水流如何形成洄流

10生命的源泉——河流

河流同人类的关系最为密切。

纵横交错地分布于世界各地的大小河流，自古以来就是人类生息繁衍的主要活动场所。尼罗河、黄河、长江、幼发拉底河与的格里斯河、恒河及印度河等大河，曾经孕育了灿烂的古代文明。河流，被人们看作是生命的源泉，人类文明的摇蓝。

（1）水系和流域

①河流。大气降水或由地下涌出地表的水，汇集在地面的低凹处，在重力作用下，经常地或周期性地沿流水本身造成的河槽流动，这就是河流。可见，河流的组成要素是经常性或周期性的流水和河槽。

直接入海或注入内陆湖泊的河流叫干流，注入干流的河流叫支流，直接入干流的支流为一级支流，入一级支流的支流为二级支流，依此类推。

图3-36

干流与支流一条河流的干流及其所有大小支流构成水系。它是在一定集水区内，大大小小的河流构成脉络相通的系统。水系的形式是多种多样的，主要根据干支流平面形态的差异而区分。如扇状水系，干支流呈扇状分布，即来自不同方向的各支流较集中地汇入干流，流域成扇形或圆形（图3-37）；羽状水系，支流从左右两岸相间汇入干流，呈羽毛状（图3-38）；树枝状水系，干支流的分布呈树枝状。大多数河流属这一类型（图3-39）。

图3-37　扇状水系

图3-38　羽状水系

图3-39　树枝状水系

水系排列形式与河流水量变化有密切的关系。例如，扇状水系遇暴雨后，各支流的水会迅速地同时汇集干流，易成洪灾。

每一水系以分水岭为界，构成一个流域。即河流的地面和地下汇水区就是这一河流的流域（图3-40）。

图3-40　流域

地面汇水区域和地下汇水区并不完全一致。通常我们计算一条河流的流域是以地面汇水区的面积为准的。地面上的山岭和高地常常是两条相邻流域的分水岭，所以，只要我们确定了两条相邻河流的河源位置，就能在地形图上找出流域的分水岭，勾划出整个河流的流域，并计算出流域面积的大小。一般来说，一条河流的干流越长、支流越多、流域面积就越大，河流水量就越大；否则反之。

②水位、流速和流量。水位是河流自由水面高出基面的高度，单位为米。这里所指的基面有两种：以海滨某地海平面为零点的是绝对基面，又称标准基面；以河流测站历年最低水位或河床最低点为零点的是测站基面也称相对基面或临时基面。水位高低是河水水量大小的主要标志，一般地说，水量大，水位高；水量小，水位低。一年中，洪水时水位最高，为洪水位，最高洪水位为最高水位；枯水时水位最低，为枯水位，最低枯水位为最低水位。一条河流的水位总要随着气候、水源补给等因素的变化而不断变化。例如，雨季水位增高、干季水位降低。而高山冰雪补给的河流，水位变化是昼高夜低等等。可见，掌握河流水位变化数据，是研究河流水文特征不可缺少的。

单位时间内河水流动的距离叫做流速，通常以米/秒为单位。由于河床坡度、粗糙程度及断面水力条件的不同，天然河道中流速的分布是十分复杂的。一般地说，从两岸向河心流速逐渐增大，从河底向水面流速逐渐增大。但是，因为水面受空气的摩擦，流速又略有减小，所以，最大流速在河中心的水面下1/10～3/10处。而当河流结冰时，河面粗糙度加大，最大流速的深度还要下移，约在过水断面的中心处。

流量是指单位时间内通过河流某一过水断面的水量，单位为米3/秒（又称秒方）。流量的大小取决于过水断面的面积大小和流速的快慢。只要测出过水断面的面积，与该断面的平均流速，两值相乘，就得出该断面的流量。流量是河流水情的重要要素，是水利资源丰枯的标志。在水文研究、水利工程建筑和使用中，都必须掌握流量的大小及其变化的规律。

③径流的形成和变化。径流的形成：大气降水经消耗后，余存在地面或地下流动的水，称为径流。径流可分为地面径流和地下径流。

径流的形成是个复杂的连续过程。以降雨径流的形成为例，大致可分为流域降雨、植物截流、流域蓄渗、坡面漫流和河槽集流五个阶段。当流域降雨时，在有植被的地方，首先遇到了植物枝叶的截留。截留的同时，雨滴也会落到地面，下渗到土壤中，由于雨前地面干燥，下渗的速度开始很快，以后逐渐减慢。当降雨强度大于下渗强度时，就会产生“超渗雨”，超渗雨在坡面流动中遇坑洼地就会填蓄，这种现象叫做“填洼”。填洼饱和后，水就会溢出连成一片，向低处流去，成为坡面漫流。坡面漫流沿斜坡奔向冲沟，注入支流，再向干流河槽汇聚，流向河口，完成了河川径流的最后阶段。在径流的全过程中，蒸发和下渗始终在进行。可见，流域内的降水量减去全过程的蒸发和下渗损失量，便是该河的径流量了。

影响径流的因素：径流的形成是各种因素综合作用的结果。影响径流的因素主要有气候、地貌、地质、土壤、植被、湖沼、水系排列、流域形态及人类活动等，其中最重要的因素是气候。

气候是影响径流的重要因素，气候因素中的降水和蒸发直接影响径流的大小和变化。概括地说，降水多、蒸发少，则径流多；反之则径流少。在降水总量相同的情况下，降水的季节分配、强度、历时、雨区分布都会影响径流的大小和变化。夏季多雨，冬季少雨，则径流夏多冬少。强度大、历时短、雨区广的暴雨，下渗少，往往形成洪水，若降雨集中区自上游向下游移动，常常造成较大洪水；反之则小。而气温、湿度、风等气候因素是通过降水和蒸发影响径流的。如气温高，蒸发量就大，径流则少；而在积雪区，气温越高，融雪量越多，补给河流的径流量就越大。

地貌对径流的影响也是很大的。流域内地貌形态、地势、坡度、坡向不同，径流大小和变化都不同。例如，陡峻的山地，漫流和汇流时间短，下渗少，径流变化大，大雨期易发山洪，而雨后不久，径流又迅速减少了。平原的径流变化却很小。又如，在气候湿润的山区随着地势的升高，气温越低，降水越多，而蒸发越少，则径流会增加。山地向风坡则因降水多而径流明显增多。

土壤和地质对径流的影响，主要决定于土壤的结构、岩石的性质和地质构造对下渗和地下径流的影响。例如，团粒结构的土壤，透水性强，可使85％的年降水量渗入地下；又因它的持水性好，蓄存的水不易蒸发，对河川径流变化有调节作用。而非团粒结构的土壤，孔隙小，毛管作用大，蒸发强烈，会使径流量减小。又如，透水性强的岩层厚，地质构造又有利于地下径流源源不断地补给河流，就有利于减缓河川径流的变化。

植被，特别是森林，对径流有一定影响，主要表现在对下渗、蒸发的影响。植被对降雨截留越多，蒸发就越多。植被可增加地面粗糙度，改良土壤结构，提高持水性能，利于下渗，调节了河川径流的变化。植被还可降低地面增温率，减弱接近地面的风速，减少土壤水分蒸发，据观测，森林中土壤蒸发比裸露地土壤蒸发量小20％～30％。可见植被是河川径流良好的调节器。

湖沼主要通过蒸发和调节流域水量来影响径流。湖沼面积越大，流域蒸发量就会越大，尤其在干旱地区更为明显。同时，湖泊、沼泽都有一定的蓄水能力，可以在洪水季节和多水年份储蓄一定水量，而在枯水季节和少水年份放出，从而减缓径流变化。

水系排列和流域形态及大小都会影响径流。例如，扇状水系，各支流水几乎同时向干流汇集，径流变化很大，而长形流域，羽状水系，各支流水先后汇入干流，集流时间长，径流较稳定。又如，流域面积越大，河道切割越深，河流得到地下径流量会越大，同时，由于影响因素多而复杂，整个流域调节径流能力也强，河川径流总比小流域河流径流稳定得多。

人类活动影响径流是多方面的。例如，改造自然、植树造林、修筑梯田，可以增加下渗水，调节径流变化，修水库虽然增加蒸发量，但可有计划地控制径流量，蓄洪补枯，均匀径流的年内分配。而不合理的进行枯水期灌溉、围湖，伐林扩大农田等，都会加剧河川径流的变化，甚至引起灾害。

径流的变化：径流的变化是指河川径流的年内分配和年际变化，这主要是由于气候的年内变化和年际变化规律所决定的。

径流的年内变化可分为汛期、平水期、枯水期或冰冻期几个特征时期。通常，把河水的高水位期叫做汛期。我国河流的汛期有夏汛和春汛两种。我国夏季雨量集中，绝大多数河流的汛期出现在夏季，而夏汛期的长短决定于雨季的长短，我国南方比北方雨季长，则夏汛也长，夏汛期径流量大，洪水位变化剧烈，是河流水情变化最重要的时期。春汛的高水位，主要是由于春季气温增高积雪融化补给河流形成的，此时正值桃树开花，又称桃汛，一般水量比夏汛少，汛期也短。枯水期是河水的低水位期。我国河流的枯水期多出现在冬季。枯水期雨量很少，河水主要靠地下水补给，流量和水位变化很小。如果此时河流封冻，可称为冰冻期。平水期是河流中常水位期，是汛期到枯水期的过渡时期，一般历时短。我国大多数河流的平水期多在秋季，而部分无春汛的河流，春季也是平水期。

河流径流的年际变化也和气候年际变化的规律一致。降水量多的年份，径流量就大，降水量少的年份径流量就小。在我国，随着气候年际变率从南到北逐渐增大，河川径流的年际变化也相应增大。如果把年径流量大于正常年径流的年份视为丰水年，小于正常年径流量的年份为枯水年，则径流的年际变化，往往具有丰水年或枯水年连续出现，且丰水年组与枯水年组循环交替的规律。循环的周期不等，丰枯的量值也不重复。这一变化规律对于人类充分利用水资源是很不利的。

（2）湖泊和沼泽

①湖泊的成因和分类。陆地上大小形状不同而充满水体的洼地称为湖泊。洼地与其蓄积的水体是构成湖泊不可分割的整体。湖泊是在自然因素综合作用下形成的，它与其他自然现象一样，有它的开始、发展直至消亡的过程。各大陆都有湖泊分布，总面积大约为270万平方千米，约占陆地总面积的1.8％。

湖泊与洼地分不开。湖泊的形成大致有以下几种原因：由地壳运动产生断裂凹陷而形成的洼地，叫构造湖盆。外貌呈狭长形，比较深。例如，东非大断裂谷，有湖泊30余个，我国云南大理附近的洱海、昆明附近的滇池等，都属于构造湖；由火山喷发，火山口成为封闭的洼地，雨水充填充成湖，称火口湖，例如长白山主峰白头山顶的天池；由火山活动，熔岩流堵塞河道，形成壅塞湖，如东北牡丹江上的镜泊湖（全长40余千米，宽1～4cm），黑龙江德都的五大连池等属于这一类。以上都是由地球内力作用造成的。此外，由天然河流自由河曲的发展，河流自行裁弯取直后，遗留下来的河道，形成湖泊，其外貌形似牛轭、称为牛轭湖，水深一般较浅，如长江中下游两岸的一些湖泊就是这样形成的；由冰川侵蚀作用造成冰蚀洼地，后来气候转暖，洼地为水充满，称为冰蚀湖，青藏高原上的一些湖泊多属于这一类；在干旱地区，经风沙侵蚀形成风蚀洼地而成为湖泊，称为风蚀湖；由于海岸向外伸展，过去的海湾成为陆地上的积水洼地，形成海迹湖，如杭州的西湖、江苏的太湖。

按照湖水的径流情况可以分为内陆湖和外流湖。湖水最终不能外泄入海的是内陆湖，如青海、罗布泊等。湖水能够外泄入海的是外流湖，这种湖多与外流河相通，如鄱阳湖、洞庭湖等。

按照湖水的化学成分，可分为淡水湖、咸水湖。盐分在1‰以下的是淡水湖，外流湖多为淡水湖。盐分大于24.7‰的为咸水湖，内陆湖多为咸水湖。盐分为1‰～24.7‰的湖泊为微咸水湖，微咸水湖和咸水湖又可根据盐类成分的不同分为盐湖、碱湖、硼砂湖等。

②湖泊的演变。一个湖泊形成后，演变的方式是复杂多样的，不同地区影响因素不同，过程也不同。

每个湖泊形成后，仍然要受到自然界各种因素的影响，如进入湖泊的河水挟带泥沙沉积在湖岸，使湖岸变得平直、坡缓，风会挟带泥沙入湖并引起拍岸浪等湖水运动，破坏湖岸，将沙石搬运到湖底，使湖泊逐渐变浅。又如干旱地区强烈的蒸发、河道的变迁、水源的变化都会引起湖泊由深变浅。这样，变得平缓、水浅的湖岸就会按水深浅不同的自然条件生长出不同种类的喜湿植物，这些植物往往呈环状分布，通常沿岸多长莎草、芦苇等，向湖心处多长些浮萍、睡莲等浮水植物和藻类等沉水植被。这些植物死后腐烂和泥沙等物混杂沉淀，逐渐变为不完全分解的泥炭，并使湖底日益填高，这样年复一年，喜湿植物的生长不断向湖心移动，植物腐烂层逐渐从湖岸向湖心汇合，湖泊越来越小，最后湖盆、湖水不能共存，湖泊也就消亡，而变成了沼泽。

人类经济活动对湖泊的演变的影响也是很大的，如围湖排水垦田会加速湖泊的消亡；筑堤，挖湖泥，扩大湖水容积就会减缓湖泊消亡过程。

③沼泽的形成和改造。通常把地面过度湿润，上有喜湿植物生长，下有泥炭层堆积的地方叫做沼泽。在沼泽中，水占85％～95％，泥炭等物质5％～15％。

沼泽的形成有水体沼泽化和陆地沼泽化两种。上述湖泊的演化过程就是水体沼泽化过程；另外，在低洼平原的河流沿岸，水浅流缓处，也可发生水体沼泽化过程。陆地沼泽化常发生在潮湿的草甸区和森林区，在过湿地区的草地，由于草甸植物生长繁茂，死后形成厚实的覆盖层，使土壤通气条件恶劣，草类不能生长，要让位给要求养分少的喜湿植物，这些植物有强烈的蓄水能力，这样不仅加强了湿润状况，而且减缓了植物残体的分解过程，促使泥炭的不断堆积形成沼泽，如我国四川的松潘草地。可见，不管是森林里冷湿的低洼地，还是海滨洼地，只要地下水位较高或有不透水层的阻拦，地面或土壤中能保存过量水，有喜湿植物生成的地区，陆地沼泽化过程就存在。

世界上沼泽的分布很广泛，但对沼泽的利用改造却历史不长。目前改造沼泽的途径主要有四：一是排水疏干，辟沼泽为农田，我国三江平原已做出了很大成绩。二是种植牧草，辟为牧场，在养分较贫乏不易辟为农田的沼泽地区，可挖沟排水种植牧草，如我国藏北高原、三江平原等。三是综合利用泥炭，泥炭是一种贵重的化工原料，从中可提取80多种工业产品，如石蜡、沥青等，并可作制药、多种建筑材料的原料及燃料等。四是利用沼泽植物（喜湿植物）做工业原料，如芦苇造纸等。

（3）地下水

①地下水的形成和分类。存在于岩石和地表松散堆积物的孔隙、裂隙以及溶洞中的水，统称为地下水。

地下水的主要来源是大气降水。当降水落至地面后，由于重力的作用，水通过土壤、岩石的空隙渗透到地下，形成地下水。

在自然界中，岩石的性质不同，透水的性能就不同，而主要取决于岩石孔隙的大小和多少。岩石孔隙愈大愈多，透水性愈强，地下水流动速度也愈快，否则反之。通常，疏松的砾石、粗砂、多裂隙的坚硬岩石和溶洞发育的易溶石灰岩等，都是透水岩石；而孔隙细小的粘土和致密坚硬的板岩、页岩等，都是不透水岩石；介于两者之间的黄土、砂岩等为半透水的岩石。地下透水性良好的岩层叫透水层，透水性不好的岩层，叫不透水层。如果透水层下有一不透水层，那么渗透水就会充满透水层而成为含水层，不透水层也就成了隔水层。由此可见，地下水在地下的贮存和运动与岩石的性质和构造有直接的关系。地下水往往富集在上有深厚的良好的含水层，下有隔水层，水源又充足的储水构造中。

地下水按埋藏条件可分为上层滞水、潜水和承压水三类。

上层滞水是指大气降水和地表水在下渗过程中储存在土壤中和因局部隔水层阻隔，暂时聚积其上的地下水（图3-41）。上层滞水是存在于地壳最表层的地下水。这种地下水不仅水量少，水质易污染，而且水量随气候而变化，旱枯雨存，不利于使用。

图3-41　上层滞水和潜水

储存在地面以下第一个稳定的隔水层上的地下水，叫做潜水（图3-41）。潜水具有自由水面（即潜水面），而潜水面的起伏常常和地貌的起伏是一致的，只不过平缓些。此外，潜水面还要受气候的影响，湿润多雨时，潜水面上升，干旱少雨时，潜水面下降。在黄土高原，潜水面常常在地表以下50～80m深处，而在长江三角洲，潜水面埋深只有3～5m。潜水多埋藏在坚硬基岩之上的松散土石之中，分布广，埋藏浅，便于开采。

充满在两个隔水层之间的地下水，叫做承压水。它不仅有下层的隔水底板，而且有稳定的隔水顶板。承压水最重要的特性是具有较大的水压力，因此，只要将承压水的上层隔水层打穿，承压水即可自动涌出，因而又称自流水。自上层隔水层底到承压水位之间的铅直距离，叫做该点的水点。隔水顶板的相对位置越低，水头越高。当承压水面高于地面时，凿开隔水层顶板，水可以自流喷出地表，叫做全自流水；若承压水面低于地面，则水只能上升到地面以下一定高度，称半自流水。

承压水的形成同地质构造有很大关系，通常在向斜构造、构造盆地中有利于承压水的存在。承压水涌水量的大小，取决于含水层的分布范围、厚度、补给区和补给水源的大小，以及含水层的透水性等因素。含水层分布范围大，厚度大，补给区的面积广，补给水源充足等都能获得大的涌水量。

②地下水的矿化度和硬度。地壳中不同的岩石，化学成分不同，溶解度也不同。因此，大气降水透过岩层时，水中溶解的化学成分就不同。地下水中各种元素的离子、分子和化合物的总含量，称为矿化度。通常是用一升水加热到100～110℃，烘干后所得的残渣重量来测定的。根据矿化度的大小，地下水可分为淡水、微咸水、咸水、盐水和卤水五类。

地下水中含有钙、镁离子的总量，称为总硬度。含量越高，硬度越大。根据总硬度的大小，可将地下水分为极硬水、硬水、弱硬水、软水和极软水五类。

矿化度和硬度都是衡量水质的标志。不同矿化度和硬度的地下水有不同的用途，使用时必须加以选择。如饮用水应取淡水，灌溉用水宜选淡水或微咸水，而提取食盐、硼、碘等工业原料却要用卤水。又如，软水可食用，而硬水不便用于洗涤、食用和锅炉用水等。因为水的硬度越大，加热后，水中钙、镁离子变成碳酸盐而沉淀成为白色水垢的量就越大。

③泉及地下水的开发利用。泉是地下水的天然露头。无论是哪一种地下水——上层滞水、潜水和承压水都可以在适当的条件下涌出地表形成泉。泉可以是猛烈流出，也可以是缓缓流出或渗出。

泉的形成与地质构造有关。按照地质条件的不同，泉水可以分为三种类型（图3-42）：地下水在透水层与不透水层接触处露头的是接触泉；地下岩层发生断裂和错动，透水层中的地下水受到不透水层的阻挡后，沿着断层破碎带流出地面的是断层泉；地下水沿着岩石裂隙流出地面的是裂隙泉。此外，按照泉水的温度还可分为冷泉、温泉和普通泉等等。

地下水是一种宝贵的水资源，它比地表水稳定、干净。在干旱的季节，尤其是干旱地区，地下水资源更为宝贵，如新疆绿洲的形成。随着社会经济的发展，各方面对水资源的需求量更大，开发利用地下水是一条重要的途径。

图3-42　泉水地质构造的关系