1、水文名词水圈地球表面由各种水体所组成的一个连续而不规则的圈层称为水圈。水圈的质量只占地球质量的万分之四，但是水圈在人类赖以生存的地理环境中却起着重要作用。水体是地球表面不同形态的水及其贮水场所的总称，如海洋水、河流水、湖泊水、沼泽水、水库水、地下水、冰川冰、大气水等。水体不仅包括水本身，而且还包括水中的悬浮物、底部物质以及水生物等。所以，从自然地理的角度说，水体一般是指地表被水覆盖的自然综合体。水体大致可以分为三大类：海洋水、陆地水和大气水，其中海洋水占水体总储量的96.5，陆地水占 3.5，大气水仅占 0.001。附地球上各种水体的储量表（页 136见）水循环地球上的水，在太阳辐射能的作用下
2、，不断地从水面、陆面和植物表面蒸发和蒸腾，化为水汽升到高空，然后被气流带到其他地区，在适当的条件下凝结，又以降水的形式降落到地表，形成径流。水的这种不断蒸发、蒸腾、输送、凝结、降落的往复循环过程，就叫做水循环。水循环的内因是水的三态（气态、液态、固态）在常温下可以相互转化；水循环的外因是太阳辐射和地心引力。地球上的水循环可以分为大循环和小循环。大循环指的是海陆之间的循环；小循环又称内循环，可分为海上内循环和陆地内循环。影响水循环的因素很多，归纳起来有两大类，即自然因素和人为因素。在自然因素中，气象因素是主导因素，因为在水循环的四个环节（水分蒸发、水汽输送、凝结降水、径流）中除径流外，三个环节都
3、取决于气象过程。人为因素主要表现在调节径流，加大蒸发，增加降水等环节。大气圈、水圈、岩石圈和生物圈通过水循环相互联系起来，并进行能量交换；同时溶解物质和泥沙等因水的运动而发生迁移；再者，水循环运动使大气降水、地表水、地下水、土壤水相互转化，使水资源形成不断更新的统一系统。水量平衡地球上的水不断地运动、变化和循环着，根据物质不灭定律可知：某一个流域（一个地区、一个水体等）、在某一个时段（一天、一月或一年等），收入的水量与支出的水量之间的差额，必然等于其蓄水量的变化，也就是水在循环过程中的收支基本平衡。海洋地球上相互连通的广大水域叫做海洋。海洋的总面积约为 3.61 亿平方公里，约占地球总面积的
4、71。在南半球，海洋面积约占 80.9，在北半球，海洋面积约占 60.7，可见南半球海洋面积比北半球大。海洋水的总储量约有 133800 万立方公里，约占地球各种水体总储量的 96.5。海洋的平均深度约为 3800 米。海洋不仅影响着气候，而且是交通运输的重要通道。近年来，对海洋的探索得知，海洋还为人类提供了丰富的资源，可称之谓“宝库”。洋是海洋的主体和中心部分，它远离大陆，深度大（一般深度大于二、三千米），面积广，不受大陆影响，具有较稳定的理化特性、具有独立的潮汐系统和强大洋流系统。洋约占海洋总面积的 89。世界上共有四大洋：太平洋、大西洋、印度洋、北冰洋。海一般指海洋的边缘部分，它是靠近大
5、陆的水域，深度浅（一般深度小于二、三千米，）面积小，兼受洋、陆影响，具有不稳定的理化特性，潮汐现象明显，并有独立的海流系统。海约占海洋总面积的 11。边缘海指濒临大陆，以半岛、岛屿或群岛与大洋分开的海。边缘海与大洋之间水流交换通畅。例如黄海、东海、南海、日本海等。陆缘海即“边缘海”。内海指伸入大陆内部，仅有狭窄水道与大洋或边缘海相通的海，如渤海、波罗的海等。从政治地理的角度而言，内海是指全部海域都归一个国家所有的，也可指属于国家主权范围内的海，例如我国的琼州海峡。地中海介于两个或两个以上大陆之间，有狭窄水道与相邻海洋相通的水域，如地中海。陆间海即“地中海”。海湾是海洋伸入大陆的那部分水域，其深
6、度和宽度向大陆方向逐渐减小。例如，大连湾、北部湾、孟加拉湾等。海湾的潮差比较大。海湾的大小不一，有的海湾面积很大，比一般的海的面积还要大，如哈得逊湾。所以海和湾的命名常混淆。海峡两端连接海洋的狭窄水道叫海峡。如马六甲海峡、直布罗陀海峡等。其水文特征是水流急，流速大，上下层或表层两侧的海水理化特性不同，流向也不同。海峡在交通和战略上往往具有重要意义。盐度是指在 1000 克海水中含溶解的盐类物质的总克数。通常以克/千克作为盐度单位，以千分率来表示。并以 S作为盐度的符号。盐度的水平分布情况是：赤道附近较低，南北纬 20附近盐度最高，从这里，盐度随纬度的增高而降低。这样，形成了盐度在亚热带地区高，
7、向低纬地区和高纬地区降低的马鞍形分布规律。世界大洋的平均盐度约为 35，盐度极高区出现在亚热带的红海，其盐度值大于 40；盐度最低区出现在波罗的海，盐度值小于 10。海水的温度海水的冷热程度称为海水的温度。海水的热量主要来自太阳的辐射，支出的热量主要是海水的蒸发耗热。每年海洋获得的热量大致等于支出的热量。整个海洋的年平均水温几乎没有变化；但在一年中，不同季节、不同海区的热量收支是不平衡的，因此海洋的水温分布与变化不同。从太平洋、印度洋、大西洋三大洋的水温情况看：三大洋表面年平均水温约为 17.4，其中太平洋的水温最高，达 19.1；印度洋次之，达 17.0；大西洋最低，为 16.9。三大洋表面
8、年平均水温分布的特点是：北半球高于南半球；在南北纬 0到30之间的印度洋的水温最高；在南纬和北纬 50到 60之间，大西洋的水温相差最悬殊。这是由于陆地集中于北半球，北半球各大洋的水温略高于同纬度南半球各大洋的水温。南半球上是三大洋相连，并与南极大陆相接，因此海水温度急剧冷却。印度洋热带海区三面受亚、非、澳热带大陆包围，并受暖流影响，所以水温最高。总之，大洋表面水温分布的特点由太阳辐射和洋流性质决定的。此外，水温随海水深度和季节、昼夜等也有变化。盐都影响因素和盐度增减过程表增盐过程蒸发结冰高盐洋流流入与高盐海水涡动,对流混合含盐沉积物的溶解减盐过程降水融冰低盐洋流流入与低盐海水涡动,对流混合大
9、陆上的淡水流入(河流/冰川/冰山)海水的密度单位体积内所含海水的质量叫做海水密度。其单位为克/厘米 3。海水密度在数值上与海水的比重相等。它的大小取决于盐度、水温和压力（或深度），在数值上一般都大于 1，而且前面两位有效数字对各种海水都相同，如 1.01600，1.03222。海水密度有现场密度和条件密度之分。现场密度是指在现场温度、盐度和压力条件下所测得的海水密度；条件密度是指当大气压等于零时的密度。世界大洋表面海水密度的地理分布规律是：从赤道向两极地区增大，最大密度往往出现在高纬地区。其垂直分布规律是：从表层向深层逐渐增加。海水密度是决定洋流运动的重要因素之一。水团是指海洋中形成于同一源地
10、（海区），物理、化学特性和运动状况基本相同的那部分海水。水团的特征通常以温度和盐度来表示，按温度可以分为暖水团和冷水团。按理化特性在垂直方向上的差异，又可分为：表层水团、次表层水团、中层水团、深层水团和底层水团等。波浪在力的作用下，水的质点周期性发生振动，并向一定方向传播，称为波浪。水是一种流体，在外力（风、地震等）作用下，使水的质点离开原来位置，但在内力（重力、水压力、表面张力等）作用下，又有使它恢复原来位置的趋势。因此，水的质点在平衡位置附近作封闭的圆周运动或接近于封闭的圆周运动，并引起了波形的传播，便产生了波浪。常见的海浪一般可分为：风浪、涌浪（长浪）和近岸浪（拍岸浪）。波浪要素波峰、波
11、谷、波顶、波底、波高、波长、波陡、周期、波速等统称为波浪要素。通常是用来表明波浪的大小和形状的。波峰指静水面以上的波浪部分。波谷指静水面以下的波浪部分。波顶指波峰的最高点。波底指波谷的最低点。波高指波顶与波底之间的垂直距离。波长指两相邻波顶间的水平距离。波陡指波高与半个波长之比。波浪周期指两个相邻的波峰（或波谷）经过同一点所需要的时间。波速指在单位周期时间内波浪传播的距离，表示波浪移动的速变，等于波长与波浪周期之比值风浪在风力的直接作用下所产生的波浪，称为风浪。在流体力学中空气被看作是一种具有压缩性的流体，而自由水面是水和空气之间的分界面，当空气在海面上流动时，由于摩擦力的作用，便引起了海面的
12、波动，即为风浪。风浪的外貌是极不规则的，但其单个形态大致是迎风一侧坡度小，背风一侧坡度陡。风浪的地理分布规律是：中、高纬海区的风浪比低纬海区大，最大风浪常发生在南半球的西风带里，因为那里西风强烈而稳定，海区辽阔，三大洋连成一片，所以风浪越来越大。我国海区的波浪，以风浪为主。风成浪即“风浪”。长浪波浪离开源地，离开风的作用区域向远处传播的波浪，叫长浪。因空气阻力及海水摩擦，长浪在传播中逐渐衰减，波峰渐圆、波长渐增、波速加快，能作长距离传播，以致在风暴到来以前就传到风暴中心（如台风）区以外，可作为风暴侵袭的予兆。涌浪即“长浪”。拍岸浪当波浪由深水区域向浅水区域传播时，由于受海底强烈摩擦的影响，波形
13、发生明显的变化：前坡变陡，后坡变平，波长变短，波高增大。波峰部分的传播速度大于波谷部分，使得波峰超过了波谷，从而导致波浪的倒卷和破碎。如果水底坡度较缓，波浪破碎后，又形成新的波浪，继续向海岸推进，并形成周期性的破碎，不断向海岸拍击。拍岸时，表层水质点显著地向前运动，形成一股强劲的水流，而底层则产生回流现象，这种波浪称之为“拍岸浪”，又叫“击岸浪”。拍岸浪对岩岸有较大的破坏力，如果是沙岸，则往往把泥沙卷到沙滩上堆积起来。内波由于海水的密度在垂直方向上存在着分层的差异，所以在外力的作用下，内层海水也产生相对运动，从而引起波动，这样形成的波浪叫内波。内波与海洋表面的波浪互有因果关系，也就是说，表面波
14、会引起内波，而内波也必然引起表面波。内波往往会影响到船只的航行，但在强大动力设备条件下，完全可以克服内波所造成的障碍。驻波是由两组振幅、波长、周期相同而传播方向相反的波迭加而成。多发生在海岸和海湾内，当前进波（入射波）遇到海岸时便反射回来，形成反射波，它与前进波互相干涉，便形成波形不再推进的波浪称为驻波。立波即“驻波”。海啸由火山、地震或风暴导引起的巨浪称为海啸。海啸可分为地震海啸和风暴海啸两类。地震海啸是由于海底火山爆发或海边地震而形成的巨浪。一般 6.5 级以上的地震，在震源深度不足4 公里时才能发生海啸。产生灾难性海啸的地震，震级必须在 7、8 级以上。世界上遭受海啸袭击较多的国家和地区
15、有：日本、印度尼西亚、加勒比海地区、地中海地区和墨西哥等。1883 年，喀拉喀托火山喷发，在巽他海峡产生的强海啸，波高达 40 米，波长达 524 公里，32 小时内传播距离相当于地球圆周的一半。这次海啸吞没了巽他海峡两岸 1000 多个村庄，毁坏了很多房屋和建筑物。风暴海啸风暴海啸是由台风、飓风等热带风暴、强低压、强寒潮或地方性风所引起的巨浪。据目前所知，在世界大洋中，印度洋的孟加拉湾沿岸是世界上风暴海啸危害最严重的地区，其次是我国，再次是美国、西欧沿海国家和日本等。1970 年 11 月 20 日，在孟加拉湾沿岸发生了世界上最严重的一次风暴海啸灾害，波高达 20 米，席卷了整个哈根亚岛，夷
16、平了许多村庄，死亡 30 余万人，溺死牲畜 50 万头，100 万人无家可归。风暴潮即“风暴海啸”。潮汐由月球和太阳的引力引起海水面的周期性运动，叫做潮汐。它包括海面的周期性涨落和海水周期性的水平流动。在一般情况下，每昼夜海面有两次涨落，我国古代称早晨的海水涨落为潮，称晚上的海水涨落为汐，两者合称为潮汐。海水周期性的水平流动则称为潮流。涨潮在太阳和月球的引力作用下，海面升高的过程叫涨潮。落潮在太阳和月球的引力作用下，海面下降，海水后退的过程叫落潮。平潮当潮汐达到高潮的时候，在一段时间内，海面既不上升也不下降，海面保持一段时间稳定的现象，叫做平潮。高潮涨潮时海水面升到最高处称高潮。也叫高涨或满潮
17、。低潮当落潮时，海水面下降到最低处，叫低潮。也称干潮。停潮当潮汐达到低潮的时候，在一段时间内，海面既不下降也不上升，海面保持一段时间稳定的现象，叫做停潮。高潮时平潮的中间时刻，叫高潮时。低潮时停潮的中间时刻，叫低潮时。潮差相邻的高潮与低潮的高度差，叫做潮差。太阴潮由于月球的引潮力作用而产生的潮汐，叫太阴潮。太阳潮由于太阳的引潮力作用而产生的潮汐，叫太阳潮。大潮农历每月的初一和十五，太阳、月球和地球的位置大致在一条直线上，这时候，地球受到的引潮力相当于月球引潮力与太阳引潮力之和，以致海水涨潮升得特别高，称之为大潮。小潮农历的上弦（初七、初八）和下弦（二十三、二十四），太阳、地球和月球三个星球的中
18、心几乎成一个直角，这时候，太阳引潮力大大地削弱了月亮的引潮力，地球受到的引潮力相当于月球引潮力和太阳引潮力之差，涨潮升得不高，这叫做小潮。半日潮在一个太阴日（24 小时 50 分）内，潮汐有两次高潮和两次低潮，而且两个相邻高潮或低潮的潮位高低几乎相等；涨、落潮的时间也几乎相等，这样的潮汐，称为半日潮。全日潮在一个太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，高潮和低潮之间相隔的时间大约为 12 小时25 分，这种一日一个周期的潮称为全日潮。如果在半个月内，有连续七天出现全日潮，而其余的日子里是一天两次潮，这种类型的潮也叫全日潮。混合潮分为不规则半日潮和不规则全日潮两类。不规则半日潮在一个太阴日内有两次高潮
19、和两次低潮，但潮差不等，涨潮时和落潮时也不等，这种类型的潮汐叫做不规则半日潮。不规则全日潮在半个月内，大多数日子里为不规则半日潮，但也有在一天里只出现一次高潮、一次低潮的全日潮，但全日潮的天数不超过七天。这种类型的潮汐叫做不规则全日潮。引潮力是指月球和太阳对地球上海水的引力，以及地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯性离心力，这两种力组成的合力，是引起潮汐的原动力，叫引潮力。引潮力的大小，可按公式推算:F=(2M*m*r)/R3式中，F 为引潮力、M 为太阳或月球的质量、m 为地球的质量、R 为日地或月地的距离、r为地球半径。由上式可知，引潮力的大小与天体的质量成正比，与地球与天体之间距离的三次方
20、成反比。垂直引潮力引潮力可以分解成两个分力，其中与地表垂直的分力称为垂直引潮力。由于垂直引潮力的方向与地心引力（重力）方向相同或相反，故只能使地心引力的大小稍有改变，而对海水涨落起不了什么作用。水平引潮力引潮力可以分解成两个分力，其中与地面平行的分力称为水平引潮力。由于水平引潮力没有其它力与之抗衡，其值虽小，却是引起潮汐现象的主要动力。涌潮在一些喇叭形河口区，由于地形的影响，在涨潮时，潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮流上涌，声闻数十里，如万马奔腾，排山倒海，异常壮观，这种奇特景象称之为涌潮。如我国的钱塘潮是著名的涌潮，历史上最大潮差曾达 8.93 米。暴涨潮即“涌潮”。怒潮即“涌潮”。潮流
21、指海水在太阳和月球的引力作用下所形成的周期性的水平流动。潮流和潮汐现象是同时产生的，因此，凡有潮汐的海区，就必有相应的潮流，而且它们的周期相同。涨潮流随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流。落潮流随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。憩流当高潮或低潮时，各有一段时间潮流速度非常缓慢，接近于停止状态，称为憩流。洋流指海洋中海水大规模地从一个海区水平地或垂直地流向另一个海区的非周期性的运动。洋流按其成因可分风海流、密度流和补偿流三类。按其水温和所经海区水温的差异可分为寒流和暖流。洋流形成的主要原因是定向风，还有地转偏向力和陆地分布的影响。洋流对海岸的水文特征、人类的海上活动以及对大陆沿岸的气候等都有巨大影响
22、。海流即“洋流”。暖流海水的温度比所经海区的水温高的洋流称为暖流。暖流通常是从低纬地区向高纬地区流动。暖流经过的海区和沿海地区的气温一般比同纬度其它地区高，而且空气湿润，雨量充沛，有利于农业生产。世界著名的暖流有：大西洋上的墨西哥湾暖流、巴西暖流；太平洋上的黑潮，东澳大利亚暖流；印度洋上的马达加斯加暖流、莫桑比克暖流。寒流就所经海区的海水来说，具有较低温度的海流称为寒流。寒流通常是从高纬地区向低纬地区流动。寒流可使流经的海区和沿海地区气温降低，雨水减少。世界著名的寒流有：大西洋的拉布拉多寒流，本格拉寒流；太平洋中的千岛寒流、秘鲁寒流；印度洋中的西澳大利亚寒流等。风海流又叫“漂流”、“吹流”。是
23、海水在风的直接作用下产生的水平运动。世界各大洋的表层洋流系统就其成因来说，主要属风海流。漂流即“风海流”。密度流由于海水密度分布不均而引起水平方向压力的差异，当水平压强梯度力与地转偏向力达到平衡时所产生的一种海水运动，叫密度流。密度流有两种：一种是由于海水受热蒸发、冷却、降水分布不均，致使海水密度分布不均而产生密度流；另一种是由于风力不均匀地作用于海面，在产生风海流的同时，还产生垂直环流，引起海水密度的重新分配，也形成密度流。梯度流即“密度流”。地转流即“密度流”。倾斜流海面因气压变化、风力作用、大气降水或河水大量倾入而发生倾斜，引起海水由高处向低处流动，这种因海面倾斜而形成的海流叫倾斜流。补
24、偿流由于某种原因，海水从一个海区流出，造成海面降低，邻近海面的海水随即流入该区进行补充，这种海水流动就叫做补偿流。如加利福尼亚寒流、秘鲁寒流、本格拉寒流都属于补偿流。沿岸流在靠近海岸的浅海区，在斜向海岸吹送的盛行风作用下产生破浪，其回流在重力作用下。顺着斜坡流动，在风的作用下海水又流向岸边，如此反复进行，海水便形成一股沿海岸流动的海流，特为沿岸流。升降流在地转偏向力的作用下，风海流使某些海区的表层海水远离海岸，沿岸水位下降，产生减水，下层海水不断上升来补充，形成上升流。在某些迎风的海岸地区，风力使表层海水不断流向海岸，使沿岸水位上升，产生增水，迫使沿岸区海水下沉，形成下降流。赤道海流在热带范围
25、内，海水自东向西的大规模流动，叫赤道海流。赤道海流的流势大，流向稳定。在北半球称北赤道海流，在南半球称南赤道海流。北赤道暖流见“赤道海流”。南赤道暖流见“赤道海流”。赤道逆流又叫“反赤道流”。为南、北赤道海流之间的逆向海流。它主要位于北纬 35到北纬1012之间的洋面上。赤道逆流自西向东逆赤道海流而流动，以补偿大洋东部因赤道海流带走的海水，因此具有补偿流和倾斜流的性质。赤道逆流的流速通常为 4060 厘米/秒左右，最大时达 150 厘米/秒，冬季一般小于 1530 厘米/秒。由于赤道附近终年高温多雨，因此赤道逆流表层的海水具有高温、低盐的特性。日本暖流也叫“黑潮”。是北赤道暖流在菲律宾群岛东部
26、向北偏转而形成的。它的主流沿中国台湾岛的东岸、日本琉球群岛的西侧向北、直达日本群岛的东岸，在北纬 40附近与千岛寒流相遇，在西风吹送下，再折向东，成为北太平洋暖流。日本暖流是北太平洋西部流势最强大的一股暖流，它在台湾岛东面的外海处，其宽度约有 100200 公里，深 200 米，最大流速每昼夜可达 6090 公里，平均流量每秒约 2200 万立方米。由于日本暖流来源于北赤道暧流，因此水温和盐度均较高。水温夏季达 29，冬季为 20，二者向北逐渐降低；盐度在 150200 米深处达最大值（为 34.835.0）。该海流对我国东部海域的水文、气象等方面有较大影响。黑潮即“日本暖流”。台湾暖流是“日
27、本暖流”的一个分支。当黑潮经过台湾岛与琉球群岛之间，就分流北上，其中偏西的一支，进入福建、浙江沿海海域被称为台湾暖流。北太平洋暖流是“黑潮”的延续部分，属北太平洋的西风漂流，但因受北美大陆的阻隔，在向东流至北美西海岸时分为两支：一支折向北，称为阿拉斯加暖流；一支折向南，称为加利福尼亚寒流、北太平洋暖流的流速自西向东有所减缓（由 0.5 米/秒减至 0.1 米/秒），其流量每秒约 1535 百万立方米。加利福尼亚寒流是流经北太洋东南部的一支寒流。为北太平洋暖流向南的一个分支。它沿美国加利福尼亚海岸向南流动，以补充北赤道暖流。其幅宽达 550600 公里，时速 12 公里。千岛寒流又叫“亲潮”。是
28、流经北太平洋西北部的一支寒流。它自苏联的堪察加半岛，沿千岛群岛向南流动，在日本北海道附近（北纬 40附近）与黑潮相遇，转向并入了北太平洋暖流。亲潮主流的流速在 1 米/秒以下，表面水温低于 19。在水色和透明度方面与黑潮有较大差异。亲潮即“千岛寒流”。东澳大利亚暖流是流经南太平洋西部的一支暖流。为太平洋中，南赤道暖流向南的一个分支。它沿澳大利亚的东海岸向南流动，最后汇入西风漂流。由于东澳大利亚暖流来源于南赤道暖流，因此它的水温和盐度均较高。秘鲁寒流是流经南太平洋东部的一支寒流。它是西风漂流在向东流动时，遇到南美洲西部海岸后，向北转向而形成的。秘鲁寒流沿南美洲的西海岸自南向北流动，于南纬 10以
29、北的地方折向西流，成为南太平洋中南赤道暖流的补偿流。其流速较小，每昼夜约 6 海里。墨西哥湾暖流也叫“湾流”。它是流经北大西洋西部的最强大的一支暖流。“湾流”是南、北赤道暖流在墨西哥湾会合后，从佛罗里达海峡流出，形成佛罗里达暖流，后又会合了安的列斯暖流，再沿北美洲的东海岸自西南向东北运行。其流势很盛，在佛罗里达海峡中，它的宽度约6080 公里，厚度约 700 米，流速每昼夜约 130 公里，表面水温达 2728。该暖流向东北继续延续成为北大西洋暖流。湾流即“墨西哥湾暖流”。北大西洋暖流是墨西哥湾暖流的延续部分，在盛行西风的吹送下，横过大西洋北部，至欧洲西海岸（约北纬 40附近）分为两支，向南流
30、的一支称为加那利寒流，向北流的一支折向东北后，在北纬 60附近又分为两支，左支最后成为西格陵兰暖流，右支伸入北冰洋而逐渐消失。由于北大西洋暖流是墨西哥湾暖流的延续，因此它的强弱变化直接受墨西哥湾暖流强弱变化的影响。其流量每秒约为 2040 百万立方米。该暖流对欧洲西部的气候有明显的增温、加湿作用。加那利寒流是流经北大西洋东部的一支寒流。为北大西洋暖流向南的一个分支。它在葡萄牙的外海处自北向南流动，经过加那利群岛附近，最后成为北赤道暖流的补偿流。其幅宽约 400600公里，时速不超过 2 公里。东格陵兰寒流是发源于北冰洋，沿格陵兴岛的东海岸向南流动的一支寒流。其强弱变化直接受北冰洋海冰生成与消融
31、的影响。由于它源于高纬海域，因此水温和盐度均较低（夏季水温为 2.4。盐度为 32.033.0）。其流速约 1 公里/时，春季常常携带着许多浮冰和冰山。拉布拉多寒流是流经加拿大北极群岛和拉布拉多半岛东岸的一支寒流。它发源于巴芬湾，向南流至纽芬兰东南外海和墨西哥湾暖流相遇，潜流于温水之下，时速 12 公里。春夏时常带来巨大冰山并造成重雾，妨碍海上交通。巴西暖流是流经南大西洋西部的一支暖流。它是南赤道暖流向南的一个分支，沿巴西东岸向南流动。在南纬 40附近，与西风漂流汇合。时速 12 公里，水温 1826，盐度35.037.25以上。本格拉寒流是流经南大西洋东部的一支寒流。它是西风漂在向东流动的过
32、程中，遇到非洲大陆后一部分转向，自南向北沿非洲西部外海流动，经安哥拉西岸的本格拉，继续向北，最后汇入南赤道暖流。其时速为 12 公里。水温南部低、北部高。沿岸并有深层水上升。该寒流对非洲西岸的气候有较大影响。莫桑比克暖流是流经南印度洋西部的一支暖流。印度洋中的南赤道暖流在遇到非洲大陆后分成两支。一支沿非洲东岸与马达加斯加岛之间的莫桑比克海峡向南流动，称为“莫桑比克暖流”，其延续部分向南直达非洲南端，称为“厄加勒斯暖流”，继而汇入西风漂流。马达加斯加暖流是流经南印度洋西部的一支暖流。它是印度洋中的南赤道暖流，在向西流动时遇非洲大陆后转向分支而成。其中一支沿马达加斯加岛的东岸向南流动，称为“马达加
33、斯加暖流”。时速为 13 公里，平均水温 25左右，盐度大于 35。西澳大利亚寒流是流经南印度洋东部的一支寒流。它是西风漂流的一部分，转向后，自南向北沿澳大利亚西海岸流动，最后汇入南赤道暖流。其时速为 0.70.9 公里。水温北高南低。盐度为35.535.7。季风洋流是印度洋北部，随季风更替而出现的季节性转变流向的洋流系统。它属于风海流的一种特殊形式。夏季，海水在西南季风的吹送下，按顺时针方向流动，从而加强了南赤道海流。冬季，海水在东北季风的吹送下，按逆时针方向流动，形成赤道逆流。西风漂流在盛行西风吹送下，海水自西向东连续流动所形成的洋流。如北半球的北大西洋暖流和北太平洋暖流。在南半球则表现为
34、寒流性质的西风环流。西风环流在南纬 4060辽阔的海面上，在盛行西风的吹送下，极地寒冷的海水自西向东环绕纬圈流动，形成横亘太平洋、大西洋、印度洋的全球性环流，称为西风环流。中国沿岸流指我国东部沿海海域，自渤海和黄海北部向南流动的海流。属寒流性质的海流。由于受大陆的影响，冬、夏两季的水温和流势都有显著的变化。冬季，水温低于大洋，流势较强，可流至南海海域；夏季，水温较高，流势较弱，一般流至台湾海峡南端即止。在流经途中，由于汇集了大大小小许多条河流的流水，因而盐度较低，营养物质较丰富，对沿海地区渔业生产的发展十分有利。河流地表水在重力作用下，经常（或间歇）沿着陆地表面上的线形凹地流动，称为河流。河流
35、是地球上的重要水体之一，在陆地上有广泛的分布。论面积和水量，它是最小的水体，但它和人类的关系却极为密切。河流是重要的自然资源，在灌溉、航运、发电、养鱼以及工业、城市用水等方面发挥着巨大的作用。但河流也会给人们带来洪涝等灾害。河源指河流发源的地方。各条河流的河源情况不同，有的是溪涧或泉水，有的是冰川、湖泊或沼泽。例如，长江上源沱沱河是以冰雪融水补给的；黄河上源卡日曲就是山麓泉水汇集而成的。河口广义的河口是指河流流入海洋、湖泊、或其它河流的地方。据此，河口可分为入海河口、入湖河口、支流河口等；狭义的河口就是指入海河口。我国有海河、黄河、长江、钱塘江、珠江等河流的大中型入海河口数十处。入海河口对国民
36、经济和国防建设意义很大，主要有：（1）入海河口是联系内陆和海洋的天然通道，世界各国有许多港口兴建在河口区；（2）河流源源不断地把大量泥沙从内陆输送到海洋，在河口地区形成了广阔平坦的三角洲平原，滩涂围垦对发展农业生产有着重要意义；（3）河口地区是盐水和淡水的交会区，河流从陆地上带来大量铒料，很多海洋鱼类在此产卵，河口附近往往是重要的渔场。因此，河口区对发展交通事业、工农业生产、渔业生产等方面有着极为重要的意义。中游介于河流上游和下游间的河段称为中游河段，简称“中游”。中游与上游和下游并无严格的分界。中游河段的特征是比降与流速减小，流量加大，冲刷淤积都不严重，河槽多为粗砂。上游河流在河源以下的一段
37、称为上游河段，简称“上游”。上游与河源和中游并无严格的分界。上游河段的一般特征是：比降陡峻，多瀑布急流，流速大，流量小，冲刷占优势，河槽多为基岩或砾石。下游河流在河口以上的一段称为下游河段，简称“下游”。下游与中游及河口并无严格的分界。下游河段的特征是：比降与流速更小，流量更大，淤积占优势，多浅滩和沙洲，河槽多细沙和淤泥。河槽也叫“河床”。河谷中被水流淹没的部分称河槽。河槽随水位涨落而变化。洪水时期，被河水淹没部分叫做洪水河槽，也叫“滩”；枯水期有水流的部分，叫做枯水河槽，也称基本河槽或主槽。河床即“河槽”。地貌上多用河床一词。外流河直接或间接流入海洋的河流称外流河。我国最长的外流河是长江（6
38、300 公里）；世界最长的外流河是尼罗河（6600 公里）。内流河不流入海洋，而流入内陆湖泊或中途消失的河流称为内流河。我国最大的内流河是塔里木河（2137 公里）；世界最大的内流河是欧洲的伏尔加河（3690 公里）。内陆河即“内流河”。间歇河只有在雨后或山区融雪时，河床中才有流水，其余大部分时间河床干涸的河流，叫做间歇河。干燥地区多数小河属于间歇河。瞎尾河在干燥的沙漠地区，河水在蒸发和渗漏中消耗殆尽，河流最后消失在沙漠中的这种河流称为瞎尾河。暗河也称“地下河流”或“伏流”，多分布在岩溶地区。随着漏斗和落水洞的不断增加和扩大，地表水漏失，地表水系遭到破坏，地表水流进入地下，成为地下河流。所以，
39、在岩溶发育的地区，地表缺水。因此，调查地下暗河，引水到地表使用，对于发展农田水利，解决工业和人民生活用水，都有十分重要的意义。地上河含沙量较多的河流的下游，因泥沙沉积而使河床逐年增高，人们在河两岸筑堤防水，年年培修，久而久之，形成河床高于两岸平地的河道，这样的河道称为地上河。我国黄河下游就是典型的地上河，河床一般高于大堤外的平地 45 米，最高处竟达 10 米。这种河极易泛滥成灾。悬河即“地上河”。河湾指河流的弯曲河段。水流进入河湾后，受离心力作用，成为环流，表层水流由凸岸流向凹岸，再沿河槽下降至河底，成为由凹岸流向凸岸的底流，因而凹岸被冲刷成陡峻的岸坡，冲刷下来的泥沙由底流挟带而淤积于凸岸，
40、造成沙滩或边滩。河曲河流一连串迂回曲折的河段。大都出现于冲积平原上的中、下游河段。如长江的荆江段，因河形极度弯曲，有“九曲回肠”之称。运河人工开挖的水道。用以沟通不同河流、水系和海洋，联接重要城镇和工矿区，发展水上运输。运河虽以便利航运为主，但在综合利用水利资源的原则下，对灌溉、排涝、泄洪、发电等方面也有重要作用。跨越分水岭或高地和比降较大的运河，均需建筑船闸，使河水分成若干级段。例如我国的大运河以及沟通太平洋和大西洋的巴拿马运河，都是有船闸的运河。沟通地中海和红海的苏伊士运河是无船闸运河。引河人工开挖的引水道。在裁弯取直工程中，有时开挖一条引河，然后利用水流本身的力量冲成新河道；在堵塞决口时
41、，开挖引河引导水流归入正槽，借以挽险缓冲。另外还有为了排泄非常洪水而开挖的引河，又称减河。减河为分泄河流洪水，用人工开挖的河道称减河。开挖减河的目的在于减杀水势，防止洪水漫溢或决口。减河可以直接入海，入湖或在下游再重新汇入干流。如解放初期在河北省兴建的独流减河，既解除了大清河洪水对天津和津沪铁路的威胁，又减轻了大清河下游的水患。水系在一定集水区内，由大大小小的河流所构成脉络相通的系统称为水系。如果有湖泊与河流相通，那么，湖泊也包括在水系之内。干流一个水系中，将流域内汇集来的水直接输入海洋或内陆湖盆的河流，称为干流。干流一般取长度最长或水量最大的河流。干流和支流，可以根据地貌、地质、水文等条件来
42、研究河流本身的特征和水系结构加以区分。但也有按历史上的习惯来区分的。支流一个水系中直接或间接注入干流的河流，统称为支流。一般来说，支流比干流短、流量小。但也有例外，如岷江和大渡河，大渡河比岷江长、水量也比岷江大，但习惯上把大渡河作为岷江的支流。支流又分为几级，直接流入干流的为第一级支流，直接流入第一级支流的为第二级支流，依次类推。如松花江是黑龙江的一级支流，嫩江就是黑龙江的二级支流。水系特征主要包括河流长度、河网密度、河流的弯曲系数等。653 河流长度是指河源到河口的轴线长度。确定河流长度可以在大比例尺的地形图上，用曲线计或两脚规量取。附：世界主要河流的长度河名长度（公里）尼罗河 6650 黄
43、河 5464亚马孙河 6437 鄂毕河 5410长江 6380 刚果河（扎伊尔河） 4700密西西比河 6020 湄公河 4640叶尼塞河 5540河网密度单位流域面积内的河流总长度，称为河网密度。可用下式表示：Dd=L/F式中，Dd 为河网密度（公里/平方公里）；L 为河流总长度（公里）；F 为流域面积（平方公里）。河网密度表示一个地区河网的疏密程度。它常随气候（主要是降水和蒸发）、地质、地貌、土壤和植被而变化。如我国秦岭、淮河以南，由于降水丰富，土壤不易透水，河网密度比较大；西北干燥地区，降水少，渗漏也较严重，河网密度就很小。我国秦岭桐柏山大别山以南，武陵山雪峰山以东地区是我国河网密度最大
44、的地区（一般均超过0.5 公里/平方公里）。广大内陆流域，河网密度很小（几乎都在 0.1 公里/平方公里以下），而且出现大面积无流区。河流弯曲系数某河段的实际长度与该河段直线长度之比值，称为该河段的弯曲系数。可用下式表示：K=L/I式中，K 为弯曲系数；L 为河段实际长度（公里）；l 为河段的直线长度（公里）。弯曲系数（K 值）越大，河道越弯曲。河流弯曲系数大，对航运及排洪都不利。扇状水系来自不同方向的各条支流较集中地汇入干流，流域成扇状或圆形，如海河水系。这种水系，支流洪水几乎同时汇水干流，容易造成特大洪水。羽状水系干流较长，支流从左右两岸相间汇入干流，呈羽毛状。如滦河水系。树枝状水系干流和
45、支流的分布呈树枝状。大多数河流属于此种类型。如珠江水系等。平行状水系几条支流平行排列，至下游或河口附近才会合成干流。如西亚的底格里斯河和幼发拉底河在离河口 190 公里处汇合成阿拉伯河，注入波斯湾。格状水系支流多呈 90角汇入干流，干流和支流分布呈格子状。如闽江水系。向心水系指盆地内的河流，由四周高地流向盆地中心所形成的水系。如我国四川盆地中的一些河流。分水岭划分相邻水系（或河流）的山岭或河间高地称为分水岭。分水岭最高点的连线称分水线或分水界。降落在分水线两侧的雨水，各自汇入不同的水系（或河流）。如秦岭以南的降水最终流入长江，秦岭以北的降水最终流入黄河，秦岭便是长江与黄河的分水岭，而秦岭山脊线
46、即为长江和黄河的分水线。分水线见“分水岭”。分水界即“分水线”。流域是指一个水系（或一条河流）的集水（包括地表水和地下水）区域，或为分水线所包围的区域称为流域。水系（或河流）从这个集水区域上获得水量补给。流域的大小不一，一个大流域往往可分成几个小流域，小流域还可以分成更小的流域。例如，长江流域包括了汉水流域，汉水流域还可分为上丹江流域等。流域面积指流域的分水线所包围的地区的面积。量算流域面积大多先从地形图上定出分水线，然后用求积仪或其它方法，求得此线以内的面积。流域面积的单位一般用平方公里计。外流区域供给外流河河水的地面叫外流区域。我国自大兴安岭-阴山-贺兰山-祁连山（东端）一线，向南延伸，大
47、致与 200 毫米等降水量线一致，此线以东、以南的广大地区，称为外流区域，约占全国总面积的三分之二，水量约占全国总水量的 95以上。内流区域供给内流河河水的地面叫内流区域。我国自大兴安岭-阴山-贺兰山-祁连山（东端）一线，向南延伸大致与 200 毫米等降水量线一致，此线以西，以北的广大区域，称为内流区域。面积约占全国总面积的三分之一，水量不足全国总水量的 5。无流区不产生“地表径流”的地区，或者是无法计算出地表径流的地区，叫无流区。例如，一些干燥地区，虽然偶有流水流过，但强烈的蒸发和渗漏使水流很快减少以至消失，所以几乎不产生“地表径流”。另外，东北松花江地区，由于局部地段有沼泽分布，降水进入沼
48、泽地后，无法计算其径流量，也属无流区。我国无流区主要分布在新疆和内蒙古高原的沙漠地区。河流的纵断面是指河底或水面的高程沿河长方向的变化。其中河底高程沿河长方向的变化称河槽纵断面。水面高程沿河长方向的变化称水面纵断面。瀑布从河床纵断面陡坡或悬崖处倾泻下来的水流叫做瀑布。其成因主要是水流对河底软硬岩石侵蚀作用的差别，如中国贵州省的黄果树瀑布；北美洲的尼亚加拉瀑布等。其它如山崩、断层、熔岩阻塞，以及冰川的差别侵蚀和堆积等也能造成一些较小的瀑布。落差在河道上、下游的两个地点在同一时刻观测水位后，依同一基准面计算其高差，这个差数称为这一河段的水位落差，简称落差。总落差河源与河口之间的水位落差，称为总落差
49、。河槽横断面是指垂直于主流方向、横切河道、河底线与水面线之间所包围的平面。河槽横断面是决定河槽输水能力、流速分布、比降、流向的重要特征。在流量和泥砂计算中，断面面积也是不可缺少的要素。过水断面某一时刻的水面线与河底线包围的面积，称为过水断面。单位通常用平方米。比降河槽或水面的纵向坡度，称为比降。河槽纵比降是指河段上游、下游河槽上两点的高差与河段长度的比值。水面纵比降是指河段上游、下游两点同时间的水位差与河段长度的比值。河槽纵比降见“比降”。水面纵比降见“比降”。水文特征河流的水位、流速、流量、泥沙、冰情等通称为水文特征。水位是指河流某处的水面高程。它以一定的零点做为起算的标准，此标准称为基面。表示水位所用的基面有两种：1.绝对基面又叫标准基面，这种基面是以某一河口的平均海平面为零点。例如，过去我国黄河及华北各河均采用大沽零点为基面；长江则采用吴淞基面；现在全国河流一律采用青岛基面。2.测站基面，一般采用观测点最枯水位以下的 0.51 米处作为零点，这种基面是水文站专用的一种固定基面，它可以避免因为上下游
