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1、水文学原理课程总述1.水文学作为地球物理科学的一个分支，主要研究地球系统中水的存在、分布、运动和循环变化规律，水的物理、化学性质，以及水圈与大气圈、岩石圈和生物圈的相互关系。水文学作为水利学科的重要组成部分，主要研究水资源的形成、时空分布、开发利用和保护，水旱灾害的形成、预测预报、防治，以及水利工程和其他工程建设的规划、设计、施工、管理中的水文水利计算技术。2.地球系统中存在的水之所以发生水文循环现象，原因之一是水在常温下就能实现液态、气态和固态的“三态”相互转化而不发生化学变化，这是水文循环发生的内因；原因之二是太阳辐射和地心引力为水文循环的发生提供了强大的动力条件，这是水文循环发生的外因。
2、水分由海洋输送到大陆，又回到海洋的循环称为大循环或外循环。水分由陆地输送到陆地，又回到陆地，或由海洋输送到海洋，又回到海洋的循环称为小循环或内循环。3.地面分水线包围的区域称为流域。地面分水线与地下分水线重合的流域称为闭合流域，地面分水线与地下分水线不重合的流域称为非闭合流域。闭合流域与周围区域不存在水流联系。较大的流域或水量丰富的流域，由于河床切割深度大，一般多为闭合流域。非闭合流域与周围区域存在地下水流上的联系。小流域或者干旱、半干旱地区水量小的流域，由于河床切割深度浅，一般多为非闭合流域。在水文地质条件复杂的地区，例如岩溶即喀斯特地区，非闭合流域也是常见的。4.流域中大大小小河流交汇形成
3、的树枝状或网状结构称为水系，亦称河系。自然形成的水系多为树状结构，人工开挖形成的平原水系可为网状结构。自然形成的水系虽然形状千变万化，但归纳起来主要有三类：其一为“羽毛状”，其二为“平行状”，其三为“混合状”。羽毛状水系的支流自上游而下游，在不同的地点依次汇入干流，相应的流域形状多为狭长形。平行状水系的支流与干流大体成平行趋势相交汇，相应的流域形状多为扇形。混合状水系的支流与干流的关系介于前两者之间，相应的流域形状也介于狭长和扇形之间。4.对面积相同、水系形状不相同的流域，同样一场暴雨形成的流域出口断面流量过程线明显不同。平行状水系由于各支流汇集到流域出口断面的同时性强，所以产生较尖瘦的洪水过
4、程；羽毛状水由于各支流汇集到流域出口断面的时间相互错开，所以产生较矮胖的洪水过程；混合状水系产生的洪水过程则介于以上两者之间。5.一条河流的长度是指从其起始断面，沿河流中心线至终了断面的距离。它是决定水系槽蓄量的一个重要参数。6.在河流上取两点，其沿河流中心线的长度与该两点之间的直线长度的比值称为这两点之间河段的弯曲率。天然河流一般是弯曲的，长度近似大于10倍河宽的河流很少是顺直的。7.河段上相邻两断面河底的高程差与该两断面之间中心线的长度的比值称为河底比降。显然河底比降沿河长是变化的。在水文学中一般使用平均河底比降这一术语。8.分水线包围区域的平面投影面积称为流域面积，它是水系的集水面积。流
5、域面积是一个重要的地貌参数，几乎所有的其他流域地貌参数都与流域面积有一定关系。9.从流域出口断面至分水线的最大直线距离称为流域长度，与它正交方向的分水线之间的最大直线距离称为流域宽度。流域面积与流域长度平方的比值称为形态因子，当形态因子减小，其形状是趋于狭长形的。流域面积与周长为流域周长的园面积的比值称为圆度。当流域形状趋于圆形时，圆度趋于1。面积等于流域面积的圆的直径与流域长度的比值称为伸长比。 10.单位流域面积上的河流长度称为河网密度；河网密度的倒数称为河道维持常数，又称水道给养面积。11. 大气中的液态或固态水，在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象称为降水，降水的主要形式
6、是降雨和降雪，前者为液态降水，后者为固态降水。其他的降雨形式还有露、霜、雹等。12.降雨量(深)时段内降落到地面上一点或一定面积上的降雨总量称为降雨量。前者称为点降雨量，后者称为面降雨量。点降雨量以mm计，而面降雨量以mm或m3计。当以mm作为降雨量单位时，又称为降雨深。13.降雨历时一次降雨过程中从一时刻到另一时刻经历的降雨时间称为降雨历时，特别的，从降雨开始至结束所经历的时间称为次降雨历时，一般以min，h或d计。14.降雨强度单位时间的降雨量称为降雨强度，一般以mm/min或mm/h计。降雨强度一般有时段平均降雨强度和瞬时降雨强度之分。15. 降雨笼罩范围的水平投影面积称为降雨面积，一般
7、以km2计。16. 从降雨开始至某时刻的降雨量与该时刻时间之间的关系称为降雨量累积过程线，。降雨强度与相应时间之间的关系称为降雨强度过程线。17. 时段降雨量与相应时段之间的关系图称为时段降雨量柱状图。18. 将区域面积除以区域内雨量站数目得每个雨量站平均代表的面积，称其为雨量站网密度。将每个雨量站观测所得的同一时段的时段降雨量或一次降雨的降雨量点绘在各自的测站位置上，然后按降雨量相同的原则连成光滑线。这样的光滑连接线称为等雨量线。19. 降雨特性综合曲线一般指降雨强度与历时关系曲线，这条曲线是一条随历时增加而递减的曲线；降雨深与面积关系曲线，它是一条随着面积增加而递减的曲线；降雨深与面积和历
8、时关系曲线，简称时一面一深曲线。20.，降雨形成的主要物理条件是：大气中必须含有足够的水汽；必须具有使大气中水汽凝结成液态水的动力冷却条件；大气中还应含有吸水性微粒凝结核，以便形成足够大的液态水摘。若按动力冷却条件分，降雨可分为气旋雨、对流雨、地形雨和台风雨等四类。中国大部分地区处于温带，多为南北向气流，是暖湿气流和冷燥气流交绥地带，因此，气旅雨十分发达。对流雨多发生在夏季酷热的午后，具有降雨强度大、历时短、落区小的特点常常会使小面积集水区形成陡涨陡落的突发性洪水。地形雨多发生在迎风的山坡上，在背风坡，由于大量水汽已在迎风坡释放，因而雨员稀少形成雨荫。21.影响降雨的因素：(1)地理位置的影响
9、。低纬度地区，气温高，蒸发大，空气中水汽含量高，故降雨多。(2)气旋、台风路径等气象因子的影响；(3)地形的影响。(4)其他因素的影响。森林对降雨的影响主要表现在它能使气流运动速度减缓，使潮湿空气积聚，因而有利于降雨。此外，由于森林增加了地表起伏，产生热力差异，增加了空气的对流作用，也会使降雨的机会增多。海面和湖面，由于摩擦力小，气流受到的阻力较小，运动速度加快，因此减少了降雨的机会。此外，在温暖季节里，水温比陆地温度低，水面上空的气温可能出现逆温现象，水面上空的气团比较稳定，不易形成降雨。海洋暖流经过的附近地区，贴地层的气温增高，将使得地面上空的气团不稳定、有利于降雨，而在寒流经过的附近地区
10、，情况恰好相反，因而不利于形成降雨。22.区域(流域)平均降雨量计算方法：等雨量线法、泰森多边形法、算术平均法、距离平方倒数法。算术平均法最为简便。在区域(流域)面积不大，地形起伏较小、雨量站分布比较均匀的情况下，采用该法精度是可以得到保证的。泰森多边形法也比较简单，精度一般也较好，但该法将各雨量站权重视为定值不适应降雨空间分布复杂多变的特点。此外，不论雨量站之间的距离有多远，中间是否有地形阻碍，该法一律假定雨量在站与站之间呈线性变化也不一定符合实际情况。等雨量线法在理论上是比较完善的，但要求有足够大的雨量站网密度，而且对每次降雨都必须绘制等雨线图，故计算工作量较大。距离平方倒数法，显然改进了
11、站与站之间的雨量呈线性变化的假设。整个计算过程虽较其他方法复杂，但十分便于用计算机处理。更值得指出的，该法可以根据实际雨量站网的降雨量插补出每个网格格点上的雨量，这就为分布式流域水文模型要求分布式降雨输入提供了可能性。此外，如果发现雨量不与距离平方成反比关系，也容易改成其他幂次，这也是该法的一个特点。实践证明，对长历时降雨，例如年降雨量，上述各种计算区域(流域)平均降雨量的方法，都能得到相近的结果。随着降雨历时的减小，各法计算结果的差异就会越来越明显地显示出来。23. 土壤的质地和结构是土壤的基本物理性状。土壤质地系指组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围，它有定性和定量两方面含义。定性上是
12、指人们对土壤物质的“感觉”。感觉粗糙者，谓之上壤质地粗；反之，谓之土壤质地滑腻。定量上是指土壤中的各种不同粒径的固体腰粒的组成比例。一般将土壤中的固体颗粒的粒径分成三种粒径范围：砂粒、粉粒和枯粒，称之为质地粒组或粒级。土壤结构通常是指土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指土壤孔隙的几何形状与大小。24. 土壤是一个“三相”共存的体系，其中固相为土壤的固体颗粒，液相为土壤水，气相为土壤孔隙中的空气。土壤物理量：固体密度土块中固体颗粒的质量与其容积的比值，它表示单位固体颗粒容积的质量数，又称平均土粒密度；干容重土块中固体颗粒的质量与土块总容积之比值；孔隙度土块中孔隙容积与土块总容积
13、之比值；孔隙比土块中孔隙容积与固体颗粒容积之比值；土壤含水量描述土壤中含有水分的情况，又称土壤湿度，常用(1)质量含水率土块中水的质与固体颗粒质量之比值，旧称重量含水率；(2)容积含水率土块中水的容积与总容积之比值；（3)饱和度土块中水的容积与孔隙容积之比值；（4）充气孔隙度土块中空气容积与总容积之比值，又称相对空气含量。25. 土壤中的水分主要受到分子力、毛管力和重力的作用。土壤中存在的液态水分，根据作用力的情况，可分为束缚水和自由水两类。束缚水又可分为吸湿水和膜状水，而自由水又可分为毛管水和重力水。毛管水还要细分为毛管悬着水和毛管上升水，重力水也可再分为渗透重力水和支持重力水。对一定质地和
14、结构的土壤来说，各种类型的土壤水均存在一个可能的极限值，这些权限值包括最大吸湿量，最大分子持水量，凋菱系数，毛管断裂含水量，田间持水量和饱和含水量等，它们统称为土壤水分常数。最大吸湿量在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达到最大数量时的土壤含水量，又称吸湿系数。最大分子持水量膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大时所相应的土壤含水量，它是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。凋萎系数指土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量。作物品种不同，土壤种类不同，其凋萎系数也不同。田间持水量土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量，它是不受地下水影响条件下土壤在田间或自然状况对所能保持水分的
15、最高数量，也就是说，降雨或灌溉水进入士壤后，若超过田间持水量，则超过部分将不能为土壤保持而以自由重力水形式向下渗透。因此，田间持水量是将土壤水划分为土壤持水量和向下渗透水分的“门槛”。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量。当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土壤水分的消失点或消失面转移，反之，连续输移水分就会遭到破坏，并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65。饱和含水量土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量称为饱和含水量。饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重力水。27. 土壤水的势能称土水势。它是土壤水与标准参照状态下的
16、水相比较所具有的特定势能。所谓标淮参照状态是指在大气压下，与土壤同温度、具有固定高度的一个假想纯自由水的储水池。显然，土水势是一个表示土壤水势能的相对指标。由于驱使土壤水在两点之间的运动的原因是两点土水势之差，所以事实上只有这种相对土水势的概念才是更重要的。根据土壤水分作用力的分类，对于纯水，土水势可划分为重力势、静水压力势和基模势等三种分势。重力势可用水滴相对于参照状态的位置高度来表示。水滴所处的位置越高，重力势就越大。基模势是指由分子力和毛管力引起的土水势的总称。在非饱和土壤中，由于分子力和毛管力的存在，水分被土壤颗粒吸附。所以基模势总是低于大气压下纯自由水面的势能的，大气压下纯自由水面的势能一般赋予值故基模势总是一个负值，其最大值为0，而在饱和土壤中，静水压力势总是大于大气压力下纯自由水面的势能的，故静水压力势总是一个正值。基模势可用毛管上升高度来反映。毛管上升高度越大，基模势就越低于大气
