第四章地球的大氣環(huán)境-第四章陸地水和海洋

平頂山學(xué)院教案2006—2007學(xué)年第一學(xué)期?自然地理學(xué)?環(huán)境與地理科學(xué)系2007第四章陸地水和海洋第一節(jié)河流教學(xué)目標(biāo)：把握河流、水系與流域的有關(guān)概念；理解并把握河流水情要素、年徑流量的有關(guān)概念；把握正常年徑流的計算、年內(nèi)變化、年際變化、洪水與枯水一、河流、水系和流域〔一〕河流、水系和流域的概念落水或由地下涌出地表的水，聚攏在地面低洼處，在重力作用下經(jīng)常地或周期地沿流水本身造成的洼地流淌，這確實是基本河流。河流沿途接納許多支流，并形成復(fù)雜的干支流網(wǎng)絡(luò)系統(tǒng)，這確實是基本水系。一些河流以海洋為最后的回宿，另一些河流注進(jìn)內(nèi)陸湖泊或沼澤，或因滲漏、蒸發(fā)而消逝于荒漠中，因此分不形成外流河和內(nèi)陸河。每一條河流和每一個水系都從一定的陸地面積上獲得補(bǔ)給，這局部陸地面積便是河流和水系的流域。實際上，它也確實是基本河流和水系在地面的集水區(qū)。河流和水系的地面集水區(qū)與地下集水區(qū)往往并不是重合的，但地下集水區(qū)非常難直截了當(dāng)測定。因此，在分析水文地理特征或進(jìn)行水文計算時，多用地面集水區(qū)代表河流的流域。由兩個相鄰集水區(qū)之間的最高點連接成的不規(guī)那么曲曲折折線，即為兩條河流或兩個水系的分水線。關(guān)于任何河流或水系來講，分水線之內(nèi)的范圍，確實是基本它的流域?！捕乘敌问剿敌问绞且欢ǖ膸r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。樹枝狀水系一般發(fā)育在抗侵蝕能力對比一致的沉積巖或變質(zhì)巖區(qū)；格狀水系經(jīng)常出現(xiàn)在巖層軟硬相間、地下水源對比豐富的平行褶皺構(gòu)造區(qū)；長方形水系那么往往和巨大的斷裂構(gòu)造相聯(lián)系。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。如眾多支流集中匯進(jìn)干流，稱扇狀水系；支流對比均勻地分布于干流兩側(cè)，交錯匯進(jìn)干流，喊羽狀水系；一側(cè)支流非常少，而另一側(cè)支流眾多，稱梳狀水系；支流與干流平行，至河口四周才集合，稱平行水系，等等。有時，還可依據(jù)水系流向的相互關(guān)系劃分水系類型，如向心水系、輻散狀水系等?！踩澈恿鞯目v橫斷面河源與河口的高度差，稱河流的總落差；而某一河段兩端的高度差，那么是這一河段的落差；單位河長的落差，喊做河流的比落，通常以小數(shù)或千分?jǐn)?shù)表示。河流縱斷面能夠非常好地反映河流比落的變化。以落差為縱軸，距河口的距離為橫軸，據(jù)實測高度值定出各點的坐標(biāo)，連接各點即得到河流的縱斷面圖。河流縱斷面分為四種類型：全流域比落接近一致的，為直線形縱斷面；河源比落大，而向下游遞減的，為平滑下凹形縱斷面；比落上游小而下游大的，為下落形縱斷面；各段比落變化無規(guī)律的，可形成折線形縱斷面。流域內(nèi)巖層的性質(zhì)、地貌類型的復(fù)雜程度及河流的年齡，都妨礙縱斷面的形態(tài)。在軟硬巖層交替處，縱斷面常相應(yīng)出現(xiàn)陡緩轉(zhuǎn)折。山地和平原、盆地交接處，縱斷面也發(fā)生變化。年輕河流縱斷面多呈上落形或折線形；老年河流那么多呈平滑下凹曲曲折折線形。后者有時被稱為均衡剖面。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。由于地轉(zhuǎn)偏向力和彎曲曲折折河道中河水離心力的妨礙，水面具有橫比落；由于流速分布不均勻，水面還發(fā)生凹凸變形。因此河水面幾乎不可能是一個嚴(yán)格的平面?！菜摹澈恿鞯姆侄我粭l河流經(jīng)常能夠依據(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)的地點，因此也是全流域海拔最高的地點，通常與山地冰川、高原湖泊、沼澤和泉相聯(lián)系。上游指緊接河源的河谷窄、比落和流速大、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。中游水量逐漸增加，但比落已較和緩，流水下切力已開始減小，河床位置對比穩(wěn)定，侵蝕和堆積作用大致維持均衡，縱斷面往往成平滑下凹曲曲折折線。下游河谷寬廣，河道彎曲曲折折，河水流速小而流量大，淤積作用顯著，到處可見淺灘和沙洲。河口是河流進(jìn)海、進(jìn)湖或匯進(jìn)更高級河流處，經(jīng)常有泥沙堆積，有時分汊現(xiàn)象顯著，在進(jìn)海、湖處形成三角洲。河源確實定通常是依據(jù)“河源唯遠(yuǎn)〞和“水量最豐〞的原那么。其余各段的劃分那么應(yīng)以河流的要緊自然特征為依據(jù)。但實際上，由于不同研究者分不著重考慮地貌、水文或其他特征，因此，一條河流的上中下游常有不同的劃分?！参濉沉饔蛱卣鲗恿鞯姆恋K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截了當(dāng)關(guān)系。除枯燥區(qū)外，一般是流域面積愈大，河流水量也愈大。流域外形對河流水量變化也有明顯的妨礙。圓形或卵形流域，落水最輕易向干流集中，從而引起巨大的洪峰；狹長形流域，洪水宣泄對比均勻，因而洪峰不集中。流域的高度要緊妨礙落水形式和流域內(nèi)的氣溫，而落水形式和氣溫又妨礙到流域的水量變化。依據(jù)某一高度上的落雨，落雪量和融雪時刻，能夠估量河流的水情變化。流域方向或干流方向?qū)Ρ┫跁r刻有一定的妨礙。如流域向南，落雪可能較快消融，形成徑流或滲進(jìn)土壤；流域向北，那么冬季落雪往往遲至次年春季才開始融化。所以，流域所在的地理緯度和溫度狀況對冰雪消融的妨礙更為重要。流域中干支流總長度和流域面積之比，稱為河網(wǎng)密度D，〔km/km2〕。其式為河網(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、巖石和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。二、水情要素河流是通過它的流水活動妨礙和改變地理環(huán)境的。為了熟悉河流的特征及其地理意義，必須首先了解有關(guān)河流水情的一些全然概念。〔一〕水位河流中某一標(biāo)準(zhǔn)基面或測站基面上的水面高度，喊做水位。水位上下是流量大小的要緊標(biāo)志。流域內(nèi)的落水和冰雪消融狀況等徑流補(bǔ)給是妨礙流量，同時也是妨礙水位變化的要緊因素。然而，其他因素也能夠妨礙水位變化，例如：流水侵蝕或堆積作用造成河床下落或上升；河壩改變了河流的天然水位情勢；河中水草或河流冰情等使水流不暢，水位升高；進(jìn)海河流的河口段和感潮段由于潮汐和風(fēng)的妨礙而引起水位變化，等等?？梢姡蛔兓嵌喾N因素同時作用的結(jié)果。這些因素各具有不同的變化周期，如流水侵蝕作用具有多年變化周期，徑流補(bǔ)給形式的變化具有季節(jié)性周期，潮汐妨礙具有日變化周期，等等，因而，河流的水位情勢是特不復(fù)雜的。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。水位變化具有重要的實際意義。依據(jù)水位瞧測資料，能夠確定洪水波傳播的速度和河流水量周期性變化的一般特征。用縱坐標(biāo)表示不同時刻的水位高度，用橫坐標(biāo)表示時刻，能夠繪出水位過程線。通過分析水位過程線，能夠研究河流的水源、汛期、河床沖淤情況，湖泊的調(diào)節(jié)作用。在實際工作中，除了解某一時期內(nèi)水位變化的一般規(guī)律外，還必須明白水位變化中的某些特征值，例如平均水位、平均高水位、平均低水位、中水位、常水位等等。平均水位是單位時刻內(nèi)水位的平均值。平均高水位與平均低水位那么是各年最高水位與最低水位各自的平均值。中水位是一年中瞧測水位值的中值。常水位指一年中水位最常出現(xiàn)值。河流各站的水位過程線上，上下游站在同一次漲落水期間位相相同的水位，喊相應(yīng)水位。能夠用縱軸表示上游站水位，以橫軸表示下游站水位，繪制出兩個測站的相應(yīng)水位曲曲折折線。相應(yīng)水位曲曲折折線可用于插補(bǔ)或改正另一測站的瞧測資料，或推斷某一未設(shè)站河段的水位變化過程。依據(jù)相應(yīng)水位出現(xiàn)的時序，能夠預(yù)告洪水，推算洪峰水位高度及變化情況等。〔二〕流速流速指水質(zhì)點在單位時刻內(nèi)移動的距離。它決定于縱比落方向上水體重力的分力與河岸和河底對水流的摩擦力之比。能夠運用等流速公式，即薛齊公式計算水流某一時段的平均流速v：式中，R為水力半徑；I為河流縱比落；c為待定系數(shù)。這是一個應(yīng)用非常廣的全然公式。建立這一公式的全然動身點是：只有動力與摩擦力相等時，水流才沿河槽作等速運動。設(shè)A為河槽過水?dāng)嗝婷娣e；△l為水體長度；w為單位體積水的重量；為單位面積的摩擦力；△x為水體移動的距離；R＇為河水?dāng)嗝嫠植炕￠L；△z為水體重心向下移動的高度。當(dāng)水體作等速運動時，水體受河床阻力而作功：P1=R＇△l△x如今水體下落所釋放的位能為：P2=wA△l△z∵P1=P2∴wA△l△z=R＇△l△x式中，b為經(jīng)驗系數(shù)，它與河槽過水?dāng)嗝嫔疃?、大小和外形有關(guān)，因此，在水力學(xué)中廣泛應(yīng)用薛齊公式估算水流平均速度。從公式中能夠瞧到，平均流速v與水力半徑R及河流的縱比落I成正比，這就提供了計算上的方便?！踩沉髁吭趩挝粫r刻內(nèi)通過某過水?dāng)嗝娴乃?，喊做流量，單位是m3/s。測出流速和斷面的面積，就能夠明白流量：流量是河流的重要特征值之一。流量的變化將引起流水蝕積過程和水流的其他特征值的變化。隨著流量的變化，水位也發(fā)生變化。流量和水位之間有著內(nèi)在聯(lián)系。而A=f2〔H〕那末，Q=f1〔H〕·f2〔H〕=F〔H〕那個公式所表示的曲曲折折線確實是基本水位流量關(guān)系曲曲折折線。它的實際意義在于，能夠利用水位資料推求流量，因此在水文工作中用途非常廣。在實際工作中，還經(jīng)常需要繪制另一種曲曲折折線——流量過程線。以橫軸表示時刻，縱軸表示流量，連接各坐標(biāo)點，得出Q=f〔t〕曲曲折折線，即流量過程線。在橫軸和兩縱線間，過程線所包圍的面積，等于相應(yīng)期間的徑流總量。一條河流的流量過程線是這一河流各種特征的綜合。分析流量過程線相當(dāng)于綜合研究一個流域的特征。〔四〕河水溫度與冰情河流的補(bǔ)給特征是妨礙河水溫度狀況的要緊因素。由冰川和積雪補(bǔ)給的河流，水溫必定較低；從大湖泊流出的河流，春季水溫低而秋季水溫高；地下水補(bǔ)給量豐富的河流，冬春季水溫較高。還有許多其他因素妨礙河水溫度，例如，太陽輻射和流域的氣溫狀況，等等。河水溫度也隨時刻而變化。夏季水溫有明顯的日變化，而且中低緯河流比高緯河流顯著。季節(jié)變化表現(xiàn)為夏季水溫高，冬季水溫低。北方河流并能夠發(fā)生結(jié)凍現(xiàn)象。河水溫度還隨流程遠(yuǎn)近而發(fā)生變化。流程愈近，水溫與補(bǔ)給水源的溫度愈接近；流程愈遠(yuǎn)，水溫受流域氣溫狀況的妨礙那么愈顯著。河水與大氣及河谷地表的熱交換將使水溫發(fā)生變化。一般講來，由于發(fā)源地海拔高，河口海拔低，水溫從上游向下游增高。長江發(fā)源于青躲高原上唐古拉山北坡的格拉丹冬冰川。源區(qū)和上游水溫都非常低，但它通過四川盆地和中下游平原之后，到河口地段水溫升高。河流水溫在非常大程度上還受到河流流向的妨礙。亞歐大陸和北美大陸向北流進(jìn)北冰洋的大小河流，愈向下游水溫愈低。甚至一條河流的個不北向河段，這一特點也表現(xiàn)得相當(dāng)突出。例如，蘭州以下的黃河河段，北向銀川平原，冬末春初，蘭州四周早已解凍，而寧夏境內(nèi)河段仍被堅冰封閉。當(dāng)氣溫落到0℃以下，水溫落到0℃時，河水中開始出現(xiàn)冰晶，岸邊形成岸冰。冰晶擴(kuò)大，浮在水面形成冰塊。隨著冰塊的增多和體積增大，河流狹窄處和淺水處首先發(fā)生堵塞，結(jié)果使整個河面封凍。我國北方河流每年都有時刻長短不等的封凍期，長的可達(dá)4—5個月。三、河流的補(bǔ)給〔一〕河流補(bǔ)給的形式落落在地表的雨水，除局部被植物截留、下滲和蒸發(fā)以外，其余的形成地表徑流，匯進(jìn)河網(wǎng)，補(bǔ)給河流。冰川、積雪、地下水、湖泊和沼澤，也都能夠構(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是不相同的，即使同一條河流，不同季節(jié)的補(bǔ)給形式也不一樣。這種差異要緊是由流域的氣候條件決定的，同時也與下墊面的性質(zhì)和結(jié)構(gòu)有關(guān)。例如熱帶地區(qū)沒有積雪，落水成為要緊的水源；冬季長而積雪深厚的嚴(yán)冷地區(qū)，積雪在補(bǔ)給中起著要緊的作用；發(fā)源于巨大冰川的河流，冰川融水是首要的補(bǔ)給形式；下切較深的大河能得到地下水的補(bǔ)給，下切較淺的小河非常少或完全不能得到地下水補(bǔ)給；發(fā)源于湖泊、沼澤或泉水的河流，要緊依靠湖水、沼澤水或泉水補(bǔ)給。此外，人類通過工程措施，也能夠給河流制造新的補(bǔ)給條件，這確實是基本人工補(bǔ)給。河流水量補(bǔ)給是河流的重要特征之一。了解了補(bǔ)給特征，有助于了解河流的水情特征和變化規(guī)律?！捕掣鞣N補(bǔ)給的特點1.落水補(bǔ)給雨水是全球大多數(shù)河流最重要的補(bǔ)給來源。落水補(bǔ)給為主的河流的水量及其變化，與流域的落水量及其變化有著十分緊密的關(guān)系。我國寬闊地區(qū)，尤其是長江以南地區(qū)的河流，落水補(bǔ)給占盡對優(yōu)勢。據(jù)估量，我國河流的年徑流量中，落水補(bǔ)給約占70％，河流水量與落水量分布一樣，表現(xiàn)出由東南向西北遞減的趨勢；河流多在夏秋兩季發(fā)生洪水，也與落水集中于夏秋兩季有關(guān)。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上升時，常因積雪融化而形成春汛。春季氣熱和太陽輻射的變化，不像落水量變化那樣大，因此春汛出現(xiàn)的時刻較為穩(wěn)定，變化也較有規(guī)律。我國東北北部地區(qū)有的河流融水補(bǔ)給可占全年水量的20％，松花江、遼河、黃河的融水補(bǔ)給，能夠形成不太突出的春汛。西北山區(qū)河流中山地帶的積雪及河冰融水，是山下綠洲春耕用水的要緊來源。高山冰川的融水補(bǔ)給時刻略遲，常和雨水一起形成夏季洪峰。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。深層地下水因受外界條件妨礙較小，其補(bǔ)給通常沒有季節(jié)變化，淺層地下水補(bǔ)給狀況那么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。一般講來，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，把水引進(jìn)水量缺乏的河流，向河流中排放廢水等，都屬于人工補(bǔ)給范圍。四、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，然而能夠劃分為幾個不同的特征時期。了解這些時期的特點，關(guān)于水文分析是重要的。1.停蓄時期落水落到流域內(nèi)一局部被植物截留，另一局部被土壤汲取，然后通過下滲，進(jìn)進(jìn)土壤和巖石孔隙中，形成地下水。因此落水初期不能馬上產(chǎn)生徑流。落水進(jìn)行到大于上述消耗時，便在一些分散洼地停蓄起來。這種現(xiàn)象稱為填洼。停蓄于洼地的水也不能馬上變?yōu)閺搅鳎虼四莻€時期喊做停蓄時期。關(guān)于徑流形成而言，停蓄時期是一個耗損過程；然而，從增加雨水對地下水的補(bǔ)給和減少水土流失來講，那個時期是具有重要意義的。2.漫流時期落水進(jìn)行到植物截留和填洼都已到達(dá)飽和，落水量超過下滲量時，地表便開始出現(xiàn)沿天然坡向流淌的細(xì)小水流，即坡面漫流。坡面漫流逐漸擴(kuò)大范圍，并分不流向不同的河槽里，喊漫流時期。那個時期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，一定時刻后常成為穩(wěn)定值，那個穩(wěn)定值稱為穩(wěn)滲率。因此漫流時期的產(chǎn)流強(qiáng)度，決定于落水強(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。在同樣落水強(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。坡面漫流是地表徑流向河槽聚攏的中間環(huán)節(jié)，分為片流、溝流和壤中流三種形式，其中，溝流又是要緊的形式。水在地表紋溝中流淌，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)厘米的土壤中流淌，其速度不大，開始時刻也對比晚，但落水停止后它仍可持續(xù)一段時刻。地表的土壤物質(zhì)往往確實是基本由這種坡面漫流帶進(jìn)河槽的。3.河槽集流時期坡面漫流的水進(jìn)進(jìn)河道中，沿河網(wǎng)向下游流淌，使河流流量大為增加，喊做河槽集流。河槽集流時期，大局部河水流出河口外，只有小局部滲過河谷堆積物補(bǔ)給地下水，待洪水消退后，地下水又反過來補(bǔ)給河流。河槽集流過程在落水停止后還將接著非常長時刻。那個時期包括雨水由坡面進(jìn)進(jìn)河網(wǎng)，最后流出出口斷面的整個過程，它是徑流形成的最終環(huán)節(jié)。上述三個時期是指長時刻連續(xù)落水下發(fā)生的典型模式。實際上由于每次落水的強(qiáng)度和持續(xù)時刻不同，各流域自然條件也不一樣，因此，不管是不同流域，或是同一流域在不同落水過程中的徑流形成，都可能有不同程度的差異。〔二〕徑流計量單位在研究某時段內(nèi)河流水量變化和對比各河流的徑流量時，都必須采納適當(dāng)?shù)牧恐祦碛嬎?。常用的量有以下幾種：1.流量Q在單位時刻內(nèi)通過河道過水?dāng)嗝娴乃?，稱為流量〔m3/s〕。其式為Q=Av式中，A為過水?dāng)嗝婷娣e；v為水流的平均流速。2.徑流總量W在一特定時段內(nèi)流過河流測流斷面的總水量，稱為徑流總量〔m3或km3〕，例如年徑流總量。計算徑流總量的公式為式中，T為時刻〔秒〕；Q為時段平均流量。3.徑流模數(shù)M單位時刻單位面積上產(chǎn)出的水量，稱為徑流模數(shù)〔m3/s·km2或l/s·km2〕。徑流模數(shù)與流量之間的關(guān)系的公式為式中，F(xiàn)為流域面積〔km2〕。當(dāng)流量單位由米3化為升時，應(yīng)乘以1000。在所有計算徑流的常用量中，徑流模數(shù)最能講明與自然地理條件相聯(lián)系的徑流的特征。通常用徑流模數(shù)來對比不同流域的單位面積產(chǎn)水量。4.徑流深度y研究河流徑流時，需要把徑流量與落水量進(jìn)行對比。落水量是用毫米為單位的，徑流量也須用毫米為單位。流域面積除該流域一年的徑流總量，即得到徑流深度由于W和F都須要化為毫米，因此上式可寫為徑流模數(shù)M與徑流深度y之間，有以下關(guān)系W=QT可得那個水量是以一年計算的，即T=31.5×106〔s〕因此y與M的關(guān)系能夠表示為假如把T作為以百萬計的秒數(shù)，那么5.徑流變率〔模比系數(shù)K〕任何時段的徑流值M1、Q1或y1等，與同時段多年平均值M0、Q0或y0之比，稱為徑流變率或模比系數(shù)6.徑流系數(shù)α一定時期的徑流深度y與同期落水量x之比，稱為徑流系數(shù)徑流系數(shù)常用百分?jǐn)?shù)表示。落水量大局部形成徑流那么α值大，落水量大局部消耗于蒸發(fā)和下滲，那么α值小。〔三〕正常徑流量河流的年正常徑流量是指多年徑流量的算術(shù)平均值，即一年中流過河流某一斷面的平均水量。它是一個對比穩(wěn)定的數(shù)值，也是一個重要的特征值。只有河流的徑流年際變化對比小，或者有相當(dāng)長的瞧測資料時，才能夠精確地計算出河流的正常徑流量。算術(shù)平均值能夠?qū)Ρ群唵蔚馗爬ㄒ幌盗星茰y數(shù)據(jù)。假定某個水文要素的瞧測共有n項，各項的數(shù)值分不為x1、x2、x3……xn，那么其算術(shù)平均值為足，必須考慮系列的離散程度。例如有下面兩個系列第一系列：51015；

第二系列：11019間，后者卻變化于1—19之間。研究任何系列的離散程度，必須以均值為中心來考察。系列中某一個值稱為離均差或簡稱離差。各離差平均值等于零。顯然，用離差平均值來講明系列的離散程度是無效的。因此必須采納離差值的平方的平均數(shù)，然后開方，作為鑒定系列離散程度的參數(shù)，那個參數(shù)稱為均方差σ。按此式計算上述兩系列的均方差，那么得到σ=4.08，σ=7.35第一系列的均方差小于第二系列，講明第一系列數(shù)值集中，變化較小。然而，均方差也有明顯的局限性，它并不適合于對比兩個具有不同均值的系列，例如，第一系列：51015；第二系列：99510001005這兩個系列的均方差相同，講明兩個系列的盡對離散程度是一樣的，但因其均值分不為10和1000，第一系列中最大最小值與均值之比為1/2，第二系列卻是1/200。為了克服這種缺點，數(shù)理統(tǒng)計中用均方差與均值之比作為衡量相對離散程度的參數(shù)，這確實是基本離差系數(shù)Cv。按此式計算，上述兩系列的離差系數(shù)分不為這講明第二系列的變化程度遠(yuǎn)較第一系列小。Cv值反映各年中具體水量的相對變動程度，在徑流計算中非常重要?！菜摹硰搅鞯淖兓?.年內(nèi)變化隨著氣候條件的周期性變化，一年中河流補(bǔ)給狀況、水位、流量等也相應(yīng)發(fā)生變化。依據(jù)一年內(nèi)河流水情的變化特征，能夠分為假設(shè)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。我國盡大多數(shù)河流的高水位是夏季集中落雨造成的，故又喊夏汛。夏汛期徑流量大，洪峰起伏變化急劇，是全年最重要的水情時期。各河流的夏汛期長短不一，我國南方河流因雨季早而持續(xù)時刻長，夏汛期也長。春季積雪融化形成的河流高水位，喊做春汛。華北、東北的河流都有春汛，但水量比夏汛小，歷時也不長?？菟谑呛恿魈幱诘退坏臅r期。我國河流的枯水期一般出現(xiàn)在冬季。這段時刻河水要緊依靠地下水補(bǔ)給，流量和水位變化非常小，假如如今河流封凍，又可稱冰凍期。平水期是河流處于中常水位的時期。洪水過后，退水比漲水慢，因此從汛期到枯水期之間有一段過渡時期，水位處于中常狀況。我國河流的平水期大多數(shù)出現(xiàn)在秋季，時刻不長。2.年際變化徑流量的年際變化往往是由落水量的年際變化引起的。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，長江下游及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，與我國落水量變率的分布趨勢全然一致?！参濉程卣鲝搅?.洪水河流的水位到達(dá)某一高度，致使沿岸都市、村莊、建筑物、農(nóng)田受到威脅的水位，稱為洪水位。連續(xù)的強(qiáng)烈落水是造成洪水的要緊緣故，積雪融化也能夠造成洪水。流域內(nèi)的落水分布、強(qiáng)度、落水中心移動路線，以及支流排列方式，對洪水性質(zhì)有直截了當(dāng)妨礙。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敲词怯伤幒佣蔚牡孛鎻搅髦苯亓水?dāng)形成的。由于洪水形成條件不同，洪水過程線也有單峰、雙峰、胖瘦等差異。實際瞧測發(fā)覺，同一河流的上游洪峰對比銳利，變幅大，而下游那么漸趨平緩，變幅也逐漸減小。這就講明洪水位的升落愈向上游愈急速。洪水的傳播速度與河道外形有關(guān)，河道整潔的傳播快，不規(guī)那么的傳播慢。假設(shè)河流流經(jīng)湖泊或泛出河道，那么洪水傳播速度更慢。洪水期間，在沒有大支流參加的河段中，同一斷面上總是首先出現(xiàn)最大比落，接著出現(xiàn)最大流速，然后是最大流量，最后是最高水位。2.枯水一年內(nèi)沒有洪水時期的徑流，稱為枯水徑流?？菟陂g，徑流呈遞減現(xiàn)象，久旱之后，可能出現(xiàn)一年中最小的流量。枯水徑流要緊來源于流域的地下蓄水量。流域的地質(zhì)和水文地質(zhì)條件，最大程度地妨礙著地下水的儲量及所補(bǔ)給河流的特性。砂礫層能大量儲水，并在枯水期緩慢補(bǔ)給河流；粘土那么相反。溶洞能夠使大量雨水漏到地下深處成為持久而穩(wěn)定的水源。河槽下切深度和河網(wǎng)密度，決定著截獲地下水補(bǔ)給的水量大小，湖泊、沼澤、森林以及水庫的調(diào)節(jié)作用都能增加枯水徑流。我國大多數(shù)河流的枯水徑流出現(xiàn)在10月至次年3—4月。五、河流與地理環(huán)境的相互妨礙河流是所在流域內(nèi)自然地理總背景下的產(chǎn)物。河水是以不同形態(tài)和通過不同轉(zhuǎn)化途徑的落水為補(bǔ)給來源的。顯然，只有進(jìn)進(jìn)河床的水量足以維持經(jīng)常流淌，即在足以補(bǔ)償蒸發(fā)和滲漏所造成的損耗時，才能夠形成河流。濕潤地區(qū)河網(wǎng)密集，徑流充分而枯燥地區(qū)河網(wǎng)稀疏徑流貧乏，講明河流的地理分布受著氣候的嚴(yán)格操縱。實際上，河流的水文特征，包括水源的補(bǔ)給形式及其比例，水位、流量及其季節(jié)變化，結(jié)冰與否及結(jié)冰期長短，等等，無一不受氣候條件制約。例如，落水量多寡決定著徑流補(bǔ)給來源的豐缺，蒸發(fā)量大小反映著徑流損耗的多少，落水的時空分布、落水強(qiáng)度、落水中心位置及其移動方向妨礙著徑流過程和洪峰流量，氣溫、風(fēng)和飽和差也因?qū)β渌?、蒸發(fā)有妨礙而對徑流間接起作用。因此能夠講，河流是氣候的鏡子。除氣候條件外，其他自然地理要素也對徑流發(fā)生妨礙。如流域海拔高度、坡度和切割密度直截了當(dāng)妨礙著徑流會聚條件；地表物質(zhì)組成決定著徑流下滲狀況；植被那么通過對落水的截留妨礙徑流；等等。另一方面，河流對地理環(huán)境也有顯著的妨礙。河流是地球水分循環(huán)的一個重要的、不可缺少的環(huán)節(jié)，內(nèi)陸河流把水分從高山輸送到內(nèi)陸盆地底部或湖泊中，實現(xiàn)水分小循環(huán)；外流河把大量水分由陸地帶進(jìn)海洋，彌補(bǔ)海水的蒸發(fā)損耗，實現(xiàn)水分大循環(huán)。同時，熱量和礦物質(zhì)也隨水分一起輸送。南北向河流把溫度較高的水送往高緯地區(qū)，或者相反，對流域氣溫都具有調(diào)節(jié)作用。而固體物質(zhì)的隨河水遷移，那么使地表的高處不斷夷平和低處不斷被充填。因此河流既是山地景瞧的制造者，又是大小沖積平原的奠基者，依然內(nèi)陸和海洋盆地中鹽類的積存者?；哪貐^(qū)盡大多數(shù)綠洲的形成與河流有緊密的聯(lián)系。流進(jìn)干旱區(qū)的河流，不僅給那兒帶來水分，而且使荒漠河岸林和澆灌農(nóng)業(yè)得以開展，從而形成了生氣勃勃的綠洲景瞧。河流關(guān)于人類社會的開展也具有重要意義。它在交通運輸、澆灌、發(fā)電和水產(chǎn)事業(yè)等方面都為人類帶來了重要財寶。

第二節(jié)湖沼與冰川教學(xué)目標(biāo)：1.理解并把握湖泊的概念、湖泊的功能、湖泊的演化；2.理解并把握濕地的概念、濕地的功能；3.理解解冰川的形成、與分布；4.把握冰川對自然環(huán)境的妨礙。一、湖泊〔一〕湖泊的成因和類型地面上洼地積水形成對比寬廣的水域稱為湖泊。內(nèi)力作用和外力作用都能夠形成湖盆。例如，一局部地殼斷陷、下沉能夠形成構(gòu)造湖；死火山口或熔巖高原的噴口能夠形成火山湖；冰蝕洼地中，冰磧丘陵間或終磧前方能夠形成冰川湖；山崩、熔巖流或冰川堵塞河谷能夠形成堰塞湖；風(fēng)蝕盆地積水能夠形成風(fēng)蝕湖；巖溶作用能夠形成巖溶湖；淺水海灣或海港被沙堤或沙嘴與海水分隔開來，能夠形成潟湖；河流曲曲折折流裁曲曲折折取直后能夠形成牛軛湖；多年凍土區(qū)地下冰融化后，地表下陷積水，能夠形成熱融湖；人工筑壩，建筑水庫，形成人工湖，等等。湖泊的分類是多種多樣的，常見的有：1.按照湖水的來源，把湖泊分為海跡湖和陸面湖兩大類。海跡湖過往曾經(jīng)是海洋的一局部，以后才與它不離，而陸面湖那么包括了陸地外表的盡大局部湖泊。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。內(nèi)陸湖完全沒有徑流進(jìn)海，常屬非排水湖。外流湖以河流為排泄水道又稱排水湖，湖水最終注進(jìn)海洋。3.依據(jù)湖水的礦化程度，把湖泊分為淡水湖和咸水湖。其中咸水湖又可依據(jù)水中溶解鹽類的要緊成分，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.以湖水存在的時刻久暫，湖泊可分為間歇湖、常年湖?！捕澈男再|(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、浮游生物的種類和數(shù)量多少為轉(zhuǎn)移。一般講，含沙量小、泥沙顆粒小、浮游生物少，那么湖水呈淺藍(lán)或青藍(lán)色；反之那么呈黃綠或黃褐色。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透明度相同。2.溫度太陽輻射熱量是湖水的要緊熱量來源。水汽凝聚潛熱、有機(jī)物分解產(chǎn)生的熱和地表傳導(dǎo)的熱，也是湖水熱量收進(jìn)的組成局部。而湖水向外輻射和蒸發(fā)，那么是熱量損耗的要緊方式。淡水在4℃時密度最大。當(dāng)湖面溫度低于4℃時，水溫隨深度增加而升高，這種溫度分布稱為逆列狀態(tài)，多出現(xiàn)于冬季；湖面溫度增到4℃時，表水密度增大下沉，較冷水因密度小而上升，如此對流的結(jié)果，水溫趨于均勻，稱為等溫狀態(tài)，多發(fā)生在春季；湖水溫度增到4℃以上，密度又落低，最熱層位于湖面，水溫隨深度增加而落低，這種溫度分布稱為正列狀態(tài)，多發(fā)生于夏季。熱帶湖水溫常年在4℃以上，故溫度分布始終為正列狀態(tài)。溫帶湖隨季節(jié)不同而分不出現(xiàn)逆列、正列、等溫狀態(tài)。高山和極地湖泊的水溫常年低于4℃，多為逆列狀態(tài)。3.化學(xué)成分湖水的化學(xué)成分大致是相同的，但各種化學(xué)元素的含量及其變化情況，卻能夠因時因地而有對比大的差異。作為補(bǔ)給來源的落水、地表徑流和地下水，含有許多溶解氣體和鹽類，例如雨水含氮、氧、氫、二氧化碳、亞硝酸，地下水除含氮、氧、氫及二氧化碳外，還有碳酸鈣、碳酸鈉、硫酸鈉、硫酸鎂、氯化鎂、食鹽、硅酸。河水還含有機(jī)酸。在不同的自然條件下，落水、地表徑流和地下水帶進(jìn)湖泊的化學(xué)元素種類和含量有差異。落水量和蒸發(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，使鹽分積存過程發(fā)生迥然不同的區(qū)不。湖岸巖石性質(zhì)，水生物生殖狀況等，都妨礙湖水的化學(xué)成分?！踩澈吹墓δ芎妥饔?．湖泊能調(diào)節(jié)河川徑流、防洪減災(zāi)；大型外流吞吐湖因貯水量非常大，可顯著削減和滯后河川汛期進(jìn)湖洪峰量。湖泊調(diào)節(jié)河川徑流的功能。要緊表現(xiàn)在臨時蓄納進(jìn)湖洪峰水量，此后緩慢泄出，從而減輕湖區(qū)水系的洪水威脅。進(jìn)鄱陽湖汛期可削減洪峰量的20~30%，滯后洪峰1~4個月，從而減輕了長江的洪水威脅。又如洞庭湖，由于調(diào)蓄容量巨大，調(diào)洪作用十清晰顯。1954年特大洪水期間，削減洪峰流量27400m3/s，占洪峰量的40%，滯后洪峰3日，大大減輕長江的洪水壓力，但隨著泥沙的不斷淤積，湖泊調(diào)蓄容積也在不斷地減少。目前，長江中下游五大淡水湖泊的貯水量分不為洞庭湖174億米3，鄱陽湖251.7億米3，太湖44.4億米3，洪澤湖24.4億米湖泊的調(diào)蓄作用湖泊作為天然水庫，除了能攔蓄本流域上游來水，減輕下游洪水的壓力外，還可分蓄江河洪水，落低于流河段的洪峰流量，滯緩洪峰發(fā)生的時刻，發(fā)揚(yáng)調(diào)蓄作用。以洞庭湖為例，洞庭湖是我國第二大淡水湖。它的水源：北有松滋、太平、藕池、調(diào)弦〔已封堵〕4口分泄長江水進(jìn)湖〔占進(jìn)湖總水量37.7％〕，南、西有湘、資、沅、澧4大水系進(jìn)匯〔占53.9％〕，湖區(qū)四面中小河注進(jìn)〔占8.4％〕，各方水流進(jìn)湖停蓄后，在湖區(qū)東北角經(jīng)城陵磯出湖進(jìn)長江。現(xiàn)有水域2691平方公里，最大水深，最大容積200余億立方米。故接納4水、吞吐長江的洞庭湖，是調(diào)蓄長江中游干、支流洪水的重要的天然水庫。洞庭湖的削峰作用從表3－17可見，4水、4口的進(jìn)湖洪水，通過洞庭湖調(diào)蓄，多年〔1951—1983〕平均削減了洪峰流量的28.4％。1954年最大削峰量可達(dá)20653立方米/秒，削減了－19。據(jù)統(tǒng)計4口1951—1983年多年平均分流量為1180億立方米，占進(jìn)湖總量37.7％，而多年平均汛期〔5—10月〕分流量為1094億立方米，故長江分流進(jìn)湖水量中92.7％是在汛期進(jìn)湖的。顯然洞庭湖已成為長江汛期的天然分洪、滯洪區(qū)了。1954年特大洪水時，洞庭湖甚至削減了長江干流約發(fā)揚(yáng)了巨大的作用。然而從此3表中也能夠瞧出，近30多年來，洞庭湖的調(diào)蓄能力在不斷地減弱，這是由于湖區(qū)泥沙淤積，湖泊容積不斷減少所致。多年平均進(jìn)湖泥沙達(dá)1.335億立方米，其中又以長江4口挾帶的泥沙為主，約占其中82％，而多年平均出湖泥沙僅0.351億立方米，平均每年沉積在湖區(qū)的泥沙為0.984億立方米，洞庭湖通過蓄渾吐清，所以對減輕長江干流河床泥沙的沉積、穩(wěn)定干流河床起著有利的作用，然而，泥沙沉積湖底，日積月累就使洞庭湖的面積、容積逐年減小，從而削弱了其調(diào)蓄能力。據(jù)1954年及1983年湖區(qū)實測地形圖比照，城陵磯水位23米時，容積減少59％，33米時，容積減少40％。一般與河流相通的外流湖均有調(diào)蓄作用。鄱陽湖在一般年份可調(diào)節(jié)來水量的15—30％，而特大洪水年，如1954年，它削減了進(jìn)湖峰量的50％以上，其削峰量為23400立方米/秒。湖泊調(diào)蓄能力的大小，首先決定于湖泊容積，其次決定于內(nèi)湖水位與外江水位之間的漲落關(guān)系及差值。以江漢湖群為例，在沿江口門未設(shè)操縱閘前，江湖相通，內(nèi)湖與外江水位漲落同步變化，故調(diào)節(jié)能力有限。江湖分家后，一般依據(jù)預(yù)告、汛前泄空湖容，洪水期再開閘蓄洪，因而提高了湖泊的蓄洪能力。湖區(qū)泥沙沉積妨礙湖泊的調(diào)蓄是自然因素，而盲目圍湖造田、人為因素削弱湖泊的調(diào)蓄能力和破壞湖泊資源的現(xiàn)象，更應(yīng)該引起重視，已出現(xiàn)的咨詢題也要采取還田為湖等措施妥善解決。據(jù)統(tǒng)計，僅洞庭湖、鄱陽湖、江漢湖群因圍墾而失往湖泊容積達(dá)350億立方米，導(dǎo)致可調(diào)蓄的淡水資源損失相當(dāng)于淮河正常徑流量的1.3倍，比東線南水北調(diào)方案引水1000立方米/秒的流量還多35億立方米的水量。2．豐富寶貴的自資源湖水可用于澆灌農(nóng)田、溝通航道、發(fā)電、提供工農(nóng)業(yè)和飲用水流，還能繁衍水生物，開展水產(chǎn)品；豐富的水資源水是生命的源泉，是人類賴以生存和從事各種經(jīng)濟(jì)和社會活動的命脈。而我國卻是個水資源相對缺乏的國家，人均水資源占有量僅是世界人均占有量的1/4。我國湖泊總貯水量約7077×108m3，其中淡水貯量2249×108m3,占我國陸地淡水資源量的8%，而且其中5%以上分布在經(jīng)濟(jì)較例如：１、太湖，除了向湖區(qū)提供大量的工業(yè)用水和農(nóng)業(yè)澆灌用水外，依然沿湖地區(qū)和上海市近2000萬居民的飲用水之源。２、洞庭湖、鄱陽湖和太湖平原歷來是我國聞名的糧倉，素有“湖廣熟，天下足〞和“蘇湖熟，天下足〞的美譽(yù)。它們都得益于湖泊所提供的豐富的水資源。３、洪澤湖為蘇北1800萬畝農(nóng)田和沿海鹽堿土先進(jìn)提供了豐富的水資源。４、巢湖的澆灌面積亦達(dá)328萬畝〔2〕胖沃的湖泊灘地×104km2。全國以鄱陽湖面積為最大，達(dá)2536km2洞庭湖次之為1688km2，洪澤湖居第三位，1021km2。我國湖泊灘地開墾利用歷史久遠(yuǎn)。最早見于史籍的當(dāng)推周文王長兄泰伯偕弟仲雍由北方南徙，定居于今常熟的梅里，立國號為吳，于太湖地區(qū)墾殖湖灘洲地。后吳人在今南京市高淳縣建相國圩圍墾固城。湖之灘地的土質(zhì)胖沃，水資源豐富，成為我國要緊糧食產(chǎn)區(qū)，農(nóng)業(yè)經(jīng)濟(jì)空前繁華。“上有天堂，下有蘇杭〞和“湖廣熟，天下足〞的美譽(yù)，皆賴以湖泊所提供的灘地資源和水資源?！?〕生物多樣性的展覽廳湖泊生物資源豐富多彩，是一類重要的湖泊再生資源。它們中有人們喜愛的副食品，如魚、蝦、蟹、貝、蓮、藕、菱、芡；有工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的原材料，如葦、蒲、席草、蚌、殼等；有的能夠進(jìn)藥；如葦根、蒲黃、蓮心、蓮蕊和鱉甲等；有更多的水生植物和螺、蜆、蚌等水生動物可作為家畜和家禽及魚類養(yǎng)殖的餌料；水生植物還廣泛用于農(nóng)胖和燃薪。此外，湖泊生物還在維持生態(tài)系統(tǒng)平衡、凈化水質(zhì)、以及保留生物多樣性方面起著重要的作用?！玻础吃S多湖泊風(fēng)光美麗，景色宜人是得天獨厚的旅游勝地；我國領(lǐng)土寬闊，地形復(fù)雜氣候多變，因而位于其中的湖泊亦是舒服的迷人的旅游勝地。許多湖泊已成為中外旅客必到之地。杭州西湖之美名揚(yáng)天下，令古今往來的許多文人墨客為之傾倒。揚(yáng)州之瘦西湖、濟(jì)南大名湖、嘉興南湖、武昌東湖和南京玄武湖等基本上些風(fēng)光旖旎、景色宜人和引人進(jìn)勝的名湖。〔５〕眾多的鹽湖富含豐富的鹽礦和寶貴的礦產(chǎn)資源；我國鹽湖不僅數(shù)量多，而且分布相對集中。柴達(dá)木盆地和西躲北部為鹽湖的集中分布區(qū)。那個地點鹽湖密布，數(shù)以百計，被譽(yù)為鹽的世界。鹽湖中貯存的鹽類礦物有100余種，除貯存巨量的天然堿、硝、石鹽、和石膏等常見的鹽類外，還蘊(yùn)躲有硼、鋰、溴、鍶、鋇、銣、銫、釷和鈾等稀有鹽類。其中察爾汗鹽湖群鹽礦貯量達(dá)426×108t,足夠世界人民食用2000年。我國開采最早的鹽礦是山西省的解池，遠(yuǎn)在公元前21世紀(jì)的夏虞時期，當(dāng)?shù)厝嗣窬鸵牙迷摮氐柠u水曬鹽。西躲班戈鹽湖中的硼沙遠(yuǎn)在公元6世紀(jì)就已開采利用，比歐洲早1000年。3．湖泊水體的存在，能夠調(diào)節(jié)湖區(qū)氣候，改善湖區(qū)生態(tài)環(huán)境，提高環(huán)境質(zhì)量；調(diào)節(jié)氣候，改善生態(tài)湖泊具有調(diào)節(jié)氣候，改善生態(tài)環(huán)境之功能。湖泊是內(nèi)外應(yīng)力長期作用下形成的。它與流域內(nèi)的自然地理要素如水系、植被的變化、泥沙和營養(yǎng)鹽輸進(jìn)的多少等有著緊密的關(guān)系。它擁有的巨大水量和調(diào)蓄功能以及豐富的生物資源對湖區(qū)的氣候和生態(tài)環(huán)境具有明顯的調(diào)節(jié)作用。4．湖泊依然研究古生態(tài)環(huán)境和生物多樣性的基地?！菜摹澈丛陂_發(fā)利用中存在咨詢題由于湖泊生態(tài)的脆弱性，加上人類不合理地利用湖泊資源，使我國盡大多數(shù)湖泊的良性生態(tài)系統(tǒng)，遭受到不同程度的破壞，乃至整個湖泊的消亡，這真是明珠蒙塵！其要緊表現(xiàn)如下：〔1〕盲目圍墾，導(dǎo)致湖泊縮小，甚至消亡；〔2〕過度用水，導(dǎo)致湖泊萎縮，水質(zhì)變差；〔3〕水質(zhì)污染嚴(yán)峻和富營養(yǎng)過程加速；〔4〕水利工程和過度捕撈使水產(chǎn)資源枯竭。〔1〕盲目圍墾，導(dǎo)致湖泊縮小，甚至消亡；〔2〕過度用水，導(dǎo)致湖泊萎縮，水質(zhì)變差；〔3〕水質(zhì)污染嚴(yán)峻和富營養(yǎng)過程加速；〔4〕水利工程和過度捕撈使水產(chǎn)資源枯竭。二、沼澤濕地〔一〕什么是濕地？?濕地公約?中對濕地是如此定義的：濕地系指不咨詢其為天然或人工，長久或臨時之沼澤地、泥炭地或水域地帶，帶有或靜止或流淌、或為淡水、半咸水或咸水水體者，包括低潮時水深不超過6米的水域。濕地是指季節(jié)性或常年積水地段，包括沼澤、泥炭地、濕草甸、湖泊、河流及泛洪平原、河口三角洲、灘涂、珊瑚礁、紅樹林、水庫、池塘、水稻田以及低潮時水深淺于６米的海岸帶等。濕地分為咸水濕地、淡水濕地和人工濕地三種類型，具有提供水源補(bǔ)充地下水、往除和轉(zhuǎn)化毒物、提供可利用資源、保衛(wèi)小氣候、提供野生動物棲息地等作用，被稱為"地球之腎"，與森林、海洋一起并稱為全球三大生態(tài)系統(tǒng)?！捕碀竦氐念愋蛣澐症瘛⒔＜昂０稘竦亍驳统睍r水深6米以內(nèi)的海域及其沿岸海水浸濕地帶〕Ⅰ1 淺海水域：低潮時水深不超過6米的永久水域，植被蓋度＜30Ⅰ2 潮下水生層：海洋低潮線以下，植被蓋度≥30％，包括海草層、海洋草地。Ⅰ3 珊瑚礁：由珊瑚聚攏生長而成的濕地。包括珊瑚島及其有珊瑚生長的海域。Ⅰ4 巖石性海岸：底部基質(zhì)75％以上是巖石，蓋度＜30％的植被覆蓋的硬質(zhì)海岸,包括巖石性沿海島嶼、海巖峭壁。本次調(diào)查指低潮水線至高潮浪花所及地帶。Ⅰ5 潮間沙石海灘：潮間植被蓋度＜30％，底質(zhì)以砂、礫石為主。Ⅰ6 潮間淤泥海灘：植被蓋度＜30％，底質(zhì)以淤泥為主。Ⅰ7 潮間鹽水沼澤：植被蓋度≥30％的鹽沼。Ⅰ8 紅樹林沼澤：以紅樹植物群落為主的潮間沼澤。Ⅰ9 海岸性咸水湖：海岸帶范圍內(nèi)的咸水湖泊。Ⅰ10海岸性淡水湖：海岸帶范圍內(nèi)的淡水湖泊。Ⅰ11 河口水域：從近口段的潮區(qū)界〔潮差為零〕至口外海濱段的淡水舌鋒緣之間的永久性水域。Ⅰ12三角洲濕地：河口區(qū)由沙島、沙洲、沙嘴等發(fā)育而成的低沖積平原。Ⅱ、河流濕地〔本次調(diào)查僅限于河床〔枯水河槽〕平均寬度≥10米，面積大于100hm2的全國要緊水系的四級以上支流Ⅱ1 永久性河流：僅包括河床，同時也包括河流中面積小于100hm2的水庫〔塘〕。Ⅱ2 季節(jié)性或間歇性河流Ⅱ3 泛洪平原濕地：河水泛濫沉沒〔以多年平均洪水位為準(zhǔn)〕的河流兩岸地勢平坦地區(qū)，包括河灘、泛濫的河谷、季節(jié)性泛濫的草地。Ⅲ、湖泊濕地Ⅲ1 永久性淡水湖：常年積水的海岸帶范圍以外的淡水湖泊。Ⅲ2 季節(jié)性淡水湖：季節(jié)性或臨時性的泛洪平原湖。Ⅲ3 永久性咸水湖：常年積水的咸水湖。Ⅲ4 季節(jié)性咸水湖：季節(jié)性或臨時性積水的咸水湖。Ⅳ、沼澤和沼澤化草甸濕地Ⅳ1 蘚類沼澤：以蘚類植物為主，蓋度100%的泥炭沼澤。Ⅳ2 草本沼澤：植被蓋度≥30％、以草本植物為主的沼澤。Ⅳ3 沼澤化草甸：包括分布在平原地區(qū)的沼澤化草甸以及高山和高原地區(qū)具有高冷性質(zhì)的沼澤化草甸、凍原池塘、融雪形成的臨時水域。Ⅳ4 灌叢沼澤：以灌木為主的沼澤，植被蓋度≥30％。Ⅳ5 森林沼澤：有明顯主干、高于6米、郁閉度≥Ⅳ6 內(nèi)陸鹽沼：分布于我國北方干旱和半干旱地區(qū)的鹽沼。由一年生和多年生鹽生植物群落組成，水含鹽量達(dá)％以上，植被蓋度≥30％。Ⅳ7 地?zé)釢竦兀河蓽厝a(bǔ)給的沼澤濕地。Ⅳ8淡水泉或綠洲濕地Ⅴ、庫塘Ⅴ1庫塘：為澆灌、水電、防洪等目的而建筑的人工蓄水設(shè)施?！菜摹碀竦氐膬r值與功能濕地除了是生命和文明的搖籃外，還表達(dá)為直截了當(dāng)利用價值和間接利用價值。直截了當(dāng)利用價值表現(xiàn)為水資源，濕地產(chǎn)品〔魚、蝦、貝、藻類、蓮、藕、菱、芡、泥炭、木材、蘆葦、藥材等〕，濕地礦產(chǎn)，能源〔如泥炭〕，水運等，想來上面所述的美元價值就包括這些直截了當(dāng)利用價值了。濕地的間接價值包括，流量調(diào)節(jié)〔落雨吸納大量的水，干旱時又能釋放水〕、防止海水進(jìn)侵、補(bǔ)充地下水或來自地下水、營養(yǎng)物質(zhì)的沉積、調(diào)節(jié)氣候、生物多樣性和生態(tài)功能、保衛(wèi)海岸、文化遺產(chǎn)、景瞧價值、教育與科研價值等。這些價值可能是難以用金鈔票計算的。

三、冰川冰川是指發(fā)生在陸地上，由大氣固態(tài)落水演變而成的，通常處于運動狀態(tài)的一種天然冰體。它隨氣候變化而變化，但不是在短期內(nèi)形成或消亡。雪線觸及地面是發(fā)生冰川的必要條件。因此，冰川是極地氣候和高山冰雪氣候的產(chǎn)物。冰是水的一種形式。從地球演化過程來瞧，冰是地球物質(zhì)分異最后的產(chǎn)物。它是最輕的礦物之一，其密度只有/cm3，比水的密度小。這一特點使它總是處在地球的外表，在水體中那么總是浮在水面。假如冰不具有這一重要物理性質(zhì)，那末，在低溫條件下，水體將一凍到底，對水生生物造成嚴(yán)峻的災(zāi)難。冰具有不穩(wěn)定性，在目前地表溫度狀況下，自然界的冰非常輕易發(fā)生相變。冰在地球上的分布特不廣泛，上至8—17km高的大氣對流層上部，下至1500m深的地殼中都能夠發(fā)覺它的蹤跡。廣義冰川學(xué)把冰的分布范圍稱為冰圈。顯然，冰川是冰圈的主體。〔一〕成冰作用成冰作用〔或過程〕，是指積雪轉(zhuǎn)化為粒雪，再通過變質(zhì)作用形成冰川冰的過程。雪是一種晶體，任何晶體都具有使其內(nèi)部包含的自由能趨向最小，以維持晶體穩(wěn)定的性質(zhì)，這確實是基本最小自由能原那么。晶體的自由能包括內(nèi)應(yīng)力和外表能兩局部。外表能的大小與晶體的外表積成正比。圓球體是比外表積最大的幾何形體之一。在外界環(huán)境條件穩(wěn)定時，雪晶力圖向球形體轉(zhuǎn)變。這一過程稱為自動圓化或粒雪化。雪的圓化是通過固相的重結(jié)晶作用、氣相的升華、凝華作用和液相的再凍結(jié)作用三種方式來實現(xiàn)的。結(jié)果是消滅晶角、晶棱，填平凹處，增長平面，合并晶體，形態(tài)變圓，雪花變?yōu)檠┝?。粒雪化過程能夠分為冷型和熱型兩類。前者沒有融化和再凍結(jié)現(xiàn)象，過程緩慢，雪粒直徑通常缺乏1毫米；熱型粒雪化過程進(jìn)行得較快，雪粒直徑對比大。粒雪中含有貫穿孔隙，當(dāng)其進(jìn)一步變化，全部孔隙被封閉后就變成冰川冰。成冰作用也分冷型和熱型兩類。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，氣泡內(nèi)的壓力大。冷型成冰過程歷時非常長，在南極中心，成冰時刻往往超過1000年，而成冰的深度至少需要200米。熱型成冰作用是有融水參與的，并因融水?dāng)?shù)量多少不同而分不形成滲浸-重結(jié)晶冰、滲浸冰和滲浸-凍結(jié)冰。當(dāng)粒雪非常薄而夏季氣溫較高時，粒雪能夠完全融化，而后在冰川冷貯作用下，在冰川外表重新凍結(jié)成冰。由上述可知，重結(jié)晶、滲浸和凍結(jié)成冰，是成冰作用的三個全然類型；滲浸-重結(jié)晶及滲浸-凍結(jié)作用那么是兩個過渡類型。上述各種冰是成冰作用初期的原生沉積變質(zhì)冰，它們僅僅分布于冰川的表層。冰川冰的盡大局部是沉積變質(zhì)冰在運動中經(jīng)受壓力形成的動力變質(zhì)冰。其中最常見的是冰川塑性流淌狀態(tài)下形成的次生重結(jié)晶冰。動力變質(zhì)冰具有一般變質(zhì)巖的許多特點，如片理、褶皺和冰晶的定向排列等?！捕潮愋同F(xiàn)代冰川規(guī)模相差非常大，形態(tài)各具特征，生成時代前后不同，冰川性質(zhì)和地質(zhì)地貌作用等也都不一致。因此，能夠依據(jù)不同標(biāo)志劃分冰川類型。通常按照冰川的形態(tài)、規(guī)模及所處的地形條件把冰川分為山岳冰川、大陸冰川、高原冰川和山麓冰川。1.山岳冰川要緊分布于中低緯山區(qū)，由于雪線較高，積存區(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)又能夠分為：〔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，小的缺乏1平方公里。冰斗冰川都有一個陡峭的后壁，那兒經(jīng)常發(fā)生雪崩或冰崩。谷地源頭的冰斗規(guī)模一般對比大，四周還能夠有第二級冰斗，這種冰川喊圍谷冰川?！?〕山谷冰川：在有利的氣候條件下，雪線下落，補(bǔ)給增加，冰斗冰川溢出冰斗進(jìn)進(jìn)山谷形成山谷冰川。低于雪線流進(jìn)山谷的冰流，喊做冰舌。它和兩側(cè)谷坡的界限非常清晰，而雪線以上的粒雪盆與四周山坡的粒雪原經(jīng)常連成一片。山谷冰川有單式、復(fù)式、樹枝狀和網(wǎng)狀幾種，各有自己的形態(tài)特征，并分不代表山谷冰川演化的不同時期。沒有支流匯進(jìn)的山谷冰川，稱為單式山谷冰川；只有一兩條支流匯進(jìn)的山谷冰川，稱為復(fù)式山谷冰川，兩者又可合稱阿爾卑斯型山谷冰川；有較多支流匯進(jìn)，在平面上狀如樹枝的山谷冰川，稱為樹枝狀山谷冰川；而支流極多，主支冰川相互交錯，形如蛛網(wǎng)者，那么稱網(wǎng)狀山谷冰川。樹枝狀和網(wǎng)狀山谷冰川在喜馬拉雅山最發(fā)育，因此又喊做喜馬拉雅型山谷冰川。此外，蘇聯(lián)中亞，很多山谷冰川沒有明顯的粒雪盆，依靠兩側(cè)山坡的冰崩雪崩補(bǔ)給，因而冰舌覆蓋有非常厚的表磧，幾乎瞧不見冰川冰，這種冰川喊做土耳其斯坦型山谷冰川。山谷冰川長度由數(shù)公里至數(shù)十公里不等，厚度數(shù)百米。當(dāng)許多冰流集合時，彼此并列或互相疊置。所謂疊置系指支冰川覆在主冰川之上，大概被其背負(fù)著前進(jìn)。2.大陸冰川大陸冰川曾經(jīng)占據(jù)非常寬闊的面積，但目前只發(fā)育在兩極地區(qū)。由于面積和厚度都非常大，冰流不受下伏地形妨礙，自中心向四面流淌。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確實是基本大陸冰川。3.高原冰川高原冰川也喊冰帽，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，向四周伸出許多冰舌。冰島的伐特納冰帽面積到達(dá)8410平方公里。4.山麓冰川數(shù)條山谷冰川在山麓擴(kuò)展集合成為寬闊的冰原，喊做山麓冰川。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確實是基本由12條山谷冰川組成，其山麓局部面積達(dá)2682平方公里。除上述形態(tài)分類之外，還能夠依據(jù)冰川的物理性質(zhì)進(jìn)行分類。例如，依據(jù)冰川的動力活動性能夠劃分為積極冰川、消極冰川和死冰川；以冰川溫度狀況為依據(jù)可劃分溫冰川和冷冰川兩類，等等。后一種分類越來越顯示出重要的意義。溫冰川除表層在冬季能夠臨時變冷外，整個冰川厚度大致接近于壓力融點，冰內(nèi)包含液態(tài)水，而且融水能夠在全部厚度出現(xiàn)。這種融水濕潤基床后，可促進(jìn)冰川冰的滑動，因而在其他條件相同時，溫冰川運動速度較之冷冰川要大。冷冰川深部缺乏融水，冰川和它所覆蓋的基巖凍結(jié)在一起，這就直截了當(dāng)妨礙了冰川通過冰床移動的方式，并削弱了它的侵蝕力量。〔三〕地球上冰川的分布目前全球冰川面積約為1550×104km2，占陸地總面積的10％以上。冰川總體積〔2400—2700〕×104km3。假如這些冰全部融化，將使世界洋面上升66m。南極大陸是世界上冰川最集中的地區(qū)，冰蓋面積約1260×104km2，包括四面的邊緣冰棚，那么為1320×104km2。冰蓋平均厚度為2000m。北極地區(qū)包括格陵蘭島、加拿大極地島群和斯匹次卑爾根群島，冰川總面積約200×104km2，其中格陵蘭冰蓋面積即達(dá)173×104km2，巴芬島上的巴倫斯冰帽面積達(dá)5900km2，得文島冰帽面積超過15500km2。亞洲冰川面積共114000km2，要緊分布在興都庫什山、喀喇昆侖山、喜馬拉雅山、青躲高原、天山和帕米爾。其中我國冰川面積共57000km2，恰占50％。北美洲冰川面積共67000km2，要緊分布在阿拉斯加和加拿大地區(qū)。南美洲冰川面積約25000km2。歐洲8600km2，冰川分布的高度受著雪線高度的嚴(yán)格制約。任何地區(qū)假如地表沒有高出雪線就不可能形成冰川。就山區(qū)而論，在氣候變化不非常顯著的假設(shè)干年內(nèi)，每年最熱月積雪區(qū)的下限總是大體上位于同一的海拔高度。那個高度以上為多年積雪區(qū)，以下為季節(jié)積雪區(qū)。多年積雪區(qū)和季節(jié)積雪區(qū)之間的界線就喊做雪線。雪線上年落雪量等于年消融量，因此雪線也確實是基本落雪和消融的零平衡線。然而，零平衡的盡對值卻能夠是各不相同的。要在落雪量非常小的情況下到達(dá)平衡，就必須有較低的負(fù)溫以減小消融和蒸發(fā)。而當(dāng)落雪量非常大時，雪線處的年平均氣溫就必須對比高，才能融化大量積雪，以維持平衡。氣溫、落水量和地形是妨礙雪線高度的三個要緊因素。多年積雪的形成要求近地面空氣層的溫度長期維持在0℃以下。地球外表的平均溫度具有從赤道向兩極遞減和自平地向高山遞減的規(guī)律，因此低緯地區(qū)雪線位置對比高，高緯和極地雪線位置那么對比低。雪線位置最高處并不在赤道，而在南北兩個亞熱帶高壓帶。這兩個高壓帶同赤道帶的溫度差異并不顯著，落水量卻相當(dāng)懸殊，亞熱帶高壓帶落水量的急劇減少，使雪線上升到最大的高度。南美20°—25°間的安第斯山雪線高達(dá)6400米，是世界上雪線最高的地點。北半球的山地，一般北坡雪線比南坡低。我國祁連山南坡雪線在4700—5000米，北坡僅約4400—4600米，表現(xiàn)了地形的妨礙。然而地形不僅妨礙溫度，也妨礙落水分布，如東西走向的喜馬拉雅山阻擋了印度洋的西南季風(fēng)，致使南坡多雨，雪線為4400—4600米，北坡落水量非常少，雪線上升到5800—6000米。在冰川上雪線又喊粒雪線。夏季冰川上隔年粒雪的下限，稱為粒雪線。海洋性冰川粒雪線和零平衡線的位置對比吻合，大陸性冰川由于粒雪線和零平衡線之間有一個附加冰帶，粒雪線通常高出零平衡線數(shù)十米或100—200米。和雪線高度相一致，地球上冰川分布高度也表現(xiàn)出明顯的自低緯向兩極落低的趨勢。在東西走向的山脈中，朝向極地的山坡冰川分布高度低于朝向赤道的山坡。通常情況下，迎風(fēng)而落水量豐富的山坡冰川分布高度低于背風(fēng)而落水量對比少的山坡。〔四〕冰川對地理環(huán)境的妨礙冰川對地理環(huán)境的妨礙表現(xiàn)在許多方面。在極地和中低緯高山冰川區(qū)，冰川本身是自然地理要素之一，并形成獨特的冰川景瞧。規(guī)模較小的冰川只對四周地區(qū)的氣候發(fā)生妨礙，巨大的冰川如南極和格陵蘭冰蓋，那么對寬闊地區(qū)甚至全球氣候發(fā)生妨礙。作為一種特殊的下墊面，冰蓋的擴(kuò)展將大大增強(qiáng)地球的反射率，從而促使地球進(jìn)一步變冷，并妨礙氣團(tuán)性質(zhì)和環(huán)流特征。在地球水圈的水分循環(huán)中，冰川也有重要的作用。據(jù)計算，目前全球冰川的平均年消融量約3000km3。這一數(shù)字近乎全世界河流水量的三倍。冰蓋消融量的增減，將直截了當(dāng)妨礙海平面的升落。大氣落水到達(dá)地面后，由于蒸發(fā)、蒸騰和滲透等緣故，只有一局部轉(zhuǎn)變?yōu)榈乇韽搅?。冰川外表不存在蒸騰，蒸發(fā)量及滲透量都特不小。因此，到達(dá)冰川外表的落水幾乎能夠全部轉(zhuǎn)化為地表徑流。冰川不僅是河流的補(bǔ)給來源，依然其調(diào)節(jié)者。冰川冰從積存區(qū)向消融區(qū)運動的結(jié)果，使長期處于固態(tài)的水轉(zhuǎn)化為液態(tài)。然而，低溫而濕潤的年份，冰川消融將受到抑制；高溫干旱年份，消融那么將加強(qiáng)。如此，冰川就對徑流起到了調(diào)節(jié)作用。冰川推進(jìn)時，將消滅它所覆蓋的地區(qū)的植被，動物被迫遷移，土壤發(fā)育過程亦將中斷。自然地帶將相應(yīng)向低緯和低海拔地區(qū)移動。冰川退縮時，植被、土壤將逐漸重新發(fā)育，自然地帶相應(yīng)向高緯和高海拔地區(qū)移動。冰川的侵蝕和堆積作用顯著改變地表形態(tài)，形成特殊的冰川地貌。在古冰蓋掩覆過的地區(qū)，如歐洲和北美，這種冰川地貌能夠占據(jù)成千上萬平方公里的寬闊范圍。在山岳地區(qū)，冰川地貌顯示出許多獨有的特征，這將在以后的章節(jié)中闡述。教學(xué)目標(biāo)：理解地下貯水空間把握地下水系統(tǒng)及其垂向結(jié)構(gòu)把握地下水類型及特點理解地下水的補(bǔ)給與排泄理解地下水的運動地下水是存在于地表以下巖〔土〕層空隙中的各種不同形式水的統(tǒng)稱。地下水要緊來源于大氣落水和地表水的進(jìn)滲補(bǔ)給；同時以地下滲流方式補(bǔ)給河流、湖泊和沼澤，或直截了當(dāng)注進(jìn)海洋；上層土壤中的水分那么以蒸發(fā)或被植物根系汲取后再散發(fā)進(jìn)空中，回回大氣，從而積極地參與了地球上的水循環(huán)過程，以及地球上發(fā)生的溶蝕、滑坡、土壤鹽堿化等過程，因此地下水系統(tǒng)是自然界水循環(huán)大系統(tǒng)的重要亞系統(tǒng)。地下水作為地球上重要的水體，與人類社會有著緊密的關(guān)系。地下水的貯存有如在地下形成一個巨大的水庫，以其穩(wěn)定的供水條件、良好的水質(zhì)，而成為農(nóng)業(yè)澆灌、工礦企業(yè)以及都市生活用水的重要水源，成為人類社會必不可少的重要水資源，尤其是在地表缺水的干旱、半干旱地區(qū)，地下水經(jīng)常成為當(dāng)?shù)氐囊o供水水源。據(jù)不完全統(tǒng)計，70年代以色列國75％以上的用水依靠地下水提供，德國的許多都市供水，亦要緊依靠地下水；法國的地下水開采量，要占到全國總用水量1/3左右；像美國，日本等地表水資源對比豐富的國家，地下水亦要占到全國總用水量的20％左右。我國地下水的開采利用量約占全國總用水量的10—15％，其中北方各省區(qū)由于地表水資源缺乏，地下水開采利用量大。依據(jù)統(tǒng)計，1979年黃河流域平原區(qū)的淺層地下水利用率達(dá)48.6％，海、灤河流域更高達(dá)87.4％；1988年全國270多萬眼機(jī)井的實際抽水量為529.2×108立方米，機(jī)井的開采能力那么超過800×咨詢題的另一面，由于過量的開采和不合理的利用地下水，經(jīng)常造成地下水位嚴(yán)峻下落，形成大面積的地下水下落漏斗，在地下水用量集中的都市地區(qū)，還會引起地面發(fā)生沉落。此外工業(yè)廢水與生活污水的大量進(jìn)滲，經(jīng)常嚴(yán)峻地污染地下水源，危及地下水資源。因而系統(tǒng)地研究地下水的形成和類型、地下水的運動以及與地表水、大氣水之間的相互轉(zhuǎn)換補(bǔ)給關(guān)系，具有重要意義。

一、地下水的賦存條件〔一〕地下水的貯存空間1．含水介質(zhì)、含水層和隔水層自然界的巖石、土壤均是多孔介質(zhì)，在它們的固體骨架間存在著外形不一、大小不等的孔隙、裂隙或溶隙，其中有的含水，有的不含水，有的盡管含水卻難以透水。通常把既能透水，又飽含水的多孔介質(zhì)稱為含水介質(zhì)，這是地下水存在的首要條件。所謂含水層是指貯存有地下水，并在自然狀態(tài)或人為條件下，能夠流出地下水來的巖體。由于這類含水的巖體大多呈層狀、故名含水層，如砂層、砂礫石層等。亦有的含水巖體呈帶狀、脈狀甚至是塊狀等復(fù)雜狀態(tài)分布，關(guān)于如此的含水巖體可稱為含水帶、含水體或稱為含水巖組。關(guān)于那些盡管含水，但幾乎不透水或透水能力非常弱的巖體，稱為隔水層，如質(zhì)地致密的火成巖、變質(zhì)巖，以及孔隙細(xì)小的頁巖和粘土層均可戌為良好的隔水層。實際上，含水層與隔水層之間并無一條截然的界線，它們的劃分是相對的，并在一定的條件下能夠互相轉(zhuǎn)化。如飽含結(jié)合水的粘土層，在平常條件下，不能透水與給水，成為良好的隔水層；但在較大的水頭作用下，由于局部結(jié)合水發(fā)生運動，粘土層就能夠由隔水層轉(zhuǎn)化為含水層。2．含水介質(zhì)的空隙性與水理性1.含水介質(zhì)的空隙性含水介質(zhì)的空隱性是地下水存在的先決條件之一?？障兜亩嗌?、大小、均勻程度及其連通情況，直截了當(dāng)決定了地下水的埋躲、分布和運動特性。通常，將松散沉積物顆粒之間的空隙稱為孔隙，堅硬巖石因破裂產(chǎn)生的空隙稱裂隙，可溶性巖石中的空隙稱溶隙〔包括巨大的溶穴，溶洞等〕。1〕孔隙率〔n〕又稱孔隙度，它是反映含水介質(zhì)特性的重要指標(biāo)，以孔隙體積〔Vn〕與包括孔隙在內(nèi)的巖土體積〔V〕之比值來表示，即n

=

Vn/V×100％。孔隙率的大小，取決于巖土顆粒本身的大小，顆粒之間的排列形式、分選程度以及顆粒的外形和膠結(jié)的狀況等。必須指出，孔隙率只有孔隙數(shù)量多少的概念，并不講明孔隙本身的大小〔即孔隙率大并不表示孔隙也大〕?？紫兜拇笮∨c巖土顆粒粗細(xì)有關(guān)，通常是顆粒粗那么孔隙大，顆粒細(xì)那么孔隙小。但因細(xì)顆粒巖土外表積增大，因而孔隙率反而增大，如粘土孔隙率到達(dá)45—55％；而礫石的平均孔隙率只有27％。2〕裂隙率〔KT〕裂隙率即裂隙體積〔VT〕與包括裂隙在內(nèi)巖石體積〔V〕之比值：KT

=

VT/V×100％。與孔隙相比裂隙的分布具有明顯的不均勻性，因此，即使是同一種巖石，有的部位的裂隙率KT可能到達(dá)百分之幾十，有的部位KT值可能小于1％。3〕巖溶率〔KK〕溶隙的多少用巖溶率表示，即溶隙的體積〔Vk〕與包括溶隙在內(nèi)的巖石體積〔V〕之比值：Kk

=

Vk/V×100％。溶隙與裂隙相對比，在外形、大小等方面顯得更加千變?nèi)f化，小的溶孔直徑只幾毫米，大的溶洞可達(dá)幾百米，有的形成地下暗河延伸數(shù)千米。因此巖溶率在空間上極不均勻。綜上所述，盡管裂隙率〔KT〕、巖溶率〔Kk〕與孔隙率〔n〕的定義相似，在數(shù)量上均講明巖土空隙空間所占的比例。但實際意義卻頗有區(qū)不，其中孔隙率具有較好的代表性，可適用于相當(dāng)大的范圍；而裂隙率囿于裂隙分布的不均勻性，適用范圍受到極大限制；關(guān)于巖溶率〔Kk〕來講，即使是平均值也不能完全反映實際情況，因此局限性更大。2.含水介質(zhì)的水理性質(zhì)巖土的空隙，盡管為地下水提供了存在的空間，然而水能否自由的進(jìn)出這些空間，以及巖土維持水的能力，卻與巖土外表操縱水分活動的條件、性質(zhì)有非常大的關(guān)系。這些與水分的貯容、運移有關(guān)的巖石性質(zhì)，稱為含水介質(zhì)的水理性質(zhì)，包括巖土的容水性、持水性、給水性、貯水性、透水性及毛細(xì)性等。1〕容水性指在常壓下巖土空隙能夠容納一定水量的性能，以容水度來衡量。容水度〔Wn〕定義為巖土容納水的最大體積Vn與巖土總體積V之比，即Wn=Vn/V×100％。由定義可知，容水度Wn值的大小取決于巖土空隙的多少和水在空隙中充填的程度，如全部空隙被水布滿，那么容水度在數(shù)值上等于孔隙度；關(guān)于具有膨脹性的粘土，充水后其體積會增大，因此容水度能夠大于孔隙度。2〕持水性飽水巖土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然維持一定水分的能力稱持水性。持水性在數(shù)量上用持水度表示。持水度Wr定義為飽水巖土經(jīng)重力排水后所維持水的體積Vr和巖土總體積V之比。即Wr=Vr/V×100％，其值大小取決于巖土顆粒外表對水分子的吸附能力。在松散沉積物中，顆粒愈細(xì)，空隙直徑愈小，那么同體積內(nèi)的比外表積愈大，Wr，愈大。3〕給水性指飽水巖土在重力作用下能自由排出水的性能，其值用給水度〔μ〕來表示。給水度定義為飽水巖土在重力作用下，能自由排出水的體積Vg和巖土總體積V之比，即μ=Vg/V×100％。由上述3個定義可知：巖土持水度和給水度之和等于容水度〔或孔隙度〕，即Wn=Wr+μ或n

=

Wr+μ。式中n為孔隙度。4〕透水性指在一定條件下，巖土答應(yīng)水通過的性能。透水性能一般用滲透系數(shù)K值來表示。其值大小首先與巖土空隙的直徑大小和連通性有關(guān)，其次才和空隙的多少有關(guān)。如粘土的孔隙度非常大，但孔隙直徑非常小，水在這些微孔中運動時，不僅由于水與孔壁的摩阻力大而難以通過，而且還由于粘土顆粒外表吸附形成一層結(jié)合水膜，這種水膜幾乎占滿了整個孔隙，使水更難通過。透水層與隔水層盡管沒有嚴(yán)格的界限，只是經(jīng)常將滲透系數(shù)K值小于/日的巖土，列進(jìn)隔水層，大于或等于此值的巖土屬透水層。5〕貯水性上述巖土的容水性和給水性，關(guān)于埋躲不深、厚度不大的潛水〔無壓水〕來講是適合的，但關(guān)于埋躲較深的承壓水層來講，往往存在明顯的誤差。要緊緣故是在高壓條件下釋放出來的水量，與承壓含水介質(zhì)所具有的彈性釋放性能以及來自承壓水自身的彈性膨脹性有關(guān)。通常，埋躲愈深，承壓愈大那么誤差愈大。因而需要引進(jìn)貯水性概念。承壓含水介質(zhì)的貯水性能可用貯水系數(shù)或釋水系數(shù)表示，其定義為：當(dāng)水頭變化為一個單位時，從單位面積含水介質(zhì)柱體中釋放出來的水體積，稱為釋水系數(shù)〔s〕，它是一個無量綱的參數(shù)。大局部承壓含水介質(zhì)的s值大約從10-5變化到10-3?！踩承钏畼?gòu)造所謂蓄水構(gòu)造，是指由透水巖層與隔水層相互結(jié)合而構(gòu)成的能夠富集和貯存地下水的地質(zhì)構(gòu)造體。一個蓄水構(gòu)造體需具備以下3個全然條件，第一，要有透水的巖層或巖體所構(gòu)成的蓄水空間；第二，有相對的隔水巖層或巖體構(gòu)成的隔水邊界；第三，具有透水邊界，補(bǔ)給水源和排泄出路。不同的蓄水構(gòu)造，對含水層的埋躲及地下水的補(bǔ)給水量、水質(zhì)均有非常大的妨礙。尤其在堅硬巖層分布區(qū)，首先要查明蓄水構(gòu)造，才能尋到對比理想的地下水源。這類蓄水構(gòu)造要緊有：單歪蓄水構(gòu)造、背歪蓄水構(gòu)造、向歪蓄水構(gòu)造、斷裂型蓄水構(gòu)造、巖溶型蓄水構(gòu)造等。在松散沉積物廣泛分布的河谷、山前平原地帶，有人依據(jù)沉積物的成因類型，空間分布及水源條件，區(qū)分為山前沖洪積型蓄水構(gòu)造、河谷沖積型蓄水構(gòu)造、湖盆沉積型蓄水構(gòu)造等。二、地下水的組成和性質(zhì)〔一〕地下水的物理性質(zhì)1.溫度地下水的溫度是因自然條件不同而變化的。極地、高緯和山區(qū)的地下水溫度非常低、地殼深處和火山活動區(qū)的地下水溫度非常高。地下水溫度通常與當(dāng)?shù)貧鉁赜幸欢ǖ年P(guān)系，溫帶和亞熱帶平原區(qū)的淺層地下水，年平均溫度比所在地區(qū)年平均氣溫高1—2℃。地下水溫度與氣熱和地溫的關(guān)系，可用以下公式表示：式中，TH為在H深處地下水的溫度；TB為所在地區(qū)年平均氣溫；H為欲測定的地下水深度；h為所在地區(qū)地溫年恒溫帶深度；G為地溫梯度，以33米/度計算。水溫低于20℃的地下水，稱冷水，20—50℃者稱溫水，高于50℃者稱熱水。然而礦水的分類標(biāo)準(zhǔn)與此不同，20℃以下的為冷水，20－37℃的為低溫水，37－42℃為溫水，42℃以上為高溫水。一般用緩變溫度計測定地下水的溫度。2.顏色地下水一般是無色透明的，但有時因含某種離子、富集懸浮物或含膠體物質(zhì)，也可顯出各種各樣的顏色。例如含亞鐵離子或硫化氫氣體的水為淺藍(lán)綠色，含腐殖質(zhì)或有機(jī)物的帶淺黑色，含黑色礦物質(zhì)或碳質(zhì)懸浮物的為灰色，含粘土顆?；驕\色礦物質(zhì)懸浮物的為土色，等等。3.透明度地下水的透明度決定于水中所含鹽類、懸浮物、有機(jī)質(zhì)和膠體的數(shù)量。透明度分為透明、微混濁、混濁和極混濁四級。水深60厘米時能瞧見容器底部3毫米粗的線者為透明；于30—60厘米深度能瞧見者為微混濁；30厘米深度以內(nèi)能瞧見者為混濁；水非常淺也瞧不見者為極混濁。4.比重地下水比重決定于水的溫度和水中溶解的鹽類。溶解的鹽分愈多，比重就愈大。地下淡水的比重經(jīng)常接近于1。鹽水的比重可用波美度來表示，一升水內(nèi)含有10克氯化鈉，那么其鹽度相當(dāng)于1波美度。波美度與地下水比重之間的關(guān)系如表5－3：表5-3

水的波美度與比重的關(guān)系5.導(dǎo)電性地下水導(dǎo)電性取決于其中所含電解質(zhì)的數(shù)量與性質(zhì)。離子含量愈多，離子價愈高，那么水的導(dǎo)電性愈強(qiáng)。此外，溫度對導(dǎo)電性也有妨礙。測定了水溶液的電阻率，即可明白它的導(dǎo)電性Ke=1/R式中，Ke為水的導(dǎo)電率，單位是歐姆-1·厘米-1；R為水的電阻率，單位為歐姆·厘米。地下淡水的導(dǎo)電率為33×10-5至33×10-3歐姆-1·厘米-1之間。6.放射性地下水多含放射性氣體和放射性物質(zhì)，因此大都有放射性。目前地下水中有三個放射性系統(tǒng)：鈾-鐳系、錒系和釷系。鐳原子放射α粒子時變成氡原子。氡的含量能夠用埃曼儀來測定。如一升水或氣體中含有氡原子的量能夠產(chǎn)生0.001靜電力單位的飽和電流的能量，為一馬海，而一馬海等于3.64埃曼。水中含氡量超過10埃曼時，為弱放射水，超過1000埃曼，為強(qiáng)放射水。7.嗅感和味感地下水含有不同氣體成分和有機(jī)物，因而具有不同的嗅感。含硫化氫時，有臭雞蛋味，含腐殖質(zhì)多時有沼澤氣味。嗅感也與溫度有關(guān)系，在低溫時氣味不易區(qū)分，而在40℃時氣味最顯著。地下水的味感決定于它的化學(xué)成分，例如含氯化鈉的水有咸味，含硫酸鈉的水有澀味，含氯化鎂或硫酸鎂的水有苦味，含氧化亞鐵的水有墨水味，含大量有機(jī)質(zhì)的水有甜味，含較多二氧化碳的水清涼可口。地下水的味感也與溫度上下有關(guān)系，水溫低時味感不明顯?！捕车叵滤幕瘜W(xué)成分1.氣體地下水中溶解的氣體要緊有CO2、O2、N2、CH4、H2S，還有少量的惰性氣體和H2、CO、NH3等，按其成因能夠分為四類：〔1〕生物化學(xué)成因的氣體：有機(jī)物和礦物在微生物作用下分解形成CH4、CO2、N2、H2S、O2和重碳?xì)浠衔锏葰怏w即屬此類?！?〕空氣成因的氣體：由空氣進(jìn)進(jìn)巖石圈和地下水中形成，如N2、O2和惰性氣體?！?〕化學(xué)成因的氣體：一局部是在常溫常壓下的天然化學(xué)反響中形成的，如CO2、H2S等；另一局部那么是在巖石圈高溫高壓下發(fā)生變質(zhì)作用時形成的，如CO2、H2S、H2、CH4、CO、N2、HCl等?！?〕放射性成因氣體：由放射性元素蛻變形成，如He、Re、Th、Ar、Xe等。氧和二氧化碳是地下水中兩種要緊氣體。氧要緊是從大氣進(jìn)進(jìn)水中的，以溶解分子形式存在。氧的含量隨地下水深度增加而減少，在一定深度以下，即不存在溶解氧。氧的存在形成了氧化環(huán)境，使許多物質(zhì)被氧化，從而引起一系列物理-化學(xué)作用，對地下水化學(xué)成分和元素遷移帶來巨大的妨礙。幾乎所有的天然水中都有二氧化碳，它在水中要緊以溶解的分子形式存在，只有約1％與水作用形成碳酸，在通常情況下，其含量約為15—40毫克/升。二氧化碳對水的溶解能力，尤其是溶解碳酸鈣的能力妨礙非常大。的數(shù)量。氫離子濃度常用pH值表示。pH=7呈中性反響，pH＜7呈酸性反響，

pH＞7呈堿性反響。某些化合物只有在一定的pH值時，才能從溶液中沉淀出來。因此，明白了水溶液的pH值后，就能夠猜測哪些元素差不多析出，哪些還殘留在水溶液中。3.離子成分和膠體物質(zhì)構(gòu)成地下水中要緊離子成分的元素有Cl-、〔1〕氯離子：在地下水和地表水中分布非常廣，含量變化也非常大。在礦化度低的地下水中，通常含量較少，隨著礦化度增高，氯離子溶解度也急劇增加，成為礦化水中最要緊的離子。巖鹽礦床和海相含鹽沉積巖是地下水氯離子的要緊來源。某些含方鈉石、氯磷灰石的巖漿巖風(fēng)化時，氯被溶解也可進(jìn)進(jìn)水中。少，但在中等礦化度，特殊是低礦化度的水中，就遠(yuǎn)比Cl-離子為多。在干

中最要緊的陰離子。含石膏的各種沉巖積的溶濾，自然硫、金屬硫化物和含〔3〕重碳酸根離子和碳酸根離子：前者是低礦化水中最要緊的離子，只有少數(shù)酸性水中才沒有它。后者那么僅在水中的碳酸鹽溶解時才存在，碳酸鹽非常難溶于水，因此它的含量通常不大。〔4〕鈉離子：在地下水中分布非常廣，低礦化水中每升含量為數(shù)毫克至數(shù)十毫克，并隨礦化度增加而增加。鈉離子要緊來源于海相沉積巖、枯燥地區(qū)陸相沉積巖和鹽礦床的溶濾和溶解、以及巖漿巖風(fēng)化時含鈉礦物的水解和陽離子代換?！?〕鉀離子：含量通常只及鈉離子的4-10％。要緊來源于巖漿巖風(fēng)化時含鉀礦物正長石、云母等的水解?！?〕鈣離子：含量不高，是低礦化水中的要緊離子之一。石灰?guī)r的溶濁，石膏的溶濾和巖漿巖、變質(zhì)巖的風(fēng)化是鈣離子的要緊來源?！?〕鎂離子：白云巖、泥灰?guī)r的溶解和巖漿巖、變質(zhì)巖的風(fēng)化，是鎂離子的要緊來源。分布較廣，但含量不高。鎂鹽的溶解度比鈣鹽大，但巖石圈中鈣的克拉克值比鎂大，因此鎂離子含量往往不如鈣離子多?！?〕氮化物〔銨離子、亞硝酸根離子、硝酸根離子〕：天然水中這些離子的出現(xiàn)，要緊是含氮有機(jī)物在各種細(xì)菌的參加下分解的結(jié)果。在沒有氧的情況下，氨是分解的最終產(chǎn)物。假如水中有氧，那么NH4+在硝化菌作用下氧化為亞硝酸根離子，NO2-在另一種菌的作用下進(jìn)一步氧化為硝酸根離子，后者是有機(jī)物分解的最終產(chǎn)物?！?〕鐵離子：天然水中三價鐵含量非常少，只有0.01—0.1毫克/升。二價鐵在地下水中含量較大，少數(shù)可達(dá)數(shù)十或數(shù)百毫克/升，但一般不超過1毫克/升?！?0〕硅：在地下水中呈硅酸根離子〔HSiO3-〕狀或復(fù)雜的膠體形式存在，含量可達(dá)10—20毫克/升，個不情況下可達(dá)數(shù)百毫克/升。〔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的殘渣來確定，單位為g/l。水在蒸發(fā)時局部離子被破壞，有機(jī)物被氧化，因此，殘渣總量與離子總量并不一致，計算時應(yīng)考慮上述因素，以便對分析結(jié)果作適當(dāng)?shù)挠喺?。依?jù)總礦化度的大小，天然水能夠分為五類：淡水殘渣＜1克/升弱礦化水

1—3克/升中等礦化水3—10克/升強(qiáng)礦化水

10—50克/升鹽水＞50克/升2.硬度水中鈣、鎂離子的總量，稱為水的總硬度。當(dāng)水煮沸時，一局部鈣鎂離子的