华北平原区域水循环

华北平原的水问题及解决方法~

华北平原人均水资源占有量约为440m3，为全国人均占有量的1/6，为世界人均量的1/24，比国际公认的人均占有量1700m3水警戒线约少1300m3，是世界最贫水的地区之一。
当然，由于过大的需水要求和地表水资源的相对贫乏，使华北平原地下水承受的压力越来越大，局部地区及敏感含水层位地下水的大量开采已产生地面沉降、地下水水质恶化、地面塌陷等不良后果，区域地下水位的大幅度降低，造成含水层疏干、地下水开采成本增大等问题。因此，对地下水资源的保护已迫在眉睫。
近几十年来，华北平原一直是靠超采地下水和牺牲环境为代价来支持国民经济高速发展的，仅河北省每年超采20亿～40亿m3。华北平原资源性缺水已经得到公认。水资源的危机迫在眉睫，不仅要考虑未来国民经济的可持续发展和宏观经济规划的问题，而且已经威胁到我们人类生存的现实问题。
华北平原的水问题主要表现在以下几个方面：
（1）区域水循环条件发生很大改变。河道上游连串的水利工程设施造成河道干枯，地下水位持续下降造成包气带厚度的增大，使得降雨补给量和河道补给量显著减少，连年超采没有给地下水一个休养生息的机会，形成了越超越采、越采越超、水位越降越深、环境日趋恶化的恶性循环的态势。
（2）水资源时空分布与生产力布局不相适应。在缺水的地方建需水量很大的工业，在严重缺水的地方种植耗水量很大的水稻等等，严重违背了自然规律。
（3）水环境的迅速恶化加剧了水资源的紧张状况。几十年的经验告诉我们，走边发展边治理的道路在发展中国家是正确的。
从根本上解决华北平原水资源的短缺局面，除了南水北调外，华北平原存在着许多与可持续发展不协调或相悖的决策、规划及利用的不合理现象。我们应该认识到在水资源利用和管理上需要改进的方面：①在区域范围内针对当地地表水、地下水、污水、外来水等多种水源实行优化配置；②将规划理论、决策方法和定量手段更科学化，新上项目要量水决策；③节约挖潜是一个长期而艰巨的任务，尤其是农业灌溉用水，必须充分利用法律手段、行政干预手段、经济杠杆的调节作用。而所有这一切都应基于对自己家底的清醒的认识，对华北平原地下水的潜力调查与评价可以说是决策正确与否的关键。
另外，在地下水供需分析中，也曾从地下水利用的具体部门提及地下水利用潜力。但是，该评价方法使地下水资源评价与利用相互脱节，地下水潜力概念不统一，不便于地下水的管理与开发利用。

一、降水与气温变化过程
（一）干湿与冷暖变化过程
华北平原孢粉组合特征（吴忱，1992）、古河道及地层演化、生物遗存、文化遗址和历史文献资料，自然环境演化、白洋淀与宁晋泊的扩张与收缩等，以及包气带和地下水同位素信息表明，华北平原半定量干湿与冷暖气候变化过程如图3-1所示。

图3-1 近11000a以来华北平原干湿与冷暖演化过程

在河北省徐水县发现南庄头遗址，瀑河冲积扇上文化层中存有 10500～9700a（B.P.）间石器、陶片、鹿角及骨器，它说明当时先人摆脱了对洞穴的依赖，迁移到白洋淀地区活动，加之这一时期的大部分时段草本花粉达到80%以上，并伴有云杉、冷杉花粉出现，表明当时气候偏冷干，根据计算年均气温较今低4℃以上。
华北平原的北京、天津、河北北部和渤海湾，以及黄河三角洲的生物遗存碳素测年和孢粉资料表明，9700～9000a（B.P.）期间为气候迅速变暖的时期，尽管年均气温较今低，但降水量明显增加，加速了植物的生长和泥炭沉积。9000～8000a（B.P.）间，气候又向偏凉的方向转化。进入8000～3200a（B.P.）时期，华北平原处于大暖期。其中在7500～5000a（B.P.）时段内，区内落叶阔叶树种类增加，出现了水青冈、枫香、山桃核、山矾和现生于热带和亚热带湖沼水域的水蕨的孢子。水蕨孢子大量出现在6000a（B.P.）以前的白洋淀地区和山东郯城地区，少量出现在北京、天津、鲁北、胶州湾、莱州湾地区和中原的文化遗址（图3-2）。根据中国现代生长的水蕨36个分布点比拟，包括42个气象台站的30a 气象记录，推断6000a（B.P.）前后的华北平原的1月份气温可达5℃，比保定的1月份气温高9℃。5000a（B.P.）郯城的1月份气温较今高6℃，年降水量较今高460～140mm，平均年气温高3℃。

图3-2 水蕨现代分布和全新世华北平原遗迹

河北围场与张家口之间的坝下地区600 多个不同文化期遗址的空间展布表明，在7800～5900a（B.P.）间，农业北界由35°N北移到35°30′N。当时年降水量比今高至少50mm，温度上升了1℃。至5900～4700a（B.P.）时期，农业北界曾达到36°30′N，年均气温上升3℃，降水量比今高100mm左右。当进入4200～4000a（B.P.）间，农业北界返回35°30′N，年均气温下降了3℃，年降水量也减少100mm。
而在4000～2100a（B.P.）间，农业北界继续向南移至35°14′，年均气温和降水量减少。
根据河北平原中全新世地层中出现的水蕨孢粉推测，中全新世时期河北平原的年均气温较现在高1～4℃，年降水量多150～250mm。在中全新世孢粉组合中出现大量水生、湿生植被孢粉（表3-1），说明当时河北平原上分布着较广的湖泊沼泽，当时的年降水量较今高40%（曹银真，1989）。5000a（B.P.）前后，河北平原喜冷湿的云杉、冷杉植物群曾一度扩展到北京西部的山麓地带（孔昭寰等，1982），在中全新世的温暖期间曾出现过短期的气温下降。随后气温又回升，但降水量明显减少，气候向稍干的方向发展。

表3-1 全新世河北平原孢粉组合对比表

①河北省地质局水文地质工程地质大队，1978，河北平原第四纪地质；②河北省地质局水文地质四大队，1978，保定地区平原第四纪地质初步认识；③许清海等，1989，30000年来鲁北平原的植被与环境；④吴忱等，1988，黄河古三角洲的发现及其与水系变迁的关系；⑤许清海等，1993，25000年以来渤海湾西岸古环境探讨，植物生态学报与地植物学学报，17（1）：21～32。
在3200～2500a（B.P.）间，华北平原的孢粉资料均反映温带落地林面积减少，喜温干的松林和草原扩展，气候呈现温凉偏干波动，如表3-2所示。

表3-2 晚全新世华北平原气候变化

根据上述研究结果，重建华北平原年降水和气温演化过程如图3-3和图3-4所示。

图3-3a 12400a（B.P.）以来华北平原年气温变化过程

（据张光辉等，2004）

图3-3b 近2000a（B.P.）以来华北平原年气温变化过程

（据张光辉等，2004）
（二）12400a（B.P.）以来降水量演化规律
降水补给是地下水更新的源泉，降水量变化反映区域地下水补给源的变化规律。对于区域地下水储量资源形成而言，千年尺度是一个重要尺度。
从千年尺度出发，度量全新世以来华北平原时段多年平均年降水量，具有如下特征：
（1）12400～8000a（B.P.）间，多年平均年降水量为415.7mm，变差系数（Cv）为0.32，Cs/Cv值为2.12；最大降水量的时段是8500～8300a（B.P.）间，多年平均降水量为590mm，最小降水量的时段是11800a（B.P.）前后，多年平均降水量为210mm。
（2）8000～3200a（B.P.）间，多年平均降水量为746.3mm，变差系数（Cv）为0.24，Cs/Cv值为-0.92；最大降水量的时段是6900～5700a（B.P.）间，多年平均降水量为850mm，最小降水量的时段是 3750～3850a（B.P.）间，多年平均降水量为570mm。
（3）近3200a（B.P.）以来，多年平均年降水量为556.3mm，变差系数（Cv）为0.22，Cs/Cv值为4.52；最大降水量的时段是2550～2350a（B.P.）间，多年平均降水量为760mm，最小降水量的时段是2900～2800a（B.P.）间，多年平均降水量为380mm。

图3-4a 12400a（B.P.）以来华北平原年降水量变化过程

（据张光辉等，2004）

图3-4b 近2000a（B.P.）以来华北平原年降水量变化过程

（据张光辉等，2004）
（4）12400a（B.P.）以来的年降水量概率分布特点是：25%概率的降水量为674mm，50%概率的降水量606mm，75%概率的降水量为536mm，95%概率的降水量为382mm。
以天津和北京为例，百年尺度的降水量变化规律，具有如下特征：
1891～2001年111a 间，天津地区多年平均年降水量为539.8mm，最大降水量为976.2mm（1977年），最小降水量为253.7mm（1902年），次小降水量为269.5mm，Cv为0.30～0.32，Cs/Cv值为1.5～1.7之间。
1841～2001年的131a间，北京地区多年平均年降水量为649.7mm，最大降水量为1406.1mm（1959年），最小降水量为242.3mm（1902年），1920、1921、1935、1965年降水量介于255～333mm之间，Cv为0.35～0.37，Cs/Cv值为2.0～2.3。近50a来，海滦河流域（平原区）与背风区的Cs/Cv值为2.0～2.5，燕山、太行山迎风区的Cs/Cv值为3.0～3.5，潮白河水系上中游及滦河上游的Cs/Cv值为4.0。
二、降水、径流、蒸发和气温之间互动关系
12400a（B.P.）以来，华北平原区域上降水、径流与蒸发之间关系如图3-5 所示，年地表径流量和年陆面蒸发量都与年降水量呈正比相关，其中千年尺度的地表径流有效年降水量约为320mm。就是说，当降水量小于320mm时，层圈间水文循环缺少陆面径流水文过程。

图3-5 12400a（B.P.）以来华北平原区域径流量（R）、陆面蒸发量（E）与降水量（P）之间的关系

（据张光辉等，2004）
（a）年天然地表径流量与年降水量之间关系；（b）年陆面蒸发量与年降水量之间关系
据施雅风等（1995）和实验研究表明，在不同干湿环境条件下，相同水文要素的相同幅度变化，引起相关水文因子的变化量大小不等。
当仅考虑降水量变化时，若年降水量减少20%，在温湿气候条件下，类似中全新世时期或现今的江南地区，河川径流量约减少30%，蒸发量减少1%～2%，土壤含水量减少4%～6%；在干旱半干旱气候条件下，类似晚全新世时期或现今的西北地区，径流量减少40%以上，蒸发量减少5%～14%，土壤含水量减少13%～17%。若年降水量增加20%，在温湿气候条件下，河川径流量约增加30%，蒸发量增加1%～2%，土壤含水量增加6%～8%；在干旱半干旱气候条件下，径流量增加45%以上，最大可达60%，蒸发量增加8%～16%，土壤含水量增加10%～15%。
当年降水量基本不变时，蒸发潜力发生变化20%时，在温湿气候条件下，径流量约变化8%～13%，蒸发量变化10%～20%，土壤含水量变化3%～7%；在干旱半干旱气候条件下，径流量变化25%～35%，蒸发量变化3%～10%，土壤含水量变化7%～13%。
在暖干气候条件下，当降水量和蒸发潜力同时发生变化，降水减少10%，蒸发潜力增加10%时，在温湿区，径流量减少，蒸发量增加，土壤含水量降低；在干旱半干旱区，径流量、蒸发量和土壤含水量均减少，径流量减少的幅度约为28%～40%。
在冷湿气候条件下，当降水量增加10%，蒸发潜力减少10%时，在温湿区，径流量增加20%～25%，蒸发量减少8%～10%，土壤含水量增加3%～5%；在干旱半干旱区，径流量、蒸发量和土壤含水量均增加，径流量增加30%～45%。
在冷干气候条件下，降水减少20%，蒸发潜力减少10%时，在温湿区，径流量减少22%～27%，蒸发量减少7%～12%，土壤含水量降低2%～4%；在干旱半干旱区，径流量减少30%～40%，蒸发量减少12%～16%，土壤含水量减少9%～25%。
在暖湿气候条件下，降水量增加20%，蒸发潜力增加10%时，在温湿区，径流量增加20%～28%，蒸发量增加8%～15%，土壤含水量增加1%～5%；在干旱半干旱区，径流量增加30%～45%，蒸发量增加10%～18%，土壤含水量减少5%～15%。
气温变化对于区域年降水量和年陆面蒸发量的大小是一个关键因素。12400a（B.P.）以来，华北平原气候发生了较大的变化，最高年均气温约为16℃，最低年均气温约为6.5℃，最高年均温度与最低年均温度之差近于10℃（图3-6）。最高年均气温出现在7200～5800a（B.P.）期间，最低年均气温出现在早全新世初期。从图3-6 可见，尽管降水量和陆面蒸发量与气温之间呈非线性关系，但是，随着气温升高，年降水量和年陆面蒸发量增大的趋势是明显的，千年尺度的年降水量与年均气温变化率为88.2mm/℃，年陆面蒸发量与年均气温变化率为68.7mm/℃。

图3-6 12400a（B.P.）以来华北平原区域降水量（P）、陆面蒸发量（E）与气温（t）之间的关系

（a）降水量与年均气温之间关系；（b）陆面蒸发量与年均气温之间关系
在区域水循环中，随着气候冷暖或干湿变化程度的不同，各水文要素之间关系不是恒定的，而是不断变化的。例如白洋淀地区的年天然地表径流量与年降水量之间关系表达式如下。
当265mm＜P＜350mm时，为
R=0.031P-8.21 （相关系数0.946）
当350mm＜P＜600mm时，为
R=（16.68lgP-40.95）2 （相关系数0.928）
当600mm＜P＜900mm时，为
R=0.21P-99.81 （相关系数0.932）
1956～2001年期间，白洋淀流域年径流量与年降水量之间关系为
R=0.4002P-118.9 （相关系数0.917）
式中：R为年径流量；P为年降水量。
美国学者通过对700多个汇水流域的数据相关分析，得到下列关系式：
当4.4℃＜t＜9.9℃和51mm＜P＜3302mm时，为
R=（0.02P-0.95t+11.9）2（相关系数0.790）
当10.0℃＜t＜15.0℃和229mm＜P＜2032mm时，为
R=（0.02P-0.79t+7.71）2（相关系数0.835）
当15.6℃＜t＜20.6℃和102mm＜P＜1626mm时，为
R=（0.02P-0.17t+2.68）2（相关系数0.792）
式中，t为年均气温（℃）。

一、地下水输入与输出

(一)浅层地下水的输入输出

天然状态下，浅层地下水的输入主要由大气降水入渗补给、山区侧向径流补给、河道渗漏补给组成。在人类开采地下水能力增强和降水量减少的作用下，输入系统增加了渠道渗漏补给和灌溉回归补给。按输入系统中各因素对区域地下水补给的大小，华北浅层地下水的输入系统主要为大气降水入渗补给、山区侧向径流补给、河道渗漏补给、灌溉回归补给、渠道渗漏补给。

天然状态下，浅层地下水的输出主要由向下游径流、潜水蒸发，在枯水季节 通过河道排泄，或以泉的形式排泄组成。20世纪80年代后，平原区潜水位埋深小于4m的范围在逐渐减小，潜水蒸发消耗也显著减少;由于地下水开采，水位下降，向河流排泄或泉水排泄也基本上消失，目前浅层地下水排泄主要为向下游径流、潜水蒸发和人工开采。

(二)深层地下水的输入输出

深层地下水的输入主要由山前边缘的隐伏碳酸盐岩岩溶水的顶托补给、山前主要冲洪积扇的侧向径流以及在开采条件下的越流补给组成。

天然条件下，深层地下水输出主要以向下游侧向径流排泄为主;在大部分地区特别是东部自流区，由于深层水头远高于浅层水位，深层水向浅层水越流排泄也是主要形式之一。近30年来，由于大量开发地下水，深层地下水输出，变为以开采为主，向下游侧向径流排泄和向浅层水越流排泄为辅。

二、地下水流系统

华北平原第四系地下水在介质条件和补给、径流、排泄条件的控制下，水流特征在纵向上表现出深循环、中循环和浅循环地下水系统的垂直层次性，在横向上出现区域性、亚区域性和局部性地下水系统。纵横交错又构成了各种交叉层次，十分复杂。

天然条件下，地下水流动系统在长期的地质历史中，形成了相对稳定的区域、中间和局部流动系统(图3-3-1)。从剖面上看，区域流动系统沿山前平原向东流动，在咸淡水边界附近向下运移沿第四系下部向渤海方向运动，到沧州以东地区，随着压力的不断增大，部分地下水开始向上越流运动，部分向渤海排泄流出。区域流动系统的特点是流速缓慢，流程很长，因此在源区即山前地带地下水水质较好，而随着流程的加长，地下水水质逐渐变差。

中间流动系统主要受地表水流域和地质地貌条件的控制，形成了冲洪积扇流动系统、河间流动系统和沿海流动系统。在山前地带地下水接受山区的侧向流动补给和冲洪积扇的降雨补给后，地下水向下流动，然后水平向东流动;到冲洪积扇前缘地带，由于地层岩性颗粒及水头压力的原因，开始向上流动，在冲洪积扇前缘形成溢出带。在中部平原，受地表水流域的控制，地下水形成了以河道带为源区，以河间洼地为汇区的中间流动系统。

局部流动系统主要受地形和地表水流域的控制，对浅层地下水的水质有较大影响。局部流动系统的范围较小，一般在地形凸起处或河道带形成源区，经过短暂的流动后，在地形低洼处形成汇区。局部流动系统的特点是地下水流速快，流程短，水交替强烈，对区域和中间地下水流动系统形成的地下水格局进行局部改造，形成了浅层水中的条带状淡水和咸水相间分布的格局。

华北平原地下水的超采对地下水流系统影响很大(图3-3-2)，区域流动系统由于深层地下水的开发被割裂。区域流动系统的地下水，由水平运动为主开始逐步转变为向第三含水组越流的垂向流动为主，以深层地下水水位下降漏斗中心为界被割裂成中间流动系统，地下水向漏斗中心汇流;在沿海地带区域流动系统由向上运动变为由浅部和深部向中间流动。中间流动系统由于地下水的开发形成了源汇的逆转，即天然条件下的源区在人为条件下变汇区，而天然条件下的汇区在人为条件下变为源区。局部流动系统则由于浅层地下水的无序开发和区域流动系统和中间流动系统的演变全面解体，形成以开采为主导的新的局部流动系统。以开采强度较大的地下水漏斗区为汇区重新组合。

图3-3-1 天然状态下华北平原地下水流动系统模式图

图3-3-2 强烈开采条件下华北平原地下水流动系统模式图

三、区域地下水循环模式

华北地区以华北平原地下水系统为主体，北与燕山相接，西部的北段为太行山、南段为嵩山、桐柏山，南部为大别山及淮南丘陵，东部为泰沂山区。区内多属于温带—暖温带、半湿润—半干旱大陆性季风型气候区，年降水量由东南向西北递减，由沿海向内陆递减;受地形影响，环燕山南麓、太行山东麓及东南麓，形成多雨、暴雨中心，东部则成为降水量的低值区。区内地下水主要为松散岩类孔隙水，第四系含水层岩性由太行山前至滨海平原依次为卵石、砾石、粗砂—粉砂，自上而下分为四个含水组。区内特有的地形地貌、气候以及地下水赋存条件形成了天然条件下华北地区降水面状入渗与山区侧向补给、山前至滨海侧向径流、蒸发与滨海区排泄的基本水循环模式(图3-3-3)。

图3-3-3 华北地区天然状态下第四系地下水循环模式示意图

(一)浅层地下水循环模式

降水入渗面状补给是华北地区地下水最主要的补给来源，占地下水综合补给量的65%以上。受区域降水特征、包气带岩性和结构特征，以及地下水位埋深等因素的影响，各地降水入渗补给量差异较大。其次，为周边山区的侧向径流补给，主要包括现代河流出山口地下潜流、出山口古河道地下潜流和碳酸盐岩岩溶水补给等。另外，由于受新构造运动的影响，历史上区内河流河道变迁频繁，在主要河流出山口处，常有古河道分布于现代河道附近，山区地下水即通过古河道补给平原孔隙含水层。人类开采地下水能力增强和降水量减少的作用下，增加了渠道渗漏补给和灌溉回归补给。

区内浅层地下水的径流受地形、地貌和第四纪地质条件的控制。在山前平原地区冲洪积扇的顶部与上部，浅层地下水接受侧向径流补给和大气降水入渗补给后，沿沉积方向由西向东径流，受含水层粒度及地形影响，其径流速度亦随之减缓;在冲洪积扇的前缘及扇间地带，地层粒度骤然变细，导致水力性质具微承压性，于低洼地带溢出地表;至滨海平原地区，径流则近乎停滞。在垂向上，山前冲洪积扇顶部与上部，以及现代河道、漫滩和河流故道中，地表多为砂类土和砂性土，是垂直入渗条件最好的地段，地下水具有垂直向下运动的特征。在该区域，第四系第Ⅰ与第Ⅱ含水层组之间，多为砂性土，且其间所夹的弱透水层分布不连续;尤其是冲洪积扇顶部，为砂、砾石、卵石的连续沉积，地下水垂直运动明显。

天然状态下，浅层地下水的排泄方式主要是向下游径流、潜水蒸发，在枯水季节 通过河道排泄，或以泉的形式排泄。开采条件下，水位下降，浅层地下水向河流排泄或泉水排泄也基本上消失，目前浅层地下水排泄主要为向下游径流、潜水蒸发和人工开采。

(二)深层地下水循环模式

华北地区深层地下水无论在水平方向还是垂直方向上的补给条件，均比浅层地下水差。其主要补给来源包括山前边缘的隐伏碳酸盐岩岩溶水的顶托补给、山前主要冲洪积扇的侧向径流以及在开采条件下的越流补给等。其中，隐伏碳酸盐岩岩溶水的顶托补给主要分布在太行山东麓以及燕山南麓等碳酸盐岩分布区，其第四系堆积物直接覆盖于碳酸盐地层之上，形成“岩溶天窗”，岩溶水通过“天窗”顶托补给第四系深层孔隙水。在山前平原区主要冲洪积扇顶部，深层含水层一般厚达数十米，以含砾砂与含卵石砂为主，上覆地层亦以砂、砾石为主，具有较好的降水入渗补给条件，侧向径流补给发育;而在东部咸水分布区，由于含水层粒度变细，地下水水力坡度只有0.2‰～0.1‰，侧向补给量较小，故深层地下水的侧向补给条件亦较差。

在天然状态下，深层地下水无论在水平或垂直方向上的运动均非常缓慢;随着远离补给区和深度的加大，其径流速度更为缓慢，地下水运动几乎处于停滞状态，属半封闭盆地型承压水。

天然状态下，深层地下水主要以向下游侧向径流排泄为主。在大部分地区特别是东部自流区，由于深层水头远高于浅层水位，深层水向浅层水越流排泄也是主要形式之一。近50年来，随着人类活动对地下水系统的干扰，大量深层地下水被开采出来用于生产、生活及农业灌溉等，深层地下水输出，变为以开采为主，向下游侧向径流排泄和向浅层水越流排泄为辅。

四、华北地区区域水循环主要特征

1)人类开采对深、浅层地下水的输入与输出都具有影响。开采条件下浅层水输入增加了渠道渗漏补给和灌溉回归补给，输出增加了人工开采;深层地下水开采条件下输入增加了相邻含水层的越流补给，输出由天然条件下向下游侧向径流排泄为主变为以开采为主，向下游侧向径流排泄和向浅层水越流排泄为辅。

2)华北平原地下水的超采对地下水流系统影响很大，区域水流系统、中间水流系统和局部水流系统与天然状态相比产生很大变异，人为干扰的叠加是华北地下水流系统的显著特征。

3)天然状态下华北地区的地下水循环降水面状入渗与山区侧向补给、山前至滨海侧向径流、蒸发与滨海区排泄的基本水循环模式。在人类活动强烈扰动下，华北平原水循环模式发生了变化，山前至滨海的径流依然存在，但主要是在深层水中，中浅层地下水主要向大的区域漏斗侧向径流，地下水排泄以开采和向下游(漏斗中心)侧向径流为主。

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闻泥澳格： 华北平原人均水资源量仅为456立方米/年,不足全国的1/6.地表水时空分布不均,地下水已成为华北平原经济社会可持续发展的重要支柱.石家庄、北京、邢台、邯郸、保定、衡水、廊坊、唐山等城市的地下水开采量已占总供水量的70%以上...

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 高一地理关于南水北调工程:从丹江口水库到华北平原的输水过程中,可能对水循环产生影响的环节是? - ？
闻泥澳格： 人类影响最大的应该是地表径流,但随着技术发展人们对大气降水,地下径流等都可以产生影响.按照水循环的分类,海陆大循环,陆上水循环,海洋水循环三部分,对每一部分人类都能产生一定影响.. 一、修建水坝、塘坝,对水循环中的地表径流环节产生影响,影响流量、流速、落差、局部侵蚀基准面、局部水资源量,进而影响沉积、侵蚀等地质作用和局部气象气候.. 二、跨流域调水,对水循环中的地表径流产生影响,影响径流量、流速、区域水资源量,进而影响沉积、侵蚀等地质作用和局部气象气候.. 三、砍伐森林,对水循环中的下渗环节产生影响,进而影响地下水径流、地表水径流、局部水资源量..

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北地区水资源问题 - ？
闻泥澳格： 华北地区人口稠密,工业发达,同时又是我国重要的粮、棉、油产区.但水资源的严重不足已越来越明显地制约着本区工农业生产的发展,甚至对人们正常的生产和生活活动产生重大影响. 一、造成华北地区水资源短缺的主要因素 1.我国水资...

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北平原为什么这么缺水? - ？
闻泥澳格： 华北平原的取水来自黄河,由于黄河上游用于灌溉的水日益增多,中游还水土流失,下游形成地上河,支流无法汇入,造成水不足,因此理论上讲华北平原是缺水 温带季风气候,春季气温回升快,蒸发大于降水

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北平原缺水严重的原因有哪些 - ？
闻泥澳格： 1. 降水量少2. 多年平均径流量小3. 耕地多,农业需水量大4. 人口稠密,生活用水多5. 工业用水量大6. 浪费和污染严重

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北平原水资源缺乏原因 - ？
闻泥澳格： 自然因素:近年来全球气温升高,降水减少,蒸发加大 社会经济因素:华北地区人口稠密,水资源需要量大,再加上建国初期在华北各个河流的上游修建了太多的水库,水资源利用的不合理,再加上污染什么的,水资源就更少了, 我个人认为应该有选择的炸掉一些水库,美国前几年已经在这么做了,一条河上修若干个水库,当地不缺水了, 那下游呢?下游的生态全部都被毁了,气候干燥,风沙自然就多了,我们当地的一条小河上就修了很多个水库,汛期的时候河里都没水,我不知道这是在发展经济呢,还是在破坏环境,

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 运用地理知识描述华北平原形成过程 - ？
闻泥澳格： 地壳下降,流水沉积,黄河、淮河、海河携带大量泥沙,进入华北平原,地势变得平缓,水流速度变慢,泥沙沉积下来.华北平原在中生代为隆起区,局部发育了断陷盆地;新生代断块活跃,古近纪形成一系列次级断陷盆地;新近纪、第四纪堆...

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北平原为什么缺水严重 - ？
闻泥澳格： 1、每年4、5月份雨带未到达,但这时气温高降水量小但气温高,所以蒸发旺盛,因而干旱. 2、春季是农业灌溉季节,用水量大. 3、华北工业发达,用水量大. 4、水污染、浪费等.

镇沅彝族哈尼族拉祜族自治县17716027259： 华北平原为什么严重缺水?有什么治理措施? - ？
闻泥澳格： 华北平原地区的植被在历史上经历过大规模的砍伐,植被覆盖率极低,因而一旦有降水,全部汇集为地表径流流走,并带走大量表层土壤.失去植被保护的地表很难涵养水源.而且,华北平原地处温带季风气候,降水量相对较少,所以该地区较缺水.要解决缺水的问题,当务之急是扩大植被覆盖率,增强地表涵养水源的能力.其次需要发动全民节水运动,减少水资源不必要的利用.对于用水量较大的单位应限制其用水量.第三需要进行污水的净化与治理,加大水资源的利用率.对于生成污水较多的单位,需责令其净化污水,以达到节水的目的.