[指南]第四章讲稿水圈

[指南]第四章讲稿水圈 第四章 水圈 地球表面的3/4为水所覆盖，这是地球不同于其它行星的主要特征，地球因此被称为 “水的行星”。水以液态、固态和气态形式存在于地表、地下和空中，形成了一定形态的 水分聚集体——水体。海洋是地球上最庞大的水体，它与河流、湖沼、冰川、地下水等陆 地水体共同构成了一个连续的不规则的水圈。水是自然地理环境中最活跃的因子，它参与 各种自然过程，在自然地理环境的形成和发展演变过程中起着重要作用。流水是岩石的风 化剥蚀、搬运和堆积等过程的重要外力作用。水是有机质合成和生物代谢过程不可缺少的 物质，水在常温下具有三相变化，在自然地理环境各圈层物质交换和能量转化中起着积极 作用，使各圈层相互联系、互相制约，共同构成一个统一整体。另外，水又是宝贵的自然 资源，是人类生活和生产的重要物质基础。 第一节 水分循环和水量平衡 一、水分循环 (一)水分循环的成因和类型 地球上各种形态的水在太阳辐射和地心引力的作用下，通过水分蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程称为地球上的水分循环。组成水分循环的上述环节既相互联系、相互影响、交错并存，又相对独立，它们在不同环境条件下形成了不同规模、不同层次的水分循环系统。 形成水分循环的内因是水的物理特性，即水在常温状态下的三态转化，它使水分的转移与交换成为可能。外因是太阳辐射和地心引力。太阳辐射促使冰雪融化、水分蒸发、空气流动等，因此是水分循环的原动力;地心引力能保持地球的水分不向宇宙空间散逸，使凝结的水滴、凝华的冰晶得以降落到地表，并使地面和地下的水由高处向低处流动。此外，外部环境的不同，如海陆分布和地形的差异，也能影响水分循环的路径、规模和强度。 水分循环按其水分运动和交换途径的不同，可分为大循环和小循环两种类型(图4.1)。发生于全球海洋和陆地之间的水分循环称为大循环。从海面上蒸发的水汽被气流输送到陆地上空，遇冷凝结并以降水的形式落至地表，除去部分蒸发进入大气外，多数水分在重力作用下以径流的形式最终回归海洋，完成海洋与陆地之间的水分交换过程。在水分大循环过程中，海面上的年蒸发量大于年降水量;陆面上情况相反，年降水量大于年蒸发量。海洋上空向陆地上空输送的水汽远远多于陆地上空向海洋上空输送的水汽，两者之差称为海洋的有效水汽输送。这部分水汽在陆地上转化为径流回归大海，实现海洋与陆地间水量的相对平衡。水分小循环包括海洋水分小循环和陆地水分小循环两种类型。海洋水分小循环是指从海面蒸发升空的水汽冷却凝结后以降水的形式又降落在海洋表面的水分循环过程;陆地水分小循环则是指从陆地表面蒸 发的水汽(包括植物蒸腾)冷却凝结后以降水的形式降至陆地表面的水分循环过程。显然，小循环是以水分的垂向交换为主要形式的循环运动。 图4.1 水分循环示意图 (二)水体的更新周期 由于水分循环的发生，使得水圈成为一个动态系统。在水分循环过程中，各种水体的水不断得到更新。水体在参与水分循环过程中全部水量被更新一次所需的时间称为水体的更新周期。水体更新周期等于水体静储量与年动态水量之比，即: T=W/W 静动 式中，T为水体更新周期;W为某种水体的静态储量，如河流河槽的蓄水量、大气中的水分含静 量、海洋水量等;W为水体年动态水量，即水体参与水分循环的水量，如世界江河年入海水动 量、全球年降水量、世界海洋年蒸发量等。 834 3 据估算，世界海洋水量为13.38×10 km，每年海洋蒸发水量为50.5×10km，故可算得 43海洋的更新周期为2 650 a。大气中的水分含量为1.29×10 km，每年全球降水量约为57.7 43×10 km，是大气水分的44.7倍，降水的惟一来源是大气水分，所以大气水分每年得更新44.7次，其更新周期为8 d左右。表4.1列出了地球上各种水体的更新周期。水体的更新周期是反映水分循环强度的重要指标，也是反映水资源可利用率的基本参数。水体更新周期越短，说明其动态交换速度越快，该水体在水资源开发利用中的作用就越大。 表4.1 地球上各种水体的更新周期 水体名称 更新周期 水体名称 更新周期 极地冰盖 10 000a 沼泽水 5a 世界海洋 2 650a 土壤水 1a 山地冰川 1 600a 河流水 16d 深层地下水 1 400a 大气水 8d 湖泊水 17a 生物水 数小时 (三)水分循环的意义 水分循环是自然地理环境中最主要的物质循环，它不但使地球上的水圈成为一个动态系统，而且将自然地理环境的各个圈层联系了起来，例如，参与水分循环的水是大气圈的组成部分，担当了大气循环的主角;水积极参与岩石圈中化学元素的迁移过程，成为地质大循环的主要动力因素;同时，水作为生命活动的源泉和生物有机体的组成部分，全面地参与了生物循环，并成为沟通无机界和有机界联系的纽带。 水分循环对全球性水分和热量的再分配起着重大的作用，从而极其深刻地影响着全球的气候。首先，水分循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者。也就是说，伴随着水分循环有巨大的能量转换过程。这是由于水在相变过程中具有吸热或放热性能，所以在水分循环过程中同时存在着能量流动现象。其次，水分循环对地表太阳辐射能的重新分配作用，在一定程度上调节了高低纬度间热量分配的不均匀状态，从而影响到各地的气候。此外，像雨、雪、雾、霜等天气现象，本身就是水分循环的产物。 水分循环是使地球的地貌形态发生重大变化的重要外营力。例如，水分循环过程中的流水以其持续不断的冲刷、侵蚀、搬运和堆积作用形成了形态各异的侵蚀、堆积地貌;流水的溶蚀作用形成了千姿百态的岩溶地貌等。此外，流水作为主要的地貌外营力，它在削高填低的过程中，逐渐改变地壳表层的应力平衡，有时可能触发地震和引起地壳运动，使地表形态发生剧烈变化。 在水分循环过程中，各种水体的水不断得到更新。其中淡水资源的更新对于自然地理环境的形成和生态系统的存在和发展具有极其重要的意义。此外，一个地区水分循环强度及其时空变化是造成区域洪涝或干旱的主要原因。 二、水量平衡 (一)水量平衡原理及其应用 研究表明，地球上的总水量可视为常数。水在循环过程中，遵循着宇宙间的普遍规律——物质不灭定律和质量守恒定律。水量平衡的概念正是以此为基础建立起来的。 所谓水量平衡是指任一区域(或水体)在任一时段内，收入水量与支出水量之差必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说是收支平衡的。水量平衡原理是现代水文学的基本理论之一，依此原理构建的水量平衡方程在水文水资源的理论与实践研究中得到广泛的应用。一方面，通过水量平衡的研究可以定量地揭示水分循环过程与地理环境、自然生态系统之间的相互联系、相互制约的关系，以及水分循环和人类活动之间的相互影响。另一方面，水量平衡原理是一切水文水资源计算的依据。例如，利用已知的水文要素推求未知的水文要素，对水文观测资料和研究成果进行合理性分析，水资源工程的规划设计以及管理运行等都离不开水量平衡的分析。此外，水量平衡原理还是建立水文模型的基本依据。 (二)通用水量平衡方程 基于上述水量平衡原理，可列出如下的水量平衡方程: I – O =ΔS 式中，I 为水量收入项，O为水量支出项，ΔS为研究时段内区域(或水体)内蓄水变化量。水量收入与支出项可根据具体情况进一步细分。如果以陆地上任一区域为研究对象，设想沿该区域边界作一垂直柱体，以地表作为柱体的上界面，以地面下某一深度处的平面(该平面上下不发生水分交换)为下界面，则任一时段该柱体的水量平衡方程可写为: (+ + + )- ( + +) = ΔS P EcRrRgEb R†r R†g 式中，P为某区域在指定时段的降水量，Ec为水汽凝结量，Rr 和 Rg分别为地面流入水量和地下流入水量，Eb 为该区域在指定时段内的蒸发量，R†r 和 R†g分别为地面流出水量和地下流出水量，ΔS为指定时段内区域蓄水的变化量。蒸发与水汽凝结为相反过程，两者之差称为有效蒸发。用E表示有效蒸发量，有E = Eb – Ec，则上式可写为: (P + Rr + Rg)- (E + R†r + R†g ) = ΔS 上式即为任意区域、任一时段的通用水量平衡方程。应当指出的是，该式表示的是纯自然过程，如果由于人类开发利用水资源而引起水量的收支变化时，其数量亦应在方程中有所体现。 (三)流域水量平衡方程 如果研究的区域是一闭合流域，则相邻流域的地表水和地下水均不会流入该流域。根据上述的通用水量平衡方程，流域任一时段的水量平衡方程可写为: - ( + +) = ΔS PE R†r R†g 若假定河流下切足够深，地下水也注入河流，与地面水一起流出流域，其共同流出量用R表示，有R = R†r + R†g，则上式可写为: P – E – R =ΔS 若以年为研究时段，则在多水年时?s为正值，即流域蓄水量增加;在少水年时ΔS为负值，即流域蓄水量减少。就多年平均而言，ΔS趋近于零，于是可得流域多年平均的水量平衡方程式为: P = R + E 式中，P、R和E分别代表流域多年平均的降水量、径流量和蒸发量，它们是流域重要的水文特征值。 (四)全球水量平衡方程 全球水量平衡方程可由海洋和陆地的水量平衡方程联合得出。对于全球海洋而言，多年平均的水量平衡方程可写为: E海 = P海 + R 式中，E海、P海和R分别表示多年平均的海洋蒸发量、海洋降水量和入海径流量。 陆地的多年平均的水量平衡方程可写为: E陆 = P陆 + R 式中，E陆、P陆和R分别表示多年平均的陆地蒸发量、陆地降水量和入海径流量。 将上面两上相加得: E海+ E陆= P海+ P陆 该式表明海洋和陆地的多年平均蒸发量等于海洋和陆地的多年平均降水量，即: E全球=P全球 全球海洋和陆地的水量平衡要素值如表4.2所示。 应当指出，在水分循环过程中，虽然全球的总水量保持不变，但各种水体的相对数量却在不断地发生变化。据研究分析，自20世纪以来，全球平均气温明显地上升了，由此全球冰川 93体积平均每年大约减少250×10 m，这些冰川消融水入海后使海平面上升O.7 mm。气温升高 93还增加了一些水体的蒸发量，如陆地上的湖泊蓄水量因蒸发量增加而平均每年减少80×10 m，所减少的水量又以降水和径流的形式入海，使海平面上升约0.2 mm，此外，地下水也因蒸发 93和被开采每年减少蓄水量300×10 m，从而引起海平面上升0.8 mm。在此期间，世界各地修 9393建了一大批水库，总蓄水量超过3 000×10 m，这使每年入海径流量减少50×10 m，海平面相应每年下降0.1 mm。由此可知，海平面上升主要是因为气温升高。就全球平均而言，这一时期世界海平面实际上升率为每年1.6 mm。表4.3给出了部分水体的动态变化情况。 表4.2 地球上的水量平衡 3区域 水量平衡要素值(km) 蒸发 降水 径流 海洋 505000 45800 -4700 陆地 72000 119000 4700 全球 577000 577000 3 全球部分水体的动态变化表4. 93水体名称 蓄水量变化(10×10 m) 海平面升降(mm/a) 冰川 -250 0.7 湖泊 -80 0.2 地下水 -300 0.8 水库 50 -0.1 海洋 580 1.6 小结 水分循环与水量平衡是水资源研究的基础。水量平衡分析是揭示自然环境水文过程基本规律的主要方法。 复习思考题 1( 水分循环有什么地理意义, 2( 什么是水量平衡,研究水量平衡有什么重要性。 第二节 海洋 海洋是地球水圈的主体，是全球水循环的主要起点和归宿，也是各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。海洋在自然地理环境中的物质输送和能量交换中起着重要的作用，对全球自然地理环境的形成与变化影响巨大。海洋是地球上生命的摇篮，如今它仍然孕育着繁多的生物，给人类提供了大量的食物资源。海洋还蕴藏着极其丰富的化学资源、矿产资源和动力资源，因此被人们称为“蓝色宝库”。 一、 海水的化学组成和理化性质 (一)海水的化学成分 海水是含有多种溶质、气体和杂质的复杂的水溶液，其中水约占96.5,，其它物质约占3.5,。溶解在海水中的化学元素有80多种，但各种元素含量差别很大。根据含量的大小及与海洋生物的关系，这些元素可分为大量元素、微量元素和营养元素三大类。除了组成水的H和O两种元素外，其它含量大于1mg/L的元素有12种(表4.4),它们是海水的主要成分，占海水总盐分的99.9,。其它元素因在海水中含量极少而被称为微量元素。此外，P、N、Si、S、Ca等元素对于构成海洋生物有机体有重要的作用，因而被称为营养元素。 表4.4 海水中主要元素含量 (单位:mg/L) 元素 含量 元素 含量 Cl 18 980 Br 65 Na 10561 C 28 Mg l 272 Sr 8 S 884 B 4.6 Ca 400 Si 3 K 380 F 1.3 16海水中溶解盐类的总量约为5×10t。这些盐分若全部沉入海底，整个大洋底部将会积存60 m厚的盐层;若将它们平铺在陆地表面，则大陆平均高度将增高150 m。海水中主要盐分的含量见表4.5。由表可知，溶解在海水中的盐类以氯化物为最多，可占总盐量的88.6,;其次为硫酸盐，占10.8,。 (二)海水的理化性质 1(海水的盐度 海水的盐度是指海水中溶解盐分的浓度，通常指每千克海水中所含盐类的总克数，以千分率表示。通过对海水的大量化学测定得知，不论海水含盐量大小如何，其主要成分之间的浓度比是恒定不变的，这种现象被称为海水组成的恒定性。人们根据这一性质，只要测定出海水中某一主要元素的浓度;即可按比例求算出其它主要元素的大致含量，进而求出海水的盐度。因为氯离子占全部主要成分的55,，且氯离子能用化学滴定法便捷地测出，所以海洋学上常常选用氯离子作为推求盐度的元素。通常，人们将每千克海水中所含卤素的克数称为氯度。人们又进而导出了由氯度推求盐度的关系式: 盐度(?)=1.806 55×氯度(?) 随着电导盐度计的发明，海水盐度的测定更为简单、快捷和精确了。经测定，大洋海水的盐度一般在33?,37?之间，平均值为34.6?。以P代表降水量,以E表示蒸发量,可依据下列经验 公式 小学单位换算公式大全免费下载公式下载行测公式大全下载excel公式下载逻辑回归公式下载 计算任何一地的海面盐度。 盐度 = 34.6 + 0.017 5(E – P) 表4.5 海水中各种盐分的含量 盐类名称 含量(g/kg) 占总盐分(,) 盐类名称 含量(g/kg) 占总盐分(,) NaCl 27.2 77.7 KSO 0.9 2.5 24 MgCl 3.8 10.9 CaCO 0.1 0.3 23 MgSO 1.7 4.7 其他盐分 0.1 0.3 4 CaSO 1.2 3.6 总计 35.0 100.0 4 海水盐度的大小受许多因素的影响。就大洋表面而言，盐度值主要同降水量与蒸发量有关:降水量大于蒸发量的海区，盐度低;反之盐度高。大洋表面海水盐度的经向分布呈马鞍形(图4.2)，即赤道附近较低，向高纬度增加到副热带海区盐度最高，然后盐度又随纬度的增高而降低。这是因为赤道海区降水量大于蒸发量，故其盐度较低，约为34?;副热带高压海区降水稀少、蒸发强烈，盐度可高达7?;高纬海区由于气温低、蒸发微弱，降水量大于蒸发量，所以盐度也较低，约为33?。除降水与蒸发外，大陆径流的注入、结冰和融冰以及海水运动等因素均对海水盐度的分布和变化有直接的影响。 2(海水的温度 海水的温度取决于其热能的收支状况。太阳辐射是海水最主要的热量来源。大气长波辐射、海面水汽凝结释放的潜热、暖于海水的降水和大陆径流的注入以及地球内热释放也能给海洋带来一些热量。海水蒸发潜热损失是海洋热量支出的主要方式，海面向大气的长波辐射、海面与冷空气的热量交换也使海水消耗热量。当海洋表面海水接受太阳辐射增温后，可通过热传导和海水运动将热量向深层海水传递。低纬海域获得的太阳热能较多，又以洋流水平运动的形式把热量输向高纬海域。 世界大洋表面水温分布具有如下规律: )水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。 (1 (2)北半球水温(平均为19.2?)较南半球水温(平均为16?)高。 (3)水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度40?,50?地带等温线较密。 (4)大洋东西两侧，水温分布有明显差异，在低纬区，水温西高东低;在高纬区，水温则东高西低;在纬度40?,50?地带，等温线西密东疏。 (5)夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可见水温水平梯度冬季大于夏季。 世界大洋水温的垂直分布规律是:从海面向海低呈不均匀递减的趋势;在南北纬40?之间，海水可分为表层暖水对流层和深层冷水平流层(图4.3)。 图4.3 三大洋水温垂直分布 3(海水密度 3 海水的密度是指单位体积海水的质量，单位是g/cm。在相同温度下，海水密度值大于纯 33水密度值，海水密度变化范围为1.022 OO g/cm,1.028 OO g/cm。由于海水的密度受温度、盐度和压力的影响，因此在表示海水的密度时，通常要注明温度、盐度和压力的状态。 世界大洋表层海水密度从赤道向两极逐渐增大。赤道海域表面水温高、盐度低，海水密度较小;副热带海区虽然海水盐度很高，但由于温度也很高，所以密度并不大;海水最大密度出现在极地海区。海水密度在垂直方向上从海面向下逐渐增大，但密度的垂直梯度随水深的增加而递减，距海面1 500m处再向下密度变化很小，大洋深处的海水密度几乎不再随水深而变化。 海水密度也有日变化和年变化，但一般说来变化幅度不大。 4(水色与透明度 水色指海面及海水中发出于海面外的光的颜色。它并不是太阳光线透入海水中的光的颜色，也不是日常所说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，以及海水中悬浮质和浮游生物的颜色，也与天空状况和海底的底质有关。由于水体对光有选择吸收和散射的作用，即太阳光线中的红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。 水色常用水色计测定。水色计由21种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码1,21代表水色。号码越小，水色越高;号码越大，水色越低。 海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程度。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。它决定于光线强度和水中的悬浮物和浮游生物的多少。光线强，透明度大，反之则小。水色越高，透明度越大;水色越低，透明度越小。 二、海水的运动 (一) 波浪 1(波浪和波浪要素 海洋中的波浪是海洋表层水在风、潮汐、地震或局部大气压变化作用下所产生的高低起伏的周期性波动现象。波浪是海洋中最普遍的一种海水运动形式;它对海水理化性质及海岸带侵蚀与泥沙堆积等均有重要的影响，也是塑造海岸地貌形态的主要动力因素。 描述波浪形态、大小和运动的要素称为波浪要素。波浪的基本要素有波峰、波谷、波高、波长、周期和波速等。如图4.4所示，波峰是波浪的最高点，波谷是波浪的最低点，波高是相邻波峰与波谷之问的垂直距离，波长是两个相邻的波峰或波谷之间的水平距离，周期是相邻两个波峰(或波谷)通过空间同一点所需要的时间，波速是指波形传播的速度，它在数值上等于 波长与周期的比值。 图4.4 波浪要素示意图 2(波浪的特性 海洋中的波浪主要是风作用于海面将其能量传递给海水所发生的现象。能量的传递是通过风作用于海面时在波面产生的压力差以及风对波面的摩擦二者对水质点作功而实现的。当水质点发生振动时，就在顺着风向的垂直断面作圆周运动(图4.5)。当水质点处于圆形最高位置的地方，水面凸起就形成波峰。水质点处于最低位置的地方，水面凹陷就形成波谷。在一定时刻处于圆周轨道运动同一位相的水质点都以和风向垂直的长列分布着。所谓波峰线即在一定时刻处于圆周轨道运动最高点的水质点的连线。指向波浪前进方向而与波峰线垂直的线称波射线。轨道上水质点运动的位相的改变，波形即大致依风向向前传播，图中P、P、P„„P为128分别绕O、O、O„„O作圆周运动的不同位相的水质点。在某个一定时刻，上述水质点共同1238 组成图中以粗实线表示的波面，经过一定时刻后，上述水质点分别在各自的轨道上同时相应运移到P†、P、P、(„P。的位置，从而组成图中以虚线表示的波面。这样，波形就沿风向??? 向前传播了。可见，水质点运动与波形传播是不同的，但波形传播正是具有一定位相差的水质点作周期性圆周运动的结果。 图4.5 深水波水质点运动和波形的传播 波浪从风获得能量，一方面沿着波射线向前传播，一方面也向下部水层传播，随着深度的 6a)。波高随增加，波高或者水质点作圆周运动的直径也逐渐减小，最后以至完全消失(图4.深度的变化如表4.6。 表4.6 波高随深度变化值 深度(以波长为单位) 0 1/9 2/9 3/9 4/9 5/9„9/9 波高(以波高的分数计) 1 1/2 1/4 1/8 1/16 1/32„1/512 上表所列数值表明，在深水波中，当深度按等差级数增加时，波高则以等比级数减小。对于波高为10米、波长为200米的大浪，在相当于波长的深度处，仅能引起约20mm的振荡，为海面波高的1/512。在深度为波长1/2的地方，轨道直径仅约为海面波高的1/24。一般海滨地区所见大浪，波高3,5m，波长40,80 m，波浪作用的下界约为20,40 m。在大洋中，有波高10 m 左右，波长百米以上的 记录 混凝土 养护记录下载土方回填监理旁站记录免费下载集备记录下载集备记录下载集备记录下载 ，在大西洋赤道以北的海区曾观测到波长824 m的巨浪，即使这样的大浪，其作用深度同大洋的巨大深度比较还是很小的。 波浪对海岸作用的大小决定于波浪的能量E，波能的大小与波高的二次方、波长的一次方成正比，即 2E = HL 因此，波浪愈大，尤其是波高愈大，波能就愈大，其对海岸的作用也愈大。 风浪的大小决定于风速、风的作用时间(风时)和风的吹程(风区)。一般来说，在风浪发展过程中，引起一定方向风浪的风速愈大、风时愈久、风区愈长，风浪就愈大。 在大洋中，因风暴所产生的巨浪，由于其波长极长，波速较大而难予消失，并依其惯性和重力作用传播至风区以外的地点，这就是涌浪。 3(波浪在浅水区的变形 当波浪接近岸边到达浅水区后，受到地形的影响，波浪将发生一系列的变化(图4.7)。 图4.7 波浪由深水区进入海岸带的变化过程 1.表示在同一次波浪周期运动中沉积物向陆地或向海的移动距离; 2.表示一次完整的波浪周期运动后，沉积物的横向移动距离 首先，水质点运动的轨道将由深水区的圆形转变为浅水区的上凸下扁的椭圆形。这是由于海底的摩阻而使轨道的垂直轴下半段较上半段减小更快，亦即水质点运动速度下部小于上部的结果。愈近海底轨道变得愈扁平，到了水底，椭圆的垂直轴等于零，轨道的扁平度达到极限，水质点仅作平行于底部的往复运动(图4.6b)。运动的方向一如水面，即在波峰经过处向前，在波谷经过处向后。与此同时，由于水质点运动速度在其轨道上、下部的差异，产生了波浪前坡陡，后坡缓的形态。随着波浪离岸愈近，水深愈浅，水质点向前与向后运动速度的差值愈来愈大，波浪前坡愈陡，后坡愈缓，最终导致波浪的破碎。 波浪破碎和波高与水深的比值有关。在多数情况下，破浪处水深约相当于1,2个波高。在风向与波向一致而风速较大时，破浪水深则较大。当波浪进抵较陡的岸坡时，波峰突然倾倒，能量比较集中，袭击岸坡，破坏性很大。当波浪作用于平缓的岸坡时，由于海底摩阻，可能发生数次破碎，能量逐步消耗，破坏性就较小。临近深水的陡崖，波浪可能不形成破浪。当人工建筑物前的水深，刚刚处于破浪点时，则饱含空气的破浪，将以极大的压力冲击，可能使建筑物遭到破坏。破浪常掀起海底大量泥沙，其在海岸地貌形成中的作用是极其重要的。 波浪破碎以后，水体运动已不服从波浪运动的规律，而是整个水体的平移运动，这就是激浪流。激浪流包括在惯性力作用下沿坡向上的进流与同时在重力作用下沿坡向下的回流。在浪大、海底坡度较大且平滑的条件下，进流可达到极大的速度，此时回流速度也大，但由于渗漏以及下一波浪的阻碍，回流速度较进流为小。 波浪的折射是波浪进入浅水区后的又一重要变化。随着水深的变浅，波速相应的减小，因此，当波浪到达海岸附近的浅水区后，由于地形的影响使得波向发生变化，形成所谓折射现象。折射的结果，有使波峰线转向与等深线一致的趋势。 在较平直的海岸(图4.8))，波浪斜抵海岸，由于波峰位于离岸较远而海水较深的一侧传播速度较近岸水浅的一侧为快，波峰线逐渐趋向于与等深线平行，也可视为大致与海岸平行。 图4.8 波浪在平直海岸的折射 图4.9 波浪在曲折海岸的折射 虚线为波射线斜短线为波峰线(宽度表示波能) 当波浪传播到岬角与海湾交错的曲折海岸时，其折射将是另一种情况(图4.9)。这时，波峰线同样逐渐与海岸线平行，但可以看出波射线向海水迅速变浅的岬角处辐聚，而在海水较深的海湾处辐散，从而产生在岬角处波峰线缩短，在海湾处波峰线拉长，这样就产生波能在岬角处集中在较短的岸段上，而在海湾处分散在较长的岸段上。这种情况，在讨论海岸的侵蚀与堆积及泥沙运动规律时是非常重要的。 (二)潮汐 潮汐是海水在天体引潮力的作用下所发生的一种周期性运动，它包括海面周期性的垂直涨落和海水周期性的水平流动。通常称前者为潮汐(狭义)，称后者为潮流。 1(潮汐要素和潮汐类型 描述潮汐现象的一些术语称为潮汐要素(图4.10)。在潮汐涨落的每一周期中，水位上涨的最高位置称为高潮或满潮，水位下落的最低位置称为低潮或干潮。从低潮到高潮，水位不断上涨的过程叫涨潮;从高潮到低潮，水位不断下降的过程叫落潮。当潮汐达到高潮或低潮位置时，水面在一个短时间内处于不涨不落的平衡状态，分别称为平潮和停潮。平潮的中间时刻称为高潮时，停潮的中间时刻称为低潮时。相邻的高潮与低潮的水位差称为潮差。从低潮时到高潮时的时间间隔称为涨潮时，从高潮时到低潮时的时间间隔称为落潮时。涨潮时与落潮时之和或相邻两次高潮或两次低潮的时间间隔称为周期。 潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三类(图4.11)。 半日潮 在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同的潮汐。(太阴日:以月球为参考点所度量的地球自转周期。月球中心连续两次通过地球上同一子午线所需要的时间。平均是24小时50分) 全日潮 在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。 混合潮 可分为不规划的半日潮和不规划的全日潮。不规则的半日潮，一般在一个太阴日中，也有两次高低潮，但潮差和潮期不等。不规则的全日潮，则是在半个月中出现全日潮的天数不超过7天，其余天数为不规则的半日潮。 2(潮汐的成因 引起潮汐的内因是海洋为一种具有自由表面、富于流动性的广大水体;而外因是天体的引潮力。即是说，在天体引潮力的作用下，具有自由表面富于流动性的广大水体——海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。 天体的引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯心离心力组成的全力，叫作引潮力。它是引起潮汐的原动力。 从万有引力定律可知:地面上各处所受天体(月球)引力的大小和方向都不同，但均指向月球中心。 地球与月球之间的地月引力系统，其共同重心，称为公共质量重心，简称为公共质心。地月公共质心与月心和地心三点永远在一直线上，故地月公共质心可在地心与月心的连线上找到。经推求，地月公共质心位于地月中心连线上离地心的距离为0.73r(地球半径)处。 就地月系统来说，存在着两种运动，即地月系统绕其公共质心的运动和地球的自转运动。 地球自转运动时，地球表面上任一水质点都受到地心引力和地球自转产生的惯性离心力的作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作用方向都是不变的，所以通常都被包括在重力概念之中，它们的作用只决定着地球的理论状态，而对潮汐现象没有影响。故在引潮力分析中，可假定地球是不自转的。 地月系统绕其公共质心的运动时，地球表面任一点都受月球的引力和地月系统绕公共质心运动所产生的惯性离心力的作用。这两者的合力便为引潮力。 由于地球是一个刚体，所以当地心在绕地月系统的公共质心进行旋转运动时，地球上其他各点并不是都绕地月公共质心旋转的，而是以相等的半径(EK)、相同的速度作平行的移动。即整个地球体是在平动着，并不是做同心圆的转动。 由此，地面上任一点P和地心E均取一个单位质量。海洋上各水质点，不论位于何处，其 惯性离心力的方向相同，都与月球对地心的引力方向相反而平行;其大小各处都相等，都等于月球对地心的引力(图4.12)。这是地球平动的结果。 图4.12 地月系统所产生惯心离心力 引潮力在不同时间、不同地点都不相同。在地球上处于月球直射点的位置，吸引力大于惯性离心力，所涨的潮称为顺潮;在地球上处于月球对趾点的位置(下中天)，则离心力大于引力，亦同时涨潮，称为对潮。在距直射点90?处，则出现低潮(图4.13)。地球自转一周，地面上任意一点与月球的关系都经过不同的位置，所以对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。 经计算的结果，引潮力的大小与天体的质量成正比，而与天体至地心距离的三次方成反比，即 F = 由此，可计算出月球引潮力为太阳引潮力的2.17倍。所以地球表面的潮汐现象，以月球为主，月球的直射点和它的对趾点，大体就是潮峰的位置。月球中天的时间，大体就是高潮的时刻，而潮汐变化的周期，是月球周日运动的周期，即太阴日。 地球表面各点，一般说来，所受引潮力的大小和方向都不同，但对于同一天体来说，上、下中天有近似的对称性。由于日、月、地球具有周期性的运动，故潮汐现象也具有周期性变化。 图4.13 月球对地球各部分的引潮力 3(潮汐的变化规律 潮汐是由月球和太阳的引潮力引起的，而引潮力又与天体和地球周期性运动规律有关，因而潮汐也具有周期性变化的规律。 (1)赤道潮和回归潮 月球赤纬的变化会引起地球上潮汐的相应变化。当月球赤纬为零时，即月球在天球赤道上时，地球各处的海面均发生典型的半日潮。其潮差从赤道向两极递减，这时的潮汐称为赤道潮或分点潮(图4.14)。如图4.15所示，当月球赤纬最大时(在回归 图4.14 赤道潮(月球赤纬为零时) 图4.15 回归潮(月球赤纬最大时) 线附近)，赤道处为半日潮，CC到DD的中、低纬地区(赤道除外)均为混合潮;在高纬地带，即从北极到CC111和南极到DD的范围内为全日潮。这时的潮汐被称为回归潮。月球赤纬从零变化到最大的过程中，半日潮1 海区的范围由全球缩小到赤道海域，混合潮和全日潮海区的范围则从零开始增大到最大范围。同样，太阳赤纬的变化也能引起潮汐的变化，只是变化程度弱于月球的影响而已。 (2)大潮和小潮 人们通常称月球引潮力引起的潮 汐为太阴潮，太阳引潮力引起的潮汐为太阳潮。太阴潮是海 洋潮汐的主体，太阳引潮力只起到增大或减小太阴潮差的作 用。这种作用是由日、地、月三者空间位置的周期性变化所 决定的。当月相为朔或望时，日、地、月三者近似在一条直 线上，日、月引潮力方向一致，相互叠加，太阳高潮最大限 度地拔高了太阴高潮，太阳低潮最大限度地压低了太阴低 潮，从而形成了最大的潮差，这种高高潮与低低潮的潮汐称 为大潮。当月相为上弦或下弦时，日、地、月三者的连线形 成直角，日、月引潮力相互抵消一部分，太阳低潮最大限度 地削低了太阴高潮，太阳高潮最大限度地填高了太阴低潮。 这种高潮不高、低潮不低的潮汐称为小潮(图4.16)。[注: 图4.16 大潮和小潮 农历初一为朔，十五为望。农历每月初八或初九只能看到月亮西边的半圆，这种月相叫“上弦”，这时的月亮人们称为“上弦月”。农历每月二十二、二十三日只能看到月亮东边的半圆，这种月相叫“下弦”，这时的月亮人们称为“下弦月”。] (3)近地潮和远地潮 近地潮和远地潮是由月球绕地月系共同质心旋转而产生的。当月球运行到近地点时，引潮力和潮差都要大一些，这时的潮汐为近地潮;当月球运行到远地点时，引潮力和潮差都要小一些，这时的潮汐称为远地潮。据计算，近地潮发生时的引潮力要比远地潮发生时的引潮力大40,左右。同样地，当地球运行到近日点时所产生的潮汐，要比地球运行到远日点时所产生的潮汐大，近日点的太阳引潮力比远日点时的太阳引潮力大10,左右。 应当指出，上述潮汐的变化规律仅考虑天文因素的影响。事实上，由于各地的潮汐还要受当地自然地理条件特别是海区地形的影响，因而实际发生的潮汐要复杂得多。 4(潮流 潮流是指海水在天体引潮力作用下所形成的周期性的水平流动，它和潮汐现象是同时发生的。其中，随着涨潮而产生的潮流称为涨潮流，随着落潮而产生的潮流称为落潮流。当高潮和低潮时，各有一段时间潮流速度非常缓慢，接近于停止状态，故称之为憩流。显然，潮流与潮汐涨落具有同样的周期。 海洋中的潮流因受海洋地理环境的影响而互有差异。大洋中部潮流不太明显，潮速较小;浅海区潮流较显著，潮速较大;海峡或海湾入口处的潮流最明显，潮速最大。 潮流的运动形式可分为回转流和往复流两种。回转流是潮流运动的最普遍的形式。所谓回转流是指在半日或一日之内流向变化360?的潮流，它的产生主要是受潮波的干涉和地转偏向力作用的结果。在北半球，回转流的方向为顺时针，在南半球则相反。回转次数由潮汐类型所决定，半日周期潮流在一个太阴日内回转两次，全日周期潮流则回转一次。往复流多发生在海峡或海湾的入口处，由于受地形限制，海水只能在两个主要方向上作往复流动。在喇叭形海湾或河口中，潮流可激起高达十几米的怒潮，如北美的芬地湾和我国的钱塘江口，都有蔚为壮观的怒潮发生。 (三)洋流 1(洋流及其分类 洋流是指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一个海区大规模的非周期性运动。 洋流按成因分为风海流、密度流、补偿流等。 (1)风海流 风海流是在风力作用下形成的，全球绝大部分洋流属于风海流。 (2)密度流 密度流是由于海水密度分布不均引起的海水运动，如大西洋表层的海水经直布罗陀海峡流向地中海，底层海水则由地中海流回大西洋。 (3)补偿流 是由于某种原因海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。补偿流既可以在水平方向上发生，也可以在垂直方向上发生;垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。 此外，洋流按本身与周围海水温度的差异分为暖流和寒流。暖流指洋流水温比流经海 区水温高的洋流;寒流则相反。洋流按其流经的地理位置又可分为赤道流、大洋流、极地流、沿岸流等。 作用于洋流的力主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力。在这些力的作用下，当海水运动起来后，还产生一系列派生的力，如摩擦力、地转偏向力和离心力等。在这些力的综合作用下，形成复杂的洋流系统(图4.17)。从图可见，这些环流模式与行星风系和气压系统极为相似。 2(表层洋流分布规律 洋流分布有以下特点: 图4.17 大洋表层环流系统 (1)以南北回归线的副热带高压为中心形成的反气旋型大洋环流。 (2)以北半球中高纬海上低压区为中心形成的气旋型大洋环流。 (3)南半球中高纬度为西风漂流，围绕南极大陆形成绕极环流。 (4)北印度洋形成季风环流。冬季北印度洋盛行东北季风，形成反时针方向的东北季风漂流;夏季，北印度洋盛行西南季风，形成顺时针方向的西南季风漂流。影响中国的洋流有黑潮及季风漂流等(图4.18) (5)在南极周围形成绕极环流。 图4.18 中国近海表层海流(左:2月，右:8月) 3(水团与大洋深层环流 水团是指在同一源地形成、理化性质均匀一致和运动状况基本相同的大规模海水体。按理化性质的不同，水团可分为暖水团和冷水团;按水团垂直空间分布的差异，又可分为表层水团、次表层水团、中层水团、深层水团和底层水团等。其中，表层水团和次表层水团为暖水团，中层水团、深层水团和底层水团为冷水团。 在深入南极大陆的威德尔海和罗斯海海域，低温、高盐、密度很大的表层水团极易下沉。特别是在冬季结冰过程中，强烈的对流混合可使密度很大的表层水下沉到数千米的海底，形成 0南极底层水团。这个水团由南向北运动，从大洋底部越过赤道进入北半球，在大西洋可达45N，在印度洋可直抵孟加拉湾和阿拉伯海，在太平洋可到达阿留申群岛。北冰洋也能生成密度很大的底层水团，但因被封闭在孤立的海盆中，海水不能大量南流。 深层水团生成于北大西洋挪威海盆，其密度小于底层水团。在50N以南，这个水团流动在底层水团之上，厚度约2 000 m。这层巨厚的深层水团沿等密度面向南流动，直抵南大西洋，加入南极绕极环流。深层水团在靠近南极大陆的辐散带上升到海面，一部分向北流去;一部分向南流到威德尔海和罗斯海，参与南极底层水团的形成过程。生成于北大西洋的深层水团的一部分随南极绕极流向东进入印度洋和太平洋，沿两大洋西侧向北扩展，然后又沿大洋东侧向南折回，重新加入南极绕极流。 在寒暖流交汇的南极辐聚带和西北太平洋和大西洋辐聚带，表层水辐聚下沉，沿等密度面分布于海面以下1 000,2 000 m的水层内，形成南极中层水团和北极中层水团，散布在深层水团之上。在大西洋，南极中层水团可扩展到25?N;在印度洋，南极中层水团向北不超过10?N;在太平洋，南、北极中层水团密度接近，南、北半球之间没有大规模的水分交换。 在南、北半球的副热带高压带，由于反气旋环流的控制，形成了副热带海水辐聚带。表面海水辐聚下沉，沿等密度面下沉分布于中层水团之上，占据海面以下400,l 000 m深度，为次表层水团。赤道附近海域水温高达25?以上，降雨丰沛，形成高温、低盐、密度最小的表层水团。前已述及，南、北赤道流相对于地理赤道不对称，而地转偏向力的分布相对于赤道是对称的。北赤道流与赤道逆流的水体输送方向均指向表面流的右方，在其分界处(10?N)便出现海水辐散和上升流;同理，在赤道逆流和南赤道流的交界处(4?N)，则有海水辐聚和下降流。当南赤道流越过赤道以前和以后，其水体输送方向分别向左和向右，因此在赤道处产生海水辐散和上升流。上述的海水辐聚下降和辐散上升，使表层水团和次表层水团通过垂直环流进行水分交换。 综上所述，水团在源地形成之后，在垂直的或水平的运动中因与其它水团不断混合而变性，经过漫长的历程，在另外的海区通过洋流辐散上升，又重新回到海面。这样，由赤道到两极， 由洋面到海底，乃至南、北半球之间，洋流首尾相接，循环不绝，构成世界大洋统一的环流体系(图4.19)。 4(洋流对自然环境的影响 图6—16 世界大洋环流的联系示意图 图4.19 世界大洋表面流与深水流环流示意图 洋流对高、低纬间热量的输送和交换，对全球的热量平衡具有重要的作用:洋流对沿岸气候的影响很大，暖流对沿岸的气候起到增温增湿作用，而寒流对沿岸气候起到降温减湿作用。 洋流对海洋生物资源的分布，世界渔场的地理分布都有显著的影响。在寒暖流交汇的海区，海水受到扰动，可以把下层丰富的营养盐类带到表层，使浮游生物大量繁殖，各种鱼类到此觅食。同时，两种洋流汇合可以形成“潮峰”，是鱼类游动的障壁，鱼群集中，形成渔场。世界著名的三大渔场:日本的北海道渔场、西北欧的北海渔场和加拿大的纽芬兰渔场都是处在寒暖流交汇的海域。此外，有明显上升流的海域也形成渔场，如秘鲁渔场。 洋流对海洋航运也有显著的影响。一般海轮顺洋流航行时，航速要比逆洋流航行快得多。当然，有些洋流对海上航行也会带来一些麻烦。例如。北大西洋西北南下的拉布拉多寒流在纽芬兰岛东南海域同北上的墨西哥湾暖流相遇，冷暖流交汇、使这里形成一条茫茫的海雾带影响海上航运。另外，从北冰洋或格陵兰海每年带来数百座高大的冰山漂浮南下，有的进入湾流或北大西洋暖流中，也给海上航运带来严重的威胁。 陆地上的许多污染物随着地表径流进入海洋，洋流又把污染物携带到更加广阔的海洋中，从而加快了污染物的净化。但同时，由于洋流的运动，近岸海域的污染物被输送到远离陆地的大洋中，从而扩大了海洋污染的范围。 三、海平面变化及其影响 海平面是指海洋水体与大气圈之间的界面。全球海平面即理论海平面，是指全球平均海平 面。局地海平面是指某一具体地点(如塘沽、吴淞)的海平面。 (一)海平面变化原因 全球海平面变化有以下几个方面因素。 1(海洋水体积变化 在海洋容积不变的情况下，海洋水体积的变化会引起海平面变化。海洋水体积变化的影响因素有冰川的消长、密度体积效应、地幔水的排出和海水进入地幔等。其中冰川消长影响最大，如第四纪冰期与间冰期的海平面升降达100,200m。 2(海盆容积变化 在海水体积不变情况下，海盆容积变化，也可引起海平面变化。海盆容积变化原因有沉积物充填、洋底扩张和俯冲速率变化、地壳均衡补偿和区域性构造运动。 3(大地水准面变化 地球运动轨道参数、地球自转速率与地球大地水准面是处于相对平衡的。它们的变化必然会打破原有的平衡，从而调整大地水准面的形状来适应新的轨道参数和地球自转速率。最易发生调整的当然要数地球的流体部分了，海平面与假想的大地水准面是基本一致的。此外，地球轨道参数、地球自转速率的变化引起地球固体形态改变，质量的重新分配和磁场的变化，可以引起海洋体积的变化，从而导致海平面波动。 (二)相对海平面变化 世界某一地点的实际海平面变化是全球海平面变化值，加上当地陆地上升或下降值之和，这便是某一具体地点的相对海平面变化。世界上一些大三角洲，包括长江三角洲和老黄河三角洲的地面沉降速率均在10mm/a以上，较目前理论海平面(又称绝对海平面)上升率大10倍以上。因此，1990年联合国教科文组织的海平面研究报告指出:“研究海平面必须包括海面和陆面的变化”。近来国际科学界十分重视相对海平面的研究，因为它在评估海平面上升对人类社会的影响方面比理论海平面更有实际意义。 (三)海平面的变化及其影响 近年来各国学者对海平面变化做了许多研究。世界一些权威科学机构和个人所发表的报告和 论文 政研论文下载论文大学下载论文大学下载关于长拳的论文浙大论文封面下载 提出的过去100年世界海平面上升平均值比较一致。如联合国教科文组织为1.0,1.5mm/a，国际地圈生物圈 计划 项目进度计划表范例计划下载计划下载计划下载课程教学计划下载 为1,2 mm/a，平均海平面服务处Woodworth为100年共上升约10,20 cm，如取中值为1.5 mm/a。 对21世纪海平面上升的预测，因其不确定性很大，而各家预测值差别较大，政府间气候变化委员会(IPCC)的海岸管理小组所拟的2100年海平面上升方案最低为30 cm，最高为100 cm。但最近国际上一般采用低值，即50 cm (IGBP)或60 cm(UNESOD)。采用低值的原因有以下几点: 一是IPCC1992年关于全球气候变化的修正报告认为:燃烧化石燃料排放的硫对大气有冷却作用，这种机制可能抵消过去几十年北半球温室效应变暖的一个重要部分，因此全球变暖的估计值将需修正降低。二是稻田排放出的甲烷数量过去估计太高。三是世界氯氟烃的产量1991年较1988年减少了46,。 海平面上升对人类社会的影响是深刻的。目前，世界上50,以上的人口生活在距海50km以内的海岸地区，海岸地区的平均人口密度较内陆高出lO倍。荷兰学者估计，如果今后一个世 429纪海平面上升lm，直接受影响的土地将有500×l0km时，人口约10，耕地占世界的1/30。中 国大陆海岸线长约17 714 km，沿海地区是改革开放的前沿，经济发展的重心，又有黄河、长江和珠江三大三角洲和低平的海岸平原，极易受将来海平面上升的危害。应当及早谋求对策。 小结 海水是一种成分复杂的混合溶渡。海水的物理性质包括温度、密度、水色和透明度等。海水的运动形式主要是波浪、潮汐和洋流。波浪从深水区进入海岸带会发性波浪折射现象，海水受月球和太阳的引力而发生潮位升降的同时，还会产生周期性的流动，这就是潮流。大洋表层环流模式与行星风系和气压系统极为相似。 复习思考题 1( 海水的盐度分布有什么特点,试简述其原因, 2( 试述浅海区波浪与深海区波浪的差异。 3( 大洋表层的环流模式如何, 第三节 河流 一、 河流、水系和流域 (一)河流 陆地表面经常或间歇有水流动的泄水凹槽，称为河流。即为流动的水与凹槽的总称。它主要是由于水流侵蚀作用的结果。 河流是水分循环的一个重要组成部分，是地球上重要的水体之一。它是塑造地表形态的动力，对气候和植被等都有重要的影响。自古以来，河流与人类的关系很密切，它是重要的自然资源，在灌溉、航运、发电、水产和城市供水等方面发挥着巨大的作用。但河流也会给人类带来洪涝灾害。因此，要开发利用河流，变水害为水利，就必须深入研究河流。 较大的河流可分河源、上游、中游、下游、河口等五个部分。河源是河流的发源地。河口是河水的出口处。上游、中游、下游是从河源到河口之间的三个河段，它们有着不同的水文地 貌特征。这些特征是从上向下逐渐变化的。上游的特点是:河谷呈“V”字形，河床多为基岩或砾石;比降大;流速大;下切力强;流量小;水位变幅大。中游的特点是:河谷呈“U”字形;河床多为粗砂;比降较缓;下切力不大而侧蚀显著;流量较大;水位变幅较小。下游的特点是:河谷宽广，呈“U”形，河床多为细砂或淤泥;比降很小;流速也很小;水流无侵蚀力，淤积显著;流量大;水位变幅较小。 河流纵断面，是指沿河流轴线的河底高程或水面高程的变化。故河流纵断面可分为河底纵断面和水面纵断面两种。河流纵断面可以用比降(i)来表示，即 I=(H上 – H下)/L 式中，H上、H下分别为河段上下游河槽(或水面)上两点的高程;H上 – H下则为河段的落差;L为河段的长度。 河槽横断面，是指河槽某处垂直于主流方向河底线与水面线所包围的平面。过水断面，是指某一时刻水面线与河底线包围的面积。大断面，是指最大洪水时的水面线与河底线包围的面积。 由于科氏力、惯性离心力和流速分布不均等影响，河流横断面的水面并不是完全水平的。河流横断面的形态是多种多样的。常用的断面形态要素有:过水断面面积W，湿周P(即过水断面上被水浸湿的河槽部分)，水面宽度B，平均深度H(H = W/B)，水力半径R(R = W/P)，糙度n(指河槽上的泥沙、岩石、植物等对水流阻碍作用的程度，常用糙率系数行表示，可从表4.7查出)等，这些要素与河流的过水能力有密切的关系。 (二)水 系 一条河流的干支流构成了脉络相通的水道系统，这个水道系统便称为水系或河系。水系特征主要包括河长、河网密度和河流的弯曲系数。河长是从河口到河源沿河道的轴线所量得的长度。河网密度是指流域内干支流的总长度和流域面积之比，即单位面积内河道的长度，可用下式表示: D = ?L/F 22式中，D为河网密度(km/km);?L为河流总长度(km);F为流域面积(km)。 表4.7 河槽糙率系数 河槽类型及情况 糙率系数n值 最小值 正常值 最大值 第一类:小河(洪水时最大水面宽约30m) (一)平原河流 (1)清洁、顺直，无沙滩、无潭坑 0.025 0.030 0.033 (2)清洁、弯曲，有草石、淤滩、潭坑 0.035 0.045 0.050 (3)弯曲、多石、水浅、河底变化多、有回流 0.045 0.050 0.060 (二)山区河流(河槽无草树、河岸较陡) (1)河底是砾石、卵石，有少量孤石 0.030 0.050 (2)河底是卵石和大孤石 0.060 0.100 第二类:大河(汛期水面宽度大于30m)，n值同上述 各种小河。但岸坡为土壤时，因河岸阻力较小，n值 可略减少，当岸坡为岩石或树木时，岸坡阻力大，n 值 略增 第三类:洪水时滩地漫漉 (一)草地(无树木) 0.030 0.035 0.040 (二)庄稼地 (1)未成熟的作物 0.020 0.030 0.040 (2)成熟密植的作物 0.030 0.040 0.050 注:据清华大学，《水库工程》，转引自(邓绶林等，1985)。 河网密度表示一个地区河网的疏密程度。河网的疏密能综合反映一个地区的自然地理条件，它常随气候、地质、地貌等条件不同而变化。一般地说，在降水量大，地形坡度陡，土壤不易透水的地区，河网密度较大;相反则较小。例如我国东南沿海地区比西北地区河网密度大。 河流的弯曲系数，是指某河段的实际长度与该河段直线距离之比值，可用下式表示: K = L/l 式中，K为弯曲系数;L为河段实际长度(km);l为河段的直线长度(km)。 河流的弯曲系数K值越大，河段越弯曲，对航运和排洪就越不利。根据干支流分布的形状，可进行水系分类，主要可分为以下五类: (1)扇状水系 干支流呈扇状分布，即来自不同方向的各支流较集中地汇入干流，流域成扇形或圆形。我国的海河水系就属此类。 (2)羽状水系 支流从左右两岸相间汇入干流，形呈羽状，如滦河水系。 (3)平行状水系 几条支流平行排列(图4.20)。如淮河左岸的洪河、颍河、西淝河、涡河、浍河等。 (4)树枝状水系 干支流的分布呈树枝状(图4.21)。大多数河流属此种类型，如珠江的主流西江水系。 (5)格状水系 干支流分布呈格子状，即支流多呈90?角汇入干流(图4.22)。这是由于河流沿着互相垂直的两组构造线发育而成，如闽江水系。 (6)放射状和环状水系 在穹窿构造山区或火山锥上，各河流顺坡向四周呈放射状水系。如果穹窿构造山的地形软硬相间，河流逐渐破坏穹形山，其支流沿剥露出来的软岩层走向发育成圆环形。这时，水系即由放射状水系转化成环状水系(图4.23)。 (7)辐合状水系 在盆地地区，河流由四周山岭向盆地中心集中，构成向心的辐合水系(图4.24)。如塔里木盆地、四川盆地等的水系。 一般较大的水系，难以用一种类型概括，大多是由两种或两种以上的水系类型所组成。水系类型不同，对水情变化的影响不同。例如，扇状水系，由于支流几乎同时汇入干流，当整个水系普降大雨时，就易造成干流特大洪水。海河历史上多水灾的原因之一即在于此。而羽状水系因支流洪水是先后汇入干流的，因此各支流汇入的水量分先后排出，故不易形成水灾。滦河少水灾的原因之一，即其为羽状水系。如果有湖泊与河流相通，也应包括湖泊于水系之内。如洞庭湖属于长江水系。直接注入海洋或内陆湖泊的河流叫做干流。直接流入干流的支流叫做干流的一级支流，汇入一级支流的称二级支流，依此类推。例如，黄河就是一条干流，而渭河是黄河的一级支流，径河是黄河的二级支流，是渭河的一级支流(图4.25)。 图4.25 黄河水系图 (三)流 域 划分相邻水系(或河流)的山岭或河间高地，称为分水岭。分水岭最高点的连线，称为分水线或分水界。如秦岭是黄河和长江的分水岭，而秦岭的山脊线便为黄河和长江的分水线。分水线可分为地表分水线和地下分水线(图4.26)。地表分水线主要受地形影响，而地下分水线主要受地质构造和岩性控制。分水线不是一成不变的。河流的向源侵蚀、切割，下游的泛滥、 改道等都能引起分水线的移动，不过这种移动过程一般进行得很缓慢。 分水线所包围的区域，称为流域。由于分水线有地表分水线和地下分水线，故流域也是指汇集地表水和地下水的区域。 流域可分闭合流域和非闭合流域。地表分水线与地下分水线重合的流域，称为闭合流域。相反，称为非闭合流域。 流域面积、流域形状、流域高度、流域的 坡度、流域的倾斜方向、干流流向等是流域的 重要特征。这些特征对河川径流的影响是明显 的。例如:流域面积大，河水量也大，洪水历 时长，且涨落缓慢;流域形状圆形较狭长形的 洪水集中，且洪峰流量大;流域高度越高，河 水量越多;流域向南倾斜的比向北的流域降雪图4.26 流域分水线示意图 易于消融;在中高纬度地区，冬季有结冰的大 河流，若在北半球，其流向自南往北流的，则易产生凌汛。 二、河流的水情要素 水情要素是反映河流水文情势及其变化的因子。它主要包括水位、流速、流量、泥沙、水化学、水温和冰情等。通过这些因素反映河流在地理环境中的作用，及其与自然地理环境各组成要素之间的相互关系，也是研究水文规律的基础。 (一)水 位 河流水位是指河流某处的水面高程。其零点称为基面。基面可分绝对基面和相对基面。绝对基面是以某一河口的平均海平面为零点。如珠江基面、吴淞基面(长江口)、黄海基面等，我国规定统一采用青岛基面。相对基面(也称测站基面)，是以观测点最枯水位以下0.5,1m处作为零点的基面。相对基面可减少记录和计算工作量，但它与其他水文站的水文资料不具有可比性，故进行全河水文资料整编和水文预报时，必须换算为全河统一的基面。 影响河流水位的因素很多，如水量、河道冲淤、风、潮汐、结冰、植物、支流的汇入、人工建筑物、地壳升降等。而其中最主要的因素是水量的增减。水量增加，河流水位上涨;水量减少，河水位下降。 河流水位随气候的季节变化和年际变化而变化。例如由雨水补给的河流，其水位随降雨的变化而变化。由冰雪融水补给的河流，其水位随气温的变化而变化，气温高，冰雪融水量多，则河流水位高;气温低，冰雪融水量少，则河流水位下降。 为了帮助分析研究水位变化规律、断面以上流域内自然地理各因素(特别是气候因素)对该流域水文过程的影响，以及提供各方面的参考使用，常将水位观测资料进行整理，主要有水位过程线、水位历时曲线、相应水位关系曲线。 水位过程线:即水位随时间变化的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为水位，横坐标为时间，将水位变化按时间顺序排列起来所点绘的曲线，便为水位过程线。它的主要作用是:可分析水位的变化规律，能直接看出特征水位(如最高水位和最低水位)的高度和出现的日期;可研究各补给源的特征;可用来分析洪水波在河道中沿河传播的情形，以及做洪水的短期预报;水位过程线也能反映流域内自然地理因素对该流域水文过程的综合影响。 水位历时曲线:即大于和等于某一数值的水位与其在研究时段中出现的累积天数(历时)所点绘而成的曲线(图4.27)。其绘制方法，是先将一年内之日平均水位按从大到小次序排列，并对水位变化幅度分为若干相等组距(如以0.5m为一组)，再将每一组距水位出现的日数依次累加为累积天数(即历时)，然后以水位为纵坐标，以累积天数为横坐标点绘的曲线，则得日平均水位历时曲线。水位历时曲线的作用:主要是可从图上看出一年内超过某一水位高度出现的总天数，这对航运、灌溉、防汛都有重要 的意义。 相应水位关系曲线:即在同一涨落水期 间，上下游站位相相同的水位。相应水位关 系曲线的绘制方法是:以纵轴为上游站的水 位，以横轴为下游站的水位，把上下游站相 应的水位点绘在坐标纸上，过点群中心连成 的圆滑曲线便成(图4.28)。其作用在于: 可用其做短期水文预报;校验上下游水位观 图4.27 水位过程线与历时曲线 测成果;用已知站水位插补缺测站水位记 录;推求邻近断面未设站的水位变化。 (二)流 速 河流流速，是指河流中水质点在单位时间内移动的距离。单位是m/s。可用下式表示: V = L/t 式中，V为流速(m/s);L为距离(m);t为时间(s)。 流速的脉动现象:在紊流的水流中，水质点运动的速度和方向不断地变化，而且围绕某一平均值上下跳动的现象。脉动流速的数值以在水流动力轴附近为最小，而以在糙度较大的河底和岸边为最大。流速脉动能使泥沙悬浮在水中，故它对泥沙运动具有重要意义。流速脉动在较长时段中，脉动的时间平均值为零，即V = ?Vi†/t = 0，故给测流提供了条件。据研究每点测流时间至少应大于120s，才能避免脉动的影响，测得较准确的数值。 河道中的流速分布:由于河床的地势倾斜和粗糙程度，以及断面水力条件的不同，天然河道中的流速分布十分复杂。一般地说，河流纵断面流速分布为:上游河段流速最大，中游河段流速较小，下游河段流速最小。河流过水断面的流速从水面向河底递减，从两岸向最大水深方向增大。在垂线上绝对最大流速出现在水面向下水深的1/10,3/10处;平均流速出现于水深的6/10处;在水面，由于空气的摩擦阻力，流速较小;在河底，流速趋于零(图4.29)。垂线流速分布往往受冰冻、风、河槽糙率、河底地形、水面比降、水深等影响。 天然河道中平均流速的计算:在有实测资料时，可根据实测资料求得。在没有实测资料时，可用水力学公式——谢才公式计算，即 V=C 式中，V为平均流速;C为谢才系数，它与糙率等因素有关， 其数值可用经验公式求得，我国 1/6多采用满宁公式，C=R(n为糙率系数);R为水力半径;i为水面比降。 谢才公式是根据水流作匀速运动的理论推导而得的。 (三)流 量 流量是河流的最重要特征。为了便于进行水文分析，常把测得的流量资料绘成曲线图。常用的有流量过程线和水位——流量关系曲线。 流量过程线:是流量随时间变化过程的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为流量，以横坐标为时间，按时间顺序点绘而成的曲线，便是流量过程线(图4.30)。流量过程线的主要作用是: 可反映测站以上流域的径流变化规律;分析流量过程线，相当于对一个流域特征的综合分析研究;根据流量过程线计算某一时段的径流总量和平均流量。 4.29 流速在垂直线上的分布 图4.30 滹沱河南庄站1975年流量过程线 水位——流量关系曲线:是指水位随流量变化的曲线。水位变化是流量变化的外部反映，因此水位与流量具有密切的关系，Q =ƒ(H)，这就可用一条曲线来表示。其绘制方法是，以纵坐标为水位，横坐标为流量，将相应的水位和流量点绘在坐标纸上，连接通过点群中心的曲线，便是水位——流量关系曲线(图4.31)。水位——流量关系曲线最主要的作用，是用水位资料来推求流量，使测流工作大为简便。 (四)河流泥沙 河流泥沙是指组成河床和随水流运动的矿物、岩石固体颗粒。随水流运动的泥沙也称固体径流。河流泥沙对河流的水情及河流的变迁有着重大的影响。 河流泥沙在水流中的运动是受河水流速和泥沙自重的综合作用的结果。河流泥沙运动的形式可分滚动、滑动、跳跃和悬浮。前三者运动形式的泥沙，称为推移质;悬浮运动的泥沙，称 为悬移质。推移质的颗粒较大，比较重，故沿河床面运动，表现为波浪式的缓慢移动;悬移质的颗粒较小，比较轻，故能悬浮于水中，与水流同一速度运行。 图4.31 水位—流量关系曲线 悬移质在天然河道中，其断面分布规律是悬移质含沙量和粒径都表现为从河底向水面减少;在断面水平方向上变化不大(当然也有例外的)。在时间变化上，含沙量汛期多于枯水期， 但汛期以枯季后的第一次大洪水时期含沙量为最多。 3 河水中泥沙含量的多少，常用含沙量表示。含沙量是指每lm水中所含泥沙的重量。单位 3是kg/m。 河水中挟带泥沙的数量，可用输沙率和输沙量表示。单位时间内通过一定的过水断面的泥沙总量，称为输沙率。单位是t/s或kg/s。一定时段内通过一定过水断面的泥沙总量，称为输沙量。单位是t或万t。 河流泥沙主要是水流从流域坡面上冲蚀而来。每年从流域地表冲蚀的泥沙量通常用侵蚀模 2数表示。侵蚀模数是指每km流域面积上，每年被侵蚀并汇入河流的泥沙重量。单位是 2t/(km?a)。 (五)河水化学 河水化学主要是河水的化学组成、性质、时空分布变化，以及它们同环境之间的相互关系。 -2++2++ 天然河水的化学成分主要由，，Cl，，Ca，Na，Mg，K等离子组成。但在不同河流中，这些离子的比例并不相同。河水中除上述离子外，还有生物有机质、溶解气体和一些微量元素等。 天然河水的矿化度普遍较低。所谓矿化度，是指1L河水中所含离子、分子和各种化合物的总量，单位为g/L。矿化度是反映河水化学特征的重要指标。一般河水矿化度小于1g/L，平均只有0.15,O.35g,L。在各种补给水源中，地下水的矿化度比较高，而且变化大;冰雪融水的矿化度最低，由雨水直接形成的地表径流矿化度也很小。 河水化学组成的时间变化明显。河水补给来源随季节变化明显，因而水化学组成也随季节变化。以雨水或冰雪融水补给为主的河流，在汛期河流水量增大，矿化度明显降低;在枯水期， 河流水量减少，以地下水补给为主，故此时河水矿化度增大。夏季水生植物繁茂，使，， 含量减少;冬季随着水温降低，溶解氧增多，但由于水生植物减少，，， 的含量可达全年最大值。 河水化学组成的空间分布有差异性。大的江河，流域范围广，流程长，流经的区域条件复杂，并有不同区域的支流汇入，各河段水化学特征的不均一性就很明显。一般离河源越远，河水的矿化度越大，同时钠和氯的比重也增大，重碳酸盐所占比重减小。 (六)河水温度与冰情 河水温度是河水热状况的综合标志。当水温达到0?以下的过冷却状态时，就会出现冰情。 河水温度和冰情的变化，主要受到太阳辐射、气温等地带性因素的控制，因而水温和冰情的分布基本上体现了地带性规律。例如，我国在秦岭——淮河一线以南的河水，冬季不结冰;以北的河水冬季则结冰。河水温度还受补给来源的影响，高山冰雪融水补给的河流水温低;雨水补给的河流水温较高;地下水补给的河流水温度变幅小。一般，河水温度的地区分布与气温大体一致，或略高1,2?。 由于河水流动是紊流，故一般情况下，水温较均匀。但特别大而平静的河流，河水很难彻底混合，垂线上水温的分布具有成层性。一般在清晨，表面水温低，愈向河底水温愈高，成逆温现象。在14时左右，表面水温度高，愈向河底水温愈低，成正温现象，河水温度的日变幅较小。 河流水温的年变化主要受季节影响，春季河水由于热量收入大于支出而温度升高，最高温多出现在盛夏;秋冬季，河水由于热量收入小于支出而温度降低，最低温多出现在冬季气温最低的时候。不过河水温的年变幅远较气温小。不同的地理位置，水温的年变幅不同，季节变化明显的中纬度地区，水温的年变幅大于高纬和低纬度地区。 河流冰情的发展可分为结冰、封冻、解冻三个阶段。由于陆面的温变快，故结冰和融冰都是先从岸边开始，然后逐渐向河中央扩展。河中冰块随水流向下游流动，称为流冰或行凌。 在河流解冻时，如果河流由低纬度流向高纬度，上游解冻早，下游解冻晚，向下游移动的冰块就可能由于下游河道多湾或狭窄而壅积起来，形成冰坝。冰坝上游，水位抬高，这种现象称为“凌汛”。 三、河流的补给 河流的补给又称为河流的水源。河流补给的类型及其变化，决定着河流水情要素的变化和河流的特性。 根据降水形式及其向河流运动的路径的不同，河流补给可分为雨水补给、融水补给、湖泊和沼泽水补给、地下水补给等类型。 (一)雨水补给 雨水补给是河流最主要的补给类型。大气降落的雨水直接落入河槽的水量是十分有限的，它主要是通过在流域内形成的地表径流来补给河流的。因此，雨水补给与降雨特性和下垫面性质密切相关。 雨水补给的特点，主要决定于降雨量和降雨特性。降雨量的大小决定了补给水量的大小，降雨量大，补给量也大;否则，相反。由于降雨具有不连续性和集中性，雨水补给也具有不连续性和集中性，流量过程线呈陡涨急落的锯齿状，与降雨过程大体一致(图4.32)。由于降雨具有年内、年际变化大的特点，使雨水补给的年内、年际变化大。降雨强度的大小也决定了补给量的大小，降雨强度大，历时短，损耗量少，补给流量的水量较多。雨水补给的河流，由于雨水对地表的冲刷作用，所以河流的含沙量也大。 图4.32 闽江流域建溪叶坊站1953年雨量、流量综合过程线 (二)融水补给 融水补给包括季节性积雪融水和永久积雪或冰川融水的补给。融水补给特点主要决定于冰雪量和气温的变化。冰雪量决定了补给量，冰雪量大，补给量大。由于气温变化具有连续性和变化缓和，使融水补给也具有连续性和较缓和，流量过程线与气温变化过程线一致，流量过程线较平缓和圆滑(图4.33)。由于气温的年际变化小，融水补给的年际变化也较小。由于气温具有日周期变化和年周期变化，故使融水补给量也具有明显的日周期变化和年周期变化。如日周期变化，白天气温高，融水多，补给量大;夜晚气温低，融水少，补给量小。又由于融水对地表冲刷作用小，河流含沙量也较小。 图4.33 新疆玛纳斯河红山嘴站1956年相对流量过程线 (三)湖泊、沼泽水补给 湖泊可位于河流的源头(如我国长白山的天池)，也可位于河流的中下游地区。湖泊水对河流的补给，主要是由于湖泊面积广阔，深度较大，它接纳了大气降水和地表水，并能暂时储存起来，然后再缓慢流出补给河流，对河流水量起着调节作用，大大降低了河流的洪峰流量，使河流水量年内变化趋于均匀(图4.34)。 沼泽水补给，对河流水量也能起一定的调节作用。沼泽水深不像湖泊那么深，但由于沼泽中水的运动多属于渗流运动，故补给河流的过程较缓慢，起着调节作用，使河流的流量过程线较平缓。 图4.34 新疆孔雀河他什店站相对流量过程线 (四)地下水补给 地下水是河流经常而又比较稳定的补给源。我国冬季降雨稀少时，河流几乎全靠地下水补给。地下水补给的特点，总的说来，是稳定而变化小(图5.34)。地下水可分浅层地下水和深层地下水。浅层地下水是埋藏于地表冲积物中的地下水。由于其埋藏浅，上面又没有稳定隔水层覆盖，因此，它受当地气候条件影响较大，补给水量有明显的季节变化而较不稳定。但它与河水有特殊的河岸调节关系。当河水涨水时，河水位高于地下水位，这时河水补给地下水，把部分河水暂时储存在地下;当河水位下降并低于地下水位时，则地下水补给河水。 深层地下水，由于埋藏较深，受当地气候条件影响较小，其补给水量只有年际变化，季节变化不明显(图4.35)，故深层地下水是河流最稳定的补给来源。 图4.35 青海诺木洪河诺木洪站1958年流量过程线 除了河流的天然补给以外，还有人工补给。人工补给主要是通过跨流域引水、抽取地下水、人工融冰化雪、人工降雨等方式来扩大河流水源。 河流的补给，除少数以外，实际上不是单一的补给形式，起码都同时具有两种以上的补给水源，只是以哪种为主罢了。例如，我国的河流，其补给类型主要是雨水补给，其他类型的补给所占的比重较小。 四、河川径流 径流是指大气降水到达陆地上，除掉蒸发而余存在地表上或地下，从高处向低处流动的水流。径流可分地表径流和地下径流。而从地表和地下汇入河川后，向流域出口断面汇集的水流称为河川径流。由不同形式的降水(固态和液态)形成的径流，可分为降雨径流和冰雪融水径流。 河川径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理环境中最活跃的因素，是陆地上重要的水文现象，其变化规律集中反映了一个地区的自然地理特征。河川径流是可资人类长期开发利用的水资源。河川径流的运动变化，又直接影响着防洪、灌溉、航运、发电、城市供水等事业，以及人们的生命财产的安全。因此，河川径流是河流水文地理研究的重要内容。 (一)径流特征值 为了便于对河川径流的分析研究和对不同河川径流进行比较，就必须使用具有一定物理意义的，又能反映径流变化尺度的径流特征值。它是说明径流特征的数值。最常用的径流特征值有: 1(流量Q 3单位时间内通过某一过水断面的水量叫流量，单位为m/s。 因计算时段不同，有瞬时、日平均、月平均、年平均及多年平均流量之分。 2(径流总量W 3一定时段T 内通过某断面的径流总体积，叫径流总量，单位为m。 W=QT 3式中，Q流量(m/s);T为时段(如日、月、年等)长(s)。 3(径流模数m 2单位面积上所产生的平均流量叫径流模数，以L/(s? km)。 3m=Q×10/F 32式中，Q 为流量(m/s);F为流域面积(Km) 4(径流深R 某一时段内径流总量均匀地平铺在流域集水面积上的水层深度叫径流深，以 mm 计。 -3R =W/F ×10 5(径流系数α 流域某时段内径流深与形成这一径流深的流域平均降水量P的比值叫径流系数，无因次。 α=R/P 6(径流变率K , 某时段内径流值与其同一时段内长期平均值的比值,也叫模比系数。例如，年径流变率用下式计算 K=Q/Q=W/W=M/M=R/R ,,,,, 式中, Q、W、M 、R分别为多年平均流量、径流总量、径流模数、径流深;Q、W、,,、R分别为某年的平均流量、径流总量、径流模数、径流深。 ,,M 上述这些径流特征值之间都存在着一定的关系，并且可互相转换(表4.8)。 表4.8 径流特征值的相互关系 项目 Q W m R 33Q — W/T mF/10 10RT/T 33W QT — mFT/10 10RT 336m 10Q/F 10W/TF — 10R/T 336R QT/10F W/10T mT/10 — (二)河川径流的形成与变化 1(河川径流的形成 径流形成过程是一个极为错综复杂的物理过程。降雨径流的形成过程总的说来，是降雨经植物截留、填洼和下渗等损失后，剩余的雨水(即净雨水)在流域上形成地表和地下径流，再经过河槽汇聚，形成出口断面的流量过程。故降雨径流形成过程大致可分为如下三个阶段。 (1)流域蓄渗阶段 降水落到流域后，除一小部分(一般不超过5,)降落在河槽水面上的降水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸发。这对于径流形成来说，是降水水量的损失过程。当降水量满足于这些损失量之后，才能产生地表径流。在降水开始之后，地表径流产生之前，这个降水损失过程称为流域蓄渗阶段。 植物截留:降水被植物茎叶拦截的现象，叫植物截留。植物截留随降水开始而开始，结束而结束。植物截留的水量，最终消耗于蒸发，故对于径流形成来说，是一种损失。植物截留量与降水量、降水历时成正相关:当降水量相同时，降水历时越长，截留量越大。此外，植物截留量与植被类型和郁闭程度有关。 下渗:水分渗入土壤和地下的运动过程，叫下渗。下渗发生在降水期间及雨停后一段时间，只要地面有积水，便有下渗。下渗过程大致可分三个阶段:在降水初期，下渗水受分子引力作用为主，形成润湿水，进而形成薄膜水，这就是渗润阶段。在这一阶段，由于分子引力和重力共同作用，使下渗率具有较大的数值，称为初渗(ƒ)。随着土壤含水率增大，分子引力逐渐由0 毛细管力和重力作用所取代，水在岩土孔隙中作不稳定流动，这就是渗漏阶段。在这一阶段，下渗率随之减少。当岩土孔隙被水充满达到饱和状态时，水分主要受重力作用呈稳定流动，这就是渗透(渗流)阶段。这时，下渗率趋于一个稳定的数值，称为稳渗(ƒ)。下渗的水量，一部c 分消耗于此后的土壤蒸发，一部分补给地下水。这对于一次暴雨径流的形成来说，是一个损失，且是主要的损失。 填洼:当降水满足了植物截留、下渗之后，还必须填满地表上的洼地，才能产生径流。这种水在地面凹洼处停蓄的过程，叫填洼。填洼的水量消耗于蒸发和下渗，这也是一个损失。 在一次降水过程中，流域上各处的蓄渗量和蓄渗过程的发展是不均匀的，因此，地面产流的时间有先有后，先满足蓄渗量的地方就先产流。 在流域蓄渗过程中，水的运行均受制于垂向运行机制，水的垂向运行过程构成了降水在流域空间上的再分配，形成了地面径流、壤中径流和地下径流三种不同径流成分的产流过程。当降水满足植物截留、下渗、填洼和蒸发之后，开始产生地面径流;当地表土壤层中的水达到饱和后，在一定的条件下，部分水沿土壤侧向流动，形成壤中径流，也称表层流;下渗水流达到地下水面后，以地下水的形式向河槽汇集，形成地下径流。 (2)坡地汇流阶段 降水产流后，便在重力作用下，沿着坡地流动，叫坡地汇流，也称坡地漫流。坡地汇流过程中，一方面接受降水的补给，增大地面径流;另一方面在运行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。地面径流的产流过程与坡地汇流过程是相互交织在一起的，产流是汇流发生的必要条件，汇流是产流的继续和发展。 坡地汇流的形式，根据流态可分为片流、沟流和壤中流。 片流:就是积水铺满地表，水在地表呈薄片状流动，并没有明显的沟槽。它的流速和水深均较小。故属层流运动(即水流流速小，水质点呈平行而互不混杂的流动)。 沟流:就是水并不铺满地表，而是在坡面上形成无数细小的时分时合的沟溪，由沟注入河网。它的水深较大，流速较快，故属紊流运动(即水流流速大，水质点互相混杂，互相碰撞，内部紊乱的水流运动)。 壤中流(又称表层流):是地表土壤中水的流动，因地表较疏松，吸水较快，水就在地表土壤中缓慢流动，这种流动已接近于渗流。 坡地汇流三种形式中，以细小沟流为主，但不遵循固定的路线。它与河槽汇流相比，路程和历时都短得多。但流域上的净雨量有85,,95,是通过坡地汇流而进入河网的，故它在流 2域汇流中，占有重要的地位，尤其是小流域。据实验资料分析，流域面积在1km以下时，坡 2地汇流时间占全流域汇流时间的70,以上;若流域面积在20km以下时，坡地汇流时间占全流域汇流时间的32,以上。 坡地汇流过程中，沿程不断接收来水，又有下渗和蒸发，以及地形的影响，故是不稳定流。 在径流形成中，坡地汇流过程起着对各种径流成分(地表径流、壤中径流、地下径流)在时程上和量上的第一次再分配作用。降雨停止后，坡地汇流仍将持续一定时间。 (3)河网汇流阶段 坡地汇流的雨水到达河网后，沿着河网向下游干流出口断面汇集的过程，称为河网汇流阶段。此阶段自坡地汇流注入河网开始，直到将坡地汇入的最后雨水输送到出口断面为止。故此阶段表现为出口断面的流量过程，是径流形成过程的最终环节。 坡地汇流注入河网后，河网水量增加，水位上涨，流量增大，成为流量过程线的涨洪段。此时，由于河网水位上升速度大于其两岸地下水位的上升速度，当河水位高于地下水位，河水向两岸松散沉积物中渗透，补给地下水;在落洪阶段，河水低于两岸地下水位，则地下水补给河水，这就称为河岸调节作用。同时，在涨洪阶段，出口断面以上坡地汇入河网的总水量必然大于出口断面的流量，由于河槽就像一个狭长形的水库，从流域坡地上大量汇入的水，就会暂时停蓄在河槽中，使河水位升高。当坡地汇流停止后，河水位渐退，河槽蓄水慢慢流出。这种河槽“库容”对径流产生了调节作用，称为河槽调蓄作用。河槽调蓄作用与河流形状、河网密度及河槽纵比降有关。河流长而宽、深度大、河网密度大、河槽蓄水量多，调节作用显著;河 槽纵比降大、泄流快，调蓄作用较小。上述河岸调节作用和河槽调蓄作用，统称为河网调蓄作用。河网调蓄作用起着对径流在时程上的又一次再分配，使降雨径流历时延长，出口断面流量过程线比降雨过程线平缓得多。 由于河槽两侧坡地汇入的水量不均，横断面、河底纵坡各处不一，以及干支流的干扰，使水力条件变化极为复杂，其水流运动表现为一种洪水波的演进，属不稳定流。 在径流形成中通常把从降雨开始，到地表径流和壤中径流产生的过程，称为产流过程;而把坡地汇流和河网汇流过程，统称为流域汇流过程。径流形成过程实质上是水在流域内的再分配与运行过程。产流过程中水以垂向运行为主，它构成雨水在流域空间上的再分配过程，是构成不同产流机制(如超渗产流、蓄满产流等)和形成不同径流成分(地表径流、壤中径流、地下径流)的基本过程。汇流过程中水以侧向水平运行为主，水平运行机制是构成雨水在时程上再分配的过程，是构成流域汇流过程的基本机制，形成出口断面的流量过程。 2(影响河川径流的因素 径流的形成是各种自然地理因素综合作用的结果。影响径流的因素主要有气候、下垫面和人为因素。 (1)气候因素 气候是影响河川径流的最基本和重要因素，气候因素中的降水和蒸发直接影响径流的大小和变化。概括地说，降水多、蒸发少，则径流多，反之则少。在降水总量相同的情况下，降水的季节分配、强度、历时、雨区分布都会影响径流的大小和变化。夏季多雨，冬季少雨，则径流夏多冬少。强度大、历时短、雨区广的暴雨，下渗少，往往形成洪水，若降雨中心自上游向下游移动，常常造成较大洪水;反之则小。而气温、湿度、风等气候因素是通过降水和蒸发影响径流的。如气温高，蒸发量就大，径流则少;而在积雪区，气温越高，融雪量越多，补给河流的径流量就越大。 (2)下垫面因素 流域的下垫面因素具有对降水再分配的功能。下垫面因素包括地貌、土壤、地质、植被、湖沼等。 地貌对径流的影响也是很大的。流域内地貌形态、地势、坡度、坡向不同，径流大小和变化都不同。例如，陡峻的山地，漫流和汇流时间短，下渗少，径流变化大，大雨期易发山洪，而雨后不久，径流又迅速减少。平原的径流变化却很小。又如，在气候湿润的山区随着地势的升高，气温越低，降水越多，而蒸发越少，则径流会增加。在山地迎风坡则因降水多而径流明 显增多。 土壤和地质对径流的影响，主要决定于土壤的结构、岩石的性质和地质构造对下渗和地下径流的影响。例如，团粒结构的土壤，透水性强，可使85,的年降水量渗入地下;又因它的持水性好，蓄存的水不易蒸发，对河川径流变化有调节作用。而非团粒结构的土壤，孔隙小，毛管作用大，蒸发强烈，会使径流量变小。又如，透水性强的岩层厚，地质构造又有利于地下径流源源不断地补给河流，就有利于减缓河川径流的变化。 植被特别是森林，对径流有一定影响，主要表现在对下渗、蒸发的影响。植被对降雨截留越多，蒸发就越多。植被可增加地面粗糙度，改良土壤结构，提高持水性能，利于下渗，可调节河川径流的变化。植被还可降低地面增温率，减弱接近地面的风速，减少土壤水分蒸发。据观测，森林中土壤蒸发比裸露地土壤蒸发量小20,,30,。可见植被是河川径流良好的调节器。 湖沼主要通过蒸发和调节流域水量来影响径流。湖沼面积越大，流域蒸发量就会越大，尤其在干旱地区更为明显。同时，湖泊、沼泽都有一定的蓄水能力，可以在洪水季节和多水年份储蓄一定水量，而在枯水季节和少水年份放出，从而减缓径流变化。 (3)人为因素 人类活动影响径流是多方面的。例如，植树造林、修筑梯田，可以增加下渗水，调节径流变化;修水库虽然增加蒸发量，但可有计划地控制径流量，蓄洪补枯，均匀径流的年内分配;而不合理的进行枯水期灌溉，以及围湖、伐林扩大农田等，都会加剧河川径流的变化，甚至引起灾害。 综上所述，河川径流的形成和变化过程，是自然地理各因素，以及人类改造自然活动综合作用的结果。因此，必须全面地分析流域自然地理特征，以及人类活动对径流的影响，才能得到符合客观规律的正确认识。 3(河川径流的变化 河川径流的影响因素众多，各年的径流量都不一样。径流是多变的，其变化具有必然性和偶然性。必然性现象反映了必然规律。例如，大气运行的结果，必然会引起降水而产生径流，以及水文情势以年为周期的循环性和明显的季节性等。偶然性现象反映的是偶然性规律。例如，一次暴雨后，必然会产生径流，但径流的形成，受着许多气象和自然地理因素的影响，致使我们无法用其固有的规律推知其实际出现的数量，以及其在时间和空间上的确切分布。 (1)年正常径流量 天然河流的水量经常在变化，各年的径流量有大有小，实测多年径流量的平均值，称为多年平均径流量。如果实测资料的年数增加到无限大时，多年平均径流量将趋于一个稳定的数值，此称为年正常径流量。年正常径流量是年径流量总体的平均值。由于河川年径流量的总体是无穷的，难以取得的，因此可用多年平均径流量来代表。年正常径流量是一个稳定的数值，但其稳定性不能理解为不变性。它随着自然地理条件的改变而改变，不过在新的条件下，又趋于新的稳定。它说明河流的水资源的多少，是一个地区径流量的代表值，是河流开发的依据，也是比较不同河流的重要特征值。年正常径流量具有地带性，所以，也能画出年正常径流量等值线图，这是进行流域地理综合分析的重要特征值。 (2)河川径流的年际变化 由于影响径流的重要因素气候具有年际变化，因此，河川径流量和径流过程也有年际变化，再加上其他自然地理因素的综合作用的结果，使河川径流的年 际变化十分复杂。研究和掌握河川径流的年际变化规律，对于一个地区自然地理条件的综合分析评价，以及为水利工程的规划设计都是很重要的资料。 由于河川径流是流域自然地理因素综合作用的产物，因此，每条河流的年径流量变化都各有自己的特点，这些特点主要反映在径流年变化的幅度上。反映年径流量变化幅度主要是年径流量的变差系数值和绝对比率。 Cv 年径流量的变差系数值能反映总体的相对离散程度(即不均匀性)。年径流量值大，CvCv则年径流量的年际变化剧烈，易发生洪旱灾害，水工建筑物费用大;相反，Cv值小，则年径流量的年际变化小，水工建筑物费用就小。 影响径流年际变化的主要因素是气候，其次是下垫面因素和人类活动。气候因素具有地带性规律，即随地理位置而逐渐变化。此外，有些下垫面因素(例如流域高程、流域坡度等)在平面上也具有渐变的规律。这就决定了年径流变差系数Cv具有一定的地理分布规律，在一定区域范围内可以绘制Cv等值线图。 Cv值的变化与自然地理因素有着密切的关系，归纳起来有如下四方面:一是降水量少的地区，其Cv值大于降水量多的地区。因为降水量大的地区，水汽输送量大而稳定，降水量的年际变化较小。同时，降水量丰富的地区地表供水充分，蒸发比较稳定，故使年径流Cv值小;降水量少的地区，降水量集中而不稳定，蒸发量年际变化较大，致使年径流Cv值大。二是以雨水补给为主的河流，其Cv值大于以地下水补给为主的河流，也大于以冰雪融水补给为主的河流。因为冰雪融水量主要取决于气温，气温年际变化较降雨年际变化小，故冰雪融水的Cv值很小。例如我国天山、昆仑山、祁连山一带河流的Cv值只有0.1,0.2。以地下水补给为主的河流，因其补给量较稳定，故其Cv值也较小。例如，无定河上游，虽降水少，但地下水补给量大，故Cv值较小，在0.4以下，甚至只有0.2,O.3。三是平原和盆地的Cv值大于相邻的高山和高原地区。因为高原和山地抬升气流，多形成地形雨，使降水量比平原和盆地多而稳定。例如我国的长白山和大、小兴岭一带Cv值为0.3,O.4，而松辽平原和三江平原可达0.6,0.8以上。又如云贵高原Cv值在0.3以下，而四川盆地在0.4左右。四是流域面积小的河流，其Cv值大于流域面积大的河流。因大河集水面积大，而且流经不同的自然区域，各支流径流变化情况不一，丰枯年可以相互调节，加之大河河床切割很深;得到的地下水补给量多而稳定，所以大河的Cv值较小。 年径流量的绝对比率:多年最大年径流量与多年最小年径流量的比值，称为年径流量的绝对比率。年径流量变差系数Cv值大的河流，年径流量的绝对比率也较大，反之亦小。例如:长江汉口站的Cv值为0.13，绝对比率为O.22;松花江哈尔滨站的Cv值为O.41，绝对比率为6.9。 若年径流量大于正常年径流量，称为丰水年;若年径流量小于正常年径流量，则称为枯水年。从大量实测资料发现:丰水年和枯水年往往连续出现，称为丰水年组和枯水年组。而且丰水年组和枯水年组循环交替。在广东大约每10年内1个周期。我国南北方河流丰水年和枯水年多呈现相反的趋势，即有“南旱北涝”或“南涝北旱”的说法。 (3)河川径流的年内分配 由于河川径流补给条件的变化主要取决于气候，而气候变化具有季节性，故径流也随之有季节变化。在我国，冬季是河川径流量最为枯竭的季节，一般其径流量不及全年的5,;春季是河川径流普遍增多的时期，一般占年径流量的20,,30,;夏 季是河川径流最丰富的季节，一般可达年径流量的40,,50,;秋季是河川径流普遍减退的季节，一般为年径流量的20,,30,。可见径流的季节变化主要服从于降雨和气温的年内变化规律:在我国季风区，雨量集中在夏季，径流亦如此;在西北内陆地区的河流主要靠冰雪融水补给，夏季气温高，所以径流也集中在夏季。 (三)洪水和枯水 1(洪水 洪水是指大量的降水在短时间内汇入河槽，形成的特大径流。洪水又称为汛。洪水往往由于河槽容纳不下而漫溢成灾，故有“洪水猛兽”之说。据联合国统计，在全世界自然灾害损失中，洪涝灾害约占45,，旱灾和地震各占15,。因此，洪涝灾害是最大的灾害。 洪水是由于暴雨和冰雪融水在一定流域特性、河槽特性和人类活动等因素的影响下形成的。暴雨洪水是我国大多数河流的主要洪水类型。 洪峰流量Qm、洪水总量W和洪水过程线，称为洪水三要素(图4.36)。洪水三要素是水利工程设计的重要依据。通常所说的某水库是按百年一遇洪水设计，就是指该水库所能够抗御重现期为百年的洪水，“百年一遇”即为该水库的设计 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 。设计标准是根据水工建筑物的规模和重要性而定的，设计标准越高，抗御洪水的能力就越强，就越安全，但是造价也越高。 在天然河道中，洪水的流量和水位随时间而呈波状起伏的变化，称为洪水波。洪水波波面上各点的比降i是不同的，它与稳定流时的水面比降i(与河底比降基本相近)之差，称为附0 加比降i，即i=i- i。当稳定流时，i=0，涨洪时i>O，退洪时i<0。在附加比降i的作ΔΔ0ΔΔΔΔ用下，洪水波在传播过程中不断发生变形。在无支流的棱形河道中，洪水波变形主要为展开和扭曲(图4.37)。 图4.36 洪水要素示意图 图4.37 洪水波运动变形图 洪水波的展开:洪水波在传播过程中，由于波前(BC段)的附加比降大于波后(AB段)的1111附加比降，使波前的运动速度(V前)大于波后的运动速度(V后)，从而使波长不断加大(AC>AC)，而波高不断减少(h2< h1)的变形过程，称为洪水波的展开。[注:洪水波水面相对2211 于稳定流水面的比降，称为附加比降] 洪水波的扭曲:洪水波在传播过程中，由于波峰点(B)的水深最大，使波峰点(VB)的运动速度(V)大于波前的运动速度(V前)，从而使波前变短(BCi BC)，而波B22112211后变长(AB>AB)、变缓(i AB隔水底板 图4.43 均质岩石中潜水与河流相互补给关系 潜水具有明显的纬度地带性和垂直带性特征。例如我国东部热带潮湿气候下的潜水水温较高，主要为重碳酸盐——钙水，并含较多硅酸。亚热带潮湿气候下的潜水矿化度很低，主要为重碳酸盐——钙——钠水和重碳酸盐——钙水。温带湿润气候下的潜水主要为重碳酸盐——钠——钙——镁水。寒温带岛状多年冻结潜水温度低、矿化度低，主要为重碳酸盐水。 (三)承压水 充满两个隔水层之间的含水层中的重力水称承压水。承压水水头高于隔水顶板，在地形条件适宜时，其天然露头或经人工凿井喷出地表称自流水。隔水顶板妨碍含水层直接从地表得到补给，故自流水的补给区和分布区常不一致。 在适当地质构造条件下，孔隙水、裂隙水和岩溶水都可以形成自流水。在盆地、洼地或向斜中，出露于地表的含水层，海拔较高部分成为地下水的补给区，海拔较低部分成为排泄区。在补给区和排泄区之间的承压区打井或钻孔，穿过隔水顶板之后，水就涌到井中。单斜构造也可以构成自流含水层。当单斜含水层的一侧出露地表成为补给区，另一侧被断层切割，而断层构成水的通道时，则成为单斜含水层的自流排泄区，此时承压区介于补给区与排泄区之间,情况与自流盆地相似(图4.44a)。当含水层一端出露于地表，另一端在某一深度上尖灭或被断层切割而不导水时,一旦补给量超过含水层容水量,水就从含水出露带的较低部分外溢,其余部分 44b)。则成为承压区(图4. 图4.44 自流单斜构造 1.隔水层;2.含水层;3.水流方向;4.断层线;5.泉 小结 地下水按埋藏条件分为上层滞水、潜水和承压水。地下水在岩石空隙中的运动称为渗透，其运动形式分为层流运动和紊流运动。达西定律是说明层流运动的基本规律。紊流运动服从谢才定律。 复习思考题 1( 地下水按埋藏条件可分为哪三种类型,试比较它们的特征。