1水文学是研究地球上水的分布

1、 水文（Hydrology）1.水文学是研究地球上水的分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会活动之间的相互关系的学科。（研究地球上的各种水体的形成、循环和分布，探讨水体的化学和物理性质以及它们队环境的反应，包括它们与生物的关系。）2.水文学广义的可以分为水文气象学、地表水文学、地下水文学，按地表分布情况可以分为海洋水文学和陆地水文学。（p1）3.水文现象的物理基础: 水的密度;水的热容量和传热性;水的三态转化;水的表面张力;水的运动特性.4.地球上水的存在形式是多种多样的，它总是以气态、液态、固态的形式存在于地球的表面、地球的大气层中和地球的土壤岩层中。以一定形式存在于某一环境之中，

2、且具有独特的水文规律和水文特征的水，统称为水体5.水文学研究方法：1 成因分析法 2 数理统计法 3 地理综合法 4 新技术的应用6.水循环是指地球上各种形态的水体，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、入渗及径流等环节，不断地发生相态转变、能量交换的周而复始的运动过程。主要过程：水汽蒸发 water evaporation水汽输送vapour transportation凝结降水precipitation 水分入渗 water infiltration/percolation地表和地下径流runoff/groundwater flow7. 水圈包括地球所有形式的水，主要

3、有地面水、地下水、大气水和生物水四大部分。8.水循环基本类型：大循环（海陆间）：海洋上蒸发的水汽，被气流输送至大陆上空，凝结形成降水、落至地面，一部分以地表和地下径流的形式又汇注于海洋。而另一部分则蒸发返回大气中，这种海陆间的水分交换过程称大循环。在大循环中，空中水汽主要是由海洋上空向陆地输送，把海洋向陆地输送的净水汽量称为有效水汽输送量。小循环：海洋上蒸发的水汽，在海洋上空凝结后，以降水形式落到海洋中，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种局部的水分循环称小循环，前者称海洋小循环，后者称内陆小循环（陆地小循环）。9. 水体更替周期：水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一次所需的时间。

4、10.水循环的环境效应：（1）水循环参与了地球圈层构造 （2）水循环影响全球气候 （3）水循环影响地貌形态及地壳运动11.影响水分循环的因素很多，可以归纳入四类；一是气象因素，如温度、风速、风向、湿度等；二是自然地理条件，如地形、地质、土壤、植被等；三是人类活动，包括各种水利措施和农业措施等；四是地理位置。12. 所谓水量平衡，是指选定区域(或水体)在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该时段区域(或水体)内蓄水量变化量，即水在循环过程中收支平衡。 水量平衡方程： IO 十(W2W1)O 十W式中：I给定时段内输入区域的各种水量之和；O给定时段内区域输出的各种水量之和；W2、W1

5、区域内给定时段始、末的储水量；W时段内贮水量的增量，WW2W1。区域内储水量增加，W0；储水量减少，W0。 应用水量平衡可对水文循环建立定量概念，从而了解各循环要素如降水、蒸发、径流之间的定量关系，这对于水资源评价、水文水利计算、水文预报都具有重要作用。13.全球水量平衡方程：如研究区域为地球上的全部海洋，所取计算时段为年，则某一年的（1）水量平衡方程为：P 洋+RE 洋+Ws 式中 P 洋海洋上某年的降水量；R大陆流入海洋的某年径流量；E 洋海洋上某一年的蒸发量；W 海洋某一年的储水增量。（2）通用水量平衡方程：P+Rs+RgE+Rs+Rg+Qo+W式中 P区域内计算时段的降水量；Rs、Rg

6、分别为计算时段内经地面、地下流入区域内的径流量；E区域内计算时段的净蒸发量,等于蒸发与凝结的差值；Rs、Rg分别为计算时段内经地面、地下流出的径流量；Qo4区域内计算时段内的总用水量；W区域内计算时段的蓄水增量。（3）流域水量平衡方程：PE+R+ Qo+W式中Qo 为流域内国民经济的净耗水量，其中灌溉耗水量消耗于蒸发，可计入流域总蒸发E 之中；工业净耗水量一部分消耗于蒸发，一部分是产品带水，消耗于蒸发部分也计入E 之中；而产品带水则数量相对很小可略去不计。于是对闭合流域给定时段的水量平衡方程可写为PE+R+W（p16）14. 降水主要是指降雨和降雪，其他形式的降水还有露、霜、雹等。水分以各种形

7、式从大气到达地面统称为降水。所谓水汽扩散是指，由于物质出入介质而引起的随机不可逆运动的现象。 水汽输送是指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或从低空输送到高空的过程。水汽输送通量: 表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量. 水汽通量散度 是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐射出的水汽量. 散度为正的地区表示水汽自该地区向四周辐散，称该地区为水汽源，在这种情况下降水比较少；反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该地区为水汽汇.15. 影响水汽含量与水汽输送的因素很多，主要因素如下:1.大气环流的影响, 2地理纬度的影响 3海陆分布的影响 4海拔高度与地形屏障作用的影响16.降水

8、的基本的要素有以下四种: 1.降水量一定时段内降落在某一面积上的总水量;次降水量指某一区域内一次降水的总量 2.降水历时:T是指一场降水自始至终所经历的时间, 降水时间指对应于某一次降水量而言. 3.降水面积: 降水所笼罩的面积。 4.降水强度: 单位时间内的降水量.17.降水特征的表示方法(1)降水量过程线: 一段时间内（日、月、年）的降水量随时间的变化过程(2)降水量累积曲线以时间为横坐标，以自降水开始到各时刻降水量的累计值为纵坐标绘制的曲线，自记雨量计中的曲线即为降水累计曲线。(3)强度历时曲线:强度历时曲线根据一场降水资料，统计其不同时段内最大平均雨强，然后以雨强为纵坐标，时间为横坐标

9、绘制而成。同一场降雨中雨强与历时成反比.(4)等雨量线: 地区内降水量相等各点的连线，它综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布规律。18.区域平均降水量的计算: 1.算术平均法 2.泰森多边形法（垂直平分法）3.等雨量线法 4.客观运行法19. 影响降水的因素: 1地理位置的影响 2.气旋、台风途径及其它气象因素的影响 3.地形的影响 4.其它因素的影响 5.水面的影响20.可能最大降水(PMP)或可能最大暴雨(PMS)，系指在现代的地理环境和气候条件下，特定的区域在特定的时段内，可能发生的最大降水量(或暴雨)。可能最大暴雨量Pm的计算公式： 式中，P为选定的高效暴雨量；wm、w分别为当地可

10、能最大暴雨的降水量和当地典型的可降水量。21. 下渗是指降落到地面的雨水从土壤表面渗入土壤的过程。它是径流形成的重要因素之一它不仅直接决定地面径流量的大小，同时也影响土壤水分和地下水的增长，以及壤中径流和地下径流的生成。下渗是水文循环的最难定量的因素之一。22.存储组成土壤的大小不同的土粒按不同比例混合在一起表现出来的土壤粗细状况称土壤的机械组成或土壤质地。23.土壤物理性质的指标：1）土壤比重r 土壤中固体物质与同体积水的重量之比，即RWs/Ww 式中 Ws固体物质重量 Ww同体积水重2）土壤干容重Ro 在自然条件下，单位体积中干土重量，干容重常称为容重。即 RoWs/V 式中 V土壤体积

11、Ws自然条件下土壤体积V 中干土重量Ro 一般变化在2.23.2 之间，平均值约为2.62.7。砂土的容重在1.41.7之间；粘土的为1.11.6；耕作土为1.01.4；紧实的底土为1.551.80。3）土壤的孔隙比e 孔隙体积Vv 与固体体积Vs 之比。即 eVv/Vs4）土壤的孔隙率np 孔隙体积Vv 与总体积V 之比。即 npVv/V 其中e 和np 可以相互转化，即 npe/（1e）土壤孔隙(soil Pore space) 存在于土壤中的孔道与间隙。以数量（孔隙率)和大小分布表示24.土壤水分的作用力：（1）分子力 （2）毛管力 （3）重力25. 土壤水分的存在形式：（1）吸湿水 被

12、风干土壤颗粒所吸附在土粒表面的水汽分子，称为吸湿水。在水汽饱和的空气中，土壤吸湿水达最大数量，称为吸湿系数。土壤质地越细，土粒的表面能越大，吸湿系数也越大（2）膜状水 在土粒吸湿水层的外面仍可再吸附液态的水分子而形成水膜，这种土壤水分称为膜状水。当膜状水达到最大数量时，称为土壤的最大分子持水量。（3）毛管水 毛管水是由毛管孔隙中水分弯月面的毛管力所保持的水分。（4）重力水 进入土壤的水分超过土壤所能保持的田间持水量时，那些超出的水分因受重力作用沿较大的孔隙向下渗透。这种受重力作用而下渗的水分即称为重力水。当土壤为重力水所饱和时，即土壤全部孔隙都充满水分时，其土壤含水量称饱和含水量。26. 土壤

13、水分常数：1.最大吸湿量：在饱和空气中，土壤能吸收的最大水汽量称为最大吸湿量。它表示土壤吸着气态水的能力。2.最大分子持水量：由于土粒分子力所结合的水分的最大值称为最大分子持水量。此时，薄膜水厚度达到最大值。3.凋萎含水量：植物无法从土壤中吸收水分，从而开始永久凋萎时的土壤含水率。植物根系的吸力约为25 个大气压，即当土壤水分的吸力等于15 个大气压时土壤含水率就是凋萎含水量。由此可见，大于凋萎含水量的水分才是参加水分交换的有效水量。4.毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水率。当土壤含水率大于此值时，悬着水就能向土壤水分的消失点或者消失面运行。在此值以下，连续供水状态遭到破坏，

14、其土壤水分为结合水和薄膜水。这时，水分交换以薄膜水和水汽形式进行。5.田间持水量：又称为田间最大持水量。饱和土壤排水两天后，过多的重力水已经排除，土壤中保持最大毛管悬着水时的土壤含水率，相当于0.10.3 个大气压。悬着水不作重力流动，当土壤含水率超过田间持水量时，过剩的水分不能保持在土壤中，会以自由重力水的形式向下渗透。它是划分土壤持水量和向下渗透水分的重要标志。6.饱和含水量：土壤中所有孔隙全部被水分充满时的土壤含水率。约相当于0.001Pa，它决定于土壤孔隙的大小。从田间持水量到饱和含水量，是受重力作用向下运动的自由重力水。地下潜水面以下，土壤含水量经常处于饱和状态，属于饱和渗透水流特性

15、。27.土壤含水率表示方法：土壤含水量又称土壤含水率、土壤湿度等，它是衡量土壤含水多少的一种数量概念。1） 土壤重量含水率：指水分的重量Ww与干土重量Ws的比值 nWw/Ws2） 土壤容积含水率：单位容积中水分含量的百分比 m(Vm/V)*1003） 相对百分比：土壤相对含水量 m 相对 m/m田间4） 土水势：干燥的土壤对水分吸附能力的大小28.重量百分率： 所含水分重占干土重的百分率 (%)1）容积百分率：水分所占容积与土壤容积之比 (%) 土壤孔隙充水程度2）水贮量 ： 单位土体 (面积、厚度) 内土壤水的总贮量3）相对含水量 实际含水量与田间持水量之比 (%)29.土壤水分常数：1.最

16、大吸湿量：在饱和空气中，土壤能吸持的最大水汽量称为最大吸湿量。2.最大分子持水量：由土粒分子所结合的水分的最大量称为最大分子持水量，此时薄膜水厚度达到最大。3.凋萎含水量：植物无壤中吸收水分而开始永久凋萎时的土壤含水量。也称凋萎系数。4.毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量5.田间持水量：全称“田间最大持水量”，土壤中毛管悬着水达到最大值时的土壤含水量。6.饱和含水量：土壤中所有孔隙全部被水分充满时的土壤含水量。30.水土势: 为了可逆地等温地在标准大气压下从在指定高度的纯水水体中移动无穷小量的水（假设它的势能值为0）到土壤水分中去,每单位数量纯水所需要的作功的数量，用（

17、普赛）表示。31.土壤水吸力：是指土壤在承受一定吸力的情况下所处的能态，简称吸力，但不是指土壤对水的吸力；32.下渗的物理过程按照作用力的组合变化及其运动特征，可划分如下3 个阶段：1.渗润阶段：下渗水分主要在分子力作用下，被土壤颗粒吸附而成薄膜水。在土壤干燥时，这一阶段非常明显；当土壤含水量大于最大分子持水量时，这一阶段逐渐消失。2.渗漏阶段：下渗水分主要在毛管力和重力作用下，在土壤孔隙中向下作不稳定流动，并逐步填充土壤孔隙，直至全部孔隙为水填满而饱和。通常也将以上两个阶段合称为渗漏阶段。3.渗透阶段：当土壤孔隙被水分充满达到饱和状态时，水分主要受重力作用，呈稳定流动。33.下渗水的垂向分布

18、：1饱和带：饱和带位于土壤表层。在持续不断地供水条件下，土壤含水量处于饱和状态。厚度一般不超过1.5厘米。2过渡带 在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加急剧减少，形成一个水的过渡带。过渡带的厚度不大，一般在5厘米左右。3水分传递带 ：水分传递带位于过渡带之下，在均质土中，传递带内水分下渗率接近常值。4湿润锋：水分传递带之下的一个含水量随深度迅速递减的水分带，湿润带的末端称为湿润锋面，锋面两边土壤含水量突变。此锋面是上部湿土与下层干土之间的界面。34.下渗要素：n 入渗率：又称下渗强度，是指单位面积上单位时间内渗入土壤中的水量n 入渗能力：又称下渗容量，指在充分供水条件下的下渗率。n 稳定入渗率

19、：下渗率稳定在一个比较固定的水平上，即达到稳定下渗率。n 入渗曲线和积累入渗曲线：35. 影响下渗的因素：一、土壤特性：土壤特性对下渗的影响，主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大二、降水特性降水特性包括降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。降水强度没有影响土壤下渗强度及下渗水量，在降水强度等于下渗率f 的条件下，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约。在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。此外，降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连

20、续性降水的下渗量要小于间歇性下渗量。三、植被地形通常有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。而地面起伏、切割程度不同，影响地面漫流的速度和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小。四、人类活动的影响人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗率。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有

21、目的控制下渗，控制地下水的活动。36. 水面蒸发是指在自然条件下水面的水分从液态转化为气态而逸出水面的物理过程，可概括为水分汽化和水分扩散两个过程。37.1）.蒸发潜热：单位水量从液态变为气态所吸收的热量,也称为汽化潜热。 2）饱和水汽压：当蒸发到一定程度时，必然发生出入水面的水汽分子数相等的情况，有效蒸发量为零，达到饱和平衡状态，相应的水汽压称为饱和水汽压。38.影响水面蒸发的因素：1 ）饱和水汽压差：饱和水汽压差指水面温度的饱和水汽压与水面上空一定高度的实际水汽压之差。它反映着水汽温度梯度，饱和水汽压差越大，蒸发量越大2）风 ：风或气流能加强乱流扩散作用，移走水面上的水汽分子，促进水汽交接

22、，使水面上水汽饱和层变薄并保持持续强大的输送率，因而风速愈大水面蒸发率也愈高3 ）温度 ：气温决定空气中水汽含量的能力和水汽分子扩散的速度。温度高时，蒸发面上的饱和水汽压比较大，饱和差大，易于蒸发；4 ）水质：水中含的杂质能阻止水分子运动，减少蒸发。5 ）蒸发表面的情况：表面积大则蒸发面大，蒸发作用进行得快综上所述，可把影响水面蒸发的因素归纳为两类；气象因素，如气压、温度、湿度和降水；水体自身及自然地理因素如水质、水深、水面和地形地貌等因素39.热量平衡法：假定一个从水面到一定深度的水柱体底部无垂直的热量交换。 Rsi-Rr-Rb-H-He-Hso+His=Hsn Rsi太阳辐射，Jmin；R

23、r反射辐射，Jmin;n Rb水体长波辐射，Jmin；n H传导感热损失，Jmin；n He蒸发耗热量, Jmin；n Hsi 入流带进热量，Jmin;n Hso出流带出热量，Jmin;n Hs水体储热变量，Jmin。40.土壤蒸发阶段：n 定常蒸发阶段：土壤含水量大于田间持水量，土壤十分湿润，水充满全部孔隙，并存在自由重力水，可以充分供给土壤蒸发。n 蒸发率下降阶段：由于土壤蒸发耗水，毛管水连续状态不断遭到破坏，当土壤含水量减少到毛管断裂含水量以后，土壤蒸发进入第三阶段。n 蒸发率微弱阶段：土壤含水量减小到小于毛管断裂含水量以后，毛管水不再以连续状态存在，毛细管的传导作用遭到破坏，土壤水分只

24、能以薄膜水和气态水的形式向上移动，此时土壤内部水分通过汽化，并经土壤孔隙向大气运行，因而蒸发主要为水汽扩散输送。41. 影响土壤蒸发的因素，一是气象因素，如温度、湿度、风速等，二是地下水埋深、n 土壤质地、土壤色泽、土壤表面特征及地形等因素。1 土壤含水量的影响 2地下水位的影响：地下水位对土壤蒸发的影响主要是通过影响地下水面以上土层含水量的分布来起作用 3 土壤质地和结构的影响 ：土壤质地和结构决定了土壤的孔隙大小和分布特性，影响土壤的持水和输水性能，从而对土壤蒸发产生作用。 4 土壤色泽的影响 ：影响地表对太阳辐射的吸收和反射率。颜色愈深，吸热越多，温度升高快，蒸发量愈大。 5 土壤表面特

25、征的影响 ：坡位、坡度，植被覆盖 6 温度梯度的影响：温度高低，对土壤蒸发有显著影响，温度高蒸发快，温度低蒸发慢温度梯度影响水分运行的方向42.根土渗透势：在根土共存的系统中，由于根系中溶液浓度和四周土壤中水的浓度存在梯度差而产生的散发拉力：由于植物散发作用而拉引根部水向上传导的吸力43.区域总蒸发：一定区域内所有水面蒸发、冰雪蒸发、土壤蒸发和植被散发的总和第六章：径流44.径流：指降水沿着地表或地下汇入河流后,向流域出口断面汇集的全部水流。45.径流表示方法：（1）流量Q： 即单位时间内通过河流某一断面的水量，单位是m3/s， Q= dQ=VdrQ=A*V ，A过水断面的面积 ，V过水断面的

26、平均流速，流量有瞬时值、日平均值、年平均值及多年平均值等，其中多年平均值又称为正常径流量。（2）径流总量W 是指一定时间段内通过河流某一横断面的水量（m3），W= Q(t)dt=QTQ(t)-t 时刻的流量（3）径流深R 径流深是指径流量均匀铺设在整个流域面积上所得的水深，即R=W/AW年径流量，A流域面积（4）径流模数M 即流域出口断面流量与流域面积之比，M=1000Q/A，A流域面积，径流模数和流量一样有日平均、月平均和多年平均值。（5）径流系数 径流系数是某一段时间内的径流深度与相应的降水深度的比值。显示了流域降水量转化为径流的比率（6）径流变率 同一时段某一年的径流量与多年平均径流量的

27、比值，反映该地区这一年的径流丰枯情况。46.径流形成过程：从雨(或雪等形式)降落到流域表面到水流汇集到河流出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程， 分为以下三个阶段：流域蓄渗过程、坡地汇流过程和河网汇流过程。一、流域蓄渗过程：降雨初期，除了小部分降落在河槽水面上的降雨直接形成径流之外，其余大部分降雨并不立即产生径流，而是在满足植物截留、填洼和下渗之后才能产生地表和地下径流。1.植物截留：降雨被植物茎叶或建筑物拦截的现象。截留现象自降雨开始时就发生。降雨开始，植物枝叶最大限度地吸附雨水，当达到其最大截留能力时降雨就落到地面，截留的水量最终消耗于蒸发。2.下渗(f)：指降雨从地面渗入土壤中的现象

28、。3.填洼(D) 当降雨强度大于下渗强度时，超出下渗的降雨形成地面积水，沿坡面局部流动，蓄积于地面坑洼中，称为填洼。填洼的水量最终消耗于蒸发和下渗。二、坡地汇流过程：当降雨强度超过下渗能力或降雨满足蓄渗损失量后，坡面上便有水流向河网汇集，这一汇集过程称坡地汇流过程或称漫流过程。1.地漫流首先是在满足了蓄渗量的地区发生，如透水性较差的地区(包括不透水地面)，或较湿润的地区(如河边)。随着降雨量的增长，满足蓄渗的面积逐渐扩大，坡面漫流面积也逐渐扩大，直至扩展到全流域。壤中流及地下径流也同样沿坡地土层汇集。壤中流汇流速度比地面径流慢，到达河槽也迟。壤中流在总径流中所占比例的多少与流域土壤和地质条件有

29、关。壤中流与地面径流有时相互转化，在坡面上流动的壤中流，在坡地下端流出地面，加入到地面径流中去。而部分地面径流在汇流过程中，也可渗入土壤中成为壤中流。三、河网汇流过程：坡地漫流的各种径流成分注入河网后，沿河槽向流域出口断面汇集的过程。河网汇流过程实上是洪水波的形成和传播过程，断面上水位及流量的变化过程，是洪水波通过该断面的直接反映。坡地水流不断进入河网，使河槽水量增大，水位升高，流量增大，这就是河流洪水的涨水阶段。在涨水阶段由于河槽储蓄一部分水量，所以对某河段，如区间无大量入流时，下断面的流量总是小于上断面的流量。随降雨和坡地漫流的逐渐减少而减少或完全停止，河槽水量减小，水位下降，流量减小，这

30、就是落水阶段。河网汇流作用，使得下断面流量过程较之上断面，洪峰减小，历时加长，过程变得平缓，这种现象称为河槽调蓄作用。由于河槽调蓄，使净雨在时程上进行了第二次再分配。坡地汇流和河网汇流通常合称流域汇流过程，流域蓄渗的过程叫产流过程，可概括为产流和汇流两个子过程。47. 影响径流的因素：影响径流形成和变化主要有气象因素、流域下垫面因素和人类活动因素。1.气候因素包括降水、蒸发、气温、风、湿度。2.流域下垫面因素包括地理位置、如纬度、距海远近、面积、形状等；地貌特征，如山地、丘陵、盆地、平原、谷地、沼泽等；地形特征，如高程、坡度、坡向；地质条件，如构造、岩性等；植被特征，如类型、分布、水理性质（持

31、水、输水性能等）等。3.人类活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条件从而直接或间接影响了径流的过程、径流的数量、质量的变化。48.产流是指流域中各种径流成分的生成过程，其实质是水分在下垫面垂向运行中,在各种因素综合作用下的发展过程,也是流域下垫面对降雨的再分配过程。不同的下垫面条件具有不同的产流机制。所谓产流机制就是指水分沿土层垂向运行过程中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程。一、超渗地面径流的产流机制超渗地面径流的产流机制是指在供水和下渗矛盾发生于包气带上界面的产流机制。地面径流的形成过程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸发以及下渗几个过程组合下的发展过程。他们都是在相应的作用力

32、下垂向运行的发展过程。自降雨开始至任意时刻的产流过程可借助下列方程来表达： 超渗地面径流的产生条件是：1.要有供水，这是一个必要条件；2.要有一个界面，即地面，它是包气带的上界面；3.降雨强度要大于下渗能力，它是产流的充分条件。只有三者都具备，才能产生超渗地面径流。缺少任何一个，都不可能产生径.二 壤中径流产流机制壤中径流的产流是发生在非均质或层次性土壤中易透水层与相对不透水层界面上的产流机制，是土壤水分在这类土壤中运行时,供水和下渗矛盾在界面发生的直接后果。2.产生条件：1)要有供水 2)要有下层比上层下渗能力小的界面 3)供水强度大于下渗强度 4)产生临时饱和带 5)有产生侧向流动的动力条

33、件即坡度 6)水流归槽条件三 地下径流产流机制地下径流产流机制是指包气带较薄地下水位较高时的地下水径流形成机制。1 产生条件：1)可以发生在非均质或层次性土壤中，也可以发生在均质土壤中，还可以发生在风化裂隙岩层中。2)产流界面是包气带下界面 3)包气带的下界面以上存在着一个支持毛管水带，它具有一个稳定的水分分布带，且随着地下水位的升降而升降。对均质土层地下径流水量平衡方程 ： 非均质土层地下径流水量平衡方程：四 饱和地面径流产流机制：是指表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。这里所谓的较强是相对的，即指在天然情况下，绝大多数的暴雨降雨强度都不能满足表层土壤的下渗能力。在土壤表层具有较强透

34、水性情况下，当I <<fa r=0出现时，在界面产生临时饱和带，随着积水的增加，最终将达及地面，后继降雨所形成的积水不再以壤中流而以地面径流的形式出现。饱和地面径流生成的重要特征是，控制地面径流发生的不是上层土层本身的界面和下渗能力，而是其下相对不透水层的边界和下渗能力，以及上层土层本身达到全层饱和时的蓄水量。49.各种产流机制的组合就是产流模式，产流模式决定了区域的基本特征一、 超渗产流方式（Rs型）流域产流以地面径流为主，它主要发生于地下水埋藏深，包气带厚度大，且土壤透水性差、植被稀少及其它地区的非森林地带。特点：降雨强度大于入渗速率时才开始产流，径流量和产流面积并不是随着降雨

35、的继续而增大，而是有增有减。2.饱和蓄满产流模式主要发生在包气带较薄、植被良好、土壤透水性强的地区，土壤经常比较湿润，地下水位埋藏浅，毛管水带接近地面，土壤缺水量小，一次降雨的下渗锋面极易与毛管水带建立联系，包气带缺水量极易得到满足。3.超渗和饱和交替型产流模式这种类型的产流多发生在半湿润地区，如淮北、山东、河南等地。这类地区的持点是：包气带厚度中等，约在24m 左右，土壤透水性中等，年内降雨主要集中在夏秋汛期，地下水位在汛期与枯水期变幅较大。在干旱期，地下水位较低，出现中间包气带，汛初遇有高强度的暴雨则以超渗产流机制为主。进入汛期直到汛末，由于连续降雨，地下水位逐渐抬高，中间包气带消失，有时

36、地下水位也可上升到地面，在这期间的降雨产流则以饱和坡面流为主。50. 流域汇流：流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的整个过程。汇流可以分为坡地汇流和河网汇流两个部分，通常河网的长度和汇流速度都比坡地汇流大得多，所以河网汇流分析更为重要。1 最大汇流时间：流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间。 式中： Lm为从流域出口断面沿河向上至流域分水线的最长距离，Va为流域平均流速。2 流域滞时：流域出口断面洪水过程线的形心出现时间与净雨过程的形心出现时间的间隔。3 流域平均汇流时间（ta） L0 为流域形心到流域出口断面的距离，Va 为流域平均流速。4 流域出口流量的组

37、成51、流域汇流的影响因素：1降水特性的影响 2）流域地形的影响：地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，流量过程线越陡。流域内植被覆盖情况3）流域形状的影响：在其他条件相同的条件下，不同流域形状会产生不同的流量过程线，狭长形的流域汇流时间较长，径流过程线比较平缓，而扁平的流域汇流集中，洪水涨落迅速，洪水过程线比较偏陡。4）河流的水力条件：在畅流条件下，水位越高、流速越快，则汇流时间越小，流量过程线就越陡。52.流域汇流计算方法：1等流时线和等流时面：相邻两条等流时线间的面积。流域内汇流时间相等的各点连接而成的线。2.单位过程线：是指单位时间内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径

38、流过程线。利用单位线来推求洪水汇流过程线的方法为单位线法。瞬时单位线：流域上分布均匀，历时趋于0，单位净雨所形成的出流过程线。53. 分水线是相邻两流域的分界线，又叫分水岭，在地形上它是分隔相邻两流域的山脊(或高地)的连线。分水线两侧的降水，分别汇集到两条不同的河流中去。地面分水线与地下分水线重合的流域，叫闭合流域，不重合的叫非闭合流域。54. 汇集地面水和地下水的区域称为流域，它是分水线所围成的区域。分水线所包围的面积称为流域面积或者集水面积，它直接影响河流水文情势。流域类型：地面集水区：地面分水线所围成的集水区域；地下集水区：地下分水线所围成的集水区域。55.流域形状特征：流域平均宽度：流

39、域面积A与流域长度La ， B=A/La ；流域形状系数：流域平均宽度B与流域长度La之比，Kb=B/La ，Kb值越小，流域越狭长。56流域地形特征：流域平均高度：流域范围内地表的平均高程称为流域平均高度。57.水系形式决定了流域形状并对汇流有影响，大致可以分为：（1）扇形水系（2）羽状水系 （3）平行状水系（4）混合形水系 58.河流分级：为衡量流域内河流的分汊程度而制订的划分水系的准则。 格雷夫利厄斯（Gravelius）法：该法规定水系中最大的主流为1级河流，汇入主流的支流为2级河流，汇入支流的小支流为3级河流，依次类推，霍顿方法：一级支流为不分岔的小支流，只接纳1级河流汇入的河流称为

40、2级河流；只接纳1，2两级河流汇入的河流称为3级河流，其余类推，最后为干流。一级支流为不分岔的小支流，只接纳1级河流汇入的河流称为2级河流；只接纳1，2两级河流汇入的河流称为3级河流，其余类推，最后为干流。Stralher河流分级方法：A 直接发源于河源的小河流为一级河流。B 两条同级别的河流汇合而成的河流的级别比原来高一级。C 两条不同级别的河流汇合而成的河流的级别为两条河流中较高者。59.水系特征值：河长和河网密度：河流各横断面最低点的连线叫溪线，又叫中泓线。从河口沿溪线量至河源的距离叫河长。河网密度等于干流总长度除以流域面积，及单位面积内干支流的长度。大的河网密度反映着高度切割的流域，因

41、而对降雨输入响应较快；而小的河网密度反映着排水不良的流域，其水文响应较慢。即： 式中 D河网密度，km/km2；L干支流总长度，km；A流域面积，km2。60.河道的基本形态特征：河段两端的河底或水面的高程差叫落差。河段水位落差与相应河长之比叫水面比降，河底落差与相应河长之比叫河底比降。河流横断面: 垂直于主流方向的河底线与水面线所包围的平面。静水断面：横断面中流速为零的部分。过水断面：流速大于零的部分. 大断面：以历年最高洪水位以上某一距离处作为上界。61. 河流的水文情况，包括水源的补给、径流在空间和时间上的变化、洪水的形成过程和运动、枯水特性、河流的冻结情况以及河流泥沙运动情况等，统称为

42、河流水情。62.河流水情要素:1.水位:自由水面高出某一基面以上的高程。绝对基面：以某处的特征海水面为准作为零点。测站基面: 以某测站的最枯水位以下0.5-1.0米处作为参证基面的零点。2）影响水位变化的因素：(I)河流水量的增减； (2)河流横断面的变化(河床冲淤、人工改变)； (3)水利工程的运用； (4)潮汐及干支流水位的变化等。63.流速：河流中水质点在单位时间内移动的距离。天然河流中平均流速的计算谢才公式： 式中：V为河道断面的平均流速；R为水力半径；i为水面纵比降；C为与糙率等因素有关的流速系数。64. 径流的计量单位及换算1.流量Q 即单位时间内通过河流某一断面的水量，单位是m3

43、/s，流量可以用下面的公式计算 Q=A*V ，A过水断面的面积；V过水断面的平均流速。流量有瞬时值、日平均值、年平均值及多年平均值等，其中多年平均值又称为正常径流量。2 径流总量W 是指一定时间段内通过河流某一横断面的水量（m3）。W= Q(t)dt=QT；Q(t)t 时刻的流量3.径流深R 径流深是指径流量均匀铺设在整个流域面积上所得的水深，即 R=W/A W年径流量；A流域面积4 径流模数M 即流域出口断面流量与流域面积之比,M=1000Q/A，A流域面积径流模数。5 径流系数：是某一段时间内的径流深度与相应的降水深度的比值。显示了流域降水量转化为径流的比率。6 径流变率： 同一时段某一年

44、的径流量与多年平均径流量的比值，反映该地区这一年的径流丰枯情况。65.河流的水量补给：河流的水源补给是指河流径流的来源。河流的水文特性在很大程度上取决于水源补给类型，我国河流的水源补给可分为雨水补给、冰雪补给及地下水补给等类型。66.年径流的有关概念 ：一个年度内通过河流某断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。天然河流的水量经常在变化，各年的径流量也有大有小，实测各年径流量的平均值，称为多年平均径流量，如果统计的实测资料年数增加到无限大时，多年平均流量将趋于一个稳定的数值，此称为正常年径流量。 67. 径流的年际变化指年径流量的年际变化幅度和多年变化过程两个方面，年际变幅通常用年径流变差系

45、数Cv 以及年际极值比来表示年径流量的变差系数cv ： 年径流量的年际极值比 ：实测最大年平均流量与最小年平均流量比值。68.大量降水或积雪融水在短时间内汇入河槽，形成特大的径流，称为洪水。暴雨洪水在出口断面上的响应，也可以通过流量过程线表达，称之为洪水过程线。分析洪水过程线，可以得到洪峰流量Qm，洪水总量W，洪水总历时t等表征洪水特征的三个要素。枯水是河流断面上较小流量的总称。枯水经历的时间为枯水期，当月平均水量占全年水量的比例小于5时，则属于枯水期。 69. 流域蓄水量的影响因素： 1.枯水前期降水量的大小关系甚大。前期降水量大，渗入地下的水量多，地下蓄水量增多；反之则地下蓄水量小，枯水径

46、流量亦少。2.流域的地质及水文地质条件，也直接影响地下蓄水量的大小及其运动的情况。如砂层能够储存较多的地下水。土壤的孔隙、岩石的裂隙、断层等能够使枯水前期降水量渗入地下而储存起来。含水层多而厚，则层间水多，地下水储量大，这些都与枯水径流的大小与过程有关。3.流域中若有湖沼、水库或植被覆盖，它们能储蓄一部分枯水前期的来水量。所以在流域内湖泊率和植被率较大的河流，其枯水径流一般较大，且变幅小而稳定。4.河流本身的特性：流域面积大小，河床下切深度和河网密度等也影响枯水径流情势。流域面积大，则地面和地下蓄水量也较大。同时，流域面积愈大，河流中的水量愈丰沛，水流的能量也就愈大，因此河流下切深度也愈大，获

47、得地下水补给的范围也愈广。因此大流域的枯水比小流域的枯水径流丰沛而稳定。河流切割的含水层愈多，则得到的层间水的层次和水量也愈多，如图所示。若河流没有切割到含水层，只靠包气带的水分作为枯水径流的补给。在这种情况下，枯水径流一般较小而变幅较大，受气象因素的影响更为显著。河网若较发育，得到地下水露头补给的机会就较多。因而河网密度愈大，枯水径流也较丰沛。另一方面河网密度的大小，与水量补给的多少有密切关系，水量愈丰沛，河网密度也愈大。70. 河水的运动状态层流：全部水流呈平行流束运动，即水质点运动的流线平行，水质点的运动方向一致，流速均匀。紊流：水流中每个水质点的运动速度与方向随时随地都在变化，而且这种

48、变化是围绕一个平均值在上下跳动的。71.河水的环流运动的类型：纵轴环流、横轴环流、斜轴环流、竖轴环流河流水流的紊动及环流运动，对河流泥沙运动及河槽演变作用很大，紊动强度影响水流挟沙力，环流主要影响泥沙冲淤情况。72.侵蚀模数：单位面积每年侵蚀泥沙的重量（t/km2/a）。 含沙量是指单位体积浑水中所含泥沙的重量（kg/m3）。73.土壤侵蚀：1）层状侵蚀 2）沟状侵蚀 3）陷穴侵蚀 4）滑坡或崩坍74.影响河流泥沙变化的原因：流域的自然地理特征：流域地表坡度、区域地质构造植被覆盖情况；流域降水特性：降水强度、降水历时、降水量；河道外形的影响：河床坡度、河段地形；人类活动的影响：耕作方式、森林砍

49、伐、陡坡开荒、开矿修路、河道整治75.泥沙的几何特性：1）球度系数：是指某泥沙颗粒的实际表面积与同体积的球体表面积之比 2）等容粒径 ：是指与泥沙颗粒体积相等的球体的直径 3）平均粒径d ：是指颗粒的长轴a、中轴b、短轴c的算数平均值或几何平均 d=(a+b+c)/3 4)沉降粒径：在标准条件下，与泥沙颗粒沉降速度相等的球体的直径。76.泥沙在静水中均匀沉降的速度w（cm/s） ,也称水力粗度。影响泥沙沉降速度的因素有：泥沙颗粒直径、泥沙容重、水流的紊动强度等。77.泥沙运动：推移质的运动：泥沙起动条件：d=AV2 G=AV6 V为水流速度，g为重力加速度，即推移质的直径与流速的平方呈正比，而

50、其重量则与流速的6次方呈正比；最小起动流速发生在d=0.2mm处。是指单位时间内通过河槽单宽的推移质数量（kg/m/s or m3/m/s）。悬移质的运动：水流挟沙力：是指在一定的水力条件下单位体积水流的饱和含沙量。影响水流挟沙力的因素有流速、水深、泥沙直径或沉降速度。含沙量 ：单位浑水体积内的泥沙质量P=W/V ，p-含沙量（kg/m3），W-泥沙重量（kg） V-浑水水样体积 （m3）78.影响流域地表侵蚀的因素：暴雨特性、土壤、地形、植被覆盖、人类活动79. 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。河口的上界为潮汐影响的上界（潮

51、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：自潮区界至潮流界；河口段：自潮流界至口门；口外海滨段：自口门至水下三角洲前缘。80.河口分类:根据地貌形态：三角洲河口和三角港河口如果河流带来的泥沙超过海洋的搬运能力，则形成向海突出的堆积体，平面形态象一个尖顶向陆的三角形，称为三角洲。如果河流、海洋侵蚀作用大于河口区的堆积作用，就形成一个喇叭形的河口，称为三角湾或三角港。 81.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。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

52、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。82.湖泊是大陆上较封闭的天然洼地中的蓄水体系，是湖盆、湖水及水中物质组合成的自然综合体。湖泊的类型：（一）内力作用形成的湖泊：1.构造湖泊:由于构造断裂、断层以及地堑、断陷作用形成的洼地蓄水而成地质构造运动所产生的地壳断陷、坳陷和沉陷等所产生的构造湖盆，经贮水而形成的湖泊也是构造湖。2.火口湖：指死火山口蓄水而成的湖泊。3堰塞湖：山崩堰塞湖（地震引起山崩、滑坡阻塞河谷而成）、熔岩堰塞湖（指火

53、山熔岩阻塞河道而成）（二）外力作用形成的湖:各种外力的侵蚀、冲刷与堆积作用，在一定条件下均能形成蓄水的洼地. 1.水成湖:在流水的冲刷、熔蚀、搬运与堆积作用下形成的湖泊(牛轭湖、壅塞湖、泻湖、溶蚀湖) 2.溶蚀湖：可溶性岩石分布地区，因溶蚀作用形成的洼地蓄水所成的湖泊。3.冰成湖：指由于古代或近代冰川的刨蚀和堆积作用所形成的湖泊。4.风成湖：风力作用形成的洼地，在一定条件下积水成湖（三）人工湖泊：人类为一定的目的而兴修的大、中、小型水库，以及塘坝。83.湖盆几何形态的大小以水深、面积和容积三要素表示湖泊面积形态特征：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

54、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）：指垂直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。岸线发展系数（Km）： 岸线长l与湖泊等面积之圆的周长之间的比值。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。84.湖水混合是水团或水分子从这一位置转移至另一位置的相互交换现象。混合方式：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）。波漾：湖中水位发生有节奏的垂直升降变化，称为定振波、驻波或波漾，是由于外力突变而引起整个水体或局部水域发生的一种周期性振动现象。波节：当湖中发生定振波时

55、，水体发生摆动，湖水面交替出现顺向或逆向倾斜，水体摆动的节叫振节。影响波漾大小、周期、长短最突出的因素是湖盆形态。85.增水：由于强风引起的漂流，使湖泊逆风岸水量聚集，水位上涨，背风岸水位下降。前者称为增水，后者称为减水。86.水库调节：运用水库蓄容径流的能力来抬高水位，集中落差，并对入库径流在时程上、地区上按各用水部门的需要，重新分配的过程库容系数：即水库兴利库容V兴与多年平均径流量W0之比，即 V兴/ W0利用系数：即水库多年平均利用水量Wv与多年平均径流总量W0之比值，即 =Wv/ W087.沼泽是地表多年积水或土壤水分过饱和的地段，地表上生长着喜湿性植物和水生植物，并有泥炭形成和积累的

56、地区。沼泽的分类：根据所发育阶段的不同，可分为： 低位沼泽：低位沼泽属于沼泽发育的初级阶段，又称富营养沼泽；中位沼泽：处于沼泽发育的过渡阶段，故而又称过渡型沼泽或中营养沼泽；高位沼泽：是沼泽发育的高级阶段，泥炭层积累较厚，表面凸起，以泥炭植物为主。植物所需营养贫乏，又称贫营养沼泽。 水体沼泽化可以分为：1）湖泊沼泽化 2）河流沼泽化 3）小溪沼泽化沼泽的形成主要取决于地貌条件和水热条件。一般可以分为两类，即水体沼泽化和陆地沼泽化。88.沼泽的水文特征：主要表现在沼泽的含水性（沼泽的含水性是指沼泽中的草根层泥炭层的含水性质）、透水性(指草根层与泥炭层的渗吸作用和渗透作用)、蒸发及径流（由沼泽体向

57、小溪、河流、湖泊汇集的水流）的动态变化方面。 沼泽透水性大小：用渗透系数（K）表示，k=A/ (K+1)m A为常数，取决于沼泽类型；m为指数，取决于草根层的剖面结构；Z为潜水面埋深。89. 湖水的演化是指湖水化学性质的改变。引起化学性质改变的因素有自然因素和人为因素两种。湖泊演变的主要原因：气候影响：气候逐渐干旱的结果，不仅导致湖泊面积的缩小和大型湖泊的支解，而且还造成湖泊流域性质的改变，由外流湖转变为内流湖；泥沙淤积：入湖泥沙量的多少直接影响到湖泊寿命的长短；人类活动：主要指人类的湖泊围垦围垦造成的负面影响：（）筑堤建圩改变了湖区的地表形态，削弱了湖泊的调蓄功能，增加了湖区防洪排涝的负担；（）围垦破坏了湖泊的生态环境，影响了水产资源的自然增殖，也影响到水禽的栖