海洋

类似于河水在运动一样，海洋的海水也在运动。地球表面约 71%被海洋所覆盖，陆地只占 29％。海水运动将某一处的热量、盐分、营养物和动量输送到另一处。它的运动主要有四种形式，即大尺度的洋流、潮汐、波浪和沿岸流。潮汐是天文起因的，不属于地球表层圈层相互作用的产物。

洋流就是大洋内行星尺度的海水的有确定性方向的流动，它是由海气相互作用引起的。当风从水面吹过的时候，水面受到风的摩擦力作用，即拖曳引起流动，这种现象发生在行星风带的风与大洋之间，也就产生了洋流。理论分析发现，表面流向与风向右偏 45 度，这主要是由科里奥利力引起的，这个偏角与水流流速无关，并随深度增加，同时，流速随深度指数减少。大洋的表层环流，主要受控于海面风场。图 2.2.6 是大洋环流模式。洋流的基本型式如下：由东北信风和东南信风引起的强大的赤道漂流，受科里奥利力的作用，自东向西流动，横贯大洋。到达东岸后，大部分因受海底地形的作用，转向高纬北上。这种来自低纬的洋流较高纬温度高，称为暧流，其中最主要

的是大西洋的墨西哥湾流（简称湾流）和太平洋的黑潮。暖流所经海区，海水温度增高，空气垂直对流强烈，蒸发大，水汽充沛，故低纬大洋西部降水比大洋中部大得多。当湾流和黑潮到达中纬后，在强劲的西风作用下，沿纬向运动，到达大陆西岸，在北半球分别形成北大西洋洋流和北太平洋洋流，在南半球则形成连续的西风漂流。北半球的西风漂流到达大陆西岸附近后，又受地形反射，一支向南形成寒流，一支向北形成暧流。向南的寒流由于受大陆离岸风的影响，下层海水上翻，使近岸海水温度更低，形成了大洋东部的低温区，相应的大陆西岸降水极少，易形成干旱气候和沙漠景观。北太平洋寒流称亲潮。一般讲，洋流的流速很小。湾流的速度比较大，在北纬 36

度，西经 73 度处约为 1. 20m/s，在北纬 38 度，西经 69 度处可达 1.40m/s。

图 2.2.6 大洋环流模式（多种来源）

图 2.2.7 垂向洋流（多种来源）

海洋不仅存在水平方向的表层洋流，而且存在垂向的洋流，图 2.2.7 是垂向的洋流状况。如将南北半球的极流连接起来，就把海水分为两部分：在极锋线以下的冷水环流区和极锋线以上的温水环流区。温水环流区内扰动和对流作用都很强烈，水温和盐分都较大。冷水环流区，海水扰动极小，流动速度很缓慢。两层的界限，在中纬度和热带大致为 300—500 米，寒带更浅。实际上，表层水平流与垂向流之间构成统一的环流系统。表层水的辐合必然引起水团下沉，而表层水的辐散必然引起涌升流，重要的辐合带与下沉带出现在北极和南极附近，涌升对生物圈和气候都有影响。

波浪是海水的另一种运动形式，它不象洋流具有气候意义，但波浪作用于沿岸带泥沙，具有明显的地貌学意义，并且是一种海洋资源。波浪产生的原因有两种解释，其一认为，两种不同密度、不同流速的介质，界面上会产生振动，这就是波浪的起因。另一种观点认为，当水面不平整时，风与水的界面附近，风力的压强分布不一致，这样风力就促使波状水面形成，从而产生波浪。

海洋的波浪被分为风浪、涌浪、激浪等几种。风浪是指产生过程中的波浪，风浪的波长、振幅等是复杂而凌乱的。波浪一旦离开生成区，就会在大洋广阔的区域传播，并且由于不同波动周期的波浪有不同的传播速度而发生分离，这时波浪变得规则，波峰圆滑，称为涌浪。涌浪的水体横向位移为零，波浪通过质点的圆周运动而传播，如图 2.2.8 所示。涌浪的波长很长，而且连续的涌浪具有接近相等的波高。

当波浪传入近岸浅水区后，波浪发生变形进而破碎形成激浪。激浪具有向岸的横向位移，向岸线输送能量与水量。激浪输送的水量在沿岸地区形成积累，最后冲破波浪的阻拦形成“裂流”。裂流一般出现在固定的地貌部位，所以激流涌入近海地区后，以近岸流的形式流向裂流地区，如下节 2.3.7 所示。理论分析导出，在浅水地区波速与深度有关：

Cs = （15）

图 2.2.8 波浪的运动

式中 cs 为浅水波的波速，g 为重力加速度，h 为水深。

虽然在波浪作用下，水质点返回到原来位置，不存在水体净位移，但波浪本身产生海面的能量传递，单位水面一个波长内的总能量为：

E＝ 8 ρgH（16）

式中 E 为单宽的一个波长内总能，ρ为海水密度，H 为波高。值得一提的是，潮汐也是一种波动，它引起了不同频率的潮波，潮波的巨大能量已被用于潮汐发电，成为一种资源。关于潮汐的其它内容，我们已经在第一章中有所讨论了。

冰雪圈

水圈的一种构成单元是冰雪圈，冰雪圈的“水文”运动，主要是冰川的运动。现代冰川环境占地球表面的范围并不大，约 3％。其中绝大部分分布在高纬和两极地区，少数分布在高山地区，如阿尔卑斯山和喜马拉雅山。但是在第四纪冰期时，冰川覆盖的范围比现在广得多。冰后期以来气候普遍变暖，冰川退却。冰川退却以后，冰川沉积遗留下来反映冰川作用的过程。

冰川环境中的主要动力因子是冰。作为稳定冰体的冰川存在于雪线以上，这里的年降雪量大于年消融量，因而冰雪得以常年累积。刚降下的新雪很松散，经冻融过程和后来雪层的压力，重结晶为致密的粒雪。粒雪再经过融化和再结晶，晶体不断增大，并相互结合，形成冰川冰。

当雪线以上的积雪积累到一定厚度而转化为冰川以后，只要地面有一定坡度，就可以在重力作用下沿坡向下流动，形成冰川。现代冰川可以分为以下几种类型：

山谷冰川这是一种分布在山地槽谷中，循谷流动的冰体，就好象完全冰冻的河流一样，上游经常得到冰斗冰川的补给。山谷冰川的长度一般可达几十公里，厚几百米。
山岳冰川由几条山谷冰川从山上流下，在山麓汇合成一片广阔的冰体，叫做山麓冰川。山麓冰川消融，又可以退缩为山谷冰川。当山麓冰川进一步增长时，可能发展成冰盖或冰帽。
冰盖或冰帽发育在大陆或高原地区的巨大冰体，冰体表面的起伏与下覆地形无关，厚度超过千米。如格陵兰中部冰盖。此外在北极和南极地区还发育有覆盖于海水上的冰盖。

图 2.2.9 现代冰川类型（据任明达，王乃梁等，1981）

在山地冰川的山麓地区，每年春夏季，冰川冰融化，形成径流，补充或产生山谷沟道的径流，这种径流会形成季节性的洪灾。在干旱区，如我国的新疆，它们为区域提供了水资源，使区域农牧业得以维持。极地冰盖对气候影响很大。