第六节 河流 一、河流、水系和流域 陆地水以河流、湖泊、沼泽、冰川和地下水等形式存在。 （一）河流、水系和流域的概念 第六节 河流 一、河流、水系和流域 陆地水以河流、湖泊、沼泽、冰川和地下水等形式存在。 （一）河流、水系和流域的概念 河流：降水或由地下涌出地表的水，汇集在地面低洼处， 在重力作用下经常地或周期地沿流水本身造成的洼地流动 水系：河流沿途接纳众多支流，并形成复杂的干支流网 络系统，就是水系。 流域：每一条河流和每一个水系都从 一定的陆地面积上获得补给，这部分 陆地面积就是河流和水系的流域， 也就是河流和水系在地面的 集水区。

（二）水系形式 按照一定的岩层构造、沉积物性质和新构造应力场的反 映，水系形式通常分为：树枝状、格状和长方形三类。 按照干支流相互配置的关系或它们构成的几何形态划分 可分为：扇状水系、羽状水系、梳状水系和平行水系四类 按照水系流向的相互关系划分：向心水系和辐散水系。 http://202.117.105.63/jxyd/ebook/geology/content/course/002/02-05-06-01.htm

树 枝 状 水 系

火星表面的树枝形河流

（三）河流的纵横剖面 河源与河口的高度差，就是河流的总落差。某一河段两 端的高度差，则是这一河段的落差。单位河长 的落差，叫做河流的比降。河流纵断面 能够很好地反映河流比降的变化。 如下图，河流的纵断面：

河流的纵断面

河 流 纵 剖 面

（四）河流的分段 一条河流常常可以根据其地理－地质特征分为 河源、 上游、中游、下游和河口五段。 河源 是指河流最初具有地表水流形态的地方； 上游 是指紧接河源的河谷窄、比降和流速大，水量小、侵蚀强烈、纵横面呈阶梯状并多急滩和瀑布的河段。 中游 水量逐渐增加，比降已较和缓； 下游 河谷宽广,河道弯曲，河水流速小而流量大，淤积作用显著，到处可见浅滩和沙洲。 河口 是河流入海、入湖或汇入更高 级河流处，经常有泥沙堆积，有时 分汊现象显著，在入海、入湖 处形成三角洲。

http://www.tjhgwz.com/sczyk/czzy/txtx/zirandili/index2.htm

瀑 布

尼罗河三角洲

（五）流域特征对河流的影响 流域面积是流域的重要特征之一。除干燥区外，一般是 流域面积越大，河流水量也越大。此外，流域形状对河流 水量变化也有明显的影响。 流域中干支流总长度和流域面积之比，称为河网密度， 计算式为： D=ΣL/F D的单位为km/km2。 河网密度是地表径流丰富与否的标志之一。流域气候、植 被、地貌特征、岩石土壤渗透性和抗蚀能力，是河网密度 大小的决定性因素。 二、水情要素 （一）水位 河流中某一标准基面或测站基面 上的水面高度，叫做水位。

流域内的径流补给是影响流量、水位变化的主要因素。 水位过程线：用纵坐标表示不同时间的水位高度，横坐 标表示时间，即可绘出水位过程线。 相应水位线：用纵轴表示上游站水位，横轴表示下游站 水位，即可绘出两个测站的相应水位曲线。 相应水位：河流各站的水位过程线上，上下游站在同一 次涨落水期间位相相同的水位，叫相应水位。 平均水位：是单位时间内水位的平均值。 中水位：一年中观测水位值的中值。 平均高水位和平均低水位：各年最高 水位与最低水位各自的平均值。 如下图，相应水位曲线：

相应水位曲线

（二）流速 流速指水质点在单位时间内移动的距离。 可用 等流速公式（薛齐公式） 计算某一时段的平均流 速：V=C(RI)1/2 R：水力半径，为过水断面面积与水浸部分弧长之比； I：河流纵比降； C：待定系数。 建立等流速公式的基本出发点是：只有动力与摩擦力相 等时，水流才沿河槽作等速运动。如下图 所示：

推导平均流速公式的示意

薛齐公式中的 C 是一个不定值，可能决定于糙度、深 式： 1.满宁公式：C=(1/N)R1/6; N：河槽粗糙系数（可查表得到）； R：水力半径。 2.巴甫诺夫斯基公式：C=(1/N)Rx； x＝ 2.5N1/2－0.13－0.75R1/2(N1/2－0.10)。

（三）流量 1.定义：单位时间内通过某过水断面的水量，叫做流量。 计算式为：Q=Av；A为断面积，v为平均流速。 2.流量和水位之间的内在联系： V=C(RI)1/2, A=f2(H),那么，Q=f1(H)•f2(H)=F(H) 这个公式所表示的就是水位流量关系曲线，如下图：

在实际工作中，常常还需绘制另一种曲线－流量过程线 如下图所示： 流量过程线

（四）水温与冰情 1.影响水温的因素： （1）河流的补给特征；【主要因素】 （2）河水温度也随时间时间变化； （3）河水温度还随流程远近而发生变化。 2.冰情 当气温降到0 oC以下，水温降到0 oC时，河中 开始出现冰晶，岸边形成岸冰。冰晶扩大，浮在水面形成 冰块。随着冰块增多和体积增大，河流狭窄处和浅水处首 先发生阻塞，最后使整个河面封冻。

三、河川径流 （一）径流的形成和集流过程 径流的形成是一个连续的过程，但可以划分为几个特征 阶段： 1.停蓄阶段 降水落在流域内，一部分被植物截留，另 一部分被土壤吸收，然后经过下渗，进入土壤和岩石孔隙 中，形成地下水。降水量超过上述消耗而有余时，便在一 些分散洼地停蓄起来，这种现象叫做填洼。 2.漫流阶段 植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超 过下渗量时，地面便开始出现沿天然坡 向流动的细小水流，即坡面漫流。 坡面漫流逐渐扩大范围，并分别 流向不同的河槽里， 叫漫流阶段。

土壤、岩石的下渗强度，从一开始下渗就逐渐减弱，一定 时间后成为稳定值，这个稳定值称为稳渗率。漫流阶段的 产流强度，决定于降水强度和土壤稳渗率之差。 坡面漫流时地表径流向河槽汇集的中间环节，分为：片 流、沟流和壤中流三种形式。其中，沟流是主要形式。 3.河槽集流阶段 坡面漫流的水进入河道口，沿河网向 下游游动，使河流流量增加，叫做河槽集流。 （二）径流计算单位 1.流量Q 单位时间内通过河道过水断面的水量。 Q=Av A为过水断面面积，v为平均流速。 2.径流总量W 在一特定时间内 通过河流测流断面的总水量。 W＝QT

T为时间，Q为时段平均流量。 3.径流模数 单位时间单位面积上产出的水量。 M=Q/F Q为流量，F为流域面积。 4.径流深度y y=W/F 5.径流变率（模比系数K） 任何时段的径流值M1、 Q1或y1等，与同时段多年平均值Mo、Qo或yo之比。 K=M1/Mo=Q1/Qo=y1/yo 6.径流系数α 一定时期的径流深度y与同期 降水量x之比。 α＝y/x 降水量大部分形成径流则α值 大，降水量大部分消耗于蒸发 和下渗，则α值小。

（三）正常径流值 河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即 平均每年中流过河流某一断面的水量。 数理统计中用均方差与均值之比作为衡量相对离散程度 的参数，即离差系数Cv。Cv=(1/x)[Σ(xi-xo)2/n]1/2 Cv值反映各年中具体径流量计算的准确程度的关系，如 下图： Cv值、观测年数和准确程度的关系

（四）径流的变化 1.年内变化 根据一年内河流水情的变化，可以分为若 干个水情特征时期，如：汛期、平水期、枯水期或冰冻期 河流处于高水位的时期称为汛期。枯水期是河流处于低 水位的时期。如果此时河流封冻，则又称冰冻期。平水期 是河流处于低水位的时期。 2.年际变化 径流量的年际变化往往由降水量的年际变 化引起。通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度 （五）特征径流 1.洪水 河流水位达到某一高度，致使沿岸村庄、城市 建筑物。农田受到威胁时，称为洪水位。 影响洪水性质的因素：流域内的 降水分布、强度、降水中心移动 路线、支流排列方式。

分类 按照来源可分为 上游演进洪水 和 当地洪水 。 洪水期间，在没有大支流加入的河段中，同一断面上总 是首先出现最大比降，接着出现最大流速，然后是最大流 量，最后是最高水位。 2.枯水 一年中没有洪水时期的径流，成为枯水径流。 枯水径流主要来源于流域的地下水补给。 我国大多数河流的枯水径流出现在10月至次年3～4月。 四、河流的补给 （一）河流补给的形式 河流补给的几种主要形式：降水、 冰川积雪融水、地下水、湖泊和沼泽。 （二）各种补给的特点 1.降水补给 雨水是全球大多数 河流最重要的补给来源。

据估计，我国河流年径流量降水补给约占70％。 2.融水补给 融水补给为主的河流的水量及其变化，与 流域的积雪量和气温变化有关。这类河流在春季气温回升 时，常因积雪融化而形成春汛。 3.地下水补给 河流从地下所获得的水量补给，称为地 下水补给。地下水补给一般约占河流径流总量的15％~30％ 地下水补给具有稳定和均匀两大特点。 4.湖泊与沼泽水补给 一般来说，湖泊沼泽补给的河流 水量变化变化缓慢而且稳定。 5.人工补给 从水量多的河流、湖泊中 把水引入水量缺乏的河流，向河流 中排放废水等，都属于人工补给 范围。

（三）河流水源的定量估计 为了准确地从河流总水量中划分出地表径流和地下径流， 常常需要从河流的流量过程线中，把各种形式的补给分割 出来。所以河流水源的定量估算，也叫做流量过程线的分 割。 1.直线分割法 如下图所示：

2.退水曲线法 实际上是根据标准退水曲线，从流量过 程线两端向内延伸，退水曲线以下部分就是地下径流。如 下图所示：

以上所述两种方法只限于分割地面径流和地下径流两部分。 地表径流的进一步分割，请看下面的一个例子： 图中很明确地指 出了洪水和降水 持续时间。 流量过程曲线分 为涨水曲线、洪 峰曲线、和退水 曲线三部分。

五、流域的水量平衡 流域水量平衡原理：进入任意流域的水量，减去消耗的 部分，等于原有水量的绝对增加量。 设： x为一定时间内流域的降水量； u2为收入超过支出时的增量； w1为进入流域的地下径流量； z1为地表及土壤中凝结的水量； w2为由地下径流方式流出的水量； z2为雪面、土面、叶面、水面蒸发量; u1为支出超过收入时的减量； y为以地表径流方式流出的水量。

以上所有数值都用水深表示，则一条河流任意时段的水 量平衡方程式可写为： x=y+(z2-z1)+(w2-w1)+(u2-u1) 令 z=z2-z1; u=u2-u1; w=w2-w1。 u、w可正可负，则平 衡方程变为：x=y+z + u + w 当其它条件相同时，流域面积越大，w就越小，因此， 当计算大流域时，w可忽略，即公式变为： x=y+z + u 当计算一年的时： x=y+z + u年 ； 当计算多年水量平衡时： xo=yo+zo; xo为多年平均降水量， yo为正常 径流量zo为正常蒸发量。

对于内陆流域，多年水量平衡式为: xo=zo, 即多年平均降水量等于多年平均蒸发量。 六、河流的分类 （一）河流分类的意义和原则 河流分类的原则包括： 1.以河流的水源作为河流最重要的典型标志，按照气候 条件对河流进行分类； 2.根据径流的水源和最大径流发生季节来划分； 3.根据径流年内分配的均匀程度来划分； 4.根据径流的季节变化，按河流月平均 流量过程线的动态来划分； 5.根据河槽的稳定性来划分；

6.根据河流及流域的气候、地貌、水源、水量、水情、 河床变化等综合因素来划分。 （二）我国河流的分类 我国河流常以河流径流的年内动态差异为标志进行河流 分类： 1.东北型河流，包括东北的大多数河流； 2.华北型河流，包括辽河、海河、黄河以及淮河北侧各 支流； 3.华南型河流，包括淮河南侧支流，长江中下游干支流 浙、闽、粤沿海及台湾省各河，以及 除西江上游以外的珠江流域大部分； 4.西南型河流，包括中下游干支流 以外的长江、汉水、西江上游 以及云贵高原的河流；

5.西北型河流，包括新疆和甘肃河西地区发源于高山的 河流； 6.阿尔泰型河流，我国境内属于此类的河流很少； 7.内蒙古型河流 8.青藏型河流 七、河流与地理环境的相互影响 1.河流的地理分布受气候的严格控制；流域的海拔高度 坡度、切割密度直接影响着径流汇聚条件；地表组成物质 决定着径流下渗情况；植被则通过降水的截留 影响径流。 2.河流对地理环境也有显著的 影响。

第七节 湖泊与沼泽 一、湖泊 （一）湖泊的成因和类型 1.定义：地面洼地积水形成较为宽广的水域称为湖泊。 第七节 湖泊与沼泽 一、湖泊 （一）湖泊的成因和类型 1.定义：地面洼地积水形成较为宽广的水域称为湖泊。 湖盆是形成湖泊的必要条件，水则是形成湖泊不可或缺的 物质基础。 2.湖泊的分类： 1）按照湖水来源，海迹湖、陆面湖； 2）依据湖水与径流的关系，内陆湖、 外流湖； 3）根据湖水的矿化程度,淡水湖、 咸水湖； 4）按湖水温度状况，热带湖、 温带湖、极地湖；

5）以湖水存在时间久暂，间歇湖、常年湖。 （二）湖水的性质 1.颜色与透明度 湖水一般呈浅蓝、青蓝、黄绿或黄褐 色。湖水透明度与太阳光线，湖水含沙量、温度及浮游生 物都有关系。 2.温度 太阳辐射热是湖水的主要热量来源。水汽凝结 潜热、有机物分解产生的热和地表传导热，也是热量收入 的组成部分。湖水向外辐射和蒸发，则是热量损耗的主要 方式。高山和极地湖泊的水温常年低于4摄氏度。 3.化学成分 湖水的化学成分大致相 同，但化学元素及其变化，却可以因时 因地而有较大差异。

（三）湖泊水文特征 1.湖水的运动 （1）定振波：全部湖水围绕着某一个或几个重心而摆动 的现象，称为定振波。定振波和暴风雨的关系最密切。 定振波的摆动现象比较复杂，通常分为：单定振波和双 定震波。 直壁容器中，单定振波的周期T：T=2L/(gH)1/2; 双定振波的周期：T=L/(gH)1/2; 多节定振波的周期：T=L/(gH)1/2。 L为动力方向线上的容器长度； g为重力加速度； H为容器平均深度。

（2）湖流 a.有河流注入的河流，湖水可产生单向缓慢 流动；b.风的作用可使湖水随湖面风向运动，如果风向稳 定，则可形成闭合垂直环流；定振波也可造成湖流；水温 变化造成湖水的垂直循环，也可造成湖流。 2.水位变化和水量平衡 排水湖的水量平衡方程式： x+y+z+k-ý-ź-e=+Δw x为湖面降水量，y为入湖地表径流量， ý为出湖地表径 流量，z为入湖地下径流量， ź为湖水渗透量，k为湖面水 汽凝结量，e为湖面蒸发量， Δw为一定时期内 湖的水量变化。 若湖没有出口，则取消出湖地表 径流量，k值很小，可忽略。

二、沼泽 （一）沼泽的成因 通常把较平坦或稍低洼而过度湿润的地面称为沼泽。在 沼泽物质中，水占85％～95％，干物质（主要是泥炭）只 占5％～10％。水分条件是沼泽形成的首要因素。只有过 多的水分才能引起喜湿植物侵入，导致土壤通气状况恶化 并在生物作用下形成泥炭层。 沼泽形成过程的两种情况： 1.水体沼泽化 沿湖岸水生植物或漂浮植毡 向湖中央生长，使全湖布满植物， 大量有机物质堆积于湖底，形成泥炭， 湖渐变浅，最后形成沼泽。低洼 平原的河流沿岸沼泽化过程 与此相似。

2.陆地沼泽化 主要表现为森林沼泽化和草甸沼泽化。 此外，海滨高低潮位间反复被海水淹没的平坦海岸带，也 可形成沼泽。 （二）沼泽的水文特征 沼泽一般排水不畅，加以植物丛生，故沼泽水的运动十 分缓慢。沼泽的蒸发比较强烈，蒸发量大于自由水面。径 流特别小。沼泽对水分的滞蓄可缓解洪峰（尽管很微弱） （三）沼泽的分类 目前还没有一个公认的沼泽分类系统。尽管如此， 地貌分类法 和 综合分类法 还是得到广 泛应用。

第八节 地下水 一、地下水的物理性质和化学成分 （一）地下水的物理性质 1.温度 极地、高纬和山区地下水温度很低，地壳深处 第八节 地下水 一、地下水的物理性质和化学成分 （一）地下水的物理性质 1.温度 极地、高纬和山区地下水温度很低，地壳深处 和火山活动区地下水温度高。地下水温度与气温的和地温 的关系： TH=TB+(H-h)/G TH为在H深度地下水的温度； TB为所在地区年平均气温； H为欲测定的地下水深度； h为所 在地区地温年恒温带深度；G为地 温梯度，以33m/oC计算。

水温低于20摄氏度，称冷水，20～50摄氏度称温水，高 于50摄氏度，称热水。 2.颜色 地下水一般是无色透明的，但有时因为含某种 离子、富集悬浮物或含胶体物质，也可显示各种颜色。 3.透明度 地下水的透明度决定于水中所含盐类、悬浮 物、有机质和胶体的数量。透明度分透明、微混浊、混浊 和极混浊四级。 4.比重 地下水比重决定于水温和溶解盐类。溶解的盐 分越多，比重就越大。地下淡水比重常常接近于 1。盐水的比重可用波美度来表示，一 升水含有10克氯化钠，则盐度相当 于1波美度。波美度与地下水比重 之间的关系如下表：

水的波美度与比重的关系

5.导电性 导电性的计算式： Ke=1/R Ke为水的导电率； R为水的电阻率。 地下淡水的导电率为33×10-5至33×10-3 之间 6.放射性 如一升水中含氡原子的量能够产生0.001 静电力单位的饱和电流，为一马海，而一马海等于3.64埃 曼。水中的氡量超过10埃曼时，为弱放射水，超过1000埃 曼时，为强放射水。 7.嗅感和味感 （二）地下水的成分 1.气体 地下水中溶解的气体主要有 CO2、O2、N2、CH4、H2S、 H2、CO、NH3和少量 惰性气体等。

2.氢离子浓度 天然水中的H+主要取决于H2CO3、 HCO3-、CO32-的数量。 3.离子成分和胶体物质 构成地下水中主要离子成分的 元素有氯离子、硫酸根离子、碳酸氢根离子、碳酸根离子、 硝酸根离子、钠离子、钙离子、镁离子、铝离子、亚铁离 子、铁离子等。 （三）地下水的总矿化度和硬度 1.总矿化度 水的总矿化度是指水中离子、分子和各种 化合物的总含量。通常是以水烘干后所得残渣 来确定 ，单位为g/L。根据总矿化度的 大小，天然水可以分为以下五类：

淡 水 残渣<1g/L 弱 矿 化 水 1～3g/L 中等矿化水 3～10g/L 强 矿 化 水 10～50g/L 盐 水 >50g/L 2.硬度 水中钙、镁离子的总量，称为水的总硬度。

二、岩石的水理性质 岩石的水理性质有 容水性、持水性、给水性、透水性 等。 （一）容水性 容水性是指岩石容纳水量的性能，用容 水度表示。岩石中所容纳的水的体积与岩石体积之比，称 为岩石的容水度。 （二）持水性 在重力作用下，岩石依靠分子力和毛管 力在其空隙中保持一定水量的性质，称为持水性。以持水 度表示。在重力影响下岩石空隙保持的水量 与岩石总体积之比，就是持水度。 见下表，粒径与持水度的关系：

（三）给水性 在重力作用下，饱水岩石流出一定水量 的性能，称为岩石的给水性。流出的水的体积与储水岩石 体积之比，称为给水度。见下表：

（四）透水性 透水性就是岩石的透水性能。根据透水 性将岩石分为三类： 1）透水岩石，包括砂石、沙、裂隙和岩溶发育的岩石。 2)半透水岩石，包括粘土质沙、黄土、泥炭等。 3)不透水岩石，包括块状结晶岩、粘土和裂隙很不发育 的沉积岩。 三、地下水的动态和运动 （一）地下水的动态 地下水流量、水位、温度和化学成分， 在各种因素影响下发生日变化和季节 变化，称为地下水的动态。

地下水平衡方程式为： x-(y2-y1)-(z2-z1)-(w2-w1)=φΔh+v+m x为降水量； y1为地表水流入量； z1为凝结水量； w1为地下水流入量； y2为地表水流出量； z2为蒸发量； w2为地下水流出量； φ为含水层的给水度； Δh为潜水位变化； v为地表水量变化； m为包气带水量变化。

（二）地下水的运动 地下水的运动方式有两种：层流运动、紊流运动。除了 在宽大裂隙或空洞中具有较大流速而成为紊流外，地下水 一般都时以层流形式运动。地下水的这种运动称为渗透。 1.线性渗透定律 达西通过实验发现，单位时间内通过 岩石的水量与岩石的渗透系数、水头降低度和岩石断面积 成正比，与渗透距离成反比，从而建立了达西公式： Q=KA(h/l) Q为单位时间内透过岩石的水量；K为渗透系数；A为岩 石断面面积；h为水头降低值；l为渗透 距离。 令 I=h/l 则称I为水头梯度。 又 v=Q/A，故：Q/A=K(h/l)=KI, 所以，渗透速度：v=KI

但是，实际速度应等于：vo=v/n ; n为孔隙度。 2.非线性渗透定律 在大孔隙和溶洞中，地下水运动具 有紊流性质，这时就要用薛齐公式： v=c(RI)1/2 ; 四、地下水按埋藏条件的分类 基本概念 饱水带：重力水在重力作用下向下运动，聚积于不透水 层上，使这一带岩石的所有空隙都充满水分， 故这一带岩石称饱水带。 包气带：饱水带以上的部分，除 存在吸着水、薄膜水、毛管水外， 大部分空隙充满空气， 所以称包气带。

潜水面：包气带和饱水带之间的界限，就是潜水面。 分类 地下水按埋藏条件可分为： 上层滞水、潜水、承压水 按储存空隙的种类可分为： 孔隙水、裂隙水、岩溶水 两种分类互相平行。 （一）上层滞水 上层滞水是存在于包气带中局部隔水层之上的重力水。 上层滞水的分布范围不广，补给区与分布区 基本上一致，主要补给来源为大气降水 和地下水，主要耗损方式是蒸发和 渗透。上层滞水接近地表，受气 候、水文影响较大，故水量不大 而季节变化强烈。

（二）潜水 潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由表面 （潜水面）的重力水。 从地表到潜水面的距离称为潜水埋藏深度。潜水面到下 伏隔水层之间的岩层称为含水层，隔水层就是含水层的底 板。大多数情况下，潜水补给区和分布区是一致的。 当大面积不透水底板向下凹陷，而潜水面坡度平缓，潜 水几乎静止不动时，就形成了潜水湖。 当不透水底板倾斜或起伏不平时，潜水面有 一定坡度，潜水处于流动状态，此时就 形成潜水流。 请看下图,潜水流和潜水湖：

潜 水 流 和 潜 水 湖

在均质岩石分布区，潜水与河水间往往形成互补关系， 这种现象被称为河流与地下水的水力联系。

（三）承压水 充满两个隔水层之间的水称承压水。 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为自流水。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 常不一样。 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，就成为单斜含水层的 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，见下图（a）;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，

水就从含水层出露带的较低部分外溢，其余部分则成为承 压区。见下图(b)： 自流单斜构造

第九节 冰川 冰川是指发生在陆地上，由大气固态降水演变而成的， 通常处于运动状态的天然冰体。雪线触及地面是发生冰川 第九节 冰川 冰川是指发生在陆地上，由大气固态降水演变而成的， 通常处于运动状态的天然冰体。雪线触及地面是发生冰川 的必要条件。冰川是极地气候和高山冰雪气候的产物。 一、成冰作用与冰川类型 （一）成冰作用 成冰作用是指积雪转化为粒雪，再经过变质作用形成冰 川冰的过程。 1.积雪 粒雪 固相的重结晶作用、 气相的升华、凝华作用和液相的再冻 结作用，使雪晶的晶角、晶棱消失， 凹处被填平，平面增长，相互合并 形态变圆，最终变为粒雪。

粒雪化过程分为冷型和暖型两种。 2.粒雪 冰川冰 粒雪中含有贯通孔隙，当其进一 步变化，全部孔隙被封闭后就变成了冰川冰。成冰作用也 分为冷型和暖型两类。 3.总结 重结晶、浸透和冻结成冰是成冰作用的三个基 本类型，渗浸－重结晶及渗浸－冻结作用则是两个过渡类 型。 上述各种冰是成冰作用初期的原生沉积变质冰，仅仅 分布于冰川表层，冰川冰的绝大部分是沉积变质冰 再运动中经受压力形成的动力变质冰。 （二）冰川类型 通常按照冰川形态，规模以及 所处地形将冰川分类：

1.山岳冰川 主要分布于中低纬山区，雪线较高，积累 区不大，故冰川形态受地形的严格限制，按其形态又可分 为： 1）悬冰川、2）冰斗冰川、3）山谷冰川 2.大陆冰川 曾经占据很广阔的面积，但目前只发育在 两极地区。面积和厚度都很大。 3.高原冰川 又名冰帽，是大陆冰川和山岳冰川的过渡 类型。冰川覆盖在起伏和缓的高地上，向周围伸出许多冰 舌。 4.山麓冰川 数条山谷冰川在山麓扩 展汇合成为广阔的冰原，叫做山麓冰 川。它是山岳冰川向大陆冰川 转化的中间环节。

根据冰川的动力活动性可以将冰川划分为 积极冰川、 消极冰川和死冰川。 根据冰川温度状况为根据可将冰川划分为 温冰川和 冷冰川。 二、地球上冰川的分布 目前全球冰川面积约为1 550×104km2，占陆地总面积 的10％以上。 冰川分布的高度受雪线的严格控制。任何地区，如果地 表没有高出雪线就不可能形成冰川。 雪线：多年积雪区和季节积雪区之间 的界线就是雪线。雪线上年降雪量 等于年消融量，所以雪线也就是 降雪和消融的零平衡线。

影响雪线高度的因素：气温、降水量和地形 见下图，地球上的雪线高度：

在冰川上雪线又叫粒雪线。夏季冰川上隔年粒雪的下 限，成为粒雪线。 昆 仑 山 雪 线

1.在极地和中低纬高山冰川区，冰川本身就是自然地理 要素之一，并形成独特的冰川景观。 2.作为一种特殊的下垫面，冰盖的扩展将大大增强地球 三、冰川对地理环境的影响 1.在极地和中低纬高山冰川区，冰川本身就是自然地理 要素之一，并形成独特的冰川景观。 2.作为一种特殊的下垫面，冰盖的扩展将大大增强地球 的反射率，从而促使地球进一步变冷，并影响气团性质和 环流特征。 3.冰川对径流也有调节作用。 4.冰川的推进和退缩，将改变其经过的地区的自然带的 分布。 5.冰川的侵蚀和堆积作用显著改变地 表形态，形成特殊的冰川形态。 （第四章完）