1、第四章 海洋和陆地水第一节 地球水循环和水量平衡一、地球上水的分布n地球上水量总体积为1.51093。n当量深度：各类水体铺在地球表面的平均深度。海洋水体的当量深度为2700-2800m，冰和雪为50m，地下水为15m，陆地上的河湖水为0.4-1.0m，大气水的当量深度为0.03。n水域是指水体的地理位置，自由水面的形状与面积。n水圈是由地球表面各类水体各地水域共同组成，抽象为覆盖地球表面的水层，实际上是不连续的、上下高程相差很大的自在水体水域的总称。二水循环（一）水循环及其基本过程与类型（一）水循环及其基本过程与类型1、水循环 水循环指的是地球上各种形态的水，在太阳辐射、重力等作用下，通过蒸
2、发、水汽输送、凝结降水、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。小循环，又称为内部循环，是指发生在海洋小循环，又称为内部循环，是指发生在海洋与大气之间，或陆地与大气的水分交换过程。与大气之间，或陆地与大气的水分交换过程。海洋小循环是指从海洋表面蒸发的水汽，在海洋上空凝结致雨，直接降落到海面上的过程；陆地小循环是指陆地表面和植物蒸腾蒸发的水汽，在陆地上空成云致雨，降落至地表的循环过程。2、水循环的分类、水循环的分类（二）水循环意义（二）水循环意义第一，水循环不仅将地球上的各种水体，组合成连续、统一的水圈，而且在循环过程中渗入大气圈、岩石圈与生物圈，将地球上的四大圈层联系在一起
3、，形成相互联系、相互制约的统一整体。第二，地球上的水循环是巨大的物质和能量流动，是具有全球意义的能量传输过程。第三，水循环是海陆间联系的主要纽带。第四，水循环不断塑造地表形态。第五，由于存在水循环，水才能周而复始地被重新利用，成为可再生资源。三、水量平衡（一）通用水量平衡方程（一）通用水量平衡方程水量平衡是水循环的数量表示。依据质量守恒定律，所谓水量平衡，是指任一区域（如一个流域）在任一时段（如一年）内，其收入水量等于支出水量和区域内蓄水变量之和。uww出入收入水量 支出水量 蓄水变量 SRRERRPq)()(地下表地下表通用水量平衡方程 第二节第二节 海洋与海水理化性质海洋与海水理化性质一
4、海和洋n地球表面广阔连续的水面称为大洋，世界大洋可分为四个：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋 n各大洋的边缘部分接近或伸入陆地，并或多或少地与大洋主体有所隔离的水域称为海海。海从属于洋，或者说海是洋的组成部分。海被分为四类：1 1、内海、内海 也称“地中海”。它周围被陆地包裹，仅有一个或几个海峡与大洋或与邻海沟通地中海地中海黑海黑海红海红海波罗的海渤海渤海2 2、边缘海、边缘海 位于大陆边缘，以半岛或岛弧与大洋或与邻海相隔，但直接受到洋流、潮汐传播的影响。白令海 黄海 日本海鄂霍次克海 东海 3 3、外海、外海 它虽位于大陆边缘，但与大洋有广阔的联系阿拉伯海 巴伦支海 4 4、岛间海、岛间海 指
5、大洋中被一系列岛屿环绕的水域。二二 海水的组成和物理化学性质海水的组成和物理化学性质（一）海水的化学成分 海水是含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5%，其他物质占3.5%。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质。每升海水中含100以上的元素，叫常量元素，不足100的叫微量元素。（二）海水的盐度和氯度 海水盐度是指水中全部溶解固体与水重量之比，平均为34.6，变化范围3340，有的超过44 每千克海水中所含氯的克数，称海水的氯度。标准海水的氯度为19.381。盐度盐度盐场 （三）海水的温度、密度和透明度 1、温度2、密度 单位体积中的海水质量就是海水的密度，单位是g/3。海水密度值约
6、为1.0221.028。3、颜色和透明度 海水的颜色决定于海水对阳光的吸收和反射状况 海水的透明度以直径为30的白圆盘投入水中可见深度来表示海水的透明度透明度透明度与泥沙、生物量有关与泥沙、生物量有关第三节 海水的运动n（一）潮汐现象与引潮力 由月球和太阳的引力引起的海面周期性升降现象，称为潮汐。海面升高，海水涌上海岸，叫涨潮。海面下降，海水从岸上后退，叫落潮。一 潮汐与潮流 涨潮时海水面最高处称为高潮，落潮时海水面最低处称为低潮。高潮与低潮的落差，就是潮差。潮差是以朔望月为周期性变化的,潮差最大时，叫大潮，反之叫小潮。地球上某一点所受到的太阳和月球的引力与其受到的太阳和月球的引力的平均值大小
7、有差别，方向也不同，正是这一引力差使海平面发生升降，故称之为引潮力。引潮力朝向月球和太阳一面时形成的潮汐，称顺潮，反之称对潮。根据潮汐的周期变化，可将其分为 半日潮、混合潮、全日潮三种。（二）潮流 海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还发生周期性的流动，这就是潮流。潮流也分为 半日潮流、混合潮流和全日潮流三种。若以潮流流向变化分类，则外海和开阔海区，潮流流向在半日或一日内旋转360o的，叫回转流；近岸海峡和海湾，潮流因受地形限制，流向主要是在两个相反方向上变化的，叫往复流。此外，涨潮时流向海岸的潮流叫涨潮流，落潮时离开海岸的潮流叫落潮流。喇叭形海湾或河口湾可以激起怒潮。n二 海洋中的波
8、浪 （一）波浪及其类型 1.定义：海洋中的波浪是指海水质点以其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作周期性圆周运动的现象。波浪包括波峰、波谷、波长、波高四个要素。波高为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。波长为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。波速为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。波浪周期是相邻波峰(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。在垂直方向上，波高或波浪振幅均随水深增加而变小，在水深等于波长时，该水深的波高也只有水面波高的1/512
9、(0.002)了。一般在海面以下20-30m水深的波浪运动实际上已十分微弱。水质点圆周运动产生的波形递进水质点圆周运动产生的波形递进 连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波谷中的点而构成的曲线，叫余摆线。水分子的圆形轨迹到了和波长相等的深度就不再存在，这个深度就是波底，即波浪能量向深处传递的极限。如下图所示：在平面上，同一列波峰的脊线也称波峰线，与波峰线垂直而指向波形递进方向的射线称波浪射线或波向线。在深水区，波形宽展，波峰为圆形脊，也叫涌浪；当递进到水深比较浅的地方，水质点的圆周运动受阻，渐渐也变为上半部轨迹为半圆形，下半部轨迹为扁圆形，以致往回运动的水质点阻碍它后边水质点的往前运动，从
10、而出现了波形的不对称，波峰的向前倾，随着前坡的不断增陡，直至出现翻卷并跌下来产生所谓的破浪或碎浪，也称拍岸浪。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。退流是水质点从高处顺岸坡下滑而逐渐增速的水流。所以，进流有能力把水底大大小小的沙砾掀起来冲上岸去，而退流只能携回较细小的颗粒。波浪由深水区进入波浪由深水区进入海岸带的变化过程海岸带的变化过程 2.分类 风浪：由风的作用产生 A.按照 海啸：因地震或风暴产生 其成因 潮波：因引潮力引起 气压波：因气压突变 船行波：船行作用 B.按照波长和水 深水波（短波）深的相对关系 浅水波（长波）（二）
11、波浪的折射 波峰线在深水区是和引起波浪的力的方向，即波前进方向相垂直的。但波浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一波列两端的水深就可能有较大差异。近岸较浅一端因受摩擦而减速，离岸远而较深一端在深水处继续保持原速前进，最后波峰线将发生转折而与海岸平行，这种现象就是海浪的折射。平平 直直 海海 岸岸 的的 波波 浪浪 折折 射射港港 湾湾 海海 岸岸 的的 波波 浪浪 折折 射射 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；（三）风浪 风速继续加大，微波发展为风波，
12、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。巨浪巨浪 三、洋面流 海水沿着一定方向有规律的水平运动，就是洋流。（一）洋流的成因和分类 1.按照成因分：摩擦流、重力气压梯度流和潮流三类 从海面到摩擦深度的海水运动，称为风海流。重力气压梯度流包括倾斜流、密度流和补充流。倾斜流是是因风力作用、陆上河水流入或气压分布不同，使海面因增水或减水形成坡度，从而引起的海水运动。密度流则是由于海水温度、盐度不同，使得密度分布不均匀，海面发生倾斜而造成的海水运动。2.根据流动海水温度的高
13、低，还可以把洋流分为暖流和寒流。暖流比流经海区的温度高，寒流比流经海区的温度低。（二）洋流模式和主要洋流 根据行星风系理论，地球上实际存在的洋面风，在北半球有0o30o的东北风，30o60o的西南风和60o至极地的东北风。南半球的洋面风与北半球相差90o。由行星风系可以推论出三种洋面流模式：（1）北半球的风吹动洋面而最终输送一层方向偏右90o的厚约100m的上层洋流。如下图所示：30oN盛行风产生大洋高压区盛行风产生大洋高压区 （2）30o60oN的西南风使上层水流向东南，60o90o的东北风又使上层水流向西北，导致以60oN为中心形成一个低凹。如下图所示：（3）赤道无风带两侧，因北半球的东北
14、风和南半球的东南风，上层水流必然从赤道向外流动。围绕赤道低压系统,北半球部分的洋面流最终将呈反时针方向，而南半球部分则是顺时针方向。由于二者方向相反，因而 就形成两个赤道环流。如右图所示：东北信风东北信风东南信风东南信风中纬西风中纬西风中纬西风中纬西风极地东风极地东风极地东风极地东风0 03030N N3030S S3030N N3030S S0 06060N N6060N N6060S S6060S S东北信风东北信风东南信风东南信风中纬西风中纬西风中纬西风中纬西风极地东风极地东风极地东风极地东风0 03030N N3030S S3030N N3030S S0 06060N N6060N N
15、6060S S6060S S冬季逆时针方向北印度洋海区夏季顺时针方向北印度洋海区3030N N3030S S0 06060N N6060S S中低纬中低纬中低纬中低纬中高纬中高纬0 0大洋 东岸大陆 东岸大陆 西岸大洋 西岸0 0大洋东岸大洋东岸大陆东岸大陆东岸大陆西岸大陆西岸大洋西岸大洋西岸世界大洋最重要的洋流世界大洋最重要的洋流北海道渔场北海道渔场北海渔场纽芬兰渔场秘鲁渔场北大西洋暖流西澳大利亚寒流澳大利亚西部澳大利亚西部澳大利亚西部北大西洋暖流西澳大利亚寒流秘鲁寒流智利太平洋沿岸地区 第四节 海平面变化一 海平面与海平面变化2 海面变化的证据高于现代海面的证据：大陆上发现贝壳堤、海滩岩、
16、珊瑚礁、以及生物遗迹标本。低于现代海面的证据：埋藏于海水下的贝壳堤、海滩、村落遗址、河口三角洲等。1 海平面的内涵 “海平面”的全称叫平均海平面。原本意是在相当长的时间内，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。海平面海平面的内涵的内涵3 海面变化的空间尺度局部地区海岸线变化叠加了地壳形变因素的影响。全球范围的海平面变化是全球气候变化的反映：冰期与间冰期海面的升降。4 海面变
17、化的时间尺度 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。与此同时，一些主要因素引起的海平面变化的型式也不相同。不同时间尺度的海平面变化与海平面变化主要因素不同时间尺度的海平面变化与海平面变化主要因素 海平面变化海平面变化的时间尺度的时间尺度二 7万年来的海平面变化 第三纪以前地质历史时期的海平面变化研究，依赖于不同地质历史时期的世界古陆分布图，部分学者认为存在早寒武世、中奥陶世、早泥盆世晚石炭世、晚白垩世几次全球性高海平面与大海侵。1 第三纪以前的海平面变化 主要表现为冰期低海面海退与间冰期高海面
18、海侵的交替。多数认为历次第四纪间冰期海平面与现代海平面位置比较接近，高低不超过20m；末次冰期海面明显下降始于70ka.BP.前后，冰期鼎盛时期8ka.BP.)的最低海面比今低约12020m左右，大陆架在当时几乎全部裸露，直到晚更新世末期全新世初，世界海平面又回升到比今低约25m左右的位置。第四纪海平面变化曲线第四纪海平面变化曲线 2 第四纪海平面变化 我国东部海岸变迁7万年前 海侵44000年前 海退25000年前 海侵23000年前 海退15000年前 海退达最大10000年前 海侵8000-7500年前 海侵达到接近现代高度6500-6000年前 最高海面 6ka.BP.以来的海平面变化
19、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。全新世海平面变化曲线全新世海平面变化曲线6千年以来的海平面变化 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
20、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。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。近百年来的海平面变化近百年来的海平面变化三 近百年来的海平面变化近年来我国近海的海平面变化2003年我国沿海海平面比常年平均高了60毫米，而山东省高了67毫米。与2000年相比，2003年山东沿海海平面上升幅度为16毫米。山东沿海海平面平均上升速率为每年2.4毫米。2004年2006年，山东沿海海平面都高于常年。受海平面变化影响，山东沿海海水入侵、海岸侵蚀等海洋灾害有所加重。其中，烟台、青岛、威海、日照等地区海水入侵累计面积已达649平方公里；龙口至烟台海
21、岸侵蚀长度约30公里，累积最大侵蚀宽度达57米，严重影响了当地水资源环境和生态环境。未来数年，沿海海平面总体上将继续保持上升趋势，2006年和2013年中国沿海海平面将比2000年平均海平面分别高10毫米和28毫米，山东省2006年高25毫米，2013年高33毫米。四 21世纪海平面上升预测 1.IPCC的预测 （1）如果21世纪CO2 不受限制照常排放，21世纪海平面上升速度为20世纪的35倍。（2）如果 A.能源供应转向低碳燃烧；B.可再生能源与核能取代矿物燃料；C.2050年CO2排放量降到1985年的一半；那么，2050年全球海平面上升2031cm。如下图所示：IPCC1990年的年的
22、21世纪海平面上升量估算世纪海平面上升量估算 2.1992年，一批欧洲学者与中国学者合作，依据IPCC1992年的温室气体排放方案（IS92a）提出2050年海平面上升最佳估计值为22cm，2100年为48cm。3.1993年中国科学院地学部以全球海平面2050年上升20到30cm为依据，估计我国珠江三角洲海面将上升4060cm，上海地区5070cm，天津地区70100cm，同时考虑了上述各地区地面下沉幅度的。五 海平面变化的机制和影响研究 l 海平面变化的动因研究l 海平面变化对环境的影响机制研究l 应对海平面变化的措施 有关专家说，全球气候变暖造成的海水膨胀和冰川融化，是引起海平面上升的主
23、要原因之一。在未来50100年间，这种趋势还将继续存在，沿海的海平面变化将受其直接影响。其次，沿海特大型城市发展迅猛，大型建筑物密集和地下水过量开采，加剧了地面沉降，是引起当地海平面相对上升的另一主要原因。海面上升的原因海平面上升的影响n 侵蚀海岸范围扩大n 海滨城市面临被海水淹没的危险n 风暴潮频率与强度增加（海啸灾害）n 河湖排水能力下降,洪涝灾害加剧n 造成了沿海湿地的损失和动物的迁徙n 入海口海水倒灌,土地盐渍化 国家海洋局2010年1月27日发布的2009年中国海平面公报指出，我国沿海海平面近年平均上升速率为每年毫米，累计超过毫米。据预计，海平面将继续保持上升趋势，年后将比年升高毫米至毫米。n这份2009年中国海平面公报统计，我国沿海海平面平均每年升高2.6毫米，高于全球每年1.7毫米的上升速率。2009年，我国沿海海平面较2008年上升高达毫米。n国家海洋局信息中心主任徐胜解释，2009年海平面变化异常的重要原因是高温异常天气和季风变动等。n海平面上升作为一种缓发性海洋灾害，其长期的累积效应将加剧风暴潮、海岸侵蚀、海水入侵、土壤盐渍化和咸潮等海洋灾害的致灾程度。应对策略 削减二氧化碳的排放量 植树造林 根据海岸动态采取相应防护工程 扩大洪涝地区河道排水能力 提高沿岸防潮工程标准 加强基础设施建设,防止海水入侵 加强沿海地区海平面变化的监测
