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 i 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。 一、超渗地面径流(R s)的产流机制 条件： (1)要有界面，即地面(下渗能力f p)； (2)要有供水，即降雨(雨强i)； (3)要供水大于下渗，即i >f p ，r s= i –f p 条件：(1)要有界面，存在相对不透水层，如上层A和下层B，且下层比上层透水性差； (2)要有供水，即渗入上层的雨水(下渗率f A)； (3)要上层供水大于下层下渗，即f A>f B , i >f B ； (4)要在界面产生临时饱和带，并有侧向排水条件。 r ss= f A–f B 三、饱和地面径流(R sat)的产流机制 条件：(1)表层土壤具有较强透水性，i < (2)要有相对不透水层； (3)要有供水，即渗入上层的雨水(下渗率f A)； (4)要上层供水大于下层下渗，即f A>f B , i >f B ； (5)侧向排水条件较差，界面上产生的临时饱和带不 断上升达到地面。 r sat=i -(r ss+f B) 四、地下径流(R g)的产流机制 条件：(1)要有供水f； (2)包气带薄，地下水位高；在地下水面以上、包气带 下边界上存在支持毛管水带； (3)整个包气带土壤含水量达到田间持水量。 条件：(1)壤中流发育； (2)土壤饱和带露出地面； (3)要具备有利于壤中流流出的坡度及地形。 常见产流模式 R s型——超渗产流型 特点：(1)产流量R取决于i和f p，R= (i–f p)i ; (2)雨止时土壤含水量仍未达到田间持水量W m； (3)径流成分单一。 R sat+R ss + R g型——蓄满产流型 特点：(1)产流时土壤含水量已达到田间持水量W m； (2)产流量R取决于降雨量P和初始土壤含水量W0， R=R(P,W0)=P-(W m-W0) (3)径流成分复杂。 流域产流特征通常可从以下几方面进行分析： 分析流域的气候及下垫面特征 ?长年气候干燥的流域，常以超渗模式产流； ?长年气候湿润的流域，常以蓄满模式产流。 ?若下垫面土壤颗粒细小、结构密实、植被差，地下水埋深大，则常以超渗方式产流； ?若下垫面土壤颗粒较粗、结构疏松、植被好，地下水位高，则常以蓄满方式产流； 我国长江以南的绝大部分地区，属典型的蓄满产流区；西北干旱地区的一些内陆河流，属典型的超渗产流区；其余地区属于混合产流区。 分析流域出口的流量过程形状 ?蓄满产流径流量中壤中流和地下径流的比例较大，表现为出口断面洪水过程线矮胖，退水历时长，洪水过程线明显不对称； ?超渗产流径流量中几乎没有地下径流，表现为出口断面洪水过程线尖瘦，退水历时短，洪水过程线较为对称。 分析影响次洪产流量的因素 ?蓄满产流径流量多少与流域初始土湿和降雨量有关； ?超渗产流径流量多少与流域初始土湿和降雨强度有关。 一、流域汇流过程 流域汇流过程——降落在流域上的降水质点，从流域各处向流域出口断面汇集的过程。包括坡地汇流与河网汇流两个阶段。 坡地汇流过程包括：地表汇流、壤中汇流、地下汇流。 地表水流：阻力小，流速大，流程短，汇流时间短 壤中水流：阻力比地表大，流速比地表慢 地二、流域汇流时间 流域汇流时间——降落在流域上的降水质点汇集到流域出口断面所经历的时间。等于坡地汇流时间+河网汇流时间。 下水流：阻力大，流速小，汇流时间长