的部部分分，因因厚厚度度大大，冰冰体体温温度度较较高高，可可塑塑性性增增强强，故故运运动动速速度度快快于于其其他他部部分分；在在坡度影响下，冰川在陡坡流速大于缓坡。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、冰川的类型 现现代代冰冰川川由由于于发发育育条条件件和和演演化化阶阶段段的的不不同同，因因而而规规模模相相差差很很大大，类类型型多多种种多多样样。根根据据冰冰川川的的形形态态、规规模模和和发发育育条条件件，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 山山岳岳冰冰川川又又称称山山地地冰冰川川。它它发发育育在在中中、低低纬纬度度的的高高山山地地区区。其其特特点点是是：冰冰川川面面积积小小，厚厚度度薄薄，受受下下伏伏地地形形限限制制，形形状状与与冰冰床床起起伏伏相相适适应应。根根据据它它的的形形态态、发发育育阶阶段段和和地地貌貌条条件件，又又可进一步分为：可进一步分为：n（l l）悬悬冰冰川川 它它是是山山岳岳冰冰川川中中数数量量最最多多的的一一种种。因因短短小小的的冰冰舌舌悬悬挂挂在在山山坡坡上上，故故称称悬悬冰冰川川；常常因因下下端端崩崩落落而而产产生生冰冰崩。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）冰冰斗斗冰冰川川 是是中中等等规规模模的的山山岳岳冰冰川川，因因其其原原地地为为得得斗斗状状聚聚冰冰盆盆而而得得名名。冰冰斗斗的的规规模模，面面积积大大的的可可达达10km10km以以上上，小小的的不不足足1km1km2 2。冰冰斗斗口口朝朝向向山山坡坡下下方方，冰冰体体从从冰斗口溢出，形成短小的冰舌。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是是发发育育在在南南极极大大陆陆和和格格陵陵兰兰岛岛的的冰冰川川。它它的的面面积积最最广广，达达152815282424万万平平方方公公里里，约约为为现现代代冰冰川川覆覆盖盖面面积积的的9797。其其厚厚度度达达数数千千米米，如如南南极极大大陆陆冰冰川川最最厚厚处处达达4267m4267m。大大陆陆冰冰川川表表面面呈呈凸凸起起的的盾盾状状，中中间间厚厚边边缘缘薄薄。中中央央是是积积雪雪区区，边边缘缘为为消消融融区区，冰冰川川在在自自身身巨巨大大厚厚度度所所产产生生的的压压力力作作用用下下，运运动动方方向向自自中中央央向向四四周周辐辐射射。大大陆陆冰冰川川不不受受下下伏伏地地形形的的控控制制，它它常常淹淹没没规规模模宏宏大大的的山山脉脉，只只有有极极少少数数山山峰峰在在冰冰面面上上出出露露，形形成成冰冰原原岛岛山山。当当冰冰川川末末端端巨巨大大冰冰块块注注入入海海洋洋，被被带带到到未未冻结的海域时，就成为冰山。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 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.冰冰川川是是构构成成两两极极地地区区和和中中低低纬纬高高山山地地区区自自然然地地理理环环境境的的一一个个要要素素，它它形形成成独独特特的的冰冰川川地地理理景景观观。也也就就是是说说，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.冰冰川川发发源源于于雪雪线线以以上上，雪雪线线高高度度是是山山地地水水热热组组合合的的综综合合反反映映，它它是是垂垂直直带带谱谱中中的的一一条条重重要要界界线线，对对垂垂直直地地带带的的结结构构有有重要影响。重要影响。n4.4.目目前前，全全世世界界冰冰川川每每年年消消融融补补给给河河流流的的总总水水量量达达3000km3000km3 3，几几乎乎等等于于全全世世界界河河槽槽储储水水量量的的1 14242倍倍。表表明明冰冰川川的的积积累累和和消消融融，积积极极参参与与了了地地球球的的水水分分循循环环。冰冰川川从从积积累累区区向向消消融融区区运运动动的的结结果果，使使长长期期处处于于固固态态的的水水转转化化为为液液态态水水。在在低低温温而而湿湿润润的的年年份份，冰冰川川融融水水受受到到抑抑制制；而而高高温温干干旱旱的的年年份份，消消融就加强，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2 2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，多；气温低、湿度大，水汽就容易饱和，有利于降水的形成，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，迫冰川推进时，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，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 洋洋地地球球上上广广大大连连续续的的咸咸水水水水体体的的总总称称为为海海洋洋。地地球球上上陆陆地地全全部部为为海海洋洋所所分分开开与与包包围围，所所以以陆陆地地是是断断开开的的，没没有有统统一一的的世世界界大大陆陆；而而海海洋洋却却是是连连成成一一片片，各各大大洋洋相相互互沟沟通通，它它们们之之间间的的物物质质和和能能量量可可以以充充分分地地进进行行交交流流，形形成成统统一一的的世世界界大大洋洋，使使海海洋洋具具有有连连续续性性、广广大大性性，成成为为地地球球上水圈的主体。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 海海洋洋是是地地球球水水圈圈的的主主体体，是是全全球球水水循循环环的的主主要要起起点点和和归归宿宿，也也是是各各大大陆陆外外流流区区的的岩岩石石风风化化产产物物最最终终的的聚聚集集场场所所。海海水水的的历历史史可可追追溯溯到到地地壳壳形形成成的的初初期期，在在漫漫长长的的岁岁月月里里，由由于于地地壳壳的的变变动动和和广广泛泛的的生生物物活活动动，改改变变着着海海水水的的某某些些化化学学成分。成分。1 1海水的化学组成海水的化学组成 海海水水是是一一种种成成分分复复杂杂的的混混合合溶溶液液。它它所所包包含含的的物物质质可可分为三类：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。海海水水盐盐度度是是10001000g g海海水水中中所所含含溶溶解解的的盐盐类类物物质质的的总总量量，叫盐度（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；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，之，可使盐度降低。在高纬区，除受上述因素影响外，结冰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世世界界大大洋洋绝绝大大部部分分海海域域表表面面盐盐度度变变化化在在 33331010-3-3 37371010-3-3之之间间。海海洋洋表表面面盐盐度度分分布布规规律律为为：从从亚亚热热带带海海区区向向高高低低纬纬递递减减，形形成成马马鞍鞍形形；盐盐度度等等值值线线大大体体与与纬纬线线平平行行，但但寒寒暖暖流流交交汇汇处处等等值值线线密密集集，盐盐度度水水平平梯梯度度增增大大；大大洋洋中中的的盐盐度度比比近近岸岸海海区区的的盐盐度度高高；世世界界最最高高盐盐度度（40401010-3-3）在在红红海海，最最低低盐盐度度在在波波罗罗的的海海（3 31010-3-3 10 101010-3-3）。）。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变化的幅度很小，一般日变幅不超过过 0.0510 0.0510-3-3，年变幅不超过，年变幅不超过210210-3-3。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。当当海海生生植植物物茂茂盛盛，光光合合作作用用强强烈烈时时，水水中中的的溶溶解解氧氧含含量量多多，二二氧氧化化碳碳少少；当当生生物物残残体体多多、植植物物光光合合作作用用弱弱时时，水水中中二二氧氧化化碳碳多多，而而氧氧含含量量少少。当当水水温温增增高高时时，海海水水中中的氧含量减少；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。海海水水中中二二氧氧化化碳碳的的溶溶解解度度是是有有限限的的，但但海海生生植植物物能能消消耗耗相相当当多多的的二二氧氧化化碳碳，而而且且在在微微碱碱性性环环境境中中，海海水水中中二二氧氧化化碳碳还还可可与与钙钙离离子子结结合合生生成成碳碳酸酸钙钙沉沉淀淀。这这样样，大大气气中中的的二二氧氧化化碳碳就就可可以以不不断断地地溶溶于于海海水水中中，故故在在海海洋洋上上或或海海岸岸边边，空空气气总总是是十十分分清清新新的的，海海洋洋是是自自然然界界“二二氧氧化化碳碳的巨大调节器。的巨大调节器。（二）海水的物理性质（二）海水的物理性质 海海水水的的物物理理性性质质主主要要包包括括温温度度、密密度度、水水色色、透透明明度度、海海冰冰等等。现现简简述述于下：于下：n1 1海水温度海水温度 海海水水主主要要是是靠靠吸吸收收太太阳阳光光能能的的辐辐射射热热来来增增高高温温度度的的。因因此此，海海水水温温度度因因时时、因因地地而而异异。海海面面水水温温的的变变化化比比陆陆地地温温度度的的变变化化要要小小得得多多，不不论论日日较较差差或或年年较较差差都都很很小小。据据观观察察，海海洋洋表表面面平平均均日日较较差差一一般般不不超超过过11，年年较较差差则则为为l l1717。陆陆地地上上气气温温的的平平均均较较差差却却大大得得多多，日日较较差差最最大大可可达达5050，年较差最大可达年较差最大可达70-80m70-80m。海海水水温温度度由由低低纬纬向向高高纬纬减减低低的的趋趋势势要要较较陆陆地地缓缓慢慢得得多多。据据观观察察，海海洋洋表表面面最最低低温温度度是是-2-2，最最高高温温度度是是3636，温温度度的的绝绝对对较较差差只只有有3838。而而在在陆陆地地上上，温温度度绝绝对对较较差差可可达达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）北北半半球球水水温温（平平均均为为19.219.2）较较南南半半球球水水温温（平平均为均为1616）高。）高。n（3 3）水水温温等等温温线线从从低低纬纬向向高高纬纬疏疏密密相相间间，低低、高高纬纬等等温线较疏，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）大大洋洋东东西西两两恻恻，水水温温分分布布有有明明显显差差异异，在在低低纬纬区区，水水温温西西高高东东低低；在在高高纬纬区区，水水温温则则东东高高西西低低；在在纬纬度度40405050地带，等温线西密东疏。地带，等温线西密东疏。n（5 5）夏夏季季大大洋洋表表面面水水温温普普遍遍高高于于冬冬季季，可可是是水水温温水水平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 海海水水密密度度是是指指单单位位体体积积内内所所含含海海水水的的质质量量，其其单单位位是是g/cmg/cm3 3,但但习习惯惯上上使使用用的的密密度度是是指指海海水水的的比比重重，即即是是指指一一个个大大气气压压下下，海海水水的的密密度度与与水水温温在在3.983.98时时蒸蒸馏馏水水密密度度之之比比。因因此此在在数数值值上上密密度度和和比比重重是是相相等等的的。海海水水的的密密度度状状况况，是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。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。海海水水的的密密度度与与温温度度、盐盐度度和和压压力力的的关关系系比比较较复复杂杂。凡凡是是影影响响海海水水温温度度和和盐盐度度变变化化的的地地理理因因素素，都都影影响响密密度度变变化化。虽虽然然各各大大洋洋不不同同季季节节的的密密度度在在数数值值上上有有所所变变化化，但但其其分分布布规规律律大大体体是是相相同同的的，即即大大洋洋表表面面密密度度随随纬纬度度的的增增高高而而增增大大，等等密密度度线线大大致致与与纬纬线线平平行行。赤赤道道地地区区由由于于温温度度很很高高，降降水水多多，盐盐度度较较低低，因因而而表表面面海海水水的的密密度度很很小小，约约1.023001.02300。亚亚热热带带海海区区盐盐度度虽虽然然很很高高，但但那那里里的的温温度度也也很很高高，所所以以密密度度仍仍然然不不大大，一一般般在在1.024001.02400左左右右。极极地地海海区区由由于于温温度度很很低低，降降水水少少，所所以以密密度度最最大大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.027001.02700以上。以上。因因为为海海水水的的密密度度一一般般都都大大于于1 1，例例如如，1.01600,1.028141.01600,1.02814等等，并并精精确确到到小小数数5 5位位，为为书书写写的的方方便便，可可将将密密度度数数值值减减去去l l再再乘以乘以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变化。度而变化。n3 3水色水色所所谓谓水水色色，是是指指自自海海面面及及海海水水中中发发出出于于海海面面外外的的光光的的颜颜色色。它它并并不不是是太太阳阳光光线线透透人人海海水水中中的的光光的的颜颜色色，也也不不是是日日常常所所说说的的海海水水的的颜颜色色。它它取取决决于于海海水水的的光光学学性性质质和和光光线线的的强强弱弱，以以及及海海水水中中悬悬浮浮质质和和浮浮游游生生物物的的颜颜色色，也也与与天天空空状状况况和和海海底底的的底底质质有有关关。由由于于水水体体对对光光有有选选择择吸吸收收和和散散射射的的作作用用，即即太太阳阳光光线线中中的的红红、橙橙、黄黄等等长长光光波波易易被被水水吸吸收收而而增增温温，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 海海水水的的透透明明度度，是是指指海海水水的的能能见见度度。也也是是指指海海水水清清澈澈的的程程度度。它它表表示示水水体体透透光光的的能能力力，但但不不是是光光线线所所能能达达到到的的绝绝对对深深度度。它它决决定定于于光光线线强强度度和和水水中中的的悬悬浮浮物物和和浮浮游游生生物物的的多多少少。光光线线强强，透透明明度度大大，反反之之则则小小。水水色色越越高高，透透明明度度越越大；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3030cmcm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，达66.566.5m m。我国南海为我国南海为20203030m m，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24.6951024.695103 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24.6951024.695103 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24.6951024.695103 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24.6951024.695103 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，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海海水水运运动动的的形形式式主主要要是是波波浪浪、潮汐和洋流。潮汐和洋流。n（一）波浪（一）波浪 v 波波浪浪就就是是海海水水质质点点在在它它的的平平衡衡位位置置附附近近产产生生一一种种周周期期性性的的振振动动运动和能量的传播。运动和能量的传播。v 波波浪浪运运动动只只是是波波形形的的向向前前传传播播，水水质质点点并并没没有有随随波波前前进进，这这就就是是波波浪浪运运动动的的实实质质。这这是是由由于于水水质质点点同同时时受受到到动动力力和和复复原原力力这这两两个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。复复原原力力（物物理理学学称称为为弹弹性性力力），如如重重力力、水水压压力力和和表表面面张力等，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波浪浪的的基基本本要要素素有有：波波峰峰、波波顶顶、波波谷谷、波波底底、波波高高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等波长、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。周周期期 ，是是相相邻邻波波顶顶（或或波波底底）经经空空间间同同一一点点所所需需要要的时间。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 。波波峰峰线线，是是指指垂垂直直波波浪浪传传播播方方向向上上各各波波顶顶的的连连线线。波波向向线，是指波动传播的方向线，是指波动传播的方向。n1.1.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40405050km/hkm/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500500m m至至600600m m，甚至甚至800800m m以上以上)，波速较快，每小时能达，波速较快，每小时能达100100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。内内波波：发发生生在在海海水水的的内内部部，由由两两种种密密度度不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。海海啸啸：由由火火山山、地地震震或风暴等引起的巨浪。或风暴等引起的巨浪。n（2 2）按按水水深深分分类类按按水水深深相相对对波波长长大大小小可可分分为为深深水水波波和和浅浅水波。水波。深深水水波波：是是水水深深相相对对波波长长很很大大的的波波。这这种种波波动动主主要要集集中在海面以下一个较薄的水层勺，又称为表面波或短波。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。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 前前进进波波：波波形形不不断断地地向向前前传传播播的的波波浪浪，称称前前进进波波或或进进行波。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）早早在在18021802年年捷捷克克学学者者格格尔尔斯斯特特纳纳（GerstnerGerstner）就就提出了波浪的余摆线理论。提出了波浪的余摆线理论。海海洋洋中中的的波波浪浪按按所所及及水水深深和和水水质质点点运运动动规规律律，可可分分深深水水波波与与浅浅水水波波。其其临临界界水水深深为为H=H=/2/2（即即：水水深深为为波波长长1/21/2），故故余余摆摆线线理理论论又又可可分深水波和浅水波二种。分深水波和浅水波二种。（l l）深水波的余摆线理论）深水波的余摆线理论 深水波余摆线理论是从以下几个假深水波余摆线理论是从以下几个假定条件出发的：定条件出发的：海是无限深广的；海是无限深广的；海水是由许多水质点组成的，海水是由许多水质点组成的，它们之间没有内摩擦力存在；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，则自水面以下逐渐减少，在波动前位于同一直相等，在垂直方向上，则自水面以下逐渐减少，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。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，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：若以角根据深水波的余摆线理论，可得出深水波的特性：若以角度度来表示水质点在圆周上的位置，则在水平方向上是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，位相角随着波浪推进距离的增加，位相角角逐渐变小；在垂角逐渐变小；在垂直方向上，位相角直方向上，位相角角则大小相等。水质点的运动半径角则大小相等。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：而按指数规律递减，即：(5.32)(5.32)式中：式中：r rz z为为z z水深处水质点的运动半径；水深处水质点的运动半径；r r0 0为表面水质点运为表面水质点运动半径；动半径；e e为自然对数的底数；为自然对数的底数；为圆周率；为圆周率；几为波长；几为波长；z z为水深。为水深。n 而周期而周期r r和波长和波长 不变，当水深不变，当水深z z等于波长等于波长 时，波浪时，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。深水波的波速波的波速c c、波长、波长 、周期、周期r r之间的关系为：之间的关系为：式中：式中：g g为重力加速度。为重力加速度。n（2）浅水波的椭圆余摆线理论）浅水波的椭圆余摆线理论。当水深小于当水深小于1/21/2波长时，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（图椭圆余摆线形（图5 53535）。）。n根据浅水波的椭圆余摆线理论，可得出浅水波的特性：浅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，在水平方向上都水波中，水质点运动的椭圆轨迹的大小，在水平方向上都相同；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（水深小于等于线的往复运动。非常浅水波（水深小于等于 /25 /25）水质点）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：波速取决于水深而与波长无关，即：。n4 4近岸浪及其作用近岸浪及其作用 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，称为的暗礁或沙洲上，称为破浪破浪；若发生在海岸附近，称为；若发生在海岸附近，称为拍岸浪（拍岸浪（图图5 53636）。）。n波波浪浪可可以以绕绕过过障障阻阻进进入入被被岛岛屿屿、海海岬岬或或防防波波堤堤等等遮遮蔽蔽的的水水域域，这这种种现现象象叫叫波波浪浪绕绕射射。由由于于越越过过障障阻阻物物后后，波波向向被被隐隐蔽蔽的的水水域域扩扩散散，所所以以波波高高将将变变低低。当当波波浪浪传传播播方方向向不不垂垂直直于于海海岸岸时时，由由于于波波峰峰线线两两端端受受海海底底摩摩阻阻力力影影响响大大小小不不一一，因因而而使使波波向向发发生生转转折折，波波峰峰线线总总是是平平行行于于海海岸岸线，称为线，称为波浪的折射波浪的折射。n波浪从风那里获得了能量，在其运动过程中又不断地消波浪从风那里获得了能量，在其运动过程中又不断