辽河流域生态环境状况调查研究(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)

作者：左佳

出版社：吉林人民出版社

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辽河流域生态环境状况调查研究试读：

辽河干流是我国七大江河之一，发源于河北省七老图山脉之光头山（海拔1490m），流经河北、内蒙古、吉林、辽宁四省区，至盘山42注入渤海，流域面积21.96×10km，全长1345km。其中辽宁省境内42的流域面积约为5.28×10km（含支流流域面积）。辽河流域地处我国东北的西南部，东与松花江、鸭绿江流域相接；西接大兴安岭南端，并与内蒙古高原的大、小鸡林河及公吉尔河流域相邻；南以七老图山、怒鲁尔虎山及医巫闾山与滦河、大小凌河流域为邻；北与松花江流域在松辽分水岭接壤，地理位置为：东经117°00＇—125°30＇，北纬40°30＇—45°10＇之间。

辽河上游的西辽河和东辽河于福德店相汇，进入辽宁境内，其汇合处至入海口段习惯称辽河干流。辽河干流流至六间房附近分为两股，一股西行称双台子河，在盘山入海。另一股南行为外辽河，在三岔河与浑河、太子河相汇称大辽河，经营口入渤海。1958年外辽河在六间房堵截后，浑、太两河形成独立水系。辽河干流的流域面积为3.7942×10km，河长为520km（福德店至盘山闸枯水河道长473.5km）。辽河干流纵贯我省的辽北康法丘陵区与下辽河平原区，流经我省中部的铁岭、沈阳、鞍山、盘锦4个市，14个县（区），68个乡（镇、场）。

辽河属于季节性河流，非汛期河道流量较小，河道内滩地开阔，地势平坦，河道迂回曲折，河道比降小，泥沙淤积严重，是我省汇流时间最长、泄洪能力差的河流。辽河在辽宁省境内共有一级支流292条，其中流域面积5000km以上的有3条；流域面积在1000—25000km的有7条。左侧汇入的主要支流有招苏台河、清河、柴河、凡河等，是辽河干流洪水的主要来源；右侧汇入的主要支流有公河、秀水河、养息牧河、柳河和绕阳河等，属多泥沙河流，是辽河干流主要泥沙来源。因此，有“东水西沙”之说。二、历史演变概况

据《吕氏春秋》载析，汉唐间辽河水系情况比较单一，以后随着海退陆地延伸，河道分合变迁，逐渐分出大凌河、绕阳河、浑太河等几个水系。汉唐至辽金元的一千几百年间，辽河干流走向大致相同，变迁不是很明显。《汉书·地理志》辽东郡望平县原注：“大辽水出塞外，南至安市入海，行一千二百五十里”。《水经·郦注》有过“辽东郡襄平县西”之说。汉时辽东望平县在今新民安平堡以南大古城子，安市在今海城东南十五里的英城子，汉襄平遗址在今辽阳市老城区，可见汉唐时，辽河下游在今辽阳附近小北河至小河口段太子河，然后向南在海城附近入海。至辽代，《契丹国志》卷3太宗纪下：“渡辽水，至渤海国铁州”。铁州即今营口县东南之汤池，此时辽河已西迁到营口县西。

明初，洪武五年，辽河在今新民东南分为二道，新道走辽中西侧，故道则称“烂蒲河”，明朝中叶后变为蒲河下游，《万历武功录》《全辽志》记载此次辽河主流西迁8—12km。今用卫星照片同样可以看到在蒲河静安堡至大民屯以南，分布有许多月牙湖和沼泽，即是古蒲河入辽段的遗迹。明代辽河冲出辽中城西新道后，过长林子、古城子下到营口（市）入海。

从汉唐至辽再至明代，随着渤海湾海岸线向西南后撤，辽河下游已从小河口至海城一线转到牛庄至营口（东昌堡），又西迁到古城子至营口（市），且新民至辽中段也由辽中县东的蒲河改到辽中县西。《奉天通志》卷70载：“清咸丰十一年（1861年）辽水盛涨，右岸冷家口溃决，顺双台子潮沟刷成新槽，分流入海，是为了减河之起始……”光绪二十年（1894年）疏浚开挖新河30里，双台子河凿通。之后外辽河淤积严重，1951年前宽仅70—100m。

太子河的名称始于辽代。明、清文献中称为代子河或太资河。浑河的名称始于辽代。称为辽水或小辽水。清初太子河、浑河相汇在黄泥洼和刘二堡一带入辽河，到清后期浑、太汇合口不断西移至小北河屯。此后浑河、太子河渐分流，直到牛庄西北注入辽河，形成辽河下游在营口入海的局面。

新中国成立后的1958年，为了使辽河干流和浑、太子河洪水能够分别畅排入海，也为了满足三岔河地区的排涝要求，在六间房堵截外辽河，将辽河干流来水全部引向双台子河从盘山入海，至此，太子河与浑河形成独立水系，汇入大辽河，单独入海。至此，辽河又完成一次大的西迁。在清代文献中，绕阳河又称岳洋河、耀英河、鹞鹰河。晚清时期柳河下截绕阳河，绕阳河被迫改道分为两道。清末至民国绕阳河又几经变迁逐渐演变为现在的绕阳河。绕阳河先是直接汇入辽河，后又分流入双台子河。1950年6月修筑绕阳河左堤，迫使绕阳河主流转向西南走杜家台河道。三、辽河干流生态区

孟伟等（2007）选取径流深度、地貌、植被、土壤和土地利用等分区指标，在地理信息系统支持下，通过专家综合判断方法将辽河流域划分为3个I级区、14个II级区。

其中，“辽河保护区”位于辽中辽南少水区（I级区）中的下辽河—平原农作物Ⅱ级区和辽河口—海积平原Ⅱ级区。

下辽河—平原农作物—少水区为辽河干流中下游和辽西沿海岸带区域，包括秀水河、柳河、养息牧河、绕阳河、大辽河、太子河等。地貌类型为平原，海拔高度平均为50m，分布于沈阳、辽阳、鞍山、营口等大型城市，是辽河流域人口最为稠密，城市化程度最为严重的区域。植被为一年两熟的经济作物，平原的河漫滩较为发达。河床比降平缓，辽河每年都有大量的泥沙挟持而下，造成河槽冲刷严重。主要水生态问题是河流生态流量减少、水环境质量严重恶化，水生生物群落遭到严重破坏，河流栖境退化严重。

辽河口—海积平原—少水区是辽河、大辽河的入海口和感潮河段所在区。地貌类型为海积平原，海拔高度较低，平均为5m。因辽河下游河道弯曲，比降小，河口受海潮顶托，宣泄不畅，长期以来造成了土壤中的氯化物的积累。土地利用方式主要为水田，土壤类型主要为滨海盐土和水稻土。双台子河口为亚洲最大的芦苇湿地，近年来由于入海流量减少，海水侵蚀，造成河口三角洲退化，同时由于上游污染造成河口的水质恶化，富营养化频繁爆发。四、地质地貌1．地质构造及地形地貌

辽宁省位于中朝准地台北部，与吉林、黑龙江、内蒙古—大兴安岭褶皱系接壤部位，地质构造复杂，类型齐全。依据构造面力学性质、展布方向、成生时期，综合地质地貌特征，可以将辽宁省构造体系划分为纬向构造体系、经向构造体系、新华夏构造体系、华夏构造体系、华夏式构造体系、旋钮构造体系和其他构造体系等。其中，影响辽宁省地形地貌的最主要构造体系为新华夏构造体系。

由于新华夏体系及其他构造体系的综合作用，造就了我省辽东低山丘陵、辽北康法丘陵及辽西低山丘陵三面环绕下辽河平原的地貌格局。

下辽河平原位于新华夏系第二巨型沉降带上，地势至北向西南倾斜。其东为长期缓慢上升的辽东低山丘陵区，西临间隙性掀斜上升隆起区——辽西低山丘陵区，北接康法低丘区，南滨渤海湾。由北至南，从山前到中间，依次分布着：剥蚀堆积地形的山前坡洪积扇裙和山前坡洪积倾斜平原，堆积地形的山前冲洪积微倾斜平原，河间冲积平原，海冲积三角洲平原。

位于康法丘陵以北的辽河上、中游平原区，与下辽河平原区同属于华夏系第二巨型沉降带，处于中朝准地台与吉林、黑龙江、内蒙古—大兴安岭褶皱系交接部位，其大部为堆积地形的冲湖积平原，傍辽河干流区发育冲洪积河谷平原。

辽河流域内山地主要分布于流域东西两侧，东为长白山地，西为冀热山地和大兴安岭南端。地势自北向南，由东西向中间倾斜，流向自北向南流。在铁岭沈阳一带，其海拔高程约60—40m，营口盘山一带，其海拔高程约7—4m，石佛寺坝址处海拔高程约40m。2．地层及岩性

辽河上、中游平原区：区域第四系不整合于白垩系的砂岩、沙砾岩及泥岩地层之上，其分区岩性如下：辽河河谷区基本以冲积、冲洪积物为主，表层岩性为薄层的亚砂土或淤泥质亚砂土，下部为中细砂、中砂含砾，厚度在20—30m之间；招苏台河、亮子河及清、寇河河谷区由冲积、冲洪积、坡洪积物为主，表层为厚度较为稳定的亚黏土、亚砂土，下部为中细砂、中砂含砾，厚度为10—40m；西部为冲湖积、冲积及风积物，表层的风积物，岩性为细砂、粉细砂，下部为亚砂土、中细砂，厚度为20—50m。

下辽河平原区：位于新华夏系第二巨型沉降带的下辽河平原区自进入第四纪以来，持续整体下沉，成为全省第四纪松散堆积物的沉积中心。

在巨厚松散堆积物下，发育较为完整的第三纪地层。其中，下第三系的沙河街组为碎屑沉积岩，东营组为砂岩、长石砂岩互层；上第三系馆陶组为厚层状、块状沙砾岩夹薄层砂岩、粉砂岩，明化镇组为巨厚的砂岩、沙砾岩与泥岩、粉砂岩互层。

下辽河平原区第四系沉积连续，层序齐全，成因复杂，厚度可观。绝大部分地区连续沉积了巨厚的冲积、冲洪积及冲海积物，山前倾斜平原地带发育有洪积物和冰水堆积。

从东西两侧山地丘陵边缘到中部平原，第四系的变化规律为：东西两侧的山前倾斜平原基本上是由辽东和辽西山地丘陵区搬运下来的物质，即横向来的物质构成，以洪积、坡洪积、冲积及局部的冰水堆积为主，形成了扇、裙、裾及冲积平原，然后过渡到纵向来的物质，以冲积、冲洪积、冲海积为主的中部平原区；厚度由薄变厚，约为20—150m；岩相由砾卵石、沙砾石为主的极粗颗粒相变至粗砂含砾、沙砾石、砂并有黏性土隔层的过渡性，最后变为细砂、中细砂、粉细砂夹黏性土薄层的较细颗粒相。

由中部平原到滨海平原（即从北东到西南）的一般变化规律是：岩性及成因特征，除北部的低丘前缘为洪积的黄土状土积沙砾石透镜体外，一般为以沙砾石为主层过渡到以粗砂、中砂、细砂含砾为主层，最后变至以细砂、细粉砂、粉砂为主层，成因由从冲积、冲湖积、冲洪积到冲海积层；地层的结构特点为从上到下由层次简单过渡到层次较多，最后到极不明显；第四系厚度从康法丘陵区的前缘到台安附近，由20m左右增大到180—200m，进入滨海平原的田庄台、盘山凹陷区，地层急剧加厚，最后可达到359m以上。

下辽河平原表层的地层岩性，东部山前倾斜平原区岩性为亚砂土，具孔隙，较为疏松；平原中部为亚砂土和亚黏土，粉砂含量高；细部平原为亚砂土、亚黏土及细砂层；柳、绕阳河谷平原区基本为风积砂及亚砂土。

辽河干流勘察场区地势平坦，地貌单元比较单一，均属辽河冲积平原，河道局部蛇曲发育。辽河铁岭段总体走向NW向，两岸大堤相距1000—2000m，堤基岩性简单；法库、新城子段总体走向SW向，两岸大堤相距800—3000m，堤基岩性复杂程度中等；新民段总体走向SW向，两岸大堤相距1000—3000m，堤基岩性复杂程度中等；台安段总体走向SW向，两岸大堤相距800—3000m，堤基岩性复杂程度中等；盘锦段总体走向SW向，两岸大堤相距800—3000m，堤基岩性较为简单。各段堤基岩性均属辽河冲积相沉积物。

辽河各堤段堤身岩性大部分为粉质黏土、粉土、粉细砂。其中粉质黏土粘粒含量大部分可满足规范要求的15％—30％，黏土的黏粒含量大部分大于30％；黏性土塑性指数大部分满足10％—20％的筑3堤质量要求。堤基黏性土天然干密度为1.36—1.67g/cm，多数小于31.50g/cm，呈湿，可塑—硬塑状态，具中等压缩性。堤身材料为砂性土的堤段，砂土一般呈饱和，松散—稍密状态。

大部分堤段堤基表层为黏性土，一般属弱透水，局部为微透水，底部砂性土属中等透水，局部为强透水。3．区域水文地质条件

自第四纪以来处于持续下沉状态的辽河上、中游平原区和下辽河平原区，沉积了厚度可观的第四系松散堆积物，构成了区域面积最大、分布最广的孔隙水含水岩组；在第四系松散堆积物下发育的第三纪地层，由于成岩较晚，岩层相对疏松，胶结程度较差，发育的裂隙、孔隙，裂隙、孔隙水分布于其中。

地下水的补给来源因地下水的类型不同而有一定的差别，山丘区裂隙水主要补给来源为大气降水补给；平原区及河谷平原区松散岩类孔隙水的补给来源除大气降水补给外，还有农田灌溉入渗及山前侧向补给量等，特别是城镇集中地下水源区，由于地下水的集中规模性开采，导致地下水位低于河水位，使大量的地表水入渗补给地下水，人为地增大了河道入渗补给量。

地下水的径流条件取决于地貌条件及含水层的特性。山丘区由于地形陡峭，地下水水力坡度大，径流条件良好，地下水通过裂隙、孔隙以径流形式排泄到河谷或平原。平原区地形平坦，其径流条件没有山丘区好。辽河中、上游河谷平原区及下辽河平原的两侧山前地带，地势比下辽河中部平原区地形坡度大，且含水层颗粒较粗，故径流条件较好，而下辽河中部平原区地下水水力坡度较缓，且含水层颗粒较细，地下水径流处于相对滞缓状态。

山丘区地下水主要以河川基流的形式排泄，成为地表径流的一部分，此外，尚有部分地下水开采及河谷平原的潜水蒸发、山区与平原交界地带的山前侧向流出等。平原区地下水的主要排泄方式为人工开采，占排泄量的大部分，其次为潜水蒸发，以及沿河地带的河道排泄及沿海地带的侧向流出排泄。4．地下水水质化学特征33

全省地下水化学类型主要为HCO型和HCO·CL型，分别占全省3总面积的46.3％、23.4％。其中，HCO型水主要分布于沿渤海西部诸河、辽河柳河口以上、太子河及大辽河干流，分别占39.2％、319.3％、11.7％；HCO·CL型水主要分布于沿黄渤海东部诸河、辽河柳河口以下、辽河柳河口以上，分别占36.0％、26.5％、14.6％。33

山丘区水化学类型主要为HCO型和HCO·CL型，分别占全省山3丘区总面积的44.1％、21.1％。其中，HCO型水主要分布于沿渤海西部诸河、浑江口以上、太子河及大辽河干流，分别占50.7％、313.8％、10.7％；HCO·CL型水主要分布于沿黄渤海东部诸河、辽河柳河口以下、辽河柳河口以上，分别占47.7％、17.6％、15.7％。平33原区水化学类型主要为HCO型和HCO·CL型，分别占全省平原区总3面积的54.2％、32.1％。其中，HCO型水主要分布于辽河柳河口以3上、辽河柳河口以下，分别占54.2％、19.2％；HCO·CL型水主要分布于辽河柳河口以下、浑河，分别占47.8％、20.7％。5．矿产

本区矿产资源主要是煤、石油和天然气等。煤主要分布在康平、法库、铁法和沈阳市北部地区，分属于铁法矿务局和沈阳矿务局，其8中铁法煤田探明总储量22.79×10t，占全省已探明总储量的27.1％；8沈北煤田探明总储量8.97×10t。石油、天然气主要分布在沈山铁路、沈大铁路之间，北至沈阳市的新民，南至东辽湾。1984年已探28明和基本探明含油面积439.5km，总地质储量7.8×10t。已探明天然283气总含气面积72.76km，地质储量385.1×10m。五、气候1．气候概况

辽河干流流域地处中高纬度，位于我国东北地区的南部，属暖温带半湿润大陆性季风气候；温度变化较大，四季寒暖、干湿分明，降水量自西北向东南递增，多年降水量在350—1200mm之间；降水量年际变化较大，丰、枯水年降水量比值一般可达21—35倍，年内分配的差异也较明显，主要集中在6—9月间，约占全年降水量的80％。辽河流域蒸发量自东南向西北递增，以20cm蒸发皿测定，多年平均蒸发量为1100—2500mm，蒸发量最大为5月，为240—390mm左右；最小为1月，为15—45mm左右。多年平均气温自下游平原向上游山区逐渐降低，气温年际变化亦较大。年平均气温4—9℃，7月份最高，平均在20—30℃之间，1月份最低，平均在-10—-18℃之间。日照丰富，大于10℃的积温2700—3700℃，年日照时9-2数介于2200—3300h之间，年辐射总量在（5.04—5.46）×10J·m。2．影响因素（1）季风影响

该区地处亚洲大陆东缘，我国东北区的南部，属暖温带大陆性季风气候。其水汽来源主要是太平洋和印度洋孟加拉湾，随着热带气旋向北移动的台风和西南气流。

夏季东南季风为主，受季风影响，降水主要来自太平洋水分循环系统，其次是鄂霍次克海水分循环系统。多年平均降水量为400—900mm。降水量时空分布极不均匀。夏季降水量占个年的60％—70％。

冬季受极地大陆气团控制降水量很少，空间分布从东南向西北递减，最大降雨量在太子河上游，多年平均降水量达900mm，最低降水量在辽河西部，多年平均降水量为350mm。（2）地形、气候、基宕裂隙发育程度因素

辽河流域的地貌格局受燕山期以来的构造运动控制，东、西、北三面逐渐被抬升，中部相对沉陷，周围的长白山地、冀北辽西山地和大兴安岭成为辽河流域的分水岭，中部的辽河冲积平原坡度平缓，西辽河流域还分布有大面积的沙丘。

辽河平原由东西两侧的山前倾斜平原、中部冲积平原和南部滨海平原组成。地下水流向和地表水流向基本一致。由北向南，由东西两侧向中间含水层由薄变厚，颗粒由粗变细。山前平原含水层多为砂和砾石，其厚度为10—80m，单井涌水量100—1000t/h。辽河中、下游平原含水层为砂、沙砾、中细砂，其厚度为10—100m，埋藏深度0.7—3.4m，涌水量20—40t/h。东部和西部山地为墓岩裂隙水、孔隙水和喀斯特水，由于受地形、气候条件和基宕裂隙发育程度的影响，涌水量各地不一，喀斯特水量有较大开发价值，单井涌水量可达42—210t/h。山区的河谷地区含水层厚度为2—15m，其组成多为中粗砂、砾石，埋藏深度0.5—3.0m。在下辽河平原中部及山前倾料平原，有大面积丰富的地下水可以作为分散农业用水和居民生活用水。（3）人口及森林覆盖度

流域总人口3029万人，流域内平均人口密度为138人/km，人口密度较大。辽河流域耕地面积6698万亩，占流域总土地面积的20.33％。辽河流域现有森林面积为6634.5万亩，其中天然林占2/3，中部和西部丘陵山区以人工林为多，西部森林覆盖率较低。辽河流域天然湖泊少，平原区河道径流较少。辽河干流东侧支流，雨量丰沛，植被覆盖好，来水多，为少沙河流；东辽河进入平原地区，水土流失较严重；辽河干流西侧的各支流及西辽河流域，气候干燥，植被覆盖差，地表多黄土或沙壤土，水土流失严重，干流以老哈河最为严重，支流以柳河、绕阳河最为严重。西辽河流域内存在大量沙化土地，荒漠化趋势十分明显。（4）太阳黑子

辽河流域降水的年际变化较大，降水愈少的地区或季节其年际变化愈大。据近200a的旱涝分析，雨涝的持续时间超过120a，降水丰缺（旱涝）的长期变化是不同周期、不同振幅的振动相互叠加的结果。但总体上，流域内年降水量有8—14a（平均11a）的周期性丰枯变化，与太阳黑子数变化的周期一致，流域降水量的5a滑动过程线与太阳黑子数的5a滑动过程线类似，只是不如太阳黑子数周期性规则、明显，即当太阳活动增强，黑子数增加，有利于经向环流的发育，降水量偏丰；反之，有利于纬向环流的发展，降水量偏少。反映辽河流域降水丰缺主要受太阳黑子活动的控制。由于其变化周期没有太阳黑子数变化周期规则，又反映了气候、地理位置、地形等局域因素的影响。辽河流域在经历了一个较长的雨涝阶段后，从20世纪40年代进入了一个相对较旱的时期，尤其近30a是干旱阶段的相对旱期，即1953—1965年相对较丰，1966—1979年为枯水期，1979—1993年为偏枯水期，1993年后，雨量又开始增加，进入水期的相对涝期阶段。辽河流域降水的年变率各地不一，降水较多的地区变率（CV）相对较小，而降水较小的地区变率较大。如浑太河流域年最大降水量仅是年最小降水量的2—3.2倍，而辽河上游则达5倍。（5）台风、气旋

辽河流域位于中纬度大陆东岸，主要受欧亚大陆和太平洋大气环流的控制，水汽输送以5—7月最大，主要有SE、S、SW3个来向，以SE来向输送量最大。辽河流域多年平均降水量为472.6mm（折合1131.082×10m），降水的季节变化很大，降水量的70％—82％集中在6—9月，最大月的降水量占全年的24％—32％，最大3d降水量约占全年的16％，最大1d的降水量约占全年的11％。这主要是受台风、气旋的影响。冬季受冷高压的控制，寒冷漫长，11—3月降雨量少（约占全年降水量的4％—10％），4—5月降水量东部一般在120mm，西部在40mm，占年降水量的10％—14％。流域中东部上述比例相对低一些，西北部比例高些。如西辽河上游常发生小范围、历时短的大暴雨，几次大暴雨的降水量接近全年的降水总量，使降水在年内高度集中，洪涝频繁。流域降水的月变化也呈现东中部比西部小的局势。本溪最大月降水量是最小月降水量的20—30倍，西部的通辽、赤峰可达40—80倍。降水分配的季节不均，常造成“春旱夏涝”。六、水文1．年径流

辽河径流补给主要来自降雨，所以径流在地区分布、年际变化、年内分配上与降水较为一致。多年平均年径流深自东南300mm向西北50mm递减。辽河径流的年际变化较大，干支流各站最大与最小年83径流量倍比在8—20倍，如铁岭站最大年径流量达94.7×10m，最小83年径流量仅7.1×10m，相差13.3倍，通江口站最大年径流量为56.5×838310m，最小年径流量为2.62×10m，相差21.6倍。

据1956—2016年资料统计，辽河干流天然径流量见表1-1。表1-1　辽河流域天然年径流量（地表水资源）特性表

据1956—2016年资料统计，辽河铁岭站多年平均天然径流量838335.22×10m，枯水期多年平均径流量8.11×10m，年平均流量33117.48m/s，枯水期平均流量为25.72m/s；六间房站多年平均径流8383量为42.71×10m，枯水期多年平均径流量为10.22×10m，年平均33流量为96.14m/s，枯水期平均流量为32.4m/s。

年径流量的年内分配极不均匀，从多年平均径流量年内分配来看，7、8月份径流量基本都占到全年径流量总量的50％以上，其他月份较小。各控制站年径流分配情况见表1-2。表1-2　辽河多年平均年径流量年内分配表2．降水量

辽河流域多年平均降水量自西北向东南递增，在400—1000mm之间。降水量年际变化较大，丰、枯水年份降水量比值为2.1—3.5倍。降水量年内分配亦不均匀，主要集中在6—9月，约占全年的75％，7—8月约占全年的50％。

据1956—2016年资料统计，辽河干流年降水量见表1-3。表1-3　辽河下游流域年降水量特性表3．洪水

根据辽河流域洪水的季节性规律，主汛一般在7—8月，非汛期洪水则多出现在4月或11月。并考虑到工程设计、施工需要，确定分期洪水的时段为：春汛：3—4月，汛前：5—6月，汛期：7—9月，汛后：10—11月，封冻：12—2月。辽河地区暴雨和洪水特征都十分明显。（1）暴雨特征

辽河流域降水总量中，暴雨比重较大，暴雨路径主要有三条：

①自渤海湾起，沿辽河河谷，自西南向东北移动，为木流域暴雨出现较多的路径；

②自河北省北部入老哈河上游，向东北移动；

③沿西拉木伦河自西向东移动。

辽河流域洪水主要由暴雨产生，洪水发生在7—8月，特别是7月下旬至8月中旬为最多，辽河流域面积广大，全流域同时发生暴雨洪水的概率少，但较大地区范围暴雨洪水比较频繁，局部性暴雨经常发生。辽河流域暴雨发生在6—9月，大暴雨多在7—8月，尤以8月最多。产生大暴雨的天气系统，根据其发生频次顺序为华北气旋、低压冷锋台风、高空槽等。如1951年暴雨为低压冷锋，1953年为华北气旋。这类天气系统一般可出现1—3日的暴雨天气。暴雨量主要集中在两日内，两日暴雨量大多占3日暴雨量的90％以上。暴雨强度变幅较大，多年平均最大1小时降雨在30—40mm之间，点最大1小时降雨为95.8mm；多年平均最大6小时降雨在50—65mm之间，点最大6小时降雨为263.7mm。大暴雨笼罩范围较大，如1951年8月13—15日2100mm以上降雨的笼罩面积为13 815km，200mm以上降雨的笼罩面2积为2273km。1953年8月18—20日100mm以上降雨笼罩面积为21 22530km，200mm以上雨量的笼罩面积为2560km。暴雨中心或暴雨高值区多发生在石佛寺以上左侧支流的清河、柴河及凡河上。（2）洪水特征

辽河洪水是由暴雨产生，因而洪水发生时间与暴雨发生时间相应。多发生在7、8两月。辽河洪水的形状有单峰、多峰两种类型。单峰型洪水历时一般为7—13天，其中多集中在7天左右，单峰型洪水特点是峰高量集中，洪水涨落较快。多峰型洪水历时依洪峰间隔时间、洪水来源和暴雨集中程度而异，一般在13—30天左右，其特点是峰型矮胖，峰低量分散。

洪水地区组成变化较大，这主要是由于境内夏季冷暖空气交替较为强烈，形成暴雨的天气形势各异，各次暴雨时面深不同，造成各次洪水地区来源比重差异较大。但对大洪水年份如1951、1953、1964、1995、2010等年而言，均以东侧清、柴、凡河来水为主，其组成差异相对较小。辽河中下游石佛寺以上洪水，主要来源于左侧的清、柴、凡河，该洪水与东、西辽河洪水基本不遭遇，石佛寺以下洪水主要来自石佛寺以上，由于石佛寺以下的右侧秀水河、养息牧河等河洪水较小，因此对干流洪水影响很小。

西辽河的洪水主要来自老哈河。由于远离海洋又有山地阻挡，西辽河上游的西拉木伦河及乌力吉木伦河地区，暴雨出现机会少，强度弱，下垫面又多系砂质土壤，因此洪水较小。而老哈河及教来河上游地区，虽然出现暴雨的机会少于辽河流域东部地区，但在某些天气形势组合下也能产生特大暴雨，且下垫面多为黄土丘陵，植被很差，一旦发生洪水，强度很大。老哈河控制站乌墩套海与西拉木伦河控制站西拉西庙集水面积基本相同，但洪水量级相差甚大。东辽河洪水多数来自二龙山水库以上山丘区，个别年份来自二龙山至三江口（即东、西辽河汇合口）区间。二龙山水库以下至三江口，有卡伦河、小辽河等几条支流汇入，由于东辽河流域形状为“弓”形，流程184km，且河道比较小，洪水传播至三江口需60小时，因此区间洪水与上游洪水多能错峰，上游洪水经河槽调蓄，至下游的洪峰有所减弱。

辽干通江口以上洪水主要由东辽河、西辽河和招苏台河洪水组成，通江口以下洪水则主要来自于左侧清河、柴河、凡河等支流，辽干通江口以上洪水占辽干石佛寺断面洪水的比重，洪峰流量不足20％，洪量不足40％。

辽河洪水比较集中，如铁岭站多年平均5天洪量占7天洪量的78.3％，7天洪量占13天洪量的65.9％，13天洪量占30天洪量的56.8％。大洪水年较一般洪水年产生洪量更为集中，如铁岭站1951、1953两年的5天洪量占7天洪量各为90.0％和88.9％。

根据历史洪水调查资料及实测资料统计分析，西辽河洪水与辽河洪水不遭遇，东辽河、招苏台河与清、柴、凡三河基本不遭遇。铁岭以上的洪水主要来自清、柴二河，石佛寺以上洪水主要来自铁岭以上和凡河。由于清、柴、凡河已建成南城子、清河、柴河、榛子岭四座大型水库，故铁岭和石佛寺的地区洪水组成，系由上述水库调节后的洪水与水库至铁岭或石佛寺区间的洪水组合而成。

辽河干流福德店、通江口设计洪峰通过进行频率分析得出设计洪峰流量，见表1-4。3表1-4　福德店、通江口设计洪峰流量表　单位（m/s）

南城子、清河、柴河水库至铁岭区间和榛子岭至石佛寺区间的洪峰系根据各库建库前的天然洪水过程线和建库后各库放流过程线，以马司京干法演进至铁岭、石佛寺两站，与该两站洪水过程线相减而得，个别缺少洪水过程线的年份，以区间洪峰和铁岭、石佛寺洪峰（天然）建立相关关系插补而得。区间洪量是以铁岭、石佛寺两站的洪量考虑传播时间，减去各库来水量而得。本别以铁岭、石佛寺为控制站。将铁岭、石佛寺以上洪水分为两部分，即支流水库和各水库至控制站区间。经支流水库调洪后放流与区间洪水组合，铁岭河石佛寺组合设计流量成果见表1-5。3表1-5　铁岭河石佛寺组合设计流量表　单位（m/s）4．泥沙（1）概况

辽河流域上游山丘区表层土多为黄白土和风沙土，水土流失严重，植被差，覆盖度在30％以下，是中国东北地区风沙干旱严重的地区。辽河的含沙量较高，仅次于黄河、海河，为中国第三位，年输4沙量达2098×10t。不同程度的水土流失造成河流泥沙含量不同，流域内含沙量以柳河为最大，其次为西辽河地区各河流，福德店以下东侧支流含沙量最少。辽河西部老哈河上游和柳河上游，多年平均实测3最大含沙量在300—700kg/m，比东部含沙量大150倍以上。2

西辽河发源于河北省七老图山脉的光头山，集水面积95 475km，流经内蒙古、辽宁西北部等地区，其支流老哈河是一条含沙量较高、输沙量较大的多沙河流，是西辽河泥沙的主要来源。1958年老哈河2中游修建红山水库，1960年拦洪，控制面积24 486km，占老哈河集水面积的74％。水库建成后虽拦截了老哈河大部分来沙，但因其控42制面积仅占西辽河郑家屯站9.14×10km的27％，库下尚有6.69×42210km面积，是侵蚀模数大于200 t/km.a的产沙区，暴雨时仍可大量产沙进入辽河。另外红山水库在拦沙的同时，也拦截了老哈河进入西辽河的水量（水库自1964年至1984年平均每年灌溉供水4.50×8310m），使西辽河进入辽河干流的水沙均减少。红山水库建成后又遇到了连续枯水枯沙系列，西辽河进入辽河干流泥沙亦较少，而1991、1993年西辽河来水较大，与建红山水库前的1955年的水沙相近，或略大于1955年，说明西辽河进入辽干的泥沙并未较建库前有明显减少，辽河干流来水来沙涉及整个辽河流域的降水产沙问题。鉴于上述分析，本次辽干泥沙采用红山建库前后干流站的实测资料系列。2

西辽河控制站郑家屯水文站，集水面积91 368km，统计1955—41996年的实测悬移质泥沙资料，多年平均输沙量为1058.50×10t，输23沙模数为115.85 t/km.a，多年平均含沙量为17.10kg/m，中值粒径0.0260mm。2

东辽河集水面积11 450.00km，其中山区和丘陵面积占232.74％，上游于1944年建有二龙山水库，控制面积3796km，总库8343容19.05×10m，水库运用28年后统计年均淤积量为304×10m。东2辽河上的太平水文站，集水面积10000.00km，统计1955—1986年实4测悬移质泥沙，多年平均输沙量为140.35×10t，输沙模数140.35 t/23km.a，多年平均含沙量2.17kg/m，中值粒径0.0252mm。2

清河是辽河东部支流，集水面积4846km，山区面积占87％。其22上修有清河水库和南城子水库，控制面积分别为2376km和625km，8383总库容分别为9.71×10m和2.06×10m。清河水库下游的开原水文站，2集水面积4668km，统计其1954—1996年悬移质泥沙实测资料，多年42平均输沙量为96.00×10t，输沙模数205.65 t/km.a，多年平均含沙量31.23kg/m，中值粒径0.0234mm。2

辽河东部支流还有柴河及凡河。柴河集水面积为1501km，山区2占98％，其上于1974年建成柴河水库，控制面积1355km；建库前设2有太平寨水文站，集水面积1218km，建库后上移作为入库站，更名为柴河站。因柴河属于少沙河流，水库未设泄洪排沙洞，建库后水库出库站为输水道，因出库沙量很小而未进行泥沙观测。统计1955—41996年柴河水文站悬移质实测资料，多年平均输沙量28.80×10t，输23沙模数236.45 t/km.a，多年平均含沙量1.00kg/m，中值粒径20.0470mm。凡河控制站张家楼子水文站集水面积为816km，统计41954—1996年悬移质实测及插补资料，多年平均输沙量21.00×10t，23输沙模数257.35 t/km.a，多年平均含沙量1.18kg/m，中值粒径0.0204mm。

石佛寺水库以上辽河干流控制站铁岭水文站位于清河、柴河下游，2凡河上游，集水面积120 764km，统计1954—1996年悬移质实测资42料，多年平均输沙量1447.38×10t，输沙模数1198.56 t/km.a，多年3平均含沙量4.65kg/m，中值粒径0.0353mm。辽河石佛寺水库以上干支流主要水文站的悬移质泥沙特征值见表1-6。表1-6　石佛寺水库以上辽河干支流主要站悬沙特征值表

从表1-6可以看出，辽河铁岭以上东部支流东辽河、清河及柴河4控制站的多年平均输沙量之和为249.71×10t，占铁岭站多年平均输沙量的17.25％；而郑家屯水文站多年平均输沙量占铁岭站的82.72％，可以说，西辽河是辽河石佛寺水库坝址以上干流泥沙的主要来源区。

石佛寺水库坝址以下西部支流柳河水土流失严重，是辽河干流3中、下游泥沙主要产区，柳河上游河水含沙量可达30—110kg/m，河水悬浮物浓度每升可达几千毫克，是造成辽河干流石佛寺水库以下淤积的主要原因。石佛寺水库坝址以下辽河干流及主要支流泥沙站实测含沙量与输沙量见表1-7。表1-7　石佛寺水库坝址以下辽河干流及主要支流泥沙站实测含沙量与输沙量（2）泥沙年季变化和年内分配

统计辽河干支流各站历年实测悬移质输沙量极值见表1-8。表1-8　输沙量年际变化及年内分配表

辽河属于北方河流，具有北方河流输沙量年际变化的特点，即输沙量主要集中在几个大水大沙年份。从表1-6可以看出，辽河干支流各站输沙量最大最小值相差悬殊，最大年沙量与多年平均输沙量之比郑家屯站为8.7;1，太平站为3.7;1，通江口为5.9;1，铁岭为5.9;1；最大最小输沙量之比通江口为446;1，铁岭为567;1，台河口及通辽甚至出现输沙量为零的年份。

根据表1-9铁岭站1954—1996年历年输沙量统计，其中1954年、1957年、1959年3年的输沙总量占43年总输沙量的33.71％；此3年再加上1956年和1962年共5年的输沙总量占43年总输沙量的48.02％，接近43年总输沙量的一半。输沙量最大的年份是1959年，占43年总沙量的13.66％；1982年输沙量最小，只占43年总沙量的0.02％。可见，输沙量的年际变化很大。表1-9　铁岭站1954—1996年历年悬移质输沙量及年际分配表

辽河干流泥沙因是上游流域暴雨洪水夹杂而来，故年内洪枯季节变化十分明显，经历年资料统计，辽河干支流各站6—9月份输沙量占年输沙量的比例大部分在90％以上，7、8两月大部分在65％以上；由表1-8可见，郑家屯站6—9月输沙量占全年沙量的92.05％，7、8两月占79.68％；太平站6—9月输沙量占全年沙量的90.84％，7、8两月占66.77％；通江口站6—9月输沙量占全年沙量的90.90％，7、8两月占70.47％；铁岭站多年平均悬移质输沙量的年内分配也很不均匀，6—9月输沙量占全年沙量的90.04％，7、8两月占69.32％；非汛期8个月输沙量只占全年沙量的9.96％。可见，输沙量集中在汛期几个月，甚至集中在汛期几场洪水中。5.2000年之后水文情况

2001年为平枯水年，辽河流域降水为300—800mm，最大流量为33柴河站8月16日的847m/s，次大流量为八棵树站的8月6日的618m/s。

2002年为枯水年份，辽河干流年降水量比多年平均值减少了25％—30％，区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在250—700mm之间，最大降水量约为最小降水量的3倍，最大降水量为凡河上的菊花甸子站686.1mm，最小降水量为东辽河上的三江口站256.7mm。辽河下游区的径流主要由降雨形成，天然年径流分布与降水分布基本一致，径流量随集水面积的增加而递增。年径流量比多年平均值偏少70％左右，流域内径流量年内分配不均，主要集中3在汛期。各站均未发生洪水，辽河干流最大流量为铁岭182m/s，柳3河最大流量为石门子站386m/s。各站输沙量变化与洪水变化基本相似，输沙量主要集中在6—9月，其他月份沙量很少。2003年东辽河为枯水年，年平均降水量为546.0mm，比多年平均降水量588.1mm偏少了7.2％；辽河干流降水量与多年平均比较偏多1.7％，为平水年。区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在360—960mm之间，最大降水量约为最小降水量的3倍。最大降水量为凡河上的菊花甸子站954.9mm，最小降水量为乌根稿河上的白庙子站369.6mm。降水量年内分配不均，降水量主要集中在汛期的6—9月。干流区径流主要由降雨形成，天然径流分布于降水分布基本一致，径流量一般随集水面积的增加而递增。东辽河年径流量比多年平均偏少53.3％左右，为枯水年。辽河干流区年径流量比多年平均偏少41.0％左右，流域内径流量年内分配不均，主要集中在汛期。各站输沙量变化与洪水变化基本相似，辽河干流最大年输沙量为平安堡站4454.4×10t。支流最大输沙量为柳河石门子站165×10t。输沙量主要集中在6—9月，其他月份沙量很少。本年内各站均未发生较大洪水，3为枯水年，辽河干流最大流量为马虎山站274m/s，支流最大流量为3清河上的八棵树站434m/s。

2004年辽河干流区为平水年。东辽河年平均降水量为734.9mm，比多年平均偏多8.9％，辽河下游年平均降水量为585.8mm，比多年平均偏少0.9％。区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在360—950mm之间，最大降水量约为最小降水量的3倍。最大年降水量为凡河上的菊花甸子站：946.1mm，最小年降水量为柳河上的哈达营子站：359.0mm。降水量年内分配不均，主要集中在汛期的6—9月。东辽河年径流量比多年平均偏少23.3％，为枯水年。辽河干流区年径流量比多年平均偏少16.7％，属于平水偏枯年，流域内径流量年内分配不均，主要集中在汛期。本年各站均未3发生较大洪水，为平水年。辽河干流最大流量为铁岭（三）站913m/3s，支流最大流量为清河上的八棵树站562m/s。各站输沙量变化与洪4水变化基本相似，辽河干流最大年输沙量为辽中站88.1×10t。支流4最大年输沙量为柳河石门子站83.5×10t。输沙量主要集中在6—9月，其他月份沙量很少。

2010年辽河干流区为风水年。东辽河年平均降水量为749.4mm，比多年平均偏多9.1％。辽河下游年内平均降水量为645.0mm，比多年平均偏多8.9％。区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在300—1000mm之间，最大降水量约为最小降水量的3.3倍。最大年降水量为柴河上的下肥地站996.9mm，最小年降水量为北大河上先进站301.6mm。降水量年内分配不均，降水量主要集中在汛期的6—9月。辽河干流区径流主要由降雨形成，天然年径流分布于降水分布基本一致，经流量一般随集水面积的增加而递增。东辽河年径流量比多年平均偏多8.2％，为丰水年。辽河干流区年径流量比多年平均偏多11.3％，属于丰水年份，流域内径流量年内分配不均，主要集中在汛期。8月13日至16日，受高压切变线和副热带高压的共同影响，辽河流域普降大雨。发生了1995年以来最大洪3水。其中辽河干流最大洪峰流量为铁岭（三）站2390m/s，次大洪峰3流量为平安堡站1770m/s，支流最大洪峰流量为柴河上的柴河站31300m/s。各站输沙量变化与洪水变化基本相似，辽河干流最大年输4沙量为腰屯与辽中站合成值399×10t。支流最大年输沙量为东辽河泉4太（二）站194×10t。输沙量主要集中在6—9月，其他月份沙量很少。

2006年辽河下游区为平水偏枯年，东辽河平均降水量为515.7mm，比多年平均减少24.9％。辽河下游年平均降水量为448.5mm，比多年平均偏少24.3％。区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在270—1040mm之间，最大降水量约为最小降水量的3.8倍。最大年降水量为凡河上的腰寨子站：1039.4mm，最小年降水量为獾子洞河上的獾子洞水库站：274.6mm。辽河下游区径流主要由降雨形成，天然年径流分布与降水分布基本一致，径流量一般随集雨面积的增加而增加。东辽河年径流量比多年平均偏少65.6％，为枯水年。辽河下游区年径流量比多年平均偏少42.8％，属于枯水年份，流域内径流量年内分配不均，主要集中在汛期，许多小河流出现了河干现象。本年内多数站没有发生较大洪水，辽河干流最大洪峰流3量出现在平安堡站，为280m/s，支流最大洪峰流量为柴河上的柴河3站，为340m/s。各站输沙量变化与水量变化基本相似，辽河干流最4大年输沙量为辽中站82.3×10t。支流最大年输沙量为柳河石门子站443.5×10t。

2007年辽河下游区为平水偏枯年，东辽河平均降水量为571.1mm，比多年平均减少16.8％。辽河下游年平均降水量为493.3mm，比多年平均偏少16.7％。区域内降雨分布不均，多为局部暴雨，各雨量站降水量在262.7—803.6mm之间，最大降水量约为最小降水量的3.1倍。最大年降水量为中固河上的麻线堡站：803.6mm，最小年降水量为柳河上的满斗营子站：262.7mm。辽河下游区径流主要由降雨形成，天然年径流分布与降水分布基本一致，径流量一般随集雨面积的增加而增加。东辽河年径流量比多年平均偏少63.9％，为枯水年。辽河下游区年径流量比多年平均偏少40.9％，属于枯水年份，流域内径流量年内分配不均，主要集中在汛期，许多小河流出现了河干现象。本年内多数站没有发生较大洪水，辽河干流最3大洪峰流量出现在马虎山站，为236m/s，支流最大洪峰流量为柴河3上的柴河站，为276m/s。各站输沙量变化与水量变化基本相似，辽4河干流最大年输沙量为平安堡站54.7×10t。支流最大年输沙量为柳4河石门子站46.8×10t。七、土壤1．形成条件（1）地形因素

辽河干流流域的地貌格局受燕山期以来的构造运动控制，东、西、北三面逐渐被抬升，中部相对沉陷，周围的长白山地、冀北辽西山地和大兴安岭成为辽河流域的分水岭，中部的辽河冲积平原坡度平缓，西辽河流域还分布有大面积的沙丘。（2）母质与植被

辽河干流流域土壤母质类型多样，其中有黄图形淤积物，砂质冲积物，壤质性冲积物等。其中棕色森林土壤多发育于花岗斑岩及片岩、石英岩风化物，被复植物以柞树为最多，其次杨、桦、椴、枫、黑松及落叶松等，土层都不很深厚，并含有石砾，表面有厚度10cm的腐殖质层，呈微酸性反应。（3）气候

辽河干流流域地处中高纬度，位于我国东北地区的南部，属暖温带半湿润大陆性季风气候；温度变化较大，四季寒暖、干湿分明，降水量自西北向东南递增，多年降水量在350—1200mm之间；降水量年际变化较大，丰、枯水年降水量比值一般可达21—35倍，年内分配的差异也较明显，主要集中在6—9月间，约占全年降水量的80％。辽河流域蒸发量自东南向西北递增，以20cm蒸发皿测定，多年平均蒸发量为1100—2500mm，蒸发量最大为5月，为240—390mm左右；最小为1月，为15—45mm左右。多年平均气温自下游平原向上游山区逐渐降低，气温年际变化亦较大。年平均气温4—9℃，7月份最高，平均在20—30℃之间，1月份最低，平均在-10—-18℃之间，日照丰富，大于10℃的积温2700—3700℃，年日照时数介于2200—3300h之间，年辐射总量在（5.04—5.46）×109 J·m-2。2．类型及分布

辽河干流地区的土壤类型及分布如下：（1）草甸土类

这类土壤都分布在辽河干流流域的冲积平原或河谷地带，成土母质为黄土性淤积物或砂质冲积物，地势比校平坦地下水位较高，地下水面距地表常在1.5—2.0m以内，对土壤的形成过程起着很大的影响，在地下水位常发生变动的地方往往呈现出不同程度的潜育特征。

①草甸土及局部盐清化草甸土

主要分布在辽河干流大平原的各河固地带或山麓阶地附近的低洼处，其高地常和草甸棕色森林土（或生草棕色森林土）相接壤，其下部常和冲积性草甸土相衔接，母质多系旧冲积物，土壤中腐殖质含量表层为1％—2.5％，呈棕灰色屑粒状小粒状结构，反应呈中性至微碱性，地下水位在1.5—2m左右。

②泛谧地冲积性草甸土和潜育化草甸土

这种土壤多分布在辽河干流东部高、低泛谧地以及辽东山地的河谷泛谧地上，成上母质为壤质或砂质冲积物，山区部分为基岩风孔的沙砾鬓坡积物，地下水位在1—1.5m左右，一般透水良好，表呈漫灰棕色，反应近乎中性。

③盐渍化草甸土

这种土壤主要分布在南端渤海湾沿岸、辽河干流及大、小凌河的下游近海口区域，处于低泛谧地稍高的地形部位上，地下水距地表常在1—2m之间，盐分种类以氯化物为主，呈中性至微碱性反应，黏重粒状或核状结构，有时往往与氯化物盐土的光板地形成复区。

④潜育化草甸土

这种土壤分布在辽河干流以东近河床或接近积水区的低平处，成土母质为黏壤质或砂质淤积物，地下水在1—1.5m左右，往往在夏季雨季充沛，潜育化现象明显，呈中性反应，腐殖质含量为1％—3％。

⑤碳酸盐冲积性草甸上和局部盐清化草甸土

这种土壤主要分布在辽河干流以西的广大平原地区和西部山地狭长河谷地带，成土母质为河流冲积物，井夹有黄土性物质，在山区多粗粒坡积物，剖面中多有石灰性反应，地下水位在2m左右，地表有时有薄层盐霜，表层呈灰棕色，腐殖质含量1％—2％之间，反应呈中性至微碱性（pH值7.0—8.3之间）。

⑥棕壤型草甸土

这种土壤多分布在辽河干流流域所在平原和阶地同丘陵之间，是冲积性草甸土或草甸土向高处草甸棕壤和草棕色森林土之间的一种过渡类型，地下水位一般较前述各土类稍低，表层呈棕灰色，含少量腐殖质，反应中性或微酸性。

⑦草甸土和棕色森林土

这两类土壤所形成的复区，它们往往分布在辽河干流流域的阶地和泛谧地之阴，河流冲积平原局部突起的地方也都包括在内，其中棕色森林土只占较小的面积而草甸土仍占主要的面积，大部分宜发展早农地。（2）沼泽土类

这种土壤在辽河干流流域分布的面积很小，一般都处在疏干的水泡子或旧河床等最低洼的地形部位上，地下水距地表约1m左右甚至地表积水。主要是草甸沼泽土。

一般为季节性积水或土壤水分过湿呈明显的沼泽化，腐殖质含量较高，多为微酸性到中性反应。（3）盐土类

在辽河干流流域，此类土主要分布在湿润沿海地带。渤海沿岸有盐渍化土壤的分布，其成因与矿化的地下水位较高有着密切的关系。若按其分布区域和盐分特性来分，本可划分出内陆草甸盐土与沿海氯化物草甸盐土两大类。前者在我省除新开河等两岸局部低洼地方有较小面积分布，与碳酸盐冲积性草甸土形成复区外，没有更大面积的单独分布，所以只划分列出沿海氯化物草甸盐土及氯化物盐土。

这种土壤主要分布在辽河干流流域的沿海地区，其成因与土壤受海水的浸润以及矿化度高的地下水蒸发有关。蒸发使土壤上层积聚盐分，地面具有盐霜，全盐量常在1％—3％或更大，呈中性至微碱性反应，表层浅棕灰至暗棕灰色。目前尚有大片的荒地。（4）棕色森林土类

这是一种气候温暖湿润和在阔叶或针阔叶混交林下所发育的土壤，是辽河干流流域湿润和半湿润地区的主要地带性土壤，广泛地分布在中央大平原与东西两面山地之间，海拔约500m以下的狭长条丘陵洪积扇和古老冲积物的阶地上，地下水位较深，土壤呈棕色或棕褐色，质地黏重，心土坚突，梭柱或无结构，反应呈中性至微酸性。

①生草棕色森林土和草甸棕色森林土

这种土壤主要分布在中长铁路以东和辽西北镇、锦州、兴城等一钱以西的丘陵台地区，自然的森林植被已遭破坏，草本植物（包括农作物在内）对土壤形成过程起着显著的作用，土壤表层呈浅灰棕色或灰棕色，因长期耕种的关系腐殖质含量较低，团块至核粒状结构，反应中性至微酸性。

②生草棕色森林上和淋溶褐色土

这种土壤主要分布在辽东半岛之南端旅顺、大连、复县以及辽西、义县阜新一线以西的丘陵和台地区，成土母质除沉积物外，尚有片麻岩，石灰岩和黏板岩等风化物。表层呈灰棕色至棕色，有机质合量2％—4％，团块结构，反应微酸性至微碱性，淋溶褐色土在剖面下部有盐酸发泡反应，有时其有石灰结核或石灰菌丝体，地下水位很深。

③淋溶褐色土和碳酸盐草甸土

分布于本省北部绕阳河上游黄土性沉积物区。此区上壤侵蚀严重，较大部分的土地上必须进行不同的水土保持措施。

④碳酸盐栗钙土

此土在辽河干流流域分布的面积不大，分布于辽河干流沿河高阶地黄土残丘上，腐殖酸含量少，在耕地上含量更少，土壤呈淡灰褐色，结构不明显或呈粉状，呈微碱性反应。（5）砂土类

在辽河干流流域分布的面积不大，仅在康平县以北各河流两岸部分地区有所分布。（6）山区土壤

在我省东部和西部山区都有此类土壤的分布系在过去或目前的森林覆被下所发育而来。

主要分布于辽河干流的河谷阶地，土壤表层呈灰色至棕灰色，心土呈棕色或黄棕色，土壤全剖面呈微酸性反应，含中量腐殖酸，团块粒状结构，岩石碎片很多，排水良好。3．存在的问题及污染情况（1）辽河干流流域土壤锌、铜元素背景值区域特征表现为各土类中的锌、铜元素与地壳丰度比，其比值均小于1；棕壤、草甸土、水稻土的各土类中锌、铜元素含量处于世界土壤含量下限；风砂土、盐土、褐土各土类锌、铜元素含量偏低。棕壤、水稻土各土壤亚类中的锌、铜元素含量间的差异性不显著；内陆盐土中的锌、铜元素含量低于滨海盐土；碳酸盐草甸土铜元素含量较低。本区铜元素背景值分布规律呈东土壤＞西部土壤＞北部土壤。本区域土壤锌、铜元素背景值间的变化呈极显著的正相关性。（2）辽河流域土壤中Ti的含量约高出世界正常土壤和地壳丰度的1/2，其中棕壤Ti含量几乎高出世界土壤的一倍，只有砂土Ti含量低于世界土壤均值。本区各成土母质发育的土壤Ti含量水平呈如下趋势，即：基性岩＞石灰岩＞红土＞黄土、花岗岩、非碳酸盐淤积物＞碳酸盐淤积物＞砂质风积物。应用Ti作为参比，可判别土壤元素是否有外来污染。应该指出，目前在土壤背景值研究中，常同时采用各种数学方法检验及对剖面自然及社会环境的综合分析判断，才最后确定土壤某元素是否有外来污染。应用Ti含量可计算土壤剖面中的元素迁移积累量，从而进一步研究土壤中微量元素的迁移规律。

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