绪论一、水文学简史英文Hydrology，来源于拉丁语，“水的知识”。

经历了四个发展时期：1. 萌芽期（公元1600年之前）2. 奠基时期（公元1600-1900年）3. 实践时期（1900-1950年）4. 现代化时期（1950年- ）一、水文现象的基本特点1.时程变化上的周期性与随机性2.空间变化上的相似性与特殊性二、水文现象的研究方法成因分析法以质量守恒、能量(动量)守恒等定理为基础，揭示水文现象运动变化的机理、规律。

数理统计法水文现象具有随机性，从而以概率理论为基础，研究水文现象特征值的统计规律。

地理综合法水文现象具有地区性，从而通过建立地区经验公式、绘制各种特征值等值线图，揭示水文特征值的地区规律。

水文循环水文循环的原因（外因、内因）水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程大循环和小循环大循环：海洋→大气→大陆→海洋（纵向+横向）小循环：海洋→大气→海洋（海洋小循环）大陆→大气→大陆（内陆小循环）水文循环的规律1)海洋的蒸发量多于降水量；2)大陆的降水量多于蒸发量；3)大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；4)大陆内流区降水量与蒸发量基本相等。

水文循环的作用和意义1、调节气候；2、塑造了地球表面；3、形成了巨大的水利资源；4、形成一切水文现象。

水资源问题➢原因1)水资源量时空分布不均匀；2)水资源分布与人口、耕地分布不相适应；3)水环境污染；4)水资源浪费。

➢对策1)时间和空间上的合理调配；2)积极开展水污染防治；3)节约用水。

9流域和水系分水线：使雨水分别汇集到两条不同的河流，起着分水作用的地形，是流域的边界线。

流域：汇集地面水和地下水由分水线所包围的区域。

河网密度流域单元面积内干支流长度流域的地形起伏特征1. 河流的落差和比降2. 流域平均坡度3. 流域面积～高程曲线流域自然地理及下垫面情况1. 流域地理位置2. 流域的土壤岩石性质和地质构造3. 流域植被率4. 流域湖泊率、沼泽率降水水分以各种形式从大气到达地面统称降水。

包括雨、雪、露、霜、冰雹等。

降雨的类型一、按降雨的成因分类1.气旋雨——随着气旋或低压过境而产生的雨。

2.对流雨地面受热升温，下层空气膨胀上升和上层空气形成对流运动。

下层暖湿空气上升到高空遇冷凝结形成降雨。

多发生在夏季午后，强度大、面积小、历时短。

3.地形雨暖湿气团在运动过程中遇山岭障碍时，在沿山坡上升过程中逐渐变冷凝结成雨。

地形雨多在迎风坡上。

4.台风雨由热带海洋上的风暴带到大陆的雨。

灾害性天气，常发生在浙、闽、粤、台湾等沿海省份。

二按降雨强度及过程特征分类1.暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。

气象方面规定：日降雨量> 50mm ——暴雨；日降雨量>100mm ——大暴雨；日降雨量>200mm ——特大暴雨。

主要影响小流域洪水。

2.暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。

影响区域洪水。

3.霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。

影响大流域洪水。

冷锋雨：冷暖气团相遇时，冷燥气团楔入到暖湿气团之下，使暖湿气团上升冷却而产生降雨。

根据移动速度可分为缓行冷锋和急型冷锋。

1)缓行冷锋的降水与暖锋相似；2)急行冷锋移动较快，坡度较大，约为1:70，故降水范围小、雨强大、历时短。

气团——物理属性水平分布比较均匀的大范围空气团。

峰面——两种性质不同的气团之间狭窄而倾斜的过渡带。

峰在空间是倾斜的，且向冷空气一侧倾斜。

暖锋雨：冷暖气团相遇时，暖湿气团推动锋面向冷气团一侧移动。

峰后暖空气一方面向冷空气方向推进，同时又沿锋面缓慢上升，在上升过程中冷却而产生降雨。

因暖锋坡度很小，一般为1:150，故暖锋雨降雨面积大、雨强小、历时长。

降水要素降水量、降水历时和时间、降水强度、降水面积常用的区域(或流域)平均降水量计算方法有：1.算术平均法适用于面积不大，地形起伏不大，站点较多且布设较均匀的流域。

计算简便。

2.泰森多边形法适用于降雨分布不均，站点较少，面积不大的流域。

在确定各站的权重后也很简便，且精度较好。

缺点是在各场降雨中把雨量站权重视为固定，与实际情况不完全一致。

3.等雨量线法适用于面积大、站点密的流域。

理论上较完善，但每次降雨都必须绘制等雨量线，并计算权重，工作量大。

4 距离平方倒数法土壤水一、土壤水分作用力分子力土壤颗粒表面的分子和离子对水分的吸力。

毛管力在未充满水的毛管孔隙中，因存在液体弯月面的表面张力，形成毛管力，作用于土壤水。

重力二、土壤水分的存在形式吸湿水土粒分子从空气中吸附的水分。

约几个分子厚度，为紧束缚水，与水文现象关系不大。

薄膜水吸湿水外面，土粒剩余分子力所吸持的水分。

为受束缚水。

毛管水a)支持毛管水——地下水面以上受毛管力支持而存在于土壤孔隙中的水分。

b)毛管悬着水——受毛管力支持而悬吊于土壤孔隙中的水分。

重力水土壤中在重力作用下能自由移动的水分。

a)渗透自由重力水超过田间持水量的渗入水分。

b)支持重力水自由重力支持毛管水——受地下水支持而存在于毛管孔隙之中的连续水体，能传递静水压力。

相对不透水层支持重力水——由于土层中存在相对不透水层，渗透水因交界面临时饱和而产生的能在重力作用下流动的水分。

三、土壤水分常数最大吸湿量—饱和空气中，土壤能吸附的最大水汽量。

最大分子持水量——土粒分子力所结合的最大水分量。

凋萎含水量——植物无法从土壤中吸收水分，开始永久凋萎时的土壤含水率。

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率。

田间持水量——土壤中保持最大毛管悬着水时的土壤含水率。

饱和含水量——土壤中所有孔隙都充满水时的土壤含水率。

土水势的构成1)基模势——在未饱和土壤中，由于分子力和毛管力的作用而使土壤水具有的势，称为基模势。

基模势为负值。

2)压力势——在饱和或出现地面积水的土壤中，自由水面下的土壤水由于静水压力的作用而具有的势，称为压力势。

压力势为正值。

3)重力势——由于重力作用而使土壤水具有的势，称为重力势。

重力势的值与参照基面有关。

下渗下渗的物理过程根据水分所受作用力及运动特征，干燥土壤在充分供水条件下的下渗分三阶段：渗润阶段：主要受分子力作用，入渗水成为薄膜水，当土壤含水量达到最大分子持水量时结束。

渗漏阶段：主要受毛管力、重力作用，入渗水主要成为毛管水，当土壤含水量达到饱和含水量时结束。

渗透阶段：受重力作用，入渗水成为自由重力水向下渗出。

饱和下渗理论基本假定1. 半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。

2. 地面积水深h p；3. 下渗锋面以上是饱和的，θ=θS，K=K S；4. 下渗锋面以下为初始土壤含水量，吸力h S。

非饱和下渗理论1. 忽略重力；2. 供水充分、表面无积水；3. 均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。

下渗的影响因素影响因素总的可归纳为供水和下渗能力两个方面下渗能力方面(1)土壤的机械物理性质，水分物理性质；(2)下垫面条件、地形地貌；(3)人类活动。

供水方面(1)降水性质。

蒸发与散发土壤蒸发过程θ> θ田，E=E m整个土层水分输送通畅，供水充分，按蒸发能力蒸发，蒸发量大而稳定。

θ断<θ< θ田，E=f (E m, θ)土层中部分毛管水断裂，供水不充分，随着θ的减小，连续状态愈来愈多地遭到破坏，蒸发量急剧减小。

θ<θ断，E=CE m(C<<1.0)毛管向上输送水分的机制完全遭到破坏，水分只能以薄膜水或气态水的形式供给蒸发，蒸发量小而稳定。

流域蒸散发的影响因素根据蒸发面不同，流域蒸发包括：水面蒸发、土壤蒸发、植被散发和冰雪蒸发等。

通常流域内水面和冰雪覆盖面所占比重不大，故对绝大多数流域，总蒸发主要包括土壤蒸发和植物散发。

因此，影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域总蒸发的因素。

综合起来，影响因素包括：（1）气象条件（日照、温度、湿度、风速等）；（2）流域内土壤含水量；（3）流域内土壤、植被分布；（4）地形、地貌。

流域总蒸发规律(1) θ> θa，E=E m（注:θa<θ田)供水充分，蒸散发量大而稳定。

(2) θb<θ< θa，E=(αθ) E m（注:θb<θ断)供水不充分，蒸散发量随θ的减小而减小。

(3) θ< θb，E=CE m，C=0.05~0.10一、植物散发的影响因素1、气象因素（日照、温度、湿度、风速等）；2、土壤含水量当土壤含水量充分时，植物散发达到或接近散发能力。

随着土壤含水率的减少，植物散发渐减。

当土壤含水量低于凋萎含水量后，植物散发基本停止。

3、植物种类和生理阶段产流机制包气带又可划分成三带：(1) 悬着毛管水带—供水结束以后，在包气带上部存在悬着毛管水，厚度约1.0m。

其水分来源于降水，消耗于蒸散发。

既是降水的承受面，又是土壤的蒸发面，水分变化剧烈，另称为影响土层。

(2) 支持毛管水带—在地下水面以上存在支持毛管水，厚度在1～2m左右。

(3) 中间包气带—在悬着毛管水带与支持毛管水带之间的水分过渡带。

包气带的水分动态包气带的水分动态是指包气带中土壤含水量及水分剖面的增长与消退过程。

包气带水分的增长包气带水分的增长来源于上界面的降水(或灌溉)和下界面的地下水补给。

在天然情况下，地下水的补给一般处于均衡状态。

故上界面降水是主要原因。

水分沿垂向的增长可由下渗理论描述。

增长量等于累积下渗量。

包气带水分的消退包气带水分的消退是由于上界面的蒸散发和下界面的内排水补给。

其中内排水只有当包气带存在自由重力水时才出现，故上界面蒸散发是主要原因。

水分沿垂向的消退可采用三层蒸发模式计算。

消退量等于蒸发量。

包气带对降水的再分配作用1. 包气带地面对降雨的再分配作用降雨到达地面以后，一部分消耗于植物截留、蒸发、填洼等损失，剩下部分被分成两部分：超过地面下渗能力(容量)部分留在地表，其余部分渗入地下。

分配的结果是将雨水分为地面和地下两个部分。

即：当雨强小于下渗能力时，降雨全部渗入地下。

2土层对下渗水量的再分配作用下渗水量(F)一部分以蒸发形式逸出地面(E)。

剩余部分又被分成“土壤蓄存”和“径流”两个部分。

蓄存部分是指水分运动中为维持土壤含水量等于或小于田间持水量所需的下渗水分。

层次土壤是指土壤物理及水分物理性质存在明显差异的均质土层。

一般可概括为两种典型层理：（1）上层粗下层细一层具有较高水力传导度的粗质地土壤，位于具有较低水力传导度的细质地土壤之上。

当供水时，易在交界面形成积水，并逐渐向上回升，产生压力水头，在土层存在一定坡度时可产生侧向水流。

（2）上层细下层粗一层具有较低水力传导度的细质地土壤，位于具有较低水力传导度的粗质地土壤之上。

交界面上不产生积水。

传统观念与实际现象之间的矛盾如：i <f p时，也有地表径流产生；i <f p时，确实无地表径流产生，但在出口断面可观测到与降水对应的流量过程；对应一次降雨形成两个形状不同的洪峰过程；全流域产流是十分罕见的。