第一章 河流水文

河流是陆地水体中最重要的组成部份

第一节 河流的流域和水系

一、河流的流域和分水界

按照河川径流的循环形式，可把河流分成注入海洋的外流流域和不与海洋沟通的内陆流域两大部份。我国的外流流域约占全国总面积的64%，内陆流域占全国总面积的36%。划分我国内、外流域的主要分水界北起大兴安岭西麓，基本上沿东北-西南方向南下，经内蒙古高原南缘、阴山山脉、贺兰山、祁连山、日月山、巴颜喀拉山、念青唐古拉山和冈底斯山，而止于我国西端的国境线上（图1.1）。此线以东，除了在鄂尔多斯高原、松嫩平原以及雅鲁藏布江南侧羊卓雍湖等地区有面积不大的内陆区外，河流分别注入太平洋和印度洋，全都属于外流流域；此线以西的河流，基本上都属于内陆流域，只有一条额尔齐斯河，下游流经苏联，最后流入北冰洋，属于外流流域。额尔齐斯河流域南面以戈壁阶地与我国内陆流域分界，北面以阿尔泰山与蒙古人民共和国境内的内陆流域分界。（P1）

外流流域中，以太平洋流域为最大；又可分为若干海流域。鄂霍次克海、日本海流域与黄、渤海流域间的分水界；黄、渤海与东海流域的分水界；东海和南海流域的分水界。

二、水系分布概况

我国水系的分布很不均匀，绝大多数河流分布在东南部外流流域。内陆流域河流很少，尤其在内蒙古高原西部及新疆南、北盆地中心的广大地区，地表没有成形的河流，成为无流区。水系分布不均匀的特点是我国的气候和地形条件造成的。我国东、南部受东南季风和西南季风的影响，降水丰沛、径流量大，加以地表多起伏，为水网发育及庞大水系的形成提供了有利条件。我国西北部降水稀少，径流贫乏，蒸发旺盛，水系的发育就受到了很大的限制。（P3）

河流源地集中分布于以上三个地带，是我国的地形特点所致，这三个地带，正是我国地形上最突出的三大现代隆起带。地形特点对水系分布的另一重要影响表现在河流的流向方面，我国地形西高东低的总趋势，使我国外流河流大都呈从西向东的流向。从而上下游常常处在同一气候带中，这对我国河流的径流量，洪水组成、水温、冰情等许多方面的特征都有重要意义。（P4）

三、河网的结构和密度

河网结构对合理的水文特征有重要影响；对暴雨洪水，反映更为明显。

我国复杂的地质构造，基岩性质和地表形态，使河网的结构也出现了多种不同的形式，包括：树枝状、格状、辐合状、辐散状、羽状、扇状、编织状水系等。

树枝状水系是我国最常见的河网结构型式，在岩性均一，地层平展的地区，如陕北、陇东有深厚黄土堆积的黄土高原以及岩层扰动很小的四川盆地，树枝状水系发育尤其典型。

我国东部平行排列的东北-西南向褶皱断裂构造及西部的西-东或西北-东南向褶皱断裂构造，使许多山地河流发育成标准的格子状水系，支、干流之间以及各级支流之间，都呈直角状相会。东部如闽、浙、粤东、辽东丘陵地区的水系；西部如祁连山地、天山山地中的水系，都是格状结构的代表。

辐射状水系的分布区在我国也占有不小的面积。东部如胶东、鲁中、海南岛都发育在受穹隆构造控制的地貌基础上；台北、白头山地区都发育在火山地貌的基础上；这些地区的水系都从中心向外辐散。西部，在藏北高原，以许多内陆湖泊为中心，则是发育了广泛的辐合水系。

在川西、滇西巨大平行断裂发育的地区，水道网形成了羽状水系；干流粗壮，循构造线而发育；在地形、构造的局限下，两侧支流都很短小，且相互平行排列。

华北平原上的海河水系，在北、西、南三面都受山地、丘陵等环绕的形势下，各支流向东汇聚于一点，集成扇束，发育了标准的扇状水系。扇状水系还广泛发育在我国许多山地的山麓扇形地上以及许多河流的三角洲上，但形式于海河水系相反，不是汇聚于一点，而是从一点向外辐散。

此外，在我国东部的长江三角洲，珠江三角洲平原上，在人类活动的长期影响下，水系呈现交错纷纭的网状，在我国西南云贵一带岩溶地貌区，由于潜流的发育，出现许多断尾河、断头河，在内蒙、甘、新一带的戈壁荒漠区，临时性的暴雨洪流又形成了不定形的散流。（P5）

河网密度最大地区并不在最有利于水系发育的丘陵和山地地区，而是在地势低平的长江三角洲（密度达到6.4-6.7公里/平方公里，其中杭嘉湖平原达12.7公里/平方公里）和苏北平原（密度达到4.8公里/平方公里），这显然是人类活动起了很重要的作用。

第二节 地表径流的分布和水量平衡

一、地表径流的分布（地表径流的分布用年径流深来表示）

基本上是由年降水分布的特点所决定的；总趋势是自南向北递减，近海多于内陆，山地大于平原；山地是多雨中心也是径流高区；长江中下游平原，地形平坦，成雨条件较差，径流也相应减少；云南高原中部降水较东西两侧少，形成一个明显的径流低区；（华北）山地多由古老的结晶岩组成，透水性很弱，每遇大雨，易产生强大的径流；黄、淮、海大平原一方面因为降水较少，另方面又因地面多被深厚的近代冲积物所覆盖，极易透水，且蒸发旺盛，因此径流较山区少得多；黄土高原，由于降水量少，且黄土透水性强，毛细管作用显著，蒸发旺盛，对径流的形成不利。

年径流深为50毫米的等值线自东北的海拉尔起经齐齐哈尔、哈尔滨、赤峰、张家口、延安、兰州、黄河沿，止于西藏南部，自东北至西南斜贯全国，与400毫米降水等值线很接近。（P6-7）

五个径流地带：亚热带和热带常绿林带；落叶阔叶和常绿阔叶混合林带；落叶阔叶和森林草原地带；半荒漠和草原地带；荒漠地带。（P8）

二、地表径流的形成因素

两个方面：即气候因素和下垫面因素

（一）气候因素的影响

最重要的是降水。我国境内年降水分布的三个显著特点是：东南多雨，西北干旱；降水量大致自东南沿海向西北内陆递减；山区多于平原；山地的迎风坡多于背风坡（图1.4）。气候因素中，蒸发决定了径流的损耗；与年降水量一样，亦有自东南向西北递减的趋势（图1.5）；年总蒸发量最少的地区是塔里木盆地、柴达木盆地和新疆若羌以东地区；垂直变化，大致在东经100°移动是随高度的增加而减少；东经100°以西则相反，年中蒸发量随高度的增加而增加。（P9，贺男曰：100°E以东气温，海拔高，气温低，蒸发弱；100°E以西水分，海拔高，降水多，水分足）

（二）下垫面因素的影响

包括地形、地质、土壤、植被和湖泊沼泽等

1.地形的影响

直接的影响是改变径流形成的强度和历时；间接影响，主要表现在对气候特别是对降水的影响上；山地常成为多雨的中心。水汽含量越多，地形的作用越显著，降水的增率越大；最高降水带；我国各地最高降水带差异很大。

2.土壤和地质的影响

土壤入渗和蒸发过程；秦岭、淮河以南地区，地表覆盖物颗粒较细，渗透作用较弱，降水易于形成径流；秦岭、淮河以北，地表覆盖物多砂石、黄土等，渗水作用较好，地表径流要比其它降水量相等地区少得多。

（三）人类活动的影响

这些措施的影响，一般来说，都是增加了蒸发损失，减少了地表径流；植树造林对年径流的影响比较复杂，它既可以减少径流也可以增加径流。

三、水量平衡

水量平衡的研究对于国民经济的发展具有极重要的意义；我国径流量尚不足降水量的一半，58%的降水量通过蒸发又重新回到大气中去；各地区的自然条件复杂，因此水量平衡在地区上的变化很大；淮河以南各河流域径流系数均在50%以上，亦即一半以上的降水形成了径流。

从图（指图1.6 中国降水量、径流量和蒸发量剖面线图）上可以看出：（1）降水量与径流量的变化趋势相一致，其数值自东南向西北递减，且在相邻两地的数值，山地高于平原，这充分说明地势对降水和径流的作用；（2）凡是径流量大的地方，也就是总蒸发量小的地方。结合上述地势对径流的影响，亦即山区对集流有利，降水可迅速地转变为径流。加以气温较低，不利于蒸发，所以径流深增加而总蒸发量减少。这时径流深剖面线高出总蒸发剖面线，说明该地区的径流系数大于50%。与此相反，平原、盆地和河谷地区，由于集流缓慢，不利于径流的形成，而且这些地区与周围山区相比，气温高，蒸发旺盛，总蒸发量大于径流量；（3）总蒸发量的地区变化总的趋势仍然是东南大，西北小。这是因为西北地区虽然饱和差较大，蒸发能力很强，但可供蒸发的降水量很少，因此，总蒸发量远远少于东南地区。（P15，三点产流规律）径流系数50%的等值线

第三节 河川径流的补给和径流资源

一、河川径流的补给

（一）雨水补给

雨水是我国河流补给的一种最普遍的最主要的来源；由于各地自然条件的差异，雨水在年径流中所占的比重相差很悬殊；由东南向西北减少；以浙闽丘陵地区和四川盆地的河流，雨水补给比重最大；云贵高原的河流则地下水补给稍多；东北、华北一带的河流，融水在河流的补给中仍居次要地位，雨水仍然是各河的主要补给来源；西北内陆地区，气候干燥，雨量少，河流以高山冰雪融水补给为主，雨水补给已退居次要地位。河水随着雨量的增减而涨落。

（二）冰雪融水补给

春季消冰水往往可以形成不大明显的春汛；季节积雪融水补给对于东北地区的河流具有一定的意义；西北地区，高山冰雪融水成为河流的重要补给来源；发源于（天山）南坡的河流较发源于北坡的河流冰雪融水补给多；祁连山区地势高峻，雨雪较丰，成为干旱的柴达木盆地和河西走廊河流的径流形成区。河流水情和气温的关系非常密切；流域内热量的变化较雨水的变化小。

（三）地下水补给

一种普遍的形式；对地下水补给影响最主要的因素是流域的气候，其次是地表组成物质以及河床切割的深度等。无定河中上游，地下水补给可高达年径流的80%左右；狮泉河地下水补给站全年径流的60%以上；从洪积冲积扇边缘溢出的泉流河，地下水补给占年径流的比例很大；（浙闽沿海丘陵）中生代的流纹岩和花岗岩分布，不易透水；黄、淮、海平原则是因为河道浅，所获得的地下水补给很少；四川盆地的地下水埋藏较深，河床尚未切到主要含水层。在我国除由暴雨形成的间歇性小河和干旱区部份泉流河外，几乎所有的河流都获得两种或两种以上的补给；河流水量补给的种类一般是由南而北，由东而西增加；山区河流补给还具有垂直地带性。

由于我国干湿季节的交替非常明显，因而同一河流不同时期的补给也有明显的变化。我国雨期主要集中在夏半年，随着纬度的增高雨期越集中，因此我国河流雨水补给时期从南向北逐渐缩短。与此相反，而靠地下水维持的时期则从南向北逐渐增长[关伯仁：中国河流补给的初步探讨，1962]。东北的河流，在雨期到来之前，春季尚有一短暂的季节融水补给，形成明显的春汛。西北和西南高山地区的河流补给最复杂，这里积雪和冰川在暖季融化，而雨水也是集中在暖季降落，因此冰雪融水和雨水补给或者交互发生，或者同时到来。（P19）

二、河川径流资源

（一）河川径流总量

（二）主要河流的径流量及其增长

河口径流量在3000亿立方米以上的河流，全世界共有十八条，其中我国就有两条，即长江和珠江。（P20）

各河径流的沿程变化亦呈现不同的形式，从形态上大致可以分为以下几种类型（图1.11）

长江类型：流量沿程增长较快，形成长而宽的径流增长图

珠江类型：流量沿河增长极快

黄河类型：流量沿河增长缓慢

内陆河流类型：流量分布多呈单线形状，越向下游越行减少

（三）直接由我国沿海入海河流的水量分布及季节变化

这对我国边缘海的水文状况及渔业生产有重大影响；注入东海的最多。从多年变化来看，丰、枯水年入海水量变化不大；各海域丰、枯水年入海水量变化的梗概。以入黄海的水量年内变化最大；流入东海的水量年内分配较均匀。

第四节 河川径流的季节分配和多年变化

一、河川径流的季节分配

径流的季节分配，影响到河流对工农业的供水情况和通航时间的长短。冬季（12-2月）是我国径流最枯的季节；冬季径流少于年径流2%的范围很广；黄土高原和太行山地区，这里的河流冬季可以获得较多的地下水补给；伊犁地区和乌鲁木齐地区的河流，冬季径流也超过年径流的10%；台湾省的东北部，冬季径流可超过年径流的25%；冬季径流超过年径流10%的地区，一处是长江和南岭之间的地带，一处是滇南、藏南。春季（3-5月）是我国径流普遍增多的时期；我国春季径流最多的地区是长江南岭之间的两湖盆地，雨季出现得早，是我国春雨最多的地区；西南地区因受西南季风的影响，雨季来得晚。夏季（6-8月）是我国径流最丰富的季节；我国南方，夏季径流比重一般都较北方少；夏季径流较集中的为四川盆地和云贵高原地区的河流；就全国来说，夏季河流普遍进入汛期，洪涝多在此时期出现。秋季（9-11月）与春季相反是我国河流普遍减水的季节；秦岭、大巴山地区，占年径流的35-40%，海南岛更多，可达50%左右。

二、河川径流的多年变化

为决定水利工程的规模和效益提供了基本依据。年际变幅（Cv值）；多年变化；Cv值一般为随着径流量的增大而减小；雨水变率大的地区Cv值更大；年径流量从东南向西北减少，Cv值则从东南向西北增大。海南岛西部，由于台风活动的路径与强弱的变化，暴雨量年际变化很大，Cv值也超过0.5；秦岭、淮河以北的广大地区，Cv值的分布十分复杂，高低值相差悬殊；Cv值由山区向平原增大的趋势很明显；以冰雪融水补给为主，Cv值很小；在山地向盆地的过渡地段，随着雨水补给比重的增加，Cv值亦迅速增大；间歇性河流，年径流深不足10毫米，Cv值在0.8以上。集水面积的大小也有一定的影响。

年径流变差系数大的河流，年际极值比一般也大，反之就小；年际极值比与观测资料年限的长短也有关，观测年限长，丰水年和枯水年有可能包括在内，年际极值比会增大一些。通过具有较长观测资料的大河控制站来进行分析的；历史旱涝文献；各大河都普遍存在丰、平、枯[丰水段系指在某一时段内以丰水年为主，但也间有平水或枯水年。平水段、枯水段含义亦相同]和丰、枯水年的交替循环现象。

保证率（P）；模比系数Kp值

研究河川径流多年变化中的丰、平、枯水段，对正确计算河流的多年平均流量是十分重要的；在一些河流上还出现连续3年以上的丰水段和枯水段；连续几年枯水和丰水的现象，对于制订多年调节大型水利枢纽的规划关系十分密切，同时在跨流域调水的水文计算中，也必须给予充分的考虑。

南方几条大河的变幅比北方的小。

差积曲线；多峰型反映了年径流丰、枯交替循环期不长，变化的相对幅度不大；单峰型反映了年径流丰、枯交替循环期长，变化的相对幅度大。出现南、北河流丰、枯水期相反的情况；我国劳动人民根据长期的观察得出“南旱北涝”或“南丰北枯”的规律与上述分析完全一致。但也有个别年份，由于大气环流异常，在大范围内普遍多雨或干旱，以致引起几条大河同时出现丰水年或枯水年的现象。（1954年长江大丰水年、1928年黄河大枯水年）对跨流域引水是非常不利的；海河流域，平均丰水段约为17年，平均枯水段约为18年，一个循环期约35年；海河流域丰、枯水的出现与太阳黑子相对数、大气环流因子的变化过程相应。

第五节 河川径流的年内变化类型

一般中、小河流的水情都是在某一特定地区的自然地理各因素相互作用下形成的；对河川径流的年内变化起主导作用的是地面水源；雨水补给、雨水融水补给和融水雨水补给三大类。

雨水补给类

在淮河秦岭以南，青藏高原以东；流量涨落迅速，常形成峰高、量大的洪水过程

1湘赣型：汛期来临早，以春汛为主，夏汛其次；春水最多而秋水很少；秋水甚至少于冬水；最大流量和最大水月大多出现在5月或6月

2江淮型：长江中、下游北侧支流和淮河南侧支流；处在季风进退的跳跃地带，降水很不稳定；南北方过渡性质

3黔鄂型：介于湘赣型（春、夏汛）和滇桂型（夏、秋汛）之间，具有过渡性质

4秦巴型：以秋汛为主，夏汛次之，并有春汛；秋水甚至多于夏水；9月洪峰最大，7月出现次高峰；4月或5月出现小高峰

5东南沿海型：汛期内出现6月和9月两个高峰；受台风活动的路径和强弱不同的影响

6四川盆地型：径流主要集中在夏季；7、8月份雷雨盛行

7滇桂型：以夏汛为主，秋汛其次

8高黎贡型：云南西部降水最多的地区

9琼雷型：我国受台风影响最强烈的地区；我国秋水最多的地区，也是我国河流汛水来临最晚的一个地区；9、10月台风盛行，带来强烈的暴雨

10台北型：四季均受海洋气流控制，终年多雨；我国冬水最多的地区

雨水融水补给类

在淮河、秦岭以北

1长白型：其迎风坡是东北境内降水最丰沛的地区；以夏汛为主，春汛其次

2兴安型：春、夏、秋三汛相连；位置靠北，积雪融化较迟；春汛之后，虽然流量减少，但未形成明显的枯水期

3黄辽型：河流含沙量大；具有春、夏、秋汛；5、6月份因雨水少，加以灌溉用水多，因而出现枯水期；汛期内流量变化极大；遇雨即涨，雨停即落

4东祁连型：东南季风影响的尾闾，降水量是西北地区中较丰富的；以夏汛为主，秋汛其次，并有短暂的春汛

5华北型：只有夏汛；我国夏雨最集中的地区

5甘孜型：夏秋连汛；高山冰雪融水在河流的补给中占有一定的比重，但仍以雨水补给为主；高原上多阵雨，加之地表调节性能良好，河水涨落比较缓慢

融水雨水补给类

洪水过程变化缓慢，洪峰不高

1锡林郭勒型：春汛一般表现为一个高大的洪峰；夏、秋季因降雨量不大，且气温高，蒸发旺盛，因此雨洪一般不显著；黑龙江省北部的河流则冻结到底（P48）

2塔城型：5月上旬积雪才迅速融化下泄形成春汛；地下水补给较多；枯水期的水量较多且稳定

3阿尔泰型：春、夏汛相连，以春汛为主；冬季地表积雪较厚，最深处在一米以上；在整个汛期内的底水较高；山地西坡多春雨，融水与雨水一起形成了春、夏汛

4伊犁型：春、夏汛相连；以夏汛为主

5西祁连型：季节积雪融水补给较少

6天山型：汛期也出现在6-8月，枯水期长，但水量比较稳定；有明显的日变化

7昆仑型：我国最干燥的山地；2500米以下的山地基本上不产生径流；水量高度的集中为本类各型之冠

8藏南型：冰雪融水补给的比重较大；夏、秋汛相连，夏汛为主，秋汛其次

9藏北型：我国主要的内陆湖区；寒冷荒漠

表1.11 中国河川径流各类型年内分配特征值（P53）

一些完全依赖地下水补给的泉流河以及受湖泊沼泽调节的河流，由于分布零星，不单独列出。蒙新广大沙漠地区，除少数水量较大的过境河流外，一般降水不能形成径流。指大多数的一般的情况而言。

第六节 河流的水温和冰情

零下千分之几度的过冷却状态，出现冰晶；如气温继续保持在零下，河流就出现了冰情。解放前黄河下游的决口就有多次是凌汛造成的；我国历史上河冰的开、合曾多次在军事方面产生重大影响。基本上体现了地带性规律。

一、河流的水温

（一）年平均水温的分布规律

我国河流年平均水温的地区分布形势，大体与气温一致；海要受补给来源和上游来水温度的影响；凡是冬季封冻的地区，整个封冻阶段水温稳定保持在0.0-0.5之间。

我国绝大部份地区，河流的年平均水温都略高于当地的年平均气温，差值不大，一般只有1-2，但在封冻期很长，冬季气温很低的地区，差值就增大了。青藏高原的主体部份和大兴安岭北部地区，由于气温年平均值在零下，水温的年平均值高出气温都在2以上。与此相反，北疆由于冬季气温低，冰期长，水温、气温的年平均值很接近；河西年平均水温低于气温1-2，南疆纬度低，气温高，年平均水温低于气温达到2-6；以上三个低水温地区的出现都是高山冰雪融水在补给来源中占主要地位的结果。滇南终年气温都较高，流经当地的主要河流源自北方大高原，上游冷水的影响，使年平均水温低于气温2左右。（P55）

（二）水温的年变化和四季分布形势

大部份地区都是：春、夏增温阶段水温低于当地气温，秋、冬降温阶段，水温高于当地气温。青藏高原等夏温不高的地区，局部有温暖地下热水补给的河段，也会有水温终年高于气温的现象。

冬季，全国河水温度普遍高于当地气温，只有滇南受高原来水影响的河段例外。开春以后，气温、水温都逐渐升高，但气温升高较快。整个春季，全国水温分布形势与气温极为接近；六个相对低水温中心。夏季，7、8月，水温情况最为简单，除极个别河段外，一般低于气温2-4；我国河流一般都在7月出现最高水温；西南季风控制地区的河流，水温最高值可以不出现于夏季，而出现于春末雨季来临之前。秋季，北方冷空气的活动使气温迅速下降。10月以后，水温低于气温的现象全部消失，进入冬季状态。

（三）水温的年变幅

我国河流水温的年变幅一般都较大，这也是我国气候大陆性较强，各地气温年变幅一般很大的反映。在不封冻地区，水温年变幅与气温年变幅的变化趋势相同，即：随着高度的增大，变幅减小；随着纬度的增高，以及大陆度的增强，变幅增大。在封冻地区，除了高度增大，变幅减小外，由于水温的下限是固定的，随着纬度的升高，夏季气温较低，水温年变幅反而减小。而当河流以地下水为主要补给来源时，水温年变幅更是几乎脱离了气温年变幅的影响。因而我国河流水温年变幅最大的地区，出现在华北平原——历年封冻地区内纬度最低、地势最低、气温年较差最大的地区，例如，子牙河献县站1月和7月河水月平均温度相差超过27；东南沿海各河流，水温年变幅较小，但仍在15-16左右；青藏高原上由于夏温低，水温年变幅很小。而年变幅最小的地区是在云贵高原，有些河段1月、7月月平均水温变幅甚至不到2。（P57）

二、河流的冰情

我国境内四分之三以上地区的河流，每年冬季都出现程度不同的冰情。冰情各项要素的空间分布，基本上体现了地带性规律：初冰、封冻、解冻、终冰日期的等值线，冰期日数和封冻日数的等值线，平均最大冰厚等值线等，除了在大盆地、大高原形成几个闭合中心外，大体都作东-西或东北-西南走向。东部，高度低于200米的平原地区，中部，从内蒙古到陕北，高度1000米左右的高原地区，河流冰情各要素与纬度之间，一般都呈现了较为良好的关系。

除了上述基本规律外，以下几方面的因素，对我国河流的冰情影响很大。

我国冬季降温的重要特色是受寒潮的控制。寒潮降温的急骤性，间歇性和逐年之间强度与出现时间的不稳定性，对我国河流冰情的动态起着决定性的作用。

我国复杂多山的地形，通过河流的水力条件、水系结构以及对寒潮的屏障作用等，使河流冰情的地带性分布规律遭到不同程度的破坏。

人类活动的影响。例如：人工引水、河道通航、工矿与城镇排水等，都对冰情起缓和作用，华北平原的南运河、鲁西、苏北的各段运河，封冻日数都短于附近同等规模的河流。山谷水库推迟了库区封冻日期，增大了库区冰厚；水库、电站的排水使下游河段冰情大大减轻，甚至完全消失，以丰满为例，电站下游不封冻河段的长度，任何年份都在50公里以上，直到远离电站200公里以外，河道的冰情才恢复到自然状态。

此外，还有一些局部因素引起的现象，例如：西北的天山、昆仑山、祁连山，华北的太行山、燕山等山系，山前扇形地河段的冰情往往相对较轻，主要是该河段在冬季接受地下水补给量较大、增高了水温的缘故。黑龙江、黄河等大干流，各河段的初冰、封冻日期都落后于同纬度的中、小河流，部分原因是干流水量大，具有较大的热容量。而黑龙江干流从北向南流河段的解冻、终冰日期都晚于同纬度地区的中小河流；黄河的北流河段以及南运河等，情况恰恰相反，反映了河流流向和上游来水对下游河段冰情的影响。（P57-58）

（一）初冰、终冰日期和冰期日数

只有在日平均气温稳定转负以后，岸冰、水内冰才能稳定出现在河道中；也只有日平均温度稳定在0以上一段时期后，河冰才能完全消融。（初冰日期）10月上旬；大兴安岭地区5月上旬终冰，冰期已将近200天。初冰现象从北向南扩展过程的历时较短，终冰现象从南向北扩展过程的历时较长，反映了我国春季增温较秋季降温为缓慢的特征。（P61，贺男注，与气候的大陆性强不矛盾，寒潮倒春寒，冰雪融化吸热形成逆温）

（二）封冻、解冻日期和封冻日数

淮河流域和雅鲁藏布江东部的一些支流，要到1月上旬才封冻；解冻最早的地区在淮河流域，1月下旬。河流的封冻除受地带性热量条件控制外，还在很大程度上受到河流水力条件的影响；多山的地形特征，使许多就热量因素来说完全应该封冻的地区，出现了许多不封冻或只在特殊寒冷年份才间歇封冻的河段，我国地势上两级落差最大的地带；我国河流，凡是上、下游纬度相差不大时冰情最轻、封冻最晚的河段就不在地势最低的部位，而是在山坡的某一高度上；河流冰盖的消融虽然主要依靠太阳辐射和气温，但解冻的最后过程往往是由水力作用来完成的，即在冰盖减薄到一定程度时，通过水的机械作用，逼使冰盖破裂而解冻了；天山-祁连山北麓已降到90天以下，与东部同纬度地区相比，封冻期要短得多，这是山坡、山麓水力条件和地下水的补给以及气温条件综合影响下所产生的结果；塔里木盆地内，西半部的地势高于东半部，但地形封闭程度较东半部为严密，冬温反而高于东半部；柴达木盆地边缘山坡上的河流，也有一些河段是不封冻或只在特殊寒冷年份才间歇封冻的。我国河流封冻地区的范围，逐年随冬季寒潮强度的不同而异；最大摆动范围可以达到五纬度之多。解放后历年河流都封冻地区的南界，大致东起连云港市附近，经商丘附近北跨黄河、沿黄河-渭河北侧高地至宝鸡以西，向西南循嘉陵江上源分水岭在武都以西跨过白龙江后沿岷江分水岭，再在马尔康以西跨过大金川，在贡嘎山以西、金沙江以东的地区内可向南伸展到北纬28°附近，然后北折，经昌都附近至拉萨河以北。这一界线与气候上的1月平均气温-2线十分接近。（P61、64）

（三）冰盖厚度

河流冰盖厚度和当地冬季寒冷程度之间存在着密切关系；基本上遵循地带性规律；以大兴安岭北部为最大，可达1.50米

（四）冰情的变幅

尤其封冻日期的不稳定性为最大；（最早和最晚相差）在20天以上。变幅有三个明显的地中心区：一是高纬地区，天山-阴山-松辽分水岭一线以北；二是塔里木盆地；三是藏北高原；相差日数都不到10天。黄、淮平原最早封冻与平均封冻的日期相差日数已达30天以上。解冻日期的变幅普遍小于封冻日期的变幅；解冻日期较多地依赖于当地气温和太阳辐射，受北方冷气流的影响较少；地形对晚冬、早春寒流起了一定的阻滞作用。我国境内凡是寒潮活动受到限制的地区，河流冰情的发生，是与其他地区不同的。

第七节 河流的泥沙

一、地表水蚀模数

地表水蚀模数与河流含沙量是两个不同的概念；水蚀模数能够更直接地表达遭受流水侵蚀的强度，也较便于从自然地理因素的各个方面进行探讨。以通过兰州-大理的连线为界，两部份的水蚀模数存在着鲜明的差别，正是东部地区与西部地区之间各种自然地理条件存在着好的呐差异的综合反映；外流区，大体相当于季风气候区，大于100吨/平方公里·年（7级以上）的地区占相当大的面积；原因主要是地表有大面积疏松的、极易受侵蚀的第四纪黄土，或是比较易受侵蚀的第三纪红色岩系覆盖；各流域内植被广泛遭到破坏，原始森林残存极少。西部地区的情况恰好相反，低于100吨/平方公里·年（9级）；比较干旱的内流流域，地面河网密度很小，水系不发育，地面侵蚀的主要营力已经由地表水转而为风力；高山降水往往以固体状态出现，然后以冰雪融水的形式补给河流，这与暴雨、急流强烈冲刷地面所产生的效果有很大差别。

东部地区水蚀模数的分布规律：隆起带都是遭受河流切割侵蚀的地区，三条从东北向西南断续的泥沙沉积带或低水蚀模数带；黑龙江流域是突出的低水蚀模数区，流域内山地有比较良好的森林覆盖；黄土广泛分布的黄河、辽河上游以及部分海河流域，是全国水蚀模数最高的地区，暴雨只是在具备了这些条件的基础上才起作用的，在黄土高原区，各地水蚀模数的大小还与各种黄土地貌有关；黄河以南、川滇以东的广大丘陵山地，水蚀模数绝对数字并不算小，台风强度更大，由第三纪红色岩系组成，抗蚀能力差，花岗岩虽比较坚硬，但在华南湿热的气候条件下，表面都形成了很厚的风化层，一旦失去植物保护，便成了丰富的泥沙来源；石灰岩地区的侵蚀作用比较微弱，溶蚀作用没有能估计在内。西部地区水蚀模数的分布情况比较简单：只有局部地区（盆地内的）受到间歇性河流的侵蚀；地形高差大，河床坡度陡，水蚀模数增大。

二、河流的含沙量和输沙量

（一）主要河流泥沙概况

流经“典型黄土”分布区的河流，含沙量最大（黄河、海河）；辽河、滦河的沙量次之；西南地区（以元江为代表）居第三位。含沙量高的河流，输沙量和水蚀模数也高；对于在流量、产水量和流域面积等方面相差过于悬殊的河流来说，相互之间的对比关系就不同了；长江的含沙量就全国来说不算高，但水蚀模数不低，年总输沙量仅次于黄河，居全国第二位；滦河、辽河等是含沙量很大的河流，但总输沙量都不及西江的一半。内陆干旱地区的河流其流域产水量和年总径流量都不大，所以也存在含沙量较高而年输沙量和水蚀模数并不大的现象。对于长江、黄河等大的河流来说，流经许多不同的自然地理单位，下游断面的平均值不足以说明不同河段泥沙的真实情况。长江和黄河水文特征不同，但在泥沙的地区组成方面，两河之间存在着一定程度可以相互比较的对应关系（P72）；长江进入四川盆地、黄河进入宁夏高原以后，由于河床坡度减小，含沙量都有所减少；长江流域的中部和黄河流域的中部一样，都是重要的沙源；长江流域三峡以后，黄河经陕县过三门峡以后，进入东部平原，河床比降的突然转缓，使泥沙发生沉积，含沙量、输沙量都一度减少；汉水输入的泥沙，输沙量增加是水量增加的结果。

（二）泥沙的年内变化和多年变化

变化过程大体与流量过程相应；枯水期间，含沙量与输沙量也都降低；河流含沙量的年内变幅一般都高于流量的年内变幅。沙峰大致就在洪峰时段上，但西北干旱地区的河流，存在着沙峰出现在春汛高峰以前的现象，因为干旱地区经过一冬的强烈机械风化，地表往往积累了一定数量的可搬运物质，径流稍有增加，即大量输入河道，使沙量猛增，及至洪峰来临，地面可搬运物质已大为减少。在黄土高原小沟道内，河流最大含沙量出现的时间一般不在洪峰之前，而是在洪峰后稍晚的一段时间内，因为暴雨在冲刷土壤的同时，湿润和破坏了土壤的结构，以致在后期即使是较小的降雨，却可以产生更大量的土壤侵蚀，特别是对增加河流沙量起巨大作用的各种重力侵蚀。（P73）在一些大河流测站的含沙量、流量过程线上，沙峰、洪峰出现的时间的前后关系，存在着比较复杂的情况，因为在广大流域内，产生一次洪峰的地区，不一定就是流域内的主要沙源地。大河干流的输沙量集中程度比当地中、小河流稍小；因为得到上、下游最大输沙量出现时间互有先后的各支流相互补偿、调节的缘故。大体上，含沙量、流量年际变化较小的河流，含沙量年际变幅也较小，变幅最大值仍出现在华北的黄、淮、辽、海诸河。输沙量年际变化一般都大于流量的年际变化；对流域面积广大的河流来说，产洪区与泥沙源地不一定一致，可以出现有些年份沙大、水不大；而另一些年份水大、沙不大的情况。多沙年与少沙年交替出现的现象。推移质泥沙的数量以及其对水工建筑影响极大；金沙江、岷江、嘉陵江等河流，河床由大小不等的卵石组成，卵石直径由几厘米甚至则1米多。（P79，贺男注：黄万里）

三、人类活动对河流的泥沙的影响

绥德韭园沟小流域治理的结果：水平梯田，效果更好；种植牧草，当降雨量较大时，作用较小。

第八节 河流的水化学

影响河流水化学特征的主要因素是水的物理化学性质、补给来源、环境条件和人类活动的影响。决定河流水化学特征的主要过程是降水对大气和地表组成物质的淋溶过程，主、支流交汇处的混合过程，悬浮物的吸附和解析过程以及因蒸发浓缩而导致的变质等过程。（P80）

一、河水的矿化度和化学组成

从我国东南沿海湿润地区到西北内陆干旱地区，河水的矿化度逐渐增加的趋势是很明显的；随着矿化度的增加，水中HCO3-，Ca++，Mg++的变化不大，而SO4--，Cl-，Na+、K+逐渐增加的现象比较显著。川西山地多雨区和桂林附近的多雨区的矿化度均较其周围的低；源出山西高原穿越太行山的较大河流和沿太行山东侧山前洪积-冲积扇扇缘洼地发育的河流水化学特性有显著不同；在华北滨海地带因受海水和盐渍土的影响，河水矿化度激增；由华北向东北随着气温的降低和湿度的增加，河水的矿化度下降；嫩江以东的杜尔泊特草原为一封闭的内陆流域，矿化度由周围向中央递增到400-500毫克/升。枯水期河流以地下水补给为主，矿化度较高，汛期以雨水补给占优势，矿化度较低；在入海河流的河口段随着潮水的涨落矿化度有明显的变化。

二、河水的硬度

河水总硬度随着矿化度的上升而增加

三、河流的离子径流

太平洋流域离子径流量最大。离子径流模数直接取决于径流深度和矿化度；以川西山地和湖北鹤峰为中心的全国两高区；东南沿海地区虽然雨量丰沛，径流深度大，但因矿化度低，以致离子径流模数降到20-50吨/平方公里·年之间；沿洪积、冲积扇缘洼地发育的河流，由于接受了矿化度较高的地表和地下径流，因此，离子径流模数较高。夏季高温多雨，风化过程和生物过程强烈，地表径流丰沛，有利于化学淋溶过程的进行，离子径流明显地升高；离子径流的季节变化也因地而异。

第九节 主要河流的水文地理概要

一、黑龙江与松花江

因河水含腐殖质多，水色发黑而得名；黑龙江有两源，南源额尔古纳河，又分三支；全长4270公里；支流很多，公约二百条，以松花江为最大。中游河段大体可分为三个不同区段；松花江汇入之后，河谷宽达10公里以上；松花江，北源为嫩江，南源称第二松花江；全长1927公里。嫩江上游坡陡流急，大多为石质河底，下游河流多弯曲、浅滩，流速缓慢；洪水时竟可宽达数公里；第二松花江上游流行于山岳地带，水量少、多浅滩，水流湍急。松花江干流，依兰附近“三姓浅滩”；下游因受黑龙江顶托，迴水上溯80公里以上；河口江面变得十分宽阔。以雨水补给为主和季节积雪融水补给为辅；北部地区，山地降雪增多，所以融雪水的补给比重增大；较大支流分布相当均匀；汛期最高洪峰经常出现于8、9月份；冬季径流很少。丰水年和枯水年的交替现象；自1927年以后则出现丰水年（P91，贺男疑：砍伐森林？）。洪水具有峰高和量大的特点，与我国北方河流的陡涨陡落特征非常不同；涨落缓慢的单峰形式；由于南北两源的来水情况不同，洪水时期交错，因此大洪水历时一般在一个月以上。有近半年的封冻期；黑龙江上游干流平均封冻期在160天以上，冰层也较厚，平均最大冰厚为1.25-1.50米；松花江干流的平均封冻期不足140天，平均最大冰厚约1米。黑龙江水利、水力资源极为丰富。

二、海河

我国华北地区的大河；平原内洼淀星罗棋布，排水条件不良；在迎风坡，常是强烈暴雨发生的地区；蓟运河、潮白河、北运河（合称一个水系）、永定河、大清河、子牙河、漳卫河等五大水系，平原坡水河道；扇状水系。密云附近汇合后称潮白河；永定河是海河的主要水系之一，在官厅附近汇合后称永定河；大清河上游支流较多，汇入白洋淀；子牙河由滹沱河与滏阳河组成；漳卫河由漳河、卫河组成。海河水系的河道特征山区和平原截然不同；山区河道坡度陡峻、河谷深切，峡谷与盆地相间；河流出山后河道坡度骤缓，水流缓慢，泥沙淤垫，使下游大都成为“地上河”；海河经常溢流决口和改道。海河水系多数支流的水量沿程变化不是增加，而是减少，这在我国各大河中是少见的；由于水量进入平原河道后，沿程渗漏严重，蒸发量大，又几乎无地下水补给的自然因素，以及上游山区水库蓄水、平原河道两岸引水等人为因素所造成的。以夏汛为主，春汛不明显；11月至次年2月及4-6月出现两次枯水期；4月或6月，平原上一些河段可出现断流。洪水系暴雨形成，暴雨具有强度大、历时长、面积广等特点；海河洪水具有陡涨陡落、几条水系的洪水同时并发、洪水非常集中的特点。多沙，多年平均输沙量以永定河最大，河北平原主要就是黄河和海河携带的大量泥沙长期沉积的产物。解放前，海河是我国有名的害河之一，水灾时一片汪洋，旱灾时赤地千里；在山区开展了群众性水土保持工作，21座大型水库，许多中小型水库；大型骨干行洪河道。

三、黄河

青藏高原上，黄河产水量的高区，峡谷和川地相间；二十个峡谷，蕴藏着丰富的水力资源，刘家峡水电站；出青铜峡后，几乎无支流汇入，带状冲积平原；山陕峡谷后入汾渭谷地，黄土高原，是黄河中泥沙的主要源地；自孟津以下黄河进入大平原，河道变得宽阔平坦，水流缓慢，泥沙淤积十分严重。天然径流量实际上大于480亿立方米，解放后，灌溉面积迅速增加，沿程用去了大量的水量；兰州至河口镇区间面积虽占22.3%，但水量反而减少了32.2亿立方米；花园口以下，大汶河的注入，径流量仍有增加；以渭河的年径流量最大，其次为洮河。冬季是整个干流水量最枯的季节；黄河干流最大水月出现的月份不一致。黄河干流径流的多年变化较大，有从上游往下游增加的趋势，由于降水的年变率从上游至下游逐渐增加的缘故；有明显的丰水期、枯水期交替现象；黄河上游平水年数占比例较大，黄河下游的枯水年较多。黄河上游洪水主要来自兰州以上；兰州至包头一段干流流经干燥平原地区，河槽宽阔，坡度平缓，洪水经河槽调蓄，洪峰大为削减；由于西南、东北向切变线暴雨的影响，河口镇至龙门间的洪水和泾、洛、渭河的洪水易于遭遇，形成黄河三门峡以上的大洪水；陕县站洪水，三门峡至花园口区间为主的洪水，暴雨洪水是不可忽视的，较大洪水的洪量，主要来源于陕县站以上。凌汛。黄河干流在兰州以上输沙量较少，水土流失比较轻微；兰州至青铜峡沿河沙量逐渐增加，祖厉河最为突出，来自山陕间诸河，无定河流域，窟野河；陕县以下至泺口，输沙量渐减；悬移质泥沙，粗沙，细泥沙；泥沙颗粒的粗细，对下游河道的淤积有很大的关系；（三门峡水库投入运转后）黄河下游的冲淤变化出现了一些新的情况。年输沙量的变化不仅取决于年降水量和年径流量的变化，而且与降水的强度、笼罩面积、集中程度以及径流组成，洪水过程和人为因素等有关。黄河年输沙量的变差系数一般都比年径流量的变差系数大。如何抗御强大暴雨不使水土流失的任务。用洪用沙的宝贵经验；淤地坝，打坝淤地能使荒沟变成良田，淤厚一寸土，顶上百担粪，天旱也不怕。1800公里长的黄河大堤，它犹如“水上长城”成为抗御洪水的坚固屏障；1958年黄河发生了一次罕见的特大洪水，与1933年洪水相似；两种不同的社会制度，形成了显明的对照。

四、淮河

由淮河和沂、沭、泗河组成；冲积平原。发源于河南境内的桐柏山，（中游）干流附近湖泊洼地较多，北岸是平原坡水地区，南岸多丘陵；（下游）淮河出洪泽湖分两路下泄，入长江，经苏北灌溉总渠，分淮入沂水道；约1千公里。都属于淮河水系

南北岸支流很不对称，北岸支流既多又长，河床平浅，水流缓慢，易成内涝；南岸支流少而短，多发源于大别山区，河床比降较大。地处我国半湿润到半干燥的过渡地带，干流两侧来水的总量相差不大。上游段春季径流较秋季为大；中游段恰巧相反，秋季较春季为大，上游春雨来的早，中游因下段接纳了汛期较上游干流来得迟的北侧支流，所以秋水远较春水为大。大暴雨多出现于7、8两月，1975年8月4-7日在上游洪汝河地区的特大暴雨；淮河洪水受暴雨特性的影响，洪水产生大致有三种情况：局部地区的洪水、全流域洪水、长期降水形成的洪水。淮河暴雨中心多发生在山区，山区坡陡水急，集流较快，洪水出山后进入平原洼地，地势平坦，水流缓慢，致使泄洪持续时间延长。干流的年径流变化较大。

五、长江

长江的水能资源也是全国之冠；流域内大部分是山地和丘陵，平原较少。长江在中游汇集的支流最多，最长支流汉水、洞庭湖水系，鄱阳湖水系，集水面积和水量同时增大；湖泊洼地排水不畅，易受洪涝灾害。扬州以下过去称为扬子江，最后一条支流黄浦江。水量非常丰富；雅砻江、岷江、嘉陵江、汉水、乌江、沅江、湘江、赣江等八条大支流的水量都超过了黄河实测水量；各段增长的情况很不相同，金沙江流域处在全流域降水最少的地区，（川江段）汇集了四川盆地的几条大支流，水量增长较多，以流经峨眉山多雨区的岷江来水量最多，中游水量主要来自两湖水系，下游无大支流汇入，水量增长不多。长江流域正当南北冷暖气流交绥的要冲，锋面活动显著，气旋过境频繁，雨区分布复杂；每年3、4月份雨季先从两湖流域开始；7-9月为四川盆地和汉水流域的多雨期；9月以后，雨区又向东移动，逐渐出海；11月以后进入枯水期，一直持续到次年3月。夏、秋季水量集中程度下游向上游逐渐增加，冬、春季水量则由下游向上游逐渐减少（P106，贺男注：夏秋季上游西南季风华西秋雨，冬春季下游气旋雨）。长江干流年径流的多年变化很小；有连续丰水段和连续枯水段的交替现象；长江上游和中、下游连续丰水段的出现是不完全一致的，至于连续枯水段的出现则基本相应；长江各站年径流具有丰、枯水交替循环的现象。干、支流洪水遭遇也不一致，长江洪水对中游危害最为严重，中游洪水有三个主要来源，即宜昌以上干、支流，洞庭湖水系、汉水。1935年7月长江流域发生一次特大暴雨，1963年8月海河流域暴雨，1975年8月淮河流域暴雨，历史罕见的特大洪水；1870年历史洪水；全流域性特大洪水，1931年；1954年全江性暴雨洪水，雨区移动方向与河流走向吻合，雨季比常年来得早，而去得迟，百年来罕见的特大洪水；确保了荆江大堤和武汉市堤防的安全。以三峡水利枢纽为主体的综合利用规划，韶山灌区，丹江口工程，都江堰灌区，毛主席南水北调伟大的战略设想。

六、珠江

从广州到虎门入海口一段水道；八个口门流入南海；西江流域面积占全流域的77.8%。河水终年清澈。西江主源为南盘江，与北盘江汇合后称红水河，柳江汇合后称黔江，郁江汇合后称浔江，桂江汇合后才称西江；黄果树大瀑布；北江上源为浈水，东江上源为寻乌水；网河区的范围。径流资源极为丰富，珠江属于雨水补给的河流，年径流深很大；西江干流水量沿程递增，（径流年内分配）以夏季水量最多，冬季水量最少；北部山岭多春雨使北江干流春水大于秋水；西江干流水量主要来自秋水大于春水的红水河及郁江等南岸支流。珠江实测最大流量值与实测最小流量值相差悬殊；径流年际变化不大；西江流域面积较大，支流分布较均匀，降水年际变化小；北江流域面积小，降水年际变化较大。珠江的洪水主要由暴雨形成，西、北、东三江发洪时间和洪水历时也不同；1915年特大洪水；北江因暴雨遍及全流域，各支流洪水经常相遇；东江的洪水主要由锋面雨形成，台风雨也占有较大的比重；特别是西、北二江的洪水威胁，历来为洪涝灾情严重之地，受河流和海潮的相互作用，洪水遭遇情况比较复杂，（1915年）超百年一遇；磨刀门为西江干流大洪水的泄洪主要口门。少沙大河；输沙量还是较大的；大部淤积于口门；不断扩大了耕地面积，但却给防洪、排涝、航运带来不利因素。灵渠，云南六郎洞暗河水电站；珠江航运仅次于长江居第二位，为我国三大内河航线之一。

七、西南地区主要河流

（一）雅鲁藏布江

沿着一条东西向的断裂带发育起来；以中游的流域面积为最大。（马泉河）两个源头；上游河床都在海拔3950米以上，为高寒河谷地带；山岭连绵，但山势较为缓和。中游，河谷宽窄交替出现；河床坡降小，水流平缓；形成许多砂洲和浅滩；有两处瀑布；中游两岸支流较多，流量增大，随着河谷展宽，冲积土层也较厚；是西藏农业最发达的地区。（下游）河道绕过海拔7755米的那木岔巴瓦山，骤然由东北向折向南流，随之转向西南；马蹄形大河湾段；水能资源最为集中的地点之一。河川径流补给主要来源于雨水，也有部份冰雪融水和地下水；主要由印度洋西南季风带来的温湿气流所形成。上游和中游，处于喜马拉雅山北部的雨影地带，降水量较少；西南季风最旺盛时期，温湿气流从下游河谷逆流而上形成降水；到达中、上游地区时，强度已大为减弱；（降水量）沿干流河谷自下而上逐渐减少。高山遍布，有许多现代冰川；上游地区的冰雪融水补给所占比重较大；有沼泽，冰积物较多，地下水补给较丰富。越向上游流域幅度越小，降水量也越少，上游河川径流的递增速度缓慢；（拉萨河汇入后）河水向下递增较快；下游地区雨季延续时间比中、上游地区长。雅鲁藏布江径流量的年内分配很不均匀，基本上与降雨量的季节变化一致。降雨的年际变化不十分悬殊。洪水重要由暴雨形成；干流的洪水历时较长，洪峰和洪量都较大；起涨和消落均较缓慢；枯水流量，主要靠地下水补给；各主要支流均不断流。

（二）澜沧江和怒江

由北向南平行的两条大河；中南半岛上的大河；两河径流充沛，河床落差大，水能蕴藏量非常丰富；澜沧江在东，怒江在西，其间有他年他翁山脉及怒山山脉相隔；干流河道比较顺直，很少有大的转折，干、支流组成羽状水系，长大支流较少。上游地区，除高大险峻的雪峰外，一般山势比较平缓，具有平浅的河谷；中游处于横断山区，山高谷深，平行岭谷南北纵列，流域幅度最窄；进入滇南山地后，是其下游地区，作扇形分布，河谷地带峡谷与盆地相交替，中间形成许多平坝。

澜沧江上源有两条，东源名扎曲，西源名吉曲；河床坡降很大，谷形逼窄；常有大的险滩；串珠状河谷。怒江源出唐古拉山脉之巴斯克我山；（上游）平浅河谷地带；（中游）高山深谷；短而陡的小支流，流向常与干流垂直，组成典型的羽状水系；怒江坝附近为农业区。

以雨水补给为主，冰雪融水补给为辅；两江相比，怒江流域的降水大于澜沧江流域；中、下游降水与径流的垂直地带性比较明显，高山地带降水较多，河谷盆地则降水较少；在河川径流补给中，高山冰雪融水占重要地位；谷地间堆积有大量疏松的冰川沉积物，冰川湖泊和沼泽众多；中游地区河谷两侧虽为高山，但河谷地区夏季降水较多，所以河流属于雨水和高山冰雪融水混合补给，雨水补给的作用越向南越大。怒江上游流域面积广阔，河流水量很大；下游地区地表径流最为丰富，虽然流域面积增长较少，而河川径流的递增却很显著。澜沧江的水量主要来自下游地区；下游由于流域面积增多，水量丰富的重要支流不断汇入。怒江的水量主要来自上游；下游地区的径流补给来源主要是雨水；高山冰雪也大量融化，集中在夏季。（P116，两江三异同）澜沧江和怒江两侧缺少长大支流，河床本身对径流的调节作用较大，所以一般洪水流量不很大；上、中游地区洪枯水的变化更为稳定，给调节径流提供了有利的条件；下游，暴雨径流的比重越大。下游各支流的最小流量则多出现在4月或5月，而以气温最高、蒸发最强烈、气候最干燥的5月份出现的机会最多；河川径流的多年变化不大。

八、内陆区主要河流

（一）塔里木河

是我国最长的内陆河，也是世界上长大的内陆河流之一；由西向东蜿蜒于北纬41°左右；一般从叶尔羌河算起，至台特马湖；（郭敬辉、汤奇成等：新疆水文地理，1966）只有阿克苏河、和田河、叶尔羌河才能直接流入塔里木河。历史上塔里木河曾经多次改道。干流各段的河道特性有很大的不同；河源段；（上段）河道坡降较大，含沙量多，侧蚀强烈，曲流发育，河漫滩广阔；中段，地势极为平坦，河道分汊多，最易改道；下段，河道复归一流，汊流、湖沼大为减少；沿河两岸有高大的新月形沙丘。径流量全部来自支流；就全年而论，则阿克苏河占90%以上；从塔里木河径流的组成来看，它实际上是阿克苏河的延伸。随着流域面积的增长而水量急剧减少，这是干旱地区内陆河的主要特点之一；径流沿途的损耗十分惊人；上段地区，径流主要损耗于对地下水的补给；河水面蒸发也占一定的比重；下游的情况则不同，由于河道分汊多，洪水时水流漫溢，所以水面蒸发损耗急剧增加，对地下水补给的比重相对降低。在春、夏季由于大量引水灌溉农田，造成了干流的枯水期。最大、最小流量比值很大也是年内变化的特点之一；含沙量的季节变化与流量基本一致；夏、秋洪水期不仅使河流水量急剧增加，同时也挟带了大量的泥沙，使河道迅速淤积，形成了河流改道的基础。塔里木河沿程水化学情况的变化是干旱区内陆河水化学变化的典型；随着流程的增加，水量迅速散失和水面蒸发强烈，水质浓缩很快；随着矿化度的升高，河水化学组成也发生了变化；（上段）硫酸盐水，（中段）重碳酸盐水；（羊吉巴扎以下一直到台特马湖）氯化物水。热量资源丰富，无霜期长达180-200天；且土地连片，宜于大规模开垦；孔雀河上已修建了水库。

（二）伊犁河

伊犁河是新疆水量最丰富的河流；三大支流，特克斯河是主源，最后注入巴尔喀什湖。两岸有四级高低不等的阶地；谷地向西敞开，使西来温暖而湿润的水汽可长驱直入，形成较多的降水，特别在春季，气旋频繁过境。水量虽然不大，但年径流深度值很高。

伊犁河三大支流的补给来源各有特色。特克斯河高山冰雪融水占有较大的比重，加上雨水补给，汛期6-8月，约占年径流量的57%。巩乃斯河地下水补给占有很大的比重，反映在年内分配上表现为比较均匀，最大水的8月份也仅占年径流量的11%。喀什河也有高山冰雪融水补给，但雨水补给的比重更大，所以春季水量较多。下游的一些小河主要靠季节积雪融水补给，如加格斯台河等，年水量主要集中在4-6月。此外，流域内也有一些以地下水补给为主的河流，径流的年内分配最均匀。（P120）

（洪水）以高山冰雪融水和雨水的混合型以及季节积雪融水和雨水的混合型最为普遍；伊犁是新疆降水量最多和暴雨强度最大的地区之一；常在5月下旬及6月初出现季节积雪融水与暴雨混合型洪水；洪量的大小反映了全年水量的多寡；特克斯河起主导作用。冬季气温较高，加之河流水量较多，所以干流封冻日数一般仅60天左右。伊犁河流域与新疆其他地区相比，有很多优越条件。

第二章 现代冰川及其融水

冰川是由积雪变质成冰并能自行流动的冰体，广泛分布于我国西南、西北的高山地区。当这些山地高出现代雪线以上，进入了常年积雪带，每年雪的积累量大于消融量，雪层逐渐加厚，经过一系列的变质作用，新鲜的雪花先变成粒雪，再变质为富含气泡的乳白色的冰川冰，冰川冰和地质上的岩层相似，有一定层次，当其堆积到相当厚度，就以每年数米至数百米的运动速度，向雪线下的低凹处流去。随着高度下降，消融量增加，当来冰量与消融量达到平衡时，冰川也就停滞不前了。这里雪线是枢纽，雪线以上的积累区，一般称粒雪盆，雪线以下的消融区则称为冰舌。雪线随着气温和降水的变化，其所在高度的年际变幅可达一、二百米。随着气候和地势条件的差别，冰川体大小悬殊，小冰川只是一片贴在山坡或山顶上薄薄的冰体，面积只有数千平方米，大冰川长至数十公里，面积数百平方公里，厚度数百米，形成了巨大的“固体水库”。（P122）作为河川径流的调节器

第一节 冰川发育的条件和分布

山势和气候的综合条件；雪线随纬度降低而升高的规律性是很清楚的；尽管山区降水已比山麓平原多数倍至十倍，但高山冰川带的年降水量，仍然只有200-1000毫米；我国西部高山上的年降水量分别从西北、西南和东南三个方向，自边缘山区向内部山区递减；根据雪线高度推算出雪线附近年平均气温；我国西部山地冰川的多数，在降水量较少的条件下，雪线提高了，所在的温度降低了。

我国主要冰川分布概况简述

阿尔泰山南坡在我国境内；冰川不多，对河流的补给作用不大，阿尔泰山区有丰富的季节性积雪。（天山）集中在汗腾格里山和哈雷克套山；山谷冰川称放射状分布；南依诺勒切克冰川；大冰川冰舌区的表面盖满了冰碛物，热喀斯特现象发达，冰内和冰下消融强烈，冰融水集中于冰川末端融洞中，挟带着冰块和泥沙，汹涌外流，呈乳白色；天山中、东段以规模较小，冰面较洁净，以冰内水道不发育的山谷冰川、冰斗冰川为主；因为两侧荒漠干燥程度增加，冰川对于一些小河流的补给意义还是很显著的。（祁连山）东段接受东南季风影响，雪线较低，向西段逐渐升高；以小型的山谷冰川和冰斗冰川为主，形态特征和天山东段相似。（昆仑山和喀喇昆仑山）有5条冰川的长度达20公里以上；喀喇昆仑山是世界上中、低纬地带最大的山岳冰川区；6条长达50-70公里的大冰川都在巴基斯坦和印度控制的克什米尔境内；音苏盖提冰川；叶尔羌河周期性特大洪水；玉龙冰川；有美丽的冰塔林发育。喜马拉雅山是世界上最高的山脉，但其气候和山势条件不及喀喇昆仑山那样有利于冰川发育；南坡雪线（5500米）低于北坡（6000-6200米）；绒布冰川。（青藏高原内部山区）因降水较少，雪线较高，限制了冰川发育。（西藏东南部山区）印度洋季风影响强烈，降水丰沛，雪线大为降低；冰川末端3300-3870米，均已进入森林带；古乡冰川，就是一种再生冰川；冰碛物丰富，在适合的地形条件下，形成突然爆发的泥石流。贡嘎山，东坡冰川规模大于西坡。

第二节 现代冰川的物理特性

冰川温度、成冰作用、运动、物质平衡

祁连山、天山以至喜马拉雅山中段北坡的冰川概为温度很低的冷冰川，与极地冰川相似；只有西藏东南部的古乡冰川和阿扎冰川测得温度接近0（恒为负温），系暖冰川；暖冰川的活动性和消融强度远超过冷冰川。

三个成冰带；渗浸冻结带，只要1-2年，乳白色渗浸冰，冰的积累量小于当年雪的积累量；冷渗浸-重结晶带，在上覆雪层的压力下，由重结晶作用密实成冰，成冰量大致等于每年雪的积累量；融水一直渗浸到雪层底部流失，雪层温度接近0左右，暖渗浸-重结晶成冰作用。（苏联）重结晶带是指雪层完全没有融化现象，全靠雪层加厚密实重结晶成冰的；上述的推断是错误的（P126）。

冰川运动速度的大小取决于冰层厚度、冰面坡度、冰川温度等，在粒雪盆与冰舌交界即冰坎附近运动速度最大；冰流速存在着季节变化；冰川运动引起了冰川内部构造的改变。冰川的进退趋势是与冰川物质平衡状态紧密相联系的，盈则进，亏则退；冰川的进退，滞后于气候变化。我国大多数的中、小型冰川积累和消融量均较小，属低水平的物质平衡；西藏东南部的海洋性冰川物质平衡水平会大大提高；当物质收支出现负值，冰川末端势必后退和变薄以达到新的平衡；也有些冰川末端几十年间没有显著的变动；从本世纪四十年代起，世界和我国气候都进入了新寒冷期；我国冰川是否会有新的普遍前进，还不好预断。

第三节 现代冰川融水径流特征

一、现代冰川的消融因素

由0固态冰，转变为0液态水需要消耗一定的热量，其值为80卡/厘米3。冰川消融的热源主要是太阳辐射热，其次为冰面与近地层大气湍流交换热和凝结释热，再次为冰体与周围介质和岩石等的热传导。

我国大多数冰川消融的热源都是以太阳辐射热量为主，其次是湍流交换，至于与周围岩石的热交换则最少（详见表2.1）。造成这种现象的主要原因，其一是冰雪面近地层大气层结多数情况为逆温状态，它抑制了湍流进一步发展，所以冰川上湍流交换系数都不大，一般只有0.040米2/秒；其二是大陆性冰川区空气绝对湿度小，凝结量不大，如珠穆朗玛峰北坡的中绒布冰川平均日凝结量只有0.08毫米。冰川所获的热量主要消耗于冰雪消融，如慕士塔格山的切尔干布拉克冰川和乌鲁木齐河源1号冰川分别占58.5%和88.1%，蒸发失热占41.5%和11.9%。这是中纬度大陆性冰川热量平衡的共同特点。但也有例外，如珠穆朗玛峰北坡中绒布冰川，消融耗热只有33.0%，而湍流失热和蒸发失热却占58.7%。这是由于中绒布冰川的冰舌区广泛覆盖5-10厘米厚的表碛，晴天表碛面强烈增温，致使近地面大气层结为超绝热状态，下垫面相当大的热量以湍流交换的形式逸散于大气中。（P128）

冰面径流场径流日过程线；当辐射平衡由夜间负值转为白天正值以后的40分钟左右，径流场便开始产流；径流最大值与辐射平衡最大值出现时间相吻合，一般在正午前后；径流场断流时间与辐射平衡通过零值的时间并不一致，一般要滞后半小时左右；高山冰川地区大气稀薄、气温低、湿度小，有效辐射大，一般最大值出现在中午，早、晚最小；冰川上的反射率从冰川末端向粒雪盆区增加，冰川表碛区与粒雪盆区的发射率相差达3-4倍，冰川区辐射平衡随高度增加显著递减；表碛对冰川消融影响是很大的，当冰面表碛厚度为5-10厘米时能促进冰面消融，超过此值则起着保护冰川消融的作用（P130）。

二、现代冰川的消融状况

我国现代冰川年消融量的变化趋势由西藏高原东南部向西和西北两个方向递减；祁连山西段只有1000毫米，可能为全国冰川年消融量最低值地区。在同一条冰川的不同地段或不同高度上，冰川表面反射率变化很大，热量状况不同，消融亦有差异；一般随高度的增加而减少；南坡有利于冰川消融；在时间分配上表现出明显的集中。

三、冰川融水径流的形成及其特征

包括冰川本身的融水和季节性积雪融水以及冰川区雨水径流

（一）冰川融水径流的形成过程

冻结系数是指流域冰川面积与流域总面积之比。

冰川径流的形成过程，是冰雪融水沿冰川表面或冰内、冰下水道的汇集过程。冰川表面积雪开始融化，但初期积雪融水多下渗于雪层之中，夜间冻结，周而复始直至冰舌面上的冬季积雪融化殆尽，冰面裸露强烈消融才产生大量的融水径流。融水起初以一薄层在冰面呈漫流形式移动，然后汇集成雏形树枝状水流，在冰面上形成沟网，并沿着冰面主水道或冰裂隙下泄，最后注入河道。（P131）

（二）冰川融水径流的变化特征

1.冰川融水径流的日变化

“土耳其斯坦”型冰川，规模大，支冰川多；水位变化滞后于气温变化达两昼夜之久

2.冰川融水径流的季节变化

年径流几乎全部集中在5-9月；集中程度远大于同期降水的集中程度；冷季（断流期）和暖季（消融期）；即使在强烈消融的7-8月，融水径流的变化也是相当可观的。盛夏在我国西部经常受伊朗高压和新疆高压的控制，天气晴朗稳定，太阳辐射强，冰川消融剧烈。高压脊过境后，在低压槽控制下，对流旺盛，多阵雨，冰川消融减弱，融水径流锐减。（P133）

3.冰川融水径流的年际变化

四、冰川融水径流的理化性质

经常出现过冷水

冰川径流和以冰川融水补给为主的山区小河流，在每年冬、春季节冻结着大量的“河冰”，到春末夏初气温回升到0以上时，“河冰”与山坡季节性积雪一起消融，为山区河流春汛的主要补给来源。这种“河冰”与平原地区在冬季直接由河水冻结而成的冰不同。它们大都冻结到底（祁连山区的“河冰”厚度为1-6米），存在时间长（半年以上）。“河冰”厚度在横断面的分布上，一般中央凸出，两侧略低，在流水线处最厚；而在纵剖面图上的分布并不连续。因此，“河冰”自然消融过程比较缓慢；其消融特点与冰川有很大差别，以冰下消融和冰块断裂崩塌为主，表面融化只是在“河冰”消融初期占有较大比重。（P133）

矿化度很低，硬度小，优质水源；低矿化度的水化学带。矿化度随高度升高而降低；pH值则随高度升高而递增。一般认为高山冰川地区陈雪中氘的含量随海拔升高而呈线性增加。由于太阳直接辐射强度增大，冰雪体在昼夜融冻交替过程中引起同位素的分馏，逸出氢、氧较轻的同位素，从而使氢、氧的重同位素相对富集。

五、冰川融水径流对河流的补给作用

（一）冰川融水径流对河流水文情势的影响

在一定范围内，随着云量的增加散射辐射和长波辐射亦增大；在多云天气条件下，冰川融水径流也可形成融水洪峰；冰面湖或冰碛湖，夏季一旦溃决可以造成灾害性的特大洪水或泥石流，在西藏当地群众称为“冰川爆发”。使得不少河川径流多年变化和缓。

（二）现代冰川融水径流对河流的补给

1.祁连山区

祁连山冰川融水对河流的补给量自东向西逐渐增加。

2.天山区

天山东段的哈尔里克山区，冰川面积虽不大，但本地区降水量较少，冰川融水对各河年径流的补给量比重增大；天山北坡降水量较多，且集中在中山地带，冰川融水对河流补给量比重降低。

3.昆仑山和喀喇昆仑山区

冰川融水在河川年径流中占的比重相对较大

第三章 湖泊

是湖盆与运动水体及水中物质互为作用的综合体（P137）

第一节 湖泊的分布

其称呼根据各地译音和习惯就有30种左右

（外流区）著名的五大淡水湖泊；（内陆区）盐类液体矿床

我国湖泊地理地理分布的特点，在很大程度上取决于湖水的补给条件；凡湖泊分布较集中的地区，大多是过去受冰川作用或是湿润气候条件下一些排水不良的地区，湖泊往往成群分布；两大稠密湖群；我国五大湖区。

一、东北湖区

水浅、面积小、并含盐碱成份；与近期地壳下沉、地势低洼、排水不畅，加上某些地层的不透水性，使地表易于积水等因素有关；白头山天池（中朝界湖）是目前已知的第一深湖，典型火口湖；镜泊湖即是牡丹江上游经熔岩阻塞而成的我国面积最大的堰塞湖。

二、蒙新湖区

一般在黑河以西，湖泊分布零星，但湖体面积较大，大都是构造湖；而黑河以东，小型湖泊成群分布在沙丘之间，多是风成湖；河流水情动态可直接影响到湖泊水文特性的变化；湖泊兼具游移的性质；非游移性或，如艾比湖、布伦托海和赛里木湖，有高山融水补给，水位稳定，水深稍大，多发育为咸水湖；（沙丘、戈壁地区）湖水浓缩，湖面缩小，水深极浅，多季节性湖泊。

三、青藏湖区

谷底洼处和盆地中央每有湖泊分布；藏北的美日切错，湖面海拔5354米；绝大多数为内陆湖，湖泊的形成和发育深厚地质构造的控制，并具有冰川作用的痕迹，属构造湖和冰川湖的混成类型；一般含盐量较高。

四、东部湖区

大多是与地壳沉陷或与河流演变有关的构造或或河迹湖；绝大部分湖水都通过河流排泄，成为洪水的天然调蓄水库，都是淡水湖；（淤积、围垦）湖盆日渐收缩；海拔低、湖盆浅平，平均水深都在4米以下。

五、云贵湖区

湖面海拔分布较高，多淡水湖；以其风景佳丽而闻名于世；多沿褶皱断裂方向排列，长轴与深大断裂带走向基本一致，多为构造湖；碳酸盐类地层的溶蚀，对湖盆的形成也起着辅助的作用；南北长、东西窄，湖深而水澈，如洱海、阳宗海和抚仙湖；贵州的湖泊主要是单纯的岩溶湖，面积较大的有草海；破坏性地震促使湖盆加深，岸线抬升的现象也颇为明显。

我国湖泊类型是复杂多样的，而关于湖泊分类的方法很多，通常是采用成因分类，因为不同成因的湖盆，湖泊的几何形态显然差别很大，而湖盆形态对于湖水运动、水体理化性质、生物种群组合以及湖泊的寿命有着程度不同的影响。湖盆是内、外营力相互作用的产物，多数都具有混成的特点。然而每个湖盆在其形成和发展的特定阶段仍可找到其主要的因素。就全国范围来说，我国一些大型湖泊的形成都受地质构造的控制，通常水深较大，岸线平直，通常也受到外营力的不断修饰。参与湖泊形成的外营力因素计有河流作用、冰川作用和风沙作用等，所以，我国除构造湖外，其余类型的湖泊分布具有地区特点，如西藏多冰川湖，内蒙古高原多风成湖，云贵高原多岩溶湖，东北地区多堰塞湖和火口湖，长江中下游平原多河迹湖。

湖泊在地质史上是短暂的现象，有其发生、发展和消亡过程。我国现有一些地区的湖泊，正发生着消亡趋势，有的则处于发育的晚期阶段，原因不一，如青藏高原的湖泊，由于气候变化，湖岸线普遍退缩。长江中、下游及华北平原的湖泊，由于长期淤积，普遍变浅，从而也促进了对它们的改造利用。其中有许多历史上的湖湾和洼淀，现已成了良田。但是从全国看，当一些湖泊消亡的同时，另一些湖泊又发生了。如著名的易贡湖（西藏），乃近期特大泥石流爆发堵塞易贡藏布而形成。此外应特别提出，随着我国社会主义建设事业的蓬勃发展，人工湖泊——水库的数量逐年增多，据初步统计，全国从1949-1972年共建成坝高15米以上的水库12000余座，坝高低于15米的水库更是遍布全国各地。这些水库的建成，对所在地区的灌溉、发电、航运、水产及工业用水等方面发挥了巨大的作用，同时，也为湖泊学的研究开辟了新的领域。（P142）

第二节 湖泊水文情势

我国湖泊绝大多数是直接受河水补给的，只有少数湖泊例外；外流湖，内陆湖；水系的组成部份，河湖之间实际上是互为作用的统一整体。（外流湖泊）水量平衡的特点是：补给部分主要是入湖径流量，损耗部分主要为出湖径流量；湖面降水、蒸发、渗漏所占的比例相应较小（P143）。外流湖泊的水位明显地受河流水情控制；湖泊有调节作用，湖泊及其下游河流水位的变化显得平缓，洪峰滞后；最低水位出现时间不一，大多出现在少雨或农业用水的季节；湖泊水位变幅受所在地区河流水情的密切影响，愈往下游，水位变化愈趋平缓；促使湖泊下游河川水位、流量年内变化平缓。洞庭湖，四口与四水入湖洪峰彼此错开，“江涨湖蓄”，减轻了长江中游洪水的压力，即使出现“江湖并涨”特大洪水的1954年，其调洪作用也是明显的。在天然条件下，吞吐湖泊由于逐年泥沙沉积、湖盆普遍淤高，尤以平原湖泊最为严重，致使湖泊贮水量及其调节江河水流作用日渐变小；延长湖泊寿命，洪泽湖。内陆湖泊，水量平衡的特点是：补给部份主要是入湖径流，损耗主要是湖面蒸发（P145）。河川对湖泊水情关系也是明显的；内陆湖泊补给系数都不大，年内水位变幅一般都小；呼伦池；青海湖；博斯腾湖是吞吐量最大的内陆湖，其入湖峰量若全部蓄纳，亦仅为鄱阳湖调节量的3%；50-60%的水量在滞纳期间为蒸发所消耗，洪峰的削减量不等于真正的调节量（P145）；由于湖面蒸发强，湖盆相当于一个巨大的蒸发盆，往往不仅没有调节性能，而且造成湖泊水量不足，水质咸化并促使湖泊日趋消亡。

孤立的湖水体，如某些火口湖、风成湖、冰斗湖及季节性积水的洼地湖等，这类湖泊的水量主要通过湖面降水、蒸发及补给地下水收支来取得平衡。

第三节 湖水运动

风力作用，能同时引起多种形式的水体运动；吞吐水流；湖盆条件

一、湖流

吞吐流由河湖水量交换引起的；主要表现于河口带，越往湖体流速越小；贮量大，吞吐水量相对小，流速就小；调查期间每当静风时，流速小到难以判读。（风生流）风力强，持续时间长，湖面大，风生流就越强；能引起全湖性广泛规模的水体流动，其特点是开敞区流速往往大于沿岸带；是迎风岸底层产生反向补偿流。通常湖流很少是单一流态，往往由吞吐流和风生流组合而成混合流；湖泊一般是缓慢流动的水域。

二、风浪

风浪的发展取决于风力、风的持续时间及沿风向吹程和水下地形等因素；大型湖泊能产生一定程度的风浪；地形对湖泊风浪的影响远比海浪强烈。风浪要素值不大；波高瞬长迅衰。风浪具有一定能量，往往给予堤岸以强烈冲击，损坏水生植物，危害通航，故历来为生产部门所重视；湖泊风浪特点的经验公式；（洞庭湖沿岸）在水中栽柳筑堤，建造防浪林台，为绿化水面、保护农田、发展湖泊综合利用创出了新路。

三、其它动力现象

增水-减水即风力作用下，迎风岸水位上涨，背风岸水位下落，因而湖面发生倾斜的现象（P148）。底层产生反向补偿流。在增水-减水现象较强烈的湖泊，使湖泊水情的观测、计算包括贮水量估算带来一定的困难。热力混合，动力混合；水体混合能增加水中溶解气体，改善水质，提高营养度，对生物发展有一定作用。

第四节 湖水主要理化性质

一、湖水温度

湖水热量主要来自太阳辐射；其时间变化决定于湖泊热量收支关系的转化，其空间分布则既受地带性因素的制约，又受非地带性因素的影响。在单位水面积接受的热量同时，温度及其垂直变化将决定于水层的深度；湖面的大小对热状态同样有很大的影响，湖面越大，风的作用和风力混合的过程就越强烈。同一湖泊的沿岸浅水地带、湖湾及岛屿附近的水温，比开敞部分的水温不论增温或冷却都较早；迎风岸水温略高于背风岸。在春季增温期和秋季冷却期，湖面和深层水温的水平分布差异最大；我国水深较大的湖泊，夏季水温分层现象比较明显；春、秋两季上下温度相近，冬季在冰面以下则呈逆温分布；出现温跃层的起始深度，北部大于南部，温跃层的厚度则南部大于北部。我国大多数大型浅水湖泊，水深不超过15米的湖泊，水温的垂直分层均不明显；以正温层分布为主，春、秋季以及夏季早上5-9时往往出现同温层；逆温层分布仅出现于寒冷的冬季和夏季清晨。水温的日变化和年变化在湖水的表层较明显，随着深度加大，变化逐渐减小，同时产生相移，即最高温、最低温的出现时间逐渐滞后；在湖岸附近和浅水地带也较为明显；湖水的色度和混浊度越高，温度的日变幅和年变幅也越大；我国浅水湖泊一般春、夏水文日较差比秋、冬季为大。水温出现最高、最低值的季节，较气温要滞后半个月至一个月；长江中、下有湖泊，河北、鲁西平原洼淀，水深不大，水温年变幅均在30以上。

二、冰情

大体由北而南先后出现冰冻；云贵高原的湖泊终年不结冰

1.冰冻湖

我国大多数湖泊属冰冻湖，北纬28°以北地区的湖泊皆是；两种：最低水温出现在当地最低气温之前；淮河，长江中、下游干流的湖泊，冬季水温在零度以上，一般年份不冰封，但遇特殊冷空气影响，也会出现短期的岸冰或冰封。松辽平原的咸泡，11月开始封冻，因水浅，一般连底冻结；东北地区湖水结冰的过程很快。鄂陵湖，9月初出现岸冰；（青海湖）西和西北大风频繁，薄冰面易被大风吹散，风停以后，又再度冻结，结冰-解冻-封冻反复多次。洪泽湖，每年都会出现程度不同的结冰现象。洞庭湖、洪湖等一般仅出现岸冰。

2.不冻湖

冬季水温在4以上，湖泊无结冰现象；湖水散热时间较长，最低水温出现在当地最低气温之后

三、水色和透明度

湖水的光学性质之一；我国深水湖的透明度比浅水湖要大，水色也高；淡水湖比咸水湖透明度小，水色亦低。新疆、西藏高原一些咸水湖泊和盐湖，因陆源腐殖质缺乏，悬浮物质不多，透明度较大；玛法木错。长江中、下游，淮河、运河等浅水湖泊，含沙量相对增多，又富含有浮游生物，湖水均较混浊，水色低，透明度也不大。湖内透明度分布，中、小型湖泊一般是湖心大，边缘小。湖水透明度的年变过程，一般与入湖径流及浮游生物的繁殖程度有关；与春、夏季浮游生物急剧繁殖，春汛、伏汛时期含沙量增加有关；一般清晨，傍晚透明度小，中、下午稍大。湖水的透明度直接关系着湖泊水生植物的生长，具有生产上的意义。

四、湖水的化学性质

淡水湖，咸水湖和盐湖三种类型。在水量充沛的地区，如长江中、下游和云贵高原，矿化度的季节变化较小。云贵高原多石灰岩，湖中Ca++含量高于其它地区。气体的溶解量与日照强度密切相关；变化与水生植物光合、呼吸作用有着密切关系。我国大多数淡水湖的溶解氧分层现象不明显，只有在水较深的湖泊，溶解氧才会出现分层现象。我国大多数淡水湖泊，生物营养元素（一般主要包括N、P、K、Si、Fe等元素）和有机质含量丰富；深水的抚仙湖、阳宗海则为贫营养型。我国咸水湖泊分布在内流区域，主要在青藏高原和蒙新地区；湖水矿化度高；咸水湖的湖水硬度比淡水湖高得多，大多是硬水或极硬水；多为氯化物质水。在内流区河水极不稳定，湖水化学状况变化较大。西藏高原的纳木错和奇林错含有丰富的硼和锂。咸水湖所含营养元素与淡水湖相比，显得贫乏；一般咸水湖泊生物种类单纯，湖水清澈。我国大部分咸水湖向着浓缩化的方向发展，矿化度有不断增加的趋势；咸化过程也不是直线上升；个别咸水湖湖水向淡化演变。我国的盐湖不仅数量多，且化学类型齐全。干盐湖，水盐湖；内蒙古的盐湖以富产天然碱著称，新疆的盐湖却以产食盐和芒硝为主，青藏盐湖以盛产钾、硼、锂为重要特点。

第五节 湖泊的利用与改造

例如巢湖，可是近湖区年平均霜日减少10-25天，平均无霜期增长19-40天；（干燥地区湖泊）还是牲畜的良好饮用水源；蕴藏着丰富的水力资源；平原地区的湖泊，经过大规模水利建设，许多低水头发电的小型电站也相继建成；鲤、鲫是湖泊中最常见或最主要的鱼类；青鱼、草鱼、鲢鱼、鳙鱼是我国特有的经济鱼类；鲂鱼、鳊鱼、鲌鱼、鳜鱼、银鱼等；名贵鱼类；水生维管束植物，种类有90种以上；莲、藕、菱、芡是富有营养的副食品；盐类资源；察尔汗盐湖盐层厚度超过50米，是世界上罕见的内陆盐湖；著名的风景区。建国后，在中国共产党的英明领导下，对湖泊开展了一系列规模巨大的治理改造工程；蓄洪、灌溉、航运等水利效益大为改善和提高；大规模地消灭钉螺的血吸虫防治工作；已成为我国重要的淡水渔业基地；我国第一座大型机械化盐湖场已在吉兰太建成；湖泊是一个自然综合体，资源利用的各方面既互为联系，互为制约，同时又存在一定矛盾。

第四章 沼泽

沼泽不同于湖泊和盐碱湿地，是一种特殊的自然综合体。它具有三个相互制约的特征，即地表经常过湿或有薄层积水；其上主要生长着湿生植物或沼泽植物；土层严重潜育化或有泥炭的形成与积累。（P162，水、植物、土壤）

第一节 沼泽的的类型及其分布

沼泽的发生和发展是各种自然因素综合作用的结果，但主要决定于气候和地貌条件，尤其是泥炭沼泽的形成和演替，同气候的关系更为密切，因为泥炭的形成和积累，必须有大量植物的生长，植物死亡后又得不到充分的分解，这样才能有泥炭积累的可能，每年植物增长量越多，分解能力越弱，泥炭积累的速度就越快，沼泽发展的速度也加快，植物增长量和植物残体分解的强度，又都同水分和热量有直接关系。高温高湿地区，植物增长量虽很大，但分解强度也十分强烈，因而泥炭沼泽不甚发达，温度很低或十分干旱的地区，分解能力虽很弱，但不利于植物的生长，泥炭沼泽的发育也受到很大的限制。地势的高低和地面的切割程度，直接影响气候和水文状况，从而也就决定沼泽的发生或消亡，此外，水文地质状况、冻土等也影响沼泽的发育，至于人类活动的影响，如过度放牧、森林的破坏、水库与拦河坝所引起的回水现象与潜水位的提高等，都会导致草场的退化和迹地与滩地沼泽化。

我国幅员辽阔，自然条件多样化，但大部分处于中低纬度，冷润地区很少，这就决定我国泥炭沼泽类型较多，但集中连片的很少，分布也较零星。潜育沼泽则分布广，面积较大。（P162）

一、沼泽的主要类型和特征

低位、中位、高位三种类型；富营养沼泽，贫营养沼泽，过渡型沼泽。我国泥炭沼泽发育程度较轻；我国却有很多地表过湿、土层严重潜育化、无泥炭积累的沼泽地。这两大类沼泽（指泥炭沼泽和潜育沼泽）的根本区别，在于有无泥炭的形成和积累过程。泥炭的有无又直接影响沼泽的水文和微地貌以及植被状况，从而在改造和利用的方向和措施上也很不同。我国绝大部分地区泥炭积累不厚，泥炭层厚度多为几十厘米或1米左右；多属低位型；灰分含量较高，含水量则较低；绝大多数处于富营养阶段。典型的沼泽植被；在泥炭藓群落中，乔木树种几乎消失，泥炭藓则形成密实的地被物。泥炭沼泽地，一般都有微小的起伏；各种形状的草丘（塔头墩子）；纵横垄状草丘相互交织；田埂状草丘间湿洼地。潜育沼泽，无泥炭的积累，均有较厚的草根层，有机质含量略高些，灰蓝色或暗灰色的低价还原物质。芦苇群落；湿洼地；形成大面积的地表积水。

表4.2 我国各类沼泽特征表（P165）

二、沼泽的分布和类型区

（一）各区沼泽的成因与分布的特点

泥炭沼泽广泛分布区

蒸发微弱，水分有余，分解能力很差；大、小兴安岭的土层中，又有永冻层、淀积层和铁盘的存在，长白山地还有许多火口湖；地表长期积水；（沼泽率，即分布面积占比）由北向南减少；就沼泽发育程度来说，北部也较南部重。草本泥炭沼泽；藓类泥炭沼泽是沼泽发育较重的阶段，在我国分布很少，发育也不典型；起源以湖泊沼泽化和森林沼泽化为主，其次为草甸沼泽化。湖泊与河滩沼泽化：首先是由牛轭湖开始沼泽化，并向四周扩展，引起河滩沼泽化；引起岸边林地沼泽化，乔木生长受到限制或死亡，变成稀疏的“小老头树”和站杆；当地人叫做“大酱缸”。森林沼泽化：因为永冻层、淀积层或铁盘，阻碍地表水入渗，并影响根系的发育，引起林地沼泽化；森林消失后，失去了林木的巨大吸水能力，破坏了土层的水平衡，引起土层过湿，甚至地面出现积水，导致大面积迹地沼泽化。草甸沼泽化：地下水位高，土层过湿，土壤通气状况恶化，造成嫌气环境，并引起土层严重潜育化，随之大量湿生植物和沼泽植物的侵入，死亡的植物残体，又因分解的十分缓慢，形成较厚的草根层或积累成泥炭，植物残体中的灰分元素渐渐被固定在泥炭的组成成分之中，不能矿质化，从而土壤越来越贫瘠。

潜育沼泽较多分布区

古代湖沼面积很大；河道又善淤、善决、善迁，使淀、洼之处常受河湖泛滥的影响，地下水位高，排水困难；积水，使土层严重潜育化。秦岭淮河以北，有不同程度的盐碱化；秦岭、淮河以南，人类活动影响很大，使沼泽面积已逐渐缩小。

泥炭沼泽零星分布区

地表切割强烈或较强烈，岩溶地貌发达，一般不利于泥炭沼泽的形成和发育；在一定高度上，气候温和湿润，使局部汇水洼地和沟谷，形成了草本泥炭沼泽；分布在海湾、泻湖或山地中

潜育沼泽少量分布区

随干旱程度的增加，沼泽越来越少；沿河洼地和湖滨；张家口至围场一带

泥炭沼泽较多分布区

由于地势高寒，并有充分的冰雪融水补给，但大部分地区，因温度低、降水少，泥炭沼泽的发育又受到一定的限制；泥炭层厚1-2米，成为当地居民和拉萨市民的燃料

（二）主要沼泽区域

三江平原和若尔盖高原

1.三江平原东北部沼泽

第四纪以来地壳下沉的中心区，地势平坦低洼；草本潜育沼泽；三种复合沼泽体。

（1）河漫滩漂筏苔草-毛果苔草泥炭沼泽

地壳长期下沉，河漫滩十分发达；河漫滩上有许多浅洼地，积水稳定

（2）河漫滩漂筏苔草-毛果苔草潜育沼泽

沿河的低河滩与各河的河间洼地中，积水较深，属常年积水；常形成浮毡

（3）阶地毛果苔草-乌拉苔草潜育沼泽

阶地上的各类洼地，沼泽都得到了充分的发育

三江平原沼泽的成因较为复杂，最主要的有三个基本因素，一是该区地壳长期下沉，地面低洼，河道平浅，河曲发达，旧河道、牛轭湖与洼地甚多，排水极其困难；二是近地表有较深厚的粘土和亚粘土层以及较长时间的季节性冻土，阻碍地表水的入渗，造成大面积地表积水；三是气候冷湿，蒸发能力较弱，冻结时间长，对植物残体分解不利。因此，雨季江河泛滥，地表水漫流，大量水分不能纳入河道，又不易入渗，不能及时排出，冬季来临又迅速冻结，次年冰雪缓缓融化，积水尚未排出，汛期又来，如此年复一年，长期积水不消，使湿生植物和沼泽植物逐渐占了优势，遂引起各类水体与草甸沼泽化，在地势低洼，水分较稳定地段，沼泽发育较快，并有泥炭形成和积累，地势略高，水分不稳定处，沼泽发育较慢，只有较厚的草根层，尚无泥炭积累。（P172）

3.若尔盖高原沼泽

中国工农红军二万五千里长征时所经过的“草地”；青藏高原的东北隅；尤以黑河流域沼泽最发达；草本泥炭沼泽发达，形成时间久，泥炭层积累较厚；四个复合沼泽体：

（1）阶地复合沼泽体：结构较为单一；微地貌非常明显；丘上和丘间水文状况有显著差异

（2）伏流宽谷复合沼泽体：河道平浅、水流缓慢，河道和谷底均已形成泥炭沼泽；仍有部分河段尚未沼泽化，故称伏流宽谷；谷底中部仍有伏流与明流交替现象，尚能辨认原河道的痕迹

（3）无流宽谷复合沼泽体：没有河道，整个谷底覆盖着泥炭层；沼泽化以后，泥炭层改变了原地表形态，谷底变得十分平整；泥炭积累很厚，微地貌不明显

（4）湖群洼地复合沼泽体：现代湖滩是缓岸浅湖收缩而成的；团块状草丘；有新的沼泽河流的发育，河槽平浅，已切入泥炭层之中，河道不规则。

若尔盖高原地区沼泽如此发达的主要原因，是同高寒湿润的气候以及过去全区不等量下沉有直接关系，同时冰川作用也为本区沼泽的发育提供了有利的地貌和水文条件。

全区气温低，降水量却较多，年平均温度在0左右，年降水量500-800毫米，而且年内分布均匀，雨日长达150天，夏半年较湿润，但辐射强，植物生长繁茂，对泥炭沼泽形成很有利。同时由于第四纪冰川的作用，区内形成许多宽阔的冰蚀谷地以及冰水堆积地貌，又经过较长时间的地壳下沉运动，谷地被较深厚的泥砂充填，地面变得十分平坦低洼，河曲发达，河网稀疏，排水不良，遂引起大面积沼泽化，以致谷底与河滩、阶地全为泥炭层所覆盖，单个的沼泽逐渐发展，形成许多巨大的复合沼泽体，泥炭沼泽的进一步发展又受到高寒的限制，尤其近代本区又发生地壳不等量的回升，加上解放以后，人类活动影响增大，区内沼泽已有退化的迹象。（P175）

第二节 沼泽的水文特征

沼泽水是地表水和地下水的过渡类型，它具有一系列特殊水文过程，尤其是泥炭沼泽，对于降水的入渗、水分的蒸发、径流的产生以及潜水的变化等等，均有独特之处。沼泽水的情势，对地面水平衡，对河川径流的影响，对沼泽的发展趋势，都具有重要意义，至于开发利用沼泽，更需要查明其水文特征。

一、沼泽的水源

地表径流，地下水和大气降水混合补给；少数地区甚至中部隆起成丘，地下水和地表水不能到达中部

二、沼泽的水文物理性质及水分云

沼泽水在沼泽中是以重力水、毛管水、薄膜水、渗透水和化合水的形式存在。重力水在重力作用下，可以沿着斜坡流入排水沟，也可以在沼泽表面形成湖泊和小河。冰雪融水、大雨或河流泛滥后，可以出现明水，长时间或临时积于沼泽表面，并形成各种形式的水文网；毛管水、薄膜水、渗透水和化合水，都受分子力作用不会自行从泥炭或草根层中流出，除毛灌水和部分薄膜水可由植物根系吸收并由植物枝叶散发和自然蒸干外，其他集中都必须采取特殊方法，才能从泥炭层或草根层中除掉。所谓沼泽的含水量、持水能力，就是指沼泽中含有这五种水的数量和保持它们的能力。含水量、持水能力因沼泽类型不同，而有很大差别。（P176，沼泽五水）

潜育沼泽常有粘重土层，形成隔水层；泥炭是由植物残体组成；泥炭的类型、灰分含量和分解度不同而异；泥炭的性质和结构的差异，对于水分运动影响很大。上层泥炭是由生长着的植物活根及死亡的植物残体组成，分解差，空隙大，透水性强，含水量变化大，而且好气性细菌和微生物较多，可称为活跃层；下层相反，含水量变化很小，透水性极弱，微生物活动困难，故称惰性层。活跃层的厚度，大致与草根层下达深度相当。水在泥炭层中的运动主要有两种形式，一是毛管运动，二是渗透过程。活跃层孔隙大，毛管上升高度受到限制；惰性层的情况完全不同，因泥炭层密实，孔隙小，毛管上升高度可达2-3米。垂直渗透和水平渗透两种；惰性层的渗透系数则在0.001厘米/秒以下，相当于重粘土的渗透系数，因此形成隔水层；渗透系数随着泥炭分解度的增大而逐渐减小，被分解的泥炭因有机质分解时，形成许多极小的带电荷的胶体质点，把水分吸收在它的表面，阻塞了质点之间的空隙，因而渗透作用减弱；泥炭的渗透系数与植物残体组成有关；侧向渗透一般是在沼泽表面以下10-20厘米的活跃层中进行，速度较大。（P177，两层，两种水运动形式及其机理）

沼泽的蒸发量很大；毛管作用能把大量的水分源源不断输送到沼泽表面，供应蒸发；泥炭热容量小，导热性差，热量不易向下传导，使沼泽表面温度容易增高，有利于蒸发；沼泽植物繁茂，植物蒸腾强烈；当潜水位下降到泥炭活跃层以下时，由于毛管水不能将大量水分提升到沼泽表面，蒸发则迅速减小。

三、沼泽的冻结和解冻

只见于寒温带和温带以及蒙新与青藏高原等高寒地区；其冻结和解冻过程，均较矿质土缓慢，泥炭的导热性差；地表受热向下传导很少，使泥炭沼泽表面，温度变化剧烈，下层变化极小，∴表层和下层温度差别很大；上、下层温度差越小，下层冻结越早、解冻也越早；泥炭沼泽的下部，温度升降缓慢，使其冻结和解冻，比矿质土缓慢；许多泥炭沼泽在7、8月间，地下一定深度仍可见冻结层；多为永冻层；永冻层的存在既促进了泥炭沼泽的发育；泥炭的积累，又加深了永冻层的发展。

四、沼泽水化学特征

取决于两个基本因素：一是沼泽水源的性质，二是沼泽体内的生物化学作用。沼泽水富含有机质，生物化学作用强烈；水体混浊，水色变黄或呈河神，有腥臭味，悬浮物质多，有机酸及铁锰含量高，水面常浮现红色；pH值呈微酸性至中性反应。从沼泽边缘向中心，pH值逐渐增高，Cl-和Na+离子以及SO4-离子均有增加。

五、沼泽水体及沼泽对河川径流的影响

无形的蓄水库；沼泽地表积水一般较浅，并处于停滞状态；沼泽的小河和小湖有原生和次生之分；明流于暗流相间；地下湖（东北称为大酱缸）；沼泽水文网；塔头苔草；必然以某种方式与河川发生联系；持水能力很大；水分首先为泥炭层和草根层所吸收；表面径流产生以前，大部分来水蓄于泥炭或草根层中；两方面作用，一是产流少，二是削减河流洪水的峰值；沼泽吸收，并通过蒸发蒸腾作用消耗了部分河川径流；在沼泽的水平衡中，蒸发蒸腾作用消耗的水量所占比重较大，径流所占比重较小；影响程度素有争论。

第三节 沼泽的改造和利用

占据着低平而丰水的地段

一、沼泽荒地的开发和利用

扩大耕地及牧场的重要对象；治水与改土；联圩并田；过去帝国主义和国民党反动派，长期掠夺性采伐和森林火灾的破坏，造成大量迹地没有更新而严重沼泽化；分区大垅式排水，削平草丘、整地筑台。三方面问题：确定排水定额；提高土温，改善沼泽的热力状况；泥炭具有较大的潜在分离，有效磷却较一般土壤少一倍左右，钾少的更多，很不均衡

二、沼泽资源的合理利用

芦苇是造纸和人造纤维等的好原料；十分重视芦苇的生产；从泥炭中提炼化工产品、制取腐殖酸类肥料等；既能增产，又能养地；从泥炭中提取焦油、焦炭、活性炭、草酸、染料等多种化工产品和半制品；制作泥炭垫、急救包等。