水文知识 [水文知识活动总结]

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一、重现期

重现期是指平均多少年重复出现一次，或多少年一遇。

频率P与重现期T的关系，对下列两种不同情况有不同的表示方法。研究暴雨洪水问题时，一般设计频率小于50%，则

T=1/P

T表示大于某值降雨量的重现期

例如：当设计洪水的频率为P=1%时，代入上式得T=100a，称为百年一遇。研究枯水问题时，为了保证灌溉、发电及给水等用水需要，设计频率P常采用大于50%，则

T=1/(1-P)

T表示小于某值降雨量的重现期

例如：当灌溉设计保证率P=90%，代入式中得T=10a，称为10年一遇的枯水年。若以此作为设计来水的标准，则说明平均10年中有一年来水小于此枯水年的水量，而其余几年的来水等于或大于此数值，也就是说平均具有90%的可靠程度。均方差σ：又称标准差，说明系列离散程度。

变差系数Cv：又称离势系数、离差系数表示标准差相对于平均数大小的相对量，反映频率密度分配曲线的平均情况和离散程度。

偏态系数Cs：又称偏差系数，最全面的范文参考写作网站说明随机系列分配不对称程度的统计参数。当随机变量大于均值与小于均值的出现机会相等时，即当系列取值对称与x时，Cs=0，此时均值所对应的频率为50%。当小于均值的出现机会多时，均值所对应的频率大于50%，Cs>0，为正偏（或右偏）；当大于均值的出现机会多时，均值所对应的频率小于50%，Cs<0。

??

??X

i?1

n

i

?x

?

2

n

Cv?

?

x

?

??K

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n

i

?1?

2

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i

i?1

n

3

n

Cs?

?

3

?

??K

i?1

n

i

?1?

3

nCv3

离均系数Φp：是对随机变量进行标准化处理后得到的随机变量，是标准化变量，

?的均值为0，标准差为1。（皮尔逊Ⅲ型频率曲线的离均系数Φp值表） 模比系数Kp：某一时段内的径流模数与较长时段内的平均径流模数的比值。

??

xpx???x?1?Cv?KP?v

二、洪峰流量

1、推理公式法：

①洪峰流量（集雨面积小于2km2） 洪峰流量按下式计算： Qs=0.278KIF

式中：Qs—洪峰流量；K—径流系数，取0.9；

I—最大1h降雨强度（mm/h），查《四川省中小流域暴雨洪水计算手册》计算得5年一遇最大1h降雨强度56.7mm；I1?KP?H1 F—集水面积(km2)，根据地形图及项目区实际情况确定。②排水沟设计流量

过水能力按明渠恒定均匀流计算：

Q?CARi

式中：A—过水断面面积（m2）；

1

C—谢才系数 C?R6R—水力半径（R=A/X）；

n；

1

n—糙率，取n=0.025；—湿周；i—渠道纵坡，取0.2%。

③洪水计算（集雨面积小于300km2） 推理公式法基本公式：

Q=0.278ψ(S/?n)F= 0.278ψiF

式中：Q—设计最大洪峰流量，m3/s；ψ—洪峰径流系数；

i —最大平均暴雨强度，i=S/tn；

S—暴雨雨力，即最大1h暴雨量，mm/小时；?—流域汇流时间，小时；

n—暴雨公式指数；F—流域面积，km2。

①确定设计流域的集雨面积F，河道长度L以及河道比降J；②由流域特征系数θ计算汇流参数m值；

流域特征系数：??

LJ?F

(3-1)

当θ=1～30时，m?0.40??0.204 (3-2) 当θ=30～300时，m?0.092??0.636(3-3)

③设计点暴雨：由暴雨等值线图确定设计流域的暴雨特征值：1/6、1、6、

24及其相应的Cv、Cs，并根据Cs=3.5Cv由皮尔逊Ⅲ型频率表查出设计频率的

Kp值，算出Hp；

Hp??Kp (3-4)

④设计面暴雨：根据流域重心位置查得流域暴雨折减系数，并对暴雨折减系数进行修正；

a6修正?0.94a6 (3-5) a24修正?0.96a24 (3-6)

⑤计算各时段暴雨公式指数n1、n2、n3以及设计频率的暴雨雨力S；

?H6p

当历时t=6～24小时范围内时：n3?1?1.661?lg?

?H?24p

?

?(3-7)??

SP?H24P?24n3?1(3-8)

?H1p

当历时t=1～6小时范围内时：n2?1?1.285?lg?

?H?6p

?

?(3-9)??

SP?H6P?6n2?1 (3-10)

?H1/6p

当历时t=1/6～1小时范围内时：n1?1?1.285?lg?

?H?1p?

?(3-11)??

1

SP?H1/6P?()n1?1 (3-12)

6

⑥假定用n3作初试计算(如属面积很小的设计流域，亦可先用n1作试算)，算出当ψ=1的流域汇流时间t0；

?

?0.383

当ψ=1时的流域汇流时间：t0??

?m?S?????????

44?n

(3-13)

⑦算出产流参数μ值，计算洪峰径流系数ψ值；

当Cv=0.18、Cs=3.5Cv、Kp=1.24时，??4.8?Kp?F?0.19 (3-14)

??1-1.1?

?

S

n

(3-15) t0

⑧计算设计流域汇流时间t，范文写作如果t不是介于6～24小时，则应改用n2或n1并改算出相应的S，然后从⑥起重新计算；

流域汇流时间：t?t0??

?1

4?n

(3-16)

S

?F (3-17) nt

⑨用推理公式计算出设计最大流量；

推理公式的基本关系式：Q?0.278???

⑩校核：由第⑨步的最大设计流量反求m?值与由第②步确定的m值是否十分接近。两者应当十分接近，否则应从第⑥步起进行校核。

m??

0.278L

(3-18) 1/31/4

t?J?Q

各频率洪峰流量计算成果表(推理公式法)

假设一个流域的汇流时间为t小时，即流域最远一点的净雨汇到流域出口断面的时间就为t。若一次降雨过程净雨历时等于或大于t小时，则降雨过程产生

在流域出口的洪峰是由流域所有面积点的净雨汇集而成，称为全面汇流；若一次降雨过程净雨历时小于t小时，则降雨过程产生在流域出口的洪峰是由流域部分面积点的净雨汇集而成，称为部分汇流。

在森林茂密，水田塘库甚多，岩层特别破碎松散，岩溶特别发育等特殊流域内，由于天然滞洪作用较大，洪峰流量削减，汇流时间延长，m值显著偏小，此时汇流参数应进行修正。m修=Km。

计算各种历时面雨量(当流域面积<10km2时，可直接采用点雨量代表面雨量；当流域面积>10km2时，需根据暴雨点面折减系数关系表，查得暴雨点面折减系数α，乘以相应的点面雨量即得)。

2、瞬时单位线：

①确定设计流域的集雨面积F，河道长度L以及河道比降J；

②设计暴雨量：按6小时、24小时雨量应作同频率控制的要求，由暴雨等值线图查得最大6小时、24小时雨量均值范文TOP100

6

、24及其相应的变差系数Cv6、Cv24，

并根据Cs=3.5Cv查出十年一遇(即P=10%)与Cv6、Cv24相应的模比系数Kp6、Kp24，求出Hp，并把点暴雨量折减为面暴雨量；

③设计流域平均降雨过程：根据本流域的24小时设计雨型分配比值，用H6p乘以6小时的分配比值，得6小时内的逐时分配雨量；再用(H24p-H6p)乘以24小时中其余18小时的分配比值，得所余18小时的逐时分配雨量；

④根据设计流域重心位置所属区域查得暴雨损失量If=15～35mm，取其平均值25mm。从设计降雨过程开始，逐时扣除设计降雨量并使逐时扣除的累积总和等于25mm；

⑤根据设计流域重心位置所属区域查得平均稳定入渗率fc=0.9mm/h。在扣除暴雨损失量的降雨过程中，扣除每个时段的稳定入渗率，扣除稳定入渗率以后即得P=10%的设计净雨过程；

⑥汇流参数：根据设计流域重心位置所属区域，思想汇报专题查《手册》综合瞬时单位线汇流参数分区图，属⑥区，采用⑥区公式进行计算；

m1,10?0.6845F

0.3099

?J

?0.0619

??L?

2

?0.1727

(3-19)

b?2.1563-0.5841LogF (3-20)

篇二：水文总结

计算题：前四次作业+雨量资料T—i—t关系：图解法、最小二乘法+不同降雨历时的径流过程（三种情况)

第一章

1、水资源含义：1）广义水资源——指水圈里所有的水体。

2）狭义水资源——可被人类直接利用的淡水资源，即河流、淡水湖泊和浅层地下水。

第二章

2、水文循环：地球上的水在太阳辐射作用下，不断蒸发变成水汽上升到空中，被气流带动输送到各地；在输送过程中水汽遇冷凝结，形成降水降落到地面和海洋；降至地面的那部分水直接进入河流或渗入地下并补给河流，再流入海洋。水分这种往返循环、不断转移交替的现象称为水文循环或水分循环

3三水、四水转换：

4、水分循环的产生有其内因和外因：内因是水的―三态‖变化。外因是太阳辐射和地心引力。太阳辐射分布的不均匀性和海陆的热力性质的差异，造成空气的流动，为水汽的移动创造了条件。地心引力（重力）则促使水从高处向低处流动。从而实现了水分循环。

5、水循环类型：

1：大循环（又称外循环、海陆间循环）是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的○

相互转换运动。这种循环又称为大循环。

2：小循环（又称内部循环，包括海洋小循环和陆地小循环） ○

6、水量平衡：任一区域给定时段内，输入水量与输出水量之差等于该区域内的蓄水量变化。水量平衡方程I – O = △W

式中，I——给定时段内输入水量；

O——给定时段内输出水量；

△W——给定时段内蓄水量变化。

地球水量平衡方程：

海?陆??海?E是指蒸发，P是指降水

8、流域平均降雨量的计算：雨量站观测的雨量，是反映站点附近的降雨情况，称作点雨量，在水文计算中，需要知道整个流域面上的雨量分布，计算平均雨量，称作面雨量。这就涉及到由各站点的点雨量推求流域平均降雨量即面雨量的问题

常用的计算方法有三种：掌握两种

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，可根据各站同时段观测的降雨量用算术平均法推求。

把流域内所有雨量站同期雨量累加，除以站数，得到该时段的流域平均雨量。计算公式

x1?x2?...?xn1n如下：??xinn i?1

式中： xi——流域内第i个雨量站同一时段降内的降雨量．mm

n—雨量站个数；

—流域某时段平均降雨量，mm；

适用条件：①流域内雨量站分布均匀；②流域地形起伏变化不大。

2、泰森多边形法：如图所示。

先用直线连接相邻雨量站(包括流域周边外的雨量站)，构成若干个三角形（尽量避免钝角三角形），再作每个三角形各边的垂直平分线．这些垂直平分线将流域分成n个多边形，流域边界处的多边形以流域边界为界。每个多边形内有一个雨量站，以每个多边形内雨量站

?

的雨量代表该多边形面积上的降雨量，最后按面积加枚推求流域平均降雨量。

n计算公式如下：fnfif1f2?x?x?...?x?xi12n FFFi?1F 式中：fi---第i个雨量站所在多边形的面积，km2；

F----流域面积，km2；

其余符号同前，式中fi/ F称为面积权重。

适用条件：①雨量站分布不太均匀；②地形起伏较大时

包含假定：流域内任何一点的降雨量，都可用和它距离最近的雨量站代表。

与算术平均法相比较：泰森多边形法适

用条件宽，计算结果较合理（能充分利

用资料，不但要用流域内，而且可以用

流域附近雨量站的资料） 思路：①将

流域及其附近雨量站绘在地形图上；②

把相邻雨量站两两连接，构成若干个三

角形；③做每个三角形各边的中垂线，

这些中垂线和流域边界把流域划分为

若干个多边形，每个多边形都对应一个

雨量站；④把每个多边形占全流域面积

的比例作为权数，用对应的雨量站雨量

加权平均计算流域的平均雨量。

9、蒸发：水由液态或固态转化为气态

的过程称为蒸发。流域蒸发包括三个类型：水面蒸发；土壤蒸发；植物散发。蒸发面为水面时称为水面蒸发；蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。

10、径流：

（一）、径流形成过程

从降水到达地面至水流从流域出口断面流出的过程即为河川径流形成过程。

径流为流域表面的降水由地面与地下汇入河川，并流出流域出口断面的水流过程。河川径流的来源是大气降水。降水的形式不同，径流形成过程也不同。降雨径流多见，融雪径流一般为局部。径流分为地面径流、地下径流、固体径流

（二）、影响径流的因素

1 气候因素 2 地理因素（下垫面因素） 3 人类活动因素

(三) 径流的定量表示(第一次作业第二题）

1 流量——Q指单位时间内通过流域出口断面的水量，常用单位为m3/s。Q=AV。流量Q随时间t的变化过程，称为流量过程线Q~t。

2 径流总量——W 指一段时间内通过流域出口断面的总水量，单位为m3、万m3、亿m3。计算公式为： t2

W?Q(t)dt?(t2?t1)?T t13 径流深——R

把径流总量W平铺在流域面积F上所得到的水深，称为径流深，单位mm。

其关系式为： R=W/(1000F)

式中，W的单位为m3，F的单位为km2。可计算各种时间尺度(日、月、年)

的径流深。

4 径流模数——M??

指单位流域面积上所产生的流量，单位为m3/(s.km2)。即： M=Q/F式中各符号同前。5 径流系数——α：指同一时段内的径流深R与对应时段降雨量P之比值。即：α=R/P例：某水文站流域面积F＝54500 km2，多年平均降雨量＝1650 mm，多年平均流量＝1680 m3／s。根据这些资料可算得：

Q(1)多年平均径流量 W＝.T＝1680×365×86400=530亿m3;

(2) 多年平均径流深Y= W/F=530×108/1000×54500=mm

（3）多年平均径流模数 M=/ F=1680/54500=30.8×10-3 m3/(s.km2) Q

（4）多年平均径流系数 α= Y / X=972/1650=0.59

11、下渗：是指降落到地面上的雨水从地表渗入土壤内的运动过程。

（一）下渗过程（在三个力作用下进行：分子力、毛管力、重力）按水分所受的力和运动特征，下渗可分为三个阶段：

1、渗润阶段（分子力）：下渗开始时，土壤干燥，分子力很强，可达10000个大气压，土壤分子力很快把水吸附在土粒周围，形成薄膜水。随着入渗的继续，薄膜厚度增大，分子力迅速衰减到消失。（引力与距离平方成反比）

2、渗漏阶段（毛管力）：入渗水分填充了土粒间的空隙，空隙连通，形成毛管，水沿管壁运动，构成弯曲面，在表面张力作用下产生毛管力。表面张力的合力指向无水方，使水迅速入渗。当水逐渐填满毛管后，毛管力消失。

3、渗透阶段（重力）：毛管力消失后，只剩下重力起作用，重力稳定向下，一直起作用，可使下渗稳定进行。

（三）影响下渗的因素

下渗是一个较复杂的过程，受多方面因素的影响，主要有土壤性质、降水、植被、地表、人类活动影响。

1、土壤（土壤粒径愈大，孔隙愈大，稳定下渗率愈大。初始土壤含水率对下渗有影响，干燥土壤吸水力强，下渗率大，湿润土壤下渗率就小。）

2、降雨（若雨强小于下渗能力时，降雨全部渗入土壤，若雨强大于下渗能力时，则产生超渗产流，形成地面径流。在相同土壤水分时，下渗率随雨强增大而增大，尤其对有草皮覆盖的情况则更为明显。对于赤裸的土壤，雨强增大，雨滴也增大，增大的雨滴以较大能量撞碰并溅起地表土粒，土粒随下渗水流充塞土壤孔隙，从而使下渗率减小。另外，降雨时程分布，连续或间歇降水都会影响下渗。

3、植被（有植被地区的下渗一般大于裸地。这是因为植被阻止了地面径流，延续了下渗时间，且枯枝落叶及根系的腐烂使土壤更易透水。）

4、流域地形（坡度的大小，坡面的向阳、背阳，地形的起伏等都对下渗有一定影响。例如，同一雨强下，坡度越大，下渗率越小。）

5、人类活动（植树造林，开挖水平沟及鱼鳞坑，修梯田，平整土地等农、林措施，以及灌排水等水利措施使流域滞水及蓄水能力增加，因而影响到下渗）

12、地下水的水源条件-地壳浅部地下水的来源:渗入水、凝结水、埋藏水、初生水、脱出水。

13、地下水的储存条件

空隙—是地下水赋存场所和运移通道空隙分为：孔隙 裂隙 溶穴

14、水理性质：水文地质学主要涉及是与水分储容、释出与运移有关的性质 包括： 容水性 含水性 持水性 给水性 透水性

15、水文地质基本参数：

容水度：岩石完全饱水时，所能容纳的最大水体积与岩石总体积之比

含水量：岩石样品实际保留水分的状况，反映的是某岩样在某时刻的含水状态。

持水度：岩石最大持水量（持水体积）与岩石总体积之比。

给水度：当地下水位下降一个单位高度时，单位水平面积岩石柱体，在重力作用下释放出来的水体积，称为给水度

透水性：反映岩土透过水的能力

16、饱水岩层中，根据岩层给水与透水能力而进行的划分为：

含水层：是能够透过并给出相当数量水的岩层—各类砂土，砂岩等

隔水层：不能透过与给出水或透过与给出的水量微不足道的岩层

弱透水层：渗透性很差，给出的水量微不足道，但在较大水力梯度作用下，具有一定的透水能力的岩层

17、地下水类型

1.包气带水存在于包气带中的地下水 分为： 结合水（分吸湿水、薄膜水） 毛管水（分毛管悬着水与毛管上升水） 重力水（分上层滞水与渗透重力水）

2.饱和水带存在于饱和带中的地下水

分为：潜水（具有自由水面） 承压水（分自流水与非自流水）

成规模可以利用的主要有：上层滞水、潜水、承压水

18、水位：水位是指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由水面高程，以m计。其 零点 称为基面。分为绝对基面、假定基面、测站基面、冻结基面。水位＝水尺零点高程＋水尺读数 绝对基面：以某一海滨地点平均海水面的高程定为0.000m，作为水准基面。现在统一规定的基面为青岛黄海基面。水位观测方法：水尺、自记水量计

19、流量：流量是指单位时间内通过某过水断面的水的体积。

测量流量的方法很多，常用的方法为流速面积法，其中包括流速仪测流法、浮标测流法、比降面积法等

流速仪测流工作包括断面测量和流速测量两部分工作。

20频率：在具体重复的试验中，某事件出现的次数与试验总次数的比值。即W（A)＝m/n概率：随机事件在客观上出现的可能性。P（A）＝m/n n—试验中可能的结果总数 m—A出现的可能结果数。

区别：频率是经验值，概率是理论值。

21累积频率：指等量值和超量值累计出现的次数与总观测次数的比值。

设计频率：指某随机变量的取值在长时期内平均多少年出现一次（重现期），工程上习惯把设计频率叫设计保证率，即来水的可靠程度。

（1）洪峰流量，洪水位，暴雨时，设计频率p＜50% T＝1/P

2）枯水流量，枯水位时，P常大于50% T＝1/(1－P)

22变量统计参数

均值：反映随机变量系列的位置特征

变差系数：反映随机变量系列的离散特征

偏态系数：反映随机变量的对称特征

23变量统计参数：均值、均方差、变差系数、偏态系数（看第二次作业3.7）

24经验频率曲线：如果以年雨量为纵坐标，以频率为横坐标，将对应于各个雨量的频率点

绘于坐标中，根据点群分布趋势，目估绘出一条光滑的曲

线，它就是某站年雨量的频率曲线。由于此曲线是根据实

测资料（样本）绘制的，故称经验频率曲线。

理论频率曲线：由于实测系列的项数n较小，所绘经验频

率曲线往往不能满足推求稀遇频率特征值的要求，目估定

线或外延会产生较大的误差，往往需要借助于某些数学形

式的频率曲线作为定线和外延的依据，这种用数学形式确定的，符合经验点分布规律的曲线称为理论频率曲线。

25随机变量相关关系：水文现象中很多变量不是孤立的，相互之间存在一定的联系，则分析二个或以上随机变量之间的关系，称作相关关系。（有关图形请参见课本第三章）

第四章1、水文比拟法：是把参证流域的水文资料移置到设计流域的一种方法。根据设计站的需要，可以移置参证站设计年、月径流系列，也可以移置参证站年径流量的统计参数。

2、参证站：即气候等自然地理相似具有长期（n＞20年）实测径流资料的水文站。

参证站的选择：可以是在设计断面同一条河流的上下游，也可以在临近流域，但都必须严格注意它们之间在形成径流的各项自然地理因素方面，尤其在气候因素方面，必须十分相近。

1、无资料的话一般用经验公式法、水文比拟法

2、设计年径流量的计算：首先计算年径流量的三个统计参数（X均、Cv、Cs），然后绘制年径流量频率曲线，从该曲线上求出符合设计的频率的各种设计年径流量

3、洪水过程的三要素：洪峰流量、洪水总量、洪水过程线

4、设计洪水包括设计洪峰流量、设计洪量和 设计洪水过程，常称为设计洪水的三要素。

3、设计洪水的标准选择：1)按历史曾发生过的最大洪水作为设计标准；

2)按工程规模、工程重要性及社会经济等综合因素，指定不同的频率洪水作为设计标准。

4、防洪设计标准分为两类：第一类是确保水工建筑物安全的防洪设计标准，第二类是保障防护对象避免一定洪水威胁的防洪设计标准。

5、连续序列：对于n年实测和插补延长的资料系列，若没有特大洪水需要提出另外处理，将其值按从大到小排位，序号是连贯的，称为连续系列或连续样本。

6、不连续序列：若通过历史洪水调查和文献考证后，实测和调查的特大洪水需在更长的时期N内进行排位，序号是不连续的，其中有不少属于漏缺项位，这样系列为不连续。含特大洪水的经验频率的计算:1)连续系列的经验频率

2）不连续系列的经验频率计算：两种方法A）分别处理法：将实测系列与含特大值的系列看作从总体中独立抽出的二个随机连序样本，各项分别在各个系列中排序计算经验频率。a）n年实测系列按连序系列的经验频率计算： Pm : 第m位洪水的经验频率；m : 实测洪水自大到小的排列序号，m=1,2,…n；n : 实测洪水的年数。

b）N 年包含特大洪水系列:若N 年中含有α 项特大洪水的排序已查明，α年期间无空缺时，则只能计算前α 项的经验频率：

PM : 大于或等于某特大洪水Qm值的经验频率；M : 为特大洪水由大到小排列的序号；N : 为调查考证期的最远年份至今的年数。

B）统一处理法：实测系列中其余的n-l 项为一般洪水，其经验频率为

;

篇三：水文基础知识点总结

水文地质学复习资料

1 绪论

1、水文地质学是一门研究地下水的科学

2、水文地质学的研究内容：研究地下水与周围环境（岩石圈、水圈、生物圈、大气圈）及人类活动的相互作用下，其水质、水量的时空变化规律；并研究如何运用这些规律兴利除害，造福于人类。

2 地球中水的分布与循环

1、水文循环是指发生于大气水、地表水和地壳岩石空隙中地下水之间的水循环。大循环是指海洋或大陆之间的水分交换。小循环是指海洋或大陆内部的水分交换。

2、地质循环是地球浅部层圈和深部层圈之间水的相互转化过程。

3、湿度：表示空气中水汽含量或空气干湿程度的物理量，是大气中的水汽含量。有绝对温度、相对湿度、饱和差和露点等多种表示方法。

4、绝对湿度：表示某一地区某一时刻中的水汽含量，即单位体积空气中所含水汽的质量。用重量表示时，符号记为m，单位为g/m3；用压力表示时，符号记为e，为空气中所含水汽分压，相当于水银柱高度的mm数或mba（1mba=102Pa），表示空气中水分的不饱和程度。

5、相对湿度：大气中实际水汽含量与饱和时水汽含量的比值，亦即绝对湿度与饱和水汽含量之比，数值上也等于实际水汽压与

同温度下饱和水汽压之比值，即r（%）=e/E×100%=m/M×100%

式中，f为相对湿度，以百分数表示，表示实际水汽压，单位为毫米隶柱；E为饱和水汽压、（同一温度下，水汽压的最大值）。

6、蒸发：是指常温下水由液态变为气态进入大气的过程，亦即温度低于沸点时，水分子从液态或固态水的自由面逸出而变成气态的过程或现象。

7、径流是指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流动的现象。为水流的重要环节和水均衡的基本因素。分为地表径流和地下径流。

8、水系是指汇流于某一干流的全部河流所构成的地表径流系统。

9、流域是指一个水系的全部集水面积，亦即地表水、地下水的分水岭所包围的集水区域。

10、分水线（分水岭）是指相邻两个流域之间地形最高点的连线。

311、流量是指单位时间通过河流（渠、管）某一断面的水量（水体积），单位m/s，计算公

式为Q=A·V，式中V---平均流速（m/s），A---过水断面面积（m2）。

312、径流总量是某一时段T内通过河渠某一断面的总水量，单位m，计算公式为W=Q·T。

213、径流模数是单位流域面积上的平均产水量，单位为L/s·km，计算公式M=Q/F×103。

14、径流深度是计算时段内的总径流量均匀分布于测站以上整个流域面积上所得到的平均水

-3层深度，单位为mm，计算公式R=W/F·10。

15、径流系数是同一时段内流域面积上的径流深度R（mm） 与降水量P（mm） 的比值，表示为β=R/P。

16、地下水与地表水比较：地下水比地表水有哪些优点？

答：地下水的优点：

?水质：水质好，不易被污染

?水量：分布广，调蓄能力强、供水保证程度高

?水温：温度较为稳定，常年变化不大，适宜做冷却和地温空调用水

?经济：供水费用少

地下水的特点

①地下水水资源分布及人均占有量呈现明显的地区性差异

②北方地区地下水开发利用程度较高

③南方地区地下水开采程度较低，开发利用的潜力较大

④因地区间开采程度不平衡，引起局部超采的现象较为普遍

⑤地下水使用中城市生活用水的比例呈上升趋势

3 岩土中的空隙和水

1、岩石空隙可分为三类，即：松散岩石中的孔隙，坚硬岩石中的裂隙和可溶岩石中的溶穴。

2、孔隙（n）：松散岩石是由大小不等的颗粒组成的。颗粒或颗粒集合体之间的空隙，称为孔隙。

3、孔隙度的大小主要取决于:

分选程度及颗粒排列情况;颗粒形状;胶结充填情况也影响孔隙度;对于粘性土，结构及次生孔隙常是影响孔隙度的重要因素。

4、按裂隙的成因可分成岩裂隙、构造裂隙和风化裂隙。

成岩裂隙是岩石在成岩过程中由于冷凝收缩（岩浆岩）或固结干缩（沉积岩）而产生的。岩浆岩中成岩裂隙比较发育，尤以玄武岩中柱状节理最有意义。

构造裂隙是岩石在构造变动中受力而产生的。这种裂隙具有方向性，大小悬殊（由隐蔽的节理到大断层），分布不均一。

风化裂隙是风化营力作用下，岩石破坏产生的裂隙，主要分布在地表附近。

5、

6、受固相表面的引力大于水分子自身重力的那部分水，称为结合水。

7、距离固体表面更远的那部分水分子，重力对它的影响大于固体表面对它的吸引力，因而能在自身重力影响下运动，这部分水就是重力水。

8、毛细水分为支持毛细水、悬挂毛细水、孔角毛细水

9、容水度是指岩石完全饱和时所能容纳的最大的水体积与岩石总体积的比值。用小数或%表示，一般小于或等于孔隙度。W0=V0/V×100%。对于膨胀土，容水度可大于孔隙度。

10、岩石的透水性是指岩石允许重力水透过的能力。用渗透 系数表征。

11、给水度（μ）（重力疏干给水度）是指地下水位下降一

个单位深度、从地下水位延伸到地表面的单位面积岩石柱体

在重力作用下所释放出来的水的体积。常用小数表示，无量

纲。

12、持水度（Sr）是指地下水位下降一个单位深度、单位水

平面积岩石柱体中反抗重力而保持于岩石空隙中的水的体

积。常用小数表示，无量纲。

存在关系式：μ + Sr = n

13、构成含水层的三个条件是：

（1）有储存水的空间（储水构造）（2）周围有隔水岩石（3）有水的来源，含有重力水为主4 地下水的赋存

1、按含水介质（空隙）类型，可将地下水区分

为孔隙水、裂隙水及岩溶水

2、按埋藏条件分为：上层滞水、潜水、承压水

3、潜水指饱水带中第一个具有自由表面的含水

层中的水。

①潜水含水层厚度M是指从潜水面到隔水底板

的距离。

②隔水底板是含水层底部的隔水层。

③潜水面是指潜水的表面，为自由水面。

④潜水位是潜水面上任意一点的高程。

⑤潜水埋藏深度D（水位埋深）是指潜水面到地面的距离。

⑥潜水面坡度指相邻两条等水位线的水位差除以其水平距离。当其值很小时，可视为水力梯度。

4、潜水等水位线图：是由同一时间潜水位相同的各点连线而成。

作用：

①决定流向

②水力梯度 潜水面坡度

③埋深

④取水位置（取水点在地下水流汇集的地方）

⑤推断含水层的岩性或厚度变化（透水性越好，

等水位线越密；含水层厚度越大，等水位线越

疏）

⑥确定地表水与地下水的补给关系

⑦确定泉水出漏点和沼泽化的范围（出现在潜水位和地形等高线相等处）

5、承压水：充满于两个隔水层（弱透水层）之间的含水层中的水，叫作承压水。

6、承压含水层上部的隔水层（弱透水层）称作隔水顶板；下部的隔水层（弱透水层）称作隔水底板。

7、承压含水层的厚度M（为隔水顶板、底板之间的距离。

8、测压水位是井孔中静止水位的高程。

9、承压高度是指揭穿承压含水层的钻孔中承压水位到承压含水层顶面之间的距离，亦为作用于隔水顶板的以水柱高度表示的附加压强。从静止水位到承压含水层顶面的垂直距离。

10、自流区是测压水位高于地表面的范围，又称为承压水的自溢区。

11、最适宜形成承压水的两种地质构造

①向斜盆地

②单斜地层

a、透水层和隔水层相间分布的承压斜地

b、含水层发生变相或尖灭形成的承压斜地

c、含水层被断层所阻形成承压斜地

d、倾入体阻截承压斜地

12、利用等水压线图（承压水测压水位面的等高线图）可以解决的实际问题有？①确定承压水的流向

②确定承压水的水力梯度，判断含水层岩性和厚度的变化。

③确定承压水位埋藏深度。

④确定承压水含水层的埋藏深度。

⑤确定承压水头值得大小。

⑥可以确定潜水和承压水的相互关系。

5 地下水运动的基本规律

1、达西定律

?

注：Q—渗透流量ω —过水断面h —水头损失L —渗透途径

?V=KI

V 称作渗透流速 I ——水力梯度（相当于h / L，即水头差除以渗透途径）；

2、流网：在渗流场的某一典型剖面或切面上，由一系列等水头线与流线组成的网格称为流网。

7 地下水的化学组分及其演化

1、地下水的物理性质：温度、颜色、透明度、味、比重、导电性、放射性等。

-2-3-++2+2+2、地下水的化学离子组成主要的有6种离子： Cl、SO4、HCO、Na、K、Ca、Mg

2、形成地下水化学组成的七大作用

1）溶滤作用是指地下水与岩土相互作用、岩土中一部分物质转入到地下水中的作用。地下水与岩石相互作用使岩石中一部分可溶成分转入水中，而不破坏矿物结晶格架的作用。

2）蒸发浓缩作用（是地下水通过蒸发排泄而引起水中成分的浓缩，使水中盐分浓度增大、

矿化度增高的现象。

必备条件：①干旱半干旱的气候，②低平地势控制下的地下水位埋深小，③松散岩土颗粒细小，毛细作用强，④一般发生于地下水流动系统的排泄处，⑤具有时间和空间的尺度。

3)脱碳酸作用 在温度升高、压力降低的情况下CO2自水中逸出而HCO3-含量则因形成碳酸盐沉淀减少的过程。典型的例子是来自深部地下水的泉口的钙华。

4）脱硫酸作用 在封闭缺氧的还原环境中在有机物和脱硫酸细菌作用下，硫酸盐被分解成H2S和HCO3-的生物化学过程。

5）阳离子交替吸附作用 地下水与岩石相互作用，岩石颗粒表面吸附的阳离子被水中阳离子置换，并使水化学成分发生改变的过程。

6）混合作用

7）人类活动对地下水化学成分影响

3、地下水的成因类型主要有三个：溶滤水、沉积水、内生水。

4、沉积水(埋藏水)是在沉积过程中保存在成岩沉积物空隙中的水。即与沉积物大体同时形成的古地下水。

※5、海相淤泥通常含有大量有机质和各种微生物，处于缺氧环境，有利于生物化学作用。淤泥中水的化学特征：

2-2+① 矿化度很高，可达300g/l；② SO4减少或消失；③ 钙Ca含量相对增加，Na+减少，

r/rNaCl<0.85；④ 富集Br、I，Cl/Br变小；⑤ 出现H2S、CH4、铵、氮；⑥ pH值增高。8 地下水的补给与排泄

1、松散沉积物中的降水入渗存在活塞式与捷径式两种。

2、影响大气降水补给地下水的因素：

(1) 年降水量：降水首先需要补足包气带的水分亏损，因此降水量小时补给地下水的量就小。

(2) 降水特征：雨强、雨面、历时都影响入渗，绵绵细雨有利于入渗。

(3) 包气带岩性：渗透性强（K大）时，容易补给，渗透性差时不利于补给；厚度（水位埋深）大时消耗于包气带的水分多，不利于补给，而厚度小时有利于补给。

(4) 地形：陡坡不利于补给，平缓有利于补给。

(5) 植被：森林、草地可滞留地表坡流与保护土壤结构，这方面有利于降水入渗。但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸腾方式强烈消耗包气水，造成大量水分亏缺。

(6)人类工程：都市化不利于补给。

3、地表水补给地下水需要具备两个条件：①地表水水位高于地下水水位；②两者之间存在水力联系。

4、地表水对地下水的补给----取决于哪些因素？

（1）透水河床的长度和浸水周界的乘积（相当于过水断面），过水断面大，补给量就大。

（2）河床的透水性，亦即河床岩性的渗透系数，渗透系数大，补给量就大。

（3）河水位与地下水的高差，影响水力梯度，水力梯度大补给量就大。

（4）河水过水时间，过水时间长有利于河水补给地下水。

※5、泉的分类：根据含水层性质可分为上升泉和下降泉；根据出露原因可分为侵蚀泉、接触泉、溢流泉，断层泉和接触带泉。

※6、泉的意义

1.通过岩层中泉的出露多少及涌水量大小，可以确定岩石的含水性及含水层的富水程度。

2.泉的分布反映含水层或含水通道的分布及补给区和排泄区的位置。

3.通过对泉水的动态的研究，可以判断其补给水源类型。

4.泉的标高反映当地地下水位的标高。

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