《水文与水资源学》知识点
Ch01 绪论
1水文&水资源
水 文——泛指自然界中水的分布、运动和变化规律以及与环境的相互作用
水资源——广义上指能够直接或间接使用的各种水和水中物质，对人类活动具有使用价值
和经济价值的水
狭义上指在一定经济技术下，人类可以直接利用的淡水
水文与水资源的基本特征
（1）时程变化的必然性（周期性）和偶然性（随机性） （2）地区的相似性与特殊性
（3）水资源的循环性、有限性及不均一性 （4）利用的多样性
--农业、工业和生活，发电、水运、水产、旅游和环境改造等
2水文学&水资源学
水文学——是研究地球上水的分布、运动、变化规律及其与环境相互作用的一门学科。 水文学研究方法——水文试验/数理统计/物 理与数学模型
水资源学——是研究地球水资源的形成、分布和演变规律，以及应用这些规律解决人类对
水的需求和由此引起的环境问题的一门科学（中国资源科学百科全书. 水资源）。其核心是淡水供应与利用。
水资源学研究方法——经济学/人文方法渗透
水文学与水资源学的关系
水文学与水资源学相互交融。
水文学是水资源学的基础，侧重研究水的分布和变化规律。 水资源学是水文学研究对象的拓展，侧重研究水的供应与利用
3水文与水资源学的研究对象、任务与内容
任务：全面深入了解水资源形成、分布特征、开发利用状况，并系统学习地表水和地下水资源形成规律，掌握水资源评价的基本方法以及管理水资源的基本知识。 内容：地表水和地下水的分布变化规律及计算评价的方法； 天然水的水质及其形成变化；
水质评价和水资源保护的基本方法； 水资源管理等。
4水文学的发展
水文学发展的驱动力——人类社会发展需要（认识水、了解水以达到兴利避害和兴利除
害的需求目的。）
水文学的发展可归纳为四个阶段
萌芽阶段（公元16世纪末前）
奠基阶段（公元17世纪~19世纪末）
工程水文学兴起阶段（20世纪初—20世纪50年代） 现代水文学阶段（20世纪60年代至今）
1
5水资源现状
我国水资源特征
空间分布不均（空间分布极不平衡，与人口和耕地的分布不相适应） 时间分布不均（年际变化不稳定、年内变化大）
中国水环境面临的三个严重问题
水资源亏缺、洪涝灾害 、水体污染
世界水资源概况
水资源分布不均、供需矛盾尖锐（人口的增加，现代化水平的提高，气候的变化）、水资源污染严重
Ch02 水循环及其要素
1水分循环
水圈——各种水体共同组成了一个连续而不规则的围绕地球表层的水壳
然后被气流输水分循环定义——地球表面的水体在太阳辐射作用下通过蒸发上升至空中，
送到各地，水汽在上升和输送过程中遇冷凝结以降雨的形式回到地面或水体上，再以河流或地下水的形式汇入海洋，水分这样往复不断地转移交替的现象叫做水分循环
水分循环内外因
内因：水的气、液、固三态变化
外因（动力条件）：太阳辐射、地球引力（重力）
水分循环基本环节
水分循环类型
大循环（外循环）： 海陆间的水分循环过程。
小循环（内循环）：海洋与大气之间或陆地与大气之间的水分循环过程。
水分循环周期
水分循环周期决定淡水补充量、水体自净能力！
更新周期较快的大气水和河流水成为人们主要的淡水来源
影响水循环的因素
气候因素：湿度、温度、风速、风向等/（最主要因素）
下垫面因素 ：地理位置、地形、地表覆盖等 /影响蒸发和径流
人为因素： 通过改变下垫面性质、形状来影响水分循环 /调节径流、加大蒸发、增加降水等（改变小循环）
水循环的作用和意义
实现物质迁移和转化 促进能量流动和交换 直接影响地球的气候和生态 形成和更新淡水资源
成为塑造地表形态的重要动力之一
是地球上发生洪、涝、旱灾害的根本原因
2水量平衡
水量平衡原理——根据质量守恒定律，在水分循环过程中，对于任一区域在任一时段内收
入水量和支出水量之间的差额，必等于该区域在该时段内的蓄水变化量。
水量平衡的基本形式
水量平衡必须具备：1) 给定时段；2) 给定区域；3) 水分收入、支出和变化
列水量平衡方程需要注意
时段：长、短 时间尺度
区域：全球、海洋、陆地、流域、森林、草原、农田、湖泊、水库、地块等。 空间尺度 人为：输入或输出水分（开采、回注、灌溉、排水、蓄阻„） 单位：各要素的单位常用平均水深
非闭合流域——地面分水线与地下分水线不完全重合的流域，即地面集水区和地下集水区
不相重合
闭合流域——地面分水线与地下分水线完全重合的流域，即地面集水区和地下集水区重合 多年平均径流系数α
和多年平均蒸发系数β
非闭合流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程
全球陆地水量平衡方程
输入:陆地上空的降水P
输出:陆地输出的径流R 、陆面的蒸散发
E
全球海洋水量平衡方程
输入:海洋上空的降水P 来自大陆的径流R 输出:海洋的蒸发E
全球多年平均的水量平衡方程
陆海陆海平均平均
3河流与流域
河流——指在重力的作用下，沿着陆地表面上的线形凹地流动，并汇集于各级河槽上的水流，是一种天然水道
河流组成要素——水流 、容纳水流的河槽（河床）
干流——直接流入海洋或湖泊的河流。
支流——汇入干流的河流（一级支流、二级支流„）
P +P = E +E
P = E
外流河——流入海洋的河流
内流河——流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流
河流的分段特征（划分依据：流经地区的地形、地质特征及其所引起的水动力特性）
河源
是河流开始的地方（溪涧、泉水、湖泊、沼泽、冰川、平原等）。 特点：1）坡降陡，流速大，强烈侵蚀。
2）河道狭窄，多瀑布，水流湍急，有巨大石块。 3）自然条件严酷，生态环境脆弱，应以保护为主。 上游
连着河源，峡谷地形（多高山、两岸陡峻）。 持点：1）坡降大，流量小，流速大，冲刷为主。 2）河槽多为基岩或砾石，多浅滩、急流和瀑布。 3）水利资源&水土保持。 中游
从高原进入丘陵区的河道。
特点：1）河面加宽，坡降较上游缓，河道弯曲。 2）流速小，流量加大，冲刷与淤积平衡。 3）河槽多为粗砂，有滩地，河床较稳定。 4）加强水土保持。 下游
位于河流的最下一段，进入平原的河道。 特点：1）坡降极缓，河槽宽浅，河曲发育。 2）流速慢，淤积占优势。
3）多浅滩沙洲，河槽多为细沙或淤泥。
4）易发生洪涝灾害，可大力发展航运、养殖等 河口
是河流的终点，也是流人海洋、湖泊或其他河流的出口处。 特点：常有大量泥沙淤积，形成多汊的河口和三角洲地形。
水系及其几何特征
树枝状水系
特点：支流较多，干支流及支流之间呈锐角相交，排列如树枝状。 主要发育在：地壳较稳定、岩性较均一的缓倾斜岩层分布地区。 例子：中国的长江、珠江和辽河，北美的密西西比河、南美的亚马逊河等 扇形水系
特点：各支流较集中地汇于干流，流域呈扇形。
水情：降雨时，各支流的洪水几乎同时到达流域出口处，很容易发生危害性洪水 例子：新安江支流的练江水系 羽状水系
特点：干流较长，支流从左右岸相间呈羽毛状汇入干流。
水情：由于干流较长，各支流到达干流出口的时间有先有后，河网汇流时间较长，调蓄作用大，洪水过程线较平缓。 例子：滦河水系、太湖水系
平行水系
特点：近似平行的支流汇入干流。
水情：洪水状况与暴雨中心的走向、分布关系密切。 1）2）流域内降雨均匀，各支流的洪水同时汇入干流；当暴雨中心由上游向下游移动时，易造成大洪水，反之则比较平缓。 例子：淮河蚌埠以上地区的水系 环形水系
放射状水系——河流在穹窿山地或火山地区，从高处顺坡流向四周低地，呈放射状（或辐散) 分布。
辐合状水系——河流由四周山岭或高地向中心低洼地汇集，多发育在盆地中，如中国新疆的塔里木水系 交织状或网状水系
特点：交错排列，犹如网状 例子：河漫滩和三角洲上的水系
混合状水系
是指由两种以上的水系复合而成的水系。
例子：长江在金沙江近似于平行排列，宜宾以下为羽毛状排列
河长——从河口到河源，沿河道溪线量得的距离为河长（溪线是指河槽中各断面最低点的
连线）
河长是确定单位河长的落差、汇流时间和流量的重要参数
河网密度——指流域内单位面积的干、支流总长度，单位是km/km2。 河网密度＝干、支流总长度 / 流域面积
河网密度是流域径流发展的标志之一
河网密度是表示一个地区河网的疏密程度和集流条件，能综合反映一个地区的地理条件
河网密度越大——流域被洪水切割程度越大，径流汇集越快； 河网密度越小——径流汇集慢，流域排水不畅。
河流的弯曲系数——指某河流的实际长度与河流直线长度之比。 特点：弯曲系数越大，表明河流越弯曲，径流排放相对较慢，对本区域的航运及排洪不利。
河道级别
在水系中位于水系网顶端不再分支的河道称为一级河道；两条一级河道汇合而成的河道称作二级河道；„ 直到把该水系的全部河道划分完毕。
级序分叉比
Rb 越大，流域越狭长。 Rb 可以反映流域形状
河流的断面形态（纵断面、横断面）
纵断面：是指沿河流中线或溪线的剖面，即河底高程沿河长的变化情况 横断面：是指垂直于流向的断面，两边以河岸为界，下面以河床为界，上面以水面线为界。
河流的比降（纵比降、横比降）
纵比降：指河段高程落差与相应河段长之比（单位河长的落差）
横比降：河流表面横向水面的倾斜
分水岭（线）
当地形向两侧倾斜，使雨水分别汇集到两条河流中去，起着分水作用的山脊为分水岭（地下水分水岭不是这样定义的）。它可以是划分相邻流域的山岭或河间高地，也可能是高原、平原、或湖泊。
分水岭最高点的连线称为分水线。
流域
河流出口断面以上汇集地表水和地下水的区域，即分水岭包围的区域 (特征：不同尺度、嵌套) 。
流域的几何特征：
流域面积——流域分水岭和出口断面所包围的面积（单位为 km2）
其它因素相同时，流域面积越大，则1）流域的流量越大 2）流域的调节作用越大→ 径流变化小，洪水过程线平缓。
流域长度(L)——流域长度为河源到河口几何中心的长度，单位为 km 。（若流域左右岸对称的可用干流长度代替；若不对称的取流域几何长度。） 流域平均宽度(B)——流域面积与流域长度的比值。
特点：1）宽度大，流域接近圆形，水的流程短，径流易集中，洪峰流量较大。2）宽度小，流域比较狭长，水的流程长、径流不易集中，洪峰流量较小
流域的形状系数(Ke)——流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比，当流域概化为矩形时 K e =F /L 2=B /L
Ke 值接近于 1 时，特点：（1）说明流域的形状接近于圆形, 这样的流域易造成大的洪水；
（2）Ke 值也越小，说明流域形状与圆的形状相差越大，越狭长，径流变化越平缓 流域的不对称系数(Ka)——表示流域左右岸面积分布的不对称程度（左右岸面积之差与左
/F A +F B ) 右岸面积之和的比值 ）。 K a =(F A -F B ) （
特点：当 Ka 愈大时，流域愈不对称，左、右流域面积内的来水愈不均匀，径流不易集中，调节作用大
流域的地形特征：
流域平均高度——指流域范围内地表平均高程 流域平均坡度——影响坡地汇流过程的主要因素，在小流域洪水汇流计算时，是一个重要参数
流域自然地理特征：
地理位置——决定了流域的气候特征，反映了水文现象的区域性特点。 以流域中心或流域边界的地理坐标的经纬度来表示。 说明离海洋的距离以及与其他较大山脉的相对位置。 影响水汽的输送和降雨量的大小。
东西方向较长的流域，流域上各处的水文特征，有较大程度的相似性（同纬度地区气候较一致）
地形特征——是决定河流水情（水量、汇流速度、汇流时间、流量过程线形状）的重要因素之一，亦即流域地形特征反映了流域产流和汇流的条件。 包括：平均海拔高度、平均坡度、坡降、坡向等。
气候条件——是河流形成和发展的主要影响因素，决定流域水文特征的重要因素。 降水量的大小及分布，直接影响径流的多少，蒸发量对年月径流量也有重大影响。 气温、湿度、风速、气压、风速等主要通过影响降水和蒸发而对径流产生间接影响。
流域的影响因素
流域自然地理特征是影响水文现象的主要因素
包括：地理位置、地形特征、气候条件、土壤、岩石性质和地质构造、植被、水系、人类活动
4降水及其特征
降水定义——大气中的水以液态或固态的形式到达地面的现象。
降水类型：
按降水性质
连续性降水：历时较长，强度变化小，降水面积较大。 阵性降水：历时较短，强度大，降水范围小且分布不均。 间歇性降水： 强度较弱， 伴有一定时间的断续现象。 毛毛状降水：强度很小、落在水面无波纹、落在地面无湿斑 按降水强度
降水强度（雨强）：单位时间的降雨量
小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪
按降水形态
雨：自空中降落至地面的液体水滴。 雪：从云层中降落至地面的固态水。
霰：从云层中降落至地面的白色不透明的细小球状晶体（直径2~5mm），落地后会反跳，常见于降雪之前。
雹 ：由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。 按降水成因
(1)气旋雨(cyclonic precipitation)--气旋或低气压过境而产生的降雨
a. 非锋面雨：气旋中水平气流向低气压区辐合而引起的气流上升所致
特点：天气剧烈变化，水平向几百公里--三四千公里是人们最关心和最早研究的天气系统。
b. 锋面雨：冷暖气团相遇而形成的降雨
冷锋雨：冷气团向暖气团推进，契入暖气团下方，暖气团沿锋面爬升，冷却凝结成雨。冷锋面较陡，降水强度大，历时短，雨区小，降雨多在锋后。
暖锋雨：暖气团向冷气团移动，暖气团沿锋面在冷气团上滑行，成云致雨。暖锋面较平缓，雨强小，历时长，雨区大，降雨多在锋前。
(2)对流雨(convective precipitation)：冷暖空气上下对流形成的降雨。
(3)地形雨(orographic precipitation)：由于受地形的抬升，湿暖空气团爬升后冷却形成降雨。 (4)台风雨（热带风暴）：台风（产生于热带洋面上的一种强烈的热带气旋）过境形成的降雨，即台风登陆时将大量的湿热空气带到大陆，造成狂风暴雨。特点：雨强大、雨量大，易造成大的洪水灾害
降水的基本要素：
降水量——是指一定时段内降落在某一面积上的总水量(mm)。（次、日、月、年 / 最大、最小、平均)
降水历时——是指一场降水从开始到结束所经历的时间，一般以小时、分表示。 降水时间——是指对应于某一降水量的时间长。一般是人为划定的，如“一日最大降水量”的“一日”即为降水时间
区别：降水历时内的降雨一定是连续的，而降水时间内的降水不一定连续
降水强度——是指单位时间内的降水量（简称雨强），单位为 mm/h，mm/min 降水面积——是指某次降水所笼罩的水平面积，单位为km2
为了充分反映降水随时间的变化规律和空间分部规律，常用降水过程线（降水量随时间的变化曲线）、降水累计曲线（反映降水随时间变化的规律）、降水强度历时曲线（反映降水强度随降水历时的变化曲线）、等降水量线（区域内降水的空间分布与变化规律）、降水特性综合曲线表示降水的特性。
影响降水的因素：
地理位置（低纬&高纬、沿海&内陆）
地形（山脉迫使气流抬升（坡度、气流通道））
气旋、台风路径（梅雨、暴雨；长江流域、淮河流域、华北、东南沿海） 森林（蒸发散→林区空气湿度→内陆水分的小循环）
水面（蒸发散→水分的内陆循环）
人类活动（改变下垫面（地形、植被、土壤、地质、湖泊率与沼泽率）→ 水分循环（次数、蒸发散、降水））
我国降水特征：地理特征（空间分布不均）；时间特征（年内分配不均、年际变化大） 降水观测：是水文观测的主要内容，降水量的精确测定是水文计算、水文模型研究、洪水预测预报的基础。
空旷地降雨量的测定：标准雨量筒、虹吸式自计雨量计、翻斗式自计雨量计。 大范围降水的测定：雷达测雨、卫星遥感测雨。
平均降水量的计算（点降水量→流域面降水量）
见PPT
5蒸发散
蒸发散定义——液态水或固态水表面水分子的能量足以超过分子间的吸力时，水分子不断
地从水体表面逸出的现象
水面蒸发散过程——太阳辐射等能量的作用 → 水分子的运动加快 → 动能增加 →
突破水面而跃人空中（蒸发散） → 水温降低；
水面水分子的吸力作用 →空气中能量较低的水分凝结重新返回水体。
水面蒸发的测定
器测法：用一定口径的蒸发散器测一定时间间隔内的失水层厚度（ｍｍ），即水面蒸发散量 ɸ60蒸散发器：测针或水位计
日蒸发散量 ＝ 前日水深 ＋ 降水量 － 测量时水深
ɸ20蒸发散器：前一天的20:00用量杯量20mm 清水（原量）注入，24h 后用雨量杯测剩余的水量（余量）。
日蒸发散量 ＝ 原量 ＋ 降水量 － 余量
土壤蒸发散及其过程
根据土壤中水分含量（土壤供水能力）的高低，可将土壤蒸发散划分为：稳定蒸发散、蒸发散速率下降、蒸发散速率极缓慢3 个阶段。
①稳定蒸发散阶段
土壤含水量：大于田间持水量（土壤十分湿润）
水分类型：重力水，毛细管水（毛细管连通）
水分运动：毛细管作用，下层土壤水分向上补充（毛细管水）
蒸发散：可达到充分供水条件下的最大蒸发散速度，速率仅取决于近地面的气象条件 ②蒸发散速率下降阶段
第一阶段的蒸发——土壤水分含量逐渐降低
土壤含水量：小于田间持水量，大于毛细管断裂水量（萎蔫含水量）
水分运动：由于毛细管连通状态逐渐遭到破坏，部分毛细管断裂，上升到土壤表层的毛细管水逐渐减少
蒸发散：供水不足，表层土壤逐渐干化，蒸发散强度逐渐降低，主要取决于土壤含水量，气象因素居于次位
③蒸发散速率极缓慢阶段
土壤含水量：小于毛细管断裂含水量（萎蔫含水量）
水分运动：水分以薄膜水或气态水的形式向土表移动，然后通过扩散作用从土表的干涸层进入大气
蒸发散：在较深的土层中进行，速度极缓慢，受气象因素和土壤含水量的影响都很小 土壤蒸发取决于两个条件——土壤蒸发散能力和土壤供水条件
土壤蒸发的影响因素
（1）土壤含水量（关键因素）
土壤含水量是决定土壤蒸发散供水量的重要因素。
土壤含水量 > 田间持水量时，土壤的供水能力最大，相应的土壤蒸发能力也最大（基本上能够达到自由水面的蒸发速度）。
田间持水量 > 土壤含水量 >毛管断裂含水量时，土壤蒸发散随土壤含水量的降低而逐渐减小。
毛管断裂含水量>土壤含水量时，土壤的蒸发散速度很小。
（2）地下水位
通过影响地下水面以上土层含水量的分布来影响。
地下水埋藏较浅，如果小于水在毛细管中的上升高度，地下水在毛细管作用下可源源不断地上升到地表，使土壤蒸发散持续稳定。
地下水埋藏较深，地下水在毛细管作用下难以到达土表，对土壤蒸发散的作用较小 （3）土壤质地和结构
决定了土壤孔隙的多少和分布特性，从而影响土壤的持水能力和输水能力。
砂土和有团粒结构的土壤－－毛细管多数被割断，水分不易上升，土壤蒸发散较小。（锄地能减少土壤蒸发）
无团粒结构的细质土－－毛细管作用旺盛，土壤蒸发散强烈。
（4）土壤颜色
主要影响吸收热量和土表的反射率，即影响土壤表面吸收太阳辐射的量。
一般情况下颜色越深，温度升高越快，蒸发散量也越大。
（5）土壤表面特征
通过影响风速、地表吸收的太阳辐射、地面温度等因素产生影响。
地表有植物覆盖的土壤蒸发要小于裸露地；
粗糙地表的蒸发量要大于平滑地面；
坡向不同，地表吸收的太阳辐射不同，地表温度不同。因此，阳坡土壤蒸发明显大于阴坡。
（6）植物
使土壤不易受热，降低地面风速，土壤的蒸发散小。
土壤蒸发散的测定
土壤蒸发散器：通过直接称重或静水浮力称重的方法测出土体的重量变化，进而计算土壤蒸发散量。适用于单点测定。
大型蒸渗仪：基于水量平衡原理。适于较长时段的测定。
植物蒸发散 ——指植物在生长期内，水分从叶面和枝干进入大气的过程。
影响植物蒸发散的因素
（1）植物的生理条件
主要指植物的种类和生长阶段在生理上的差别。例如，不同的植物，其叶片的大小、质地、特别是气孔的分布、数目及形状有很大的差别。
（2）气候因素
与影响水面蒸发和土壤蒸发的相同，主要是温度、湿度、日照和风速。对植物来讲，更为重要的是温度和光照。
（3）土壤水分
当可用土壤水分有限时，植物类型就变为控制散发的重要因素。例如，当土壤干透，浅根树种得不到水而枯萎，深根树种则继续散发直到较深层土壤水分减少到调萎含水量为止。
蒸发散的计算方法
热量平衡—波文比法 （EBBR 法）
根据能量不灭定律，森林林冠层接受的能量等于支出的能量。能量平衡方程为：
Penman-Monteith 方程
Penman 公式最早用于计算水面蒸发。Monteith 在 Penman 公式的基础上引入了冠层阻力的概念后，即可计算林冠的蒸发散。
Thornthwaite 公式
该公式用于计算蒸散潜力，即最大蒸散量。
Makkink 公式
该公式计算草地蒸散发。
Priestley-Taylor 公式Priestley-Taylor 公式
供水充分条件下的草地蒸发散。
Morton 公式
用气候资料计算地区的实际蒸散
Ture 公式
计算年蒸散量。
6下渗
下渗——水分通过土壤表面垂直向下进入土壤和地下的运动过程，又称入渗，通常用下渗（速）率表示 下渗能力——地面供水充分时的土壤稳定下渗速率。
下渗率——单位时间内单位面积上进入土壤或岩石中的水量（mm/h，mm/min），也叫下渗强度
下渗的物理过程
水分的下渗是在分子力、毛管力和重力的综合作用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程。
整个下渗过程按照作用力组合变化和水分运动特征，可以划分为：
（1）渗润阶段 土壤较干燥，分子力很大（10000个大气压）。
落在干燥土面上的雨水，在分子力作用下很快被吸附在土粒周围，形成吸湿水，进而形成薄膜水。
入渗继续，薄膜厚度增大，分子力迅速衰减至消失（分子力与距离平方成反比）。 当土壤含水量达到分子力所能维持的最大量时（满足了吸湿水需要），此阶段结束。 （2）渗漏阶段
毛管力和重力的共同作用
下渗水分在土壤空隙中作不稳定运动；
逐步充填毛管孔隙（细小的连通孔隙）和非毛管孔隙；
最后使表层土达到饱和含水状态。
（3）渗透阶段
毛管力消失了，只剩下重力作用。
水分继续向深层运动，下渗速率基本达到稳定。
水分在重力作用下向下运动，即渗透
下渗过程中土壤含水量的垂直分布
（1）饱和层（在土壤表层） 在持续不断地供水条件下，土壤处于饱和状态；
（2）过渡带（在饱和层下方） 土壤含水量随深度的增加急剧减少。
（3）水分传递带（在过渡带下方） 厚度随供水时间的增长而逐渐增加。
含水量为饱和含水量的 60％～80％。
毛管势梯度极小，含水量变幅较小，水分传递主要是靠重力作用（均质土壤的下渗率接近一个常数，即达到稳渗）
（4）湿润层（在水分传递带下方） 土壤含水量向深层递减。
前缘为下渗锋面/湿润锋（湿土与下层干土间明显的交接面。
湿润锋两边土壤含水量突变，水分梯度很大。
随着时间的推移湿润锋不断下移，坡度越来越缓。
随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
土壤水分再分配
当地表停止供水和地表积水消耗了以后，水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水分在水势作用下仍继续向下运动， 原先饱和层（在土壤表层）中的水分逐渐向下排出，含水量逐渐降低，而原先干燥层（湿润锋下方）中的水分逐渐增加，这就是土壤水分的再分配。再分配时间由土壤水力性质决定，持续几天或更长时间
再分配的驱动力
对于均质土壤：下渗停止后，土壤剖面中的水分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分配（剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断下移，湿润带厚度不断增加）
土壤水的运动速度
（1）土壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度）以及土壤的导水性质；
（2）再分配速度随时间而减小，同时湿润锋的清晰度也越来越小，并逐渐消失，最终趋于均一
影响下渗的因素
土壤特性的影响、降水特性的影响、植被的影响、地形条件的影响、人类活动的影响 下渗速率的测定方法
测定方法：双环（刀）法、圆盘入渗仪法、 Guelph 入渗仪法
7径流
径流——是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流
径流分析和计算中，常用的径流表示方法：
(1)流量Q （Discharge ） 是指单位时间通过某一横断面的水量（m3 / s）。
流量过程线：通过某断面的流量随时间的变化过程。
(2)径流总量W （Runoff volume） T 时段内通过河流某一横断面的总水量，单位为 m3 或108 m3。
在流量过程线上， T 时段内的流量过程线以下的面积为该时段内的径流总量。
(3)径流深R （runoff depth） 将径流总量平铺在整个流域面积上而求得的水层厚度，即流域单位面积上产生的水量，单位为 mm 。
(4)径流模数M 流域单位时间单位面积上产生的水量，单位mm / s 。
(5)径流系数（runoff coefficient ）（α） 指同一时段内径流深与降雨深的比值。
它反映了流域降水转化为径流的比率，也综合反映了流域自然地理因素和人为因素对降水径流的影响。
α→1，说明降水大部分转化为径流流。
α→0，说明流域内降水主要消耗于各种消耗（蒸发„）
(6)模比系数（K ） 指某一时段径流量与同时段多年平均经流量之比。K>1，径流量偏丰；K
是指由降水开始到水流流经流域出口断面的整个物理过程。根据各个阶径流的形成过程：
段的特点，划分为流域蓄渗（也称流域产流）、坡地汇流及河网汇流三个过程。
流域蓄渗过程——降水开始时，除少部分降落在河床上的雨水直接形成河川径流之外，大部分降水首先要消耗于植物截留、枯枝落叶吸水、下渗、填洼等。
（1）植物截留及其相关概念
植物截留——降雨过程中植物枝叶拦蓄（吸附）降水的现象
截留过程
1）在降雨开始阶段，截留量随降雨量呈正比增加，经过
一段时间后，截留量稳定在最大截留量。
2）截留在枝叶上的雨水部分滴到地面，同时又有新的雨
水补充替代，降雨停止后截留的水分最终耗于蒸发。
截留量——在降雨过程中植物枝叶吸附的雨水量。
穿透降雨——在降雨过程中穿过植物枝叶空隙直接到达地面的降雨。
滴下降雨——由枝叶表面滴下到达地面的降雨。
植物截留量的影响因素
降水量越大，植物截留量越大；
降水强度越强，截留量越小。
风越大，截留量越小。
植被的叶表面积越大，截留量越大。
郁闭度越高，整个林分的截留量越大。
（2）枯枝落叶吸水——林内降雨（穿透降雨和滴下降雨）到达地表之前会遇到枯枝落叶层的阻拦和吸收。
（3）下渗——雨水穿过枯枝落叶层到达土壤表面，当地面尚有积水时水分开始下渗（降雨期间、雨后都可能发生）
（4）填洼——在出现产流的地方，雨水在地表流动过程中填满流路上的洼坑（洼坑积蓄的水量为填洼量）
坡地汇流过程——是降雨第二次时程再分配和各种径流成分的第一次时程分配 径流成分的区别：
（1）坡面漫流
扣除植物截留、枯枝落叶吸收、填洼、入渗之后，多余降雨（净降雨）在坡面上以片状流、细沟流的形式沿坡面向溪沟流动的现象
（2）壤中流汇流
壤中流主要出现在靠近地面透水性较弱的土层上部，它在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向运动，流速通常比地表径流慢，但比地下径流快得多。
（3）地下径流汇流
埋藏较深，受地质条件的影响。
运动缓慢，变化也慢。
对河流的补给时间长，补给量稳定（是构成河川径流的主要成分，也称作基流）。 地下径流是否完全通过本流域的出口断面流出，取决于地质构造条件。
河网汇流过程
各种径流成分沿河网向下游干流出口断面汇集的过程（时间：自坡地汇流注入河网开始，直至将最后汇入河网的降水输送到出口为止）。
河槽调蓄作用
当流量发生变化时，河网通过其水位的上升或下降，使下游的流量、水位不会发生急剧变化的现象（使下游断面的流量过程线变得平缓）
河岸调蓄作用
当河槽中的水位发生变化时，河槽通过补给两岸的地下水或从两岸得到地下水补给，使下游的流量和水位不会发生急剧变化的现象。
径流的形成过程小结：
产流过程——是降雨的第一次时程分配和形成径流的最初环节。水分以垂向运动为主
坡地汇流过程——是降雨的第二次时程再分配和径流的第一次时程分配。水分以侧向运动为主
河网汇流——是径流的第二次时程再分配和径流形成的最终环节
影响径流的因素
流域的气象因素
降水：雨强、雨量、降雨历时、时空分布
雨后蒸发量：影响包气带前期含水量
流域下垫面因素的影响
（1）地理位置（2）地形（3）流域面积（4）流域的形状（5）地质条件和土壤特性（6）植被（7）湖泊和水库
人类活动因素的影响
8径流测定
水位及其观测的作用
直接为水利、水运、防洪、防涝提供具有单独使用价值的资料，如确定堤防、坝高、桥梁、涵洞、公路路面标高。
为推求其他水文数据而提供间接运用资料，如水资源计算，水文预报中的上、下游水位相关法等。
水位——是指河流、湖泊、水库及海洋、地下水等水体自由水面的高程，以m 计 水位特征值——与水利工程有密切关系的水位值。如最高水位、最低水位、平均水位、警戒水位、防汛水位、
相应水位——一次水位涨落过程中，上下游水位过程线上相对应（变化趋势）的特征水位 水位过程线——水位随时间变化的曲线
水位历时曲线——水位历时是指某断面上一年中等于和大于某一水位所出现的天数。
水位的观测
水流的运动状态
层流：水流中水质点的运动呈直线。
紊流：水流中水质点的运动流速的大小和方向随时间不断变化。（占多数）
影响流速分布的因素
风（风向、风速) 、河槽粗糙率、河底地形、水面比降、水深、冰冻
水力学方法计算河道中的平均流速
河道中的流速分布
用流速仪测流速
流量：单位时间内流过河流某一横断面的水量（m3/s）。
河流断面平均流量的测定和计算——流速面积法。
（1）根据断面确定垂线分布；
（2）计算断面部分面积；
（3）测垂线点流速，计算垂线平均流速；
（4）计算岸边流速；
（5）计算面积平均流速；
（6）计算整个断面流量。
Ch03 水文统计
1水文现象与随机性
随机现象——事前不可预言结果。在相同条件下重复试验，每次结果未必相同，或者知道事物的过去但却不能完全肯定其未来。
水文现象——自然现象（确定性&随机性） 水文变量——降雨量、蒸散发量、径流量、水位„
水文统计——将概率论与数理统计应用到水文分析与计算
水文统计的任务
研究和分析水文随机现象的统计变化规律，并以此为基础对水文现象未来可能的长期变化作出在概率意义下的定量预估，以满足工程规划、设计、施工以及运营期间的需要 水文统计的基本方法和内容
• 根据已有的资料（样本），进行频率计算，推求指定频率的水文特征值。
• 研究水文现象之间的统计关系，应用这种关系延长、插补水文特征值和作水文预报。
根据误差理论，估计水文计算中的随机误差范围
2随机变量
随机变量——表示随机事件结果的变量
离散型随机变量——随机变量仅能取区间内某些间断的离散值。
连续型随机变量——随机变量可以取区间内的任何数值
随机变量是以一定概率来取某一可能值的，即随机变量X 的取值与其概率存在一一对应关系。
3概率分布
随机变量的概率分布（随机变量的分布律）——客观地表示随机变量的可能取值与其对应概率之间的一种关系 随机变量X 的概率分布函数F(x) 随机变量X 的概率密度函数f (x)
4分布参数
位置特征参数
平均数：分布的中心，刻画集中的特征。
中位数：将概率分布分成两个相等部分的数。
众 数：密度曲线上峰对应的x 轴上的值
离散特征值标准差 变差系数（Cv ） 离差系数 Cv 值的水文含义（以河流径流量为例）
Cv 值大，表示年径流的年际变化大，容易发生洪和旱灾，水利建设费用大。 Cv ：降水量少的地区 > 降水量多的地区
Cv ：雨水补给为主 > 地下水补给为主 > 冰雪融水补给为主的 Cv ：流域面积小的 > 流域面积大的
Cv ：平原和盆地 > 相邻的高山和高原区
在我国， Cv 值大致从南向北呈增大趋势，与降水量变率的分布一致。 对称特征值：偏态（差）系数（Cs ）——反映随机变量取值在均值两边出现频率的大小，即分布的对称性
5概率与频率的区别
经验频率公式
经验频率曲线的绘制方法 频率密度图/概率密度曲线
重现期——重现期是指在许多试验里，某一事件重复出现的时间间隔的平均数，即平均的
重现间隔期
6水文随机变量总体分布的线型
皮尔逊三型分布曲线
利用适线法绘制理论频率曲线的步骤
① ② ③ ④ ⑤
点绘经验频率点据 选定总体分布线型 初定参数
据初定Cv 和Cs 值进行适配 选择采用曲线，求总体参数的估值
Ch04 流域产流与汇流
1包气带和饱水带
包气带（或非饱和带）——地下水面以上，土壤含水量未达到饱和，固液气三相共存，
水压力
饱水带（或饱和带）——地下水面以下，土壤处于饱和状态，固液二相共存，水压力>
大气压
包气带水分状况
2包气带对降雨的再分配作用
产流过程——流域中各种径流成分的生成过程，也是水分垂向运动中流域下垫面对降雨的
再分配过程
对于产流来说，包气带发挥着 “筛子”和“门槛”作用。
“筛子”作用是指包气带总是将地面承受的降雨分离成两部分：渗入土中、暂留在地面（地面径流）
“门槛”作用：在土层对降雨量的再分配过程中，田间持水量是控制包气带是否有自由重力水的下限。
3包气带水量平衡方程
4霍顿产流
霍顿认为降雨径流的产生受控于两个条件：降雨强度超过地面下渗能力(i >f p ) --“筛子”作用；包气带的土壤含水量超过田间持水量(W >W f ) --“门槛”作用。它们实质上是指自然界均质包气带产流的两种物理条件，即超渗地面产流和地下径流产生的物理条件。 1）超渗地面径流产生的条件——降雨强度超过地面下渗能力。
2）地下水径流产生的条件。——整个包气带土壤含水量达到田间持水量以上时产生自由重力水
3）超渗地面产流和地下径流的组合出现：
5山坡水文学产流
多数情况下包气带的岩土结构是非均质的。因此，产生了一些新的产流机制，如壤中径流与饱和地面径流的形成机制，以及回归流概念。 山坡产流过程
当降雨到达山坡地面后，首先会遇到 “筛子”作用（决定定山坡径流形成机制）。 1）当
时，不能被地面吸收的超渗雨成为地面径流。---超渗地面径流
被土壤吸收的那部分降雨可能储蓄在土壤中，也可能以不同的路径进入河槽„„. 2）地下水径流 包气带深厚、均匀透水—降雨入渗水垂直向下运动到饱和带，而后以曲线路径进入邻近河道。
地质结构不均匀（存在透水性好的岩石、断裂系统、地下洞穴）--降雨入渗形成的地下径流只有小部分贡献给河流洪水，大不部分则贡献给两次暴雨之间的基流。 3）壤中流
在浅层处，渗透水遇到一阻水层，则一部分水将改变流向，以较短路径到达河槽，对洪水过程线有重大贡献。
4）回归流（即饱和地面径流）
在山坡的某些部位，垂直和水平渗透可以使土壤饱和。此时，一部分沿浅层壤中流轨迹运动的水流将从土壤表层出露，以饱和地面径流形式达到河槽，这种饱和地面径流成分称作回归流。
回归流在暴雨期间可以获得非常大的流速，对暴雨洪水过程线有贡献
6四种产流机制共同规律
① 水条 件（首要条件）
超渗地面径流：降水
地下水径流、壤中径流、回归流：下渗水 ② 够的供水强度（>下渗率）
超渗地面径流：雨强>上层土壤下渗率 地下径流：雨强>地下水的下渗率
壤中径流：上层土壤下渗率>下层土壤的下渗率
饱和地面径流：形成壤中流后的雨强>下层土壤下渗率 ③ 有侧向驱动力
存在水力坡度、 具有水流归槽的条件等，如山坡 ④ 在饱和带
地下径流：包气带以下饱和带 壤中流：包气带临时饱和带 饱和地面径流：表层饱和带 ⑤ 产流界面
超渗地面径流：包气带上界面（地面） 饱和地面径流：包气带上界面（地面）
壤中流：包气带中
地下径流：包气带下界面
7产流面积的变化
产流区——在降雨过程中，对流域河流出口断面径流量有贡献的区域
流域产流面积的变化取决于？
流域产流面积的变化取决于降雨特征（阶段、雨量、雨强）和下垫面特性（包气带厚度、土质、土壤含水量等）的空间不均匀性。
产流面积变化特征
a. 降雨开始前，河流由包气带较厚的中、下游地区的地下水补给。
b. 降雨初期，易产流的地区（土层浅薄、河沟附近土壤含水量较大、雨强大）先产流，河沟向上游延伸、河网密度增加。 c 、d . 降雨持续，河网密度和产流面积都在增加，组成流域出口断面涨洪段不同时刻的流量。 e. 雨后，河网密度逐步减小，河流量进入消退阶段
8两种主要产流方式（模式）
1. 超渗产流——当雨强 大于土壤的入渗能力时，多余的雨水在地表形成地表径流的一种产流方式
2. 蓄满产流——当雨强 小于 地面入渗能力时，降雨全部渗入土壤中，直至土壤达到饱和时多余的水分才在地表形成径流。
3. 超渗与蓄满产流交替型方式 --在自然界较普遍存在 发生条件:
包气带厚度约2—4米左右， 土壤透水性中等，
年内及多年降水量很不均匀， 地下水位变幅较大的地区。 9流域汇流过程
经过坡地和河网汇流到达流域出口断面的全部流域汇流过程——在流域各点产生的净雨，
过程。
坡地汇流特点
径流的主要贡献者；无固定路线，水流不稳定；路程短、汇流时间短。
河网汇流特点
径流的最终环节；有固定路线；路程长、汇流时间长
10汇流历时
流域汇流时间τm ：流域最远点的净雨到达出口断面的历时。 汇流时间τ：流域各点形成的净雨到达出口断面的历时。
平均流域汇流历时
等流时线
等流时面积——同一时刻产生且汇流时间相同的净雨覆盖区的面积。 流域汇流的影响因素
1、降水特性的影响
暴雨中心接近下游，流量过程线尖瘦。 雨强大，流量过程线尖瘦。 降雨量大，流量过程线尖瘦。 2、地形坡度
坡度大，汇流速度快，汇流时间短， 地面径流的损失量小，流量过程线尖瘦。 3、流域形状
扁形流域汇流集中， 洪水过程线峰形尖； 狭长形流域的汇流时间较长，径流过程平缓。
4、水力条件
畅流条件下，流速快，汇流历时短， 峰量大，峰形尖瘦。
流域汇流计算：等流时线法（表格、公式）。
等流时线法的优缺点
优点：揭示了径流形成过程的基本规律；符合径流成因分析。 缺点：没有考虑径流的二次时程再分配，需要进一步分析径流成分
11河川径流成分分析
流量过程线分割：地下径流 → 河流的基本流量 → 基流。
Ch07水资源的计算与评价
1地下水资源及其基本特征
地下水基本概念
广义地下水
是指赋存于地面以下岩石空隙中的水，包括包气带及饱水带岩石空隙中的所有液态水和气态水。
狭义地下水
是指赋存于饱水带岩石空隙中的液态水 地下水的赋存空间——岩石空隙
空隙根据成因划分为
孔隙（pore ）: 松散岩石颗粒间的空隙 裂隙（fissure ）: 坚硬岩石破裂产生的空隙
溶穴（cave ）: 可溶性岩石被溶蚀后产生的空隙
2地下水与空隙的关系
空隙特点
孔隙连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少很接近。地下水分布与流动都比较均匀。
裂隙具有一定的方向性，连通性较差。地下水分布不均匀，水力联系差。
溶穴空隙大小悬殊且分布极不均匀。地下水分布与流动通常极不均匀。
结合水——引力大于水分子自身重力的那部分水。它束缚于固相表面，不能在自身重力影响下运动
重力水——远离固相表面，水分子受固相表面吸引力的影响极其微弱，主要受重力影响 毛细水——毛细管中的水称作毛细水
3与地下水的储容及运移有关的岩石性质
容水度——指岩石完全饱水时所能容纳的水的体积与岩石总体积的比值。 给水度——饱和岩土单位体积所释放的水的体积 持水度——饱和岩土释水后单位体积内保持的水量
孔隙度、与给水度、持水度关系 n =μ+S r
透水性——是指岩石透水的能力，用渗透系数（K ）表征。
孔隙直径愈小, 透水性就愈差。 孔隙通道愈弯曲，透水性就愈差
4埋藏条件和岩层介质
地下水埋藏条件分带
岩层介质的水文地质分类：
强透水层：K 很大（砂层 K=10－200 m/d）
弱透水层：K 很小（粘土、页岩 K=0.01－1.0 m/d ）
含水层：饱含水的透水层
隔水层：新鲜致密结晶岩 （相对意义）
5地下水类型
按含水介质（空隙）类型，地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水，按埋藏条件分为包气带水（包括土壤水和上层滞水）、潜水和承压水。
上层滞水——当包气带存在局部隔水层(弱透水层) 时，局部隔水层(弱透水层) 上会积聚具
有自由水面的重力水，为上层滞水。
特征：季节性；易受污染；可以转化为潜水或承压水。 潜水：包气带以下、第一个隔水层以上有自由水面的地下水。 潜水面：地下的第一个自由水面。
潜水埋深：潜水面上任意一点到地面的距离。 潜水位：潜水面上任意一点到基准面的距离。
基本特征：（1）上部不存在完整的隔水或弱透水顶板，与包气带直接连通，埋藏浅，具有自由水面，因此与大气、地表水密切联系；（2）积极参与水循环；（3）潜水面的高低很容易受到地形、气象、水文因素的影响；（4）容易受到污染。 承压水——两个隔水层或弱透水层之间的饱和含水层的水 承压的含义:
(1)含水层上下被顶板、底板封闭； (2)地下水测压水位高于顶板。 承压水的特征： （1）埋藏深;
（2）与大气、地表水联系差; （3）水循环缓慢； （4）不易污染。
(5)当测压水位高于顶板时，可能出现自流区；
(6)接受其它水体补给的条件：其它水体的水位大于承压含水层测压水位，而且具有联系其它水体的通道
6重力水运动的基本规律 达西定律
通过饱和土体断面的流量Q 与断面面积ω和水力梯度I 成正比
虚拟水流（称作渗流）
渗流场——渗流所占据的空间区域，包括空隙和岩石颗粒所占的全部空间。 流网——由一系列等水头线与流线组成的网格
7地下水的补给与排泄
地下水补给——含水层或含水系统从外界获得水量的过程
补给过程的变化——水量、势能、盐分、热量、理化性质等发生变化 研究补给的内容——补给来源、补给条件与补给量
补给来源——大气降水、地表水、凝结水，其它含水层或含水系统的水、人类的相关补给
（灌溉回归水、水库渗漏水、专门性的人工补给）
大气降水入渗机制—松散沉积物
①活塞式入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞运移的入渗方式。 ②捷径式由于孔隙大小的差异，当降水强度较大，入渗水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先下渗，同时向下渗通道周围扩散。在接受连续入渗补给后，大通道的入渗水将优先到达地下水面
影响大气降水入渗补给地下水的因素
① 降水特征 间歇小雨只湿润土壤表层而经由蒸发及蒸腾返回大气，不构成地下水的有效补给。集中暴雨降水强度超过地面入渗能力而部分转化为地表径流，入渗系数偏低。连绵细雨不超过地面入渗速率，最有利于地下水的补给
②降水量和包气带厚度 降水的一部分首先补足包气带的水分亏损，然后补给地下水。年降水量和潜水埋深的影响很大 ③ 包气带岩性与渗透性 ④植被覆盖率影响
⑤ 地形的影响
降水强度>入渗强度时，常发生超渗产流。因此，地形坡度越大，越不利于降水补给地下水
河流与地下水之间的补给关系：
不同地段①山区 河谷深切，河水位一般低于地下水位，因此一般是地下水补给河流（河流排泄地下水）。洪水期由于河水位上升更快从而高于地下水位，因此补给地下水。 ②山前 由于堆积作用，河床很高，河水位>地下水位，因此河流常年补给地下水。
③冲积平原 河床较低，而且河水位与地下水位很接近，二者的补给排泄关系具有季节性。
④地上河 河床很高，河水位常年高于地下水位，河流长期补给地下水。和山前河流（b ）类似
不同季节 汛期开始，以垂直入渗为主，潜水面处形成水丘。水丘水位不断抬高，与河水连成一体。汛期结束，河流断流，潜水位普遍抬高。
河流补给地下水的影响因素
① 河床面积 ② 河床透水性
③ 河床水位与地下水位之差
人类对地下水补给的影响
补给方式：
建造水库 增加库区地下水补给
灌溉农田 抬高地下水位，导致土壤盐渍化。 工业生活废水的排放 地下水受污染。 有计划、有措施人工补给：
－丰水年或雨季水资源储存； －储存冷源（空调用水）； －控制地面沉降；
－防止海水倒灌或咸水入侵淡水层； －水质净化。
地下水排泄——含水层失去水量的过程。
排泄过程的变化——含水层的水质、水位等也发生相应变化。
排泄途径——泉、地表水体、蒸发、蒸腾、其他含水层、井孔、渠道坑道等排泄地下水。
泉——是地下水的天然露头
地下水蒸发：
①蒸发与饱水带无直接联系
包气带较厚（潜水埋藏深），包气带水不与潜水面发生直接联系。蒸发排泄造成包气带水分亏缺，影响饱水带接受降水补给的份额，但不直接消耗饱水带的水量。 (蒸发强度取决于气候与包气带岩性。土壤水发生季节性的浓缩，土壤不会长期累盐，地下水不会盐化。) ②蒸发与饱水带的潜水有直接联系
包气带较薄（潜水埋藏浅），支持毛细水带上缘离地表近，潜水补充支持毛细水，使蒸发持续进行。(水分沿毛细管上升气化蒸发，盐分浓缩析出，降雨少的地区容易出现土壤长期累盐。雨水多的地方不会，因为降雨雨会使部分盐分重新返回潜水。)
地下水的排泄类型
根据地下水排泄对水质的影响，分为：
径流排泄：以泉、泄流等为主要排泄方式，其特点是盐被径流带走（“盐随水走“） 。 蒸发排泄：水排泄掉，而盐分留下（“水走盐留“）
地下水循环分类
根据补给与排泄特点，分为：
入渗—径流型 长期循环的结果，使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展； 入渗—蒸发型 长期循环结果，补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区的地下水盐化，土壤盐渍化。
地下水补给与排泄对地下水水质的影响
因不同类型水的补给，水质（矿化度与化学类型）发生变化
经常获得低矿化水补给的地段，如河流沿岸，季节性集水洼地，灌渠两侧等。 干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化水，含水层水质恶化。
CH09 水质与水环境
1
天然水水质的组成
天然水中的主要离子成分
离子成分的粒径：
--含氮离子（NH 4 、 NO3）
2-含磷离子（HPO 4）
3+2+
含铁离子（Fe 、 Fe）„ 八大离子 （> 95%）
Cl-、SO 42-、HCO 3-、CO 32- 、 Na+、K +、Ca 2+、Mg 2+
天然水中的气体成分
常见的气体成分（O 2、N 2、H 2S 、CO 2等）的特点和作用---主要针对地下水
天然水中的有机质
以碳、氢、氧为主的高分子化合物，以胶体形式存在于各种水体中，影响水体中的气体成
分和含量，还与水的化学性质有关
2 天然水水质的形成
（溶质径流、分子扩散） 盐循环——伴随着水循环作用而发生的各种溶质或盐分的增减过程
天然水的矿化过程
矿化作用的影响因素
1、化合物的溶解度 2、天然水的酸碱度
3、天然水的氧化还原状况
矿化作用类型：
1. 溶滤作用：盐效应、同离子效应、酸度、分步沉淀、沉淀转化。 2. 吸附性阳离子交换作用
3 3. 氧化还原作用 4. 蒸发浓缩作用 5. 混合作用 天然水水化学成分的表示方法：
库尔洛夫式
4 天然水的分类
（1）按矿化度（离子总量）大小分为淡水、微咸水、咸水、盐水、卤水；
（2）按硬度分级（德国度）分为很软水、软水、中等硬水、硬水、很硬水。
（3）按主要离子成分比例分类（阿列金分类法）。
5 天然水体的化学特征：
大气降水的化学特征
1、气体含量接近饱和
2、一般为微酸性
酸雨：pH
3、含有各种离子
—是各种水体中矿化度最低的、属于软水
地下水的化学特征
1、矿化度较高
2、矿化度的大小和离子组成决定于周围的物质
3、还原性气体含量较高
4、水温较稳定
河水的化学特征
1、属于软水
2、阳离子以Ca 2+为主，阴离子以HCO 3-
3、离子的组成随河程而变化
4、矿化度和离子组成发生季节性变化
湖水的化学性质
1、化学组成取决于补给来源
2、矿化度具有明显的区域性
3、气体分布具有成层性
4、生物作用强烈
6 水污染
水污染——凡是水质朝着恶化方向发展的现象统称为水污染
水污染类型
点源污染（point-source pollution）—工业、生活排污口„
非点源污染（nonpoint-source pollution）—水土流失、农田排水„
流动源 --水上的船舶污水和垃圾„
直接污染（immediate pollution ） ––近距离
远程污染（transboundary pollution ） ––核废料
自然污染（ Water Pollution ）
人为污染（ Water Contamination）
水体污染特征
地表水体污染：易出现污染；可视性强；由于水循环周期短，污染易于净化和恢复
地下水体污染：较难污染；相当隐蔽（赋存于孔隙介质中）；水循环周期长（流速缓慢，受孔隙介质吸附）， 难以修复
7 水质标准
地面水环境质量标准：水域功能和标准分类
地下水环境质量标准
8 水质评价的基本方法
单因子评价指数法
多因子评价指数法
✧ 均值型多因子环境质量评价指数
✧ 计权型多因子环境质量评价指数
✧ 几何均值多因子环境质量评价指数
✧ 内梅罗(N.L.Nemerow)指数
地下水综合评价法――加附注的评分法
《水文与水资源学》知识点
Ch01 绪论
1水文&水资源
水 文——泛指自然界中水的分布、运动和变化规律以及与环境的相互作用
水资源——广义上指能够直接或间接使用的各种水和水中物质，对人类活动具有使用价值
和经济价值的水
狭义上指在一定经济技术下，人类可以直接利用的淡水
水文与水资源的基本特征
（1）时程变化的必然性（周期性）和偶然性（随机性） （2）地区的相似性与特殊性
（3）水资源的循环性、有限性及不均一性 （4）利用的多样性
--农业、工业和生活，发电、水运、水产、旅游和环境改造等
2水文学&水资源学
水文学——是研究地球上水的分布、运动、变化规律及其与环境相互作用的一门学科。 水文学研究方法——水文试验/数理统计/物 理与数学模型
水资源学——是研究地球水资源的形成、分布和演变规律，以及应用这些规律解决人类对
水的需求和由此引起的环境问题的一门科学（中国资源科学百科全书. 水资源）。其核心是淡水供应与利用。
水资源学研究方法——经济学/人文方法渗透
水文学与水资源学的关系
水文学与水资源学相互交融。
水文学是水资源学的基础，侧重研究水的分布和变化规律。 水资源学是水文学研究对象的拓展，侧重研究水的供应与利用
3水文与水资源学的研究对象、任务与内容
任务：全面深入了解水资源形成、分布特征、开发利用状况，并系统学习地表水和地下水资源形成规律，掌握水资源评价的基本方法以及管理水资源的基本知识。 内容：地表水和地下水的分布变化规律及计算评价的方法； 天然水的水质及其形成变化；
水质评价和水资源保护的基本方法； 水资源管理等。
4水文学的发展
水文学发展的驱动力——人类社会发展需要（认识水、了解水以达到兴利避害和兴利除
害的需求目的。）
水文学的发展可归纳为四个阶段
萌芽阶段（公元16世纪末前）
奠基阶段（公元17世纪~19世纪末）
工程水文学兴起阶段（20世纪初—20世纪50年代） 现代水文学阶段（20世纪60年代至今）
1
5水资源现状
我国水资源特征
空间分布不均（空间分布极不平衡，与人口和耕地的分布不相适应） 时间分布不均（年际变化不稳定、年内变化大）
中国水环境面临的三个严重问题
水资源亏缺、洪涝灾害 、水体污染
世界水资源概况
水资源分布不均、供需矛盾尖锐（人口的增加，现代化水平的提高，气候的变化）、水资源污染严重
Ch02 水循环及其要素
1水分循环
水圈——各种水体共同组成了一个连续而不规则的围绕地球表层的水壳
然后被气流输水分循环定义——地球表面的水体在太阳辐射作用下通过蒸发上升至空中，
送到各地，水汽在上升和输送过程中遇冷凝结以降雨的形式回到地面或水体上，再以河流或地下水的形式汇入海洋，水分这样往复不断地转移交替的现象叫做水分循环
水分循环内外因
内因：水的气、液、固三态变化
外因（动力条件）：太阳辐射、地球引力（重力）
水分循环基本环节
水分循环类型
大循环（外循环）： 海陆间的水分循环过程。
小循环（内循环）：海洋与大气之间或陆地与大气之间的水分循环过程。
水分循环周期
水分循环周期决定淡水补充量、水体自净能力！
更新周期较快的大气水和河流水成为人们主要的淡水来源
影响水循环的因素
气候因素：湿度、温度、风速、风向等/（最主要因素）
下垫面因素 ：地理位置、地形、地表覆盖等 /影响蒸发和径流
人为因素： 通过改变下垫面性质、形状来影响水分循环 /调节径流、加大蒸发、增加降水等（改变小循环）
水循环的作用和意义
实现物质迁移和转化 促进能量流动和交换 直接影响地球的气候和生态 形成和更新淡水资源
成为塑造地表形态的重要动力之一
是地球上发生洪、涝、旱灾害的根本原因
2水量平衡
水量平衡原理——根据质量守恒定律，在水分循环过程中，对于任一区域在任一时段内收
入水量和支出水量之间的差额，必等于该区域在该时段内的蓄水变化量。
水量平衡的基本形式
水量平衡必须具备：1) 给定时段；2) 给定区域；3) 水分收入、支出和变化
列水量平衡方程需要注意
时段：长、短 时间尺度
区域：全球、海洋、陆地、流域、森林、草原、农田、湖泊、水库、地块等。 空间尺度 人为：输入或输出水分（开采、回注、灌溉、排水、蓄阻„） 单位：各要素的单位常用平均水深
非闭合流域——地面分水线与地下分水线不完全重合的流域，即地面集水区和地下集水区
不相重合
闭合流域——地面分水线与地下分水线完全重合的流域，即地面集水区和地下集水区重合 多年平均径流系数α
和多年平均蒸发系数β
非闭合流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程
全球陆地水量平衡方程
输入:陆地上空的降水P
输出:陆地输出的径流R 、陆面的蒸散发
E
全球海洋水量平衡方程
输入:海洋上空的降水P 来自大陆的径流R 输出:海洋的蒸发E
全球多年平均的水量平衡方程
陆海陆海平均平均
3河流与流域
河流——指在重力的作用下，沿着陆地表面上的线形凹地流动，并汇集于各级河槽上的水流，是一种天然水道
河流组成要素——水流 、容纳水流的河槽（河床）
干流——直接流入海洋或湖泊的河流。
支流——汇入干流的河流（一级支流、二级支流„）
P +P = E +E
P = E
外流河——流入海洋的河流
内流河——流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流
河流的分段特征（划分依据：流经地区的地形、地质特征及其所引起的水动力特性）
河源
是河流开始的地方（溪涧、泉水、湖泊、沼泽、冰川、平原等）。 特点：1）坡降陡，流速大，强烈侵蚀。
2）河道狭窄，多瀑布，水流湍急，有巨大石块。 3）自然条件严酷，生态环境脆弱，应以保护为主。 上游
连着河源，峡谷地形（多高山、两岸陡峻）。 持点：1）坡降大，流量小，流速大，冲刷为主。 2）河槽多为基岩或砾石，多浅滩、急流和瀑布。 3）水利资源&水土保持。 中游
从高原进入丘陵区的河道。
特点：1）河面加宽，坡降较上游缓，河道弯曲。 2）流速小，流量加大，冲刷与淤积平衡。 3）河槽多为粗砂，有滩地，河床较稳定。 4）加强水土保持。 下游
位于河流的最下一段，进入平原的河道。 特点：1）坡降极缓，河槽宽浅，河曲发育。 2）流速慢，淤积占优势。
3）多浅滩沙洲，河槽多为细沙或淤泥。
4）易发生洪涝灾害，可大力发展航运、养殖等 河口
是河流的终点，也是流人海洋、湖泊或其他河流的出口处。 特点：常有大量泥沙淤积，形成多汊的河口和三角洲地形。
水系及其几何特征
树枝状水系
特点：支流较多，干支流及支流之间呈锐角相交，排列如树枝状。 主要发育在：地壳较稳定、岩性较均一的缓倾斜岩层分布地区。 例子：中国的长江、珠江和辽河，北美的密西西比河、南美的亚马逊河等 扇形水系
特点：各支流较集中地汇于干流，流域呈扇形。
水情：降雨时，各支流的洪水几乎同时到达流域出口处，很容易发生危害性洪水 例子：新安江支流的练江水系 羽状水系
特点：干流较长，支流从左右岸相间呈羽毛状汇入干流。
水情：由于干流较长，各支流到达干流出口的时间有先有后，河网汇流时间较长，调蓄作用大，洪水过程线较平缓。 例子：滦河水系、太湖水系
平行水系
特点：近似平行的支流汇入干流。
水情：洪水状况与暴雨中心的走向、分布关系密切。 1）2）流域内降雨均匀，各支流的洪水同时汇入干流；当暴雨中心由上游向下游移动时，易造成大洪水，反之则比较平缓。 例子：淮河蚌埠以上地区的水系 环形水系
放射状水系——河流在穹窿山地或火山地区，从高处顺坡流向四周低地，呈放射状（或辐散) 分布。
辐合状水系——河流由四周山岭或高地向中心低洼地汇集，多发育在盆地中，如中国新疆的塔里木水系 交织状或网状水系
特点：交错排列，犹如网状 例子：河漫滩和三角洲上的水系
混合状水系
是指由两种以上的水系复合而成的水系。
例子：长江在金沙江近似于平行排列，宜宾以下为羽毛状排列
河长——从河口到河源，沿河道溪线量得的距离为河长（溪线是指河槽中各断面最低点的
连线）
河长是确定单位河长的落差、汇流时间和流量的重要参数
河网密度——指流域内单位面积的干、支流总长度，单位是km/km2。 河网密度＝干、支流总长度 / 流域面积
河网密度是流域径流发展的标志之一
河网密度是表示一个地区河网的疏密程度和集流条件，能综合反映一个地区的地理条件
河网密度越大——流域被洪水切割程度越大，径流汇集越快； 河网密度越小——径流汇集慢，流域排水不畅。
河流的弯曲系数——指某河流的实际长度与河流直线长度之比。 特点：弯曲系数越大，表明河流越弯曲，径流排放相对较慢，对本区域的航运及排洪不利。
河道级别
在水系中位于水系网顶端不再分支的河道称为一级河道；两条一级河道汇合而成的河道称作二级河道；„ 直到把该水系的全部河道划分完毕。
级序分叉比
Rb 越大，流域越狭长。 Rb 可以反映流域形状
河流的断面形态（纵断面、横断面）
纵断面：是指沿河流中线或溪线的剖面，即河底高程沿河长的变化情况 横断面：是指垂直于流向的断面，两边以河岸为界，下面以河床为界，上面以水面线为界。
河流的比降（纵比降、横比降）
纵比降：指河段高程落差与相应河段长之比（单位河长的落差）
横比降：河流表面横向水面的倾斜
分水岭（线）
当地形向两侧倾斜，使雨水分别汇集到两条河流中去，起着分水作用的山脊为分水岭（地下水分水岭不是这样定义的）。它可以是划分相邻流域的山岭或河间高地，也可能是高原、平原、或湖泊。
分水岭最高点的连线称为分水线。
流域
河流出口断面以上汇集地表水和地下水的区域，即分水岭包围的区域 (特征：不同尺度、嵌套) 。
流域的几何特征：
流域面积——流域分水岭和出口断面所包围的面积（单位为 km2）
其它因素相同时，流域面积越大，则1）流域的流量越大 2）流域的调节作用越大→ 径流变化小，洪水过程线平缓。
流域长度(L)——流域长度为河源到河口几何中心的长度，单位为 km 。（若流域左右岸对称的可用干流长度代替；若不对称的取流域几何长度。） 流域平均宽度(B)——流域面积与流域长度的比值。
特点：1）宽度大，流域接近圆形，水的流程短，径流易集中，洪峰流量较大。2）宽度小，流域比较狭长，水的流程长、径流不易集中，洪峰流量较小
流域的形状系数(Ke)——流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比，当流域概化为矩形时 K e =F /L 2=B /L
Ke 值接近于 1 时，特点：（1）说明流域的形状接近于圆形, 这样的流域易造成大的洪水；
（2）Ke 值也越小，说明流域形状与圆的形状相差越大，越狭长，径流变化越平缓 流域的不对称系数(Ka)——表示流域左右岸面积分布的不对称程度（左右岸面积之差与左
/F A +F B ) 右岸面积之和的比值 ）。 K a =(F A -F B ) （
特点：当 Ka 愈大时，流域愈不对称，左、右流域面积内的来水愈不均匀，径流不易集中，调节作用大
流域的地形特征：
流域平均高度——指流域范围内地表平均高程 流域平均坡度——影响坡地汇流过程的主要因素，在小流域洪水汇流计算时，是一个重要参数
流域自然地理特征：
地理位置——决定了流域的气候特征，反映了水文现象的区域性特点。 以流域中心或流域边界的地理坐标的经纬度来表示。 说明离海洋的距离以及与其他较大山脉的相对位置。 影响水汽的输送和降雨量的大小。
东西方向较长的流域，流域上各处的水文特征，有较大程度的相似性（同纬度地区气候较一致）
地形特征——是决定河流水情（水量、汇流速度、汇流时间、流量过程线形状）的重要因素之一，亦即流域地形特征反映了流域产流和汇流的条件。 包括：平均海拔高度、平均坡度、坡降、坡向等。
气候条件——是河流形成和发展的主要影响因素，决定流域水文特征的重要因素。 降水量的大小及分布，直接影响径流的多少，蒸发量对年月径流量也有重大影响。 气温、湿度、风速、气压、风速等主要通过影响降水和蒸发而对径流产生间接影响。
流域的影响因素
流域自然地理特征是影响水文现象的主要因素
包括：地理位置、地形特征、气候条件、土壤、岩石性质和地质构造、植被、水系、人类活动
4降水及其特征
降水定义——大气中的水以液态或固态的形式到达地面的现象。
降水类型：
按降水性质
连续性降水：历时较长，强度变化小，降水面积较大。 阵性降水：历时较短，强度大，降水范围小且分布不均。 间歇性降水： 强度较弱， 伴有一定时间的断续现象。 毛毛状降水：强度很小、落在水面无波纹、落在地面无湿斑 按降水强度
降水强度（雨强）：单位时间的降雨量
小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨，小雪、中雪、大雪
按降水形态
雨：自空中降落至地面的液体水滴。 雪：从云层中降落至地面的固态水。
霰：从云层中降落至地面的白色不透明的细小球状晶体（直径2~5mm），落地后会反跳，常见于降雪之前。
雹 ：由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。 按降水成因
(1)气旋雨(cyclonic precipitation)--气旋或低气压过境而产生的降雨
a. 非锋面雨：气旋中水平气流向低气压区辐合而引起的气流上升所致
特点：天气剧烈变化，水平向几百公里--三四千公里是人们最关心和最早研究的天气系统。
b. 锋面雨：冷暖气团相遇而形成的降雨
冷锋雨：冷气团向暖气团推进，契入暖气团下方，暖气团沿锋面爬升，冷却凝结成雨。冷锋面较陡，降水强度大，历时短，雨区小，降雨多在锋后。
暖锋雨：暖气团向冷气团移动，暖气团沿锋面在冷气团上滑行，成云致雨。暖锋面较平缓，雨强小，历时长，雨区大，降雨多在锋前。
(2)对流雨(convective precipitation)：冷暖空气上下对流形成的降雨。
(3)地形雨(orographic precipitation)：由于受地形的抬升，湿暖空气团爬升后冷却形成降雨。 (4)台风雨（热带风暴）：台风（产生于热带洋面上的一种强烈的热带气旋）过境形成的降雨，即台风登陆时将大量的湿热空气带到大陆，造成狂风暴雨。特点：雨强大、雨量大，易造成大的洪水灾害
降水的基本要素：
降水量——是指一定时段内降落在某一面积上的总水量(mm)。（次、日、月、年 / 最大、最小、平均)
降水历时——是指一场降水从开始到结束所经历的时间，一般以小时、分表示。 降水时间——是指对应于某一降水量的时间长。一般是人为划定的，如“一日最大降水量”的“一日”即为降水时间
区别：降水历时内的降雨一定是连续的，而降水时间内的降水不一定连续
降水强度——是指单位时间内的降水量（简称雨强），单位为 mm/h，mm/min 降水面积——是指某次降水所笼罩的水平面积，单位为km2
为了充分反映降水随时间的变化规律和空间分部规律，常用降水过程线（降水量随时间的变化曲线）、降水累计曲线（反映降水随时间变化的规律）、降水强度历时曲线（反映降水强度随降水历时的变化曲线）、等降水量线（区域内降水的空间分布与变化规律）、降水特性综合曲线表示降水的特性。
影响降水的因素：
地理位置（低纬&高纬、沿海&内陆）
地形（山脉迫使气流抬升（坡度、气流通道））
气旋、台风路径（梅雨、暴雨；长江流域、淮河流域、华北、东南沿海） 森林（蒸发散→林区空气湿度→内陆水分的小循环）
水面（蒸发散→水分的内陆循环）
人类活动（改变下垫面（地形、植被、土壤、地质、湖泊率与沼泽率）→ 水分循环（次数、蒸发散、降水））
我国降水特征：地理特征（空间分布不均）；时间特征（年内分配不均、年际变化大） 降水观测：是水文观测的主要内容，降水量的精确测定是水文计算、水文模型研究、洪水预测预报的基础。
空旷地降雨量的测定：标准雨量筒、虹吸式自计雨量计、翻斗式自计雨量计。 大范围降水的测定：雷达测雨、卫星遥感测雨。
平均降水量的计算（点降水量→流域面降水量）
见PPT
5蒸发散
蒸发散定义——液态水或固态水表面水分子的能量足以超过分子间的吸力时，水分子不断
地从水体表面逸出的现象
水面蒸发散过程——太阳辐射等能量的作用 → 水分子的运动加快 → 动能增加 →
突破水面而跃人空中（蒸发散） → 水温降低；
水面水分子的吸力作用 →空气中能量较低的水分凝结重新返回水体。
水面蒸发的测定
器测法：用一定口径的蒸发散器测一定时间间隔内的失水层厚度（ｍｍ），即水面蒸发散量 ɸ60蒸散发器：测针或水位计
日蒸发散量 ＝ 前日水深 ＋ 降水量 － 测量时水深
ɸ20蒸发散器：前一天的20:00用量杯量20mm 清水（原量）注入，24h 后用雨量杯测剩余的水量（余量）。
日蒸发散量 ＝ 原量 ＋ 降水量 － 余量
土壤蒸发散及其过程
根据土壤中水分含量（土壤供水能力）的高低，可将土壤蒸发散划分为：稳定蒸发散、蒸发散速率下降、蒸发散速率极缓慢3 个阶段。
①稳定蒸发散阶段
土壤含水量：大于田间持水量（土壤十分湿润）
水分类型：重力水，毛细管水（毛细管连通）
水分运动：毛细管作用，下层土壤水分向上补充（毛细管水）
蒸发散：可达到充分供水条件下的最大蒸发散速度，速率仅取决于近地面的气象条件 ②蒸发散速率下降阶段
第一阶段的蒸发——土壤水分含量逐渐降低
土壤含水量：小于田间持水量，大于毛细管断裂水量（萎蔫含水量）
水分运动：由于毛细管连通状态逐渐遭到破坏，部分毛细管断裂，上升到土壤表层的毛细管水逐渐减少
蒸发散：供水不足，表层土壤逐渐干化，蒸发散强度逐渐降低，主要取决于土壤含水量，气象因素居于次位
③蒸发散速率极缓慢阶段
土壤含水量：小于毛细管断裂含水量（萎蔫含水量）
水分运动：水分以薄膜水或气态水的形式向土表移动，然后通过扩散作用从土表的干涸层进入大气
蒸发散：在较深的土层中进行，速度极缓慢，受气象因素和土壤含水量的影响都很小 土壤蒸发取决于两个条件——土壤蒸发散能力和土壤供水条件
土壤蒸发的影响因素
（1）土壤含水量（关键因素）
土壤含水量是决定土壤蒸发散供水量的重要因素。
土壤含水量 > 田间持水量时，土壤的供水能力最大，相应的土壤蒸发能力也最大（基本上能够达到自由水面的蒸发速度）。
田间持水量 > 土壤含水量 >毛管断裂含水量时，土壤蒸发散随土壤含水量的降低而逐渐减小。
毛管断裂含水量>土壤含水量时，土壤的蒸发散速度很小。
（2）地下水位
通过影响地下水面以上土层含水量的分布来影响。
地下水埋藏较浅，如果小于水在毛细管中的上升高度，地下水在毛细管作用下可源源不断地上升到地表，使土壤蒸发散持续稳定。
地下水埋藏较深，地下水在毛细管作用下难以到达土表，对土壤蒸发散的作用较小 （3）土壤质地和结构
决定了土壤孔隙的多少和分布特性，从而影响土壤的持水能力和输水能力。
砂土和有团粒结构的土壤－－毛细管多数被割断，水分不易上升，土壤蒸发散较小。（锄地能减少土壤蒸发）
无团粒结构的细质土－－毛细管作用旺盛，土壤蒸发散强烈。
（4）土壤颜色
主要影响吸收热量和土表的反射率，即影响土壤表面吸收太阳辐射的量。
一般情况下颜色越深，温度升高越快，蒸发散量也越大。
（5）土壤表面特征
通过影响风速、地表吸收的太阳辐射、地面温度等因素产生影响。
地表有植物覆盖的土壤蒸发要小于裸露地；
粗糙地表的蒸发量要大于平滑地面；
坡向不同，地表吸收的太阳辐射不同，地表温度不同。因此，阳坡土壤蒸发明显大于阴坡。
（6）植物
使土壤不易受热，降低地面风速，土壤的蒸发散小。
土壤蒸发散的测定
土壤蒸发散器：通过直接称重或静水浮力称重的方法测出土体的重量变化，进而计算土壤蒸发散量。适用于单点测定。
大型蒸渗仪：基于水量平衡原理。适于较长时段的测定。
植物蒸发散 ——指植物在生长期内，水分从叶面和枝干进入大气的过程。
影响植物蒸发散的因素
（1）植物的生理条件
主要指植物的种类和生长阶段在生理上的差别。例如，不同的植物，其叶片的大小、质地、特别是气孔的分布、数目及形状有很大的差别。
（2）气候因素
与影响水面蒸发和土壤蒸发的相同，主要是温度、湿度、日照和风速。对植物来讲，更为重要的是温度和光照。
（3）土壤水分
当可用土壤水分有限时，植物类型就变为控制散发的重要因素。例如，当土壤干透，浅根树种得不到水而枯萎，深根树种则继续散发直到较深层土壤水分减少到调萎含水量为止。
蒸发散的计算方法
热量平衡—波文比法 （EBBR 法）
根据能量不灭定律，森林林冠层接受的能量等于支出的能量。能量平衡方程为：
Penman-Monteith 方程
Penman 公式最早用于计算水面蒸发。Monteith 在 Penman 公式的基础上引入了冠层阻力的概念后，即可计算林冠的蒸发散。
Thornthwaite 公式
该公式用于计算蒸散潜力，即最大蒸散量。
Makkink 公式
该公式计算草地蒸散发。
Priestley-Taylor 公式Priestley-Taylor 公式
供水充分条件下的草地蒸发散。
Morton 公式
用气候资料计算地区的实际蒸散
Ture 公式
计算年蒸散量。
6下渗
下渗——水分通过土壤表面垂直向下进入土壤和地下的运动过程，又称入渗，通常用下渗（速）率表示 下渗能力——地面供水充分时的土壤稳定下渗速率。
下渗率——单位时间内单位面积上进入土壤或岩石中的水量（mm/h，mm/min），也叫下渗强度
下渗的物理过程
水分的下渗是在分子力、毛管力和重力的综合作用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程。
整个下渗过程按照作用力组合变化和水分运动特征，可以划分为：
（1）渗润阶段 土壤较干燥，分子力很大（10000个大气压）。
落在干燥土面上的雨水，在分子力作用下很快被吸附在土粒周围，形成吸湿水，进而形成薄膜水。
入渗继续，薄膜厚度增大，分子力迅速衰减至消失（分子力与距离平方成反比）。 当土壤含水量达到分子力所能维持的最大量时（满足了吸湿水需要），此阶段结束。 （2）渗漏阶段
毛管力和重力的共同作用
下渗水分在土壤空隙中作不稳定运动；
逐步充填毛管孔隙（细小的连通孔隙）和非毛管孔隙；
最后使表层土达到饱和含水状态。
（3）渗透阶段
毛管力消失了，只剩下重力作用。
水分继续向深层运动，下渗速率基本达到稳定。
水分在重力作用下向下运动，即渗透
下渗过程中土壤含水量的垂直分布
（1）饱和层（在土壤表层） 在持续不断地供水条件下，土壤处于饱和状态；
（2）过渡带（在饱和层下方） 土壤含水量随深度的增加急剧减少。
（3）水分传递带（在过渡带下方） 厚度随供水时间的增长而逐渐增加。
含水量为饱和含水量的 60％～80％。
毛管势梯度极小，含水量变幅较小，水分传递主要是靠重力作用（均质土壤的下渗率接近一个常数，即达到稳渗）
（4）湿润层（在水分传递带下方） 土壤含水量向深层递减。
前缘为下渗锋面/湿润锋（湿土与下层干土间明显的交接面。
湿润锋两边土壤含水量突变，水分梯度很大。
随着时间的推移湿润锋不断下移，坡度越来越缓。
随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
土壤水分再分配
当地表停止供水和地表积水消耗了以后，水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水分在水势作用下仍继续向下运动， 原先饱和层（在土壤表层）中的水分逐渐向下排出，含水量逐渐降低，而原先干燥层（湿润锋下方）中的水分逐渐增加，这就是土壤水分的再分配。再分配时间由土壤水力性质决定，持续几天或更长时间
再分配的驱动力
对于均质土壤：下渗停止后，土壤剖面中的水分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分配（剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断下移，湿润带厚度不断增加）
土壤水的运动速度
（1）土壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度）以及土壤的导水性质；
（2）再分配速度随时间而减小，同时湿润锋的清晰度也越来越小，并逐渐消失，最终趋于均一
影响下渗的因素
土壤特性的影响、降水特性的影响、植被的影响、地形条件的影响、人类活动的影响 下渗速率的测定方法
测定方法：双环（刀）法、圆盘入渗仪法、 Guelph 入渗仪法
7径流
径流——是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流
径流分析和计算中，常用的径流表示方法：
(1)流量Q （Discharge ） 是指单位时间通过某一横断面的水量（m3 / s）。
流量过程线：通过某断面的流量随时间的变化过程。
(2)径流总量W （Runoff volume） T 时段内通过河流某一横断面的总水量，单位为 m3 或108 m3。
在流量过程线上， T 时段内的流量过程线以下的面积为该时段内的径流总量。
(3)径流深R （runoff depth） 将径流总量平铺在整个流域面积上而求得的水层厚度，即流域单位面积上产生的水量，单位为 mm 。
(4)径流模数M 流域单位时间单位面积上产生的水量，单位mm / s 。
(5)径流系数（runoff coefficient ）（α） 指同一时段内径流深与降雨深的比值。
它反映了流域降水转化为径流的比率，也综合反映了流域自然地理因素和人为因素对降水径流的影响。
α→1，说明降水大部分转化为径流流。
α→0，说明流域内降水主要消耗于各种消耗（蒸发„）
(6)模比系数（K ） 指某一时段径流量与同时段多年平均经流量之比。K>1，径流量偏丰；K
是指由降水开始到水流流经流域出口断面的整个物理过程。根据各个阶径流的形成过程：
段的特点，划分为流域蓄渗（也称流域产流）、坡地汇流及河网汇流三个过程。
流域蓄渗过程——降水开始时，除少部分降落在河床上的雨水直接形成河川径流之外，大部分降水首先要消耗于植物截留、枯枝落叶吸水、下渗、填洼等。
（1）植物截留及其相关概念
植物截留——降雨过程中植物枝叶拦蓄（吸附）降水的现象
截留过程
1）在降雨开始阶段，截留量随降雨量呈正比增加，经过
一段时间后，截留量稳定在最大截留量。
2）截留在枝叶上的雨水部分滴到地面，同时又有新的雨
水补充替代，降雨停止后截留的水分最终耗于蒸发。
截留量——在降雨过程中植物枝叶吸附的雨水量。
穿透降雨——在降雨过程中穿过植物枝叶空隙直接到达地面的降雨。
滴下降雨——由枝叶表面滴下到达地面的降雨。
植物截留量的影响因素
降水量越大，植物截留量越大；
降水强度越强，截留量越小。
风越大，截留量越小。
植被的叶表面积越大，截留量越大。
郁闭度越高，整个林分的截留量越大。
（2）枯枝落叶吸水——林内降雨（穿透降雨和滴下降雨）到达地表之前会遇到枯枝落叶层的阻拦和吸收。
（3）下渗——雨水穿过枯枝落叶层到达土壤表面，当地面尚有积水时水分开始下渗（降雨期间、雨后都可能发生）
（4）填洼——在出现产流的地方，雨水在地表流动过程中填满流路上的洼坑（洼坑积蓄的水量为填洼量）
坡地汇流过程——是降雨第二次时程再分配和各种径流成分的第一次时程分配 径流成分的区别：
（1）坡面漫流
扣除植物截留、枯枝落叶吸收、填洼、入渗之后，多余降雨（净降雨）在坡面上以片状流、细沟流的形式沿坡面向溪沟流动的现象
（2）壤中流汇流
壤中流主要出现在靠近地面透水性较弱的土层上部，它在临时饱和带内的非毛管孔隙中侧向运动，流速通常比地表径流慢，但比地下径流快得多。
（3）地下径流汇流
埋藏较深，受地质条件的影响。
运动缓慢，变化也慢。
对河流的补给时间长，补给量稳定（是构成河川径流的主要成分，也称作基流）。 地下径流是否完全通过本流域的出口断面流出，取决于地质构造条件。
河网汇流过程
各种径流成分沿河网向下游干流出口断面汇集的过程（时间：自坡地汇流注入河网开始，直至将最后汇入河网的降水输送到出口为止）。
河槽调蓄作用
当流量发生变化时，河网通过其水位的上升或下降，使下游的流量、水位不会发生急剧变化的现象（使下游断面的流量过程线变得平缓）
河岸调蓄作用
当河槽中的水位发生变化时，河槽通过补给两岸的地下水或从两岸得到地下水补给，使下游的流量和水位不会发生急剧变化的现象。
径流的形成过程小结：
产流过程——是降雨的第一次时程分配和形成径流的最初环节。水分以垂向运动为主
坡地汇流过程——是降雨的第二次时程再分配和径流的第一次时程分配。水分以侧向运动为主
河网汇流——是径流的第二次时程再分配和径流形成的最终环节
影响径流的因素
流域的气象因素
降水：雨强、雨量、降雨历时、时空分布
雨后蒸发量：影响包气带前期含水量
流域下垫面因素的影响
（1）地理位置（2）地形（3）流域面积（4）流域的形状（5）地质条件和土壤特性（6）植被（7）湖泊和水库
人类活动因素的影响
8径流测定
水位及其观测的作用
直接为水利、水运、防洪、防涝提供具有单独使用价值的资料，如确定堤防、坝高、桥梁、涵洞、公路路面标高。
为推求其他水文数据而提供间接运用资料，如水资源计算，水文预报中的上、下游水位相关法等。
水位——是指河流、湖泊、水库及海洋、地下水等水体自由水面的高程，以m 计 水位特征值——与水利工程有密切关系的水位值。如最高水位、最低水位、平均水位、警戒水位、防汛水位、
相应水位——一次水位涨落过程中，上下游水位过程线上相对应（变化趋势）的特征水位 水位过程线——水位随时间变化的曲线
水位历时曲线——水位历时是指某断面上一年中等于和大于某一水位所出现的天数。
水位的观测
水流的运动状态
层流：水流中水质点的运动呈直线。
紊流：水流中水质点的运动流速的大小和方向随时间不断变化。（占多数）
影响流速分布的因素
风（风向、风速) 、河槽粗糙率、河底地形、水面比降、水深、冰冻
水力学方法计算河道中的平均流速
河道中的流速分布
用流速仪测流速
流量：单位时间内流过河流某一横断面的水量（m3/s）。
河流断面平均流量的测定和计算——流速面积法。
（1）根据断面确定垂线分布；
（2）计算断面部分面积；
（3）测垂线点流速，计算垂线平均流速；
（4）计算岸边流速；
（5）计算面积平均流速；
（6）计算整个断面流量。
Ch03 水文统计
1水文现象与随机性
随机现象——事前不可预言结果。在相同条件下重复试验，每次结果未必相同，或者知道事物的过去但却不能完全肯定其未来。
水文现象——自然现象（确定性&随机性） 水文变量——降雨量、蒸散发量、径流量、水位„
水文统计——将概率论与数理统计应用到水文分析与计算
水文统计的任务
研究和分析水文随机现象的统计变化规律，并以此为基础对水文现象未来可能的长期变化作出在概率意义下的定量预估，以满足工程规划、设计、施工以及运营期间的需要 水文统计的基本方法和内容
• 根据已有的资料（样本），进行频率计算，推求指定频率的水文特征值。
• 研究水文现象之间的统计关系，应用这种关系延长、插补水文特征值和作水文预报。
根据误差理论，估计水文计算中的随机误差范围
2随机变量
随机变量——表示随机事件结果的变量
离散型随机变量——随机变量仅能取区间内某些间断的离散值。
连续型随机变量——随机变量可以取区间内的任何数值
随机变量是以一定概率来取某一可能值的，即随机变量X 的取值与其概率存在一一对应关系。
3概率分布
随机变量的概率分布（随机变量的分布律）——客观地表示随机变量的可能取值与其对应概率之间的一种关系 随机变量X 的概率分布函数F(x) 随机变量X 的概率密度函数f (x)
4分布参数
位置特征参数
平均数：分布的中心，刻画集中的特征。
中位数：将概率分布分成两个相等部分的数。
众 数：密度曲线上峰对应的x 轴上的值
离散特征值标准差 变差系数（Cv ） 离差系数 Cv 值的水文含义（以河流径流量为例）
Cv 值大，表示年径流的年际变化大，容易发生洪和旱灾，水利建设费用大。 Cv ：降水量少的地区 > 降水量多的地区
Cv ：雨水补给为主 > 地下水补给为主 > 冰雪融水补给为主的 Cv ：流域面积小的 > 流域面积大的
Cv ：平原和盆地 > 相邻的高山和高原区
在我国， Cv 值大致从南向北呈增大趋势，与降水量变率的分布一致。 对称特征值：偏态（差）系数（Cs ）——反映随机变量取值在均值两边出现频率的大小，即分布的对称性
5概率与频率的区别
经验频率公式
经验频率曲线的绘制方法 频率密度图/概率密度曲线
重现期——重现期是指在许多试验里，某一事件重复出现的时间间隔的平均数，即平均的
重现间隔期
6水文随机变量总体分布的线型
皮尔逊三型分布曲线
利用适线法绘制理论频率曲线的步骤
① ② ③ ④ ⑤
点绘经验频率点据 选定总体分布线型 初定参数
据初定Cv 和Cs 值进行适配 选择采用曲线，求总体参数的估值
Ch04 流域产流与汇流
1包气带和饱水带
包气带（或非饱和带）——地下水面以上，土壤含水量未达到饱和，固液气三相共存，
水压力
饱水带（或饱和带）——地下水面以下，土壤处于饱和状态，固液二相共存，水压力>
大气压
包气带水分状况
2包气带对降雨的再分配作用
产流过程——流域中各种径流成分的生成过程，也是水分垂向运动中流域下垫面对降雨的
再分配过程
对于产流来说，包气带发挥着 “筛子”和“门槛”作用。
“筛子”作用是指包气带总是将地面承受的降雨分离成两部分：渗入土中、暂留在地面（地面径流）
“门槛”作用：在土层对降雨量的再分配过程中，田间持水量是控制包气带是否有自由重力水的下限。
3包气带水量平衡方程
4霍顿产流
霍顿认为降雨径流的产生受控于两个条件：降雨强度超过地面下渗能力(i >f p ) --“筛子”作用；包气带的土壤含水量超过田间持水量(W >W f ) --“门槛”作用。它们实质上是指自然界均质包气带产流的两种物理条件，即超渗地面产流和地下径流产生的物理条件。 1）超渗地面径流产生的条件——降雨强度超过地面下渗能力。
2）地下水径流产生的条件。——整个包气带土壤含水量达到田间持水量以上时产生自由重力水
3）超渗地面产流和地下径流的组合出现：
5山坡水文学产流
多数情况下包气带的岩土结构是非均质的。因此，产生了一些新的产流机制，如壤中径流与饱和地面径流的形成机制，以及回归流概念。 山坡产流过程
当降雨到达山坡地面后，首先会遇到 “筛子”作用（决定定山坡径流形成机制）。 1）当
时，不能被地面吸收的超渗雨成为地面径流。---超渗地面径流
被土壤吸收的那部分降雨可能储蓄在土壤中，也可能以不同的路径进入河槽„„. 2）地下水径流 包气带深厚、均匀透水—降雨入渗水垂直向下运动到饱和带，而后以曲线路径进入邻近河道。
地质结构不均匀（存在透水性好的岩石、断裂系统、地下洞穴）--降雨入渗形成的地下径流只有小部分贡献给河流洪水，大不部分则贡献给两次暴雨之间的基流。 3）壤中流
在浅层处，渗透水遇到一阻水层，则一部分水将改变流向，以较短路径到达河槽，对洪水过程线有重大贡献。
4）回归流（即饱和地面径流）
在山坡的某些部位，垂直和水平渗透可以使土壤饱和。此时，一部分沿浅层壤中流轨迹运动的水流将从土壤表层出露，以饱和地面径流形式达到河槽，这种饱和地面径流成分称作回归流。
回归流在暴雨期间可以获得非常大的流速，对暴雨洪水过程线有贡献
6四种产流机制共同规律
① 水条 件（首要条件）
超渗地面径流：降水
地下水径流、壤中径流、回归流：下渗水 ② 够的供水强度（>下渗率）
超渗地面径流：雨强>上层土壤下渗率 地下径流：雨强>地下水的下渗率
壤中径流：上层土壤下渗率>下层土壤的下渗率
饱和地面径流：形成壤中流后的雨强>下层土壤下渗率 ③ 有侧向驱动力
存在水力坡度、 具有水流归槽的条件等，如山坡 ④ 在饱和带
地下径流：包气带以下饱和带 壤中流：包气带临时饱和带 饱和地面径流：表层饱和带 ⑤ 产流界面
超渗地面径流：包气带上界面（地面） 饱和地面径流：包气带上界面（地面）
壤中流：包气带中
地下径流：包气带下界面
7产流面积的变化
产流区——在降雨过程中，对流域河流出口断面径流量有贡献的区域
流域产流面积的变化取决于？
流域产流面积的变化取决于降雨特征（阶段、雨量、雨强）和下垫面特性（包气带厚度、土质、土壤含水量等）的空间不均匀性。
产流面积变化特征
a. 降雨开始前，河流由包气带较厚的中、下游地区的地下水补给。
b. 降雨初期，易产流的地区（土层浅薄、河沟附近土壤含水量较大、雨强大）先产流，河沟向上游延伸、河网密度增加。 c 、d . 降雨持续，河网密度和产流面积都在增加，组成流域出口断面涨洪段不同时刻的流量。 e. 雨后，河网密度逐步减小，河流量进入消退阶段
8两种主要产流方式（模式）
1. 超渗产流——当雨强 大于土壤的入渗能力时，多余的雨水在地表形成地表径流的一种产流方式
2. 蓄满产流——当雨强 小于 地面入渗能力时，降雨全部渗入土壤中，直至土壤达到饱和时多余的水分才在地表形成径流。
3. 超渗与蓄满产流交替型方式 --在自然界较普遍存在 发生条件:
包气带厚度约2—4米左右， 土壤透水性中等，
年内及多年降水量很不均匀， 地下水位变幅较大的地区。 9流域汇流过程
经过坡地和河网汇流到达流域出口断面的全部流域汇流过程——在流域各点产生的净雨，
过程。
坡地汇流特点
径流的主要贡献者；无固定路线，水流不稳定；路程短、汇流时间短。
河网汇流特点
径流的最终环节；有固定路线；路程长、汇流时间长
10汇流历时
流域汇流时间τm ：流域最远点的净雨到达出口断面的历时。 汇流时间τ：流域各点形成的净雨到达出口断面的历时。
平均流域汇流历时
等流时线
等流时面积——同一时刻产生且汇流时间相同的净雨覆盖区的面积。 流域汇流的影响因素
1、降水特性的影响
暴雨中心接近下游，流量过程线尖瘦。 雨强大，流量过程线尖瘦。 降雨量大，流量过程线尖瘦。 2、地形坡度
坡度大，汇流速度快，汇流时间短， 地面径流的损失量小，流量过程线尖瘦。 3、流域形状
扁形流域汇流集中， 洪水过程线峰形尖； 狭长形流域的汇流时间较长，径流过程平缓。
4、水力条件
畅流条件下，流速快，汇流历时短， 峰量大，峰形尖瘦。
流域汇流计算：等流时线法（表格、公式）。
等流时线法的优缺点
优点：揭示了径流形成过程的基本规律；符合径流成因分析。 缺点：没有考虑径流的二次时程再分配，需要进一步分析径流成分
11河川径流成分分析
流量过程线分割：地下径流 → 河流的基本流量 → 基流。
Ch07水资源的计算与评价
1地下水资源及其基本特征
地下水基本概念
广义地下水
是指赋存于地面以下岩石空隙中的水，包括包气带及饱水带岩石空隙中的所有液态水和气态水。
狭义地下水
是指赋存于饱水带岩石空隙中的液态水 地下水的赋存空间——岩石空隙
空隙根据成因划分为
孔隙（pore ）: 松散岩石颗粒间的空隙 裂隙（fissure ）: 坚硬岩石破裂产生的空隙
溶穴（cave ）: 可溶性岩石被溶蚀后产生的空隙
2地下水与空隙的关系
空隙特点
孔隙连通良好，分布均匀，在不同方向上，孔隙通道的大小和多少很接近。地下水分布与流动都比较均匀。
裂隙具有一定的方向性，连通性较差。地下水分布不均匀，水力联系差。
溶穴空隙大小悬殊且分布极不均匀。地下水分布与流动通常极不均匀。
结合水——引力大于水分子自身重力的那部分水。它束缚于固相表面，不能在自身重力影响下运动
重力水——远离固相表面，水分子受固相表面吸引力的影响极其微弱，主要受重力影响 毛细水——毛细管中的水称作毛细水
3与地下水的储容及运移有关的岩石性质
容水度——指岩石完全饱水时所能容纳的水的体积与岩石总体积的比值。 给水度——饱和岩土单位体积所释放的水的体积 持水度——饱和岩土释水后单位体积内保持的水量
孔隙度、与给水度、持水度关系 n =μ+S r
透水性——是指岩石透水的能力，用渗透系数（K ）表征。
孔隙直径愈小, 透水性就愈差。 孔隙通道愈弯曲，透水性就愈差
4埋藏条件和岩层介质
地下水埋藏条件分带
岩层介质的水文地质分类：
强透水层：K 很大（砂层 K=10－200 m/d）
弱透水层：K 很小（粘土、页岩 K=0.01－1.0 m/d ）
含水层：饱含水的透水层
隔水层：新鲜致密结晶岩 （相对意义）
5地下水类型
按含水介质（空隙）类型，地下水分为孔隙水、裂隙水和岩溶水，按埋藏条件分为包气带水（包括土壤水和上层滞水）、潜水和承压水。
上层滞水——当包气带存在局部隔水层(弱透水层) 时，局部隔水层(弱透水层) 上会积聚具
有自由水面的重力水，为上层滞水。
特征：季节性；易受污染；可以转化为潜水或承压水。 潜水：包气带以下、第一个隔水层以上有自由水面的地下水。 潜水面：地下的第一个自由水面。
潜水埋深：潜水面上任意一点到地面的距离。 潜水位：潜水面上任意一点到基准面的距离。
基本特征：（1）上部不存在完整的隔水或弱透水顶板，与包气带直接连通，埋藏浅，具有自由水面，因此与大气、地表水密切联系；（2）积极参与水循环；（3）潜水面的高低很容易受到地形、气象、水文因素的影响；（4）容易受到污染。 承压水——两个隔水层或弱透水层之间的饱和含水层的水 承压的含义:
(1)含水层上下被顶板、底板封闭； (2)地下水测压水位高于顶板。 承压水的特征： （1）埋藏深;
（2）与大气、地表水联系差; （3）水循环缓慢； （4）不易污染。
(5)当测压水位高于顶板时，可能出现自流区；
(6)接受其它水体补给的条件：其它水体的水位大于承压含水层测压水位，而且具有联系其它水体的通道
6重力水运动的基本规律 达西定律
通过饱和土体断面的流量Q 与断面面积ω和水力梯度I 成正比
虚拟水流（称作渗流）
渗流场——渗流所占据的空间区域，包括空隙和岩石颗粒所占的全部空间。 流网——由一系列等水头线与流线组成的网格
7地下水的补给与排泄
地下水补给——含水层或含水系统从外界获得水量的过程
补给过程的变化——水量、势能、盐分、热量、理化性质等发生变化 研究补给的内容——补给来源、补给条件与补给量
补给来源——大气降水、地表水、凝结水，其它含水层或含水系统的水、人类的相关补给
（灌溉回归水、水库渗漏水、专门性的人工补给）
大气降水入渗机制—松散沉积物
①活塞式入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞运移的入渗方式。 ②捷径式由于孔隙大小的差异，当降水强度较大，入渗水将沿着渗透性良好的大孔隙通道优先下渗，同时向下渗通道周围扩散。在接受连续入渗补给后，大通道的入渗水将优先到达地下水面
影响大气降水入渗补给地下水的因素
① 降水特征 间歇小雨只湿润土壤表层而经由蒸发及蒸腾返回大气，不构成地下水的有效补给。集中暴雨降水强度超过地面入渗能力而部分转化为地表径流，入渗系数偏低。连绵细雨不超过地面入渗速率，最有利于地下水的补给
②降水量和包气带厚度 降水的一部分首先补足包气带的水分亏损，然后补给地下水。年降水量和潜水埋深的影响很大 ③ 包气带岩性与渗透性 ④植被覆盖率影响
⑤ 地形的影响
降水强度>入渗强度时，常发生超渗产流。因此，地形坡度越大，越不利于降水补给地下水
河流与地下水之间的补给关系：
不同地段①山区 河谷深切，河水位一般低于地下水位，因此一般是地下水补给河流（河流排泄地下水）。洪水期由于河水位上升更快从而高于地下水位，因此补给地下水。 ②山前 由于堆积作用，河床很高，河水位>地下水位，因此河流常年补给地下水。
③冲积平原 河床较低，而且河水位与地下水位很接近，二者的补给排泄关系具有季节性。
④地上河 河床很高，河水位常年高于地下水位，河流长期补给地下水。和山前河流（b ）类似
不同季节 汛期开始，以垂直入渗为主，潜水面处形成水丘。水丘水位不断抬高，与河水连成一体。汛期结束，河流断流，潜水位普遍抬高。
河流补给地下水的影响因素
① 河床面积 ② 河床透水性
③ 河床水位与地下水位之差
人类对地下水补给的影响
补给方式：
建造水库 增加库区地下水补给
灌溉农田 抬高地下水位，导致土壤盐渍化。 工业生活废水的排放 地下水受污染。 有计划、有措施人工补给：
－丰水年或雨季水资源储存； －储存冷源（空调用水）； －控制地面沉降；
－防止海水倒灌或咸水入侵淡水层； －水质净化。
地下水排泄——含水层失去水量的过程。
排泄过程的变化——含水层的水质、水位等也发生相应变化。
排泄途径——泉、地表水体、蒸发、蒸腾、其他含水层、井孔、渠道坑道等排泄地下水。
泉——是地下水的天然露头
地下水蒸发：
①蒸发与饱水带无直接联系
包气带较厚（潜水埋藏深），包气带水不与潜水面发生直接联系。蒸发排泄造成包气带水分亏缺，影响饱水带接受降水补给的份额，但不直接消耗饱水带的水量。 (蒸发强度取决于气候与包气带岩性。土壤水发生季节性的浓缩，土壤不会长期累盐，地下水不会盐化。) ②蒸发与饱水带的潜水有直接联系
包气带较薄（潜水埋藏浅），支持毛细水带上缘离地表近，潜水补充支持毛细水，使蒸发持续进行。(水分沿毛细管上升气化蒸发，盐分浓缩析出，降雨少的地区容易出现土壤长期累盐。雨水多的地方不会，因为降雨雨会使部分盐分重新返回潜水。)
地下水的排泄类型
根据地下水排泄对水质的影响，分为：
径流排泄：以泉、泄流等为主要排泄方式，其特点是盐被径流带走（“盐随水走“） 。 蒸发排泄：水排泄掉，而盐分留下（“水走盐留“）
地下水循环分类
根据补给与排泄特点，分为：
入渗—径流型 长期循环的结果，使岩土与其中赋存的地下水向溶滤淡化方向发展； 入渗—蒸发型 长期循环结果，补给区的岩土与地下水淡化脱盐，排泄区的地下水盐化，土壤盐渍化。
地下水补给与排泄对地下水水质的影响
因不同类型水的补给，水质（矿化度与化学类型）发生变化
经常获得低矿化水补给的地段，如河流沿岸，季节性集水洼地，灌渠两侧等。 干旱地区的潜水往往因长期蒸发浓缩而成为高矿化水，含水层水质恶化。
CH09 水质与水环境
1
天然水水质的组成
天然水中的主要离子成分
离子成分的粒径：
--含氮离子（NH 4 、 NO3）
2-含磷离子（HPO 4）
3+2+
含铁离子（Fe 、 Fe）„ 八大离子 （> 95%）
Cl-、SO 42-、HCO 3-、CO 32- 、 Na+、K +、Ca 2+、Mg 2+
天然水中的气体成分
常见的气体成分（O 2、N 2、H 2S 、CO 2等）的特点和作用---主要针对地下水
天然水中的有机质
以碳、氢、氧为主的高分子化合物，以胶体形式存在于各种水体中，影响水体中的气体成
分和含量，还与水的化学性质有关
2 天然水水质的形成
（溶质径流、分子扩散） 盐循环——伴随着水循环作用而发生的各种溶质或盐分的增减过程
天然水的矿化过程
矿化作用的影响因素
1、化合物的溶解度 2、天然水的酸碱度
3、天然水的氧化还原状况
矿化作用类型：
1. 溶滤作用：盐效应、同离子效应、酸度、分步沉淀、沉淀转化。 2. 吸附性阳离子交换作用
3 3. 氧化还原作用 4. 蒸发浓缩作用 5. 混合作用 天然水水化学成分的表示方法：
库尔洛夫式
4 天然水的分类
（1）按矿化度（离子总量）大小分为淡水、微咸水、咸水、盐水、卤水；
（2）按硬度分级（德国度）分为很软水、软水、中等硬水、硬水、很硬水。
（3）按主要离子成分比例分类（阿列金分类法）。
5 天然水体的化学特征：
大气降水的化学特征
1、气体含量接近饱和
2、一般为微酸性
酸雨：pH
3、含有各种离子
—是各种水体中矿化度最低的、属于软水
地下水的化学特征
1、矿化度较高
2、矿化度的大小和离子组成决定于周围的物质
3、还原性气体含量较高
4、水温较稳定
河水的化学特征
1、属于软水
2、阳离子以Ca 2+为主，阴离子以HCO 3-
3、离子的组成随河程而变化
4、矿化度和离子组成发生季节性变化
湖水的化学性质
1、化学组成取决于补给来源
2、矿化度具有明显的区域性
3、气体分布具有成层性
4、生物作用强烈
6 水污染
水污染——凡是水质朝着恶化方向发展的现象统称为水污染
水污染类型
点源污染（point-source pollution）—工业、生活排污口„
非点源污染（nonpoint-source pollution）—水土流失、农田排水„
流动源 --水上的船舶污水和垃圾„
直接污染（immediate pollution ） ––近距离
远程污染（transboundary pollution ） ––核废料
自然污染（ Water Pollution ）
人为污染（ Water Contamination）
水体污染特征
地表水体污染：易出现污染；可视性强；由于水循环周期短，污染易于净化和恢复
地下水体污染：较难污染；相当隐蔽（赋存于孔隙介质中）；水循环周期长（流速缓慢，受孔隙介质吸附）， 难以修复
7 水质标准
地面水环境质量标准：水域功能和标准分类
地下水环境质量标准
8 水质评价的基本方法
单因子评价指数法
多因子评价指数法
✧ 均值型多因子环境质量评价指数
✧ 计权型多因子环境质量评价指数
✧ 几何均值多因子环境质量评价指数
✧ 内梅罗(N.L.Nemerow)指数
地下水综合评价法――加附注的评分法