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（2）太阳系中的矮行星

对于太阳系中那些围绕太阳运转，与行星同样具有足够的质量，呈圆球状，但不能清除其轨道附近其他物体，且不是一颗卫星的天体，国际天文学联合会把它们定义为“矮行星”。根据新定义，冥王星是一颗矮行星。另外还有“2003 UB313”、 原为1号小行星的谷神星，总计三颗。 预计国际天文学联合会将在未来数月乃至数年公布更多的矮行星。目前，十二颗天体被列入国际天文学联合会“矮行星候选名单”，随着更多新天体被发现以及现有候选天体的物理学特征更为科学家所知，这一名单会不断变化。

矮行星（亦称侏儒行星）是国际天文联合会重新对太阳系内天体分类后新增加的一组独立天体，此定义仅适用于太阳系内。简单来说矮行星介乎于行星与太阳系小天体这两类之间，“矮行星”不是行星。但天文学家对此类天体的定义仍有争论。

（3）太阳系中的小天体

太阳系内其他围绕太阳运转但不符合行星和矮行星条件的物体被统称为“太阳系小天体”。包括绝大多数太阳系小行星、绝大多数海王星轨道外天体、彗星和其他小天体在内。 2. 太阳系行星分类

综上所述，太阳系的主要成员，除太阳外，目前国际天文学联合会将它们归为三种类别：行星、矮行星和太阳系小天体。其中行星按与太阳的距离由近而远依次为：水星、金星、地球、火星、（小行星）、木星、土星、天王星和海王星。它们在太阳系所处的轨道位置不同，体积大小、化学组成不同，据此按照不同的标准可把它们进一步分类。

1）以地球轨道为界分为两组：水星和金星的轨道位于地球轨道以内，称为地内行星；地球轨道 以外的行星，称为地外行星。

2）以小行星带为界分为两组：水星、金星、地球和火星为内行星，意即带内行星；木星、土星、天王星和海王星为外行星，意即带外行星。

3）根据质量、体积大小和化学组成的不同，分成两大类：一类以地球为典型代表，称为类地行星，包括水星、金星、地球和火星；另一类以木星为典型代表，称类木行星，包括木星、土星、天王星和海王星。后来，也有将类木行星中的木星、土星视为巨行星，将天王星和海王星列为远日行星。

17世纪末，牛顿从理论上说明，由于地球绕轴自转必然产生惯性离心力，因而地球不可能是正圆球形，而应是椭球形，即球心至两极的半径短于它至赤道的半径，赤道应是正圆。

关于地球椭球体这一结论，当时遭到许多人的反驳，然而事实得到证明。1735年，巴黎天文台派出两个测量队，从事测量经线上纬度一度的弧长。结果发现，低纬度的地方，纬度一度的弧长比高纬度一度弧长要短。由于经线上一度的弧长与地球表面的曲率半径成正比，因此：曲率半径愈短，地表曲率愈大，一度的弧段就短；反之，曲率半径愈长，地表曲率就小，一度的弧段必然长。根据测量的结果，可以明显地看出：赤道附近曲率大，凸出一些；两极曲率小，扁平一些（图2.5、2.6 ）。这充分证明了地球不是一个正圆球体，而是一个两极略扁的椭球体。

图2.5 地球椭球体（据strahler） 图2.6 地球的半长轴与半短轴（据strahler） 19世纪，经过较精密的重力测量和大地测量，进一步发现赤道也并非正圆，而是一个椭圆，直径长短也有不同，即15oE—165oW为长轴，105oE—75oW为短轴，长短轴相差430米。所以地球成为一个三轴椭球形。

图2.10 地球上的基本点和圈

图2.12 地理经度

（3）地球自转速度的变化

以上所讲的，都是地球自转的平均速度。事实上，地球自转的速度并不是固定不变的，存在着长期的变化、季节的变化和不规则的变化。据推测，在地球历史时期，自转周期比现在要短，从泥盆纪到白垩纪，一年的日数由400天减少到376天。目前一年是365天。这个事实，证实了一年的日数在减少，这就说明地球自转的速度在变慢，它使一日的长度在一百年内大约增长1—2毫秒。造成地球自转长期减慢变化的原因则是多种多样的。康德指出，月球和太阳引潮力造成的潮汐从东向西冲击地壳，而地球自转方向为自西向东，潮汐与地壳摩擦产生的阻滞地球自转的力，将减慢地球自转速度。也有人认为地球自转速度减慢是太阳活动的影响和地球不断膨胀和增大的结果。

除了长期的变化之外，地球自转速度的季节变化表现为：每年3—4 月，地球自转速度最慢，8月最快。但季节性日长变化不超过0.5—0.6 毫秒。自转的季节性变化可能与地球上气团的季节性移动、洋流和冰雪分布的季节变化有密切关系。因为它们影响地球质量分布与自转轴间的距离，从而影响到地球的转动惯量。当转动惯量增大时，转速将减慢；反之，转速将加快。

地球自转速度的不规则变化是一种时快时慢的变化，其原因是由于地外（太阳活动）和地内物质移动和能量变换引起的。

1. 天体的周日运动

地球每时每刻都在不停地绕轴作自转运动，生活在地球上的人们却感觉不到这种运动的存在，人们所能感觉到的只是日、月、星辰这些天体每日的东升西落现象。然而日、月、星辰这些天体每日的东升西落现象并不是它们的真实运动，它们是地球自转的反映。因此，人们把在运动的地球上所看到的日、月、星辰这些天体每日的东升西落现象，称为天体的周日运动。它是一种视运动。

天体周日运动的方向，是地球自转方向的反映。正是由于地球自西向东的自转，才导致天体相对于地球发生自东向西的周日视运动。恒星周日运动的周期就是恒星日——它是地球自转的真正周期；太阳周日运动的周期就是太阳日——它是地球昼夜更替的周期。恒星周日运动的角速度的大小，反映了地球自转角速度的大小（方向不同），地球自转角速度的变化，就是通过精密测量恒星周日运动的角速度的天文手段确认的。

在不同纬度的观测者，所看到的天体周日运动的情况有不同的特征。

返，逐渐向北移动。

综上可见，由于太阳直射点在南北回归线之间的有规律地移动，造成了地球上各纬度昼夜长短和正午太阳高度的季节变化和纬度差异，致使不同纬度的地方所获得的太阳热量有的时期多些，有的时期少些，出现太阳热能在南北半球的季节分配不均和纬度分布不均，从而形成了地球上的四季递变。

（2）四季的划分

以太阳热能在南北半球的季节分配不均，或者说根据昼夜长短和正午太阳高度的变化为依据所划分的四季，就是天文四季。

在我国，传统上都是以立春、立夏、立秋、立冬所谓“四立”分别为四季的始点，每季的长度为三个月，二分、二至正好为每季的中点（图2.29）。这样所划分的四季，完全符合天文条件：即当太阳最高，白昼最长的3个月为夏季；太阳最低，白昼最短的3个月为冬季；太阳高度和昼长适中的日期分别为春季和秋季。但是这样的划分却与实际的气候条件不相一致。例如，夏至在天文上是夏季的中点，是一年内白昼最长，太阳最高的一天，但在气候上却不是一年内最热的时节；冬至时节也并非最冷；立春在天文上是春季的开始，但在气候上我国北方仍处于隆冬。

在西方国家，季节的划分则较多地考虑了气候的情况，他们习惯上以春分、秋分、夏至、冬至（二分二至）分别作为四季的始点，比我国划分的四季分别推迟一个半月。这样的四季，在多数地区虽与气候条件基本一致，但却与太阳高度和白昼长短不相吻合。

图2.29 四季的划分 1.地方时

由于地球的自转，造成同一时刻、不同经线上具有不同的地方时间。这种因经度而不同的时间，称为地方时。在同一经度上的地方时相同，不同经度的地方时不同；并且位于东面某地的地方时早于位于西面某地的地方时。

在同一计算系统内，任意两地同一瞬间测得的地方时之差，在数值上等于这两地以时间表示的地理经度之差。经度每差1，地方时相差4分，每差15，地方时相差1小时，经度相差360，地方时相差24小时，即相差1天。 2.区时

在十九世纪初期以前，交通和通讯尚不发达的时代，人们使用这种地方平时尚能满足生产的需要。但是，随着社会生产的发展，特别是在电讯和交通事业发达以后，如果各地还都使用自己的地方时，就会产生很多的不便。

1884年在华盛顿举行的国际子午线会议上，规定全世界按统一标准划分时区，世界各国按其所在的时区，实行分区计时制度（区时制度）。每一时区采用

3. 日界线

在全球时区系统中，由于东12区和西12区各为半个时区，共同使用180经线的地方平太阳时作为标准时间，因此东12区和西12区虽仅一线之隔，钟表时刻相同，而日期则相差一日。即在180

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经线西边的东12区比在180经线东边的西12区早一日。为了不使旅行者的日期发生混乱，国际上规定：原则上以180经线作为国际日期变更线——日界线。凡东行越过日界线，即从西向东越过日界线，从东12区进入西12区，日期要减少一天；凡西行越过日界线，即

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图2.33 地球内部结构示意图

图2.34 地壳结构示意图（据地球科学大辞典. 地质出版社，2006） （2）两类岛屿

海洋中的岛屿可以分为大陆岛和海洋岛两类。

1）大陆岛 位于大陆附近，在地质构造上与邻近的大陆有密切的联系。

大陆岛本来是陆地的一部分，由于大陆的某些部分发生破裂或沉陷而被海水所淹没，使它与大陆分离，形成了岛屿。但它的基础仍固定在大陆架或大陆坡上，例如马达加斯加岛、斯里兰卡岛、科西嘉岛、格陵兰岛、我国的台湾岛和海南岛等。

许多大陆岛常成列分布在大陆外围，形成弧形列岛，亚洲大陆东岸的弧形列岛是最典型的例子。 2）海洋岛 面积比大陆岛小，与大陆在地质构造上没有直接联系，从来不是大陆的一部分。海洋岛又可按成因分为火山岛和珊瑚岛两类。

① 火山岛：火山岛是海底火山喷发形成的岛屿。火山喷发首先形成了海底火山，多次喷发使海底火山逐渐增高，最后露出海面成为火山岛。火山岛面积不大，但地势高峻。火山岛主要分布在太平洋西南部、印度洋西部和大西洋中部。夏威夷岛是最著名的火山岛。

② 珊瑚岛：珊瑚岛是由珊瑚礁构成的岩岛。它们的分布与气候条件有着密切的关系。热带、亚热带浅海的暖水中生长的珊瑚死亡后，残骸堆积下来，新珊瑚又在其上繁殖。这种珊瑚残体，以35—335 年1 米的速度增高，最后露出海面，即成为珊瑚礁。

澳大利亚东岸的大堡礁是世界上规模最大、最著名的珊瑚礁，沿海岸分布，南北长达1900 千米，东西宽约2—150 千米；落潮时露出水面，涨潮时大半被淹没。我国南海诸岛：东沙群岛、中沙群岛、西沙群岛和南沙群岛都是珊瑚岛。 3. 地球上海陆分布对跖

地球上大陆都是南北成双排列（南极大陆例外），例如北美和南美、欧洲和非洲、亚洲和欧洲。每对大陆的南北两部分都被大陆断裂带所分开，断裂带所在的海区往往深度较大，具有众多的岛屿，并常有强烈的地震和火山活动。各对大陆之间为大洋所隔开；大洋内部有巨大的海底山脉、深渊的海沟。

（三）水循环的影响因素

影响水分循环的因素很多，它们主要是通过蒸发、降水、径流、下渗和水汽输送这五个环节而起影响的。归纳起来有三类：

（1）气象因素。如风向、风压、温度、湿度、气压等。气象因素是最主要的影响因素，水分循环中的蒸发、降水和水气输送这三个环节都取决于气象过程，而径流这个环节虽然与下垫面有很大关系，但其形成过程和变化规律仍决定于气象因素。

（2）下垫面因素。如地质、地貌、土壤、植被、河系的组成、湖泊与沼泽的分布等自然地理条件。下垫面因素主要是通过影响蒸发、径流以及下渗来影响水分循环的。有利于蒸发而且蒸发量较大的地区，往往水分循环比较活跃；而有利于径流和下渗的地区却正好相反，对循环往往是不利的。

（3）人类活动因素。即人类改造自然的活动，包括水利措施和农林措施。通过对蒸发、降水、下渗以及径流的影响间接地影响水分循环。

水分循环是地球上最重要、最活跃的物质大循环之一；是海洋与陆地之间相互联系的主要纽带。它将地球上的四大圈层联系在一起，是全球能量的传递、输送者。通过水分循环，使得地球上的水资源周而复始地被重复利用，成为可再生资源。水循环的强弱直接影响到一个地区水资源可开发利用的程度，进而影响该地区的自然景观与经济发展。尤其对于内陆腹地的地区来说，水循环的强弱，对当地的自然生态条件、经济发展的影响极大。人类采取的许多措施，诸如修建大型水库，营造农田防护林带、农田水利化措施等，其实质都是通过影响地区内部水循环的途径和强度，以便创造良好的生态环境，达到改造自然的目的。

3. 流域的水量平衡方程

流域的水量平衡方程主要是研究陆地上局部地区的水量平衡问题。 （1）流域任一时段的水量平衡方程

如果所研究的区域是一个闭合流域，即外流域的地表水或地下水不会流入该流域，该流域的地下水也不会从地下流到外流域，而是全部注入河流，与地表水一起流出流域。这样，通用的水量平衡方程式中的R表入= 0，R下如 = 0。

则 P =（E2- E1）+（R表出- 0）+（R下出- 0）+（W末- W初） 即 P =（E2- E1）+（R表出+ R下出）+（W末- W初）

因为流域中蒸发与水汽凝结为相反的过程，两者之差为时段内的净蒸发量，用E表示；由于地下水最终也注入河流，与地表水一起流出流域，因此可用一个共同流量——该流域河流径流量R来表示，即R = R表出 + R下出；而W末- W初为流域内蓄水的变化量，用±△S表示，因此，上式可写为：

P?E?R??S

此式即为闭合流域任一时段的水量平衡方程。 （2）流域多年平均的水量平衡方程

如果所取的时段以年为单位，上式即为流域某一年的水量平衡方程。式中△S可正可负，如果某一年是多水年，则△S为正值，表示该年内流域的降水除消耗于蒸发和径流外，还能使流域的蓄水量增加；如果某一年是少水年，则△S为负值，表示该年内流域的蒸发和径流不但完全消耗了该年的降水，而且还消耗了流域的蓄水量，使流域的蓄水量减少。

在包括有若干个多水年和若干个少水年在内的多年期间，△S有正有负，但多年累加并算术平均，必然正负抵消，趋近于0，因此上式可变为：

P?E?R

此式为流域多年平均的水量平衡方程，式中P、E、R分别为流域多年平均的降水量、蒸发量和径流量。该式表明：对一个闭合流域，在多年平均的状况下，流域的降水量等于蒸发量与径流量之和。因此，我们只要知道了其中的两项，便可用此方程推求出第三项。一般常用来推求某流域的多年平均蒸发量。

如果研究的地区为非闭合流域，则在流域的水量平衡方程式中应考虑与相邻流域的地下水交换量。如果进行人工跨流域调水时，则在水量的收入或支出项目中，还应考虑调入或调出的水量。

1) 盐度随纬度分布呈马鞍型：即赤道附近盐度较低，向两侧盐度逐渐增高，到南北纬20附近达最高值，然后又随纬度的增加而降低，到高纬海区降为最低值（由亚热带海域分别向赤道和高纬递减）（图6-2）。

盐度的这种分布是由降水和蒸发随纬度的变化而决定的。赤道附近降水丰沛，降水量大于蒸发量，盐度较低；南北纬20左右为副热带高压区，天气干燥，降水稀少，蒸发旺盛，蒸发量远远大于降水量，所以盐度最高；再向高纬，蒸发微弱，降水量又多于蒸发量，盐度变的很低。

2) 南半球盐度分布的纬度地带性较北半球明显。这是因为南半球三大洋相连，不受陆地影响。

图6.2 海洋表面平均盐度按纬度分布曲线图

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3) 大洋西侧盐度水平梯度大于大洋东侧。这是因为大洋西侧是寒暖流交汇的地方，而寒暖流的盐度差异较大的缘故。

4) 各大洋边缘，盐度普遍较低。这是受陆地上淡水注入影响的结果。

世界大洋中，平均盐度是35×10，盐度极高区出现在亚热带的红海，其盐度值大于42×10，盐度最低区出现在波罗的海，其盐度值小于10×10。

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图6.3 世界大洋表面盐度分布图

（2）垂直分布

在北纬40到南纬40-50之间的海区，盐度的垂直分布较为复杂，可分为4层。从海面到150m深度上盐度高而均匀，最大盐度值一般出现在100—300m之间；向下为一低盐区，最小盐度值出现在400—800m深度。再向下盐度渐增，但盐度低于表层；底层盐度分布均匀，盐度垂直梯度最小。 在南北纬40-50以上的高纬区，表层盐度低，向下盐度渐增，至1500-2000m以下盐度几乎不随深度变化。

在极地海区，表层有一个厚度不大的低盐均匀层，向下盐度渐增，至300-500m以下盐度几乎不

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随深度变化。

蒸发和降水、结冰和融冰、河水的流入、海水的涡动对流和垂直环流等均会影响海水盐度的垂直分布。

（3）盐度的时间变化

大洋表层盐度随时间的变化幅度一般不是很大。只有在大河口附近和有季节性结冰融冰现象的海区，盐度的年变化幅度才较大。

（1）地中海

广义的地中海又称内海，是受大陆包围，但有海峡与大洋相通的水域，不具有独立的潮汐和洋流系统。它分为内陆海和陆间海两种，内陆海为陆地环绕，仅有海峡与大洋或其它海相通，如渤海、黑海等；陆间海位于两个以上大陆之间，其两端有海峡与外海相通，如非洲与亚洲之间的红海，欧洲、非洲和亚洲之间的狭义的地中海等。

（2）边缘海

位于大陆的外缘，一般由岛屿、半岛或群岛与大洋隔开的咸水水域。其内侧受陆地影响，外侧受海洋影响。如太平洋西部的东海、黄海等一系列边缘海。 3. 海湾

洋或海的一部分延伸入大陆，且其深度和宽度向大陆方向逐渐减小的水域称海湾。如渤海湾、芬地湾、墨西哥湾等。海湾的海水因与其相邻的海洋相沟通故其性质也与相邻海洋的海水性质近似。海湾显著的水文特征是潮差很大。 4. 海峡

海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道，称为海峡。海峡的主要水文特征是水流很急，潮速大，且上下层或左右两侧海水理化性质不同，流向不同。如台湾海峡、直布罗坨海峡、马六甲海峡等。

深入大陆内部，被大陆或岛屿、群岛所包围，仅通过狭窄的海峡与大洋或其他海相沟通的水域。又称地中海、封闭海。其海洋水文特征受大陆影响显著，个性较强。而且在不同环境条件下，其个性特征有明显差异。按形态特征和水文特征，内陆海可分为陆间海和陆内海两种类型。陆间海位于几个大陆之间，面积较大，平均深度较深，海底地貌比较复杂。受大陆影响相对较小的海，又叫陆间地中海或大地中海。如欧洲地中海、亚洲地中海、美洲地中海、北极地中海。陆内海深入一个大陆内部，面积较小，平均深度较浅，海底地貌较为单纯。受大陆影响相对较大的海，又叫陆内地中海、小地中海。如渤海、波罗的海、红海、波斯湾、哈德孙湾等。

另外，波浪按照水深与波长的比值大小可分为：深水波（H/λ≥1/2）、浅水波（1/25< H/λ< 1/2）和非常浅水波（H/λ≤1/25）；波浪根据形成以后的受力情况不同可分为自由波和强制波；波浪按照波形的传播性质不同可分为：波形向前传播的前进波和波形不向前传播的驻波。 3. 波浪的地形效应（近岸波及其效应）

波浪的地形效应是指波浪传至浅水或近岸区域后，由于受地形的影响所产生的一系列变化现象。这些变化包括波浪的折射、波高的增大和波浪的破碎。

（1）波浪的折射

波浪传到岸边附近时，由于水深变浅，水深与波长的比值发生了变化，波浪由深水波变为浅水波或极浅水波，当波峰线与海岸等深线不平行时，即波向线与等深线斜交时，同一波峰线上各点的水深不同，位于较深处的波峰传播速度大于较浅处的，因此致使波峰线沿程逐渐转弯，波向发生转折，形成波浪的折射现象。其结果是使波峰线与等深线间的夹角逐渐变小，至岸边时波峰线与海岸线（等深线）平行（图6.4）。

图6.4 平直海岸的波浪折射（据Cotter） 图6.5 港湾海岸的波浪折射（据Cotter）

波浪的折射现象对海岸的演变有着很大的影响。如果海岸线曲折，岬角和海湾并列，由于波浪的折射，使岬角处波向线辐聚，波能集中，造成岬角的侵蚀后退；而在海湾内波浪辐散，波高减小，引起泥沙的堆积（图6.5）。

（2）波高的变化

当波浪传至浅水处，波浪能量将集中在越来越薄的水层内，波能集中，波高便会显著增大。观测与计算表明，水深减少一半时，波高会增大1.2倍。如果水深在变浅的同时，宽度也不断变窄（如海湾），则波高增大的效应会更加显著。

（3）波浪的破碎

当波浪传至浅水区，波高增大的同时，由于海底摩擦影响，水质点在轨道上的运动速度将发生变化。在波谷处，由于水深小于波峰，水质点受海底摩擦影响较大，其运动速度比波峰处的水质点要慢。这样，波浪在传播过程中，波峰处水质点的运动速度逐渐大于波谷处水质点的运动速度，波峰逐渐前

倾，波前坡变的越来越陡，至某一水深处，波峰赶上波谷，波前坡直立而失去平衡，导致波浪翻卷倒转，激起浪花飞沫，这种现象称为波浪的破碎。波浪发生破碎时的水深称为破碎临界水深，它一般为波高的1—2倍。

波浪破碎现象如果发生在离岸较远的海区，如海中的暗礁或沙洲处，称为破浪；如果发生在海岸附近，则称拍岸浪。拍岸浪对海岸的冲击力一般很大，每平方米可达30—50吨。一般来讲，它是形成各种海蚀地貌和推动海底泥沙运动的主要动力之一。

月球是地球的卫星，其绕地球公转运行的轨道是个椭圆形（白道），有一个近地点，有一个远地点，地球位于椭圆轨道中的一个焦点上。和地球的公转一样，由于白道与黄道交角为509′，黄道与赤道交角为2326′，即月球绕地球公转轨道（即白道）与地球的赤道是互相倾斜的，有一个交角。这样月球在绕地球公转时，月球所直射的地球位置会逐日变换，在一个周期内将两次穿越赤道，这时的月球就象春分、秋分时的太阳一样，处在天球赤道上，此时月球的赤纬等于0；除了这两次之外，月球都不在天球赤道上，即赤纬不等于0，且有两次赤纬最大的时刻。

此外黄河河段的划分尚有据地质地貌水文等综合特征以河源至龙羊峡（或刘家峡）为上游，龙羊峡（或刘家峡）至花园口为中游，花园口以下为下游的划分和从河源到河口镇为上游，河口镇至三门峡为中游，三门峡以下为下游的划分。

除此之外，还有河流由四周山岭或高地向中心低洼地汇集的辐合状水系（多发育在盆地中，如新疆的塔里木水系）、从高处顺坡流向四周低地呈辐射（散）状分布的放射状水系（多发育在穹形山地或火山地区）、在三角洲上河流常交错排列形成的网状水系以及难以用一种类型概括，而多是由两种或两种以上的水系类型所组成的混合状水系等类型。

（3）缺乏实测资料时正常年径流量的计算：

在实际工作当中，经常会遇到一些小流域上缺乏实测径流资料或实测径流资料期间过短（n<10年）而无法利用相关分析进行资料系列延展，在这种情况下，一般只能通过间接的途径来推求。目前常用的方法有水量平衡法、水文等值线图法、水文比拟法、经验公式法等。

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潮汐是由月球和太阳的引潮力所产生的。月球的引潮力最大，太阳的引潮力次之，我们只讨论月球的引潮力，太阳引潮力的分析方法与月球引潮力相似。

地球上单位质量的物体所受到的月球引力和因地球月运动所产生的惯性离心力的合力，称为月球引潮力。

从万有引力定律可知，宇宙间任何两个物体之间均有引力发生，引力的大小同这两个物体的质量乘积成正比，同它们之间的距离平方成反比。因而，地球和月球之间就有引力，且月球对地球上各质点的引力大小是不一样的，离月球近的质点受到的引力大，离月球远的质点受到的引力小，但引力的方向皆指向月球。

同理，地球对月球也产生引力，这个引力表现在月球上。由于地球和月球互相吸引，就构成一个引力系统，两者有一个公共质心，称为“地月公共质心”。

在地球和月球这个引力系统中，地月互相吸引着，为了保持系统内的平衡，也即为了使地月中心的平均距离保持不变，作用于地球和月上的力，其失量和必须分别为0。要满足这一条件，地球和月球都必须作相对的圆周运动。对月球来讲，月球中心绕地月公共质心在近似圆形的椭圆轨道上，一个月转一圈，这就是月球的公转运动。为了平衡，地球中心也必须绕地月公共质心运动，周期也是一个月，这就是地球的月运动，它是一种圆运动。

当地心绕质心作圆运动时，就产生了惯性离心力，这种离心力在地球各处均与地心处的离心力一样，大小相等，方向相互平行。为了保持月球和地心之间引力的平衡，离心力必然与月球对地心的引力大小相等，方向相反。

综上所述，月球对地球上各质点的引力大小不同，但地球上各点的惯性离心力都相同，两者的合力（即引潮力）就各处不等。在地心处，月球引力和惯性离心力相平衡，引潮力为0；在其它任何地点，引潮力均不为0，在这种引潮力的作用下，就会使地球上的海水产生运动，形成潮汐现象。

无论是月球还是其它天体，它们对地球产生的引潮力的大小，均与天体的质量成正比，与天体中心到地球中心距离的立方成反比。

因为太阳的质量约为月球质量的2717万倍，从质量上看太阳引潮力要比月球引潮力强2700万倍，但是太阳到地球的日地距离却比月球到地球的月地距离大389倍，从距离上计算，月球引潮力又是太阳引潮力的389倍（约5900万倍），这样我们不难计算出月球的引潮力反而比太阳引潮力大2.17倍，所以说海洋潮汐主要是由月球引潮力引起的，太阳引潮力只是第二位。

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潜水的特点主要表现在以下几个方面：

1）从水流条件看，潜水是具有自由水面的稳定重力无压水。通常潜水是在重力的作用下由潜水位高的地方向潜水位低的地方缓慢流动，产生径流。

2）从潜水埋藏条件看，潜水的埋藏深度和含水层厚度随时空的变化而变化。如山区地形切割强烈，水分流失，潜水面随之下降，因而潜水埋藏较深，特别是黄土丘陵地区，一般埋深几十米，甚至百米以上，含水层的厚度差异很大。而平原地区地势平坦，侵蚀切割微弱，潜水埋藏浅，往往只有几米，个别地方甚至为零，潜水出露地面，形成沼泽。另外，潜水面的位置、埋藏深度和含水层厚度等还随着时间的变化而变化。

3）从潜水的分布、补给、排泄条件来看，潜水的分布区与补给区基本一致。大气降水或地表水可通过包气带直接渗入补给潜水，因此潜水也较容易受到污染。潜水可以泉水、渗溢等方式泄出地表或通过包气带的土壤蒸发或植物蒸腾进入大气。

2. 承压水的蓄水构造

承压水的形成主要决定于蓄水构造，不同的构造形态决定了承压水的埋藏条件，这是承压水和潜水在形成上的主要区别之一。最适宜于承压水形成的蓄水构造是向斜盆地型构造和单斜蓄水构造两大类。

(1) 承压盆地

埋藏有承压水的向斜构造或盆地构造，在水文地质中称为承压盆地或自流盆地。这种盆地可以是大型复式构造，也可以是小型单一的向斜构造。

承压盆地按水文地质特征，可分为补给区、承压区和排泄区三部分（图6.25）。补给区一般分布在盆地的边缘地形较高处有含水层出露的部位，主要接受大气降水和地表水补给；该区由于上无隔水层覆盖，地下水具有潜水性质，并有较明显的季节变化。承压区是指含水层具有上覆隔水层的地段，该区分布范围最大，为承压水的分布区域，含水层中的地下水承受静水压力，具有压力水头。排泄区

图6.25 自流盆地示意图

位于盆地边缘地形低洼地段，受河网切割，地下水常以泉的形式排泄。

承压盆地的构造及地形条件，对承压水的补给与排泄等影响很大，在补给区与排泄区的高度比较接近的承压盆地中，水的循环交替往往比较微弱。当地形与蓄水构造的形态一致时，即在“正地形”的条件下，盆地中下层含水层中的承压水位高于上层含水层的水位，使得下部的承压水有可能通过越流补给上部的含水层；反之，当地形与蓄水构造的形态不一致时，即在“负地形”的条件下，则上部含水层的承压水有可能越流补给下部的含水层。因此，查明承压盆地的类型，可以帮助我们判断各含水层之间可能发生的补给关系。

(2) 承压斜地

适合于形成承压水的单斜构造，在水文地质上称为承压斜地，也叫自流斜地或单斜蓄水构造。承压斜地的重要特征是含水层的倾没端具有阻水条件。

承压斜地的形成归纳起来可有两种情况：一是断块构造所形成的承压斜地。如单斜含水层被断层错断，而断层又导水时，含水层出露于地表的一侧成为补给区，另一侧沿断层带形成带状的排泄区，而承压区位于补给区与排泄区之间（图6.26 a）。另一种情况是单斜岩层中的承压含水层的物质组成发生由粗粒到细粒的相变，或者尖灭所形成的承压斜地，这种承压斜地由于在深部循环不畅通，在补给区受补后，迫使承压水回流，在补给区含水层出露地带的较低地段，以泉的形式泄出，形成补给区与排泄区分布一致的特点，承压区位于一侧（图6.26 b）。这种承压斜地由于承压区水循环困难，水的矿化度较高。

图6.26 承压斜地构造示意图

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