河流湖泊和地下水4章

河流湖泊和地下水4章第1頁/共135頁(二)水系形式水系形式是一定的巖層構(gòu)造、沉積物性質(zhì)和新構(gòu)造應(yīng)力場的反映。據(jù)此，水系形式通常分為樹枝狀、格狀和長方形三類。水系形式也可按干支流相互配置的關(guān)系或它們構(gòu)成的幾何形態(tài)來劃分。可分為以下幾種：扇狀水系；羽狀水系；梳狀水系；平行水系等。第2頁/共135頁第3頁/共135頁(三)河流的縱橫斷面河源與河口的高度差，即是河流的總落差；單位河長的落差，叫做河流的比降，通常以小數(shù)或千分?jǐn)?shù)表示。河流縱斷面能夠反映河流比降的變化。以落差為縱軸，距河口的距離為橫軸，據(jù)實(shí)測高度值定出各點(diǎn)的坐標(biāo)，連接各點(diǎn)得到河流的縱斷面圖。第4頁/共135頁

河流縱斷面分為四種類型：全流域比降接近一致的，為直線形縱斷面；河源比降大，而向下游遞減的，為平滑下凹形縱斷面；比降上游小而下游大的，為下落形縱斷面；各段比降變化無規(guī)律的，可形成折線形縱斷面。河槽中垂直于流向并以河床為下界、水面為上界的斷面，是河流的橫斷面。第5頁/共135頁(四)河流的分段一條河流常常可以根據(jù)其地理—地質(zhì)特征分為河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源指河流最初具有地表水流形態(tài)的地方，因此也是全流域海拔最高的地方，通常與山地冰川、高原湖泊、沼澤和泉相聯(lián)系。

上游指緊接河源、河谷窄、比降和流速大、水量小、侵蝕強(qiáng)烈、縱斷面呈階梯狀并多急灘和瀑布的河段。第6頁/共135頁三江源保護(hù)區(qū)(黃河源頭)第7頁/共135頁黃河上游第8頁/共135頁黃河上游第9頁/共135頁第10頁/共135頁

中游水量逐漸增加，但比降已較和緩，流水下切力已開始減小，河床位置比較穩(wěn)定，侵蝕和堆積作用大致保持均衡，縱斷面往往成平滑下凹曲線。

下游河谷寬廣，河道彎曲，河水流速小而流量大，淤積作用顯著，到處可見淺灘和沙洲。

河口是河流入海、入湖或匯入更高級河流處，經(jīng)常有泥沙堆積，有時分汊現(xiàn)象顯著，在入海、湖處形成三角洲。第11頁/共135頁黃河中游第12頁/共135頁黃河壺口瀑布第13頁/共135頁黃河下游第14頁/共135頁黃河下游第15頁/共135頁黃河游覽區(qū)第16頁/共135頁黃河河口第17頁/共135頁(五)流域特征對河流的影響

流域面積是流域的重要特征之一。河流水量的大小和流域面積大小有直接關(guān)系。除干燥區(qū)外，一般是流域面積愈大，河流水量也愈大。

流域形狀對河流水量變化也有明顯的影響。圓形或卵形流域降水最容易向干流集中，從而形成巨大的洪峰；狹長形流域洪水宣泄比較均勻，因而洪峰不集中。

流域的高度主要影響降水形式和流域內(nèi)的氣溫，進(jìn)而影響流域的水量變化。根據(jù)某一高度上的降雨、降雪量和融雪時間，可以估計河流的水情變化。第18頁/共135頁

流域方向或干流方向?qū)Ρ┫跁r間有一定的影響。如流域向南，降雪可能較快消融徑流或滲入土壤；流域向北，則冬季降雪往往遲至次年春季才開始融化。流域中干支流總長度和流域面積之比，稱為河網(wǎng)密度。河網(wǎng)密度是地表徑流豐富與否的標(biāo)志之一。流域氣候、植被、地貌特征、巖石土壤的滲透性和抗蝕能力，是河網(wǎng)密度大小的決定性因素．第19頁/共135頁二、水情要素１、水位：河流中某一標(biāo)準(zhǔn)基面或測站基面上的水面高度，叫做水位。水位高低是流量大小的主要標(biāo)志。流域內(nèi)的徑流補(bǔ)給是影響流量、水位變化的主要因素。但是，其他因素也可以影響水位變化。河流水位有年際變化和季節(jié)變化，山區(qū)冰源河流甚至有日變化。通過分析水位過程線，可以研究河流的水源、汛期、河床沖淤情況和湖泊的調(diào)節(jié)作用。在實(shí)際工作中，還必須知道水位變化的某些特征值，例如平均水位、平均高水位、平均低水位、中水位、常水位等等。第20頁/共135頁2、流速：指水質(zhì)點(diǎn)在單位時間內(nèi)移動的距離。決定于縱比降方向上水體重力的分力與河岸和可底對水流的摩擦力之比。河道中的流速分布：由于河床的地勢傾斜和粗糙程度，以及斷面水力條件的不同，天然河道中的流速分布復(fù)雜。一般河流縱斷面流速分布為上游河段流速最大，中游河段流速小，下游河段流速最小。河流過水?dāng)嗝娴牧魉購乃嫦蚝拥走f減，從兩岸向最大水深方向增大。

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在天然河道中平均流速的計算：可以運(yùn)用等流速公式，即薛齊公式計算流水某一時段的平均流速V=C×（RI）1/2次方。式中，R為水力半徑，為過水?dāng)嗝婷娣e與水浸部分弧長之比；I為河流縱比降；c為待定系數(shù)?？捎脙煞N方法確定系數(shù)（1）滿寧公式：C=1/N×R1/6

其中，N為河槽粗糙系數(shù)，R為水力半徑。（２）巴甫諾夫斯基公式：Ｃ＝1/N×RX

其中，R具有可變指數(shù)當(dāng)X等于1/6時，與滿寧公式相同。第22頁/共135頁3、流量：單位時間內(nèi)通過某過水?dāng)嗝娴乃?，叫流量。用Q表示，單位立方米/秒。4、水溫與冰情：（1）河流的補(bǔ)給特征是影響河水溫度狀況的主要因素。（2）河水溫度也隨時間變化表現(xiàn)為日變化和季節(jié)性變化。（3）河水溫度還隨流程遠(yuǎn)近而發(fā)生變化。（4）冰情的變化。第23頁/共135頁三、河川徑流

(一)徑流的形成和集流過程徑流的形成是一個連續(xù)的過程，但可以劃分為幾個特征階段。1．停蓄階段：降水落到流域內(nèi)一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，然后經(jīng)過下滲，進(jìn)入土壤和巖石孔隙中，形成地下水。所以降水初期不能立即產(chǎn)生徑流。降水量超過上述消耗而有余時，便在一些分散洼地停蓄起來。這種現(xiàn)象稱為填洼。對于徑流形成而言，停蓄階段是一個耗損過程；但從增加雨水對地下水的補(bǔ)給和減少水土流失來說，這個階段具有重要意義。第24頁/共135頁2．漫流階段：植物截留和填洼都已達(dá)到飽和，降水量超過下滲量時，地表便開始出現(xiàn)沿天然坡向流動的細(xì)小水流，即坡面漫流。坡面漫流逐漸擴(kuò)大范圍，并分別流向不同的河槽里，叫漫流階段。這個階段只有下滲起著削減徑流形成的作用。而土壤、巖石的下滲強(qiáng)度，從開始下滲即逐步減小，一定時間后常成為穩(wěn)定值，這個穩(wěn)定值稱為穩(wěn)滲率。所以漫流階段的產(chǎn)流強(qiáng)度，決定于降水強(qiáng)度和土壤穩(wěn)滲率之差。各種土壤的下滲強(qiáng)度不同，故產(chǎn)流情況也不一樣。在同樣降水強(qiáng)度下，砂質(zhì)土地區(qū)產(chǎn)流強(qiáng)度較小，而壤土地區(qū)產(chǎn)流強(qiáng)度較大。第25頁/共135頁

坡面漫流是地表徑流向河槽匯集的中間環(huán)節(jié)，分為片流、溝流和壤中流三種形式，其中，溝流是主要形式。水在地表紋溝中流動，流速一般不超過1—2m／s，但流速和流量都從坡頂向坡底增加，沖刷力也相應(yīng)地向坡底增強(qiáng)。片流并不多見。壤中流是指水在地表下數(shù)厘米的土壤中流動，其速度不大，開始時間也比較晚，但降水停止后仍可持續(xù)一段時間。地表土壤物質(zhì)往往由這種坡面漫流帶入河槽。第26頁/共135頁3．河槽集流階段：坡面漫流的水進(jìn)入河道中，沿河網(wǎng)向下游流動，使河流流量增加，叫做河槽集流。河槽集流階段，大部分河水流出河口，小部分滲入河谷補(bǔ)給地下水。待洪水消退后，地下水又反過來補(bǔ)給河流。河槽集流過程在降水停止后還將繼續(xù)很長時間。這個階段包括雨水由坡面進(jìn)入河網(wǎng)，最后流出出口斷面的整個過程，是徑流形成的最終環(huán)節(jié)。上述三個階段是指長時間連續(xù)降水下發(fā)生的典型模式。實(shí)際上由于每次降水的強(qiáng)度和持續(xù)時間不同，各流域自然條件也不一樣，無論是不同流域，或是同一流域在不同降水過程中的徑流形成，都可能有差別。第27頁/共135頁河川徑流形成過程第28頁/共135頁（二）徑流計量單位在研究某時段內(nèi)河流水量變化和比較各河流的徑流量時，都必須采用適當(dāng)?shù)牧恐祦碛嬎?。常用的有以下幾種：1、流量Q：在單位時間內(nèi)通過河道過水?dāng)嗝娴乃?。公式Q=AV。其中：A為過水?dāng)嗝婷娣e；V為水流的平均速度。2、徑流總量W：在特定時段內(nèi)流過河流斷面的總水量，稱為流量。單位立方厘米。公式：W=QT。其中，Q為平均流量，T為時間。3、徑流模數(shù)M：單位時間單位面積上產(chǎn)生的水量。公式：M=Q/F，Q為流量，F(xiàn)為流域面積。它可用來比較不同流域的單位面積產(chǎn)水量。第29頁/共135頁4、徑流深度Y：流域面積除該流域一年的徑流總量。公式；Y=W/F。5、徑流變率（模比系數(shù)K）：任何時段的徑流值M1、Q1、Y1等，與同時段多年平均值M0、Q0或Y0之比。公式：K=M1/M0=Q1/Q0=Y1/Y06、徑流系數(shù)A：一定時期的徑流深度Y與同期降水量X之比。公式：A=Y/X

徑流系數(shù)常用百分?jǐn)?shù)表示。降水量大部分形成徑流則A值大，降水量大部分消耗于蒸發(fā)和下滲，則A值小。第30頁/共135頁（三）徑流的變化1．年內(nèi)變化：隨著氣候的周期性變化，一年中河流補(bǔ)給狀況、水位、流量等也相應(yīng)發(fā)生變化。根據(jù)一年內(nèi)河流水情的變化，可以分為若干個水情特征時期，如汛期、平水期、枯水期或冰凍期。河流處于高水位的時期稱為汛期。我國絕大多數(shù)河流的高水位是夏季集中降水造成的，又叫夏汛。枯水期是河流處于低水位的時期。河水主要依靠地下水補(bǔ)給，流量和水位變化很??；如果此時河流封凍，又稱冰凍期。平水期是河流處于中常水位的時期。洪水過后，退水較緩慢，所以從汛期到枯水期之間有一段過渡時期，水位處于中常狀況。第31頁/共135頁2、年際變化：由降水量的年際變化引起。通常以徑流的離差系數(shù)來表示年徑流的變化程度。我國中等河流的離差系數(shù)，長江以南一般在0．30以下，長江下游、黃河中游各河流和東北山區(qū)河流為0．40，淮河為0．60，海河為0．70。這種大致從南向北增長的趨勢，與我國降水量變率的分布趨勢基本一致。第32頁/共135頁（四）特征徑流1．洪水河流水位達(dá)到某一高度，致使沿岸城市、村莊、建筑物、農(nóng)田受到威脅時，稱為洪水位。連續(xù)的強(qiáng)烈降水是造成洪水的主要原因，積雪融化也可以造成洪水。流域內(nèi)的降水分布、強(qiáng)度、降水中心移動路線，以及支流排列方式，對洪水性質(zhì)有直接影響。洪水按來源可分為上游演進(jìn)洪水和當(dāng)?shù)睾樗畠深?。上游徑流量顯著增加，洪水自上而下沿河推進(jìn)，就形成上游演進(jìn)洪水。當(dāng)?shù)睾樗畡t是由所處河段的地面徑流直接形成的。實(shí)際觀測發(fā)現(xiàn)，同一河流的上游洪峰比較尖銳，變幅大，而下游則漸趨平緩，變幅也逐漸減小。洪水傳播速度與河道形狀有關(guān)，河道整齊的傳播快，不規(guī)則的傳播慢。若河流流經(jīng)湖泊或泛出河道，則洪水傳播速度更慢。2、枯水：一年內(nèi)沒有洪水時期的徑流，稱為枯水徑流?？菟趶搅鞒蔬f減現(xiàn)象，久旱之后，可能出現(xiàn)年內(nèi)最小流量?？菟畯搅髦饕獊碓从诹饔虻牡叵滤a(bǔ)給。第33頁/共135頁四、河流的補(bǔ)給(一)河流補(bǔ)給的形式降水、冰川積雪融水、地下水、湖泊和沼澤，都可以構(gòu)成河流的水源。不同地區(qū)的河流從各種水源中得到的水量不同；即使同一條河流，不同季節(jié)的補(bǔ)給形式也不一樣。這種差別主要是由流域的氣候條件決定的，同時也與下墊面性質(zhì)和結(jié)構(gòu)有關(guān)。(二)各種補(bǔ)給的特點(diǎn)1．降水補(bǔ)給

雨水是全球大多數(shù)河流最重要的補(bǔ)給來源。降水補(bǔ)給為主的河流的水量及其變化，與流域的降水量及其變化有著十分密切的關(guān)系。

2．融水補(bǔ)給

融水補(bǔ)給為主的河流的水量及其變化，與流域的積雪量和氣溫變化有關(guān)。這類河流在春季氣溫回升時，常因積雪融化而形成春汛。春季氣溫和太陽輻射不像降水量變化那樣大，所以春汛出現(xiàn)的時間較為穩(wěn)定，變化也較有規(guī)律。

第34頁/共135頁3．地下水補(bǔ)給河流從地下所獲得的水量補(bǔ)給，稱地下水補(bǔ)給。地下水是河流較經(jīng)常的水源，一般約占河流徑流總量的15％～30％。地下水補(bǔ)給具有穩(wěn)定和均勻兩大特點(diǎn)。深層地下水因受外界條件影響較小，其補(bǔ)給通常沒有季節(jié)變化，淺層地下水補(bǔ)給狀況則視地下水與河流之間有無水力聯(lián)系而定。

4．湖泊與沼澤水補(bǔ)給：湖泊、沼澤水補(bǔ)給量的大小和變化，取決于湖泊和沼澤對水量的調(diào)節(jié)作用。湖泊面積愈大，水量愈多，調(diào)節(jié)作用就愈顯著。一般說來，湖泊沼澤補(bǔ)給的河流，水量變化緩慢而且穩(wěn)定。

5．人工補(bǔ)給：從水量多的河流、湖泊中調(diào)到水量少的河流,向河流中排泄廢水等都屬于人工補(bǔ)給范圍。第35頁/共135頁五、流域的水量平衡：六、河流的分類：七、河流與地理環(huán)境的相互影響：第36頁/共135頁第七節(jié)

湖泊與沼澤

第37頁/共135頁一、湖泊

(一)湖泊的成因和類型地面洼地積水形成較為寬廣的水域稱為湖泊。湖盆是形成湖泊的必要地貌條件，水則是形成湖泊不可或缺的物質(zhì)基礎(chǔ)。湖泊分類多種多樣，常見的有：

1)按照湖水來源，把湖泊分為海跡湖和陸面湖兩大類。海跡湖過去曾經(jīng)是海洋后才與之分離，陸面湖則包括陸地表面的絕大部分湖泊。

2)依據(jù)湖水與徑流的關(guān)系，把湖泊分為內(nèi)陸湖和外流湖。

3)根據(jù)湖水的礦化程度，把湖泊分為淡水湖和咸水湖。其中咸水湖又可根據(jù)水中溶解鹽類的主要成分，進(jìn)一步分為碳酸鹽湖、硫酸鹽湖、氯化物鹽湖等。排水湖為淡水湖，非排水湖多為咸水湖。

4)按湖水溫度狀況，把湖泊分為熱帶湖、溫帶湖和極地湖等。

5)以湖水存在的時間久暫，湖泊可分為間歇湖、常年湖。

第38頁/共135頁浙江千島湖第39頁/共135頁按湖盆的成因分類

構(gòu)造湖：由于地殼的構(gòu)造運(yùn)動而沿斷裂（斷裂、斷層、地塹等）產(chǎn)生一些凹陷形成湖盆。其特點(diǎn)是：湖岸平直、狹長、陡峻、深度大。例如，貝加爾湖、坦噶尼喀湖、滇池、洱海。還有一些是由于構(gòu)造運(yùn)動引起區(qū)域地殼下沉而形成湖盆，如維多利亞湖、洞庭湖、鄱陽湖、太湖等。第40頁/共135頁貝加爾湖第41頁/共135頁第42頁/共135頁第43頁/共135頁云南——滇池第44頁/共135頁?火口湖：火山噴發(fā)停止后，火山口成為積水的湖盆。其特點(diǎn)是外形近圓形或馬蹄形，深度較大。如白頭山上的天池、雷州半島的湖光湖。長白山上的天池

第45頁/共135頁堰塞湖：有熔巖堰塞湖與山崩堰塞湖之分。

熔巖堰塞湖為火山爆發(fā)熔巖流阻塞河道形成，如鏡泊湖、五大連池等；

山崩堰塞湖為地巴山崩引起河道阻塞所致，這種湖泊往往維持時間不長，又被沖而恢復(fù)原河道。例如岷江上的大小海子（1932年地震山崩形成的）。

此外，水庫是一種人工堰塞湖，它由人工在河道上建壩蓄水而成。第46頁/共135頁黑龍江五大連池第47頁/共135頁河成湖：由于河流改道、截彎取直、淤積等，使原河道變成了湖盆。其外形特點(diǎn)多是彎月形或牛軛形，故又稱牛軛湖，水深一般較淺。例如，我國江漢平原上的一些湖泊。

寧夏黃河牛軛湖

第48頁/共135頁湖北秭歸縣沙鎮(zhèn)溪千將坪特大滑坡全貌第49頁/共135頁風(fēng)成湖：由于風(fēng)蝕洼地積水而成，多分布在干旱或半旱地區(qū)。湖水較淺，面積大小、形狀不一，礦化度較高。例如，我國內(nèi)蒙古的湖泊、甘肅敦煌的月牙湖。月牙湖第50頁/共135頁寧夏風(fēng)成湖第51頁/共135頁冰成湖：由古代冰川或現(xiàn)代冰川的刨蝕或堆積作用形成的湖泊，即冰蝕湖與冰債湖。

其特點(diǎn)是大小、形狀不一，常密集成群分布。例如芬蘭、瑞典、北美洲及我國西藏的湖泊。

第52頁/共135頁北美洲五大湖第53頁/共135頁海成湖：在淺海、海灣及河口三角洲地區(qū)，由于沿岸流的沉積，使沙嘴、沙洲不斷發(fā)展延伸，最后封閉海灣部分地區(qū)形成湖泊，又稱為瀉湖。

攔灣壩（萬寧市）

第54頁/共135頁攔灣壩

第55頁/共135頁溶蝕湖：由于地表水和地下水溶蝕了可溶性巖層所致。形狀多呈圓形或橢圓形，水深較淺。例如，貴州的草海。

草海第56頁/共135頁

吞吐湖（泄水湖）和閉口湖（不泄水湖）。前者既有河水注入，又能流出，例如，洞庭湖、鄱陽湖等；后者只有入湖河流，沒有出湖水流，例如，青海湖、里海等。有時有河水注入，又能流出，有時只有入湖河流，沒有出湖水流，他們呈間隙發(fā)生，稱間隙湖。新疆哈納斯湖第57頁/共135頁世界上最大的湖——里海第58頁/共135頁(二)湖水的性質(zhì)

1．顏色和透明度：湖水一般呈淺藍(lán)、青藍(lán)、黃綠或黃褐色。湖水顏色以含沙量多少、泥沙顆粒大小、浮游生物種類和數(shù)量多少為轉(zhuǎn)移。一般說，含沙量小，泥沙顆粒小、浮游生物少，則湖水呈淺藍(lán)或青藍(lán)色；反之則呈黃綠或黃褐色。湖水透明度與太陽光線，湖水含沙量、溫度及浮游生物都有關(guān)系。確定湖水透明度的方法與海水相同。2．溫度太陽輻射熱是湖水的主要熱量來源。水汽凝結(jié)潛熱、有機(jī)物分解產(chǎn)生的熱和地表傳導(dǎo)熱，也是熱量收入的組成部分。而湖水向外輻射和蒸發(fā)，則是熱量損耗的主要方式。湖水的溫度分布有三種形式（1）是逆列狀態(tài)（2）等溫狀態(tài)；（3）正列狀態(tài)。第59頁/共135頁第60頁/共135頁3．湖水的化學(xué)成分大致相同，但化學(xué)元素含量及其變化，卻可以因時因地而有較大差異。作為補(bǔ)給來源的降水、地表徑流和地下水，含有許多溶解氣體和鹽類。在不同的自然條件下，降水、地表徑流和地下水帶入湖泊的化學(xué)元素種類和含量有差別。降水量和蒸發(fā)量的不同，使湖水鹽分增加或減少的量不同。湖水排泄?fàn)顩r良好與否，使鹽分積累過程發(fā)生迥然不同的區(qū)別。湖岸巖石性質(zhì)，水生物繁殖狀況等，都影響湖水的化學(xué)成分。

鹽湖是化學(xué)成分非常特殊的一類湖泊，鹽湖是封閉地形和干燥氣候共同作用的產(chǎn)物。封閉地形阻礙由盆地周邊山地攜帶到湖泊中的各種化學(xué)元素向盆地外遷移，干旱氣候則導(dǎo)致湖水大量蒸發(fā)，促使鹽分在地表聚集。一些鹽湖湖水成分以氯化物為主，食鹽含量最大，鉀、鎂、鋰含量也較高，另一些鹽湖含芒硝和硼。第61頁/共135頁

鹽湖水干后成了——鹽礦鹽湖

第62頁/共135頁鹽度最大的湖——死海死海的水含鹽量很高，一般為250‰，每公升湖水含鹽227～275克，在110米深處，可達(dá)到327克。因此，死海成了一個“大鹽庫”，所蘊(yùn)藏的鹽量足夠全世界40億人食用2000年。此外，湖水里還有幾十億噸的鉀鹽、硫酸鎂、溴、碘和其它許多有用的化學(xué)元素。死海湖水的鹽類含量高，比重也大，一般為1.172～1.227，比人體比重（1.021～1.097）大，因此，人在水面上躺著也不會下沉。

第63頁/共135頁青海湖第64頁/共135頁青海湖第65頁/共135頁鹽度最大的湖——死海第66頁/共135頁(三)湖泊水文特征1．湖水的運(yùn)動

(1)定振波：全部湖水圍繞著某一個或幾個重心而擺動的現(xiàn)象，稱為定振波。大小湖泊都可以形成定振波。大氣壓力發(fā)生急劇變化、暴雨、山地下沉氣流沖擊湖面等使湖面大部分水的平衡遭到破壞，都可以發(fā)生定振波。但是，定振波和暴風(fēng)雨的關(guān)系最為密切。定振波不只是水面，而是整個水體的水分子都在運(yùn)動。水體一側(cè)上升，另一側(cè)下降。作用力消失后，擺動仍可延續(xù)一些時間。

影響定振波波幅大小、周期長短的主要因素是湖盆形態(tài)、面積和湖水深度。面積小、深度大的湖泊，定振波擺動快、周期短、水位變幅也大；反之則周期長、變幅小。單定振波和雙定振波兩種。第67頁/共135頁第68頁/共135頁(2)湖流：導(dǎo)致湖水流動的原因很多。有河流注入的湖，河流人口處的水面比外泄處略高于是湖水就發(fā)生單向緩慢流動。風(fēng)的作用可使湖水隨湖面風(fēng)向運(yùn)動，如果風(fēng)向穩(wěn)定，水量將集中于向風(fēng)岸，并在那里下沉，背風(fēng)岸則發(fā)生水的上升運(yùn)動，湖水形成閉合垂直環(huán)流。定振波造成水面傾斜，湖水在重力作用下也可發(fā)生湖流。水溫變化造成湖水的垂直循環(huán)，也產(chǎn)生湖流。溫帶湖因水溫正列、逆列和等溫狀態(tài)周期性的更替，每年可發(fā)生兩次對流，稱為雙對流。熱帶、極地或高山湖水溫成正列或逆列狀態(tài)，每年只發(fā)生一次對流，分別稱為熱單對流和冷單對流。第69頁/共135頁第70頁/共135頁2、水位變化與水量平衡湖水的水位變化與水量平衡緊密聯(lián)系的。當(dāng)湖水收入超過支出，水量成正平衡，水位上升。當(dāng)湖水支出超過收入，水量成負(fù)平衡，水位就下降。湖水收支季節(jié)差異，使湖水水位發(fā)生相應(yīng)的季節(jié)升降。融雪補(bǔ)給湖春季出現(xiàn)高水位；冰川補(bǔ)給湖夏季出現(xiàn)最高水位；雨水補(bǔ)給湖雨季出現(xiàn)最高水位。另外，多年氣候變化、湖盆淤塞和湖岸升降都可以反映在湖的水位變化。第71頁/共135頁二、沼澤（marsh或swamp）

第72頁/共135頁(一)沼澤的成因

通常把較平坦或稍低洼而過度濕潤的地面稱為沼澤。

沼澤形成過程基本上有兩種情況，即水體沼澤化和陸地沼澤化。

1．水體沼澤化

沿湖岸水生植物或漂浮植物向湖中央生長，使全湖布滿植物，大量有機(jī)物質(zhì)堆積于湖底，形成泥炭，湖漸變淺，最后形成沼澤。低洼平原的河流沿岸沼澤化過程與此相似。當(dāng)河水不深、流速也不大時，水生植物從岸邊生長，造成泥炭堆積，最終導(dǎo)致河流沿岸沼澤化。這些都屬于水體沼澤化。第73頁/共135頁2．陸地沼澤化：陸地沼澤化表現(xiàn)為多種形式，但基本形式是森林沼澤化和草甸沼澤化兩種。（1）在過濕區(qū)域的森林砍伐跡地或火燒跡地上，草本植物大量繁殖，一方面阻礙木本植物生長，另方面又成為苔蘚植物的溫床，最后形成苔蘚沼澤，這是森林沼澤化。（2）地表長期處于過濕狀態(tài)，特別是河水泛濫及鄰近水體沼澤化的影響，使?jié)撍簧呋虻叵滤雎对斐刹莸榈倪^度濕潤，以致低洼處水分積聚，土壤中形成嫌氣環(huán)境，死亡有機(jī)質(zhì)在嫌氣細(xì)菌作用下，緩慢分解而形成泥炭層，這是草甸沼澤化。（3）此外，海濱高低潮位間反復(fù)被海水淹沒的平坦海岸帶，也可形成沼澤；高山或高原多年凍土區(qū)的古夷平面、寬廣河流階地、甚至平坦分水嶺上，凍土層阻礙地表水下滲，即使降水量并不豐富，地表仍能處于過濕狀態(tài)，形成沼澤。

第74頁/共135頁(二)沼澤水文特征

沼澤一般排水不暢，加以植物叢生，故沼澤水的運(yùn)動十分緩慢。沼澤水的主要補(bǔ)給來源是降水、融雪水和地下水。蒸發(fā)是沼澤水的主要損耗方式。沼澤中的泥炭層毛管發(fā)育良好，可使數(shù)米深的地下水上升至地表，而泥炭層吸熱能力強(qiáng)，有利于蒸發(fā)的進(jìn)行，所以沼澤的蒸發(fā)比較強(qiáng)烈，蒸發(fā)量大于自由水面。泥炭中的水流動很緩慢。2—3米/日.

徑流極小，對河流的補(bǔ)給作用很小。第75頁/共135頁（三）沼澤的類型1、低位沼澤

也稱富營養(yǎng)型沼澤，它是沼澤發(fā)育的初級階段。主要特征是；沼澤表面呈淺碟形；泥炭層不太厚；由于地表水和地下水補(bǔ)給豐富，水文狀況尚未發(fā)生顯著變化；沼澤植物以嗜養(yǎng)分植物為主（如莎草、蘆葦?shù)龋?、中位沼澤

也叫過渡型沼澤或中營養(yǎng)型沼澤。它是沼澤發(fā)育的過渡階段。主要特征是：由于泥炭層的日益增厚，沼澤表層變得平坦；水分運(yùn)動狀況發(fā)生了改變；沼澤植物以中養(yǎng)分植物為主。第76頁/共135頁第77頁/共135頁第78頁/共135頁3、高位沼澤

也稱貧營養(yǎng)型沼澤，它是沼澤發(fā)育的高級階段。特點(diǎn)是：由于泥炭的不斷累積，泥炭層較厚；沼澤表面中部凸起；沼澤中水文狀況發(fā)生了顯著的變化；沼澤植物以需養(yǎng)分少的為主（如水蘚、羊胡子草等）。必須注意的是：這里的低位沼澤、中位沼澤、高位沼澤，不是以其所處地形高低命名，而是以其外部形態(tài)等特征命名的。第79頁/共135頁第80頁/共135頁第八節(jié)：地下水

GROUNDWATER第81頁/共135頁第82頁/共135頁第83頁/共135頁第84頁/共135頁第85頁/共135頁一、地下水的物理性質(zhì)和化學(xué)成分（一）地下水的物理性質(zhì)1、溫度：2、顏色：3、透明度：4、比重：5、導(dǎo)電性：6、放射形：7、嗅感和味感：第86頁/共135頁（二）地下水的化學(xué)成分1、氣體：2、PH值：3、離子成分和膠體物質(zhì)：構(gòu)成地下水中主要離子成分的元素有氯離子、硫酸根離子、碳酸根離子、鈉離子、鉀離子、鈣離子、鎂離子、氮化物、鐵離子、硅離子等。第87頁/共135頁（三）地下水的總礦化度和硬度1、總礦化度：水的總礦化度是指水中離子、分子和各種化合物的總含量、通常是以水烘干后所得殘渣來確定。單位是g/L。2、硬度：

總硬度：水中鈣、鎂離子的總含量，稱為水的總硬度。

暫時硬度：當(dāng)水煮沸時，一部分鈣鎂離子的重碳酸鹽因失去二氧化碳而成為碳酸鹽沉淀，沉淀部分叫暫時硬度。

永久性硬度：總硬度減去暫時硬度。第88頁/共135頁第89頁/共135頁二、巖石的水理性質(zhì)

松散的巖石有孔隙，堅硬的巖石中有裂隙，易溶巖石有孔洞。水就會以不同形式存在于這些空隙中。使巖石與水作用時，表現(xiàn)出不同的容水性、持水性、給水性、透水性等，構(gòu)成了巖石的水理性質(zhì)。第90頁/共135頁1、容水性：是巖石容納水量的性能，用容水度表示。

容水度：巖石中所容納的水的體積與巖石體積之比，稱為巖石的容水度。它取決于巖石空隙的多少和連通度。2、持水性：在巖石引力超過重力作用下，巖石依靠分子力和毛管力在其空隙中保持一定水量的性質(zhì)。用持水度表示。

持水度：巖石在重力水排出后，巖石空隙保持的水體積與巖石總體積之比。它與巖石顆粒的大小成反比。第91頁/共135頁粒徑與持水度的關(guān)系第92頁/共135頁松散沉積物的給水度

3、給水性：在重力作用下，飽水巖石流出一定水量的性能。

給水度：流出的水的體積與儲水巖石體積之比。它與巖石顆粒大小成正比。第93頁/共135頁4、透水性：是在一定的條件下，巖土本身能使水透過的性能。它主要取決與空隙的大小和連通性，其次是空隙的多少。粘土孔隙度有時雖然可達(dá)50％以上，但透水性很差，砂的孔隙度一般只有30％，但孔隙大，故透水性良好。同一巖石在不同方向上的透水性能也不一樣。根據(jù)透水性可以把巖石分為三類：

1.透水巖石:包括礫石、砂、裂隙和巖溶發(fā)育的巖石。

2.半透水巖石:包括粘土質(zhì)砂、黃土、泥炭，各種疏松砂巖等。

3.不透水巖石:包括塊狀結(jié)晶巖、粘土和裂隙很不發(fā)育的沉積巖。第94頁/共135頁三、地下水的動態(tài)和運(yùn)動（一）地下水的動態(tài)地下水流量、水位、溫度和化學(xué)成分，在各種因素影響下發(fā)生日變化和季節(jié)變化，稱地下水的動態(tài)。影響因素包括，氣候、地殼運(yùn)動、河湖水位的變化、植物蒸騰作用、人工抽取和儲水等。第95頁/共135頁（二）地下水的運(yùn)動

地下水的運(yùn)動形式分為兩種：一是層流運(yùn)動：水在巖石空隙中流動時，水質(zhì)點(diǎn)有秩序地、互不混雜地流動。二是紊流運(yùn)動：水在巖石空隙中流動時，水質(zhì)點(diǎn)無秩序地、互相混雜地流動。滲透：有叫滲流，是重力水在巖石空隙中的運(yùn)動。地下水的運(yùn)動遵循兩個定律：1、線性滲透定律（達(dá)西定律）：通過實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，單位時間內(nèi)通過巖石的水量與巖石的滲透系數(shù)、水頭降低高度和巖石斷面積成反比，與滲透距離成正比。從而建立達(dá)西公式：Q=KAh/l,其中Q為透水量，K為滲透系數(shù)，A為巖石斷面面積，h為水頭降低值，l為滲透距離。第96頁/共135頁

通過簡化可得到：V=Q/A=KI。其中I=h/l,即：透水速度與水頭梯度（水力坡度）的一次方成正比，這就是線性滲透定律或達(dá)西定律。2、非線性滲透定律：主要說明紊流運(yùn)動的基本規(guī)律。也符合薛齊公式或者表現(xiàn)為：滲透量或滲透流速與水頭梯度的二分之一成正比。公式:V=KI1/2第97頁/共135頁四、地下水按埋藏條件的分類

分為三種：上層滯水、潛水和承壓水。1、上層滯水：上層滯水是存在于包氣帶中局部隔水層之上的重力水。特點(diǎn)：一般分布范圍不廣，補(bǔ)給區(qū)與分布區(qū)基本上一致，主要補(bǔ)給來源為大氣降水和地下水，主要耗損形式是蒸發(fā)和滲透。上層滯水接近地表，受氣候、水文影響較大，故水量不大而季節(jié)變化強(qiáng)烈，具有季節(jié)性和不穩(wěn)定性，容易受污染。第98頁/共135頁第99頁/共135頁2、潛水：是埋藏在地表下第一個穩(wěn)定隔水層上具有自由表面的重力水。這個自由表面就是潛水面。從地表到潛水面的距離稱為潛水埋藏深度。潛水面到下伏隔水層之間的巖層稱為含水層，而隔水層就是含水層的底板。潛水面以上通常沒有隔水層，大氣降水、凝結(jié)水或地表水可以通過包氣帶補(bǔ)給潛水。所以大多數(shù)情況下，潛水補(bǔ)給區(qū)和分布區(qū)是一致的。潛水面的位置隨補(bǔ)給來源變化而發(fā)生季節(jié)性升降。潛水面的形狀可以是傾斜的、水平的或低凹的曲面。當(dāng)大面積不透水底板向下凹陷，而潛水面坡度平緩，潛水幾乎靜止不動時，就形成潛水湖；當(dāng)不透水底板傾斜或起伏不平時，潛水面有一定坡度，潛水處于流動狀態(tài)，此時就形成潛水流。其補(bǔ)給源是降水和地下水。第100頁/共135頁3、承壓水：充滿兩個隔水層之間的水稱承壓水。承壓水水頭高于隔水頂板，在地形條件適宜時，其天然露頭或經(jīng)人工鑿井噴出地表稱自流水。隔水頂板妨礙含水層直接從地表得到補(bǔ)給，故自流水的補(bǔ)給區(qū)和分布區(qū)常不一致。

在適當(dāng)?shù)刭|(zhì)構(gòu)造條件下，孔隙水、裂隙水和巖溶水都可以形成自流水。在盆地、洼地或向斜中，出露于地表的含水層，海拔較高部分成為地下水的補(bǔ)給區(qū)，海拔較低部分成為排泄區(qū)。在補(bǔ)給區(qū)和排泄區(qū)之間的承壓區(qū)打井或鉆孔，穿過隔水頂板之后，水就涌到井中。單斜構(gòu)造也可以構(gòu)成自流含水層。

第101頁/共135頁第102頁/共135頁第103頁/共135頁第104頁/共135頁第105頁/共135頁第九節(jié)：冰川第106頁/共135頁

冰川：是指發(fā)生在陸地上，由大氣固態(tài)降水演變而成的，通常處于運(yùn)動狀態(tài)的天然冰體。它隨氣候變化而變化，但不是在短期內(nèi)形成或消亡。冰川是極地氣候和高山冰雪氣候的產(chǎn)物。第107頁/共135頁一、成冰作用與冰川類型

(一)成冰作用

成冰作用：是指積雪轉(zhuǎn)化為粒雪，再經(jīng)過變質(zhì)作用形成冰川冰的過程。成冰作用分為兩個過程：1、由雪轉(zhuǎn)變?yōu)檠┝！ＡＱ┗^程可以分為冷形和暖形兩類。前者沒有融化和再凍結(jié)現(xiàn)象，過程緩慢，雪粒直徑通常不足1毫米；暖型粒雪化過程進(jìn)行得較快，雪粒直徑比較大。2、由粒雪轉(zhuǎn)化為冰川冰。分為冷型和暖型兩類。

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在冷型變質(zhì)過程中，粒雪只能依靠其巨大厚度造成的壓力加密而形成重結(jié)晶冰。這種冰密度小，氣泡多且氣泡內(nèi)的壓力大。冷型成冰過程歷時很長，在南極中央，成冰時間往往超過1000年，而成冰的深度至少需要200m。暖型成冰作用有融水參與，并因融水?dāng)?shù)量不同而分別形成滲浸—重結(jié)晶冰、滲浸冰和滲浸—凍結(jié)冰。當(dāng)粒雪很薄而夏季氣溫較高時，粒雪可以完全融化，而后在冰川冷貯作用下，在冰川表面重新凍結(jié)成冰。重結(jié)晶、滲浸和凍結(jié)成冰，是成冰作用的三個基本類型；滲浸—重結(jié)晶及滲浸—凍結(jié)作用則是兩個過渡類型。第109頁/共135頁（二）冰川類型：冰川個體規(guī)模相差很大，形態(tài)各具特征，生成時代前后不同性質(zhì)和地質(zhì)地貌作用等也都不一致。因此，可根據(jù)不同標(biāo)志劃分冰川類型。通常按照冰川形態(tài)，規(guī)模及所處地形把冰川分為山岳冰川（包括懸冰川、冰斗冰川、山谷冰川）、大陸冰川、高原冰川和山麓冰川。第110頁/共135頁1.山岳冰川：主要分布于中低緯山區(qū)，由于雪線較高，積累區(qū)不大，因而冰川形態(tài)受地形的嚴(yán)格限制。山岳冰川按形態(tài)又可以分為：（1）懸冰川：這是山岳冰川中數(shù)量最多的一種冰川。懸冰川依附在山坡上，面積通常小于1平方公里，對氣候變化的反映十分靈敏。（2）冰斗冰川：發(fā)育在冰斗中的冰川，面積大的可達(dá)10平方公里以上，小的不足1平方公里。冰斗冰川都有一個陡峭的后壁，那里經(jīng)常發(fā)生雪崩或冰崩。谷地源頭的冰斗規(guī)模一般比較大，周圍還可以有第二級冰斗，這種冰川叫圍谷冰川。（3）山谷冰川：在有利的氣候條件下，雪線下降，補(bǔ)給增加，冰斗冰川溢出冰斗進(jìn)入山谷形成山谷冰川。低于雪線流入山谷的冰流，叫做冰舌。它和兩側(cè)谷坡的界限很分明，而雪線以上的粒雪盆與周圍山坡的粒雪原常常連成一片。第111頁/共135頁2.大陸冰川：大陸冰川曾經(jīng)占據(jù)很廣闊的面積，但目前只發(fā)育在兩極地區(qū)。由于面積和厚度都很大，冰流不受下伏地形影響，自中央向四周流動。冰流之下常掩埋巨大的山脈和洼地。南極和格陵蘭島的冰川就是大陸冰川。3.高原冰川：高原冰川也叫冰帽，是大陸冰川和山岳冰川的過渡類型。冰川覆蓋在起伏和緩的高地上，向周圍伸出許多冰舌。冰島的伐特納冰帽面積達(dá)到8410平方公里。4.山麓冰川：數(shù)條山谷冰川在山麓擴(kuò)展匯合成為廣闊的冰原，叫做山麓冰川。它是山岳冰川向大陸冰川轉(zhuǎn)化的中間環(huán)節(jié)。阿拉斯加的馬拉斯平冰川就是由12條山谷冰川組成，其山麓部分面積達(dá)2682平方公里。第112頁/共135頁懸冰川第113頁/共135頁懸冰川第114頁/共135頁云南永寧的冰斗

冰川冰斗冰川第115頁/共135頁廬山大月山冰斗冰川第116頁/共135頁山谷冰