六、海洋和陸地水

地球上的水與水循環

地球上水的分布

地球上的水除了海洋、河流、湖泊、地下水、大氣水、冰雪水外，還有各種礦物中的化合水、結合水，以及巖石圈深部封存的水分，它們共同構成了地球的水圈。其中海水是地球水量的主體，占總水量的97%以上。陸地水雖然含量較少，但對自然地理環境有重要作用。

地球的總水量計算有是不同種類的估算法。1970年，國際水文學會公布地球總水量的體積接近1.5億立方千米，并將各類水量在地球表面的平均深度定義為當量深度。據估計，海水的當量深度大約為2700～2800米，冰雪的約為50米，地下水約為15米，陸地水約為0.4～1米，大氣中平均水汽含量的當量深度約為0.03米。國際水文學會公布的數據顯示海水總量是1.35億立方千米，大氣水分總量1.3萬立方千米，河流、湖泊、濕地的含水總量是20.7萬立方千米，地下水總量是8.2立方千米。

但比較流行的是日本學者提出的一組數據：河流水總量為1250立方千米；淡水湖為12.5萬立方千米；地下水為135萬立方千米；土壤和滲流水為6.7立方千米；鹽湖和內陸海為10.4萬立方千米；冰蓋和冰川2920萬立方千米；大氣水分為1.3萬立方千米；海洋為1.37億立方千米。

陸地水

陸地水是陸地上水體的總稱，它一般是指存在于河流、湖泊、冰川沼澤和地下的水體。地球上的陸地水大約有5.597萬立方千米，約占地球表面總水量的3.5%，其中咸水約占1%，剩下的2.5%是淡水，它是人們進行生產、生活的基本保障。

陸地水是人類生存用水的最主要來源，它對氣候及其他自然生態系統有重要的影響。除此之外，它還蘊含著豐富的自然資源，對于人類的生產和生活具有重要的意義。

陸地水通常可分為地表水和地下水，地表水指的是存在于地表之上的水，主要有河流、湖泊、冰川等。地下水埋藏在地表之下，儲存在巖石和土壤以及植物的根系之中。

水循環

地球上的水資源，在太陽輻射和重力作用下，以氣態、液態和固態等形式，以蒸發、降水和徑流等方式進行著周而復始的循環運動。水循環的根本原因來自于水的固態、液態、氣態可以轉化的特性，而太陽輻射和地球吸引力則是它的外因。

水循環是地理環境中最重要、最活躍的物質循環之一。首先它維持著地球水體之間的平衡，使得淡水資源能夠得到不斷更新。其次，水循環促進了自然界物質和能量的交換，對氣候、生態和地貌等都產生了較深刻的影響。同時也將水圈和巖石圈、大氣圈、生物圈聯系在了一起，使地球外部圈層形成了統一的整體。

水循環通常可以分為四個環節：太陽輻射使得液態的水從地表或海洋中蒸發，蒸發的水汽成為大氣的一部分；水汽隨著氣流從一個地區被送到另一個地區，或者是從海拔較低的地區送到較高的地區；懸浮的水汽在一定的條件下凝結，在重力作用下形成降水；降水在降落的過程中除一部分蒸發返回大氣外，剩余的會被植物截留、下滲或者是暫時儲存在地表，經過地表徑流、地下徑流等，最終進入江河湖海中。

水循環按規模可分為水分大循環和水分小循環兩大類。水分大循環指的是海陸間循環，規模比較大；水分小循環又可分為海上內循環和內陸循環兩個局部的水循環過程。

地球上每年參加水循環的總水量約有5000立方千米，而對流層中的水分總量約為12.9萬立方千米，這些水分通過蒸發和降水平均每年更換約45次，即更新期在8天左右。河川徑流的更新期約16天；沼澤和湖泊的循環更新期較長，分別為5年和17年；深層地下水、海洋和極地冰川的循環更新時間更長。

水量平衡

按質量守恒定律，全球或任一區域的水量都是收支平衡的。降水、蒸發、徑流是水循環的三個重要環節，因此水量平衡的三個重要因素就是降水量、蒸發量、徑流量。全球水量平衡的公式可寫成：大陸降水量+海洋降水量=大陸蒸發量+海洋蒸發量。也就是說全球降水量等于蒸發量。此外，還有公式表明大洋年降水量與入海徑流量之和是大洋年蒸發量，這也說明人為大規模地減少入海徑流量，很可能會破壞淡水平衡。

從20世紀初開始，許多學者對全球水量平衡進行研究，但各學者估算的結果都有很大差異。J.R．梅特于1970年估算的數據被廣泛使用，從該數據可看出：海陸蒸發量和降水量基本平衡；海洋蒸發是大氣水分和陸地水的主要來源，陸地蒸發對降水的作用小；海洋蒸發量大于降水量，陸地蒸發量小于降水量。

從全球范圍來看，赤道地區的水分過剩（水量平衡的水平高），南北緯10°～40°的蒸發量大于降水量，南北緯40°～90°的降水量大于蒸發量。

水資源時空分布不均

地球上的水量非常豐富，總儲水量約13.86億立方千米。有96.54%的水儲存在低洼的海洋中，而這部分水的97.47%是分布在咸水海洋、地下和湖泊中的咸水，淡水僅占總水量的2.53%，主要分布于冰川、永久積雪和地下，其中永久積雪中的淡水量最大。

除南極洲外，水資源在各大洲的分布，從年徑流量看，亞洲最多，其他依次是南美洲、北美洲、非洲、歐洲、大洋洲；從人均徑流量來看，大洋洲最多，其他依次是南美洲、北美洲、非洲、歐洲、亞洲。

而從時間上看，世界的水資源還受季節的影響，某一地區在降水豐富的季節，水資源會相應地增多，反之亦然。

跨流域調水

跨流域調水是跨越兩個或兩個以上流域的引水或調水工程，是把水資源較豐富流域的水調到水資源緊缺的流域，調劑各地區間的水量盈虧。這是解決缺水地區水資源需求的重要措施之一。世界最早的跨流域調水工程是我國的京杭大運河。跨流域調水涉及到水資源的重新分配，需要全面分析跨流域的水量平衡關系，協調各地區間可能產生的矛盾。

據統計，目前世界上的調水工程有160余項，主要分布在24個國家。世界各大江河幾乎都存在調水工程。世界著名的調水工程有：美國的中央河谷、加州調水、科羅拉多水道和洛杉磯水道等遠距離調水工程；澳大利亞的雪山工程；巴基斯坦的西水東調工程等。俄羅斯的調水工程更是世界著名，前蘇聯時期的大型調水工程就有15項之多。

水是重要的自然地理要素之一，跨流域調水勢必會引起周邊地理生態環境的變化。這種變化可分為兩方面，一方面可增加灌溉面積，提高糧食產量，改善缺水區的水質和自然環境，還可促進航運，提供水電；另一方面卻會產生淹沒土地、引發疾病的后果，還會導致下游水質和沿岸環境變差，甚至還會間接影響到漁業的發展。

水資源危機

水資源危機產生的原因主要有：

用水量急劇增加，尤其是城市人口用水量的增加。水資源緊缺主要是由人類生產和生活用水引發的。人口城市化更是加劇了水資源的緊缺。

水質污染和用水浪費。在人口用水、工農業用水增加的同時，排放的廢水對淡水資源又造成了污染，降低了淡水水質。另外，城市供水系統滲漏、工業用水重復率低、農業灌溉利用率低使水資源浪費嚴重，加劇了水資源的短缺。

森林植被減少。世界各地都存在著亂砍濫伐的現象，使森林植被的覆蓋率在急劇下降，這降低了森林對水源的涵養能力，加重了水旱災害，對水資源和環境極為不利。

水資源危機表現在以下方面：生活、生產用水嚴重短缺；某些地區的人們不能喝上干凈的淡水；水資源的生態平衡遭到嚴重破壞；部分水生生物大量死亡，甚至滅絕，而部分有害生物卻大量繁殖，如赤潮。

應對水資源危機要多種措施并行，要加大宣傳對水資源的保護，提倡合理利用水資源，使人們真正行動起來，采取一些行之有效的節水、護水措施，如植樹造林。另外，應對水資源危機還需要世界各國在河流、湖泊和地下水方面共同管理，不能實施分割管理。

世界水日和中國水周

水是人類社會賴以生存的基礎，一切社會經濟活動都離不開水的供應。但隨著人口的增長和經濟的發展，世界許多國家都陷入了淡水資源缺乏的困境，這限制了經濟的發展，影響了人口的身體素質。水資源的保護日益受到國際社會的關注。在這樣的背景下，1993年1月18日，第47屆聯合國大會作出決議，將每年的3月22日確定為“世界水日”。決議提請各國政府要根據自己的國情，在這一天開展一些具體的宣傳活動，以提高公眾保護水資源的意識。從1993年開始，每年的世界水日都有一個主題。2010年世界水日的主題是“關注水質、抓住機遇、應對挑戰”。

中國人口眾多，是一個用水大國，政府很早就已經意識到宣傳保護水資源意識的重要性。1988年《中華人民共和國水法》頒布后，水利部將每年的7月1日至7日定為“中國水周”。1993年聯合國確定世界水日后，中國政府考慮到世界水日與中國水周的主旨和內容基本相同，從1994年開始，將“中國水周”的時間改為每年的3月22日至28日。中國水周與世界水日重合更加突出各種保護水資源宣傳活動的重要性。

海洋起源與海水的性質

海洋的起源

大洋化過程是地殼變薄、洋盆形成和海水聚集的過程。要認識海洋的起源，就必須要了解大洋化過程。

地殼是大洋化的主要場所，有關地殼大洋化有兩種機理。一種機理是說，古地臺地殼（地殼）下界的莫霍面附近溫度一般高達500℃，水不斷從地殼向上噴出，含水超基性巖發生脫蛇紋石化過程，地殼逐漸被改造成深水盆地薄洋殼。另一種機理是說，大洋化地區原本溫度較高，發生脫花崗巖現象，花崗巖質成分被帶走，地殼逐漸變薄成洋殼。由此可知，地殼大洋化的過程離不開較高的溫度和熱量。

除了大洋化過程，海洋起源的假說還有許多種。有的假說認為，洋殼是泛大陸分離時海底擴張而成的。也有的假說認為洋殼是原生的，地球誕生初期大洋就已經存在了。較為讓人接受的假說是，洋殼因巖漿侵入地殼并溢出地表冷凝，導致下伏地殼沉入上地幔而形成。

世界上共有四大洋，包括太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。

太平洋

太平洋是世界第一大洋，它位于亞洲、大洋洲、南美洲、北美洲和南極洲之間，北部經白令海峽和北冰洋連接在一起，東部經巴拿馬運河和大西洋連在一起，西部和印度洋相通，總面積約為1.8億平方千米，占地球表面積的1/3以上，比七大洲的總面積還大。洋中超過1萬米的海溝共有6條，其中最深的是馬里亞納海溝，深度為11034米，是世界海洋最深點。

太平洋中島嶼眾多，共有大小1萬多個島嶼，是世界大洋中島嶼最多的，而且大陸島、珊瑚島、火山島等應有盡有。太平洋海底地形比較復雜，有長達1萬多千米的中太平洋山脈和北太平洋、南太平洋、中太平洋、東太平洋海盆。

大氣環流和太陽輻射是決定太平洋區域氣候的主導因素。除此之外，亞洲大陸和洋流也是重要的影響因素。赤道附近的太平洋終年高溫，年平均氣溫在26℃以上，多降水，年降水量一般在2000毫米以上。南北緯30°～35°之間的太平洋，降水稀少，蒸發旺盛，是太平洋上鹽度最高的海域。北緯60°附近的太平洋為副極地低壓帶，季風作用很明顯。太平洋的水溫很高，海水表層的平均水溫達到19℃，比印度洋和大西洋的水溫高。

麥哲倫環球航行時將這個大洋命名為“太平洋”，其實，它并不太平，臺風經常在海面上興起，猛浪肆虐。太平洋中火山、地震也十分頻繁，全球60%的活火山和80%的地震都集中在這里。

大西洋

大西洋是世界第二大洋，它位于歐洲、非洲、南北美洲和南極洲之間，北連北冰洋、南連南極洲、東經蘇伊士運河與印度洋連在一起，西經巴拿馬運河和太平洋相通，總面積約為9336萬平方千米，平均深度約為3626米，最深處的波多黎各海溝深約9218米。

大西洋水面呈“S”狀，海底中部有一條長約1.7萬千米的大西洋海嶺，海嶺寬約1500～2000米，總面積約為2228萬平方千米，約占大西洋總面積的1/4左右。大西洋中的島嶼主要集中在加勒比海的西北部，比太平洋要少得多。大西洋南部的海岸線比較平直，北部的海岸線曲折，形成眾多的內海、海灣、海峽。

大西洋呈南北方向延伸，赤道縱貫中部，氣候帶比較齊全，氣候南北對稱。由于受洋流、海陸輪廓及大氣環流的影響，所以各海區的氣候又有差別。大西洋赤道地區海域氣溫最高，年平均氣溫為25～26℃，其他海區，氣溫由低緯向高緯地區遞減。大西洋上有規律性的洋流系統，其中墨西哥灣暖流是世界上最大的暖流。

印度洋

印度洋是世界第三大洋，位于亞洲、非洲、大洋洲和南極洲之間，西南以通過非洲南端的厄加勒斯角的東經20°經線與大西洋為界，東南部以通過塔斯馬尼亞島東南角到南極大陸的東經146°51′經線與太平洋為界，北部呈封閉狀態，南部敞開。印度洋總面積約有7617.4萬平方千米，平均深度為3711米，最深處可達7450千米。

與澳大利亞、非洲和南極洲大陸部分毗鄰的印度洋部分，半島和島嶼很少，邊緣海、內海和海灣也比較少，海岸線比較平直。與亞洲大陸南部毗鄰的部分，有眾多的半島和島嶼穿插在其中，形成了眾多的邊緣海、內海和海峽、海灣，海岸線比較曲折。

印度洋底中部有一條“人”字形海嶺，“人”字形海嶺將印度洋分為東、西、南三大海域。印度洋的大陸架比較窄，總面積約為436萬平方千米。

印度洋緯度較低，基本位于熱帶和亞熱帶范圍之內，具有熱帶海洋性氣候的特征。北部海區離大陸較近，形成了顯著的熱帶季風氣候。在南緯10°以南的中南海區，常年受印度洋副熱帶高壓的影響，大氣環流較穩定。印度洋中低緯度海域的氣溫較高，氣溫隨緯度的增高而遞減。赤道附近的降水量十分豐沛，年降水量約為2000～3000毫米。

印度洋北部受季風影響形成了洋流，洋流可分為三大系統，即季風暖流系統、南赤道暖流系統、西風漂流系統。印度洋的水溫隨著各海域的位置和水文特點的不同而不同，表層海水的鹽度和各水域的水平平衡特點和大陸徑流的分布有關。

北冰洋

北冰洋是世界四大洋中最小的一個洋，它位于歐洲、北美大陸和格陵蘭島之間，平均深度為1225米，最大深度為5527米，總面積約1475萬平方千米，約占世界海洋總面積的4.1%。

北冰洋被陸地包圍，呈半封閉狀態，按自然地理特點可分為北歐海域和北極海域兩大部分。北冰洋在亞歐大陸沿岸地區有寬廣的大陸架，洋底有許多海嶺和海底隆起地貌，它們和海盆、海谷交錯分布著。北冰洋洋底的中央部分橫臥著一條羅蒙諾索夫海嶺；還有一條和羅蒙諾索夫海嶺相平行的門捷列夫海嶺；據調查，北冰洋中還存在著一條大洋中脊，被人稱為南森海嶺或者是加克利海嶺。這三條海嶺將北冰洋洋底分隔成許多盆地。

北冰洋大部分位于北極圈內，氣候寒冷，太陽輻射較少。11月到次年4月為冬半年，絕大多數海域的平均氣溫為-40～-20℃。北冰洋沒有所謂的夏季，即使在每年最高溫的7～8月份，平均氣溫也僅僅只有0～6℃。北冰洋的降水量和蒸發量都不大，降水形式主要以飄雪為主，年降水量北極海域約為75～150毫米，北歐海域約為250～300毫米。

海及其分類

因接近或深入大陸，大洋的邊緣或多或少會出現與大洋主體相分離的部分，被稱為海。陸地、島嶼與大洋的分離是海存在的條件，海是洋的一部分，但面積和深度要遠遠小于洋。國際水道測量局統計的結果顯示，包括某些海中海在內，各大洋中共有54個海。

海的物理化學特性、生物發育狀況都有別于洋，這是因為海有大量的河水注入。海沒有像洋那樣顯著的垂直分層，本身也沒有獨立的洋流系統和潮汐。

按海與洋的分離特征和其他的一些地理指標，海可以分成四種類型。內海，也叫地中海，四周幾乎全被大陸包圍，只有通過海峽與相鄰的海、洋相通。世界上的內海有地中海、紅海、波羅的海等。邊緣海位于大陸的邊緣，半島或島嶼將其與大洋隔離，如白令海、黃海、東海等。外海也位于大陸的邊緣，但與大洋有廣闊的聯系，如阿拉伯海、巴倫支海等。島間海是由大洋中多個島嶼環繞而成的，主要有爪哇海、威西海等。

海水的化學成分

海水中含有大量溶解固體和氣體，如水、氧、二氧化碳以及其他物質等，也有少量的有機和無機懸浮固體物質和天然元素。氫和氧是海水中最主要的化學成分。二氧化碳等溶解氣體主要分布在海水上層的光亮帶，并在此接近飽和程度。海水的天然元素約有80種，按含量來說，每升海水中含100毫克以上的元素稱為常量元素，不足100毫克的稱為微量元素。主要常量元素有Cl、Na、Mg、S、Ca、K，主要的微量元素有Li、I、U等。

海水的鹽度

幾十億年以來，來自大陸的大量化學物質溶解到了海水當中。據不完全統計，如果全部的海水都蒸發干以后，那么剩下來的鹽將會覆蓋整個地球厚達70米。

通常人們用鹽度來表示海水中化學物質的多寡。海水鹽度指的是海水含鹽量的一個標度，它是海水的重要特性之一，通常情況下是指1000克海水與它所含的全部固體溶解物質的比，通常用‰來表示。世界上鹽度最高的海是紅海，它北部海區的含鹽度高達4.1%～4.2%；鹽度最低的海是波羅的海，它的平均鹽度僅僅為0.7%～0.8%。

海水鹽度的分布和變化主要和海區的鹽量平衡有關，而對于外海或者是大洋來講，影響鹽度的因素主要有蒸發、降水、環流，水團等。在近海岸地區除了上述因素外，河川的徑流也是影響鹽度的一個重要因素。地球大洋表面的海水鹽度呈馬鞍狀分布：赤道地區的鹽度較低，南北回歸線附近的鹽度較高；在中緯度海區，鹽度會隨著緯度的升高而降低，到了高緯度海區，鹽度達到最低。形成這種分布狀況的最根本原因是赤道地區的降水量大于蒸發量；而高緯度地區的蒸發量又有所減小，降水量又有所增加，再加上消融冰雪的影響，所以高緯度海區的鹽度就降得更低。寒流和暖流對海水鹽度的影響也較大，一般寒流經過的地區鹽度比較低，而暖流經過的地區鹽度比較高。

海水的溫度

海水溫度是反映海水冷熱狀況的一個物理量，是表示海水理化特性最重要、最基本的要素。海水溫度的變化主要取決于太陽輻射的強弱，由此可以得知，低緯度地區的海水溫度較高，高緯度地區的海水溫度較低，有時，二者的海水溫差可以達到30℃。其次，海水的溫度還受到洋流和盛行風向的影響。一般情況下，水溫還會隨著深度的增加而降低，在深度為1000米處的水溫大約為4～5℃,2000米處為2～3℃,3000米處約為1～2℃。全球海洋的平均氣溫約為3.5℃。

海水的溫度還有年、月、日以及多年的周期性和不規則變化，通常人們將它作為研究水團性質，鑒別洋流的最基本的指標。

一般情況下，大洋表層溫度日變化較小，一般都不會超過0.4℃，而淺海區的海水表層溫度變化較大，有時可以達到3～4℃以上。海水表層溫度日變化的最高值和最低值所出現的時間和太陽輻射的強弱有直接的關系。通常每天中午12點左右的時候是太陽輻射最強的時候，而海水的最高溫度一般會在下午2點左右出現；夜間的時候，海水的溫度就會降低，直到凌晨4點左右，海水的溫度下降到全天的最低點。為什么海水溫度的變化總是落后于太陽輻射的變化呢？這是因為海水升溫和降溫是非常緩慢的一個過程，需要較長的時間。

除北冰洋外，其他三大洋表層海水的年平均氣溫為17.4℃。其中太平洋最高，可以達到19.1℃；印度洋居于第二位，可達17℃；大西洋最低，僅為16.9℃。

海水的密度、顏色和透明度

海水的密度指單位體積海水的質量，海水密度值約為1.022～1.028。當海水的溫度升高或鹽度增大時，密度就會增大。淡水的密度在4℃時最大，而海水達最大密度時的溫度受鹽度的影響，鹽度增加時，溫度會降低，結冰溫度也會降低。經測量，當海水鹽度為24.7‰時，海水達最大密度時的溫度和結冰溫度都是-1.332℃，而通常情況下海水鹽度為34.6‰，因此達最大密度時的溫度要低于結冰溫度。

海水對陽光的吸收和反射情況決定了海水的顏色。深20米以內的海水可以吸收陽光中的紅光、紫光和橙光，1000米以下的海水可以吸收綠光、黃光和極少量的藍光。除受深度的影響，進入海水的光線還受懸浮微粒和水分子的散射，最終只剩下藍光，因此海水呈現藍色。大陸沿岸的海水多呈綠色、黃色和棕色，部分原因是河水帶來了豐富的浮游生物和泥沙，浮游生物可吸收和反射陽光。

通常用直徑為30厘米的白圓盤投入海水來測量海水的透明度。海水的透明度受海水的顏色、懸浮物質、浮游生物、入海徑流，甚至是天空云量的影響。一般越靠近大陸的海水，透明度越低，越靠近大洋中部的海水，透明度越高。地球上大西洋中部的海水顏色最藍，透明度也最高。

海水運動

海水運動的形式

海水是一種流體，它永遠處于不停的運動狀態之中。海水運動使得海洋之中物質和能量的循環頻率加快，具有重要的意義。海水運動除了能使得海洋中的物質和能量循環速度加快之外，還是塑造海岸地形的重要因素，它引起了海岸線的變遷，影響著海洋中沉積物搬運和沉積作用的進行。

海水的運動形式多種多樣，一般都將它分為簡單的三種類型，即波浪、潮汐和洋流。

波浪指的是在風力的作用下，海面波狀起伏的海水運動形態。波浪的大小與風速有直接的關系，風速越大則波浪越大，它所釋放出來的能量也就越大。風浪是最常見的一種波浪。而海嘯則是最大的波浪，通常它是由海底地震、火山爆發或者是大的風暴引起的，它能夠將沿海的建筑毀滅，能將村鎮夷為平地，破壞力極其巨大。

潮汐是在月亮、太陽等天體引力作用下，形成的海水周期性潮漲潮落現象。通常人們在一天中可以觀察到兩次海水的漲落，人們將白天的海水漲落稱作是潮，將夜晚的海水漲落稱作為汐。潮水能夠淹沒潮間地帶，使海底的泥沙發生遷移，所以，航海或者是建設海岸工程的時候，都要考慮潮汐的影響，掌握潮汐的特性。

洋流指的是常年比較穩定地沿著一定方向作大規模流動的海水運動形態。通常人們將洋流分為三種形式，即風海流、密度流和補償流。洋流的規模特別巨大，如墨西哥灣暖流的流量相當于世界陸地徑流總量的20多倍。一般表層的洋流平均流速為1米/秒，越向深處流速越小，到海下180米深處，幾乎已經沒有表層洋流的跡象。

墨西哥灣暖流

墨西哥灣處于熱帶和亞熱帶氣候區，這里的地形相對比較封閉，幾乎與外界隔絕。南北赤道暖流在墨西哥灣中匯集，繞海灣一大圈，形成了墨西哥灣暖流。墨西哥灣暖流從佛羅里達海峽進入到大西洋，隨后沿著北美洲的東海岸向北流去，一直到紐芬蘭島附近，然后向東橫穿大西洋直達歐洲西海岸。到歐洲西海岸以后，這股洋流分成了兩支，向北的一支為北大西洋暖流，它一直遠征到北冰洋的巴倫支海，向南的一支為加那利寒流，最終又回到了赤道的附近。

墨西哥灣暖流的規模十分巨大，寬約為100多千米，深約為700米，總流量達7400萬～9300萬立方米/秒，流動速度最快的時候為9.5千米/小時，200米深處流動的速度為4千米/小時。墨西哥灣暖流的總流量大約相當于所有河流徑流量的40倍之多。

墨西哥灣的水溫非常高，特別是冬季的時候，這里的水溫比周圍的海水高出了8℃。暖流剛出海灣時，溫度高達27～28℃，它所散發出來的熱量相當于大西洋所獲得的太陽光熱的1/5。墨西哥灣暖流就像是一條“暖水輸送帶”一樣，日夜不停地向它所經過的地區輸送著暖氣，并且借助西風，將自身的熱量傳送到了北歐和西歐的一些沿海地區，使那里成為溫暖濕潤的海洋性氣候區。

北大西洋暖流

北大西洋暖流又名為北大西洋西風漂流，它是墨西哥灣暖流的延續，是大西洋北部勢力最強的暖流。北大西洋暖流源于紐芬蘭淺灘的外部邊緣，在北緯50°、西經20°附近分成了三支。支流的主干經挪威海進入到北冰洋之中，它的流速由南部向東北部逐漸遞減；南部支流沿著比斯開灣、伊比利亞半島的外部邊緣向南進發；北部支流向西北流到了冰島以南。

因北大西洋暖流是墨西哥灣暖流的延續部分，所以它的流量隨著墨西哥灣暖流的強弱變化而變化，它的流量約為2000萬～4000萬立方米/秒。這一暖流對西北歐的氣候有著重大的影響，它為西北歐帶去豐沛水汽的同時，也送去了溫暖。在它的影響下，東北歐的沿岸地區形成了典型的海洋性氣候，1月份的平均氣溫要比同緯度地區的亞洲和北美洲的東海岸高出約15～20℃。北大西洋暖流不僅對西北歐和東北歐的氣候有重大的影響，在盛行西風的作用下，它還深入到北極圈內，使得北極圈內沿岸的海水終年不凍，船只全年都可以通航。

西風漂流

在強勁的盛行西風作用下，海水自西向東不斷流動所形成的洋流稱為西風漂流。由于南緯40°左右是一片開闊的海洋，以致各大洋中的西風漂流能夠連為一體，形成了勢力強大的全球性西風漂流。

在北半球，西風漂流是日本暖流和墨西哥灣暖流的延續，它們被分別稱為“北太平洋暖流”和“北大西洋暖流”。北大西洋暖流對西北歐的氣候有重要影響，它所流經的地區，氣溫和水汽的含量比周圍的海區都高，并在強勁的西風作用下，往往可以深入到西北歐大陸內部，為那里帶來豐沛的降水。

在南半球，各大洋的西風漂流都連在一起，形成了橫亙于大西洋、印度洋和太平洋之中的全球性環流。但是這個全球性環流卻是寒流，主要的原因有三方面：一，南半球的西風漂流是環繞南極大陸流動的，而南極大陸又是一個終年被冰雪覆蓋著的大陸，所以氣溫非常低，這必然又會影響其周圍水域的溫度；二，從南極大陸伸出來的冰舌，進入海面以后形成了漂浮的冰山，這些漂浮的冰山在融化的時候能夠吸收大量的熱量，從而使海水溫度降低；三，從南極大陸上吹來的強勁而干冷的極地東風也加劇了海水的降溫。

大洋水團及其環流

大洋水團是大洋中具有特別溫度和鹽度，且性質相同的大團水體。兩種不同溫度和鹽度的水團可結合成密度相同的水團，密度相同的兩種水團可結合成密度更大的新水團。按深度劃分，水團主要有四種：表層水團，深度約100米；中心水團，深度可達主要變溫層底部；中層水團，從中心水團開始至3000米；深層與底層水團則充滿大洋盆。

南極大陸附近的海域受低溫的影響，密度較高，海水不斷下沉，并沿洋底逐漸流向赤道，甚至遠及40°N，這一水團被稱為南極底層水團，此水團在環南極大陸東流時，還與一些水團混合成環南極水團。同時還不斷為印度洋和南太平洋提供深層水團。

北大西洋深層和底層水團在南極底層水團之上，流向南大西洋，一直延續至60°S。南極中層水團會發生季節性下沉，于是在60°S附近形成了南極輻合區。這樣類似的輻合區，除北大西洋和北太平洋不太確定之外，幾乎在所有的經度上都存在。南、北大西洋的中心水團分別在南、北亞熱帶形成輻合區。

與大西洋相比，太平洋的深層水團流動比較緩慢，整個太平洋的中層水團與中心水團不易區分，各輻合區不連續，位置也不確定。值得一提的是，幾個來自遠距離的水團在赤道上形成了太平洋赤道水團。

印度洋北部沒有深層水團，但南部有范圍較清晰的水團。赤道上的淺層水團不是很清晰。

海平面變化

7萬年來的海平面變化

全球范圍內發現的貝殼堤、牡蠣堤、海灘巖以及鉆孔剖面中的沉積物和生物遺跡，都有力地證明了某段地質歷史時期的海平面曾遠高于現代海平面。而埋藏在海中的貝殼堤、河口三角洲、外陸架等又證明海平面曾有低于現代海平面的現象。

有人認為，是冰期的冰蓋和冰川向外延伸，導致全球范圍的水循環發生劇變，導致海平面降低的。據估計，末次冰期的海平面比現在低155米。間冰期的冰蓋和冰川大量融化，海平面迅速上升。末次冰期開始之前的海平面就比現在的高10米，大暖期的海平面更高。經研究，渤海西海岸7萬年前比現在平均偏西200千米，而4.4萬年前，海岸線則向東推進了約4個經度。2.5萬年前，海平面再次上升，渤海岸再次西進。

冰后期海平面變動的浮動明顯減小。距今8000～7500年前的海平面接近現代。距今6500～6000年前，渤海出現了最高海面，并延續了1500年左右，渤海西部淹沒的陸地比現在多2.7萬平方千米。之后全球進入大暖期，海平面的變化趨于平緩。

近幾十年的海平面變化

20世紀全球變暖，加上工業的發展和人口的增加使空氣中二氧化碳的濃度增加，形成溫室效應，導致冰川融化、海洋熱膨脹，全球海平面處于上升的趨勢，許多沿海地區正面臨著被淹沒的危險。一些學者對海平面上升的速率進行了觀測和估算，但結果差異非常明顯，這主要是受驗潮站分布不均、各地區構造不同、記錄時間長短不同、研究方法不同等因素的影響。1987、1988、1989、1990、1991年各自的文獻、資料、數據顯示海平面上升的速率值分別是1.2±0.3、1.15、2.4±0.9、7±0.13、1.8±0.1毫米/年。

專家們對全球海平面的上升因素的估計相差很大，尤其是南極冰蓋在海平面上升中的作用。

我國海平面上升的速率遠遠大于全球的平均值1.8毫米/年，是2.5毫米/年。就全國平均值來說，東海上升的速率高于平均值，黃海與其基本持平，渤海和南海稍低。與2003年相比，2004～2006年我國海域海平面處于起伏上升狀態。

21世紀的海平面上升預測

政府間氣候變化委員會預測，如果二氧化碳按目前的趨勢排放，不受限制，21世紀的海平面上升速度將是20世紀的3～5倍。但如果采取某些措施，如低碳燃燒、發展核能等，將二氧化碳排放量降至1985年的一半，則到2050年海平面則上升20～31厘米。

據1992年政府間氣候變化委員會的溫室氣體排放方案，一批歐洲學者與中國學者合作，在1992年估算2050年海平面將上升22厘米，2100年為48厘米。

依據到2050全球海平面上升20～30厘米的估算，1993年中國科學院地學部的學者，考慮到各地區地面的下沉幅度，預計我國珠江三角洲海面至2050年上升40～60厘米，天津附近海區上升70～100厘米，上海附近海區上升50～70厘米。

海平面上升會對沿海地區帶來較多的危害，如風暴災害、潮灘濕地受損、海水侵入河口等，應引起全球的高度重視。

河流

河流、水系和流域

河流是因降水或地下水涌出，而在地面低洼處形成的線型的、自動流動的水體。根據地理地質特征，一條河流常常分為河源、上游、中游、下游和河口。河源是整條河流地勢最高的地方，與冰川、高原湖泊等相聯系的可能性比較大。河水的流速上流最大，下游最小。河口是河流入海、入湖之處，經常有泥沙堆積，形成三角洲。

水系是一條河流流經的區域內，通常會有數量不等的支流，與干流形成一個網絡系統。水系的形式一般有樹枝狀、格狀和長方形三類。樹枝狀水系一般發育在抗侵蝕能力不強的沉積巖和變質巖區；格狀水系一般形成在巖層軟硬相間、地下水源較豐富的平行褶皺構造區；長方形水系通常會與巨大的斷裂構造聯系。按干支流的相對位置關系或它們構造的幾何形態，可以將水系形式化為扇形水系、羽狀水系、梳狀水系、平衡水系。

流域就是河流和水系在地表獲得補給的集水區域。河流和水系的地面集水區和地下集水區并不重合。地下集水區很難直接測定，在分析流域特征，進行水文計算時，往往用地面集水區來代表流域。流域面積是流域的重要特征。河流水量的大小和流域面積的大小有直接關系，除干旱地區外，通常是流域面積越大，河流水量也越大。此外，流域的形狀、高度、方向等對河流都有不同方面的影響。如狹長型流域的洪峰不集中，北半球流域向南冰雪消融得較快，流域高度的降水時間影響水情等。

水情要素

水情要素包括水位、流速、流量、水溫四個方面。

水位是河流某一標準基面或測站基面上的水面高度。水位受多種因素的影響，包括流域內徑流補給、河床的高地、河壩的建立、水草或冰情等方面。而各因素又具有不同的變化周期，因此水位的研究非常復雜。河流的水位有年變化和季節變化。

流速指水質點在單位時間內移動的距離，一般以每秒計算。其大小取決于縱比降方向上水體重力的分力以及河岸和河底對水流的摩擦力之比。河流流速的分布很不一致。一般來說，河底與河岸附近河水的流速最小，河流水深的1/10～3/10處流速較大，平均流速與水深6/10處的流速基本相等。

流量是指單位時間內通過某過水斷面的水量，主要測量出流速和橫斷面積，就能知道河水的流量。流量是河流的重要特征值之一，流量的變化將會引起其他特征值的變化，如水位的變化。

河水溫度受多種因素的影響。冰川和積雪融水補給的河流，水溫一般較低，而地下水和降水補給的河流水溫則較高。按季節來說，夏季的水溫高，冬季的水溫低，但夏季水溫的日變化較大。如果一條河流的流程較近，那么水溫與補給水源的溫度就較接近；相反，兩種溫度的差別就較遠。河流水溫還受河流流向的影響，在北半球向北流向的河流一般下游的溫度較低。

河流的補給和分類

河流補給的形式主要有降水、冰川積雪融水、地下水、湖泊、沼澤以及人工等形式。但不同河流的補給形式不同，同一條河流在不同季節的補給形式也不一樣。河流補給形式的差別主要由流域內的氣候條件和下墊面的特征決定。

降水是熱帶地區的主要補給形式；寒帶地區冬季漫長，冰雪融化是主要的補給水源；下切較深的河流，地下水的補給占主要比例，較淺的河流幾乎不受地下水的補給；發源于湖泊、沼澤、巨大冰川的河流補給形式主要是發源地的水源。另外，通過人工補給的一些措施，也可給河流補給水源。

河流分類的原則主要包括氣候條件、徑流的水源和最大徑流、徑流年內分配的均勻程度、徑流的季節變化、河槽的穩定性等。也可根據河流與流域內的氣候、地貌、水源、水量、河床等綜合因素來劃分河流的種類。河流分類的原則大多具有一定的局限性，同時也有一定的應用價值，在進行河流分類時，可區別對待。

徑流

徑流指的是大氣降水到達地面以后，沿著地面的斜坡或者是地下水面流動的水流。在習慣上，人們將徑流在一定時間內通過河流某一斷面的水量稱為徑流量。徑流量的單位是立方米或立方千米。

徑流是地球表面水循環的過程中重要的環節，它的物理和化學作用對生態系統和地理環境有著重要的影響。人類可以通過人工降雨、融化冰雪的形式來調節徑流量的時空差異，同時還可以通過種植植物、修梯田等方式來調節徑流的變化，通過修筑水庫等工程來改變徑流的時空分布。

按照形成和流經路徑可將徑流分為：形成于地面之上，沿地表流動的地表徑流；在土壤中形成，并沿土壤層流動的地下徑流；匯入河川以后，向出口處匯集的河川徑流。按降水的形態也可將徑流分為降雨徑流和融雪徑流。廣義上講，還可以將徑流分為固體徑流和化學徑流。

徑流的形成是一個從降水到水流匯集至流域出口斷面的過程，其中降雨徑流的形成過程包括降雨、截留、下滲、填洼、流域蒸發、坡地匯流、河槽匯流等。融雪徑流的形成過程需要有一定的熱量，這樣才能使得雪轉化為液體。如果在融雪期間發生了降雨，那么就會形成雨雪混合徑流。

河川徑流的形成和集流過程

停蓄階段。降水初期的水量一部分被植物或其他物質截留，另一部分被土壤吸收，或經巖石下滲到地下，而形成地下水。水量多余時，就開始在洼地聚集，洼地不能容納時才逐漸形成地表徑流。對地表徑流而言，停蓄階段是一個耗損過程，但對地下水補給有重要意義。

漫流階段。漫流逐漸流向不同河槽的階段是漫流階段。降水形成的沿坡面流動的細小水流稱為坡面漫流。坡面漫流分為溝流、片流和壤中流三種形式。溝流是主要形式，流速最快；壤中流發生在地表下數厘米處，流速較慢，降水停止后一段時間還可持續；片流不多見。

河槽集流階段。雨水經坡面漫流進入河道后，開始向下游流動，河流的流量增加，這就是河槽集流。這一階段水流的部分會流出河口，小部分會滲入地下補給地下水。河槽集流是徑流形成的最終環節，在降水停止后還會持續一段時間。

徑流的變化

年內變化

河水的補給狀況、水位、流量等隨著氣候的周期性變化而發生變化，一年內的河流水情可以分為汛期、平水期、枯水期或冰凍期幾個特征時期。汛期時，河流的水位比較高。就我國來說，汛期一般發生在夏季和春季。夏汛主要是由夏季的集中降水引起的，徑流量較大。春汛主要是由積雪融化形成的。華北、東北的河流都有春汛，但水量小于夏汛，時間也較短。平水期是從汛期到枯水期的過渡時期，期間河流的水位處于中常水位。我國河流的平水期一般在秋季，持續的時間不長。枯水期時，河流的水位很低，河流主要依靠地下水補給，流量和水位的變化很小。枯水期一般出現在冬季，如果河流冰凍，又稱為冰凍期。

年際變化

徑流量年際變化是指河流一年內流量的變化。降水量是徑流量年際變化的主要影響因素。徑流量的年際變化一般會以離差系數來表示，數值越小代表徑流量的年際變化越小。我國長江以南的徑流量離差系數一般在0.30以下，長江下游、黃河中游、東北山區的各河流為0.40，淮河為0.60，海河為0.70。與我國各地的降水變率分布趨勢基本相同。

影響徑流的因素

徑流是引起河流、湖泊、地下水等水體水情變化的直接因素，而影響徑流的因素有降水、氣溫等氣候因素，地形、地質、土壤、植被等流域的下墊面因素，以及人類活動因素。

氣候因素是影響河川徑流最基本和最重要的因素。氣候因素中的降水和蒸發直接影響河川徑流的形成和變化。其他的氣候因素，如風、溫度、濕度等往往也是通過降水和蒸發來影響河川徑流的。

流域的下墊面因素主要包括地貌、地質、植被等。其中地貌中山地的高度和坡度影響著降水的多寡，而坡度的大小則影響流域內的匯流和下滲。同樣，流域內的地質和土壤條件也決定著流域內水流的下滲、蒸發、最大蓄水量等。植被可以起到蓄水、保土的作用。

特征徑流

特征徑流主要是指洪水和枯水。

洪水是河流出現水量迅速增加或水位迅速增長的現象，多由強降雨、急劇融冰化雪、風暴潮引起。洪水的發生對河流附近的城市、村莊、建筑物、農田等造成威脅。

洪水可分為上游演進洪水和當地洪水。上游演進洪水是上游徑流量顯著增加，自上而下沿河推進的洪水。當地洪水是由所處河段的地面徑流直接形成的。據觀測，一條河流中上游的洪峰變幅大，比較激烈，下游的變幅小，比較平緩。假如河道的形狀比較整齊，洪水的傳播速度則較快；反之，則較慢。

枯水徑流是指洪水減退后的徑流，呈遞減狀態，長時間干旱后河流可能會出現一年中的最小流量。枯水徑流的主要來源是流域的地下水補給，因此流域內的地質條件相當程度上決定著地下水對徑流的補給量。砂礫層能大量儲水，并在枯水期緩慢地補給河流，粘土層就沒有這樣的特征。溶洞可使大量雨水滲漏到地下深處，而成為穩定的水源。而河槽的下切深度和河網密度決定著截獲地下水補給的水量大小。此外，森林、湖泊、沼澤、水庫等的調節作用還可增加枯水徑流。

河流與地理環境的相互影響

地理環境對河流的影響

河流的地理分布受氣候條件的制約，濕潤地區的河網密集，徑流充沛，干旱地區正好相反。河流水位、流量、補給形式、水溫特征等也無一不受氣候的影響。如降水量的多少很大程度上決定了徑流量的大小；降水的位置、移動方向等影響洪峰流量；氣溫、風、蒸發等因素對河流也有間接影響。

其他自然地理環境對河流也產生一定的影響。流域海拔高度、坡度、切割密度直接影響著徑流的匯聚，地表植被等物質影響著河流的下滲情況。

河流對地理環境的顯著影響

河流是地球水循環不可缺少的重要環節。內流河將水分從高山輸送至內陸盆地或湖泊中，是水分小循環。外流河把水分由陸地帶入海洋是水分大循環。河流輸送水分的同時，熱量和礦物質也被同時輸送。熱量的輸送改變了流域內的氣溫，如在北半球由南向北流向的河流，就提升了北部流域的氣溫。礦物質的隨水遷移，改變了地表上的高低不平。河流既是山地景觀的創建者，也是沖積平原的制造者。

此外，荒漠中綠洲多，是因為河流流入沙漠讓林業和農業得以發展，從而形成了生機勃勃的綠洲景觀。

湖泊、沼澤和濕地

湖泊的成因和類型

湖泊是指陸地上相對封閉的洼地中匯集的水體。相對封閉的洼地稱作是湖盆，湖泊由湖盆、湖水和水中所含的各種物質組成。湖泊有著自己獨特的水文特征，如湖水的運動、水量的損耗和補給、水位的變化和它對周圍河流徑流的調節等。湖泊中的水產資源一般都比較豐富，而且還有其自身的獨特性。湖區的氣候和植被都很有特色。

湖泊按湖水含鹽量的多少可分為咸水湖和淡水湖；按地理位置可分為熱帶湖、溫帶湖、寒帶湖等；按湖水的最終流向可分為外流湖和內流湖；按湖水中營養物質的富集程度可分為富營養湖、貧營養湖以及貧富營養過渡性湖泊。

一般來說，按照湖泊的成因可分為如下幾類：①地質構造運動形成的構造湖，這樣的湖泊湖岸陡峭，水比較深。②冰川作用形成的冰蝕湖和冰磧湖。③火山噴發，在火山口的洼地中積水形成的火山口湖。④地震、滑坡、山崩、泥石流、冰磧或火山噴發的熔巖和碎屑物將河流堵塞而形成的堰塞湖。⑤風力作用使得地面形成風蝕洼地而積水，或因沙丘之間洼地積水而形成的風蝕湖。風蝕湖一般湖底比較平、湖岸比較規則、面積小、水位較淺、湖水面變化大、無出口、含鹽量高，大多都是暫時性湖泊。⑥由于水的溶蝕作用，形成溶蝕洼地，然后積水形成的溶蝕湖。⑦人為活動形成的人工湖，如水庫。事實上任何湖泊都不是單一因素影響形成的，一般情況下都是在多種因素的共同作用下形成的。地球上的湖泊總面積約為2058700平方千米，約占陸地面積的1.5%。

湖水的性質

湖水呈現出的顏色有淺藍、青藍、黃綠、黃褐色，受含沙量、泥沙顆粒大小、浮游生物種類的影響。通常含沙量小、泥沙顆粒小、浮游生物少的湖水呈淺藍或青藍色；反之則呈黃綠或黃褐色。湖水透明度的測量方法與海水的相同，與太陽光線、湖水含沙量、溫度、浮游生物關系密切。

湖水主要靠吸收太陽輻射來實現增溫，此外還吸收水汽凝結潛熱、有機物分解熱量和地表傳導熱。湖水溫度分布有三種狀態。當湖面溫度低于4℃時，水溫呈逆列狀態，即水溫隨深度的增加而升高，這主要出現于冬季；當湖面溫度高于4℃時，水溫呈正列狀態，即水溫隨深度增加而降低，這主要出現于夏季；當湖面溫度等于4℃時，水溫趨于均勻，處于等溫狀態，這主要出現在春季。因此，熱帶湖水的溫度一般為正列狀態；溫帶隨季節變化三種狀態都會出現；高山和極地湖水一般為逆列狀態。

湖水的化學成分大致相同，但不同湖泊的化學元素含量和變化會有較大的差異。補給水源影響著湖水的化學元素，如地下水的化學元素就比雨水的化學元素種類多，河水中則含有有機酸。

不同的自然條件下，尤其是土質不同的地區，湖泊中化學元素的種類和含量的差別就會很大。降水量和蒸發量的比值不同會造成湖水有不同的鹽分。就鹽湖來說，因所處的環境不同，有的湖水成分以氯化物為主，食鹽含量大，而有的則主要含有芒硝和硼。

湖泊水文特征

湖水的運動分兩種形式：定振波和湖流。

定振波是整個湖水圍繞某一個或某幾個重心而擺動的現象。在大氣壓力發生急劇變化、山地下沉氣流沖擊湖面，尤其是發生暴風雨時，湖面大部分水的平衡遭到破壞而產生定振波。因湖的形狀和定振波的擺動不同，通常可將其分為單定振波和雙定振波。

湖流產生的因素很多。如河流入口處會發生單向緩慢流動；風向穩定時背風岸的湖水容易形成垂直環流；水溫變化可造成湖水垂直循環，發生湖流；定振波也可產生湖流。溫帶湖每年發生兩次對流，稱為雙對流。熱帶、極地或高山湖每年只發生一次對流，分別叫熱單對流和冷單對流。

湖水的水量平衡和水位變化緊密相連。湖水收入超過支出時，水量呈正平衡，水位就會上升；相反，水量呈負平衡，水位下降。若湖水的水量平衡，湖面降水量、入湖地表徑流量、入湖地下徑流量、湖面水汽凝結量之和，與出湖地表徑流量、湖水滲透量、湖面蒸發量之和的差就是一定時期內湖的水量變化。

不同補給形式的湖泊水位會有不同的升降。融雪補給湖的最高水位在春季；冰川補給湖的最高水位在夏季；雨水補給湖的最高水位在雨季。

沼澤

地面長期潮濕，排水不暢，生長著大面積的喜溫和喜水植物，并有泥炭堆積的洼地，叫做沼澤。世界沼澤總面積約有268萬多平方千米。世界上沼澤面積比重最大的國家是芬蘭，被人們稱作是“沼澤之國”。

沼澤有的是因江、河、海在它們的周邊地區積水而形成；有的是因高山草甸、森林、洼地中的地下水匯集而形成；還有的是因湖泊的淤積變淺而形成。按照地貌條件，沼澤可分為山地沼澤、高原沼澤和平原沼澤；按植被類型可分為蘚類沼澤、草本沼澤等。

沼澤中的水大都以重力水、毛細管水、薄膜水等形式存在于草根和泥炭之中。部分沼澤在個別時期中有積水或表面流，大部分沼澤只存在縫隙中慢慢滲透的表層流。沼澤的蒸發量很大，徑流量很小。

沼澤水富含有機質和懸浮質，水體很渾濁，水的礦化度和硬度比較低。沼澤中含有很多資源。如豐富的蘆葦、泥炭蘚和泥炭。其中蘆葦是重要的造紙原料；泥炭蘚是一種很好的愈合傷口的藥；泥炭是很好的肥料，可以改良農田。

沼澤還有調節氣候、凈化環境的作用，因此，許多國家都把沼澤開辟為旅游地，有的還在沼澤地區建立了自然保護區。

濕地

濕地是處于陸生生態和水生生態之間的過渡性生態地帶，它指的是天然或者是人工的、長久或者是暫時的沼澤地、泥炭地或水域地帶，以及靜止或者是流動的淡水、半咸水、咸水，還包括低潮時不超過6米的水域。

濕地廣布于世界各地，濕地上分布有眾多的野生動植物資源，是地球上重要的生態系統。很多珍稀水禽的繁殖和遷徙都離不開濕地，因此濕地又被人們稱為“百鳥的樂園”。濕地還具有強大的生態凈化作用，因此又被人們稱為“地球之肺”。

濕地所具有的功能是多方面的，作為可以直接利用的水源它可以補充地下水，還可以控制洪水和防止土壤的沙化。除此之外還能滯留有毒物質，改善環境；還可以有機物的形式儲存碳元素，減少溫室效應等等。濕地還是眾多動植物生存的樂園，同時能為人類提供食物、能源、原材料和旅游場所，是人類生存發展的重要基礎之一。

濕地的類型多種多樣，通常可分為自然和人工兩大類。其中自然的濕地包括沼澤地、泥炭地、湖泊、河流和海灘；人工濕地主要有水稻田、池塘、水庫等。據統計，世界共有自然濕地約855.8萬平方千米，約占陸地總面積的6.4%。

泉和瀑布

泉

泉是地下含水層或含水通道呈點狀在地表涌出地下水的現象，是地下水的集中排泄形式。在適宜的地形、地質和水文條件下，潛水和承壓水集中排出地面成泉，往往是一個點狀泉口，有時是一條線或一個小范圍。

泉一般出現在山區與丘陵的溝谷和坡角、山前地帶、河流兩岸、洪積扇的邊緣和斷層帶附近，平原地區比較少見。泉水通常是河流補給的重要部分，有些大型泉本身就是河流的源頭。

按不同的分類標準，泉有不同的的分類方式：

按泉水流出的動力性質，泉可分為上升泉和下降泉；按泉水的溫度，可將其劃分為冷泉、微溫泉、溫泉、熱泉、高熱泉；按含水層空隙的特征，可分為孔隙泉、裂隙泉和巖溶泉；而按泉水涌出的狀態，又可分為間歇泉、多潮泉。

溫泉是指水溫超過20℃的泉，或水溫超過當地年平均氣溫的泉。溫泉是自然產生的，多是降水或地表水滲入地下深處，吸收周圍巖石熱量后上涌出地表而形成的，一般是礦泉，包括氯離子、碳酸根離子、硫酸根離子等成分。

瀑布

流動的河水突然近似垂直跌落，就形成了瀑布。從時間尺度上來說，某個瀑布終將會消失。瀑布的成因有多種說法，我國的科學家認為，河床底部巖石的軟硬程度不同，軟性巖石受流水沖擊而形成陡坡，堅硬的巖石則逐漸凸出，河水流過凸出地時，就形成了瀑布。此外，瀑布的形成還受山崩、斷層、熔巖堵塞、冰川等作用的影響。

根據瀑布的外觀和地形的構造，瀑布有多種分類。

按瀑布水流寬高的比例，可將其劃分為垂簾型瀑布和細長型瀑布；按瀑布巖壁的傾斜角度，可劃分為懸空型瀑布、垂直型瀑布和傾斜型瀑布；按有無跌水潭，可分為有瀑潭型瀑布和無瀑潭型瀑布；按水流與地層傾斜方向，可分為逆斜型瀑布、水平型瀑布、順斜型瀑布和無理型瀑布；按所在地形，又可分為名山瀑布、巖溶瀑布、火山瀑布和高原瀑布。

地下水

地下水的物理性質

溫度。地下水的溫度受區域自然條件的制約。極地、高緯、山區地下水的溫度較低，而熱帶、火山活動區的地下水溫度很高。地下水溫與當地氣溫也有一定關系。經測量，溫帶和亞熱帶的淺層地下水的年平均氣溫比所在地區的平均氣溫高1～2℃。

顏色。地下水的顏色一般是無色透明的，但在含有某種離子、富集懸浮物或含膠體物質時，就會顯出顏色，如含亞鐵離子的地下水呈淺藍綠色。

透明度。地下水含有的鹽類、懸浮物、有機質和膠體決定了其透明度。地下水透明度按級別可分為透明、微混濁、混濁和極混濁四級。

相對密度。地下水的相對密度取決于水溫和溶解鹽類。水溫越高，溶解的鹽分越多，相對密度就越大。地下淡水的相對密度接近于1。鹽度越高的地下水相對密度就越大，但變化的范圍較小。

導電性。地下水中，離子的含量越多，離子價就越高，水的導電性也就越強。測定了某處地下水的電阻率，它的導電率就是1與電阻率的比值。

放射性。因地下水中還有放射性氣體和放射性物質，所以具有放射性。已知的地下水的三個放射性系統是鈾-鐳系、錒系、釷系。

嗅感和味感。地下水的嗅感與所含氣體、有機物以及溫度有關。含硫化物時有臭雞蛋味，含腐殖質時有沼澤味，但低溫時氣味不顯著，40℃時氣味最重。

不同化學成分的地下水味感不同。含氯化鈉的水有咸味；含硫酸鈉的水有澀味；含有機質的水有甜味；二氧化碳含量高的水比較清涼可口。

地下水的化學性質

溶解氣體。地下水中溶解的氣體，可分為四類：生物化學成因氣體，有機物和礦物在微生物的作用下分解而成，如CO2、N2、O2等；化學成因的氣體，一部分是常溫、常壓下天然化學反應形成的，另一部分是在巖石圈高溫、高壓下發生變質作用形成的；放射性成因氣體，由放射性元素蛻變而成，如He、Re、Th等。

氫離子濃度。氫離子濃度用pH表示。以7為分界點，當pH=7時，地下水是中性；pH>7時，呈堿性；pH<7時，呈酸性。在一定pH之下，某些化合物可從水中沉淀出來。因此掌握水的pH后，能預測出哪些元素已經析出，哪些還可能溶解在水中。

離子成分和膠體物質。地下水的主要離子成分和膠體物質主要有：氯離子、硫酸根離子、重碳酸根離子和碳酸根離子、鈉離子、鉀離子、鈣離子、鎂離子、氮化物（氨離子、亞硝酸根離子、硝酸根離子）、鐵離子、硅。

地下水的動態和運動

在各種因素的作用下，地下水的流量、水位、溫度和化學成分會發生日變化和季節變化，這就是地下水的動態。它主要受氣候、河湖水位、地殼升降運動、植物蒸騰作用以及人為因素的影響。

地下水的運動形式有層流運動和紊流運動兩種。層流運動指水在巖石空隙中流動時，水質點有秩序地、相互混雜地流動，是最為常見的運動形式。紊流運動指水在巖土空隙中流動時，水質點無序地、相互混雜地流動。

地下水在寬大裂隙或空洞中有較大的流速時，會形成紊流。但在絕大多數自然條件下，地下水的流速較小，多為層流運動。地下水的運動也稱為滲透。平均滲透速度在1000米/天以下的運動都視為層流運動。

地下水的分類

根據地下水的埋藏條件可分為上層滯水、潛水和承壓水。

上層滯水是由于局部的隔水作用，使下滲的大氣降水停留在淺層的巖石隙縫或者是沉積巖層中，形成了蓄水體。上層滯水通常有吸著水、薄膜水、毛管水、氣態水等形式，這類水的分布范圍比較小，水量也不大，而且還有明顯的季節變化。

潛水指的是存在于地表之下第一個穩定隔水層之上的地下水。我們通常所見的地下水大多是潛水，潛水流出地面就形成了泉。潛水的分布比較廣，水量穩定，是農業生產和生活用水的重要保證。

承壓水指的是存在于上、下兩個隔水層之間的地下水。這種地下水一般都承受著巨大的壓力，尤其是當上、下兩個隔水層呈傾斜狀態的時候，隔水層中的水就要承受更大的壓力，如果將上部的隔水層鑿穿，則水就會噴出來，形成自流水。

冰川

成冰作用與冰川類型

成冰作用指積雪轉化為粒雪，再經過變質作用形成冰川冰的過程。積雪轉化為粒雪的過程被稱為粒雪化過程。這一過程可分為冷型和暖型。冷型是積雪沒有出現融化和再凍結，粒雪化過程比較緩慢，雪粒直徑通常不足1毫米；暖型的粒雪化過程比較快，粒雪直徑比較大。

不同冰川的規模、形態、生成年代、性質等都有不同的特點。不同的劃分標準下有不同的冰川類型。按冰川形態、規模及所處地形將冰川分為山岳冰川、大陸冰川、高原冰川和山麓冰川。山岳冰川主要分布在中低緯山區，冰川形態受地形的嚴格限制。按形態，山岳冰川可分為懸冰川、冰斗冰川、山谷冰川。大陸冰川目前只存在于兩極地區，面積和厚度很大，不受地形限制，冰川下常掩蓋著巨大的山脈和洼地。高原冰川也叫冰帽，覆蓋在起伏和緩的高地上，周圍伸出許多冰舌。山麓冰川是由數條山谷冰川在山麓擴展匯合成的廣闊冰原，是山岳冰川向大陸冰川轉化的中間環節。

地球上冰川的分布

世界冰川分布最集中的地區是南極大陸，冰蓋和冰棚的總面積是1320萬平方千米，冰蓋平均厚度為2000米。北極地區冰川總面積是200萬平方千米，其中格陵蘭島冰蓋面積是173萬平方千米。亞洲冰川主要分布在興都庫什山、喀喇昆侖山、喜馬拉雅山、青藏高原、天山和帕米爾高原，其中我國冰川面積占一半以上。北美洲的冰川主要分布在阿拉斯加和加拿大，總面積約6.7萬平方千米。南美洲的冰川面積約為2.5萬平方千米，居第五位。歐洲的冰川主要分布在斯堪的納維亞、阿爾卑斯山，面積為8600平方千米。大洋洲冰川面積約1000平方千米。非洲冰川面積最小，只有23平方千米。

冰川的分布受雪線高度的制約，沒有高出雪線的任何地區都不會形成冰川。雪線是多年積雪區和季節積雪區之間的界線。雪線上的年降雪量等于年消融量。而雪線的高度受氣溫、降水量和地形的影響。多年積雪的形成要求近地面空氣層的溫度長期在0℃以下，因此低緯度的雪線一般較高。降水量較低的地區雪線也相對較高。此外，坡向也影響雪線高度，如祁連山南坡雪線較高，而北坡雪線相對較低。

冰川對地理環境的影響

冰川對氣候的影響

在冰川區及附近，冰川本身就是自然地理要素之一，并形成了獨特的冰川景觀。冰川是一種特殊的下墊面，冰蓋的擴展將大大增強對太陽光的反射率，使地球的氣溫降低，并影響氣團和環流的性質。規模較小的冰川只對小范圍的氣候產生影響，規模較大的冰川，如南極冰蓋，會對范圍較大的地區產生影響。

冰川對水循環的影響

冰川在水循環中有重要作用，冰蓋的增減直接影響到海平面的升降。

大氣降水到達地面后只有一部分可以轉化成地表徑流，而如果是冰川則幾乎都可以全部轉化成徑流，因為冰川表面不存在蒸騰，蒸發量和滲透量也比較小。低溫濕潤的季節冰川消融受抑，高溫干旱的季節冰川消融加強，這就對徑流起到了調節作用。

冰川對植被的影響

冰川向低緯度推進時，當地土壤發育會被中斷，地面的植被將遭到破壞，動物會被迫遷移。相反，冰川消融后，土壤、植被重新發育，自然帶向高緯度和高海拔地區移動。

冰川對地表形態的影響

冰川的侵蝕和堆積作用可以顯著地改變地表形態，形成特殊的冰川地貌。曾有冰川覆蓋的地區，就顯示出特殊的冰川地貌。山岳地區也有特殊的冰川地貌。