第4章 教案汇总Word文件下载.docx

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108km2，约占地球表面积的70.8%。

海洋水主要通过蒸发散失，每年蒸发散失总水量约434000km3，其中约398000km3的水量又通过降水直接返回海洋，实际散失约36000km3，被风携入陆地上空。

这部分水量又通过江河径流返回海洋。

海洋水体全部更替一次大约需要3.7×

104a。

全球水分循环系统是开放系统，它有地球内部原生水的补给，以及岩石圈板块运动所带来的地球表层水量的损失。

地球内部原生水通过火山喷发和温泉途径补给地球表层。

若按地球内部原生水稳定补给，它将使世界海面平均每千年上升1cm，但是海洋沉积所含的孔隙水又随海底地壳俯冲消亡而损失，平均每年减少2.6×

1014g，它相当于世界海面平均每千年下降0.7―1.4cm。

全球水分循环使水圈成为一个开放性动态系统，对人类生存和社会生产十分重要的淡水资源成为全球水分循环开放动态系统中的一个“站”，它除了作为暂时停留的静储量之外，还包含水分循环过程中的动储量。

全球河流总贮水量1250km3，而全年河流总径流量达36000km3，其交替率为0.035年。

由此可见，水分循环的强弱不仅与实际有效循环水量有关，而且与循环速度有关。

如何增加实际有效水量，控制水分循环的过程，对水资源研究就是一个很重要的课题。

自然界的水分循环，从10-1000年时间尺度和若干立方公里量级尺度来看，大体上是保持不变的。

3.1水量平衡方程式

水量平衡理论上十分简单，对于全球大陆与海洋来说，水量平衡方程式可写为：

EL=PL-R±

△SL

ES=PS+R±

△SS

式中EL、ES为陆地与海洋上的蒸发量，PL、PS为陆地与海洋上的降水量，R为从陆地到海洋的径流量，△SL、△SS为研究时段内陆地与海洋蓄水量的变化值。

对于任何一个地域来说，水量平衡不外乎考虑下列几个因子：

水量收入方面有时段内的降水量P、时段内地表的水汽凝结量Ec、地面流入的径流量Rg、地下流入的径流量Ru；

水量支出方面有时段内的陆面蒸发、水面蒸发和生物蒸腾Ee、经地表流出的径流量R'

g、经地下流出的径流量R'

u、居民和工农业用水量Qr；

以及贮水库蓄水量的变化△Ss。

于是，水量平衡方程式可以写为：

P+Ec+Rg+Ru=Ee+R'

g+R'

u+Qr±

△Ss

如果把Ec视为负蒸发，净蒸发E=Ee-Ec，地表流出径流量R'

g与地下流出径流量R'

u合并为R，又降水下渗到地下以地下径流汇入河槽Ru流出，那么在降水量P与径流R之中这个Ru便趋势为0，又Qr实际上可以作为R的一部分，于是上面的水量平衡方程式可改写为：

P=R+E±

对多年平均来说，±

△Ss→0，上式又可简化为：

即多年平均降水量等于多年平均径流量与多年平均蒸发量之和。

水量平衡的关键问题在于方程式中各项因子的精确测定与地区变异中的未知因子。

实际上方程式中各项因子本身都是个可变因子，与其它支系统有关的可变因子。

不仅因地而异，而且顺时而变，都是变幅很大的因子。

虽然，目前可用多种不同的水文统计方法进行测算，但毕竟还只是向自然逼近。

自然界的多方自然调整，在许多地方还不甚清楚，有些地方还只是对自然调整现象给予解释。

例如，北大西洋及其邻近海域的蒸发量超过输入降水与陆地径流总量约15%，水分损失率为0.3×

106m3/s（相当于0.3Sverdrup[106m3/s]），它必须由洋流的净回流加以补偿平衡。

洋流的净回流运动起始于该洋域过度蒸发而使海水盐度增加，以致要通过与其它盐度相对较低的海水进行交换来降低它的盐度。

3.2中国的水量平衡

中国的水汽主要来自东南海洋和印度洋。

来自东南海洋的水汽向西北方向移动，大气降水由东南向西北方向减少。

来自印度洋的水汽随西南季风向东北方向输送，但遇到山地高原的阻挡，大部分在西南地区形成降水，只有小部分进入内陆腹地形成降水。

西北部分地区有西风气流带来的大西洋水汽。

北冰洋水汽借强盛北风气流进入我国北缘地带，但因气温低、水汽含量少，由它引起的降水也很少。

鄂霍次克海、日本海等的水汽随东北气流进入我国东北地区，对该地区降水起较大的作用。

我国陆地面积的56.72%的地面径流最终汇入太平洋，总面积的6.51%的地面径流最终汇入印度洋，另有总面积的0.53%的地面径流汇入北冰洋，总面积的36.24%则为内流区。

在中国的水分充沛地区，径流系数可达0.70以上，但在干旱地区则蒸发系数很大，而径流系数很小。

第二节海洋起源与海水理化性质

1海洋水的成分

2海水理化性质

现代海洋水含有约3.5%的多种溶解固体和气体，以及少量有机和无机悬浮物质，有80多种元素，其中40余种为微量元素.

被河流大量携入海洋的钙，在海洋水中的停留时间约为800×

104年。

钠在海洋水中的停留时间最长，约为26000×

铁的停留时间则比较短，只有0.014×

了解元素在海洋水中的停留时间，不仅对确定海洋水中质的普遍状态是重要的，而且对预测有毒元素或放射性元素在海洋中的性状也是重要的。

例如确定油船漏失的原油，在分解或沉落之前的停留时间。

其中：

NaCl约23.0%

MgCl2约5.0%

Na2SO4约4.0%

CaCl2约1.0%

KCl约0.7%

海洋水中的O2和CO2气体的数量与这些气体在大气中存在的数量基本保持平衡。

自工业革命开始以来，随着燃烧矿物燃料的增多而增加了CO2的排放。

但是，由系统实测大气中CO2浓度的增加，与按燃烧矿物燃料所测算的大气中CO2浓度的增加，两者有很大的差异。

究其原因发现，大气中增加的CO2，有约50%已被海洋吸收。

海洋水的化学成分以及悬浮微粒的分布，在水平方向上与在垂直方向上均有一些变化。

这种变化与物质的来源、洋流系统扩散以及不同水层的溶解度有密切的关系。

深层水由于温度比较低，且处于上覆水层的高压之下，因而水中溶解CO2含量比较高，能溶解更多的钙质碳酸盐。

钙质碳酸盐开始溶解的海洋水深叫钙质碳酸盐补偿深度（CCD线）。

如果海底深度小于钙质碳酸盐补偿深度，海底就会有钙质介壳的沉积；

如果海底深度比钙质碳酸盐补偿深度深得多，那么该海底就不会有钙质介壳的稳定沉积。

深海钻探发现部分海底上覆非钙质碳酸盐沉积层之下有钙质碳酸盐沉积。

它被认为是海底板块运动，移离大洋中脊，并冷却沉降进入深海区的证据。

盐度：

指水中全部溶解固体与水重量之比，平均为34.6‰，变化范围33‰～≥40‰，主要与水域水分循环有关。

对以蒸发为主要水分输出的海洋水域，海洋水的盐度就偏高，如红海。

2.1温度

海洋表层水温的时空变化比较大。

赤道附近海洋表层水温比较稳定，最高水温28-30℃出现在赤道线以北的海域，也称热赤道。

在垂直方向上，浅层海洋有不同水温水体的混合，称混合层；

大约在20-40m水深以下水层温度有比较明显的季节性变化，称变温层，深层水温则比较为稳定低温。

温带水域冬季水深50-60m以下水温高于浅层水温，从而浅层水密度相对较高，导致水体垂直对流加剧；

春季水深几十米以上的水温梯度为最小；

夏季表层水温要比30-40m以下高10-12℃

2.2密度

密度：

单位体积的海水质量，为1.022～1.028g/cm3，它是温度、盐度和压力的函数。

当盐度为24.7‰，最大密度的温度与结冰温度均为-1.332℃。

当盐度为>

24.7‰，表层海水在冷却过程中密度逐渐增大，于是对流混合加剧。

通常情况下海洋水最大密度的温度低于它的结冰温度。

2.3颜色与透明度

海洋水体的颜色，因蓝光的透射而显蓝色。

海洋水体的透明度则受多种因素的影响。

大西洋中部的马尾藻海域，是表层海水下沉区，由此因表层水中缺乏上涌海水带来的营养盐分，浮游生物极少，所以该地海水颜色最蓝，透明度达66.5m。

黄海的透明度只有3-15m。

第三节海洋水的运动与海平面变化

波浪、波浪的折射、洋流

2波浪要素有哪些？

3大洋环流模式？

4有哪些主要的大洋环流？

5平均海平面的意义？

1潮汐与潮流

2波浪

3大洋环流

4海平面与海平面变化

由于希腊位于几乎没有潮汐的内陆海边，所以古希腊哲学家和科学家竟没有论及潮汐现象。

中国沿海的居民则很早就很熟悉海水的昼夜高低潮交替，以及它的变化与月相、月球位置等某些因素之间的相互关系。

不过，直到牛顿阐明万有引力才真正懂得潮汐现象乃是月球和太阳对地球吸引的结果。

月球对地球的引力以距月球最近的面向月球的一面为大，以离月球最远的背向月球的一面为小。

同时地球在地月系统中围绕在地球内部的地－月公共质心旋转，旋转离心力以地－月之间距公共质心较近的地球表面为小，以月－地连线延伸方向距公共质心较远的地球表面为大。

地球表面上述两种力的合力称为引潮力。

地球上面对月球的一面，月球引力大于围公共质心旋转的离心力，所以引潮力大而指向月球；

背向月球的一面，所述离心力大于月球引力，所以引潮力指向相背于月球的方向；

地球表面其它地方，月球引力与所述的离心力均有一个夹角，在与地—月连线相垂直的上方与下方地球表面，上述两种力的合力指向地球内部。

最终，由引潮力导致地球上的大洋水面，甚至固体地球的表面，在地－月相对的一面与相背的一面均发生鼓起，而且由于地球自转而使该鼓起在地球表面反向递进。

对地球表面的一个定点来说就会出现海洋水面的定时升落，也就是潮涨潮落。

太阳对地球也有引力，由它产生的地球表面的潮涨潮落的高差，略小于月球潮差的一半。

但是，当月球潮与太阳潮相重叠的时候，地球上就出现最高高潮（大潮）；

当两者呈90°

相错的时候，出现高度最小的高潮（小潮）。

另外还由于月球旋转轨道面与赤道面不一致、月－地距离的变化、月球绕地球公转一周（约27又1/3天）的周期与地球绕太阳公转一周的周期不一致等许多原因，造成地球表面有的地方为半日潮（一日两高潮）、有的地方为全日潮（一日一高潮）、有的地方为不规则半日潮，以及各地大潮与小潮出现的时间、潮高及潮差等不一致。

根据大潮潮差将潮汐分为弱潮（<

2m）、中潮（2-4m）与强潮（>

4m）。

然而近岸与湾内潮差的增大已主要不是引潮力所为，而是由浅海—海岸地形所造成。

喇叭型港湾河口，敞开纳潮但逐渐缩窄，逼使潮差增大。

加拿大芬地湾湾口潮差3m，向里至圣约翰潮差达7.6m，至顶端两个小湾又增达14.0m和15.6m（王颖等，1994）。

江苏如东黄沙洋潮汐水道中曾测到9.28m的潮差。

在夏威夷高、低潮差约0.5m，于美国西雅图约2m，钱塘江口澉浦站实测最大潮差8.93m。

潮流是海水顺等压面坡向的节奏性振动。

水中的等压面与水深有关。

涨潮海面隆起使水下等压面向外倾斜并水体向外移动，落潮海面下陷又使水下等压面向里倾斜并水体向里移动。

在海湾、河口内，上述的随涨潮落潮而出现的部分水体的周期性向外与向里运动，转变为周期性向里灌进与向（口）外泄出的单纯的涨潮流与落潮流。

涨潮流既表现为河口水位的上涨，还表现为向口内的潮涌与流，直至达到最高位置即平流状态。

落潮流则既表现为河口水位下降，还表现为口内海河混合流的相随泄出。

潮流的另一大特点是受偏转力的影响而产生潮流流向对科氏力的顺转与涨潮流、落潮流的互相分歧。

广阔海域中，潮流对科氏力顺转而产生旋转流。

河口段涨潮流与落潮流的分歧导致河口展宽与发育心滩、心洲和分汊河槽。

波浪是海水受到力的作用，水质点在其平衡位置附近的周期性振动，并在连续介质中传递能量。

肉眼所见到的波浪滚滚，实际上仅是波形的递进，而水质点仅围绕着自己的平衡位置在垂面作封闭的、圆形轨迹的周期性转动。

2.1波浪要素

波高－－波形的波峰制高点与波谷最低点之间的垂线距离，相当于水质点运动圆迹的直径。

波长－－相邻波峰或相邻波谷或相邻同位相水质点之间的水平距离。

波速－－波形传播递进的快慢，相当于波峰（或波形上任何一点）在单位时间内递进的距离。

波浪周期－－相邻波峰（或波谷或波形上某个位相点）相继通过同一点所经历的时间间隔，相当于水质点完成一次圆形轨迹运动所需的时间。

波长（L）、波速（C）与波浪周期（T）之间的关系为：

L=C·

T

后来，常用波频（f）代替周期，f=1/T，单位为“周每千秒”，即周期10秒，f为100周每千秒。

波浪的振幅（a）为波高（H）的一半。

在垂直方向上，波高或波浪振幅均随水深增加而变小。

一般在海面以下20-30m水深的波浪运动实际上已十分微弱。

如果海底水深浅，近海底水质点的圆周运动受阻而变为椭圆运动，甚至变为仅有往复运动。

2.2波浪类型

破浪之后复以较小波高顺波向线向前递进，直至再发生破浪，……。

最后由于水深过浅，水质点的圆周运动完全变为往复运动，其中向前运动的浪流称进流，往回运动的浪流称退流。

由风力作用产生水质点的周期性振动称风浪。

平静的海面，由于风的连续吹拂而出现起伏波动，当风速达0.25-1.0m/s，海面出现微波（毛细波），波峰如鱼鳞，最大波长2cm，波高几毫米。

风速继续加大，微波发展为风波，波峰尖陡，波谷宽平，波列不甚规则；

风吹停止后，微波很快消失，而风波则赖惯性而在衰减中继续递进，即转化为余波（也称涌浪）。

风浪的成长和传播与风速、风时、风的吹程有密切的关系。

南纬40°

附近，陆地少，海面阔，风的吹程远，强风能产生巨浪，有波长400m、波高13m、周期17-18＂、波速22m/s的巨浪，故称40°

怒吼区。

2.3波浪的折射

在波峰线与海岸相斜交的情况下，波峰线远离海岸的一端波形在深水区递进，波速比较稳定；

它的近海岸一端已进入浅水区，由于摩擦阻力而波形递进速度放慢，于是远岸端以比近岸端相对较快地逼近海岸而终致波峰线渐趋与海岸线平行。

上述过程叫波的折射。

波的折射导致于海岬凸出的部位波峰线加密和半包围，在海湾凹进的部位波峰线拉伸扩散。

2.4其他波浪

驻波是指由气压、风、雷雨等气象要素的变化，以及地震和河流水冲击等原因所引起的港湾内水面的振动。

冲击波（海啸）由海底地震、火山爆发和大风暴等所形成，它常常表现为造成强烈破坏的巨浪。

1883年8月印度尼西亚喀拉喀托（火山岛）火山爆发，激起高约36.6m的巨浪席卷爪哇岛沿海城镇，损失惨重。

船行波即由船只航行扰动水面形成的波浪。

部分海洋水体顺一定方向的规则运动称为洋流，因主要的洋流在大范围水域常构成圆环形，故又称环流。

有时，仅把大洋表面构成圆环形的洋流称环流，在垂直剖面上的定向流称垂直洋流。

3.1大洋环流模式

大洋表层环流是受盛行风驱动的，又受科氏力的作用或陆地障碍而发生偏转。

在赤道两侧为两个亚热带环流，北侧的环流呈顺时针旋转，南侧的环流呈逆时针旋转，在两股向西的赤道洋流之间为反向东的赤道洋流。

3.2主要大洋环流

1）最著名的洋流是北大西洋亚热带环流的北支墨西哥湾（暖）洋流，流速达到每天40~120km，水温明显高于两侧水体，它向海洋上空输送水分和热量，并由西风流携入欧洲上空。

在新英格兰岸外，由它输送的水量超过每秒100×

106m3。

2）北太平洋亚热带环流北支为黑潮暖流—北太平洋流—以及在北美大陆以西改为向南流的加利福尼亚（寒）流。

3）南太平洋亚热带环流南支包括向南的东澳大利亚暖流、环南极流以及南美大陆以西改为向北流的秘鲁（寒）流。

4）东澳大利亚流的流量估计为每秒（10～25）×

106m3

5）秘鲁流为每秒（15～20）×

与秘鲁流边部联结一起的大量上涌海水，为浮游动物提供了丰富的营养物质，使该海域成为世界著名的（秘鲁）渔场。

但有时因亚热带环流南移，东南信风微弱，导致赤道（逆）流南下，热带暖水掩覆秘鲁寒流，抑制海水上涌，成为表层海温异常。

它不仅引起该海域大量生物死亡、腐化，而且释放大量硫化氢进入大气，并影响正常的瓦克环流，直至世界许多地方出现异常天气和灾难。

它被称为厄尔尼诺（ElNino）事件。

6）南大西洋亚热带环流包括西支南下的巴西流与东支北上的本格拉流。

赤道带以南的印度洋亚热带环流包括西支南下通过非洲—马达加斯加岛之间的阿古拉斯流（20×

106m3/s）与东支北上的西澳大利亚流。

8）西太平洋的黑潮暖流经菲律宾吕宋岛东侧、台湾岛东侧、琉球群岛西侧、尔后到日本四岛的东南海域折向东偏北（也称日本洋流），它在吕宋岛北、台湾岛北与九州岛南三处分叉入侵边缘海，入侵分叉流又连接为从吕宋海峡，经海南以东、台湾海峡、对马海峡、津轻海峡再进入太平洋的流系。

3.3沿岸流

沿岸流是大体与岸线走势相平行的定向流。

成因比较复杂：

一与盛行风有关，二与风浪的折射有关，三与河流携入悬浮物质或使海水冲淡有关，产生不同密度的水团。

中国沿海有冬季向南为主的黄海沿岸流－东海沿岸流－南海东北季风漂流，夏季向北为主的南海西南季风漂流－东海沿岸流，以及仍然向南的黄海沿岸流。

西南季风漂流使上述的吕海台对津流系得到稳定增强。

3.4深水洋流

盛行风、海上气压的变化或者海底地形的影响，或者由环流作用直接引起海水的垂直运动，其中从较深处往上运动到表层称海水上涌，由表层向下往深处运动叫下沉。

在大多数海岸附近的海水上涌或下沉，垂直影响水深约100-200m。

海水上涌，可使该海域上空冷却形成雾，如北美太平洋沿岸大部分地区常见的夏雾。

深水上涌还给浅水生物带来深部生物消耗过剩的磷酸盐、硝酸盐和其他养分，从而微生物生长兴旺，随之鱼类按比例增多。

3.5垂直洋流

垂直洋流是指由温度、盐度或悬浮物质含量的不同所造成的水体密度的差异，以它作为驱动力所产生的在垂直方向上的环流。

海洋表面有波浪起伏，还有潮涨潮落，永不停息地变动着。

远处水天一色，可辨出一条水边线，它是球形海洋表面的视切线。

也就是说，实际上人们看不到想像之中十分平坦的“海平面”。

“海平面”的全称叫平均海平面。

本意为在相当长的时间内，海水表面的平均高程是静止不动的，可用它作为大地测量高程的零点。

平均海平面的“高程”，是验潮仪自动记录专用测潮井内，浮体高程连续多年每小时读数的平均值计算出来的。

事实上，由于各国各地验潮站观测时限及观测方法技术的不同，所以产生的平均海平面高程，普遍存在一定的差异。

如1963年多佛尔海峡两岸大地水准网联测，发现设在纽林的英国国家高程基准，比设在马赛的法国国家高程基准竟低了20cm。

水文学上的平均海平面（MSL）是据30天内每小时读数推算，精确定义要求有18.6年的读数。

另外，根据海岸防护、港口建设、航道测量与滩涂开发等实际需要，水文学又给若干特征值下了明确定义。

平均海平面是计算值而不是直接实测值，其理论意义在于各地及不同时段之间可用它作为一项具综合指示意义的指标进行比较。

平均海平面的综合指示意义:

（1）它是洋盆容积与海洋水量的函数。

海洋水量从属全球性的水文循环及其变化。

洋盆容积从属于全球性的与区域性构造运动及其发展变化；

（2）海洋平面是地球表层系统中，大气与海洋水之间物质与能量交换的界面与基面，陆地地貌发育的基面；

（3）它是地球形状的显示，与平均海平面重合并伸展到大陆以下的水准面称大地水准面，它接近于一个旋转椭球体。

从秒、分、小时为时间单位到地质历史上以亿万年为时间单位，不同时间尺度有不同的海平面变化特征及其升降规律，引起海平面变化的主要因素也不相一致。

海平面变化过程通常用海平面变化曲线表示，横座标为时程，纵座标为高度。

已有的海平面变化曲线，可以分为三类。

第一类是示意性海平面变化曲线，如某时段海平面相对较高，又某时段海平面相对较低，至于高出多少或低多少则没有明确的标量。

第二类是地方性的相对海平面变化曲线。

资料来源于仪测或若干古海面遗迹的观测分析，但海平面变化曲线的高程变化包含着海平面的升降与地面的（构造运动、均衡运动、压实沉降等）升降两个变量，并非单纯的海面升降运动。

（3）主要考虑海洋水量的增减以及与之有关的粘弹性地球均衡变化的影响，编制的理论海平面变化曲线。

也就是说，即便由于陆上冰体融化，世界海洋水层增厚完全一致，由于冰体融化的均衡作用与水层增厚的均衡作用、以及两者外围的补偿性地面升降调整（如冰体融化当地地面均衡回升外围地面补偿性沉降和海洋水层增厚海底均衡沉降外围发生地面掀斜变形等），最终导致世界各地海平面的上升量也不相一致。

全新世开始到6ka.BP.以前，世界海平面表现为以较快的速度上升，大概与部分大陆冰盖的最后消融有关，6ka.BP.以来的海平面变化总趋势是在波动中渐趋稳定。

但据古海面遗迹的分布编绘的世界各地的相对海面变化曲线依然有较大的差别，表现为有的地方存在比今海面高2-4m以上的中全新世高海面，另有一些地方不存在比今海面更高的中全新世高海面，还有一些地方全新世最高海面出现在3-2ka.BP.前后，主要原因在于由构造运动、均衡运动、压实沉降等使各地的古海面遗迹不同程度地发生了变位，还有的则把风暴潮沉积视为古海平面遗迹了。

近百年来的海平面变化主要是根据验潮站仪测数据计算出来的。

世界上最早的验潮站是建于1682年的阿姆斯特丹站。

百多个验潮站的数据表明近百年来全球海平面保持着断断续续的上升，平均上升速率为10-15cm/100a.,少数验潮站数据表明该地存在相对的海面下降。

值得注意的是20世纪40年代以来曾出现全球平均气温的下降，但海平面依然保持断续上升，它可能与海洋水温变化滞后于气温变化、20世纪40年代以来海洋水温持续上升有关。

估计表层与浅层海洋水温增温1℃，相应的海平面上升量为11cm。

未来百年，主要由于海洋水体的增温膨胀，加上部分陆上冰体融化的贡献，预计到2050年与2100年世界海平面将再上升20~55cm或57~368cm。

世界海平面的持续上升将有可能造成沿海低洼地的淹没、海岸侵蚀的加剧、河口的盐水入侵与低平原地带地下的盐水入侵等灾害性事件。

吉布斯（M.J.Gibbs,1984）的研究，到2025年美国的查尔斯顿（Charleston，81°

38’W,38°

21’N）地区因海面的上升而将损失2.8~10.65亿美元。

第六节河流

河流、水系、水位、流速、洪水

2影响水位的主要因素？

3有哪些特征水