气候水文现象有哪些_气候水文

1.区域气候与水文环境演化

2.古水文信息与古气候

3.气象与水文特征

你知道跨越200万年的水文气候记录出炉是什么样的吗？过去的6600万年，大型恐龙的灭绝和被子植物、哺乳动物和鸟类的开花，代表了地质史上的新一代。在新生代早期，两极没有冰层，但在新生代晚期，两极出现了大冰层。温室气体浓度曾一度超过2000ppmv，但到了最后一个冰河时期则低于200ppmv。

古气候学家一直希望获得新生代以来的气候变化记录，以了解现代地球气候演变的规律和发展趋势。整整100年前，Milankovitch提出，地球轨道参数的变化，包括偏心率、倾角和早衰，影响了地球表面获得的太阳辐射的纬度和季节分布，推动了地球气候的准周期性变化（Milankovitch, 1920）。在过去的50年里，米兰科维奇说不仅成为古气候研究的理论范式，而且还为古气候研究提供了天文测年方法。

自20世纪80年代中期以来，古气候学家利用深海沉积物中的碳和氧同位素记录来重建新生代气候史。迄今为止，最有影响力的整合曲线是加州大学洛杉矶分校古海洋学教授Jim Zachos团队在2001年发表在《科学》上的一篇论文（Zachos等人，2001A）。这篇论文在很大程度上确立了学术界对新生代气候演变的整体认识。但在当时，天文测年尺度刚刚进入古生代的门槛（Zachos等，2001b），新生代早期的时间尺度主要取决于生物地层学和磁力地层学，存在很多差异。近二十年来，世界各地新获得的深海沉积钻孔弥补了这些不足（图1），天体时间尺度逐渐从新生代延伸到古生代。一个新的整合曲线正在隐现。

全球气候是一个复杂的动态系统，对准周期性的天文强迫因素有着复杂的非线性反应，其规模从一万年到数百万年不等。为了研究CENOGRID的时间特征，研究小组进行了递归分析（recurrence analysis）。递归分析可以揭示系统的非线性动态过程和非线互信息。递归图是对时间序列的内部结构和可预测性的一种可视化。

区域气候与水文环境演化

1.气候

研究区地处山西高原中部，属大陆性季风气候，冬季寒冷少雪，春季干燥多风，夏季炎热多雨，秋季凉爽易人。据太原、阳曲气象站多年观测资料，多年平均气温9.5℃。1月气温最低，平均-7℃，极端最低气温-27.5℃。7月气温最高，平均23.7℃，极端最高气温39.4℃，降至0℃时间为10月中旬，回升至0℃时间为4月中旬，无霜期平均170天。最大冻土深度1.06m。降雨多集中在7、8、9三个月，年平均降水量440.4mm，年最大降水量749.1mm（1969年），年最小降水量216.7mm（12年），历年雨量变化规律见图6-2。年平均蒸发量1849.3mm，大于年平均降水量的3倍。冬春多西北风，极端最大风速18.7m/s，最大月平均风速3.3m/s（4月份）。

图6-2 东山地区多年降雨量变化曲线图

2.水文

研究区属黄河流域汾河水系，无大的地表水体。东山河流均为汾河支流，较大的沟谷有杨兴河、杨家峪河、涧河、观家峪河等，均发源于东部山区，向西汇入汾河，流程较短，汇水面积不大。皆为季节性河流，具有枯水季节长，雨季洪水季节集中，洪水排泄快等特点。

南沙河、马庄沟于1958年各建有小型水库一座。前者较大，位于水峪村南，为确保市区安全，不再拦洪蓄水；后者位于新沟村东基岩山区，虽可拦洪，但蓄水量较小。

古水文信息与古气候

西北区域气候演变是黑河流域总水变化、地下水循环演化的驱动力之一。本节通过对考古、树木年轮、历史文献和古水文与古地理等前人不同类型的资料分析，了解万年、数千年来黑河流域的气候、水文和水循环条件变化，揭示黑河流域地下水形成和循环演化历史过程，进而奠定研究现代水循环变化、识别与剥离人类活动对地下水循环影响状况的基础。

一、万年尺度水文环境

根据测年资料，末次冰盛期（记作LGM）位于距今2.1万～1.6万年间，那时青藏高原冰川面积为350000 km2左右，是现代冰川面积的7.5倍（王绍武等，1995）。其中青藏高原东部的横断山系和东昆仑山，LGM面积比现代大40～144倍（施雅风等，1996），西北部昆仑山西中段比现代大2.2～3.6倍（王绍武等，1995）。在末次冰盛期之后，气候转入波动升温时期，大陆冰盖消融，海平面上升，气候回暖。古里雅冰芯氧同位素测定表明，现代气温比LGM时期高5℃。大量冰融水和夏季降水增加，促进了湖泊扩张，在黑河流域下游区一度出现2600 km2的湖泊水域。

在黑河流域集的第四系深层承压水14C年龄表明，大部分深层地下水形成于距今14000～5000年期间，与上述的气候变化具有对应性。

二、千年尺度水文环境演化特征

在距今1.22万～1.08万年间，发生了新仙女木（YD）降温，δ18O从LGM时期的-16‰急剧降至-21‰，相当于降温12℃。在距今1.08万年前后，δ18O急剧上升至-14‰，相当于升温12℃（王绍武等，1995）。YD结束之后，随即进入间冰期，即全新世，出现新的冷暖、干湿交替时期。其中早全新世为升温期、中全新世为大暖期和晚全新世为降温期。

在距今8000～7000年的早全新世末期，气候由冷干变为暖湿，降水开始明显增加。

距今7000～4500年时期为中全新世气候最佳时期，气候温暖湿润、降水量大、湖泊发育、水草茂盛，期间出现过暂短的冷期。张掖东灰山遗址的孢粉研究也表明，距今4000年前黑河流域水文环境和生态环境较现代优越。在距今7000～3500年期间至少有4次明显的多雨期，经14C测定分别为距今6580年、5730年、4800年和4545年，这与印度拉贾斯坦多雨期、中国东部高海面及世界高海面的几个时期都很接近。根据曹兴山（1996）的研究成果，第四纪以来甘肃共有5次造炭期，最近的3次是距今8000～7000年、5800～4500年和3500～2500年。在全新世大暖期，气温比现代温度高2～5℃，降水量增多，青藏高原普遍出现湖水淡化与扩张，冰川大幅度后退。

距今5000～4000年期间在甘肃民乐东和西灰山地区出现小麦，表明原始农业在该时段有了很大的发展，同时森林植被遭到人为大范围的破坏。进入距今4000～3000年期间，气温波动下降，出现湖沼收缩，草原或半荒漠植被扩大。

中全新世晚期（距今3500～2500年）是向晚全新世过渡前的一次温暖湿润期，这一时期降水较多，动植物得到发展，普遍形成0.5米的泥炭层。

三、百年尺度水文环境变化

（一）3000年以来变化

晚全新世以来，黑河流域的区域气候持续干旱，致使湿地大面积萎缩，草地植被迅速退化和土地沙漠化。有文献记载，额济纳盆地的古居延海是西北最大的湖泊之一。早期居延海湖面曾达到2600 km2，至秦汉时期，其湖面仍有726 km2。

在距今3000～600年期间，北半球大部分地区曾迅速转冷，先后进入较严寒的新冰期。在西北干旱区亦有类似的气候波动。其中在距今2000～1230年期间气候冷暖、干湿变化持续的时间较短，转变较快，处于旱涝灾多发期。距今1230年以后，气候时段持续时间增长，转变次数变少，基本形成了西北气候干旱特点（施雅风等，1996）。

自公元6世纪以后，中国许多地区又逐渐进入一个较温暖的时期。在祁连山、河西走廊等地区，多有偏暖偏干的记载。

根据祁连山敦德冰芯记录（图3-2），1428～1532年、1622～1740年和17～1865年出现过3次冷期。小冰期以来，祁连山冰川面积减少338.4 km2，为17.5%，高于西部地区冰川面积平均减少值（13%～16%）。其中祁连山东部（石羊河流域）冰川面积减少比例大于中段黑河流域和西段疏勒河流域，西段减少比例最小（表3-6）。黑河流域上游区冰川面积减少100.8 km2，变化率为19%。

在西北地区，高山冰川经过小温暖期的退缩阶段以后，又重新向低海拔地区扩张，出现多次冰进。在祁连山、天山等地，普遍存在着这一时期的冰渍，最近几次冰进约距今400多年、200多年和100多年（图3-3），雪线高度较现代要低。这些都表明该时期气候是寒冷的。

图3-2 祁连山敦德冰芯气候记录曲线

表3-6 小冰期最盛期以来祁连山区冰川面积变化特征（km2）

图3-3 黑河流域百年尺度研究区水循环条件演化过程

据历史资料记载，在百年尺度气候变化过程中，公元1226年以来该区降水相对增多的时段为：1495～1557年、1652～1772年、1850～1890年和1919～1939年（施雅风，1995）。祁连山树木年轮资料显示的多雨期是：1428～1532年、1622～1740年、17～1865年和1924～1944年。近百年来的气候变化趋势是暖干。

近500年来，祁连山区气温升高约1～1.2℃，冰川面积减少33%～46%，冰川储量减少31%～51%，降水量减少50～80 mm，冰川融水减少35%～46%，陆面蒸发约增加7%，源头冰川消融速度加快，冰川面积仅存291 km2，冰雪水量持续减少，其中1940～1960年期间减少最明显。

据张祥松等（1996）研究表明，小冰期最盛期至1956年期间祁连山柳泉沟河流域冰川面积减少19.2%，条数减少9.3%，长度减少11.4%，冰储量减少30.1%，平衡线升高60 m，石羊河流域平衡线升高140 m。

这一时期内的降水状况，基本维持少雨干燥。根据树木年轮宽度变异可见，近300年来存在两个相对多雨期和3个相对少雨期（图3-4）。

图3-4 近200年以来西北不同地区旱涝动态变化过程对比

（二）近百年来变化特征

自19世纪末以来，西北内陆地区气候基本上维持较为温暖状态，西北地区的高山冰川普遍以退缩为主，雪线高度多有上升。例如天山西段木扎尔特冰川在1909～1959年的50多年内退缩了约750 m，平均每年后退15 m之多，上升约200 m。祁连山冰川亦大体如此（施雅风等，1995）。1956～年期间，祁连山水管河4号、“七一”和老虎沟12号地表性冰川分别减少0.81%、0.06%和0.04%。1960～1995年期间石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域的冰川面积分别减少12.93 km2（占19.9%）、29.44 km2占（7.0%）和35.67 km2（占4.2%）。

1940年前的气温上升趋势是明显的，1940年后进入一个相对冷期（表3-7和图3-3），20世纪70年代开始回升（图3-5）。从各季情况来看，20～30年代突然增暖，夏季较其他季节明显，冬季则主要出现在30年代。

表3-7 20世纪以来每10年西北地区、黑河流域气候特征值

图3-5 近50年以来黑河流域年气温变化过程

近50年以来，西北区域气候变化总的特征是：湿冷→干暖→干冷→湿暖→湿冷，循环周期约40年，即50年代升温，60年代、70年代降温，80年代升温，90年代降温。从全国尺度来看，大部分地区的年气温差都在逐步下降，西北地区平均下降速度为0.83℃/10 a。在20世纪80年代后期，受“温室效应”影响，升温趋势加强（图3-6）。

从西北地区的延安、西安、兰州、西宁、张掖5个代表站的旱涝统计分析结果来看，20世纪以来各站干旱次数无明显上升趋势。在20世纪20年代，西北地区干旱频繁，而且影响面广，但是80年代以来各站的干旱次数都明显减少。

王绍武等（2002）研究表明，西北地区降水频率增多是明显的，普遍超过（5～10）%/10a。韦志刚等（2002）研究结果，西北地区20世纪60年代初多雨，70年代少雨，80年代又多雨，90年代少雨，并存在降水量变化的准8.5年和准3～4年周期。而黑河流域60年代降水偏少，80年代偏丰，进入90年代之后降水量再度偏少（图3-7）。丁永建等（1999b）对黑河流域山区和平原、东部与西部降水变化的研究结果，与图3-7规律相似（图3-8）。

图3-6 1951～1999年中国西部、东部气温变化对比

图3-7 黑河流域年降水量距平变化过程

四、近50年以来气候变化

（一）黑河流域大气水变化特征

王可丽（2003）研究表明，20世纪60～90年代黑河流域（37.5°～40°N，100°～102.5°E）大气水（整层大气水汽输送的收支情况）区域平均年输入水量为6678×108m3，输出水量为6502×108m3，净输入水量为176×108m3。输入的水汽量呈逐年减少的态势，尤其在20世纪70～80年代有明显的下降，而水汽的净输入量是波动式变化（图3-9），与区域水汽输入输出动态变化不具有线性相关关系，而是与当地水文循环条件有一定的联系。

图3-8 黑河流域年降水变化的时间序列

图3-9 1958年以来黑河流域（40°N，100°E格点）大气水汽含量动态变化

从图3-9可见，近40年来黑河流域大气水汽含量也具有明显减少的趋势，其中以20世纪60年代后期下降最为剧烈，80年代后期有所回升，90年代后仍呈下降趋势。据王可丽等（2003）研究结果，张掖地区大气水汽变化与图3-9规律基本一致，只是90年代水汽含量减少更为明显。张掖、临泽、高台和祁连站的年平均气温年际和年代际变化规律完全一致，其相关系数为0.73，超过0.001的信度，由此表明黑河流域平原区与祁连山山区属于同一个气候子系统，有着相同的影响因子和背景。

（二）气温与降水变化过程

1.时空变化规律

根据自1935年以来酒泉站气象观测资料记录，20世纪30年代中期至40年代中期黑河流域处于高温期，其中1941年的年均气温达到10.0℃，40年代末开始强降温，至1967年达到5.8℃。以后，进入波动升温过程，至90年代达到7.4℃，但是仍低于30～40年代的气温（龚家栋等，2001）。

综合黑河流域不同区域的气温变化，在20世纪60年代初以来的升温过程中，下游尾闾段荒漠区的升温最为显著，其次为祁连山前的荒漠区，中游和下游上段的人工绿洲区气温升高幅度约为上述区域的1/2。但是中游绿洲面积较大，其上升幅度略低于下游上段的小型绿洲区，表现出与绿洲规模大小相关的效应。山区的气温升高幅度相对较小，中低山区因森林带的作用，升温幅度略低于中高山区（表3-8）。

表3-8 黑河流域不同区域气温变化（℃）

黑河流域西部山区的气温升幅远大于降水增幅，气温上升导致蒸腾量增加，加之西部山区下垫面本身要比黑河流域东部山区干燥，使得气温上升消耗的水量远大于降水增加对径流的贡献率。尽管春、夏季气温上升增加了融雪和冰川径流，但是两者相加对径流的贡献率只占1%左右，而气温变化引起径流量的增减约为多年平均径流量的10.4%，降水和冰雪融水的增加不足以抵消气温上升对径流强烈的负面影响。

降水对气温变化的响应，具有显著的地域特征。在黑河流域东部的扁都口（海拔3200 m）地区，降水量增加最为显著，平均每年增加3.49 mm，民乐地区为1.54 mm/a，双树寺为0.79 mm/a。但是在瓦房城地区降水量呈逐年下降过程，平均每年减少1.15 mm。在黑河上游山区，包括讨赖河上游区，年均降水量都呈增加趋势，其中野牛沟地区增加幅度最大，为1.58 mm/a，其他几个站平均增幅为0.80 mm/a。低山丘陵和平原区，包括绿洲区，降水量也表现为上升趋势，幅度在0.5 mm/a左右。在下游区上段，增加幅度介于0.2～0.5 mm/a范围。在下游尾闾端，降水量呈逐年下降的趋势，下降幅度为0.5 mm/a左右。

20世纪50～90年代，黑河流域山区和平原降水量呈增加趋势，如表3-9所示。20世纪60年代是黑河流域降水普遍偏枯水时期，80年代是偏丰水时期。

表3-9 20世纪50～90年代黑河流域山区、平原区降水量变化特征

从区域特征分析，黑河流域降水量总体上表现为由西向东增大的特点，但是在山区和山前平原区有所不同。在山区（约38.5°N以南地区）降水沿纬线方向的变化明显增大，由西向东增加。在38.5°～39.5°N之间狭长地带，主要为山麓和中低山区，受地形影响降水等值线由东向西平行展布，且与祁连山走向相同。在经线方向上，降水量由北向南增加，且山区降水的增加幅度比平原区大。在99.5°E经线以西地区，降水量沿经线基本上为单调向南增加。在99.5°E经线以东地区，这种变化较为复杂，在山区出现了最大降水带。在39.5°N以北平原区，降水量稀少，东西方向变化不大。但是在东部地区，降水梯度明显增加（丁永建等，1999）。

在纬向上（南北向），由于受祁连山走向的影响，黑河流域降水随高度的变化明显。在99.5°E经线以西，沿经线方向降水随高度而增加，降水增加梯度是非线性的。沿98°E经线平均降水梯度约为10.0 mm/100 m，沿99.5°E经线平均降水梯度17.0 mm/100 m。在99.5°E经线以东地区，由平原区向山区降水梯度明显增大，且在2400～3400 m的高度区间内出现最大降水带。若以99.5°E经线为界，则黑河流域西部地区降水呈现出较好的递增规律，平均降水梯度为15.9 mm/100 m；在东部地区，降水随高度呈现出非线性增加，最大降水高度带为2880 m，与森林带下限高度基本一致，反映了该地区的水汽凝结高度（丁永建等，1999a）。据计算（丁良福等，1996），祁连山水汽凝结高度平均约为3000 m，在此高度带以下，降水量随高度递增。

在经向上（东西向），黑河流域降水也表现出明显的地区性差异。以39°N线为界，在39°N以北的平原区，降水量随高度呈单调递增，增加幅度为10～12mm/100 m。在39°N以南的山区，降水量随高度递增的幅度明显增大。在最大降水高度带以下，山区降水增加幅度为17～20 mm/100 m。若以2000 m地形等高线为界，把黑河流域分为山区和平原区两部分，则在平原区降水量由西向东呈现出S形分布，先是由西向东降水量减少，在99°～99.5°E之间出现全区降水低值带，向东降水又逐渐增加，在100.5°～101°E之间出现降水高值区。再向东至流域东界，降水呈减少迹象。在山区，由东向西降水量基本上呈现出增加之势，只是101°E以东出现与平原区相似的变化特征，降水减少（丁永建等，1999b）。

丁永建等（1999a）研究表明，黑河流域年降水量（P）与高度（g）、纬度（φ）和经度（λ）之间存在下列量化关系：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

即随地面高度的增加、经度增大和纬度减小，年降水量呈增加趋势。高度每增加100 m、经度每增加1°和纬度每减小1°，降水量分别增加14.9 mm、38.9 mm和20.1 mm。

2.降水季节性变化

从40多年以来黑河流域不同地区各季降水系列变化可见，尽管夏季降水量最大，但其Cv值却最小，这种相对稳定而集中的降水补给对黑河流域水循环过程和平原区地下水补给与更新具有重要作用。相对而言，春、秋季降水波动较大（表3-10）。山区降水系列Cv值小于平原区，东部Cv值小于西部。

3.降水变化动因

由于黑河流域地处内陆腹地，除东南季风输送来的夏季暖湿气流外，还受西风环流带来的大西洋冷湿气流和印度洋暖湿气团的影响，使得黑河流域降水年内分配差异较大。无论是山区还是平原区，从东向西，6月降水比例逐渐增大，最大降水月份为7～8月，由东向西，7月份降水比例逐渐增大，8月份降水比例逐渐减小，而9月份降水比例逐渐减小。这种情况正好反映了东亚季风对该地区影响向西逐渐减弱和西风环流逐渐增强的特征。在10月至翌年3月，西部降水比例明显较高，由西向东减小。这一变化在平原地区尤为明显，向东可延续到流域东部边界。

表3-10 黑河流域不同地区各季降水量主要统计值（mm）

祁连山呈南东-北西走向，有利于截获东来的水汽，加之夏季印度洋暖湿气流的影响，使得山区在6～8月降水集中。在黑河流域西部，无论从何种路径所获得的水汽都十分有限。另一方面，青藏高原对该地区环流也会产生影响（汤奇成等，1992），夏季在疏勒河地区形成降水较少的高压区，而在张掖地区形成降水相对较多的低压区，加之东亚季风和祁连山地形的综合影响，以至在99°～99.5°E之间的平原区形成降水低值带，使得黑河流域东、西部降水状况明显不同。

（三）气温变化对降雪量影响

黑河流域以海拔3600 m为高山冰雪冻土带和山区植被带的分界线，高山冰雪冻土带下垫面主要由冰川、积雪、多年冻土和高山草垫等组成，而山区植被带下垫面主要由草丛、灌木和水源涵养林等组成。按照积雪分布特征，可分为3个垂直高度带（表3-11）。

表3-11 黑河流域垂直高度分带

黑河流域气温上升并没有带来降水的强烈波动，但是降雪量变化目前正处在一个高值区波动。当气温变化主要集中在冬季的气温上升时，降雪量相应增加，其增加的幅度和过程与1～2月份的平均气温变化相关。据王建等研究结果（2002），气温上升引起的降雪量增加达7%～10%。

在黑河流域，季节性融雪径流是春汛期间河流的主要补给源，积雪消融对平原地下水补给具有积极作用。黑河流域西部是以冰雪融水补给为主，尤其在春季消融季节，降水稀少，60%以上的地表径流来源于积雪消融，而在3～6月降水补给地下水较少，农业开消耗地下水较大。

由于冬季气温的上升，也导致了季节性积雪消融在时间上相应的提前，融雪径流的开始时间已从传统的4月中旬前移10天左右（王建等，2002）。利用SRM（Snowmelt Runoff Model）模型研究表明，气温上升带来融雪径流变化情势，在时间上造成前移和消融前期流量的增加，以及后期流量的减少（王建等，2002）。

气象与水文特征

一、古水文信息与古洪水

根据侵蚀面与河床滞留沉积，以及古河道砂带的几何形状、结构、构造特征等资料（表2-1），应用河相关系法、地貌-水力学法、泥沙-水力学法和古水系法，分析得出：2.5万 a（B.P.）以来，华北平原大约有4 次古洪水期，分别为19ka（B.P.）左右、8.5ka（B.P.）左右、6.6ka（B.P.）左右和2.2ka（B.P.）。另外，在1.5～1.0、3.5～3.0、5.5～5.0、13.0～12.0、17.0～15.0ka（B.P.）间也存在古洪水期遗迹（表2-2）。11.0ka（B.P.）的洪水频率低，平均1 次/2.0ka，流量变率大，为低频千年尺度特大洪水；在11.0～7.5ka（B.P.）和3.0ka（B.P.）以来洪水的频率较低，平均1 次/580a，流量变率较大，为低频百年尺度较大洪水；7.5～3.0ka（B.P.）的洪水频率高，平均1次/240a，但流量变率小，为高频百年尺度一般洪水（施雅风等，1996）。这几次大洪水在华北平原地下水形成过程中具有奠基作用。

表2-1 华北平原古河道特征与古水文信息

（据吴忱等，1991）

二、古气候与古水文环境

11.0ka（B.P.）以前，气候寒冷干燥，植被属于以草原为主的森林-草原植被（吴忱，1992），山麓地区栖息着披毛犀-纳玛象等食草耐寒哺乳动物群。海平面下降，侵蚀基准面降低，地面坡度加大，河流流量小但变率大，为瀑涨瀑落的洪水性质。机械风化强烈，水土流失严重，河流开始时以强烈侵蚀切割为主，形成了切割谷和第四侵蚀面，继而，快速堆积，建造了山前砂砾石洪积扇和平原地区砂质古河道带。

表2-2 华北平原重建古洪水的信息

（据吴忱等，1991、1992）

在11.0～7.5ka（B.P.）的早全新世，气候由寒冷干燥向温暖湿润方面过渡，因而植被、动物、地形、河流流量、沉积物、海平面等也均有过渡的性质。虽然开始时，由于河流水量增加，海平面在回升过程中有停顿（施雅风等，1996），在洪积扇地区形成了一个侵蚀谷，在冲积平原、滨海平原地区形成了一个侵蚀面（第三侵蚀面），几乎把冲积平原和滨海平原上的黄土状物质全部侵蚀掉，但毕竟由于侵蚀强度较小，仍未根本改变过渡时期的河流堆积性质，在洪积扇前缘堆积了冲积扇，在平原的侵蚀谷中和第三侵蚀面上又堆积了砂质古河道及泛滥砂地。在扇间、河间洼地中有亚粘土、粘土堆积。

在7.5～3.0ka（B.P.）的中全新世，气候温暖湿润，以针阔叶混交林-草原植被为主的植被繁茂，亚热带动物麋鹿和牡蛎代替了寒温带动物。海平面回升，地面坡度变小。河流水量增加，流量稳定。开始时以底蚀作用为主，形成了河槽底部的侵蚀面（第二侵蚀面），但很快又以侧向侵蚀为主，形成了微弯曲、弯曲河道以及大量牛轭湖。除在山前洪积扇和砂质高地古河道外，整个平原为河、湖相沉积，淤泥质和有机质增加。含淤泥和草炭的细砂建造了第二期古河道及入海古三角洲。在7.5～3.0ka（B.P.）期间有过短暂的变冷过程，因而河流流量变率又有所增大，侵蚀加强，砂质堆积较旺盛，砂层中夹杂着大量草根和树叶，使其来不及腐烂分解便被砂质掩埋起来，形成一层草炭层。冷期之后，很快恢复了原状。生活在晚更新世末期和早全新世急流中的对丽蚌，由于适应不了静水环境而全部死亡。新石器时代的人类开始在山前洪积扇和古河道高地上繁衍生息。

3.0ka（B.P.）以来，气候有向寒冷干燥方向发展的趋势。目前处于温凉偏干的阶段（吴忱，1992），森林植被又趋减少，人类大量繁衍，栽培作物代替了自然植被，暖温带动物代替了亚热带动物（吴忱，1992）。海平面下降，侵蚀基准面降低，河流深向切割能力又开始活跃，在洪积扇河谷内下切形成了一级阶地，在冲积平原和滨海平原形成了第一侵蚀面。机械风化强烈，水土流失严重，河流携带大量泥沙堆积，建造了洪积扇河谷内的河漫滩，洪积扇前缘以下的冲积扇以及泛滥平原上的第一期古河道在河口建造了三角洲。从而，进入了现在的地理景观。

三、水体演化分布特征

白洋淀水体面积的时空演变过程是华北平原古水文演化规律的缩影，其一万多年以来的扩张与收缩，反映了气候干湿冷暖交替变化，并印记在地质历史（地层）中，从中不难窥视出华北平原全新世以来区域地下水演化的过去。

白洋淀地区的全新世地层明显分3段，分别反映出早全新世以暴雨-径流型的河流沉积为主，中期以浅埋地下水-地表汇水积水型的湖泊、沼泽或湿地沉积为主，晚期复以多变型的河流沉积为主。这种特征与气候的寒冷—温湿—温凉变化过程相一致。在全新世期间，由于有许多河流注入或贯穿白洋淀洼地，加之河流的迁徙摆荡，白洋淀湖水面积和水体深浅不断变化。晚更新世后期，世界性的玉木冰期来临，中国东部季风区各自然带向南移动达纬度4°之多（施雅风等，1996），白洋淀地区处于冰缘气候带的前缘，因而，在干寒的气候条件下，白洋淀基本干涸，这是本研究期内自然因素造成华北平原水最为严重的干旱期。进入早全新世之初，华北寒冷气团衰退，来自东南部的湿热气团时常进入华北地区，致使气温升高，雨量加大。据张兰生等研究表明，中国东部晚更新世冰期时的年平均气温较现在低4～11℃，华北平原及冀北山地的年降水量不及现代的30%，多年平均年降水量仅为100～200mm，比现在少300～500mm（张兰生，1980）。施雅风等复原中国东部晚更新世的古雪线高度，认为华北至长江下游一带末次冰期最盛期的年平均气温比现在低8℃，年降水量是现在的30%，即100～200mm，比现在少70%（施雅风等，1989）。

早全新世后期，气候转暖开始多雨，渤海海面开始逐渐抬升，地表径流开始增大，常常出现暴雨后洪流，一度干涸的湖淀首先在地势最低洼处再度兴起，地表湖淀水位变化较大，湖水面积较今白洋淀略大，向南一直延伸至今肃宁-河间地区北部，东部则与同时兴起的文安古洼联为一体（王会昌，1983）。

中全新世期间，河北平原东部发生海侵，海面上升使得地面坡度变缓，河流流程缩短，大量陆地径流水量滞留陆地低洼处，尤其是侵蚀基面的升高，使河流由侵蚀转化为堆积，曲流发育，排水不畅，低洼地积成湖。与此同时，大西洋期气候温湿多雨，地表产水量和河流来水量丰富，从而使得早全新世后期再度兴起的白洋淀水域面积扩张到了全新世以来的最大范围。东起自永清，向西南方向历雄县、霸州北部，西去容城再折而南下，经保定市东、清苑而过望都与定州东部，转而东去安国、博野，直趋肃宁与河间地区，东部与文安洼水域相连。这一时期，北京地区年均气温比现在高2～4℃，林相特点与目前长江以南的低山丘陵相似（陈方吉，19），湿润系数是1.25～1.9；南宫附近的年均气温比现在高2～3℃，湿润系数是1.6～2.3，相当于现今雷州半岛、海南岛南部的湿润环境（白润光，1986）。当时，河北平原1月份的平均气温比现在高2～3℃，7月份的平均气温与现在大致相当，年均降水量比现在多100～300mm；鲁北平原1月份平均气温比现在高2℃，7月份平均气温也与现在相当，年均降水量比现在多100～200mm。中全新世期间，华北平原区域地下水获得了充分连续补给，是全新世以来华北平原区域地下水主要补给期。

至晚全新世，由于中全新世温湿多雨的大西洋期气候向着温凉偏干旱方向的转化，导致海面下降，雨量减少，年地表径流量明显变小，陆面蒸发系数由前期的69%～85%增至84%～96%，以至白洋淀等湖泊水体变浅，乃至解体、收缩或局部干涸。

近1000年以来，白洋淀地区经历了公元 990～1170、1260～1430、1500～1890、1620～1629年和1790～1830年间5个冷期，年均气温较现今低0.2～0.7℃（吴忱，1992），经历1180～1250、1440～1490、1900～19年3个暖期。其中，公元960～1099、1165～1214、1269～1368、1386～1439、1470～1489、1530～1577、1648～1669、1760～1810、1881～1913、1949～1964年为较湿润期。

近100年以来，水文情况并未好转。由于上游太行山区天然植被破坏，引起河流含沙量的增加，使白洋淀中的马棚淀、藻柞淀40年来平均淤高0.4m；1924年与1966年相比，白洋淀库容大约减少2.25亿m3。20世纪60年代后期，白洋淀入淀水量急剧减少，淀区水位低而不稳，尤其是80年代以来，淀区出现连续6年干涸现象。50年代及其以前，流域平均年降水量小于250mm时，来年白洋淀出现部分淀干现象，但全年仍然有水入淀；60～70年代，流域平均年降水量小于350mm左右时，来年白洋淀出现部分淀干现象，但仍未出现全年入淀水量为零的情况。进入80年代，除丰水年份以外，在平水年和枯水年份，白洋淀连续出现部分淀干涸和全年淀干的现象，以及全年入淀水量为零的情况。乾隆之后至新中国成立前夕，白洋淀的水基本无大的开发行动。新中国成立后，白洋淀的水系变化大致经历了两个阶段：1958～1963年以蓄水为主，在山区兴建了一批水库；1964年之后，是上蓄下泄，在上游扩建各大型水库，中下游修建闸涵，整修洼淀，开挖加宽河道，扩大白洋淀出口及入海的独流减河，以解决排水问题。

四、地表河川水文变化过程

滹沱河是本研究区内山前洪积扇地区一条重要河流，具有一定的代表性。早全新世早期滹沱河的河流宽深比63.6，曲率1.14，河床纵比降0.99‰，年均流量24.1m3/s，年均洪水流量1968.7m3/s，年均洪水流量与年均流量之比高达80倍（吴 忱等，1991）。中全新世，河流宽深比 7.82，曲率 2.18，河床纵比降 0.4‰，为微弯曲河型，年均流量46.1m3/s，年均洪水流量1100m3/s。1919～18年滹沱河中山水文站观测结果，年均流量29.3m3/s，年均洪水流量364.7m3/s。比早全新世早期年均流量多5.2m3/s，年均洪水流量小5倍。比中全新世年均流量多分别小1.5倍，比年均洪水流量小3倍。这表明早全新世早期，河流流量变率大，气候多变，干、湿交替明显，为暴涨暴落的洪水性质，不利于地下水补给。中全新世，年均洪水流量与年均流量之比为20多倍，河流流量变率有所减小，气候趋于稳定，洪水性质减弱，有利于地表水入渗进入地下，形成地下水。

贯穿于华北平原中部的黄河、清河（今卫河）、漳河，早全新世早期，在枣强以上地区古河道曲率1.24～1.27，在枣强以下地区古河道曲率1.38～1.42，年均流量4000～6000m3/s，年均洪水流量30000～50000m3/s。中全新世，清河以上河流曲率1.40～1.45，清河以下河流曲率 1.59～1.62，年均流量 3000～3500m3/s，年均洪水流量 20000～25000m3/s。晚全新世，河流曲率1.40～1.50，年均流量300～750m3/s，年均洪水流量4500～9000m3/s（表2-3）。现今黄河高村水文站的年均流量1490m3/s，年均洪水流量3730m3/s；漳河岳城站的年均流量58m3/s，年均洪水流量147m3/s；卫河称沟湾站的年均流量53m3/s，年均洪水流量120m3/s。上述三河总计的年均流量1601m3/s，年均洪水流量8137m3/s。由此可见，晚全新世年均流量比现在小2～5倍，年均洪水流量与现在相当；中全新世年均流量比现在大2倍，年均洪水流量比现在大3倍；早全新世年均流量比现在小2～3倍，年均洪水流量比现在大4～6倍。这进一步说明早全新世河流变率大呈暴涨暴落的洪水性质，中全新世河流流量较稳定。

表2-3 华北平原黄河、清河古水文演变特征

（据吴忱等，1991）

1.气象特征

焦作矿区属温带大陆性季风型气候。北部山区多年平均降水量为701mm，年最小降水量412mm（1965年），年最大降水量为1195mm（1963年）。山前冲积平原区多年平均降水量为595mm，最小降水量为289.8mm（1981年），最大降水量922mm（1965年）。降水量在一年内分配非常不均：多集中在七、八月份，约占全年降水量的48%左右；其次为六、九月份，约占全年降水量的22%左右。主要受地形的影响，降水量自北部山区到山前冲积平原呈逐渐减少趋势。

2.水文特征

焦作矿区主要河流有丹河、山门河、峪河、西石河和纸坊沟。丹河属黄河水系，为常年性河流，河床漏失严重，后寨至后陈庄一带，是河水的强烈渗漏地段。1994年实测年平均渗漏量是1.7338m3/s，丹河渗漏补给是焦作矿区喀斯特水的补给来源之一。其余河流属海河水系。除丹河外，峪河也为常年性河流；山门河、西石河、纸坊沟为季节性河流。

上述几条河流大都流经喀斯特发育区，河床漏失严重。山门河、西石河、纸坊沟实为干谷，只在个别年份洪水能流出山口，平常年份均无水流。河水在出山口以上近10km地段内全部漏失，补给地下水，均为焦作矿区喀斯特水的补给来源。