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

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Sssss.
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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)