自然地理学海洋和陆地水省公开课一等奖全国示范课微课金奖课件

第四章

海洋和陆地水1/230第一节地球水循环与水量平衡一.地球上水分布1.地球水圈活动水(液态与固态水):海洋、河流、湖泊、沼泽、地下水、冰雪气态水:大气水分矿物化合水、结合水2.地球总水量国际水文协会认为15×108km33.地球水量分布非均匀性以海水为主体，海水占97%以上2/230参考资料:化合水是指矿物中结晶水，又称结合水。以OH-、H+或H3O+等形式存在于化合物或矿物中水。

比如滑石Mg3（Si4O10）（OH）2、水云母（KH3O）Al2（OH）2（AlSi3O10）等。

化合水在结构中占有一定位置，须加热至相当高温度才能使其脱失，并伴随有因结构改变或破坏所引发放热效应。土壤中化合水是束缚水一个。不能直接参加所进行物理作用，也不能被植物吸收作用。

3/230

2/64/2301/6水以不一样形式存在于自然界中。图中单位为可供直接饮用河流和淡水湖泊10.17万5/230二.水循环与水量平衡(一).水循环1.水循环过程：蒸发→凝结→降水→径流→蓄积2.循环类型海—气循环海—陆循环海—陆—气循环：非闭合循环6/2307/230水循环示意图8/2303.自然水更新周期多年冻土带地下水或极地水：1×104年海水：2500年深层地下水：1400年湖泊：数至数十年河川：10-20天大气水：8-9天9/230(二).水量平衡1.全球水量平衡方程式：PC+PO=EC+EDPC：大陆降水；PO：海洋降水；E：蒸发量2.水平衡规律：全球降水量等于全球蒸发量全球水量保持平衡海洋是水分主要起源海洋与陆地水平衡经过径流来实现3.水平衡区域差异与人类干预水平衡问题不论海洋与陆地，不一样纬度降水量与蒸发量都有差异10/230参考资料:我国是一个干旱缺水严重国家。我国淡水资源总量为28000亿立方米，占全球水资源6%，仅次于巴西、俄罗斯和加拿大，名列世界第四位。不过，我国人均水资源量只有2300立方米，仅为世界平均水平1/4，是全球人均水资源最贫乏国家之一。然而，中国又是世界上用水量最多国家。仅年，全国淡水取用量到达5497亿立方米，大约占世界年取用量13%，是美国年淡水供给量4700亿立方米约1.2倍。11/230中国从20世纪70年代以来就开始闹水荒，80年代以来，中国水荒由局部逐步蔓延至全国，情势越来越严重，对农业和国民经济已经带来了严重影响。缺水：全方面告急·北方资源性缺水！·南方水质性缺水！·中西部工程性缺水！据统计，我国当前缺水总量预计为400亿立方米，每年受旱面积200万~260万平方公里，影响粮食产量150亿~200亿千克，影响工业产值数千亿元，全国还有7000万人饮水困难。12/230从人口和水资源分布统计数据能够看出，中国水资源南北分配差异非常显著。长江流域及其以南地域人口占中国54％，不过水资源却占81％。北方人口占46％，水资源只有19％。教授指出，因为自然环境以及高强度人类活动影响，北方水资源深入降低，南方水资源深入增加。这个趋势在最近20年尤其显著。这就愈加重了我国北方水资源短缺和南北水资源不平衡。13/230冰川：14/230湖泊：15/230大气：16/230沼泽：17/230沼泽：18/230地下：贵州安顺地下暗河19/230地下：趵突泉20/230江河：长江21/230江河：黄河入海口22/23023/23024/23025/23026/23027/230航运28/230海上平台29/230不过：30/230我们只有一个地球31/230一.大洋、海及其区域与分类1.世界大洋洋是远离大陆，面积辽阔，深度大，含有独立洋流系统和潮汐系统，理化性质较稳定水域。第二节海水理化性质32/2302.海及其分类深入陆地大洋边缘部分，面积和深度小于洋，有河流注入，理化性质有别于洋，无独立洋流系统和潮汐。内海：为陆地所圈，以海峡与外海相通。边缘海：以半岛或岛屿与大洋分隔，受外海洋流与潮汐影响。外海：大陆边缘大洋部分，与洋有辽阔联络，如巴伦支海、阿拉伯海。岛间海：由一系列岛屿所围绕形成水域。33/2303.海水组成化学成份海水中含有天然元素80各种。Cl、Na、K、Ca、Mg、S盐度海水盐度：海水中全部溶解固体与海水重量之比。大洋盐度普通在33‰-37‰之间。4.物理性质温度：海水表层平均温度改变于-1.7-30度间密度：1.022-1.028g/cm3，是温度，盐度，压力函数。透明度与颜色海水透明度以直径30cm白圆盘投入水中可见深度来表示。34/230第三节海水运动一、潮汐与时尚35/230钱江大潮36/23037/23038/23039/23040/23041/23042/230日本海啸43/23044/23045/23046/230二、海洋中波浪1、波浪海洋中波浪指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现象。波浪要素包含波峰、波谷、波长、波高等。2、海洋波浪分类按成因分类：风浪：由风作用而产生波浪。海啸：因地震或风暴而产生波浪。潮波：月球引潮力引发。47/230海浪要素海浪是海水运动形式之一，它产生是外力、重力与海水表面张力共同作用结果。2/448/230依据波浪行进海岸时改变，对于坡岸较缓海滩，近岸水域按不一样水深可分为：深水区、浅水区、击岸波区及岸边区。表示波浪破碎处水深，对应波高称为破碎波高，用表示。49/230海岸波浪50/230气压波：气压突变产生波浪。船行波：船行作用产生波浪。按波和水深相对关系分：深水波浅水波按作用力情况划分：强制波自由波（余波）51/230波浪余摆线：参见教材P138。52/230一、7万年以来海平面改变近代在全球各个大陆发觉贝壳堤、海滩岩、珊瑚礁、牡蛎堤，以及取自钻孔剖面中沉积物和生物遗址标本，都毋庸置疑地证实，即使在最近地质历史时期，也出现过远高于当代海平面。而大量埋藏在今天海水下贝壳堤、海滩、海滨沼泽、村落遗址、河口三角洲和外陆架，又证实过去确曾发生过海平面远低于当代海平面情况。

局部地域海岸线改变因为叠加了该地域地壳形变原因影响，不一定能准确反应海平面升降幅度。不过，全球范围海平面改变无疑应该是全球气候改变反应。第四节海平面改变53/2301、距今70000年：海平面上升：渤海西海岸偏西200km，黄海海岸远至大运河、太湖一带；2、距今44000年：

海平面下降：海岸线向东推进到当代海岸以东4个经度。3、距今25000年：海平面再上升；4、距今15000年：海平面下降，东海海岸东移至距日本九州120km处。5、距今10000年：海平面上升。54/230二、近百年海平面改变

刚才过去20世纪，因为气候变暖造成海洋热膨胀和冰川消融加剧，加上CO2排放量猛增形成温室效应，全球海平面普遍呈上升趋势。三、2l世纪海平面上升预测

1990年以前做出2l世纪海平面上升预测含有很大不确定性。只有一点为人们所公认，即海平面上升速度将比20世纪更加快。

海平面上升将使沿岸地域风暴潮灾害加剧，海岸侵蚀强化，潮滩湿地损失，盐水入侵河口及海岸地下含水层，妨碍陆地洪水与沿海城镇污水排放，理应受到高度重视。55/230海洋资源：与海水本身有直接关系物质和能量。包含：化学元素，海洋生物，矿藏，能量，热量。一.海洋资源（一）海水化学资源海水中含量最大化学物质是水，水本身就是一项主要而宝贵资源。除水以外，海水中含有大量溶解固体和气体物质，其中包含80各种化学元素。1.水资源：即海水淡化2.化学物质资源盐常量化学物质：镁、钾、重水、溴、铀微量元素：碘、铜、银、锌、钼等第五节海洋资源与海洋环境保护56/230资料:全球海水淡化现实状况当前，全球海水淡化日产量约3500万立方米左右，其中80％用于饮用水，处理了1亿多人供水问题，即世界上1／50人口靠海水淡化提供饮用水。全球有海水淡化厂1．3万多座，海水淡化作为淡水资源替换与增量技术，愈来愈受到世界上许多沿海国家重视；全球直接利用海水作为工业冷却水总量每年约6000亿立方米左右，替换了大量宝贵淡水资源；全世界每年从海洋中提盐5000万吨、镁及氧化镁260多万吨、溴20万吨等。57/230美国研制出一个新型海水淡化设备海水晒盐技艺58/230海水晒盐技艺59/230海水晒盐技艺60/230（二）海底矿产资源石油和天然气、海滨砂矿、在大陆边缘海区，还有磷钙石、海绿石和煤、铁、铜、硫等各种矿物资源。深海底主要矿产是锰结核和含金属泥质沉积物。

61/2301.石油和天然气分布在大陆架以及浅海区全球海底石油储量丰富，近2500×108t，占全球可能储量31%2.海滨矿砂金、铂族金属和金刚石等，铁砂，锡砂等分布广、矿种多、储量大、易开采3.其它矿藏磷钙石、海绿石、煤、铁、铜硫等各种矿物资源深海底矿产锰结核：含金属泥质沉积物：深海区结构活动带铁、锰、锌、铜、铅、银和金等泥质沉积物62/230（三）海洋动力资源波浪能潮汐能（四）海洋生物资源生物资源丰富20余万种生物海洋生物生产量高a.在不破坏生态平衡下，每年可产出30×108t水产品，可供300亿人食用b.向人类提供食物能力多，其实物生产相当于全球农产品1000倍63/230动植物资源鱼类资源：3×104种之中有1.6×104种在海洋中全球年渔获量85%以上来自海洋无脊椎动物：头足类、甲壳类、海参类、水母类如乌贼、扇贝、对虾、龙虾、海参、海蜇等海洋脊椎动物：鲸、海豚、海鸟、海狮、海豹、海象等植物资源：海藻类64/230二、海洋对地理环境影响

海洋本身组成了地理环境基本要素之一。

海洋是抵达地球表面太阳能主要接收者，也是主要蓄积者，海水冷却时将向空气中散发大量热，增温时则将从空气中吸收大量热。海洋借助自己与大气物质和能量交换过程间接影响气候和受气候影响各种自然现象。65/230第六节河流一．河流、水系和流域（一）河流、水系和流域概念河流：河水经常或周期性地沿本身造成洼地流动水系：河流干支流网络系统外流河和内流河：前者流入海洋，后者流入内陆湖流域：分水岭围成集水区66/230黄河流域太湖流域海河流域67/230（二）水系形式

水系形式是一定岩层结构、沉积物性质和新结构应力场反应。水系形式可按干支流相互配置关系或它们组成几何形态来划分。如树枝状水系、羽状水系、……。68/230类型特征发育地区树枝状水系在地形较缓坡度不大，物质成份均匀，地质结构影响轻微地域花岗岩、玄武岩、砂岩、砂砾岩、片岩、板岩、粘土岩、凝灰岩钳状沟头树枝状水系形态为树枝状，源头呈钳状侵入岩、块状岩石风化剥蚀馒头山花瓣状沟头树枝状水系总体呈树枝状，源头呈花瓣混合岩叶脉状—树枝状水系水系短而密，多呈直角汇入，三级支流似叶脉状

格状树枝状水系主流和支流呈直角相交，受断裂、裂隙控制沉积岩，变质岩中也有分布梳状—树枝状水系冲沟汇入三级支流，多呈直角或近似直角，并相互近于平行时代较新胶结砂砾岩肋状水系格状水系变种，二级支流平直，三级支流与二级支流呈正交，三级支流成对出现，并近于平行，似肋骨变质岩、付变质岩角状水系格状水系变种，多沿断层、裂隙发育，主流和支流呈直线状坚硬岩石结构发育地域菱格状水系角状水系变种。水系受“X”型断裂和裂隙所控制，呈菱格状“X”型结构发育地域69/230树枝状水系（长江）70/230格状水系（闽江）71/230类型特征发育地区平行状水系沿某一方向断裂发育，水系平行分布组结构发育坚硬岩石地域，第四系地层斜地，冰水堆积物扇状水系主流稀疏，支沟密布，以锐角汇入主流主要发育在河流三角训，在冲积扇较发育羽毛状水系三级支流上冲沟均以锐角流入支流，冲沟紧而密，分布对称，似羽毛状变质岩中片理较发育地域，黄土覆盖区红色土出露地段放射状水系水系由中心向外流，呈放射状火山锥、弯丘、地下隆起向心状水系水系从四面向内流盆地、凹陷72/230扇状水系（海河）平行状水系73/230羽毛状水系（渭河）74/230放射状水系向心状水系（Ⅰ）向心状水系（Ⅱ）75/230（三）河流纵横断面

河源与河口高度差，称河流总落差；而某一河段两端高度差，则是这一河段落差；单位河长落差，叫做河流比降，通常以小数或千分数表示。河流纵断面能够很好地反应河流比降改变。

河流横断面76/230（四）河流分段

一条河流经常能够依据其地理-地质特征分为河源、上游、中游、下游和河口五段。

（五）流域特征对河流影响

流域面积：影响河流水量大小；流域形状：影响干流集中程度；流域高度：影响降水形式和气温，进而影响水量改变；流域方向或干流方向：影响冰雪消融。河网密度：地表径流丰富程度标志。流域气候、植被、地貌特征、岩石和土壤渗透性和抗蚀能力，是河网密度大小决定性原因。77/230二.水情要素河流是经过它流水活动影响和改变地理环境。为了认识河流特征及其地理意义，必须首先了解相关河流水情一些基本概念。

1.水位：河流中某一标准基面或测站基面上水面高度，叫水位。三峡水位78/230三峡水位79/230三峡最高水位80/2302.流速：水质点在单位时间里移动距离.河流81/230河流流速分布图82/230薛齐公式(等流速公式):R为水力半径,即过水断面面积与水浸部分弧长之比;I为河流纵比降;C为待定系数.C与糙度、深度、过水断面形状等相关，可经过试验或公式求得，惯用公式有：83/2301）满宁公式：2）巴甫诺夫斯基公式：上述两式中，R为水力半径，n为河槽粗糙系数。3.流量：单位时间里经过某过水断面水量：Q=Av式中Q为流量；A为断面积；v为平均流速。84/230黄河4.河水温度与冰情河流补给特征是影响河水温度情况主要原因。

河水温度也随时间而改变。85/230黄河凌汛86/230黄河凌汛87/23088/23089/23090/23091/230三.河川径流径流（runoff):指流域内大气降水，除掉部分被蒸发耗损外，其余在重力或静水压力作用下沿着地表面或地下运动水流。它包含降水沿地表与地下汇入河网，并向出口断面聚集和输送全部水流。其中，沿地表（坡面与河槽）流动水流称为地表径流；在地表面以下岩石、土壤和冲积层空隙中流动水流叫做地下径流。从地表和地下汇入河川后，向流域出口断面聚集、输送和排泄水流称为河川径流。92/230由降水开始到到水流流经流域出口断面整个物理过程，称为径流形成过程。降水形式不一样，径流形成过程也各异。

（一）径流形成常将降雨径流形成过程概化为四个阶段：流域降雨阶段、停蓄阶段、流域产流阶段、河网汇流阶段。1流域降雨阶段降雨过程为降雨径流形成提供了必要物质基础，降雨引发径流。所以，降雨过程是降雨径流形成过程首要步骤。降雨量大小、降雨历时、降雨强度及其时空改变对径流形成过程有着直接影响。93/2302、停蓄阶段降雨早期，除小部分雨水（普通不超出5%）直接降落到河槽水面上（称为槽上降水C）直接形成径流外，绝大部分降水降落在流域表面上，并不马上产生径流，而是消耗于植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸发（E），并在满足植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸散发（E）之后，才能产生地表径流。所以，降雨早期，流域内植物截留（In）、地表填洼（D）、下渗（f）与蒸散发（E）过程，对于径流形成来讲，是降雨耗损过程；但从降低水土流失和增加下渗补给地下水来说，这个阶段含有主要意义。通常把降雨开始之后，到地表径流产生之前，降雨截留、下渗、填洼及蒸发等雨水耗损过程概化为流域蓄渗阶段（停蓄阶段）。94/2303、坡地产流和漫流阶段（1）坡地产流当流域内降雨量满足了流域蓄渗之后，若降雨连续进行，则开始产生地表或地下径流，称为产流。（2）坡地漫流超渗雨水或超蓄雨水在重力作用下沿着坡面流动细小水流，叫做坡地漫流或坡面漫流。坡地漫流是地表径流向河槽聚集中间步骤，分片流、沟流和壤中流三种形式，其中网状细沟流为主要形式，但无固定槽沟。只有在地面坡度相当大山区，降雨强度大情况下，才可能在坡面上形成小侵蚀沟。95/230小溪96/230片流不很常见，分布在坡度不大但坡面较平整地域，大暴雨（降雨强度很大）情况下，可能产生片流。普通地，坡地漫流流程不超出数百米，甚至仅几米，汇流历时很短，故对小流域很主要，而对大流域则因历时短而在整个汇流过程中能够忽略。地面径流经过坡地漫流汇入河网。壤中流和地下径流也一样含有沿坡地土层汇流过程，它们都是在有孔介质中水流运动。壤中流汇流速度比地表径流慢，但比地下径流快得多，有时与地表径流相互转化，所以时常将二者合称为直接径流。97/230壤中流示意图98/2304、河槽集流阶段（河网汇流）由降雨产生地表径流、壤中流和地下径流经过不一样路径注入河网后，在河网内沿河槽由上游向下游作纵向流动和聚集，直到最终流出出口断面整个物理过程，称为河槽集流或河网汇流。它是降雨径流形成最终步骤。在河槽集流过程中，伴随地表径流和壤中流不停地汇入河网（河槽），使河网水量增加、水位上涨、流量增大，成为流量过程线上涨洪段（涨水段）。在涨水过程中，因为大量地表径流和壤中流汇入，河流水量增加，大部分水量沿河网快速下泄，最终流出出口断面；而有一部分水量被河网容蓄起来，使河网水位升高；还有一小部分水量渗透到河谷两岸堆积物中，补给地下水。99/230当降雨和坡地漫流停顿时，河网蓄水和河谷冲积层蓄水到达最大值，而河网汇流过程仍在继续进行。当上游河网补给量（河网总入流量）小于出口断面排泄量时，灌网蓄水开始消退，水位降低、流量减小，形成流量过程线上退水段。100/230（二）径流计量单位1.流量Q

Q=Av(m3/s)式中，A为过水断面面积（m2)；V为断面平均流速（m/s）。流量有瞬时流量、日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量等。101/2302、径流总量W

径流总量是指在一定时段内经过河流某一横断面总水量（普通指出口断面）。惯用单位为m3，其计算式为：

W=QT式中：Q为流量（m3/s）；T为时段（如日、月、年等）长（s）。

102/230参考资料：黄河径流降低与断流黄河频繁季节性断流始于20世纪７０年代初，相关资料显示，自20世纪70年代以来，黄河入海年径流量逐步变小：20世纪60年代为575亿立方米；70年代为313亿立方米；80年代为284亿立方米；90年代中期为187亿立方米。在短短几十年里，黄河入海径流总量锐减了一多半。与此同时，黄河下游屡次断流。尤其是进入９０年代之后，断流现象更为严重。

103/2303.径流模数M:单位时间单位面积上产出水量（M3/a·km2)M=Q/F式中；Q为流量（m3/s）；F为流域面积（km2）；1000为单位换算系数（即lm3水为l000dm3）104/2304、径流深度R（y)

径流深度是指单位流域面积上径流总量。也即是把径流总量平铺在整个流域面积上所得到水层深度，惯用单位为毫米（mm）。其计算式为：

式中：W为径流总量（m3）；F为流域面积（km2）；为单位换算系数。

105/2305、径流系数α。径流系数是指任一时段内径流深度（或径流总量）与该时段降水量（或降水总量）之比值。为无量纲，普通用小数或百分率表示。其计算式为：

式中：R为径流深度（mm）；P为降水量（mm）。106/2306、径流变率（模比系数K）

模比系数又称径流变率，是指某一时段径流值（mi，Q或Ri等），与同时段多年平均径流值（mi，Q或Ri等）之比。其计算式为

式中，m，Q，R含义同上。107/230（三）正常径流量

河流年正常径流量是指多年径流量算术平均值，即一年中流过河流某一断面平均水量。它是一个比较稳定数值，也是一个主要特征值。只有河流径流年际改变比较小，或者有相当长观察资料时，才能够准确地计算出河流正常径流量。

（四）径流改变

1.年内改变伴随气候条件周期性改变，一年中河流补给情况、水位、流量等也对应发生改变。依据一年内河流水情改变特征，能够分为若干个水情特征时期，如汛期、平水期、枯水期或冰冻期。

2.年际改变径流量年际改变往往是由降水量年际改变引发。通常以径流离差系数来表示年径流改变程度。108/2302.年际改变径流量年际改变往往是由降水量年际改变引发。通常以径流离差系数来表示年径流改变程度。中国河流(中等河流)离差系数分布：长江以南：＜0.3;长江下游,黄河中游及东北山区河流:0.4;淮河:0.60;海河:0.70.109/230（五）特征径流

1.洪水河流水位到达某一高度，致使沿岸城市、村庄、建筑物、农田受到威胁水位，称为洪水位。连续强烈降水是造成洪水主要原因，积雪融化也能够造成洪水。流域内降水分布、强度、降水中心移动路线，以及支流排列方式，对洪水性质有直接影响。洪水按起源可分为上游演进洪水和当地洪水两类。

2.枯水一年内没有洪水时期径流，称为枯水径流。我国大多数河流枯水径流出现在10月至第二年3-4月。110/230湘江洪水111/230湘江枯水112/230四.河流补给（一）河流补给形式

降落在地表雨水，除部分被植物截留、下渗和蒸发以外，其余形成地表径流，汇入河网，补给河流。冰川、积雪、地下水、湖泊和沼泽，也都能够组成河流水源。另外，人类经过工程办法，也能够给河流创造新补给条件，这就是人工补给。河流水量补给是河流主要特征之一。1.降水补给2.融水补给3.地下水补给4.湖泊与沼泽水补给5.人工补给113/230114/230（二）各种补给特点

1.降水补给雨水是全球大多数河流最主要补给起源。降水补给为主河流水量及其改变，与流域降水量及其改变有着十分亲密关系。

2.融水补给为主河流水量及其改变，与流域积雪量和气温改变相关。

3.地下水补给河流从地下所取得水量补给，称地下水补给。地下水是河流较经常水源，普通约占河流径流总量15-30％。地下水补给含有稳定和均匀两大特点。

115/2304.湖泊与沼泽水补给湖泊、沼泽水补给量大小和改变，取决于湖泊和沼泽对水量调整作用。湖泊面积愈大，水量愈多，调整作用就愈显著。普通说来，湖泊沼泽补给河流，水量改变迟缓而且稳定。

5.人工补给从水量多河流、湖泊中，把水引入水量缺乏河流，向河流中排放废水等，都属于人工补给范围。116/230城市河流：秦淮河117/230污染城市河流118/230（三）河流水源定量预计

对河流水源进行定量估算比较困难，但又相当主要。为了了解河川径流形成规律及其计算和预报方法，正确地从总水量中划分出地表径流和地下径流，经常需要从河流流量过程线中，把各种形式补给分割出来。所以河流水源定量估算，也叫做流量过程线分割。

1.

直线分割法

2.

退水曲线法

以上两种方法都只限于分割地面径流和地下径流两部分。地表径流各部分还能够深入分割。119/230五、流域水量平衡

进入任意流域空间水量，减去所消耗水量，等于它原来水量绝对增加量，这就是流域水量平衡原理。

120/230六、河流分类

（一）河流分类意义和标准

河流分类方法和标准很多，现简明分列于下：

1）

以河流水源作为河流最主要经典标志，按照气候条件对河流进行分类；

2）

依据径流水源和最大径流发生季节来划分；

3）

依据径流年内分配均匀程度来划分；

4）

依据径流季节改变，按河流月平均流量过程线动态来划分；

5）

依据河槽稳定性来划分；

6）

据河流及流域气候、地貌、水源、水量、水情、河床改变等综合原因来划分。

很显然，这里列举大部分标准都有不足，但又都有一定实际应用价值，在为某个特定目标进行河流分类时，能够分别采取。121/230（二）我国河流分类

我国常以河流径流年内动态差异为标志进行河流分类。这种分类反应了我国各类型河流年内改变特征及其分布规律，对深入深入研究河流水文和合理规划利用地表径流提供了科学依据。现将主要河流类型及其径流特征介绍以下：

1.东北型河流一年两汛,河水结冰。2.华北型河流两汛，雨季多暴雨，径流变幅大。122/2303.华南型河流雨季长，汛期长。4.西南型河流径流与降水改变规律一致，河谷深切，洪水危害不大。5.西北型河流冰雪补给，多内流河。

123/2306.阿尔泰型河流积雪补给为主，春汛显著。7.内蒙古型河流地下水、雨水补给，雨季出现最大径流，冰冻期长。8.青藏型河流

冰雪补给，东南边缘河流为雨水补给，春洪夏汛相连。

124/230七、河流与地理环境相互影响

河流是所在流域内自然地理总背景下产物。河流地理分布受着气候严格控制。流域海拔高度、坡度和切割密度直接影响着径流汇聚条件；地表物质组成决定着径流下渗情况；植被则经过对降水截留影响径流；等等。

另首先，河流对地理环境也有显著影响。河流是地球水分循环一个主要、不可缺乏步骤。同时，热量和矿物质也随水分一起输送。河流对于人类社会发展也含有主要意义。它在交通运输、浇灌、发电和水产事业等方面都为人类带来了主要财富。125/230第七节湖泊和沼泽一.湖泊（一）湖泊成因和类型

地面上洼地积水形成比较宽广水域称为湖泊。湖泊形成两个条件：湖盆和水。内力作用和外力作用都能够形成湖盆。126/230纳木错贝加尔湖青海湖结构湖127/230阿拉斯加坎特迈湖澳大利亚蓝湖长白山天池火山湖128/230岩溶湖风蚀湖潟湖牛轭湖129/230巴基斯坦印度河上牛轭湖形成130/230汶川大地震唐家山堰塞湖131/230湖泊分类

按湖水起源分类

海迹湖陆面湖湖水与径流关系分类

内陆湖外流湖③依湖水矿化程度

淡水湖咸水湖④依湖水存在期

间歇湖常年湖132/230洞庭湖外流湖鄱阳湖133/230内陆湖罗布泊134/230（二）湖水性质

1.颜色和透明度

湖水普通呈浅蓝、青蓝、黄绿或黄褐色。湖水透明度与太阳光线、湖水含沙量、温度及浮游生物都相关系。确定湖水透明度方法与海水透明度相同。

2.温度

太阳辐射热量是湖水主要热量起源。水汽凝结潜热、有机物分解产生热和地表传导热，也是湖水热量收入组成部分。而湖水向外辐射和蒸发，则是热量损耗主要方式。

3.化学成份

湖水化学成份大致是相同，但各种化学元素含量及其改变情况，却能够因时因地而有比较大差异。135/230（三）湖泊水文特征

1.湖水运动

（1）定振波：定振波：全部湖水围绕着某一个或几个重心而摆动现象，称为定振波。成因：外力作用如大气压力改变、暴雨等使湖面大部分水平衡被破坏。特征：不但是水面，而是整个水体水分子都在运动。

136/230（2）湖流：湖流：湖水在湖盆内发生单向迟缓流动。成因：河流注入湖，河流入口处水面比外泄处略高，于是湖水就发生；风作用可使湖水随湖面风向运动；定振波造成水面倾斜，湖水在重力作用下也可发生湖流；水温改变造成湖水垂直循环，也产生湖流。

137/2302.水位改变和水量平衡

湖水水位改变是与水量平衡紧密联络。当湖水收入超出支出，水量成正平衡，水位就上升；相反，若湖水支出超出收入，水量成负平衡，水位就下降。排水湖水量平衡方程式：X+y+z+k-y,-z,-e=±⊿w收入：湖面降水量X；入湖地表径流量y；入湖地下径流量z；湖面水凝结量k。支出：湖面蒸发量e；出湖地表径流量y,；湖水渗漏量z。另外，⊿w为一定时期内湖水量改变。138/230二.沼泽1、定义：较平坦或稍低洼而过分湿润地域，生长各种喜湿植物，并有泥炭层.2、沼泽物质组成：①水（约占85%~95%）；②干物质（主要为泥炭，占5%~10%）。139/230泥炭140/230（一）沼泽成因1、沼泽形成条件：水分。只有过多水分才能引发喜湿植物侵入，造成土壤通气情况恶化，并在生物作用下形成泥炭层。2、沼泽形成过程

沼泽形成过程基本上有两种情况，即水体沼泽化和陆地沼泽化。

1.水体沼泽化

沿湖岸水生植物向湖中央生长

→全湖充满植物→有机物堆积于湖底形成泥炭→湖水变浅→沼泽141/230142/230挺水植物：芦苇143/230浮水植物：水葫芦144/230沉水植物145/230146/230147/230水体沼泽化148/2302.陆地沼泽化过程

陆地沼泽化表现为各种形式，但基本形式是森林沼泽化和草甸沼泽化两种。（1）森林沼泽化过程：

森林破坏（砍伐或火烧）→迹地→→草本植物大量繁殖→苔藓植物生长→苔藓沼泽。（2）草甸沼泽化过程：

地表长久过湿→潜水位升高或地下水出露→→草甸过分湿润→低洼处积水→有机质分解成泥炭。149/230森林沼泽化150/230151/230（2）草甸沼泽化过程：

地表长久过湿→潜水位升高或地下水出露→→草甸过分湿润→低洼处积水→有机质分解成泥炭。152/230草甸沼泽化153/230草甸沼泽化154/230（二）沼泽水文特征沼泽水运动十分迟缓。沼泽水主要补给起源是降水、融雪水和地下水；蒸发是沼泽水主要损耗方式。径流极小。对河流补给作用较微弱。155/230

（三）沼泽分类

沼泽分类当前还没有一个公认分类系统。当前应用较广是地貌分类法和综合分类法。我国沼泽研究者，在对若尔盖沼泽分类时，按照综合分类标准，采取了三个主要特征作为依据：一是沼泽体发育过程形式与阶段；二是沼泽体所处地貌类型及水分养分情况；三是植被及其在沼泽体中分布规律。按第一特征分类：

高位沼泽、

低位沼泽。按第二特征划分亚类：如湖滨洼地沼泽亚型；阶地沼泽亚型；闭流宽谷沼泽亚型，等。按第三特征划分：睡菜-苔草沼泽、蒿草-木里苔草沼泽等。

156/230高位沼泽、低位沼泽157/230森林沼泽158/230森林沼泽159/230160/230161/230162/230一、地下水物理性质和化学成份

（一）地下水物理性质

地下水物理性质普通指温度、颜色、透明度、嗅、味、导电性及放射性等。1.温度

地下水温度是因自然条件不一样而改变。地下水温度通常与当地气温、地温有一定关系，温带和亚热带平原区浅层地下水，年平均温度比所在地域年平均气温高1-2℃。第八节地下水163/230164/230地下水温度与气温和地温关系：TH=TB+（H-h）/GTH为H深处地下水温度；TB为所在地年平均气温；H地下水深度；h为所在地地温恒温带深度；G为地温梯度，以33m/℃计算。地下水按温度分类：过冷水：﹤0℃冷水：0~20℃温水：20~42℃热水：42~100℃过热水：﹥100℃165/230

2、颜色及成因

地下水普通是无色透明，但有时因含某种离子、富集悬浮物或含胶体物质，也可显出各种各样颜色。地下水颜色由它成份和悬浮于其中杂质所决定。测定颜色方法，野外是在玻璃管中用试样和蒸馏水进行对比；室内用标准色液进行比较（试管对比样反衬白纸）。

颜色成因翠绿色H2S气体，有硫磺胶体浅蓝绿色FeO褐红色Fe2O3暗黄褐色腐殖质（沼泽）166/230

3、透明度

地下水透明度取决于水中固体矿物质、有机物和胶体悬浮物含量。按透明度可将地下水分为四级：透明、微浊、混浊及极浊。级别特征透明无悬浮物及胶体，60cm内可见3mm粗线。微浊有少许悬浮物及胶体，>30cm内可见3mm粗线。混浊有少许悬浮物及胶体，<30cm内可见3mm粗线。极浊有大量悬浮物及胶体，似乳状，水深很小也不能清楚看见3mm粗线。167/2304.比重

地下水比重决定于水温度和水中溶解盐类。溶解盐分愈多，比重就愈大。

5.导电性

地下水导电性取决于其中所含电解质数量与性质。离子含量愈多，离子价愈高，则水导电性愈强。另外，温度对导电性也有影响。测定了水溶液电阻率，即可知道它导电性。168/230

6、气味及强度等级

地下水普通无气味。在普通温度下气味不易区分，而在40℃左右温度时气味最显著，故在测定地下水气味时，应将水稍给加热，以使其气味显著易辨。当含有硫化氢时—鸡蛋气味；含有氧化亚铁—铁腥昧；含腐殖质会—鱼腥气味。强度程度特征O无没有任何气味Ⅰ极微弱有经验者能觉察Ⅱ弱注意时能判别Ⅲ显著易觉察，不处理，不可饮用Ⅳ强引人注意Ⅴ极强含有强烈气味169/230

7、味道与成因

地下水味道取决于它化学成份。纯水是淡而无味。测定地下水味道时应将水加温至20—30℃，这时水味道最显著。味道成因涩味Na2SO4苦味MgSO4MgCl2墨水味FeO铁锈味Fe2O3清凉可口CO2味美适口Mg(HCO3)2,Ca(HCO3)2土甜味有机质170/2308、放射性

地下水放射性取决于其中所合放射性元素数量。地下水在不一样程度上或多或少地都含有放射性，但普通地下水放射性极弱。含有放射性成因：放射性矿床、酸性火山岩分布区地下水放射性显著增强。放射性组分：UTh（钍）Ra（镧）Rn（氡）放射性单位:马海(M.E.)、居里(Ci)1M.E.=3.64×10-10Ci。测定水放射性时，应在就地进行，因为氡半衰期很短，为3.825昼夜。171/230（二）地下水化学成份

1．气体

地下水中溶解气体主要有CO2、O2、N2、CH4、H2S，还有少许惰性气体和H2、CO、NH3等。

2.氢离子浓度

天然水中H＋离子浓度主要取决于H2CO3和-HCO3－、CO32－数量。氢离子浓度惯用pH值表示。

3.离子成份和胶体物质

（1）氯离子（2）硫酸根离子（3）重碳酸根离子和碳酸根离子（4）钠离子（5）钾离子（6）钙离子（7）镁离子（8）氮化物（铵离子、亚硝酸根离子、硝酸根离子）（9）铁离子（10）硅172/230地下水中常见成份阳离子：H+、Na+、K+、NH4+、Mg2+、Ca2+、Fe3+、Fe2+及Mn2+等；阴离子：Cl-、SO42-、CO32-、HCO3-、NO2-、NO3-、OH-、SiO32-及PO43-等；未离解化合物：Fe2O3、A12O3及H2SiO3等；气体成份：N2、O2、CO2、CH4、H2S以及Rn(氡)等。173/230（三）地下水总矿化度和硬度

1.

总矿化度水总矿化度是指水中离子、分子和各种化合物总含量，通常是以水烘干后所得残渣来确定，单位为g/L。依据总矿化度大小，天然水能够分为五类：

淡水：残渣

＜1克/升；弱矿化水：

1-3克/升；中等矿化水：3-10克/升；强矿化水

：

10-50克/升；盐水

：

＞50克/升174/2302.

硬度

水中钙、镁离子总量，称为水总硬度。当水煮沸时，一部分钙镁离子重碳酸盐因失去CO2而成为碳酸盐沉淀，沉淀部分叫做暂时硬度。总硬度减去暂时硬度即为永久硬度。表示水硬度方法有两种：一是德国度，以1升水中含10毫克CaO为1度；一是用Ca2+、Mg2+毫克当量/升来表示，1毫克当量硬度等于德国度2.8°。

依据水总硬度能够把水分为五类：

极软水

＜1.5毫克当量（＜4.2°）

软水

1.5-3.0毫克当量（4.2-8.4°）

弱硬水

3.0-6.0毫克当量（8.4-16.8°）

硬水

6.0-9.0毫克当量（16.8-25.2°）

极硬水

＞9.0毫克当量（＞25.2°）175/230水垢176/230二、岩石水理性质

涣散岩石存在着孔隙，坚硬岩石中有裂隙，易溶岩石有孔洞。水以不一样形式存在于这些空隙中。岩石与水作用时，表现出不一样容水性、持水性、给水性、透水性等，这就是岩石水理性质。

（一）容水性

岩石容水性：指岩石能容纳一定水量性能。表征指标：容水度，即岩石中所容纳水体积与岩石体积之比。

θ=Vw/V×100%.容水度数值上普通与空隙度（裂隙率、岩溶率）相等。177/230（二）持水性

岩石持水性：在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管力在其空隙中保持一定水量性质，称为持水性。表征指标：持水度。即在重力影响下岩石空隙中所能保持水体积与岩石总体积之比。178/230（三）给水性

岩石给水性：在重力作用下，饱水岩石能够流出一定水量性能。表征指标：给水度，即流出水体积与储水岩石体积之比。颗粒较粗岩石给水度较大，细粒岩石给水度则很小。

u=（V出水/V砂样容水）×100%。（四）透水性

岩石透水性：指岩石允许水透过能力。岩石空隙大小、多少和空隙是否彼此连通，对透水性有着显著影响。

表征指标：定量指标渗透系数。179/230三、地下水动态和运动

（一）地下水动态

地下水流量、水位以及温度和化学成份，在各种原因影响下，发生日改变和季改变，称为地下水动态。

地下水动态改变，是水量改变表现形式，为了准确掌握地下水动态，必须进行地下水量平衡计算。

某地域地下水平衡方程式：X-(y2-y1)-(z2-z1)-(w2-w1)=ψ⊿h+u+m水收入：降水量X；地表水流入量Y1；凝结量Z1；地下水流入量W1。水支出：地表水流出量Y2；蒸发量Z2；地下水流出量W2。180/230又设：Ψ——含水层给水度；⊿h——潜水位改变；U——地表水量改变；M——包气带水量改变。181/230

（二）地下水运动

地下水运动形式普通分为两种：一个是层流运动，一个是紊流运动。地下水在岩石空隙中运动速度比地表水慢得多，除了在宽大裂隙或空洞中含有较大速度而成为紊流外，普通都为层流。地下水这种运动称渗透。182/230层流运动分析图183/230紊流运动图184/230四、地下水按埋藏条件分类

水在岩石中存在形式各种多样。按其物理性质上差异分类气态水；吸着水：由固体土粒表面分子引力和静电引力对水汽分子产生吸附力而紧密保持水分；薄膜水：吸湿水到达最大量时，土粒残余吸附力所保持水分；毛管水（毛管上升水、毛管悬着水）：水随毛管上升而保持在土壤中水分，或地下水位很深而由毛管引力保持在土壤上层中水分；重力水：受重力作用在孔隙中自由运动水；固态水等。185/230气态水吸湿水、薄膜水、重力水毛管水186/230按含水介质分类孔隙水：储存于涣散层中地下水。裂隙水：储存于基岩裂隙中地下水岩溶水：储存于可溶性岩石溶穴中地下水187/230地下水按埋藏条件可分类：上层滞水潜水承压水。188/230重力水在重力作用下向下运动，聚积于不透水层之上，使这一带岩石全部空隙都充满水分，故称这一带岩石为饱水带。饱水带以上部分，除存在吸着水、薄膜水、毛管水外，大部分空隙充满空气，所以叫包气带。实际上，第一个不透水层之下，还能够有第二个、第三个不透水层。所以，地下水按其埋藏条件可分为浅层地下水和深层地下水。189/230基本概念地下水广义概念：赋存于地面以下岩石空隙中水地下水狭义概念：赋存于饱水带岩石空隙中水190/230上层滞水：潜水：饱水带中第一个含有自由水面含水层中水承压水：充满于两个隔水层之间含水层中水隔水层隔水底板承压水测压水位潜水水位潜水含水层包气带承压含水层饱水带上层滞水局部透镜体状隔水层191/230依据埋藏深度，可分为浅层地下水（又称潜水）和深层地下水（又称承压水）（一）上层滞水上层滞水：存在于包气带中局部隔水层之上重力水。特点：补给区与分布区基本一致；主要补给起源为大气水和地下水；主要耗损形式为蒸发与渗透。192/230193/230（二）潜水

潜水定义：埋藏在地表下第一个稳定隔水层上含有自由表面重力水。自由水面就是潜水面，从地表到潜水面距离称潜水埋藏深度。潜水面到下伏隔水层之间距离称含水层。潜水特征潜水面为一自由水面靠重力作用由高水位向低水位流动潜水分布区与补给区是一致潜水水位、流量和化学成份均随时空而变194/230潜水与河水关系195/230相互关系：汛期时地表水补给地下水枯水期时地下水补给地表水地下水与地表水交换关系196/230（三）承压水

承压水定义：充满两个隔水层之间水称承压水。

承压水特征：承压水位是虚拟水位分布区与补给区不一致动态受季节改变、人为原因影响较小197/230198/230199/230含水岩层隔水岩层隔水岩层断层自流泉承压井自流井补给区域承压水位200/230孔隙水、裂隙水和岩溶水三类。201/230202/230第九节冰川1、冰川定义冰川是指发生在陆地上，由大气固态降水演变而成，通常处于运动状态天然冰体。它随气候改变而改变，但不是在短期内形成或消亡。2、冰川形成条件雪线触及地面是发生冰川必要条件。所以冰川是极地气候或高山冰雪气候产物。

203/230天山一号冰川及冰舌对比（左摄于1980；右摄于）204/230

3.雪线（snowline）

雪线是年降雪量等于年消融量界限。雪线以上年降雪量大于年消融量，常年积雪。雪线以下年降雪量小于年消融量，不能常年积雪，只能季节性积雪。所以，冰川必须在雪线以上才能形成。一个地域海拔高度没有超出雪线，就不可能有冰川。

205/230

雪线高度在不一样地域是不一样，它受温度、降水量及地形等原因影响。地球表面平均温度含有从赤道向两极和自平地向高山递减规律，所以低纬度地域雪线位置必定比高纬度和极地雪线高。比如，南美20°～25°间安第斯山雪线高达6400m，是世界上雪线最高地方（图12-4），我国祁连山南坡雪线在5000m左右，北坡在4600m。地形不但影响温度，也影响降水分布，如因为喜马拉雅山阻挡了印度洋西南季风，使南坡降水量多于北坡，所以南坡雪线在海拔4400～4600m，北坡雪线在5800～6000m。

206/230从南极到北极跨越美洲陆地海拔和雪线高度改变207/230一、成冰作用与冰川类型（一）成冰作用

成冰作用是指积雪转化为粒雪，再经过变质作用形成冰川冰过程。

雪圆化是经过固相重结晶作用、气相升华、凝华作用和液相再冻结作用三种方式来实现。结果是毁灭晶角、晶棱、填平洼处，增加平面，合并晶体，形态变圆，雪花变为雪粒。重结晶、渗透和冻结成冰，是成冰作用三个基本类型。208/230

图示：从雪花到冰川冰形态转化涣散雪花便逐步形成粒状冰，即粒雪。粒雪继续增厚，产生更大静压力，排出空气，结成致密、透明，呈微蓝色冰川冰。209/230（二）冰川类型1.按气候分类

依据不一样标准可将冰川划分为不一样类型。按发育气候条件和温度情况，可将冰川分为海洋型冰川（temperateglacier）和大陆型冰川（coldglacier）两种：

（1）海洋型冰川（暖冰川），发育在降水充沛海洋性气候地域，粒雪线在年降水～3000mm地域附近，冰川温度靠近压力融点，液态水可从冰川表面分布到底部。因为海洋型冰川补给量大，冰川运动速度快，普通为100m/a，最快达500m/a，冰川尾端常伸入到森林带中。这种类型冰川侵蚀力量强，形成经典冰川地貌。210/230（2）大陆型冰川（冷冰川），发育在降水较少大陆性气候地域，粒雪线在年降水1000mm以下区域，冰川形成以渗浸冻结为特征。主要标志为温度低，雪线附近年平均温度低于-8℃，因为气候干燥，降雪量少，雪线高，比海洋型冰川可高出1000米。冰川活动性弱，消融慢，尾端进退幅度较小，冰舌对应短。冰川尾端不会越过森林上限。

冰川作用较弱，冰川地貌不及海洋型冰川作用形成地貌那样经典。大陆型冰川雪线位置较高，有时可在森林上限以上1000m位置，因而在森林带和高山灌丛草甸带以上到雪线间有广大范围裸露地面，这里积雪少，年温差和日温差都较大，地面冻融作用强盛，发育许多冰缘地貌。211/230

2、按形态和规模分类通常按照冰川形态、规模及所处地形条件把冰川分为山岳冰川、大陆冰川、高原冰川和山麓冰川。（1）、山岳冰川山岳冰川（Alpineglacier）：山岳冰川是发育在高山上冰川，主要分布在中纬和低纬高山地域。因为雪线较高，积累区不大，因而冰川形态受地形严格限制，其形态和所在地形条件有很大关系，依据冰川形态和部位可分为冰斗冰川（cirqueglacier）、悬冰川（hangingglacier）和山谷冰川（valleyglacier）三种。

212/230A、冰斗冰川

冰斗冰川是分布在雪线附近或雪线以上一个冰川，规模