水文学复习资料

绪论
水文学：研究地球上水的性质分布循环运动变化规律及其地理环境人类社会之间相互关系的科学。

水体：水的集合体。

是地表水圈的重要组成部分，是以相对稳定的陆地为边界的天然水域，包括江、河、湖、海、冰川、积雪、水库、池塘等，也包括地下水和大气中的水汽。

水文学发展简介：
①远古至14世纪末，水文现象定性描述阶段，原始观测
②15 世纪初至约19世纪末，水文科学体系形成阶段。

定量表达，水文理论逐渐形成。

自计雨量计（1663，C.雷恩）蒸发器（1687，E.哈雷）流速仪（1870，T.G.埃利斯）水量平衡概念（1674，P.佩罗）谢才公式（1775）道尔顿蒸发公式（1802）达西定律（1856）③20世纪初至50年代，应用水文学兴起阶段，水文观测理论体系成熟
（产汇流理论等流时线单位线）
④20世纪50年代后，现代水文学阶段。

引进遥感电算等新技术新方法
地理水文研究具有宏观性综合性和区域性三大特点。

水文现象：水循环过程中，水的存在和运动的各种形态，统称为水文现象。

特点①水循环永无止尽；
②水文现象在时间上的变化既具有周期性又具有随机性；
③水文现象在地区分布上既存在相似性，又存在特殊性。

第一章
水分子聚合体结构水温密度之间的关系。

①随着水温升高，水分子聚合体不断减少，单水分子不断增多，当温度高于100℃呈气态，
水主要由单水分子组成。

②随着温度降低，水分子聚合体不断增多，单水分子不断减少。

水温达到0℃结冰时，单水分子为零，三水分子增加，因为三水分子结构特性，液态水变成固态冰时，体积膨胀10%，若冰变液态水，体积减少10%。

③水温在3.98℃时，水的密度最大（二水分子最多），比重为1。

水的潜热
蒸发潜热：水从液态转化为气态吸收的热量。

凝结潜热：水从气态转化为液态放出的热量。

世界大洋表面的温度分布：
①水平分布。

（三大洋表面平均水温均为17.4℃，太平洋（19.1℃）＞印度洋（17.0℃）＞
大西洋（16.9℃）。

②北半球高于南半球，在南北纬0°-30°之间以印度洋水温最高，在南北纬50°-60°之
间大西洋水温相差悬殊。

形成原因：热赤道北移，南半球的热带水一部分流入北半球，北半球暖流势力强大，一直影响到高纬，受大陆和海底地貌影响，北半球的冷水不能大量南流。

南半球三大洋相连，并与南极大陆相接，因此冷却效果特别明显，印度洋热带海区三面受亚非澳大利亚大陆包围，并受暖流影响，所以水温最高。

③趋势：水温从低纬向高纬递减，在南北回归线之间的热带海区水温最高，大洋东西两侧，
水温分布有明显差异，寒暖流交汇处，水温水平梯度较大，夏季大洋表面水温普遍高于冬季，水温水平梯度冬季大于夏季。

由太阳辐射和洋流性质决定。

④水温的垂直分布，从海面向海底呈不均匀递减趋势。

地下水水温分类（℃）
地热增温级是指在常温层以下，温度每升高1℃所需增加的深度。

一般为33m/℃。

世界大洋表面的海水密度分布规律。

凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素都影响密度
大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。

赤道地区温度高盐度较低密度很小，亚热带海区温度高盐度高密度不大，极地海区温度很低密度最大。

当场密度：在现场温度盐度和压力条件下所测定的海水密度。

条件密度：在一个标准大气压（p=0）下的海水密度。

液体海底：在垂直方向上，海水的密度向下递增，在50 – 100米深度上密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层），它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留在其上均不易被发现，故有液体海底之称。

水色和水的透明度之间的关系。

水色和水的透明度都反映了水体的光学特性。

水面上光线越强，透入越深，透明度就越大，水色越高透明度越大。

天然水分类按性质分类
①悬浮物质粒径大于100纳米（107米）
②胶体物质粒径100—1纳米
③溶解物质粒径小于1纳米
天然水中主要离子是K+ Na+Ca2+ Mg2+四种阳离子Cl –HCO3– SO42-CO32- 四种阴离子
矿化度：天然水中各种元素的离子分子与化合物的总量称为矿化度。

硬度：水中钙离子和镁离子的浓度，浓度越高硬度越大
天然水按矿化度分类
库尔洛夫式
海水盐类来源：？
世界大洋海水盐度分布规律
海洋表面盐度分布从亚热带海区向高低纬递减。

盐度等值线大体与纬线平行，寒暖流经过海域有明显弯曲。

寒暖流交汇处盐度等值线密集，盐度水平梯度力增大。

★★我国地表径流五个径流带的划分。

按照年降水和年径流的多少划分
①多雨—丰水带年降水量大于1600毫米，年径流深超过800毫米，年径流系数在
0.5以上
②湿润—多水带年降水量800—1600毫米，年径流深200—800毫米，年径流系数
在0.25—0.5
③半湿润—过渡带年降水量400—800毫米，年径流深50—200毫米，年径流系数
在0.1—0.25
④半干旱—少水带年降水量200—400毫米，年径流深10—50毫米，年径流系数
在0.1以下
⑤干旱—干涸带年降水量小于200毫米，年径流深不足10毫米
第二章
水循序：是指地球上各种形态的水，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下渗以及径流等环节，不断发生相态转换和周而复始运动的过程。

水循环的类型与层次结构。

大循环：全球海洋与陆地之间的水分交换过程。

小循环：发生于海洋与大气之间或陆地与大气之间的水分交换过程。

水量平衡：是指任意选择的区域（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）内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。

水量平衡研究意义：
①揭示水循环过程与全球地理环境、自然生态系统之间相互联系制约的关系
②研究水循环系统内在结构和运行机制，分析系统内蒸发，降水及径流各个环节的联系
③水资源现状评价与供需预测研究工作的核心
④流域规划、水资源工程系统规划与设计工作
通用水量平衡方程I—Q = ds/dt I为水量收入项；Q为水量支出项；
△s为研究时段内区域或水体内蓄水变化量
土壤蒸发的阶段类型及各阶段特点。

（水面蒸发土壤蒸发植物散发）
①定常蒸发率阶段：在充分供水条件下，蒸发率相对稳定，等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发，主要受气象条件影响。

②蒸发率下降阶段：当土壤的供水能力不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减小而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。

③蒸发率微弱阶段：在此阶段内土壤水由底层向土面的薄膜运动亦基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散。

10简述影响土壤蒸发的因素。

⑴供水条件
⑵动力学和热力学因素：热力学因素：①太阳辐射②平流时的热量交换
动力学因素：①水汽分子的垂向扩散②大气垂向对流运动③大气中的水平运动和湍流运动(3)土壤特性（土壤蒸发）和土壤含水量（植物散发）的影响
水汽扩散：由于物质粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。

水汽扩散分为分子扩散和紊动扩散
水汽输送：大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由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。

影响水汽输送的因素。

①大气环流的影响：大气环流决定全球流场和风速场关系，进而影响水汽全球的分布。

②地理纬度的影响：影响了辐射平均值，气温，水温的纬向分布进而影响了蒸发。

③海陆分布的影响：海洋是水汽主要源地，因而沿海水汽多，向内陆减少。

④海拔高度的和地形屏障作用的影响：随高度增加，水汽含量相应减少，垂直于气流运
动方向的山脉，常常成为阻隔暖湿气流运行的屏障。

降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、雹等现象的统称。

降水（总）量指一定时段内降落在某一面积上的总水量。

降水历时一场降水自始至终所经历的时间。

降水时间人为划定的降水时段。

降水强度雨强，单位时间单位内的降水量。

降水特征的表示方法
降水过程线以一定时段为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，曲线或直线图
降水累积曲线以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时段降水量的累积值
等降水量线等雨量线，地区内降水量相等各点的连线
面降水的计算
⑴算水平均法，区域内各雨量站同时期的降水量相加再除以站数后的算术平均值
适合于区域内地形起伏不大，雨量站网稠密且分布较均匀的地区
⑵垂直平分法，太森多边形法。

相邻雨量站用直线联结而成若干个三角形，对连线作垂直平分线，连接垂线交点，得若干个多边形，各个多边形内各有一个雨量站，即以该多边形面积作为该雨量站所控制的面积。

按面积加权法（各面积乘各降雨量相加的和除以总面积）⑶等雨量线法相邻等雨量线间的面积乘以相邻等雨量线间的平均雨深，得出该面积的降水量，而后得出降水总量，再除以全面积得出区域平均降水量。

⑷客观运行法
影响降水的因素
①地形条件的影响
②森林对降水的影响
③水体的影响
④人类活动的影响
下渗又称入渗，指水从地表渗入土壤和地下的运动过程
下渗的阶段的特点。

①渗润阶段：下渗水份主要在分子力的作用下被土壤颗粒吸附，首先成为吸湿水而后成为
薄膜水。

当土壤含水量大于最大分子持水量时，这一阶段即结束。

②渗漏阶段：下渗水份主要在毛管力和重力的作用下，在土壤空隙中做不稳定流动并逐渐
充填土壤空隙。

当全部孔隙被水充满而饱和时，这一阶段即结束。

③渗透阶段：在土壤空隙为水充满而饱和的情况下，水分在重力下做稳定运动。

简述在充分供水条件下下渗的垂直分布
①饱和带：位于土壤表层。

在持续不断的供水条件下，该带含水量接近于饱和含水量，即
形成饱和带。

但不论浸润深度怎样增大，该带厚度不超过1.5cm。

②过渡带：位于饱和带之下。

在该带内，含水量随深度急剧减少。

③水份传递带：在过渡带之下。

含水量基本保持在饱和含水量与田间持水量之间，大致等
于饱和含水量的60%-80%，沿垂向均匀分布，水分运行主要靠重力。

④湿润带：在水分传递带之下。

该带内含水量随深度急剧减少。

末端为湿润锋面，锋面两
侧含水量突变，此锋面为上部湿土与下层干土之间的界面.
下渗要素
①下渗率f 又称下渗强度，指单位面积上单位时间内渗入土壤中水量。

②下渗能力f p 又称下渗容量，指充分供水条件下的下渗率。

③稳定下渗率f c简称稳渗，下渗率趋于稳定的常值时的下渗率。

径流：流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流。

液态降水形成降雨径流，固态降水形成冰雪融水径流
径流的表示方法
①流量Q 单位时间内通过某一断面的水量
②径流总量W 时段内通过某一断面的总水量
③径流深度R 将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的层深度。

④径流模数M 流域出口断面流量与流域面积F的比值。

⑤径流系数α某一时段的径流深度R与降水深度P的比值。

影响径流的因素
①气候因素降水蒸发气温风湿度等
②流域下垫面因素①地理位置纬度②地貌特征山地丘陵③地形特征高程坡度
④地质条件构造岩性⑤植被特征
③人类活动的因素
第三章
产流机制: 水在沿土层的垂向运动中,供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程,称为产流机制。

四种产流机制比较:
1 超渗地面径流的产流机制供水与下渗矛盾发生在包气带的上界面(地面)的产流机制。

2 壤中径流的产流机制发生于非均质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上
3 地下径流的产流机制包气带下界面
4 饱和地面径流产流机制发生于非物质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面流域产流方式
1）超渗产流方式地下水埋藏深包气带厚度大土壤透水性差植被较差的丘陵或干旱地区
2）饱和产流（蓄水产流）方式包气带较薄植被较好土壤透水性强下渗强度大的地区
①饱和地面径流+壤中径流+地下径流
②饱和地面径流+壤中径流
③饱和地面径流+地下径流
3）超渗与饱和产流交替型方式土壤透水性中等降水不均地下水位变幅较大
影响水位的因素：主要因素是水量的增减，此外还受河道冲淤风潮汐冰棱支流顶托和人类活动等影响
流速：正常情况下，最大流速分布在水面以下0.1—0.3水深处，平均流速一般相当于0.6米水深处的流速。

如果河面冰封，最大流速下移。

河流横断面上流速分布一般都是由河底向水面由两岸向河心逐渐增大，河面冰封则较大的流速常出现在断面中部。

年径流量：一个年度内通过河流某一断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。

多年平均径流量：实测各年径流量的平均值，称为多年平均径流量。

正常年径流量：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正常年径流量的计算：
1）资料充分时正常年径流量的推求，可用多年平均径流量代替正常年径流量。

2）资料不足时正常年径流量的推求，
3）缺乏实测径流资料时正常年径流量的推求
洪水：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。

枯水：河流断面上较小流量的总称。

层流：全部水流呈平行流束运动，流速均匀。

紊流：水流中每个水质点运动速度与方向随时随地在变化，其变化围绕一个平均值上下跳动
洪水波：设雨前河道中原有一稳定水面，降雨后流域地表径流大量注入河槽形成洪水波。

河水的环流运动：
①纵轴环流旋转轴呈水平状，与纵向主流方向平行。

②横轴环流旋转轴呈水平状，与纵向主流方向垂直。

③斜轴环流旋转轴呈水平状，与纵向主流方向斜交。

④竖轴环流旋转轴呈铅直方向与主流及河底相垂直。

泥沙的沉降速度：泥沙颗粒在静水中下沉，阻力与重力相等，泥沙以均匀速度下沉时的速度艾里定律：推移质的质量与水流速度的六次方成正比。

水流挟沙能力：单位水体积的饱和含沙量。

冰川：多年积累起来的雪，逐渐演变成冰川冰后，才能沿斜坡流动，形成冰川。

粒雪变成冰川冰的成冰作用，按其变质性质，可分为冷型和暖型。

冰川的类型
1)按冰川形态和运动特性
大陆冰盖（冰川）面积大，冰层巨厚，分布不受下伏地形限制，呈盾形，中部高
（主要分布在南极和格陵兰）
山岳冰川散布于（欧亚南北美）高山地区，运动占优势积累与消融大致平衡
2) 按冰川发育的水热条件和物理性质
大陆型①补给少，降水不超过1000毫米
②冰温恒为负温，雪线附近年平均气温低于—8℃
③雪线高，比海洋型高出1000米。

④消融弱，尾端进退幅度较小。

⑤运动速度缓慢，一般30—50米/年，侵蚀作用软弱。

海洋型①补给充分，降水超过1000毫米②冰川主体温度较高。

③雪线低，消融大，冰川进退幅度大。

④运动速度快，年运动100米以上，侵蚀作用明显。

冰川的物质平衡：冰川上各种相态水的收入和支出之间的关系。

湖泊的类型
①构造湖②火口湖③堰塞湖④河成湖
⑤风成湖⑥冰成湖⑦海成湖⑧溶蚀湖
死库容与死水位（设计最低水位）死水位以下的库容不能用以调节水量，称死库容
水库的类型
湖泊型水库坝身高，库容大，形状浑圆，水面比降小，流速小，进水量多，出库少
河川型水库坝身低，库容小，形状狭长，水面比降大，流速大，
湖水的混合：湖中的水团或水分子在水层之间相互交换的现象。

湖泊增减水：由于强风或气压骤变引起的漂流，迎风岸水量聚积水往上涨（增水），背风岸水往下降（减水）。

两岸水位差，湖面倾斜，倾斜的湖面又阻滞着漂流作用，并在水下形成与漂流流向相反的补偿流。

水库异重流：是两种重率不同的液体相汇合，由于重率的差异而发生的相对运动。

比重差异多数是由水温、含沙量、溶解质的含量不同所致。

湖泊的演化：
1）湖盆的演化
湖岸的变形
湖底的沉积
2）湖水的演化
3）湖中生物的演化
沼泽：是地表土壤层水过饱和的地段，特殊的自然综合体。

特征：①地表经常过湿或有薄层积水
②其上生长湿升植物或沼生植物
③有泥炭积累或无泥炭积累，但有潜育层存在
入海河口的水文特征：①进口段潮区界至潮流界②河口段潮流界至口门
③口外海滨段口门至水下三角洲前缘
絮凝：表面带有负电荷的泥沙胶粒与海水中的离子发生离子交换，致使部分泥沙颗粒之间产生引力，颗粒相互聚合变大，当紊动垂直分速小于其沉降速度时，泥沙下沉，这种物理化学现象称为絮凝作用。

第四章
海洋的组成：从区域范围上可分为洋海海湾海峡等。

海水运动结构：①洋流系统②潮汐系统③波浪系统④混合系统
海洋中波的分类
2）按成因分类
①风波和涌波②内波③潮汐波④海啸
3）按水深分类
①深水波（表面波或短波）②浅水波（长波）
4）按波形的传播性质分类
①前进波（进行波）②驻波
小振幅波动（线性波动）
2
水质点的运动速度和振幅随深度增加按指数率递减。

径流向海汇聚效应：①径流补给对近岸海区的冲淡效应
②泥沙向海输入陆地不断延伸
③陆地元素不断向大海迁移
地震海啸：由火山爆发、海底地震引起海底大面积沉降，以及沿海地带山崩和滑坡等引起的巨浪，称为地震海啸。

风暴潮：又称风暴增水或气象海啸，由台风、温带气旋、冷风的强风作用和气压骤变等强烈的天气系统引起的海面异常升降现象。

波浪的绕射：海浪可以绕过障碍进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域的现象叫绕射。

波浪的折射：当波浪传至浅水或近岸区域后，由于地形等影响，将发生一系列变化，由于深度变浅，波长变短，波速变慢，从而使波向发生转折，出现折射现象。

潮汐：海水周期性的涨退现象。

潮汐基本要素
潮汐类型：①半日潮在一个太阴日内（24小时50分），有两次高潮，两次低潮，且两相邻高潮或低潮的潮高几乎相等，涨、落潮时几乎相等。

②全日潮半个月内，有连续7天以上在一个太阴日内，只有一次高潮和一次低潮。

③不正规半日潮在一个太阴日内，有两次高潮和两次低潮，但潮差不等，涨潮时与
落潮时不等。

④不正规全日潮在半个月内，较多天数为不规则半日潮，但有时一天里也会发生一次
高潮、一次低潮的现象，但全日潮不超过7天
潮汐的成因：①月球对地球的吸引力
②地球绕地月公共质心作平动运动时受到的惯性离心力
潮流：海水在天体引潮力作用下形成的周期性水平运动，和潮汐现象同时产生。

潮流的运动形式：①旋转流（回转流）江河入海的外海或广阔的海区。

主要受潮波的干涉和地砖偏向力作用的结果。

北半球顺时针。

②往复流海峡、港湾入口或江河海口。

作直线式是的往复流动。

★★洋流：海流，海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动。

洋流的分类：①风海流②密度流③补偿流
风海流：漂流、吹流，是海水在风的切应力作用下形成的水平运动。

由瑞典学者埃克曼创立的漂流理论。

风海流分为深风海流和浅风海流。

风海流的物理机制：风通过摩擦将一部分动量传给海水，使表层海水流动。

由于地转偏向力（科氏力）的作用，使海水流向在北半球偏于风向的右侧。

借助海水的内摩擦，表层海水又带动下层海水流动，地转偏向力的作用会使每一层水的流向偏于上一个水层的右侧。

在摩擦转动过程中，能量不断消耗，直到海面以下某深度处，能量消耗殆尽。

经过长时间的定向恒速风的作用，各层海水的流动便趋于定向、匀速状态。

风海流理论的几点结论：①风海流的强度与风的切应力大小有密切的关系
②受地转偏向力的影响，表面流向偏开风向45°左右
③风海流表层流速最大
④由海面向下，流速按指数律减小
⑤风海流水体输送方向偏于风向右侧（北半球），与风向的夹角为90°
风海流的负效应：①风的切应力直接导致了一支深度不大的风海流
②风海流体积运输会使海水密度的水平分布发生变化，从而又产生密度流。

密度流：①由于海水受热、冷却、蒸发、降水的分布不均匀，使海水的密度分布不均匀而产生流动。

②由于不均匀的风作用于海面，一方面产生风海流，另一方面产生垂直环流，进而导致海水密度重新分布。

世界大洋表层环流系统：
①以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流。

东南、东北信风的西向风应力作用下形成南、北赤道洋流。

赤道洋流遇大陆后，一部分由于信风切应力南北向分速不均和补偿作用而折回，形成了逆赤道流和赤道潜流（高温、低盐）。

另一部分海水向南北分流，在北太平洋形成黑潮，在南太平洋形成东澳大利亚洋流，在北大西洋形成湾流，在南大西洋形成巴西洋流，在南印度洋形成莫桑比克洋流（高温、高盐、水色高、透明度大）。

黑潮、东澳大利亚洋流、湾流、巴西洋流、莫桑比克洋流，受地转偏向力的影响，到西风带转变为西风漂流。

西风漂流遇大陆后分成南北两支，向高纬流去的一支成为暖流（北半球）；向低纬流去的一支成为寒流，并以补偿流的性质汇入南北赤道流，这样就形成了大洋中的反气旋型环流系统。

②以北半球中高纬度海上低压区为中心形成气旋型大洋环流北纬45°—70°之间。

在大洋东侧，为从西风漂流分出来的暖流；大洋西侧，为从高纬向中纬流动的寒流（极地东风作用下形成）（低温、低盐、密度大、含氧量多）。

③北半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流代替
④在南极大陆形成绕极环流。

极地东风作用下形成。

（低温、低盐）
⑤北印度洋形成季风环流区。

在冬（东北季风）、夏季风（西南季风）作用下形成季风漂流。

世界大洋深层环流系统
①暖水环流系统和冷水环流系统
②表层水、次层水和中层水
③深层水的环流
④底层水的环
水团：水团是形成于同一源地（海区），其理化特征和运动状况基本相同的海水。