表 2.2 地球上水的分布

1. 海水的性质

海水的物理性质 海水的物理性质主要包括海水的温度、密度、压力和透明度。海水的温度常随纬度和水深的变化而变化，低纬度地区的海水温度较高；深部的海水温度较稳定，常在（-1～4）℃之间，而表层的海水温度变化较大。海水的密度取决于海水的盐度和温度，0℃时，正常盐度（35‰）的海水密度为 1.02g/cm³，密度随盐度的增加而增加但随温度的增高而降低。通常深部海水的密度较大，而浅处较小；近岸边的较大，而海洋中心的较小。海水的压力是指海水自重产生的静压力，海水每加深 10m 约增加 105 Pa。海水的透明度是指海水透过光线的能力，一般近岸带的海水透明度低，而远岸的海水透明度高。

海水的化学性质 海水中含有多种化学元素，目前已知的有 72 种，但常见和含量较高的有 12 种（除 H、O 以外），它们是 Cl、Na、Mg、S、Ca、K、

Br、C、Sr、B、Si、F。这 12 种元素的含量约占海水中除 O、H 以外的所有元素含量的 99.8％。海水中常见的盐类是 NaCl，其次是 MgCl、MgSO4、CaSO4、K2SO4 和 CaCO3。海水中溶解的全部盐类物质与海水重量之比称为盐度，以千分率（‰）表示。大洋中的盐度介于 33‰～37‰之间，通常以 35‰代表海洋的标准盐度。如果明显高于 35‰的海洋称咸化海，如红海的盐度大于 40‰； 低于这个数值的称淡化海，如波罗的海的盐度小于 10‰。海水中溶解的气体有 O2、N2、CO2、H2S 等，O2 主要分布于海水的表层和近岸地带；H2S 通常聚集在海水流动不畅的海域，如海湾或海底；CO2 在海水中分布较广。

1. 海水的运动

海水在风、日月（天体）引力、地震、火山爆发、太阳能等种种因素的影响下，使其处于不停地运动之中。海水的运动有波浪、潮汐、海流（洋流） 和浊流等几种形式。

波浪（sea wave）波浪是海水最基本的运动形式。当风刮过海面时，风与海水面之间产生摩擦力，使海水产生运动形成波浪。海水运动时，水质点基本上绕某个平衡位置作圆周运动，只是向前移动很小的距离（图 2.6A）。水质点作圆周运动时，当运动到最高点就形成波峰，运动到最低点就构成波谷，而波高就相当于水质点运动圆周的直径。在水的内摩擦力（粘滞力）的作用下，一个水质点就带动下一个水质点运动，并依次传递下去，就形成波浪，使水面呈波状起伏（图 2.6B）。水质点的动能同时也向水面以下传递， 但由于水深增加，压力加大，内摩擦力增加，亦即阻力增加，所以水质点的运动圆周随水深增加变得越来越小。实验证明，水质点运动圆周的直径的减小与波长为函数关系，当水深相当于 1/9 波长时，在该点水质点运动直径为1/2 波高；当水深达 1/2 波长时，水质点的运动圆周直径仅为 0.04 波高，即波浪运动已很微弱了，一般把此深度认为是波浪作用的下限。地震、火山喷发可释放出巨大的能量，使海水强烈运动，产生汹涌的海浪，波高可达几十米，这种海浪称海啸。

潮汐（tide）全球性海水周期性涨落现象叫潮汐。潮汐是海水在引潮力作用下形成的。引潮力主要是月球、太阳对地球的引力和地球绕地-月系质心旋转、绕太阳公转的惯性离心力的合力，所以引潮力主要包括太阳-地球间的引潮力和地球-月球间的引潮力两部分。由于月球距地球较近，是引潮力的主体部分；太阳的质量虽然很大，但由于距离地球太远，其引潮力仅为月球的46.6％。以地球-月球间的引潮力为例（图 2.7），月球对地球上每一点的引力大小是各不相同的，以地-月质心连线上的对月点为最大、背月点为最小， 地心处为平均值，方向总是指向月心；而地球绕地-月系质心绕转产生的惯性离心力，在地球上各点大小相等（等于月球对地心处的平均引力值），方向相同，但与月球对地心的引力方向相反；引力与离心力的合力构成引潮力。该合力在对月点和背月点最大，且方向垂直指向球面外空间，因而可使海面上升凸起，发生涨潮，当海面达到最高点时称高潮；而在距对月点、背月点方位角为 90°的地区，合力最小形成落潮，当海面达最低点时称为低潮。由于地球的自转，地球上同一地点一天内可出现两次涨潮和落潮。同时，太阳的引潮力也可引起潮汐现象。如果当月球、太阳、地球处在一条直线上（朔、

望月）时，可出现高潮特高、低潮特低的大潮，而在上、下弦月时，日、月对地球的引潮力相互抵消，出现小潮。潮汐在中低纬度地区较发育，向两极逐渐减弱。由潮汐引起的海面高度变化迫使海水作大规模水平运动，称为潮流。涨潮时潮水涌向陆地，落潮时潮水退回外海。在平坦的海岸带，潮水的涨落可影响到相当宽的范围；在狭窄的海峡、海湾、河口区，潮流可形成汹涌的潮浪，如我国的钱塘江口。

海流（洋流）（ocean current）大洋中沿一定方向有规律移动的海水称海流（洋流）。它好像大洋中的一条河流，宽度从几十公里到百公里以上， 涉及的水层厚度可达数百米，流程长达几千甚至上万公里，流速一般每小时数公里，流径一般不易改变（图 2.8）。洋流又可分表层洋流和深层洋流。表层洋流主要由信风及海水密度差引起，方向以水平运动为主。根据流动水体的温度与周围水体的温度差异又可分为暖流和寒流。暖流一般由低纬度流向高纬度，寒流一般由高纬度流向低纬度。如著名的太平洋北赤道海流流程长达 13000km，海水由中美洲西岸沿北纬 10°～20°之间西流，直到亚洲东部菲律宾；再由此向北偏转，经我国台湾岛东岸、琉球群岛西侧，直达日本东岸，称黑潮（或台湾暖流、日本暖流）；黑潮在日本北海道东侧与千岛寒流（也称亲潮）相遇后再折向东，流向阿拉斯加；进而再沿北美洲西岸南流形成寒流，补偿赤道附近流走的海水。深层洋流主要由海水温度和盐度差异引起，方向有水平的和垂直的运动。例如在大西洋，海水由格陵兰附近下沉， 沿海底穿过赤道，至阿根廷东部上升，再由表层流回北方。

浊流（turbidity current）浊流是海洋（或湖泊）中载有大量悬浮物质的高密度水下重力流。其比重介于 1.2～2.0 之间，常携带大量粘土、砂及砾石。浊流一般形成于大陆架外缘、大陆坡上部或河口三角洲前缘，因那里的海底坡度较大，且有大量未固结的沉积物。浊流多由地震、火山等因素引发，在重力的作用下常以巨大的惯性“一泻千里”地穿过大陆坡，直达深海平原，其流速可达 20～30m/s，因而具有较大的剥蚀、搬运能力。

1. 陆地水（continental water）

陆地水主要包括地面流水、地下水、湖泊与沼泽及冰川。(1）地面流水

地面流水是指沿陆地表面流动的水体，其水源主要有大气降水、冰雪融水、地下水和湖泊等。地面流水根据水源补给特点可分为常年性流水（河流） 和暂时性流水（片流、洪流）。

暂时性流水是指补给水源不稳定（时有、时无）的地面流水，这种流水的水源一般都是大气降水。暂时性流水包括片流和洪流。片流（sheet flow） 是指沿山体斜坡无固定水道的面状流水，它发生在大气降水刚降落到地面之后，其特点是水层薄、速度慢、呈网状。洪流（flood flow）是指大气降水后沿沟谷的水流，它是由片流汇集到沟谷形成的，其特点是流速快，有固定的水道。

河流（river）是地表面具有固定河道的线状常年性流水。河流有稳定的补给水源，它的水源一般以地下水、冰雪融水为主。在一定集水区域内，由大大小小的若干条河流所组成的水流系统称为水系。水系中长度最大或水量最大且直接注入海洋或湖泊的河流称为干流，直接或间接注入干流的河流称

为支流（图 2.9）。支流依水量大小和彼此归并关系又可分为一级、二级等多级支流。理想的水系常呈“树枝状”，但也有些水系呈格子状、向心状等。一个水系所占据的区域称为流域，水系与水系之间以分水岭相隔。

从宏观上来说，地面流水总是从地势高的地方流向地势低的地方。而从微观上来看，地面流水的水质点运动状态可分为层流和紊流两种形式。

层流是指在水流过程中，水质点保持相互平行而不相混合的水流（图2.10a）。实验表明，只有在平滑的水槽中或流水缓慢时才可能出现这种水流。所以在自然界中是不常见的。在某些片流中可局部出现。

紊流是指流水在运动过程中，水质点的运动速度和方向随时都发生任意变化的水流（图 2.10b）。紊流几乎存在于所有地面流水之中，是地面流水最主要的运动形式。紊流在某些条件下，如河道弯曲、洪水期和枯水期、在向前流动的过程中遇到障碍物等等，可形成两种特殊的水流形式，即环流和涡流。环流是指水质点绕平行于水流方向的轴作螺旋状有规则运动；而涡流是指水质点绕垂直于水流方向的轴作螺旋状运动。

1. 地下水（ground water）

地下水是埋藏在地表以下岩石和松散堆积物空隙中的水体。水源主要来自地面流水和大气降水，通过岩石或松散堆积物的空隙下渗而保存在地表以下。常见的泉、水井就是地下水在地表的露头。

岩石中存在空隙（包括孔隙、裂隙和溶隙）是地下水能够储存、运动的条件（图 2.11）。岩石中空隙的体积与岩石的总体积之比称为空隙率。空隙率越大，能储存的地下水越多。空隙的连通性也很重要，连通性越好，越利于地下水的运动。虽然一些粘土类岩石的空隙率较大，但由于空隙太小、连通性差，所以即使储存有地下水也很难运动。不同种类岩石的空隙率和空隙的连通性都不相同，所以透过地下水的能力也不一样，我们把岩石或堆积物能透过地下水的能力称岩石的透水性。由透水性较好的岩石组成的岩层称为透水层；储存有地下水的透水层称含水层。相反，地下水不易透过的岩层称不透水层或隔水层。

地下水的存在形式有吸着水、薄膜水、毛细水、重力水，前两者吸附在岩石的表面，一般不运动。毛细水充填于毛细管中，水受表面张力作用逆重力方向运动。重力水在重力的影响下作垂直向下或水平运动。

地下水按运动特征和埋藏条件可分为包气带水、潜水、承压水三种基本类型：

包气带水 是指埋藏在包气带中的地下水（图 2.12）。包气带意指岩石空隙未被地下水充满的地带。包气带中的地下水以吸着水、薄膜水、毛细水为主，而重力水较少。如果下渗水多时，可出现较多的重力水。包气带水主要作垂直方向上的运动，如重力水常由上向下运动、毛细水由下向上运动。

潜水 是埋藏在地表以下第一个稳定隔水层以上、具有自由表面的重力水，也称饱水带水（见图 2.12）。其自由表面称潜水面。大气降水和地面流水通过岩石空隙不断下渗，在下渗过程中，当遇到隔水层时，阻挡了地下水下渗，就慢慢地集积起来充填于岩石的空隙中，形成饱水带水。饱水带水与

包气带水的分界面就是潜水面，如水井水面、泉水面。潜水面不是一个平面， 而是一个凹凸不平的起伏面，常随地形的起伏而形成相应起伏。它还会随季节性发生变化，在雨季时，下渗水较多，潜水面升高，而旱季时则降低。潜水在重力的作用下一般从高处往低处流，以近水平方向流动为主。

承压水 是指埋藏在两个稳定隔水层之间的透水层内的重力水，故又称层间水（图 2.13）。承压水受两隔水层所限，位置低的水体受位置高的水体的静压力，这种压力常称水头压力。如果在适当的位置钻通上隔水层，承压水在水头压力的驱使下，可沿钻孔自流上升。承压水的运动一般为从补给区流向排泄区。

地下水因受阻力较大，运动速度较慢，一般为每日数米，很少超过每日10m 的。地下水保存于岩石的空隙中，而且具有一定的压力、温度，与岩石有较大的接触面积，运动速度慢，又有较长的接触时间，所以地下水能溶解部分岩石，常常含有较复杂的化学成分，常见的有 O2、CO2、H2S、Na⁺、Mg²⁺、Ca²⁺、SO42-和 HCO3-等。这种成分对地下水的化学性质有重要影响。

1. 湖泊与沼泽

湖泊（lake）是陆地上较大的集水洼地，全世界湖泊的总面积约 27× 10⁵km²，占陆地面积的 1.8％。湖泊的规模不等，世界上最大的湖泊是西亚的里海，为咸水湖，面积达 43×10⁴km²；第二大湖是北美的苏必利尔湖，为淡水湖，面积达 8×10⁴km²。世界上最深的湖泊是俄罗斯的贝加尔湖，水深达1741m。湖泊所处位置的高低相差悬殊，最高的是我国西藏高原的纳木湖，湖面海拔 4718m；最低的是中东的死海，其水面比海平面低 395m。湖水主要来自大气降水、地面流水和地下水，其次是冰川融水和残留海水。湖水通过蒸发、下渗和流泄等方式不断消耗。一般将有出口流泄的湖称泄水湖，无出口的称不泄水湖。湖水的化学成分主要与湖水的来源及自然地理条件有关。一般在潮湿气候区，湖水的成分多含有 Ca[HCO3]2、有机质等；在干旱气候区湖泊的成分则以含 NaCl、Na2SO4 为特征。据湖水中含盐量的多少，可把湖泊分为含盐量低于 0.3‰的淡水湖、含盐量为 0.3‰～24.7‰的半咸水湖及含盐量高于 24.7‰的咸水湖。潮湿气候区的泄水湖通常为淡水湖，干旱气候区的不泄水湖则常为咸水湖。湖泊的水体也处在不停的运动之中。湖水的运动方式有波浪、潮汐、湖流和浊流等，其运动特点与海水的运动相似，只是规模小一些而已（参见下述海水运动特点）。

沼泽（marsh）是陆地上潮湿积水、喜湿性植物大量生长并有泥炭堆积的

地方。沼泽主要分布在湿润气候区，不论热带、温带和寒带都可产生。沼泽的形成原因有多种，它可以是浅水湖泊的逐渐沼泽化、河流泛滥地的沼泽化、平坦海岸的积水沼泽化、地下水位极浅的广阔平地的逐渐积水沼泽化、森林和草地的沼泽化等。世界上沼泽总面积达 35×10⁵km²，占陆地面积的 2.3％。我国沼泽分布很广，面积达 11×10⁴km²，占全国总面积的 1.15％，主要分布在东北三江平原、松辽平原北部、青藏草原、松潘草地及沿海地区等。

1. 冰川

冰川（glacier）是指由积雪形成的、并能运动的冰体。它是陆地上以固体形式存在的水。现在陆地上的冰川主要分布于地球两极及高山地区，覆盖陆地面积的 10％，集中了全球 85％的淡水。据估计，如果全球的冰川融化注

入海洋，可使全世界海平面上升 66m。

气候寒冷是冰川形成的必要条件，另外要有丰富降雪量和合适冰雪堆积的场所。在气候寒冷地区，降雪不能在当年全部融化而积聚起来，形成积雪区。积雪区的分布常受雪线的控制，雪线（snow line）是指终年积雪区的下部界限。在雪线附近，年降雪量与消融量大致相等；在雪线以上，降雪量大于消融量；而在雪线以下，消融量大于积雪量。在雪线以上的地区，如果地形合适，雪就不断积聚起来，随着积雪的增加，刚降下的雪（即新雪，六边形、空隙大），在地表热力及雪层压力的作用下，雪花的尖端融化并逐渐冻结形成粒径较小的雪粒，经过一系列的压实、冻结和重结晶作用，雪粒增大转变成粒雪，粒雪中空隙进一步减少，形成冰川冰（图 2.14）。冰川冰在压力和重力作用下缓慢流动便形成了冰川。

分布于陆地表面的冰川可分为大陆冰川和山岳冰川两类。大陆冰川是分布在高纬度和极地地区的冰川，又称冰盾或冰盖，其特点是雪线位置低，分布面积大，冰层厚，流动速度稍快，并由中间向四周流动。如格陵兰岛冰川覆盖面积为 172×10⁴km²，中心部位冰层厚达 3411m。山岳冰川是分布于高山地带的冰川，其特点是雪线位置高，规模小，冰层薄，受地形控制，呈线状分布（图 2.15）。

冰川的运动是一种固体流。据研究，冰川上部冰层具脆性；但下部冰层因承受较大压力而具可塑性，可产生塑性变形和塑性流动，并承托上部冰层的运动。冰层愈厚可塑性也愈大，愈易产生塑性流动。冰川移动时，底层冰因摩擦生热和压溶作用产生冰融水，也是促使底部冰层滑动的重要因素。一般，山岳冰川主要因重力作用由高处向低处流动；大陆冰川因中部比边缘冰层厚、压力大，冰川由中部向边缘流动。

冰川冰的运动速度很慢，在很短的时间内不易被人察觉，常用标志物来测量它的运动速度，如我国祁连山、天山一带冰川的流速为 30～100m/a。冰层很厚的极地冰川的流速稍快一些，如格陵兰的冰川流速最快可达1700m/a。

1. 大气水

大气水是指存在于大气圈中的水，它以汽态的形式存在。据估算，大气中水的总量约为 1.3×10¹³m³，而绝大多数分布于大气圈的对流层中。我们通常用湿度（humidify）来表示大气中的水含量。大气的湿度可分为相对湿度和绝对湿度。所谓的相对湿度是指空气实际水汽压与当时同温度下饱和水汽压的百分比，而绝对湿度是指一定量空气中的水汽质量与该定量空气的体积之比（g/m³）。相对湿度会随气温而变化，如果当水汽压不变时，气温升高， 饱和水汽压增大，相对湿度会减小；反之，则增大。所以在一天之内，在清晨相对湿度最高，而中午相对湿度最低。

大气水来源于海水和陆地水体的蒸发、植物叶面的蒸腾作用以及火山活动，其中以海洋蒸发的水量最大。据研究，每年从海洋蒸发的水约 342835km³， 而来自陆地水体及植物叶片的蒸发量约 65440km³。大气中的水会随着大气运动被运送到对流层的不同部分，当它们遇到冷空气时，又会以雨、雪、雹等形式降回到地球表面。据观测，全球每年从大气中降落的雨水达 423000km³。

由于现代人口的剧增和工业的快速发展以及地表生态系统严重破坏，大气水中的粉尘、有毒和有害气体的含量也不断增加，以至影响人们的正常生

活。大气水中的粉尘主要有烟尘、矿物微粒、金属微粒等，有害气体主要为SO2、NO2、HCl、H2S 等。这些气体被大气水所吸收可形成汽溶胶或酸雨，严重危害人体健康和动、植物的正常生长。

大气水对地球的温度能起到“温室效应”，使地球的表面温度保持恒定。水汽与 CO2 一样，能吸收大量来自地面的长波热辐射，把太阳辐射的能量截留住，使大气升温。据研究，如果大气圈的水分含量降低 50％，气温将降低5℃左右。