冰川湖泊河口.ppt.ppt

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1、第五节 冰川水文效应地表固态降水的积累与演化，形成能够自行流动的天然冰体为冰川。由于冰川多分布在地表的高山地区、河流的源头，在湿润年、冷季，大量固态降水在这里积存，干旱年、暖季通过消融而补给河流，因此在地表水系统中，冰川积雪等固态水体起着贮存和补给河流的作用。,地表冰川总面积1620万km2，占世界陆地面积的11%，总储水量2406万km3，占地球淡水资源的68.7%。目前全世界冰川每年消融的总水量为3000 km3，相当于地球河流储水量的3倍。因而，冰川的积累和消融，积极参与了水圈的水循环，强烈影响着地表的演变过程。,我国冰川主要分布在西部高山地带，总面积58650 km2，总储水量5132

2、2亿m3，分布于内陆河流域的冰川面积为60%。昆仑山：20.6%，喜马拉雅山：19.6%，天山：18.7%。冰川年融水量为：564亿m3，在西北内陆地区，冰川消融占河流径流量的25%。,一、冰川的形成及类型（一）冰川的形成 冰川冰是一种浅蓝色、透明、具有塑性的多晶冰体，当多年积累起来的雪逐渐变为冰川冰以后，它才会具有沿坡流动的性质，才能形成冰川。雪的沉积粒雪化成冰,成冰过程按其性质可以分为冷型和暖型两种。冷型成冰过程是在较低温度下完成的，因积雪厚度增大，上部积雪对下部积雪产生较大压力从而使下部积雪发生变形，排出空气，容重逐渐增大成为晶粒较小的冰川冰。,暖型成冰过程：当气温接近0C时冰川融化活跃

3、，消融的冰雪沿孔隙下渗，继续消融部分冰雪，然后冻结，如此反复进行，下渗的雪水逐渐以雪粒为核心，冻结成冰。这一过程按温度的高低可分为冷渗侵重结晶、渗侵冻结和暖渗侵重结晶等不同的成冰过程。,冰川自源头到末端跨度很大，水热条件也有很大差异，在不同高度，冰川表层的成冰作用也不相同。冰川冰的结构是成层的，每年因夏季新雪和雪粒融化而形成明显的污化面，从而可以清晰地分析年层。冰川冰在积累区形成后，由于它具有塑性，在一定应力作用下，可以沿坡流动，于是就形成了冰川。,（二）冰川的类型 1、按冰川形态和运动特性可分为大陆冰盖和山岳冰川。大陆冰盖是补给区占优势的冰川.特点是面积大，冰层深厚，分布不受下垫地形的影响，

4、冰川呈盾状，中部最高，冰川向四周呈辐射状挤压流动，冰盖边缘常伸出巨大的冰舌.现在的大陆冰川主要分布于南极和格陵兰两处，占全球冰川的97%。,山岳冰川是运动占优势，积累与消融大致平衡的冰川。一般散布于高山地区，其规模与厚度远不及大陆冰川。其运动基本上受下伏地形的控制，以重力流形式向下滑动。主要分布于欧亚大陆和南、北美洲的高山地区。,2、按冰川发育的水热条件和物理性质大陆型冰川：成冰以渗侵冻结成冰为主海洋型冰川：暖渗侵重结晶作用为主 大陆型 海洋型P 补给少，小于1000mm 补给充足，大于1000mmT 温度低，年平均-8C 高，10m深处接近0 C 雪线高，比海洋型高1000m V 运动速度慢

5、，年20-30m 快，年100m以上 侵蚀微弱 强烈,二、冰川的物质平衡与运动（一）冰川的物质平衡 冰川水体的收入即为冰川的积累，而其支出即为通过消融脱离冰川的水体。冰川积累与消融的平衡状态直接反映了冰川地区的气候变化，影响了冰川的运动，更决定了冰川的动态，即处于增长、稳定还是削减状态。冰川积累和消融,冰川的积累主要来自粒雪盆的降雪，其次为周围山坡峰岭上的风吹雪和雪崩，少量来自表面水汽的凝结和冻结在雪内的雨水。冰川消融主要是指在太阳辐射、暖湿气流及其它有关热源的作用下，冰川发生融化或蒸发。决定冰川积累的是降水量，决定冰川消融的是冰川区的温度。,冰川积累的年内变化可分为冷季补给型和暖季补给型，我

6、国冰川多属暖季补给型，夏季既是主要的补给期，又是主要的消融期。冰川的积累和消融的空间分布与海拔高度、冰川朝向、坡度等密切相关，同一冰川，年最大劣迹区分布在粒雪盆的中下部，海拔较高的背阳坡处也较多，而消融强度以冰舌末端最大。,冰川物质平衡 冰川年总积累与总消融的差额，即冰川物质平衡的差额，如果为负，则说明冰川退缩和减弱，正值则说明冰川在前进和增厚。由于降水和气温的年际变化，常导致冰川物质平衡的多年变化。当气温上升及降水减少，则冰川物质平衡为负，否则为正。一般海洋型冰川的积累和消融都较大陆型冰川为强，物质平衡水平高，冰川活动能力强。,冰川的前进与后退 冰川收支平衡发生变化时，冰川就会出现前进或后退

7、。一般冰川类型不同，所处地理位置不同，冰川的进退变化也具有差异性。但从全球来看，不同地区的冰川对气候波动的响应是相似的。,（二）冰川运动 冰川是一种运动的冰体，当冰川物质平衡与冰川运动相协调时，冰川保持稳定，当关系失调则冰川前进或后退。冰川冰不断从冰川上、中部向冰川尾部运动，冰川运动不仅将大量冰体从积累区运送到消融区，同时对冰川的热平衡也起到巨大影响。冰川运动形式：重力流和挤压流。,重力流：在斜坡上因冰川自重而产生的沿坡向的分力大于冰川槽对冰川的阻力时，所引起的运动。挤压流：由于冰川堆积的薄厚不同使内部所受的压力不同，引起的冰川运动。大陆冰川以挤压流为主，而山岳冰川以重力为主，但也存在挤压流。

8、影响冰川运动的因素：冰量、坡度和冰槽横面面积等。冰川规模：对运动速度影响很大，冰量充足、长大的冰川运动速度大于短小的冰川。海洋型冰川因物质平衡水平高，故运动速度大于同等级别的大陆型冰川。,冰川运动速度沿程变化具有自补给区向雪线方向逐渐增大，雪线附近最大，雪线以下因消融逐渐增大而运动速度逐渐减小。冰川运动在年内具有夏季快冬季慢的特点。三、冰川积雪消融对河流的补给作用（一）冰川消融对河流的补给作用 冰川融水调节着河川径流的年际变化，使年际见径流趋于均匀，成为山区河流的稳定补给源。1、冰川融水径流的特点：夏季高温，冰川冰和冰川表面积雪融水汇入河流，形成冰川融水径流，,它是季节性径流，是高山寒冷地区水

9、资源的重要组成部分。不同类型的冰川因自然环境、水热条件及冰川性质的不同，冰川融水径流差异很大。因气温和太阳辐射具有明显的日变化，因而冰川融水径流也具有相同的变化特性，但时间上较气温变化稍微退后。不同类型的冰川其冰川径流日变化的过程和幅度也不同：大陆型冰川径流过程尖、低，水量小而稳定，持续时间长。海洋型冰川径流锋形圆滑，水量大。大陆型冰川径流滞后时间短，但海洋型冰川的径流滞后时间较长。,年内变化：大陆型冰川年内变化幅度大，可能会出现断流，但海洋型冰川年内变化小，分配均匀，基流大，不容易断流。2、冰川融水对河流的补给作用 冰川融水对中国西部特别是内陆河的补给作用很大，对内陆河流而言，冰川融水量占径

10、流量的23%。冰川作为固体水库，具有调节河川多年径流的作用，在低温湿润的年份，因热量不足，冰川消融减弱，积累增加，而干旱年份，热量充分，冰川消融水量大，因而具有调节河川径流年际变化的作用。,（二）积雪融水补给对河流水情的影响 积雪融化受暖气团、太阳辐射和降雨的影响，而决定融雪径流峰量的因素有积雪量、融雪的热量和强度。流域上的积雪能够提供一定数量的水分，有时会出现一定的春汛，但其汇流过程比降雨过程缓和得多，同时春汛受温度变化的影响很大。,第六节 湖水的运动和调蓄一、湖泊概述湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，是湖盆湖水以及水中物质组合而成的综合体。由于湖泊是地表上一种交替周期较长的、

11、流动缓慢的滞留水体，受四周陆地生态环境和社会经济条件的制约，因而，与河流和海洋相比，湖泊的动力过程、化学过程及生物过程具有鲜明的个性和地区性的特点。,陆地表面湖泊总面积约270万km2，占全球大陆面积的1.8%左右，其储水量为地表河流溪沟蓄水量的180倍。（一）湖泊的形态特征湖泊面积形态特征 湖界：水面与湖岸陆地之间的界限 岸线长度l：湖界的周长 湖长L：沿湖面测定湖界上相距最远的两点之间的最短距离，可为直线，也可为折线 最大湖宽（Bm）：指垂至于湖长方向上两岸最大距离,平均宽度（B0）：湖面积A与湖长L之比值。湖泊容积、深度、底坡形态特征湖泊容积：Vh(0.5F1+F2+F3+Fn-1)式中

12、：h为等深线的高差；F1、F2Fn1为各等深线所包围的面积。湖水平均深度：湖泊容积与湖泊面积之比湖水最大深度：最高水位减去湖底最深点的高程,湖底平均坡度,式中：l为岸线长度；l1、l2、ln为各等深线长；h为等深线间的高差；A为湖面积,湖盆形态特征KT,式中：A为湖水面积；H为最大湖水深度；l为湖泊岸线长度,（二）湖泊类型成因：构造湖、火山湖、堰塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖、海成湖、溶蚀湖。湖水补排情况：吞吐湖和闭口湖。湖水和海水的连通：外流湖和内陆湖。湖水矿化度：淡水湖、微咸湖、咸水湖及盐水湖。湖水营养物质：贫营养湖、中营养湖、富营养湖,三、湖泊水量平衡与调节作用湖泊的水量平衡 Vp+VRd

13、1+VRg1=VE+VRd2+VRg2+Vq+V（7）式中：Vp为湖泊降雨量，VRd1、VRd2为入湖和流出湖泊的地表径流，VRg1、VRg2为入湖和流出湖泊的地下径流，VE为湖泊蒸发量，Vq为工农业用水量，V为时段始、末蓄水量的变化量。对于闭合流域：Vp+VRd1=VE+VRd2+Vq+V（8）,对于内陆湖泊，则：Vp+VRd1+VRg1=VE+Vq+V（9）2、我国湖泊水量平衡的主要特点湖水补给：东部平原区湖泊地表径流补给比例较大，西北地区则湖面降水和地下径流补给作用较大。湖水消耗：外流湖泊以出湖地表径流为主，而内陆湖泊的湖水几乎全消耗于蒸发。湖水补给量在空间上存在较大差异，从东南逐渐向内

14、陆减小。湖水的补给在年内和年际之间都存在较大的变幅。,二、湖泊水的运动 湖泊水在风力、水力坡度和密度梯度及气压突变等作用下，总是处于不断的运动状态中，湖水的运动包括周期性的升降波动（波浪、波漾）和非周期性的水平流动（湖流、混合、增减水）。（一）湖水的混合 湖水的混合是湖中水团或水分子在水层之间相互交换的现象。在混合过程中，伴随着热量、动量、质量及溶解质的交换而趋于平衡，将表层的热量输送到湖水底部，而将湖底的营养物质输送到表层，混合的,结果是湖水的理化性质在垂直和水平方向上均趋于均匀。混合方式包括：紊动混合（由风力和水力坡度力作用产生）对流混合（由湖水密度差引起）湖水混合的速度受到各水层阻力的影

15、响，各水层密度差异越大，阻力越大，这种阻力称为湖水稳定度。当湖水密度随深度增大而增大时，湖水趋于稳定，湖水稳定度可以用垂直密度梯度表示：E=-d/dh（1）,（二）湖泊波漾波漾：湖泊整体或局部水域，由于风力、气压突变、地震等影响，发生周期性的摆动。波漾摆动的中心为波节，波节处无水面升降运动，波节两边水面交替发生顺向的倾斜，因而湖边水位是有节奏的升降变化着。两个波节之间水位垂直升降变化最大幅度为波腹。,影响波漾波腹大小、周期长短的主要因素是湖盆形态、面积和湖水深度。面积小、深度大的湖泊，波漾摆动快、周期短、水位变幅大。波漾可视为两个方向相反，波长和周期相同波浪叠加的结果，波漾的水质点作抛物线运动

16、。,单节波漾的周期按下式计算：T=2L/C=2L/（gH）1/2（2）式中：T为水体的长度，H为水深，C为波漾的波速。单节波漾的波长按下式计算：=2L=CT（3）多节波漾，如n为波节数，则上述两式变为：T=2L/n（gH）1/2（4）=2L/n（5）,（三）湖泊增减水 由于强风或气压突变引起的漂流，使湖泊迎风岸水量聚积（增水），背风岸水位下降（减水）。从而形成水位差，湖面变成倾斜状态，倾斜的湖面又阻碍了漂流的发展，同时在水面下可形成与漂流流向相反的补偿流，在深水湖岸，补偿流的范围可超过漂流的厚度，如果湖盆平缓，水的密度差异不大，则补偿流可达到湖底。,增减水的水位变化，可以实测也可以计算：h=C

17、saLcos/gh（6）式中：Cs为经验常数，a为风应力，L为 水体长度，H为平均水深，为风向与 L线方向的夹角。增减水的水位大小与风力的大小、湖盆形态、湖水的深度等因素密切相关，一般浅水湖的增减水水位要比深水湖明显的多。,三、湖泊的调节作用 湖泊作为天然水库，除能够拦蓄本流域的洪水，减轻下游洪水压力外，还可以分蓄江河洪水，降低干流河段的洪峰流量，滞缓洪峰发生的时间，发挥巨大的调节作用。影响湖泊调节作用的因素有：湖泊容积、湖内水位与河流水位之间的涨落关系及差值、泥沙沉积和人类活动。湖区泥沙沉积及人类社会活动都可能影响湖泊的调节作用。,四、湖盆演化湖岸的变形：受湖水侵泡作用的影响，湖岸在波浪、湖

18、流的冲击作用下发生崩塌、滑塌等变形。湖底沉积：湖低的沉积物主要由外界输入和内部形成两个来源，外界输入主要有泥沙、尘土、盐类及其他元素，经径流或风力携带入湖。内部产物有湖岸崩塌产物、因化学作用从湖水中分解出来的盐类、湖水中生物死亡后的残体。机械沉积、化学沉积和生物沉积泥沙在湖中的沉积具有分选性,五、湖水的演化湖水演化是指湖水化学性质的改变，其影响因素包括自然因素和人为因素两个方面。在自然条件下，湖水性质的改变通常是由于气候的变化或盐分平衡发生变化引起的。人类活动主要包括工业废水、农田灌溉等水体的流入，也会引起湖水性质的变化。,六、水库,水库组成,拦河坝,输水建筑,溢洪道,拦蓄水量（抬高水位）,取

19、水或放水,防洪调节,水库对径流的调节作用水库水量平衡方程 Q tq t V 式中：Q为入库流量；q为出库流量；t为计算时段；V为水库蓄水变量。七、水库异重流 异重流是两种比重不同的流体相互汇合，由于比重的差异而发生的相对运动现象。,1 水库异重流的形成条件 两种水流存在比重差异（S 1015kg/m3）组成异重流的泥沙颗粒要细小，一般以d0.01mm的粒径为界限粒径水库水量要达到一定量值，以保证异重流在水库中长距离的运行异重流的潜没点处有一定的深度，浑水与清水之间界面有一定的坡度,2 异重流特性 有效重力减小 惯性力作用相对增强 阻力作用相对增强,在运动过程中，各层流体都具有保持原来运动特性的

20、惯性，但由于水温、含沙量及溶解质含量的不同，造成水流比重的不同，进一步形成异重流。温差引起的异重流多见于热电厂冷却水的出水口，盐水异重流常见于入海河口，而含沙量引起的异重流多发生在河流入库处。挟沙水流进入水库壅水段以后，水深增大，流速减小，泥沙大量沉积，水面流速趋于0，向底部沉降的泥沙，因颗粒直径不同而出现了分选，因细颗粒沉降速度慢，仍可随水流继续运动，从而形成两种不同比重的流体，形成异重流。,八、沼 泽基本特征地表经常过湿或有薄层积水其上生长湿生植物或沼生植物有泥炭积累或无泥炭积累，但有潜育层存在自然地理条件 地势低平，排水不良，蒸发量小于降水量我国沼泽分布 主要分布在四川若尔盖高原、三江平

21、原等地。占全国陆地面积的1.15%。,1 低位沼泽富营养型沼泽 沼泽表面呈浅碟形，泥炭层不太厚。地表水和地下水补给丰富，泥炭的灰分含量一般超过18。2 中位沼泽中营养型沼泽 由于泥炭层的日益增厚，沼泽表层变得平坦，沼泽植物以中营养植物为主。3 高位沼泽贫营养型沼泽 泥炭层较厚，沼泽表面中部凸起，沼泽植物以泥炭藓为主，水文状况发生了显著的变化。上部只承受大气降水补给，植物所需养分已很贫乏，泥炭灰分含量不足4。,泥炭沼泽 有泥炭的形成和累积过程。由于形成环境和发育程度的差异，泥炭积累的厚度及类型也不同。泥炭沼泽地一般有微小的起伏潜育沼泽 地表长期过湿或有薄层积水，土层严重潜育化，有较厚的草根层，但

22、无泥炭积累，有机质含量一般在10左右，地下水位经常接近地表或出露地表，形成大面积的积水。,沼泽的水文特征1 沼泽水的存在形式 重力水、毛管水、薄膜水等形式存在于泥炭和草根层中。2 沼泽水的运动 除部分沼泽个别时段有表面流外，大都是孔隙介质中侧向渗透的沼泽表层流，表层流在潜水位变动带内，呈层流状态。,3 沼泽水量平衡 蒸发量大，径流量小。在多年变化中，前者变化相对较小，后者变化相对较大。4 沼泽的温度、冻结和解冻5 沼泽水水质特征 富含有机质和悬浮物，生物化学作用强烈。,第七节 河口水文概述 由于同时受到河流和海洋的影响，河口地区的水动力条件、化学性质及热力学特性都具有其独特的变化规律。同时由于

23、大量径流、泥沙、化学元素陆续不断地向海汇集，导致海洋特别是海滨地区的环境产生海水淡化、陆地向海洋延伸及化学元素迁移等效应。,一、河口水文特性 入海河口是指河流与海洋相结合的地段，它包括受到海洋因素影响的河流尾闾段、受到河流因素影响的海滨地区。根据河海动力条件的不同，可将河口分为不同的区域。河口的上界为潮汐影响的上界（潮差为0处潮区界）、下界为径流在海洋中扩散的末端（水下三角洲的前缘）。根据径流和潮流对比程度的差异自上而下，可以将河口地区划分为三段：,近口段：该段内虽然受潮水的顶托，水位有周期性的升降，但水流流向始终指向下游，径流作用占据优势。河口段：径流和潮流作用基本相当，水流呈周期性往复流，

24、水位也呈周期性涨落变化，动力条件和河槽演变比较复杂。口外海滨段：径流的影响逐渐削弱并最后消失，潮流、波浪等海洋因素占据主导地位，水文特性和海洋比较相似。,径流和潮流相互削长，决定了河口区的水文特征，由于径流有洪枯水期的变化，潮流也有大小潮之分，所以潮区界和潮流界的位置总在变化。同时不同河流所处的地理位置不同，潮流的强弱不同，所以河口的长短也就个不相同。,河口分类根据地貌形态 三角洲河口和三角港河口根据径流和潮流强弱的对比 强潮河口、缓潮河口、弱潮河口和无潮河口咸淡水混合情况 强混合型河口、缓混合型和口和弱混合型河口,（一）河口区水情 河口区因受海洋的影响，所以它的水位、流速和流量等水文要素的变

25、化，不仅受径流的影响，也与潮流密切相关。,1、河口区潮汐的涨落过程受潮汐影响，河口区水流呈往复周期运动，水位与流量、流速与比降间的关系都与河流有明显不同。潮水位开始上涨时，指向下游的流速逐渐减小，经过一定时间后，流速由正变为负，水流流向内陆，潮水位达到最高水位后流速趋于下降，负流速逐渐变慢，经过一定时间后流速又负变正，水流流向海洋。由于受径流下泻的影响，水位和流速之间存在一定的相位差。在一个潮汐周期内，河口区潮汐的涨落过程经历了4个阶段。海洋潮波进入河口之初，因海水比重大，从河底插入，使水位壅高，流速减小，但流向仍指向海洋，此时为涨潮落潮流。,随着潮流的不断进入，水位继续上涨，潮流速超过径流下

26、泻流速，水面出现逆比降，整个断面上的水流均指向上游，为涨潮涨潮流，潮流速与下泻径流相等时，断面流速为0，为落潮憩流。当潮水开始落潮，河口内的水位随着下降，水面逆比降减小，涨潮流速也逐渐减小，流向仍然指向上游，为落潮涨潮流。随着水位的继续下降，水面恢复正比降，流向指向下游，为落潮落潮流，此时会出现涨潮憩流。,2、潮流量的变化潮流的流量随时间发生变化，而且流量也有顺逆变化，水位和流量间没有稳定的关系，一个潮流期的水位流量关系通常是不规则的环流曲线。在测量时一般要连续测量25小时，由于有径流下泻所以落潮流量总大于涨潮流量。,3、河口潮波变形 海洋潮波进入河口以后，由于受边界条件的变化和下泻径流的影响

27、，潮波会产生潮差、潮形及水位流速相位等变形。潮差变化：潮波进入河口以后，一方面受到河床断面收缩及反射波的影响，潮差有增大的趋势，另一方面，受到河床阻力及径流下泻的影响，能量逐渐消耗，潮差有减小的趋势，究竟那个占据主导地位，则由具体情况而定。,波形变化：潮波属长波，由于进入河口以后水深变浅，潮差变大，波峰的传播速度大于波谷，因而波前变陡，波后变缓，涨潮历时缩短，落潮历时增大，潮差越大，水深越小，则变形越剧烈。水位、流速相位关系的变化：河口区的河宽和水深常沿程变化，当向前传播的潮波推进到河口断面突然变小的地方，一部分波能会被反射回来，另一部分继续前进，这样使水位流速的相位发生变化。,（二）河口盐淡

28、水混合 1、混合类型 混合指数：是指涨潮期间内进入河口的淡水量与涨潮期间的潮流量之比。根据混合指数的大小，可以将混合分为：*弱混合型*缓混合型*强混合型,弱混合型 混合指数大于0.7，径流比重大，咸淡水分层清楚，垂直方向有盐度差，水平方向盐度差小,缓混合型 混合指数在0.20.5之间。咸淡水无明显界限，水平和垂直方向均由密度梯度存在。,强混合型 混合指数小于0.1，潮汐作用占主导地位，垂向盐度差异小，水平方向盐度差异大。,2、咸淡水混合对河口水流的影响 盐水入侵以后，因受密度梯度的影响，垂线流速分布发生变化。在涨潮期间，密度梯度与水面坡降一致，有加大流速的作用，但底部密度梯度大，所以增大了底部

29、流速，最大流速出现在底部某一位置，落潮时密度梯度与水面坡度相反，减小了落潮流速，水流主要从表层排出，增大了表层流速。,受到密度梯度的影响，径流主要从表层流走，底部水流在密度梯度的影响下，总水量涨潮大于落潮，从而产生了净向上流。从底部水流以上溯为主到表层以下泻为主，中间的某个部位的净水量总是为零，该点为滞流点，它随着洪、枯水和大、小潮的变化而变化。,二、径流向海汇集效应（一）径流补给对近岸海区的冲淡效应 地球上参与水循环的水量，相当于全球多年平均蒸发量，其中39.5%形成河川径流，汇集海洋。亚洲径流占全球的31%、南美洲占25%、北美洲占17%、非洲占10%。因河流具有年内变化和年际变化，所以海

30、洋获得的径流也具有相似的变化规律。,大量径流的汇集，起到冲淡海水的作用。我国沿海盐度远比同纬度太平洋大洋区盐度小得多，且具有冬、春入海流量小时盐度大，夏秋入海流量大时盐度小的变化规律，同时大河河口、海湾地区的盐度会更低。北太平洋盐度分布 纬度 盐度 纬度 盐度 40 33.64 20 34.88 35 34.16 15 34.67 30 34.77 10 34.29 25 35.00 5 34.35,(二)泥沙向海输入、陆地不断延伸 由于河川径流携带着大量泥沙，在径流入海的同时也将大量泥沙带入海洋，世界上每年由河流排入海洋的泥沙为150亿吨，亚洲为60亿吨，南美洲20多亿吨，北美洲15亿吨，大

31、洋洲30亿吨，非洲5.3亿吨，欧洲2.3亿吨，同时还伴随着大量悬浮物质的输入，这些物质遇到海水以后，会絮凝沉积于海底，一方面增加了海洋悬浮物，另一方面在河口地区形成了各种三角洲，使陆地逐渐向海洋扩展。,（三）陆地元素不断向海洋迁移 河水的理化性质、补给来源、环境条件、人类活动等都影响了河水的化学性质。河水中不同的化学成分，每年都以离子的形式迁移到海洋。我国河流每年每年向海洋迁移离子总量为42445万吨，外流区离子径流最后全部汇集于海洋，这样日积月累地不断进行着，使大量陆地元素迁移到了海洋。,降水,冰川,湖泊,水库,沼泽,流域,产流,汇流,地表径流、壤中流地下径流,气候因素、下垫面、人类活动,土壤含水量,径流系数法、下渗曲线法、初损后渗法、降雨径流关系图、SCS曲线数法,降水特性、地形坡度、流域形状水力条件,单位线等流时线法,河流,河流水情,正常年径流量,计算方法,年际变化,年内变化,资料充分资料不充分无资料,河水运动,纵向运动,横向运动,河口,海洋,水文特征,径流汇集效应,