水系及其特征

1.2.1 水系、流域与湖泊
一、水系及其特征
1．水系的概念
降落在地面上的雨水在水流集中流动的过程中，逐渐由小溪、小河汇集成大河，这样便构成了脉络相通的河流系统，叫水系或称河系。

换句话说，水系就是由干流和许多支流以及流域内的湖泊、沼泽、或地下暗河形成彼此相连的集合体。

即这些河中的水最终流过同一个出口断面。

2．水系的干流和支流
干流一般是指水系中河道长、水量大、流域面积大的主河道。

水系中除干流外的所有河流都称为支流，支流的分级方法是：把直接注入干流的河流叫一级支流；把直接注入一级支流的河流叫二级支流，依此类推。

如长江是干流，而汉江和大渡河等都是它的支流。

但有时也可根据习惯来划分干流和支流，这多是在不太了解河系的具体特征之前一直沿袭下来的。

如我们把大渡河看作是岷江的支流就是这样一个例子。

3．水系的形状及其汇流特点
水系的形状是由河流流经地区的地质、地貌条件决定的。

根据干支流的分布及组合情况，可归纳为以下几种水系形状，如图1.7。

有树枝状、扇状、平行状、羽状、格状、人工几何状、辅合（散）状、编织状。

图1.7 水系形状图放大浏览
在这几种水系中，羽形水系的汇流时间短，如果流域普遍降雨，各支流的洪水几乎同时汇入干流，易形成陡涨陡落的洪水过程；而扇形水系的汇流时间长，各支流洪水先后汇入干流，干流洪水过程平缓。

4. 水系的特征值
水系的特征值有①河长L、落差△H、比降J,②河网密度D,③河网（河道）发展系数, ④水系不均匀系数, ⑤河流弯曲系数Kp和⑥分岔系数等。

①河长L：指从河源到河口沿河槽中各断面上最大水深点的连线（航线）所量的长度，是确定河流落差、比降、估算水能和航程、决定汇流时间等的重要参数。

一般可用曲线仪或小分规从大比例尺地图上量取。

落差△H：指从河源到河口河流底部高程之差。

比降J：河流某一段的落差与该段河流长度之比。

J＝△H／L （1.9）
②河网密度D：指一个流域范围内各河道总长度Ｌ与流域面积Ａ之比，即单位面积的河流长度。

D=∑L/A （1.10）
③河网（河道）发展系数：某级支流的总河长与干流河长之比，称该河某级河网发展系数。

发展系数越大，表明支流长度超过干流长度越多，河网对径流的调节作用也就愈大。

④水系不均匀系数：干流的一岸支流总长与另一岸支流总长之比，表示整个水系两岸不对称的程度和两岸注入干流水量的不均匀性质。

⑤河流弯曲系数Kp：指河流实际长度与从河源到河口的直线长度l的比值。

Kp＝L／l （1.11）
一般平原区Kp比山区的大，下游比上游的大，Kp大对航运和排洪都不利。

⑥分岔系数：干流下游自开始有分流汊河起，各分流汊河和干流的总河长与开始有分流汊河以下干流河长之比。

分岔系数愈大，表示该河分汊河愈多，水流愈分散，流速愈小，泥沙愈易淤积，河床愈不稳定。

二、流域及其特征
1．流域的概念
流域是指河流或水系的集水区域，即分水岭所包围的区域。

分水岭是指划分相邻水系（或称流域）的山岭或河间高地。

分水岭上最高点的连线叫分水线。

分水线是流域的边界线，降落在分水线两侧的雨水各自汇入不同的流域。

一个流域的地面与地下分水线重合的流域叫闭合流域，否则叫非闭合流域。

河流水量的补给通常包括地面水和地下水两部分，常以地面集水区代表流域的范围。

一般两个相邻的流域间，因地面和地下集水区不一致而产生的水量交换比流域总水量小得多，常可忽略。

但是，对流域内岩溶发育地区，有时这种交换的水量占总水量的比重相当大，这就必须通过水文地质调查来确定地面与地下集水区范围，估计相邻流域水量交换大小。

2．流域的几何特征
常用流域面积、流域长度、流域平均宽度、流域形状系数和流域平均高度来表示。

（1）流域面积（A）：指流域分水线所包围的面积，通常在大比例尺地形图上画出分水线后，用求积仪量取。

（2）流域长度（La）:指从河口起通过横断流域的若干以河口为圆心的弧线中点而达流域最远点的连线长度，也称流域的轴长。

常用于流长度来代替。

（3）流域平均宽度（B）：流域面积与流域长度的比值。

B＝A／La
（4）流域形状系数（K）：K＝B／La ,K接近1时，流域形状接近扇形，K愈小则流域愈狭长。

（5）流域平均高度（Hm）:指流域内地表平均高程，也即流域内各相邻等高线间的面积乘以其相应平均高程乘积之和与流域面积的比值。

可从地形图上用求积仪量取相邻两条等高线包围的面积，用加权法计算。

Hm=( A1h1+ A2h2+ A3h3…＋Anhn)/A （1.12）
hi－相邻两条等高线的高程平均值(i=1,2，．．．，n)
Ai－相邻两条等高线所包围的面积(i=1,2，．．．，n)
3．流域的自然特征
流域的自然特征包括地理位置、气候条件、土壤性质、地质构造、地形、植被、湖泊、沼泽等。

(1)地理位置：指流域所处的地理座标，即经纬度，它反映了流域的水文特征，降雨蒸发等都与地理位置密切相关，例如我国西北地区河川径流情况与东南沿海的就大不相同。

(2)流域气候条件：包括降水、蒸发、温度、湿度、风向风力等，其中降水与蒸发与径流密切相关。

(3)流域的土壤性质和地质构造：如土壤种类、土壤结构、地层的透水性、给水度、地层的褶皱、断层、节理等。

这些都在一定程度上影响流域的地面径流和地下径流的产生和运动，从而直接影响到径流情势。

(4)流域的地形特征：是指流域形状，平均高程和平均坡度等。

(5)植被率：K1＝（f1／A）×100（％）, f1为植被覆盖面积，A为流域面积
(6)湖泊率：K2＝（f2／A）×100（％）, f2为湖泊面积
(7)沼泽率：K3＝（f3／A）×100（％）, f3为沼泽面积
三、湖泊（施嘉炀，1996）
1．湖泊
湖泊是指陆地上的贮水洼地。

由湖盆、湖水及其中所含物质组成的宽阔水域的综合自然体。

天然湖泊是水资源的重要组成部分，它能自然调节河川流量、供水、灌溉、航运及养殖等用水。

湖水的矿化度，以每升所含毫克质量为估算单位；小于1000mg/L的为淡水湖，大于1000mg/L的为咸水湖，大于10000mg/L的为盐湖。

我国天然湖泊众多。

据初步统计，面积在1km2以上的湖泊约2300个，湖泊总面积共约7.2万km2，约占国土总面积的0.8%。

湖泊储水总量7088 亿m3，其中淡水储量2260亿m3，占湖泊储水总量的31.9%。

在丘陵、平原地区一般为淡水湖，在高原、沙漠地区则多属咸水湖及盐湖。

青藏高原上的湖泊水面面积占全国一半以上，且多为咸水湖泊。

东部地区则多为淡水湖泊。

中国的外流区湖泊以淡水湖为主，湖泊面积3.07万km2, 储水量2145亿m3, 其中淡水储量约1805亿m3；在内陆河区，湖泊面积约4.11万km2, 储水量4943亿m3, 其中淡水储量455亿m3。

按湖泊的地理分布，可分为5个主要湖区：青藏高原湖区、东部平原湖区、蒙新高原湖区、东北平原及山地湖区、云贵高原湖区。

其中西藏自治区最多，有湖泊700多个，占全国湖泊总数的1/3，淡水储量占全国的1/4以上；长江中下游平原区湖泊集中，约为680个，且均为淡水湖，总储水量686亿m3, 约占全国湖泊淡水储量的1/3；华北平原、黄土高原湖泊很少，淡水储量不及全国的2%。

由于气候周期性影响、泥沙淤积、不合理的围垦及河流上中游用水量的增加等原因，许多湖泊面积萎缩，洞庭湖水面比1949年缩小约1700万km2, 江汉平原面积大于50km2的湖泊数量, 80年代比50年代减少49.4%, 总面积减少43.7%。

干旱、半干旱区湖泊水面日益缩小的趋势更为严重。

我国最大的高原湖泊青海湖自成湖至今，水位已下降了100多米, 有的湖泊甚至已经消失, 如罗布泊、台特马湖等。

表1.1示出我国面积较大的27个湖泊的特征值。

其中最大的青海湖，面积4583km2，容积1050亿m3，但湖水矿化度为12490mg/L，是一个高原大盐湖。

新疆的艾比湖也是盐湖。

其它较大湖如新疆罗布泊、内蒙古呼伦池、西藏奇林错、内蒙古岱海等，均为咸水湖。

淡水湖中深度最大的为云南省抚仙湖，最深处为151.5m。

其它大淡水湖的深度，洞庭湖为30.8m，鄱阳湖为16.0m。

湖泊蓄有丰富的径流资源并对洪枯水起调节作用。

在广大盐湖中，还蕴藏着盐、碱等矿产资源；在淡水湖中则具有繁盛的水产资源。

在我国西部干燥地区，湖泊除作为灌溉水源之外，有的还是供牲畜所需的饮用水源。

2. 湖泊的分类与特征参数
（1）湖泊分类：
外流湖（exorheic lake）：广义指以湖泊为河流源头的湖泊。

狭义指从湖泊流出的河流最后汇入海洋的湖泊。

内流湖（endorheic lake）：广义指从湖泊流出的水流不汇入海洋的湖泊。

狭义指非河流发源地的湖泊，湖水仅耗损于蒸发和土壤渗漏。

淡水湖（fresh lake）：湖水矿化度小于1000mg/L的湖泊。

咸水湖（salt lake）：湖水矿化度在1000～10000mg/L的湖泊。

盐湖（saline lake）：湖水矿化度大于10000mg/L的湖泊。

季节性湖泊（seasonal lake）：在丰水期湖盆积一定湖水，而在平水期或枯水期湖盆裸露的湖泊。

富营养湖泊（cutrophic lake）：湖泊中氮、磷等营养物质丰富，生产力旺盛的湖泊。

贫营养湖泊（poornutrient lake）：湖泊中氮、磷等营养物质贫乏，藻类、浮游生物和叶绿素很少，耗氧量小，透明度大的湖泊。

（2）湖泊的特征参数
湖泊率（lake ratio）：流域内湖泊面积与流域面积的比值。

湖泊形态参数（morphometric parameter of lake）：表示湖泊形态特征的面积、容量、宽度、长度、深度、岸线发育系数等参数的统称。

湖泊面积（lake area）：湖泊在一定水位时的水面面积。

湖泊容量（storage of lake）：湖泊在一定水位形成湖面以下湖盆的总储量。

湖泊长度（length of lake）：湖面的湖岸线上相距最远两点之间的直线距离。

湖泊宽度（width of lake）：湖泊面积与湖泊长度的比值。

湖泊最大深度（maximum depth of lake）：湖面至湖盆最低处的竖直距离。

湖泊平均深度（mean depth of lake）：湖泊容量与湖泊面积的比值。

湖泊岸线长度（length of lake shoreline）：湖面周边线的长度。

湖泊岸线发育系数（development coefficient of lake shoreline）：湖泊岸线长度与湖泊面积相等的圆周长的比值。

1.2.2 河道与河流
一．河道
（一）河道数量及河道级别次序
河道是河流中的水流和沙流所流经的途径。

在水系中位于水系网顶端不再分支的河道称为一级河道；两条一级河道汇合构成的河道叫二级河道；两条二级河道汇合构成的河道叫三级河道，依此类推，直到把该水系的全部河道划分完毕（参见图1.8）。

所以在一个水系内，其干流的级别次序最高，每一次序级别的相应河道数量Nu（N 表示河道数目，u表示河道级别）是不同的，越高级的河道，其Nu越小，通常u大的流域其相应的集水范围也愈大。

某一级河道数Nu与高一级的河道数Nu+1之比Rb称为级序分叉比（河系分叉比），往往反映流域形态和水流特征。

Rb大，河流愈狭长，而水流愈平缓。

图1.8 河道的级别次序示意图放大浏览
Rb = Nu / Nu+1 （1.13）
其中，u－河道级别Nu－第u级河流数量Rb－级序分叉比。

需要注意的是，河道级别次序与前述支流的分级相反，对应关系见表1.2：
表1.2 河道级别次序与支流分级关系表
河道级别支流级别
（二）河道的基本形态特征
河道的基本形态是指河道的平面形态，纵横断面和比降等。

1．平面形态
山区河流的平面形态极为复杂，急弯、卡口很多，两岸和河心常有巨石突出，岸线极不规则，宽度变化很大，急滩深潭上下交错，有时呈台阶状，在落差较大的地方往往形成陡坡、跌水或瀑布。

平原河道的平面形态，因各种外在条件的不同，有微曲的、蜿蜒的和散乱的数种，各种形式各有其特点，而其中蜿蜒性的河道是常见的。

在河道弯曲的地方，由于水流的冲刷作用，凸岸形成浅滩，凹岸形成深槽；深槽与浅滩之间存在过渡段，比较平直，河槽中各断面上最大水深点的联线称为中泓线或奚谷线，也就是一般的航线。

在一般的平原河流中，深槽与浅滩相互交替，具有一定的规律性。

2．河道的断面及比降
河道的断面分为横断面和纵断面。

（1）纵断面：纵断面是指河流从上游至下游沿中泓线所切取的河床和自由水面线间的剖面。

也即河底高程沿河长的变化。

河道纵断面可用测量方法作出，在测出泓线上河底若干地形变化的转折点的高程与各点之间的距离后，以河长为横坐标，以河底高程为纵坐标，即可绘出纵断面图，河道的纵断面图可以表示河流的纵坡及落差的沿程分布，也是计算水能蕴藏量的主要依据。

(2)横断面：是指垂直于河道断面平均流向或中泓线横截河流，以自由水面和湿周为界的剖面，也即与河水流向垂直的河槽断面。

它是决定河道过水能力、流速分布、河流横比降和计算流量的重要因素.
包括水上和水下两部分，水下部分即为水道断面，水上部分包括历年最高水位以上0.5-1m 的岸边地形，漫滩较远的河流应包括最高洪水边界，有堤防的河流应包括堤防背河侧的地面。

自由水面与湿周所包围的横断面。

其中，流速大于0的部分叫过水断面；流速等于的0的部分叫静水断面。

河槽横断面一般可分水道断面（channel cross-section）和大断面（possible maximum cross-section）两种。

河流横断面的水面通常不是绝对水平的，而有横比降存在，横比降是由于地球自转偏力，以及在河流弯道上的离心力所引起的，在北半球偏转力（科氏力）总是偏于物体运动方向的右方，因而河流中右岸水位略高于左岸，而弯道处离心力总是使凹岸附近水位略高于凸岸水位。

（3）比降：河段两端的河底高程之差（△H）叫落差，河源到河口两处的河底高程之差称为总落差，河道比降（河床比降）是指沿水流方向，单位水平距离河床高程差。

河段纵比降可用下式计算：
(1.14)
二．河流
河流是指在明渠中，受地表水和地下水补给，或受径流调节补给，经常或间歇地沿着狭长的凹地或岩洞流动的水流。

（一）河流分段
每条河流都有河源和河口之分，河源是河流开始的地方，可以是溪涧、泉、冰川、湖泊、沼泽等；河口是河流终点，即河流注入海洋、湖泊、沼泽或其它河流的地方，在干旱地区，
有的河流消失于沙漠之中而无明显的河口，称为无尾河。

河流可按河槽形态，冲淤程度及流速、流量大小分为河源、上游、中游、下游、河口五段，或只分为上、中、下三段。

上游：比降大，流速大，河流下切和溯源侵蚀作用强，河槽多呈"Ｖ"字型，河底纵断面成不规则阶梯状，多急流险滩和瀑布，河槽多砾石。

中游：比降、流速均减小，河槽多砂，两岸出现河漫滩。

下游：比降平缓，流速小，常有浅滩、沙洲，以淤积占优势，河槽多细砂或淤泥。

（二）河流的水情要素
河流的水情要素主要指河流的水位、流速、流量与冰情等。

1. 水位
（1）水位及其特征值
水位:水体的自由水面高出某一基面以上的高程叫水位，高程起算的固定零点称为基面。

基面有两种：以某处的特征海平面作为0点，称为绝对基面，我国统一使用的就是青岛基面；以某测站的最枯水位以下0.5-1.0m处作为参考基面的零点，称为测站基面。

水位观测有多种方法，常用的有两大类：水尺和自计水位计。

水位特征值就是指在连续的水位记录中选取的特征水位值，如最高水位、最低水位和平均水位，这些都是针对某一时段而言的。

（2）相应水位
在沿河上下游各测站的水位过程线上，一次水位涨落过程中，相应的特征水位称为相应水位，在较大河流上或普通降雨的中小河流上，沿河上下游水位过程线的变化趋势往往是相似的。

一般上游站水位变幅大。

根据上下游水位相关关系，可点绘相应水位曲线。

（3）水位过程线与水位历时曲线
水位过程线是指水位随时间变化的曲线，某断面上一年水位等于或大于某一数值的天数，称为历时。

在一年中按各级水位与相应历时点绘的曲线称为水位历时曲线。

2. 流速
（1）流速及其脉动现象
河流中水质点在单位时间内移动距离称为流速，某一时刻河水质点通过某一固定位置点上的速度称为该点瞬时流速u。

天然河道中的水流多属紊流，河道中任一点处瞬时流速随时间变化是极不规则的，时大时小，并围绕某一平均值上下跳动，这种现象叫做流速的脉动现象，瞬时流速u可表示为下式：
u = u a+u' （1.15）
u－瞬时流速（ms-1）u a－时均流速（ms-1）u'－脉动流速（ms-1）
（2）天然河道中流速分布
由于河床形态、糙度、冰冻、风等的影响，以及断面水利条件的变化，天然河道中点流速在断面上分布是不规则的：
①垂向流速分布：流速沿深度的变化称为流速的垂向分布。

一般从河底向水面流速逐渐增大，但最大值V max不在水面，而在水面以下一定深度处，垂向平均流速V m一般与0.6倍水深处的点流速相近，在畅流情况下，V m通常可用一点法、二点法、三点法和五点法计算。

一点法：V m=V0.6H，V m=0.85V0.0H
二点法：V m=0.5(V0.2H+V0.8H) （1.16）
三点法：V m=(V0.2H+V0.6H+V0.8H)/3
五点法：V m=(V0.0H+3V0.2H+3V0.6H+2V0.8H+V1.0H)/10
②断面流速分布：指的是河流过水断面上各点流速的大小与分布，可用等流速线来表示。

在畅流期，断面的等流速是不闭合的，通常从河底向水面，从两岸向河心逐渐增大，在封冰期的等流速线是闭合的。

③流速的测量：在一般情况下都是用流速仪测量，而在洪水时期可用浮标法测流速。

④谢才公式（Chezy formula）：对顺直河段，若断面形态和流量沿程没有明显的变化，天然河道的断面平均流速可用谢才公式计算，见下式：
V平均=CRI1/2（1.17）
其中：R为水力半径(过水断面面积与其湿周的比值，m)，即R＝A／P，A表示水力断面面积(m2)，P表示湿周长(m)；I为水面比降；C为谢才系数，常用曼宁公式计算，即：
（1.18）
其中：n为河床糙率，具体数值可参看表1.3。

表1.3 天然河床糙率简表
（三）河流的水量补给
河流的水量补给又称水源，它基本来自于大气降水。

降落在流域地面的雨水，在满足了损失后形成径流对河流进行补给，流域地面的积雪在温暖时期融化成水，融雪经过与雨水相似的过程和途径补给河流，在有些较高山区降雨补充了永久积雪和冰川，这些永久积雪或冰川沿山坡运动，到一定高度处就融化，成为河流的发源地。

沿地面流动的径流在一定条件下，会形成湖泊或沼泽，常成为河源或汇集上游许多小河来水又转而补给下游，无论是雨水、融雪水或冰川融水，其中都有一部分渗入地下，形成和补充表层流，浅层地下径流和深层地下水，在一定条件下又将补给河流。

天然河流很少仅得自一种形式的补给，几乎所有河流都包含两种以上形式的补给。

尤其是流域面积大，水量丰富的大河，都不是依靠单一形式来补给的，往往有几种补给源。

河流水量补给通常分为以下几种补给类型。

（1）雨水补给
我国大部分地区气候温暖，一年中大部分降水多呈雨水形式在夏秋季补给河流，降雨是最普遍、最重要的补给类型。

在我国东南部、雨水补给量占年径流量的70％左右，即使在西北内陆区，雨水补给量也占年径流量的5－30％。

我国东部地区夏秋季雨水多，形成夏秋洪涝；而在冬春两季则少雨，江河流量显著减少，小河甚至断流。

由于降雨本身是间断的，因而降雨对河流的补给也是不连续的，它的补给集中于一段时间，此外，降雨量在年内和年际分配不均匀，各年的径流量相应地也不稳定，丰枯悬殊。

（2）季节性融雪水补给
在中高纬度地带和高山地区（如我国东北和西北部分地区）气候寒冷，一年中大部分降雨都在冬春两季以雪的形式降落，积雪覆盖地面直至次年春季，随
天气转暖而融化补给河流。

在我国的东北，每年3-4月间，融雪水的补给量占年总流量的10-15％。

融雪水补给的数量和变化与流域积雪量、积雪范围和太阳辐射的强度，以及气温的变化有关，如果去冬积雪量大，今春气温上长强烈，则融雪强度大，融雪水对河流的补给多，但是对山区和平原地区，融雪水补给的特点是不同的，在平原地区，在较大范围内几乎同时回暖，形成春汛，融雪历时短，在山区，因阴雨坡和高程差异，融雪历时长。

（3）永久积雪和冰川水补给
在我国西北和西南地区，高山永久积雪和冰川融水是这些地区河流的主要补给来源，如天山西段河流，冰川融水补给占年径流量的40-50％，而源于珠峰的绒布河，冰川融水的补给量高达66％。

依赖冰川水补给的河流水量及变化决定于流域内冰川面积，冰川储量和温度变化，其水情变化过程与太阳辐射、气温关系密切。

汛期发生在夏季，特别是在七、八月间，水量集中，河水在一日内也有明显的变化。

冰川融水补给的河流，年径流量比较稳定，各年间变化较小。

（4）湖泊和沼泽水对河流的补给
湖泊和沼泽一方面蓄积来水，一方面又是另一些河流的水源，象松花江就发源于长白山天池，湖泊和沼泽对河流有明显的调节作用，出自或经过了湖泊或沼泽的河流，流量过程线平缓，变幅小。

5．地下水对河流的补给
地下水补给具有稳定和可靠的特点，而且在时间分配上，地下水最均匀，在没有地表水补给时，河水主要依靠地下水补给。

地下水补给可分为浅层地下水补给和深层地下水补给，在河谷或平原地区,浅层地下水与河水互相联通，通过水力联系补给河流（图1.10）。

深层地下水是指第一个不透水层以下的各个含水层的地下水，它们的补给水量稳定，是河流中最可靠的水源，深层地下水补给量的多少取决于河槽下切深度和水文地质条件。

在多含水层分布区，河流下切得越深，则切穿的含水层越多，地下水对河流的补给也越丰沛，如图1.11（参阅第二章地下水的补给）。

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