第二章 水利水电基本知识
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K F B / L F / L2
流域平均高度H（m）与平均坡度J： 将流域划分成正方格，定出每个方格交 叉点上的高程及坡度，这些格点的高程 和坡度的平均值为流域平均高度和平均 坡度。 流域平均高度直接影响流域的气温与 降水，流域平均坡度对径流的产流、汇 流、下渗、土壤流失等有很大的影响.
流域的自然地理特征：流域的地理位置、 气候、地形、植物被覆、土壤特性、地 质构造、沼泽及湖泊情况等，都是与流 域水文特性密切有关的自然地理特征。
植物散发 土壤中的水分经植物根系吸收后，输送至叶面， 经气孔逸入大气，称为植物散发。植物散发的 水量随 植物的品种和季节而不同。植物散发与 蒸发总是同时存在的。通常将此二者结合称为 陆面蒸发。 流域蒸发 =水面蒸发+陆面蒸发=水面蒸发+土壤蒸发+植 物散发。
下渗
下 渗是从 土壤表 面进入 土壤内 的运动 过程 。 当雨水落在干燥土壤表面后，渗入土壤的水分 受附着力的作用，吸附于土粒表面，形成薄膜水。 当薄膜水满足以后，继续渗入的水分充填土壤形成 毛管水。当表层土壤中的毛管水满足以后，继续入 渗的水分使表层土壤饱和。水分在毛管力的作用下 向下层透水同时，空隙中的自由水在重力作用下， 也沿空隙向下游移动，形成重力水。如果地下水埋 藏不深，重力水可能渗过整个包气带 ，形成地下 径流。 随着土壤含水量的持续增加，下渗率不断降低。 当下渗仅靠重力作用时，达到稳定状态，此时的下 渗率称稳定下渗率。
等雨深线图法 ：当流域上雨量站分布较密 时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。
p1f1 p 2 f 2 p n f n n f i P pi F F i 1
式中,
fi — 两条等雨深线间的面积； Pi — fi 上的平均雨深。
优点:反映降水量空间分布情况，使平均雨 量计算精度提高。 缺点:要求观测站点较多，每次都需重绘等 雨深线图。
流域各条河流构成脉络相通的系统，称为水 系，或河系或河网。
河道及流域的主要特征 河流长度 L（km）： 自河源沿河道至河 口的长度称为河流长度，或称河长，可在地 形图上量出。 落差：河段两端的河底高程差。
h h 0 h1 河道纵比降 J ：当河流纵断面近于直线时
当河流纵断面呈折线时
h J L
降水
降水的成因及分类 饱和湿度 在一定温度下，空气中最大的水汽含量。 如果空气中的水汽达到饱和湿度，就说这团空 气处于饱和状态。空气中水汽量超过饱和湿度，则 达到过饱和状态。 露点温度 在一定水汽含量下，空气达饱和状态时对应的温度。
空气达到饱和的原因是空气温度下降至露点温 度以下。水汽在过饱和状态下是不稳定的，多余 的水汽很容易凝结成水。 空气冷却是降水的主要条件，而造成空气冷却 的主要原因是气团抬升，气压下降，体积膨胀耗 能。 降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的原因 分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气 旋性降水，习惯上把它们分别称为对流雨、地形 雨、锋面雨与气旋雨。
流域平均雨深的计算
算术平均法：当流域内雨量站分布较 均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平 均法求得流域上的平均降水量：
p1 p 2 Pn 1 n P pi n n i 1
式中： P — 流域平均降水量，mm; P1 …… Pn — 各雨量站同时期内的 降水量，mm; n — 测站数。
t
式中，ft— t 时刻的下渗率；f0— 初始下渗率； fc— 稳定下渗率；β — 递减指数； 式中f0、fc及β 都是反映土壤特性的参数，只能根 据实验资料推求。
径流
径流形成过程 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面与 地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。 降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称为 植物截留。 降落到地面上的水量一般是向土中入 渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，成 为地下径流。 位于不透水层之上的冲积层地下水，称为潜水 或浅层地下水，它具有自由水面；在两个不透水 层之间的地下水，称为深层地下水。
工程地质
工程地质学是地质学的重要分支学科，是研究与 工程建设有关的地质问题的科学，即在工程建筑 设计、施工和运营的实施过程中合理地处理和正 确地使用自然地质条件和改造不良地质条件。
三大类岩石
岩浆岩（火成岩）、沉 积岩、变质岩 地壳中三大类岩石比例 地壳重量——岩浆岩 95%，沉积岩4%，变质 岩1%
当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生超渗雨。 沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。超渗雨要把流动 途径上的洼坑填满以后，才能往更低处流去。扣除植 物截留、下渗、填洼后的降雨量进入溪沟，最后成为 流域出口径流。这部分径流称为地面径流。 表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的 雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形 成径流，称为壤中流（表层流）。 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流 汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过 程称为河网汇流。 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流 阶段，把坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。
第二章
水利水电基本知识
水循环及水量平衡
地球上的水因蒸发成为水汽，经输 送、上升、冷却、凝结，在适当的条件 下，再降落到地面。这种不断循环过程， 称为水循环。 水循环包括了多种的复杂过程，如 蒸发、水汽输送、冷凝、降水、植物截 留、滞蓄、下渗、径流等。其中最重要 的基本现象是蒸发、降水、下渗、径流。
土壤蒸发：土壤中所含水分以水汽的形式进入 大气。润湿的土壤，其干化过程一般可分为三个 阶段。 1)土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定， 其蒸发量接近蒸发能力。 2)土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发一 部分在地表进行，另一部分发生在土壤内部。蒸 发速度逐渐降低。 3)当毛管水完全不能到达地表，土壤水分蒸 发发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用 逸入大气，蒸发速度缓慢。
蒸 发
蒸发是水由液态或固态转化为气态的物理反应， 是水分子克服了分子间的引力进入空气的过程。 影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、空 气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运动 速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度。蒸 发量常用蒸发水层深度（mm）表示。
蒸 发
水面蒸发观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径 蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、埋在地下的 60cm口径带套盆蒸发器（E601） 。 这三者都属于小型蒸发器皿，观测到的蒸发 量，都应乘折算系数，才能作为天然水体蒸发量 的估计值。折算系数随蒸发皿（器）的类型而异， 且与月份及所在地区有关。
h 0 h1 L1 h1 h 2 L 2 h n-1 h n L n 2h 0 L J
L
2
流域面积 F（km2）: 流域面积是流域的主要几 何特征。通常先在适当比例尺的地形图上定出流域 分水线，然后量出它所包围的面积。 河网密度: 单位面积内的河流总长度称为河网 密度。它表示一个地区河网的疏密度。 流域长度 L（km）：流域的轴长。 流域平均宽度B（km）：流域面积与流域长度的 比值 B F / L 流域形状系数：流域平均宽度与流域长度的比 值
降水量的观测 降水量以降落在地面上的水层深度表示，以 mm为单位。观测降水量的仪器有雨量筒和自记雨 量计。 雨量筒口径为20cm，一般采用定时观测，通 常在每天8时与20时，称两段制观测。雨季增加观 测段次，如四段制，八段制制，雨大时还要加测。
自记雨量计有各种型式。虹吸式自记雨量计， 雨水从承雨器流入容器内，器内浮子随水面上升， 并带动自记笔在附于时钟上记录纸上画出曲线，当 容器内的水面升至虹吸筒的喉部时，容器内的水就 通过虹吸管排至储水瓶，与此同时，自记笔亦下落 至原点，以后再随着降再量增加而上升。
凝结 降 水
水汽输送
凝结
蒸发
凝结
水汽输送 地表径流 江河 汇聚
蒸发
降水
地下径流
入渗
海洋
作用：使陆地水不断得到补充，水资源得以再生，是最重要的循环
海上内循环
海上内循环
凝结 降 水
蒸发
凝结
降水
水气输送
Байду номын сангаас蒸发
海洋
作用：水循环的水量最大，对于全球的热量输送有重要意义
凝结
植 物 蒸 腾
降 水
陆地内循环
蒸发
径流形成过程可概括为如下的图式： 降雨过程→ 扣除损失→ 净雨过程→流域汇流→流 量过程 其中降雨转化为净雨的过程称产流过程；净雨转化 为河川流量的过程称汇流过程。
上部为流域降雨过程和扣除损失后的地面净雨过程及地下净雨 过程； 下部为降雨在流域出口形成的流量过程，它又分为地面与地下 径流过程。 -- 降雨扣除损失后形成净雨. -- 净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨 滞后，且历时要比暴雨历时长得多. -- 地下径流比较稳定，维持河川径流常年不断.
凝结 降水
水气输送
蒸发 陆地水
水量平衡方程
原理：
PERS
河流与流域
河流
地表上较大的天然水流．
流动的水体与容纳流水的河槽是构成河流的两个要素。 河槽亦称河床，枯水期水流所占部位为基本河床，或称主 槽；洪水泛滥所及部位为洪水河床，或称滩地。 流域
河流某断面的集水区域。
流域的周界称为分水线。如果地面分水线与地下分水线 重合，这样的流域称为闭合流域。地面分水线与地下分水 线不一致的流域称为不闭合流域。 水系
径流模数M (L/s/km2）：流域出口断面 流量与流域面积的比值
Q M F
径流系数α ：某一时段的径流深与相应 的降雨深的比值 α = R / P
河流中的泥沙
河流中的泥沙，按其运动形式可分三类： 悬移质泥沙浮于水中并随之运动； 推移质泥沙受水流冲击沿河底移动或滚动； 河床质泥沙则相对静止而停留在河床上。
影响一次降水下渗过程的主要因素，有降雨强度 及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。此外，地 表坡度与糙率、植被及土地利用状况对下渗亦有影 响。 下渗过程可用各时段下渗量F（mm）和各时刻下 渗率f (mm/h)表示。 在充分供水条件下，下渗率的变化规律，也可用 数学公式表示，如常用的霍顿公式：
f (t ) f c ( f 0 f c )e
沉积岩：由成层沉积的松散沉积物固节而成的岩石
沉积物及其形成过程中的变化
物质形成——风化、搬运、分选
出现沉积岩特有矿物 溶解沉积矿物：方解石、白云石、石膏等
三者没有严格的界线，随水流条件的变化而 相互转化。一般情况，河流中泥沙以悬移质为 主。
描述河流泥沙的特征值：
含沙量：单位水体中所含泥沙重量.
输沙量：一定时间内通过某一过水断面的泥沙重 量，一般以年输沙量来衡量一条河流的含沙量． 起动流速：使泥沙颗粒从静止变为运动的水流速 度．
水利水电规划
水电站在电网中的作用 水能开发利用方式 径流调节（兴利、洪水） 水库的特征水位及对应库容 水库的调度（兴利、防洪）
µ µµµµµ± µ
³ Á» ýÑ Ò 4% ± äÖ ÊÑ Ò 1% Ñ Ò½ ¬Ñ Ò ³ Á» ýÑ Ò ± äÖ ÊÑ Ò Ñ Ò½ ¬Ñ Ò 95%
岩浆岩：由岩浆侵入地壳上部或喷出地表凝固而成
岩浆岩形成
地幔、地壳下层岩浆因内部压力增大而向地表喷涌 喷涌岩浆的压力释放——涌动停止——冷却——凝 固——岩浆岩 岩浆岩成岩过程（从喷涌岩浆——岩浆岩）复杂， 主要受岩浆来源、冷凝环境影响。
径流的表示法和度量单位 流量 Q ：单位时间通过某一断面的水量，单位 为m3/s、 L/s 。流量随时间的变化过程，用流 量过程线来表示。 径流量 W ：指时段内通过某一断面的总水量。 常用单位为m3 ，万m3 ，亿m3，（m3/s）.月， （m3/s）.天 等。 径流深 R : 指将径流量平铺在整个流域面积上 所求得的水层深度，以mm为单位。
泰森多边形法： 当流域内雨量站分布不太均匀 时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代 表。设P1，P2，……，Pn为各站雨量，f1, f2,……, fn为各站所在部分的面积，F为流域面积， 则流域平均降水量P可由下式计算：
1 n P pifi F i 1
式中fi / F表示第 i 雨量站所代表面积占整个 流域面积的份额，通常称为权重。求得的流域平均 雨深又称为加权平均雨深。
流域平均高度H（m）与平均坡度J： 将流域划分成正方格，定出每个方格交 叉点上的高程及坡度，这些格点的高程 和坡度的平均值为流域平均高度和平均 坡度。 流域平均高度直接影响流域的气温与 降水，流域平均坡度对径流的产流、汇 流、下渗、土壤流失等有很大的影响.
流域的自然地理特征：流域的地理位置、 气候、地形、植物被覆、土壤特性、地 质构造、沼泽及湖泊情况等，都是与流 域水文特性密切有关的自然地理特征。
植物散发 土壤中的水分经植物根系吸收后，输送至叶面， 经气孔逸入大气，称为植物散发。植物散发的 水量随 植物的品种和季节而不同。植物散发与 蒸发总是同时存在的。通常将此二者结合称为 陆面蒸发。 流域蒸发 =水面蒸发+陆面蒸发=水面蒸发+土壤蒸发+植 物散发。
下渗
下 渗是从 土壤表 面进入 土壤内 的运动 过程 。 当雨水落在干燥土壤表面后，渗入土壤的水分 受附着力的作用，吸附于土粒表面，形成薄膜水。 当薄膜水满足以后，继续渗入的水分充填土壤形成 毛管水。当表层土壤中的毛管水满足以后，继续入 渗的水分使表层土壤饱和。水分在毛管力的作用下 向下层透水同时，空隙中的自由水在重力作用下， 也沿空隙向下游移动，形成重力水。如果地下水埋 藏不深，重力水可能渗过整个包气带 ，形成地下 径流。 随着土壤含水量的持续增加，下渗率不断降低。 当下渗仅靠重力作用时，达到稳定状态，此时的下 渗率称稳定下渗率。
等雨深线图法 ：当流域上雨量站分布较密 时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。
p1f1 p 2 f 2 p n f n n f i P pi F F i 1
式中,
fi — 两条等雨深线间的面积； Pi — fi 上的平均雨深。
优点:反映降水量空间分布情况，使平均雨 量计算精度提高。 缺点:要求观测站点较多，每次都需重绘等 雨深线图。
流域各条河流构成脉络相通的系统，称为水 系，或河系或河网。
河道及流域的主要特征 河流长度 L（km）： 自河源沿河道至河 口的长度称为河流长度，或称河长，可在地 形图上量出。 落差：河段两端的河底高程差。
h h 0 h1 河道纵比降 J ：当河流纵断面近于直线时
当河流纵断面呈折线时
h J L
降水
降水的成因及分类 饱和湿度 在一定温度下，空气中最大的水汽含量。 如果空气中的水汽达到饱和湿度，就说这团空 气处于饱和状态。空气中水汽量超过饱和湿度，则 达到过饱和状态。 露点温度 在一定水汽含量下，空气达饱和状态时对应的温度。
空气达到饱和的原因是空气温度下降至露点温 度以下。水汽在过饱和状态下是不稳定的，多余 的水汽很容易凝结成水。 空气冷却是降水的主要条件，而造成空气冷却 的主要原因是气团抬升，气压下降，体积膨胀耗 能。 降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的原因 分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气 旋性降水，习惯上把它们分别称为对流雨、地形 雨、锋面雨与气旋雨。
流域平均雨深的计算
算术平均法：当流域内雨量站分布较 均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平 均法求得流域上的平均降水量：
p1 p 2 Pn 1 n P pi n n i 1
式中： P — 流域平均降水量，mm; P1 …… Pn — 各雨量站同时期内的 降水量，mm; n — 测站数。
t
式中，ft— t 时刻的下渗率；f0— 初始下渗率； fc— 稳定下渗率；β — 递减指数； 式中f0、fc及β 都是反映土壤特性的参数，只能根 据实验资料推求。
径流
径流形成过程 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面与 地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。 降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称为 植物截留。 降落到地面上的水量一般是向土中入 渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，成 为地下径流。 位于不透水层之上的冲积层地下水，称为潜水 或浅层地下水，它具有自由水面；在两个不透水 层之间的地下水，称为深层地下水。
工程地质
工程地质学是地质学的重要分支学科，是研究与 工程建设有关的地质问题的科学，即在工程建筑 设计、施工和运营的实施过程中合理地处理和正 确地使用自然地质条件和改造不良地质条件。
三大类岩石
岩浆岩（火成岩）、沉 积岩、变质岩 地壳中三大类岩石比例 地壳重量——岩浆岩 95%，沉积岩4%，变质 岩1%
当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生超渗雨。 沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。超渗雨要把流动 途径上的洼坑填满以后，才能往更低处流去。扣除植 物截留、下渗、填洼后的降雨量进入溪沟，最后成为 流域出口径流。这部分径流称为地面径流。 表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的 雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形 成径流，称为壤中流（表层流）。 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流 汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过 程称为河网汇流。 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流 阶段，把坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。
第二章
水利水电基本知识
水循环及水量平衡
地球上的水因蒸发成为水汽，经输 送、上升、冷却、凝结，在适当的条件 下，再降落到地面。这种不断循环过程， 称为水循环。 水循环包括了多种的复杂过程，如 蒸发、水汽输送、冷凝、降水、植物截 留、滞蓄、下渗、径流等。其中最重要 的基本现象是蒸发、降水、下渗、径流。
土壤蒸发：土壤中所含水分以水汽的形式进入 大气。润湿的土壤，其干化过程一般可分为三个 阶段。 1)土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定， 其蒸发量接近蒸发能力。 2)土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发一 部分在地表进行，另一部分发生在土壤内部。蒸 发速度逐渐降低。 3)当毛管水完全不能到达地表，土壤水分蒸 发发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用 逸入大气，蒸发速度缓慢。
蒸 发
蒸发是水由液态或固态转化为气态的物理反应， 是水分子克服了分子间的引力进入空气的过程。 影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、空 气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运动 速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度。蒸 发量常用蒸发水层深度（mm）表示。
蒸 发
水面蒸发观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径 蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、埋在地下的 60cm口径带套盆蒸发器（E601） 。 这三者都属于小型蒸发器皿，观测到的蒸发 量，都应乘折算系数，才能作为天然水体蒸发量 的估计值。折算系数随蒸发皿（器）的类型而异， 且与月份及所在地区有关。
h 0 h1 L1 h1 h 2 L 2 h n-1 h n L n 2h 0 L J
L
2
流域面积 F（km2）: 流域面积是流域的主要几 何特征。通常先在适当比例尺的地形图上定出流域 分水线，然后量出它所包围的面积。 河网密度: 单位面积内的河流总长度称为河网 密度。它表示一个地区河网的疏密度。 流域长度 L（km）：流域的轴长。 流域平均宽度B（km）：流域面积与流域长度的 比值 B F / L 流域形状系数：流域平均宽度与流域长度的比 值
降水量的观测 降水量以降落在地面上的水层深度表示，以 mm为单位。观测降水量的仪器有雨量筒和自记雨 量计。 雨量筒口径为20cm，一般采用定时观测，通 常在每天8时与20时，称两段制观测。雨季增加观 测段次，如四段制，八段制制，雨大时还要加测。
自记雨量计有各种型式。虹吸式自记雨量计， 雨水从承雨器流入容器内，器内浮子随水面上升， 并带动自记笔在附于时钟上记录纸上画出曲线，当 容器内的水面升至虹吸筒的喉部时，容器内的水就 通过虹吸管排至储水瓶，与此同时，自记笔亦下落 至原点，以后再随着降再量增加而上升。
凝结 降 水
水汽输送
凝结
蒸发
凝结
水汽输送 地表径流 江河 汇聚
蒸发
降水
地下径流
入渗
海洋
作用：使陆地水不断得到补充，水资源得以再生，是最重要的循环
海上内循环
海上内循环
凝结 降 水
蒸发
凝结
降水
水气输送
Байду номын сангаас蒸发
海洋
作用：水循环的水量最大，对于全球的热量输送有重要意义
凝结
植 物 蒸 腾
降 水
陆地内循环
蒸发
径流形成过程可概括为如下的图式： 降雨过程→ 扣除损失→ 净雨过程→流域汇流→流 量过程 其中降雨转化为净雨的过程称产流过程；净雨转化 为河川流量的过程称汇流过程。
上部为流域降雨过程和扣除损失后的地面净雨过程及地下净雨 过程； 下部为降雨在流域出口形成的流量过程，它又分为地面与地下 径流过程。 -- 降雨扣除损失后形成净雨. -- 净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨 滞后，且历时要比暴雨历时长得多. -- 地下径流比较稳定，维持河川径流常年不断.
凝结 降水
水气输送
蒸发 陆地水
水量平衡方程
原理：
PERS
河流与流域
河流
地表上较大的天然水流．
流动的水体与容纳流水的河槽是构成河流的两个要素。 河槽亦称河床，枯水期水流所占部位为基本河床，或称主 槽；洪水泛滥所及部位为洪水河床，或称滩地。 流域
河流某断面的集水区域。
流域的周界称为分水线。如果地面分水线与地下分水线 重合，这样的流域称为闭合流域。地面分水线与地下分水 线不一致的流域称为不闭合流域。 水系
径流模数M (L/s/km2）：流域出口断面 流量与流域面积的比值
Q M F
径流系数α ：某一时段的径流深与相应 的降雨深的比值 α = R / P
河流中的泥沙
河流中的泥沙，按其运动形式可分三类： 悬移质泥沙浮于水中并随之运动； 推移质泥沙受水流冲击沿河底移动或滚动； 河床质泥沙则相对静止而停留在河床上。
影响一次降水下渗过程的主要因素，有降雨强度 及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。此外，地 表坡度与糙率、植被及土地利用状况对下渗亦有影 响。 下渗过程可用各时段下渗量F（mm）和各时刻下 渗率f (mm/h)表示。 在充分供水条件下，下渗率的变化规律，也可用 数学公式表示，如常用的霍顿公式：
f (t ) f c ( f 0 f c )e
沉积岩：由成层沉积的松散沉积物固节而成的岩石
沉积物及其形成过程中的变化
物质形成——风化、搬运、分选
出现沉积岩特有矿物 溶解沉积矿物：方解石、白云石、石膏等
三者没有严格的界线，随水流条件的变化而 相互转化。一般情况，河流中泥沙以悬移质为 主。
描述河流泥沙的特征值：
含沙量：单位水体中所含泥沙重量.
输沙量：一定时间内通过某一过水断面的泥沙重 量，一般以年输沙量来衡量一条河流的含沙量． 起动流速：使泥沙颗粒从静止变为运动的水流速 度．
水利水电规划
水电站在电网中的作用 水能开发利用方式 径流调节（兴利、洪水） 水库的特征水位及对应库容 水库的调度（兴利、防洪）
µ µµµµµ± µ
³ Á» ýÑ Ò 4% ± äÖ ÊÑ Ò 1% Ñ Ò½ ¬Ñ Ò ³ Á» ýÑ Ò ± äÖ ÊÑ Ò Ñ Ò½ ¬Ñ Ò 95%
岩浆岩：由岩浆侵入地壳上部或喷出地表凝固而成
岩浆岩形成
地幔、地壳下层岩浆因内部压力增大而向地表喷涌 喷涌岩浆的压力释放——涌动停止——冷却——凝 固——岩浆岩 岩浆岩成岩过程（从喷涌岩浆——岩浆岩）复杂， 主要受岩浆来源、冷凝环境影响。
径流的表示法和度量单位 流量 Q ：单位时间通过某一断面的水量，单位 为m3/s、 L/s 。流量随时间的变化过程，用流 量过程线来表示。 径流量 W ：指时段内通过某一断面的总水量。 常用单位为m3 ，万m3 ，亿m3，（m3/s）.月， （m3/s）.天 等。 径流深 R : 指将径流量平铺在整个流域面积上 所求得的水层深度，以mm为单位。
泰森多边形法： 当流域内雨量站分布不太均匀 时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代 表。设P1，P2，……，Pn为各站雨量，f1, f2,……, fn为各站所在部分的面积，F为流域面积， 则流域平均降水量P可由下式计算：
1 n P pifi F i 1
式中fi / F表示第 i 雨量站所代表面积占整个 流域面积的份额，通常称为权重。求得的流域平均 雨深又称为加权平均雨深。