水文学

流域水文学的研究内容。

流域和水系特征:水系和流域特征是认识河川径流形成和水情的一个重要方面。

流域水文特性:指降水、蒸发、地表径流、地下径流、冰雪径流的季节特征，以及在流域内的空间分布等。水文特征反映了流域基本水情和径流变化规律，是水资源评价的重要依据。

流域产汇流规律:降雨达到流域表面后，经产流、山坡汇流、河道汇流等水文过程，最后达到流域出口，这一过程决定了流域的洪水特性。认识流域产汇流规律是进行流域洪水预报的基础。

河川径流的化学成分形成过程及其地理分布规律:河川径流是重要的淡水资源，河流是水生物的生长场所，河水中天然形成的化学成分及其含量和河水的污染状况，也是流域水文的基本要素之一。

人类活动和气候变化对流域水循环及水文情势的影响是流域水文学面临的一个新课题。

全球水循环:地球上的水在太阳辐射作用下不断蒸发，变成水汽上升到空中，被气流带动输送到各地;在输送过程中，水汽遇冷凝结形成降水降落到地面和洋:降至地面的那部分水直接进入河流或渗入地下并补给河流，再流入海洋。水分这种往返循环、不断转移交替的现象称为水循环。

全球水循环的基本规律

1)在垂直方向:大气与地球表面之间通过降水和蒸发进行垂向水分交换，在全球尺度降水等于蒸发。

2)在横向，即海洋和陆地之间的水分交换，包括:海洋向陆地输送水汽而陆地也向海洋输送水汽(是双向交换)，总的结果是水分以水汽形式由海洋向陆地输送;

陆地以地表径流和地下径流的形式向海洋输送;上述二者是相等(平衡)的。

全球水循环的基本规律:

水循环的范围:水文循环的范围为从地面以上约11km的对流层顶到地面以下1-2km深处的广大空间，参与循环的水量:据估算，地球上每年参加水文循环的总水量平均为577000km3(折合地球表面的水深为1130mm)

水循环的速度:大气水分在降水一蒸发过程中，每年平均更换约45次，即更新期约8天;河川径流的更新期约16天;土壤水约1年;湖泊和地下水的更新期则更长。

水量平衡概念

在水文循环中，任一地区(可以是流域，区域、湖泊、海洋、或全球)在一定时段内(可以是日月、年或更长)的输入和输出水量之差，等于该地区蓄水量的变化量(即该地区在时段始木的蓄水量之差)。

水量平衡是水文学最基本的原理之一，是应川质量守恒定律对水文循环的方第描述。

【来水量-出水量＝区域内蓄水量的变化】

【陆地降水量-陆地流入海洋径流量-陆地蒸发量＝陆地蓄水变化量】

【海洋降水量+陆地流入海洋径流量-海洋蒸发量＝海洋蓄水变化量】

地球表面多年平均能量平衡关系

净辐射＝潜热（蒸散发）+显热（感热）

地表辐射(长波辐射，波长>4μm):如地表也能产生辐射，因其波长较长故称长波辐射。

大气辐射:大气吸收太阳和地面辐射能后气温升高，会向宇宙空间和大地发射辐射能，合称为大气辐射。其中，投向地表的大气辐射称为大气逆辐射。

河流:指接受一定区域内的地表和地下水补给，经常或间歇地沿着狭长凹地流动的水流。河流是地球上水文循环的重要路径，也是泥沙和其他物质等进入湖泊、海洋的主要通道。

河系:河源→上游→中游→下游→河口

流域:河流某断面以上汇集地表水和地下水的区域(分别称为地面集水区和地下集水区)统称为该断面以上的部分流域。

河流入海口( 内陆河的尾闾湖)以上所有集水区域统称为流域，集水区域的面积称为流域面积。

分水线是河流周围高程最高点的连线。

地面分水线和地下分水线:前者是汇集地表水的界线，后者是汇集地下水的界线。-般把地面分水线作为流域的分水线，把地表水的集水面积称为流域。

闭合流域:若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种流域为闭合流域。一般的大中流域可视为闭合流域。

非闭合流域:若地面分水线与地下分水线在位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重合常称这种流域为非闭合流域。如岩溶地区的河流和一些很小的流域。

雨量器的四个构件:承雨器，漏斗，储水瓶，雨量杯。

自动雨量计:虹吸式自记雨量计，翻斗式自记雨量器

天气雷达:雷达测雨基于雷达反射率与降雨率之间的经验关系:R＝aZ的b次方（R降雨率Z反射率）

点降雨量:由于雨量观测站观测到的降雨量仅代表其周围小范围内的降水量，故称为点降水量。

流域面平均雨量:根据雨量站的观测值推算得到的流域平均雨量。

降雨面积:降雨笼罩的水平面上的面积，反映雨区的大小;

降雨中心:指降雨面积上降雨量最为集中且范围较小的局部地区。

流域平均降水量:通常指面平均雨量，一般由已知的各点雨量来推求面雨量。

由点雨量估算面平均雨量的常用方法有:

1)算术平均法2)泰森多边形法3)降雨量等值线法

等值线法的优点:

1.求流域平均降水量精度较高，适合于地形

变化显著的流域;2.能反映出降雨量在空间的实际分布情况。

等值线法的不足点:

绘制等雨量线需较多站点雨量资料;不同时段的等值线图需重绘，工作量大。

降雨的时空分布特性:降雨的时间空间分布直接影响到流域的径流特征，尤其洪水的特征。通常采用面平均雨深~面积曲线和面平均雨深~面积~历时曲线。

年平均降水:8（我国）800（全球）740（亚洲）

降水量的季节变化

受季风影响，我国全年降水主要集中在夏季，各地雨季的迟早及历时的长短有所不同。

长江以南:雨季在3~6月或4~7月 华北与东北地区:雨季为6~9月(大部分集中在7、8两个月) 西南地区:雨季在5~10月(11~4月为旱季) 西部地区:年降水量不大，但四季较均匀

我国降水量的年际变化特点

我国年降水量年际变化很大，且有连续多年雨量偏多或连续多年雨量偏少的现象。年降水量越少的地区，其年际之间的变化越大。降水的年际变化可用各地历年最大年降水量(Pmax)与最小年降水量(Pmin)之比值K来表示:

南方多雨地区: K=1.5-3.0说明年际间降雨相对均匀

北方少雨地区: K=3.0-6.0说明丰枯变化较大

西北地区: K>8.0说明丰枯变化很大

暴雨:50-100 大暴雨:100-200 特大暴雨:＞200

我国暴雨主要集中在三个时期:

4-6月:东南季风登陆，大暴雨主要出现在长江以南地区，是华南地区汛前暴雨和江南梅雨期暴雨出现的季节;6-7月:季风南移，暴雨区主要发生在江淮流域，是长江中下游的梅雨期;7-8月:由于西南与东南季风盛行，暴雨区主要发

生在华北、川西、东南沿海多热带气旋暴雨。

蒸发是指液态水变为气态水的物理现象，蒸发

需要两个条件:

第一、必须有能量供给，使水分子具备足够的动能从而离开液体表面;

第二、有一些些机制使水分子运动至远离液体表面的地方，防止其被重新液化。

蒸发能力:在一定气候/气象条件下，当水分充分时某一-地点的最大蒸发量，称为该地的蒸发能力。

实际蒸发:在一定气候/气象条件下，某一地点实际发生的蒸发量，称为该地的实际蒸发。

实际蒸发:一方面，受到主要来自太阳辐射能量和水汽扩散能力(干燥能力)控制;另一方面，也受到流域水分条件(即可供蒸发的水分多少)的制约。

蒸发与土壤水分的关系

湿润土壤表面的水分蒸发过程可概化为三个阶段:第一阶段:土壤表面水量充分，蒸发量最大且近似为常数，其大小受蒸发能力控制;

第二阶段:随着土壤含水量降低，毛细管中水分陆续中断，则通过毛管水可供给地表蒸发的水分逐渐减少，蒸发速率随表层土壤含水量变小而变小;

第三阶段:当土壤毛细管全部断裂，毛管水不再上升，水分只能以气态水或薄膜水的

形式向地表移动，但速率非常小，导致蒸发趋于停止。

蒸发量:某一时间内，从单位面积上蒸发的水量

蒸发率:单位时间内，从单位面积上蒸发的水量

蒸发能力:特定气候条件下，当水分充分时，某地在某一时段内可以达到的最大蒸发量。

潜在蒸发率:在当地的气候条件下，单位时间和单位面积内从理想的广阔自由水面蒸发的水量，通常用于反映某一地区的蒸发能力。

水面蒸发:指在充分开阔的自由水面条件下的蒸发，水面蒸发也就是潜在蒸发。

我国的蒸发概况我国多年平均的年总蒸散发量约为360mm,占多年平均年降水量的55.6%。年总蒸散发量的地区分布与年降水量的地区分布大体相当，总趋势由东南向西北递减。

干旱指数:年蒸发能力与年降水量之比，反映气候干湿程度的指标。（大于1干旱，小于1湿润）

下渗的物理过程

下渗(入渗)一般是指大气降雨(或灌溉水)通过土壤表面进入土壤孔隙中，从而改变土壤内部水分状况的过程。水在土壤孔隙中运动时，受到分子力、毛细管引力和重力的综合作用。

下渗过程:当初期土壤干燥时，下渗过程按水分所受的主要作用力及运动特征差异，下渗过程大致可分为三个阶段。

(1)渗润阶段:由于初期土壤干燥，水分主要在分子力作用下，迅速被土壤颗粒吸附而成为结合水(吸湿水和薄膜水)渗润阶段士壤吸力非常大，故初始下渗率很大。

(2)渗漏阶段:下渗进入土壤孔隙中的水，主要受毛细管引力和重力共同作用，在土壤孔隙中形成不稳定运动,并逐步充填空隙，直到充满孔隙之前，该阶段通常称为渗漏阶段。

(3)渗透阶段/稳定下渗阶段:当士壤孔隙被水充满达到饱和时，土壤水在重力作用下(向下)运动，这时下渗率维持稳定，这一阶段称为渗透(稳定下渗)阶段。

下渗可以用三个特征值描述:下渗总量、下渗率、下渗能力。

下渗总量:指下渗开始到某一指定时刻，渗入土壤中的累计水量。

下渗率/下渗强度:指单位时间内从单位面积上渗入土壤中的水量。

下渗能力的概念:在充分供水条件下的土壤最大下渗率称为下渗能力。土壤下渗能力与土壤物理性质(取决于土壤类型)、土壤含水率(湿度)密切相关。

下渗能力随时间的变化过程线称为下渗能力曲线。

下渗能力随时间递减，初期土壤含水率很低时，fp很大;后期土壤含水率趋于饱和时，fp趋于稳定。土壤初期下渗能力与土壤物理性质、土壤含水率都密切相关;土壤的稳

定下渗率则主要取决于土壤的物理性质。

(2)下渗能力的测量

①直接测定法:在流域中选择若干具有代表性的场地进行现场试验，由此推求土壤下渗能力曲线。按供水方式不同可分为注水型和人工降雨型。前者采用单管下渗仪或同心环下渗仪，后者采用人工降雨设备在小面积上进行降雨下渗实验。

②水文分析法:利用实测的降雨、蒸发、径流等资料，根据水量平衡原理，间接推求流域平均下渗率。

下渗在流域中的空间变异性

造成空间变异性的原因:

（1）土壤特性在空间上的差异、植被、坡度，土地利用情况，以及人类活动(如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等)影响;

（2）士壤含水率在空间上的差异(干土和湿土)

（3）降雨量在空间上分布不均匀，降雨强度在空间上也存在差异(雨强小于入渗能力)

土壤水形态

土壤固体颗粒与水分子相互作用的主要作用力有分子力、毛细管引力和重力。土壤颗

粒与水分子之间的相互作用决定了土壤水的形态和运动。根据作用力，可将土壤水划分为不同的形态。

①吸湿水(也称为强结合水/吸着水)

土壤颗粒表面分子对水分子具有很强的吸引力(称分子力)，故土壤颗粒表面能吸附大气中的水分子，这部分水称为吸湿水(厚度:1-10个分子层)

吸湿水的特点:

土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层水分子受到的吸力可达到约1万个大气压(1大气压= 1.01 X 105N/m2 =1.03kg/cm2 )。吸水具有固态水的性质，因此吸湿水不能自由移动。

只有在高温( 105~110*C)条件下可转变成气态水散失，故吸湿水不能被植物所利用。

②薄膜水(弱结合水）指土粒表面吸湿水达到最大后，土颗粒剩余的分子力还能吸附水分，在吸湿水外表形成的膜状液态水(厚度: 10-100个分子层)

薄膜水的特点:

主要受分子吸力作用(约31~6.25大气压) ，与液态水的性质基本相似，在吸力作用下能以湿润的方式从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，或从土壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。部分薄膜水可以被植物吸收(植物根系最大吸力~15大气压)

③毛管水/毛细水:在土壤中毛细管( d<1mm的空隙称毛细管)吸力作用下(毛管d=0.03-0.0006mm，吸力约6.25-0.0气压)被保持在土壤孔隙中的水分。

毛管水的特点:受毛管力作用保持在孔隙中，有悬着水和上升水两种类型;可被植物吸收利用

④重力水(Gravity water)受重力作用而自由运动的那一部分水分，具有一般液态水性质，可以在重力作用下产生水流运动，能传递压力等。因此，重力水不易保持在土壤上层，是下渗补充地下水的重要来源。

重力水的特点:受重力作用;可传递静水压力;可被植物吸收利用。

土壤水分常数:土壤水分常数用来表征土壤水分形态和运动特性。

不同形态的水反映了土壤不同的持水量级，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。

最大吸湿量/吸湿系数:土壤吸湿水达到最大值时的土壤含水量，指在水汽饱和空气条件下土壤颗粒从大气中所能吸附的最大水汽量，它反映了土壤吸附气态水的能力。

最大分子持水量:土壤颗粒的分子力所能吸附或结合的水分最大值，此时薄膜水厚度达到最大。

凋萎含水量/凋萎系数:当土壤水分减少到一定数量后，致使植物根系无法从土壤只吸收水分开始枯死，这时相应的土壤含水量称为凋萎含水量。

田间持水量(Field capacity)

指土壤中所能保持的毛细管悬着水的最大量。当土壤含水量超过毛细管悬着水的最大量(即田间持水量)时，超过部分不能为毛细管力所维持，则表现为自由重力水。

田间持水量常以Oe表示(相应的土壤吸力约为1/3大气压=0.34kg/cm2)。

饱和含水量/全蓄含水量:土壤中全部空隙都被水所充满时的含水量。

土壤水势:相对量，将单位数量的土壤水分从标准参考状态移动或改变到某一状态所做的功

受重力作用-重力势，土壤颗粒-基质势，溶质影响-溶质势，大气压路-压力势

土壤导水率:土壤导水率是衡量土壤传输水分能力的指标，取决于土壤的性质，如土壤孔隙率、孔隙大小及分布、孔隙的连续性等。

土壤导水率不是一个常数，其大小随土壤含水量而变化;当土壤含水量达到饱和时，这时的导水率称为饱和导水率。

地下水分类:

（1）潜水:潜水是指埋存于地表以下，第一个连续稳定的隔水层以上具有自由水面的重力水。它主要的补给来源是降水和地表水下渗。

潜水的特点:

1)它具有自由水面(称为潜水面)，通过包气带与大气相通，因此潜水可以直接受到降水和地表水

的补给;另一方面也可以通过蒸发、植物散发方式从包气带垂向向大气排泄。

2)潜水从水位较高处向水位较低处流动，由于地形切割或岩性变化，潜水流可集中排泄于地表成泉，称作下降泉。潜水流还可分别泄流进入河、湖或海中。

潜水的补给:主要来自于降水，即降水直接补给和地表水补给。

降雨下渗补给系数:降雨的下渗对地下水的补给量与同期降雨量之比值。

潜水与河水之间的关系:潜水可以补给河水(地表水)、地表水也可补给潜水。

●在山区，潜水含水层很薄:潜水补给河水;

●在丘陵和低山区，潜水含水层较厚:只在洪水期

河水是潜水的补给源。

●在山前冲积扇地区，河水始终是潜水的补给源。

●河流中下游:在洪水期河水补给潜水，在枯水期潜水补给河水。

（2）承压水

承压水是充满于.上下两个隔水层之间的含水层中的地下水，它承受一定的压力，当钻孔打穿上覆隔水层时，水能从钻孔内上升到一定的高度。

承压水的特点:具有承压性质，含水层可明显地分为补给区、承压区及排泄区三个部分。

a)补给区:补给区的上部没有隔水层，该区地下水具有自由水面，实际上是潜水，它直接接受降水及地表水的补给。

b)承压区:系指隔水顶板以下，被水充满的含水层。

其主要特征是:承受静水压力具有压力水头;承压区与补给区在地域上不一致。

C)排泄区:系指承压水流出地表或流向潜水的地段。承压水常以地表水、潜水、泉水的形式排出。