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1、水文学资料资料第一章：水文学概论1、水体：大气中的水汽、地面上的江河、湖沼、海洋和地下水等，统称水体。2、水文学：研究地球上，包括大气层、地表和地下在内的所有各种水体的存在、分布、循环和运动规律的一门学科，探讨水体的物理和化学特性、时空变化以及它们与环境的相互作用。3、水资源：地球表层可供人类利用的水，包括水量、水质、水能资源和水域。对人类最为实用的水资源是陆地上每年可以更新的降水量、江河流水量和浅层地下水的淡水量。4、水资源特性：不可替代性、循环性和可再生性、稀缺性、分布不均匀性、利用多样性和综合性、利害双重性、公共性和非公共性、外部不经济性 5、水文现象：水在循环过程中的存在和运动形态，称

2、为水文现象，如：降雨、径流、河流的水情，地下水位的变化等等；水文现象是自然因素和人为因素共同作用的结果。6、水文现象的基本规律：1.水文现象的确定性规律成因规律（水文现象的发生都有其客观的原因和具体的形成条件因果关系。例如径流的丰枯变化（周期性），降雨径流关系等。）2.水文现象的随机性规律统计规律（水文现象又受偶然因素的影响，在一定程度上表现出非确定性随机性。例如河流某断面每年出现最大洪峰流量的大小和出现的时间。）3.水文现象的地区性规律气候因素的地区性规律对水文现象的影响。（例如我国河川径流量的分布受降雨量分布的影响，呈现出自东南沿海向西北内陆逐渐减少的地区性规律。它综合反映了确定性和随机性

3、规律。）7、水文学的基本研究方法：1. 成因分析法：利用水文现象的确定性规律来解决水文问题。通过观测资料和实验资料研究，建立水文现象与其影响因素之间的定量关系。在水文现象基本分析和水文预报中应用不广泛。2.数理统计法：根据水文现象的随机性，以概率论为基础，运用数理统计方法，可以求取长期水文特征值系列的概率分布，从而得出工程规划设计所需要的设计水文特征值。在水文计算中运用广泛。3.地区综合法：根据气候要素和其它地理要素的地区性规律，可以按地区研究受其影响的某些水文特征值的地区变化规律，绘制成等值线或建立地区经验公式，利用它们可以求出资料短缺地区的水文特征值。第二章：水循环与水量平衡1、水循环：水

4、圈中的各种水体通过不断蒸发、水气输送、凝结、降落、下渗，形成地面径流和地下径流的往复循环过程。2、水循环成因：形成水循环的外因是太阳辐射和重力，内因是水的三态转化（气态、液态和固态）。3、水循环分类：大循环与小循环（海陆间的水分交换过程称为大循环；局部地区的水循环称为小循环。小循环又分为海洋小循环和内陆小循环。）4、水循环的环节：蒸发、水汽输送、降水、径流（一般情况下，温度越高，蒸发越旺盛，水分循环越快；风速越大，水汽输送越快，水分循环越活跃；湿度越高，降水量越大有利于蒸发的地区，水分循环活跃而有利于径流的地区，水分循环不活跃5、水量平衡原理：水文循环过程中，任一地区、任一时段进入的水量与输出

5、的水量之差等于其蓄水量的变化量。6、水量平衡方程基本形式：I-A=W式中I为输入区域的水量，A为输出区域的水量，W为研究时段内区域储水量的变化通用水量平衡方程：收入项：一定时间内降水量P，水汽的凝结量E1，有从其它地区流入该区的地表径流R表、地下径流量R地下，支出项：蒸发量和林木的蒸散量E2、从该区流出的地表径流量r表及地下径流量r地下、该区内工农业及生活用水量q，该区的水量平衡方程 P+E1+R表+R地下=E2+r表+r地下+qW如果令E=E2-E1为时段内的净蒸发量，则上式可改写成P+R表+R地下=E+r表+r地下+qW闭合流域多年平均水量平衡方程：P=E+R+W 或P平均=E平均+R平均

6、P平均流域多年平均降水量E平均流域多年平均蒸发量R平均流域多年平均径流量R/P+E/P=1式中平均R平均/P平均为多年平均径流系数平均E平均/P平均为多年平均蒸发系数第三章：流域和水系1、河流概念：地表水在重力的作用下，沿着陆地表面上的线形凹地流动，并汇集于各级河槽上2、河流分段：河流分为河源、上游、中游、下游及河口五段。（河源：多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。上游：紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。比降陡、流量小、流速大、冲刷占优势、河槽多为基岩或砾石。中游：河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。中游比降与流速减小、流量加大、冲刷淤积都不严重、河

7、槽多为粗沙下游：河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多，比降与流速更小、流量更大、淤积占优势、多浅滩沙洲、河槽多细沙或淤泥河口：河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。）4、河网密度：单位面积河流总长度称为河网密度,表示一个地区河网的疏密程度。河网密度越大，流域被洪水切割程度越大，径流汇集较快；河网密度小，径流汇集慢，流域排水不良。5、水系：流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系，河系或河网。6、中泓线：河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线 7、河道平均纵比降计算方法：当河流纵断面近于直线时J=h/ L当纵断面呈折线J=(h0

8、+ h l)l1+ (h2+ h l)l2+ (hn-1+ hn )ln-2h0l/ LL8、流域：汇集地面水和地下水的区域。它是分水线所包围的区域，地面分水线与地下分水线分别构成地面集水区和地下集水区。（河流某断面的集水区域称为该断面的流域。）闭合流域：流域的地面、地下水的分水线重合时非闭合流域：流域地面、地下分水线不重合时，即本流域与邻近流域有水量交换9、流域面积：流域分水线和出流断面所包围的面积称流域面积，单位为km2流域宽度：流域面积与流域长度的比值 B=F/L10、流域形状系数: Ke是流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比。流域形状与圆的形状相差越大，流域形状系数Ke也越大。

9、Ke值接近于1时，说明流域的形状接近于圆形,这样的流域易造成大的洪水。Ke值越大，流域形状越狭长，径流变化越平缓。11、流域的基本特征：流域面积、流域长度和平均宽度、流域形状系数、流域的平均高度和平均坡度、流域自然地理特征（地理位置、气候特征和下垫面条件）。第四章：降水1、降水: 大气中的液态或固态水，在重力的作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象，称为降水。包括雨、雪、霰、雹、露、霜等从空中降落到地表的各种液态水和固态水，是水文循环中最活跃的因子。降水的分类：按空气抬升形成动力冷却的原因分为对流雨、地形雨、台风雨和气旋雨。对流雨：由于冷暖空气上下对流形成的降雨。地形雨：水平运动的空气遇

10、到高山等大地貌阻挡时，气流被迫沿迎风坡抬升，气流在抬升过程中所含的水汽因冷却凝结形成降雨。气旋雨：气旋或低气压过境而产生的降雨。台风雨：由台风过境形成的降雨。降水三要素：（降水量、降水强度、降水历时）降水量：是指一定时间段内降落在某一面积上的总水量。降水强度：是指单位时间内的降水量。降水历时：是指以一场降水从开始到结束所经历的时间。2、降水量的观测方法：降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，承雨器口径为200mm，分辨率为0.1mm。一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。气象雷达利用云、雨、雪等对无线电

11、波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等资料，可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻3、我国年降水量的地理分布规律：降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带，半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。十分湿润带 年降水量超过1600mm，年降水日数平均在160d以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。湿润带 年降水量8001600mm，年降水日数平均120160d。其区域包括秦岭淮河以南的长江中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。半湿润带 年降水量400800mm，年降水日

12、数平均80100d。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。半干旱带 年降水量200400mm，年降水日数平均6080d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。干旱带 年降水量少于200mm，年降水日数低于60d，包括内蒙、宁夏、甘肃、沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。4、流域平均降雨量的计算方法及其适用条件（1）算术平均法：当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量P平均=(P1+P2+Pn)/n（2）加权平均法（泰森多边形法）:当流域内雨量站分布不均匀时，假定流域

13、各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量 P平均=（p1f1+p2f2+pnfn）/F式中，fi表示第i 雨量站的面积权重。（3）等雨量线法：当流域上雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。P平均=（P1平均f1+P2平均f2+Pn平均fn）/FFi表示两条等雨深线间的面积第五章：下渗与蒸散1、饱和带与包气带饱和带：在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和带。包气带：地下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为包气带。2 土壤水概念及土壤水分的存在形式（汽态水、吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水）土壤水：存于包气带中的水称为土壤水。地下水：饱和带中的水。作用于土壤水的主要有分

14、子力、毛细管力和重力，它们决定了土壤水的存在形式和运动。汽态水：存在于土壤空隙中的水汽。吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用。薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，可从薄膜厚的地方缓慢地流到薄膜较薄的地方。毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持，不能在重力作用下流走。上升毛管水（支持毛管水）：地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分。悬着毛管水：当地下水位较低时，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分。重力水：在重力作用下可以流动，是地下水的来源。3、土壤水分常数：最大吸湿量、最大分子持水量、凋萎含量、毛管断裂含水量、田间持水量、饱和含水量（1）最大吸湿水

15、量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水汽量。（2）最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大值。（3）凋萎含水量（凋萎系数）：当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡。（4）毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。（5）田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量。（6）饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。4、下渗的物理过程及各阶段土壤水分所受主要作用力种类和阶段结束标志下渗的物理过程：根据水分下渗过程中所受的力（分子力、毛管力和重力）和运动特征，下渗过程可分为渗润、

16、渗漏和渗透三个阶段。渗润和渗漏属非饱和水流运动（或土壤水运动），而渗透属于稳定的饱和水流运动（或地下水运动）。渗润阶段：下渗水受分子力作用，直至土壤含水量达最大分子持水量。渗漏阶段：水在毛管力和重力的作用下向下层渗透，直至土壤饱和。渗透阶段：稳定下渗阶段，水在重力作用下向下运行。此时的下渗率称稳定下渗率。5、天然条件下下渗与雨强的关系（1）i fp充分供水条件，下渗率为下渗能力。（2）i W田（土壤含水量田间持水量）：土壤中存在着自由重力水，土层中毛细管上下沟通，供水充分，土壤蒸发只受气象条件的影响。蒸发量大而稳定。 W断WW田（毛管断裂含水量土壤含水量田间持水量）：土壤中毛细管的连续状态将逐

17、渐受到破坏，土层内部由毛细管作用上升到表面的水分也将逐渐减少，蒸发量与气象因素和土壤含水量有关。 W 0 , 称为正偏； CS 0 , 称为负偏。7、样本经验频率计算公式、经验频率曲线绘制步骤经验频率曲线由实测资料绘制而成，它是水文频率计算的基础，具有一定的实用性。设某水文要素（如年径流量）的实测系列共n项，按由大到小的次序排列为x1、x2、.、xm、.、xn。经验频率就是在系列中大于及等于样本x 的出现次数与样本容量之比值，即P=M/N*100%注意：当m=n时，p=100%，即样本的末项Xn是总体中的最小值，显然不符合实际，因为随着观测年数的增多，总会出现更小的数值。8、PIII型概率密度

18、曲线的特点及在水文学中的应用（计算）P-III型曲线的特点：一端有限另一端无限的不对称单峰正偏曲线。9、适线法原理、实质(p97)原理-根据经验频率点据，找出配合最佳之频率曲线，相应的分布参数为总体分布参数的估计值。实质-是通过样本经验分布来推求总体分布，适线法的关键在于“最佳配合”的判别。10、目估适线法的主要步骤计算步骤：（1）点绘经验点据。纵坐标为变量值，横坐标为经验频率，采用期望值公式估计。（2）初定一组参数。先把矩法计算的Cv值作为Cv的估计值。Cs用经验来确定Cs=BCv中的B值。（3）根据初定的CV和CS，查模比系数Kp值，可得到皮尔逊III型的理论频率曲线Kp-P。将此曲线画在绘有经验频率点据的图上，看其与经验点据配合的情况。若不理想，则另设参数值。（4）选择一条与经验点据配合最佳曲线作为采用曲线。该曲线的参数看作总体参数的估计值。11、统计参数对P-III型理论频率曲线的影响12、相关分析的目的、应用目的：水文现象中许多变量不是孤立的，相互之间存在联系，则研究两个或多个随机变量之间的联系。例如：降雨与径流之间、上下游洪水之间、水位与流量之间等。水文计算中的应用：资料的展延、水文预报等。13、直线相关回归方程将对应的xi 与yi（ i = 1,2,n ）对应点绘在方格纸上，如果点据的平均趋势线为直线，说明变量x与y为线性相