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绪论
水文学是研究地球上水的性质、分布、循环、运动变化规律及其与地理环境、人类社会之间相互关系的科学。
水文现象：水循环过程中，水的存在和运动的各种形态，统称为水文现象。
水文现象的主要特点：1）水循环永无止尽；
2）水文现象在时间变化上既有周期性又有随机性；
3）水文现象在地区分布上既存在相似性，又存在特殊性。
水文学的研究方法：成因分析法，以物理学原理为基础；
数理统计法，以概率理论为基础；
地理综合法，按照水文现象地带性规律和非地带性的地域差异，用各种水文等值线图表示水文特征的分布规律，或建立地区经验公式，以揭示地区水文特征。（P5）
水循环：指地球上各种形态的水体，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、入渗及径流等各环节，不断的发生相态转变、能量交换的周而复始的运动过程。
水循环机理：1）服从于质量守恒定律，整个循环过程保持着连续性，无头无尾，是物质与能量的传输、储存、转化过程且存在于每一环节；
2）太阳辐射和重力作用，是水循环的基本动力。水的三态转化为水循环提供了前提条件；环境因素（地理纬度、海陆因素、地貌形态等）在一定程度上影响着水循环的路径、规模和强度；
3）水循环涉及到整个水圈，并深入大气圈、岩石圈和生物圈；
4）全球水循环是闭合系统，但局部水循环是开放系统；
5）地球上的水在交替循环过程中，总是溶解并携带某些物质一起运动。
水循环的基本类型（按不同途径与规模）：
大循环：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程；特点是在循环过程中，水分通过蒸发与降水两大基本环节，在空中与海洋 ，空中与陆地之间进行垂向交换，与此同时，又以水汽输送和径流的形式进行横向交换。
小循环：发生于海洋或陆地与大气之间的水分交换过程。又称内部循环，前者为海洋小循环，后者为陆地小循环。海洋小循环包括海面的蒸发与降水；陆地小循环可分为大陆外流区小循环（存在于海洋之间的横向水分交换）和内流区小循环。（P43）
水体的更替周期：指水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一次所需的时间。
特点： 全球不同水体的更替周期都不相同。
是反映水循环强度的重要指标，亦是反映水体水资源可利用率的基本参数。
5 水循环的环境效应
（1）水循环参与了地球圈层构造
（2）水循环与全球气候：
2） 水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者；
2）水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不同纬度热量收支不平衡矛盾得到缓解；、
3）水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天气过程，甚至可以决定地区的气候基本特征（海洋环流系统的气候效应表现的最为强烈，如不冻港）。
（3）水循环重新塑造了地表形态，还影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震，甚至引起地壳运动的重要原因。
（4）水循环的强度及其时空变化，是制约一个地区生态环境平衡或失调的关键；是影响地区内生物有机体活动旺盛，繁茂，或凋萎、贫乏的主要因子。对同一地区来说，水循环强度的时空变化，又是造成本区洪涝旱等自然灾害的的主要原因。
（5）水循环与水资源开发利用
水量平衡：任意选择的区域（或水体），在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该时段区域（或水体）内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说收支平衡。（是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。）
水量平衡方程：I为水量收入项；Q为水量支出项； s为研究区域的储水量；t为时间；&s研究区域研究时段内储水量的变化量。
1） 不闭合流域： 地下分水线与地面分水线不重合时的流域：
2） 闭合流域：地下分水线与地面分水线重合时的流域。

水汽扩散：由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。有质量、动量
降水：降水是液态或固态的水汽凝结物，从云中下降至地面的现象。雨、雪、霰、雹等都是降水现象。
降水量: 一定时段内降落在某一面积上的总水量。
降水历时：一场降水自始至终所经历的时间。
降水时间：针对某一降水而言，时间是人为划定的。
降水面积：降水所笼罩的面积。
降水强度：单位时间内的降水量。也称雨强。
降水过程线：一段时间内（日、月、年）的降水量随时间的变化过程。一般以直方图表示。它是分析流域产汇流的基本资料。
降水累积曲线：以时间为横坐标，以自降水开始到各时刻降水量的累计值为纵坐标绘制的曲线，自记雨量计中的曲线即为降水累计曲线。
强度-历时线：根据一场降水资料，统计其不同时段内最大平均雨强，然后以雨强为纵坐标，时间为横坐标绘制而成。同一场降雨中雨强与历时成反比。
等雨量线：地区内降水量相等各点的连线。综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布变化规律。
面降水的计算：算术平均法 泰森多边形法 等雨量线法 客观运行法
影响降水的因素：
地形条件: 屏障作用和抬升作用；地面坡向，气流方向和地表高程。森林、水体：水面风速增大、气流辐散；随季节变化。人类社会活动
可能最大降水：在现代的地理环境和气候条件下，特定的区域在特定的时段内，可能发生的最大降水量。

第四节 蒸发
概念：水由液态转变为气态的过程。
水面蒸发：供水充足情况下的蒸发；其主要影响因素为气候条件：水汽压差、风速、辐射、温度、气压、水深
田间持水量：重力与毛管力平衡时，土壤的含水量。
凋萎系数：蒸发式，由于水力梯度的存在，使土壤水向上运动；当毛管水蒸发完毕，只有吸附水时，蒸发停止；此时的水量称为凋萎系数。
蒸发潜热：单位质量水体从液态变为气态吸收的热量。
影响因素水汽压差风速辐射温度气压水深
土壤蒸发影响因素：土壤结构，土壤色泽，地势，糙度
植物蒸发影响因素：植物种类，土壤含水量、辐射、温度及风
土壤水分测定方法：烘干法 中子仪法 伽马射线法
潜在蒸发量：彭曼综合法
蒸发散是土壤蒸发和植物蒸腾的总和，除受到能量补给和水汽传输影响以外，还受蒸发表面水分供给影响。
计算蒸发散的方法与水面蒸发一样，但要考虑植被和土壤状况对蒸发的影响，从而需要修正。
土壤干化过程
A 定常蒸发率阶段 土壤含水量大于田间持水量，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似等于相同气象条件下的蒸发能力。
B 蒸发率下降阶段 蒸发率随着含水量的减少而减小。土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。蒸发速度主要取决土壤含水量, 气象因素在于其次.
C 蒸发率微弱阶段 土壤水由底层向土面的薄膜运动基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽向外扩散，土壤蒸发在较深的土层中进行，其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关。
三、影响水汽输送的因素
大气环流
地理纬度
海陆分布
海拔高度
地形屏障
入渗：指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。
1 入渗过程阶段划分（1） 渗润阶段（2） 渗漏阶段（3） 渗透阶段
2 入渗水的垂向分布 饱和带 过渡带 水分传递带 湿润带
3、入渗要素 入渗率 入渗能力（入渗容量） 稳定入渗率（稳渗） 入渗曲线及累积入渗量

达西定律不同类型的圆筒和不同质地的土壤其渗透流量Q与圆筒横截面面积A和水力比降hw/L成正比，并与土壤透水性质有关
影响入渗的要素：
土壤性质：渗透性能及前期含水量
降雨：强度、历时、降水时间及空间分布
植被：枯枝落叶、土壤结构
流域地形：坡度、坡型
人类活动：双重性
确定入渗速率的方法：入渗实验，人工模拟降雨 张力入渗法

径流
谢才公式：v = CR 1/2 J 1/2
曼宁公式：v = 1/n R 2/3 J 1/2
河系：河流水系的简称，它由干流和大大小小的支流交汇而成。
河网密度：流域内河流的总长度与流域面积的比值。单位：km/km2。
流域形状系数：
径流：由流域上降水所形成的、沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。
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物理过程。
根据行成过程及径流途径不同，河川径流可分为地面径流、地下径流及壤中流。
植物截留量：与降水量、植被类型及其结构、郁闭程度有关。
坡地汇流过程
坡面漫流：雨水在坡面上呈片状、细沟状运动的现象。
坡面漫流的形态：
层流：当流速较小时，各流层的液体质点都有条不紊的运动，互不混杂。
紊流：当流速较大时，各流层的液体质点形成涡体，互相混掺。
流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。单位m3/s
径流量W：一定时期内通过河流某一横断面的总水量。单位：m3
径流深R：将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度mm。
径流模数M：流域出口断面流量与流域面积的比值m3/s.km2。
径流系数：某一时段的径流深与相应的流域平均降雨深度比值0~1。

影响径流的因素：
1 气候因素
降水、蒸发、气温、风、湿度等。
2 流域下垫面因素
地理位置：如纬度、距海远近、面积、形状等。
地貌特征：山地、丘陵、盆地、平原等。
地形特征：坡度、坡向等。地质条件：构造、岩性。
植被特征：类型、分布、水理性质等。
3 人类活动影响
作业。。
流域具有对降雨再分配的功能。
流域产流：
产流方式：
1超渗产流：发生在地下水埋藏深，包气带厚度大，土壤透水性差，植被也较差的丘陵区或干旱地区。在降雨条件下，入渗锋面不超过0.5m，达不到整个包气带。
特点：降雨强度大于入渗速率时才开始产流，净流量和产流面积随着降雨有增有减。
2蓄满产流：主要发生在包气带较薄，植被较好，土壤透水性强，入渗强度大的地区。土壤比较湿润，接近地下水面毛管带，土壤缺水量小，一次降雨入渗锋面很容易与毛管水建立水力联系，包气带很容易达到饱和。降雨量和土壤前期含水量对径流起决定性作用。有饱和地面流、壤中流、地下径流。
特点：先满足包气带最大蓄水的地方先产流。径流量和产流面积一直增大。同一降水量，前期土壤含水量越大，径流量越大。
满足最大蓄水量之前，径流系数小于1.满足之后=1.
3复合形式：土壤透水性中等，降水很不稳定，地下水位变幅大。

壤中流：发生于非均质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上。当上层水流渗达两层交界面时，因下层土壤导水性能小于上层，出现饱和积水，当上层土壤含水量大于田间持水量时，在下层界面上形成自由水，随着上层继续供水，饱和水层继续增厚，从而形成壤中流。饱和情况下的壤中流是形成洪水径流的主要部分。
地下径流：包气带较薄、地下水位较高时的地下水产流机制。
饱和地面径流：表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制（上层土壤未饱和，但降雨强度大于下层下渗率，形成壤中流，继而形成饱和地面径流）
产生条件：要有供水；
有足够大的供水强度；
对壤中流和地下径流而言，还需要存在临时饱和带，对饱和地面径流而言，地表全层需要饱和；
产流需要侧向动力（水力坡度、水流归槽的条件）；
所有产流形式都发生在一定的包气带界面上，上界面产生地面径流，中截面产生壤中流和饱和地面径流，下界面产生地下径流。
流域产流计算:
1. 径流分割
2. 前期影响雨量 Pa的计算、土壤最大含水量Im、消退系数K
Im十分干旱情况下，降雨产流过程的最大损失量。=田间持水量—凋萎系数，包括截流、填洼、及渗入土中不能成为径流的。K由气象因子确定。
3. 降雨径流关系图 后来斜率为1
4. 径流系数法。径流量=降雨量*径流系数。
5. 下渗曲线与超渗产流。
流域汇流过程：流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的整个过程。汇流可以分为坡地汇流和河网汇流两个部分，通常河网的长度和汇流速度都比坡地汇流大得多，所以河网汇流分析更为重要。
不同成分的径流汇集到流域出口断面所经历的时间不同，直接降到河槽内的径流汇流最快，其次是坡面径流，再次是壤中流，最后是地下径流。同一类型的径流，因在流域上的分布不同，因而具有不同的汇流途径和汇流时间。
影响流域汇流的因素：
1降水特性：暴雨中心的空间分布及其移动方向面包与中心越靠近流域出口，则流量过程线越陡，汇流越快；相同降雨量条件下，雨强越大，则降雨损失越小，产流越快，洪峰越大。
2地形坡度：地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，流量过程线越陡。
3流域形状：在其他条件相同的条件下，不同流域形状会产生不同的流量过程线，狭长形的流域汇流时间较长，径流过程线比较平缓，而扁行的流域有汇流集中，洪水涨落迅速，洪水过程线比较偏陡。
4水力条件：在畅流条件下，水位越高、流速越快，则汇流时间越小，流量过程线就越陡。
最大流域汇流时间：流域中路径最大的水质点流到出口断面的时间。
3、等流时线法
流域上各点的径流汇集到出口断面的速度有快有慢，汇流时间各不相同。把流域内汇流时间相等的各点连接成的线，称为等流时线。降落在同一条线上的降水形成的径流，同时到达流域出口。相邻两条等流时线间的面积Dw，称为等流时面积，等流时面积上同时产生的径流，在同一时段Dt内到达出口断面。
4 单位线法
概念：单位线是指单位时间内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。利用单位线来推求洪水汇流过程线的方法为单位线法。单位净雨深为10mm，时段可以不等。
基本假定：
A 倍比假定：如果单位时段内的净雨深不是一个单位，而是n个单位，那么它所形成的地面径流过程线的流量值为单位线流量的n倍，其历时与单位线相同。
B 叠加假定：如果净雨历时不是一个时段，而是m个时段，那么各时段净雨所形成的径流过程线之间互不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨所形成流量的总和。
缺点：单位线法是将流域线性化的结果，事实上河水的运动并不是线性的，所以与实际情况存在一定的差异。
净雨在流域上的分布并不一定均匀，同时暴雨中心的运动方向也对单位线有影响。
地下水的影响，地下径流所占比例越大，则单位线越平缓。
河流水情
要素：包括水位、流速、流量等，是用于表达河流水文情势变化的主要尺度。
年径流量：一个年度内通过河流某断面的水量。 流域下垫面、流域高程影响
多年平均径流量：实测多年年径流量的平均值。气候因素
正常年径流量：当统计的实测年限趋于无限大时，多年平均流量将趋向于一稳定值，该值即为正常年径流量。它反映了天然情况下河流储藏水资源的理论数量，同时也反映了能开发利用的地面水资源的最大程度。是水文、水利计算中的一个重要参数。一般情况只要资料系列足够长，则其年径流量的平均值即可认为是正常年径流量，在一定条件下正常年径流量也会发生变化。
正常年径流量的计算
·资料充分时：各年年净流量区平均
·资料不充分时：相关分析法。建立年径流量与相关水文因素（参证变量）之间的相关关系，再用参证变量的长系列资料进行延长，提高年径流资料的代表性，再平均。
·资料缺乏时：1.等值线图法2.水文比拟法
径流的年际变化 年径流量年际间变化幅度、多年变化过程、年际极值比
径流年内变化：1.季节分配：12~2冬3~5春6~8夏9~11秋
2.年内变化特征值：年内分配不均匀系数 、 完全年调节系数
洪水和枯水
大量降水或积雪融化后在短时间内汇入河流，形成特大径流，即为洪水。
洪峰流量、洪水总量和洪水历时三个特征值
影响洪水的因素
1天气因素：降水（强度、历时、总量）、空气上升运动及强度。
2 流域下垫面特性：地形起伏、流域面积的大小、形状、土壤性质、植被状况。
枯水：是河流断面上较小流量的总称。
枯水的影响因素
• 流域蓄水量（枯水前期降水量、流域地质、土壤性质、湖沼率、植被覆盖率）
• 河流大小（大河蓄水量多，枯水径流稳定，同时河床下切越厉害，地下水补给较为丰富）
一、河水的运动状态
1、层流与紊流
• 层流：全部水流呈平行流束运动，即水质点运动的流线平行，水质点的运动方向一致，流速均匀。
谢才公式：V=C（RJ）1/2 （5）
• 紊流：水流中每个水质点的运动速度与方向随时随地都在变化，而且这种变化是围绕一个平均值在上下跳动的。
曼宁公式：V=（1/n）R2/3J1/2 （6）
C = （1/n）R1/6
2、脉动强度
天然河流中水流的点流速都是时均流速与脉动流速之和。脉动流速的大小可以用脉动强度来表示，脉动强度是指脉动流速的均方根。
二、河水的纵向运动
1、洪水波的概念
洪水可用洪水波流量、洪水波波体、洪水波高、洪水波峰、波前、波后、洪水波长、附加比降等概念来定量描述。

2、洪水波的推移与变形
洪水波的推移运动
洪水波上任意一水体，在河段下断面出现的时间总是晚于在上断面出现的时间。即洪水波总是以一定的速度从上游向下游逐步推移运动。
洪水波的展开和扭曲变形
洪水波的展开：洪水波在向下推移的过程中，洪水波长会逐渐加长、波高会逐渐降低的现象为洪水波的展开。
洪水波的扭曲变形：在洪水波推移运动过程中，波前长度逐渐减小、比降逐渐增大、波峰位置不断超前、波后长度逐渐拉开、比降逐渐降低的现象为洪水波的扭曲变形。
三、河水的环流运动
环流运动：河水内部的不同水质点或水团，在重力、惯性离心力及地转偏向力等综合作用下，呈螺旋状下移或呈漩涡状运动的现象。螺旋流通常与纵向水流相结合，而漩涡流则基本上脱离纵向水流而独立存在，它们均属次生流。
1、环流的类型
• 纵轴环流：纵轴环流的旋转轴呈水平状，并基本上与纵向主流方向平行。根据成因可分为弯道螺旋流和符合螺旋流两种。
• 横轴环流：其旋转轴呈水平状，与纵向主流方向垂直，它多为相对封闭的回旋流，形成原因主要有：水流运动突然受阻、水流的离解作用。
• 斜轴环流：其旋转轴也呈水平状，它与纵向主流斜交，也因水流离解作用形成。
• 竖轴环流：竖轴环流的旋转轴呈铅垂方向与主流及河底垂直，是相对封闭的回旋流。它主要由水流离解作用引起。
2、环流对河流泥沙的影响
• 具有水平轴的环流，除因离解作用形成的环流外，底层水流方向往往与水面倾斜方向一样，含沙较少的表层水流插入底部的地方，容易发生冲刷，含沙较多的底部水流上升处，易出现淤积。
• 纵轴环流在河底处，由于横向流速较大，纵向流速较小，因此旋度较大，而水面的旋度较小，因河底具有较大的旋度，对泥沙的横向输移具有重要的作用。
• 在螺旋流中，泥沙除沿着与旋转轴垂直的方向运动外，还沿着与旋转轴平行的方向运动，当旋转轴与主流方向斜交时，泥沙沿着旋转轴方向运动的过程中，仍存在泥沙的横向转移。
• 相对封闭的竖轴环流和横轴环流可引起冲刷也可引起淤积。主要取决于环流的强度与含沙量的多少。当河床组成较细，水流挟沙能力大且含沙量不大时，发生冲刷。在弯道河流凹岸的竖轴环流，一般环流强度小且含沙量大，容易发生淤积。
• 河流水流的紊动及环流运动，对河流泥沙运动及河槽演变作用很大，紊动强度影响水流挟沙力，环流主要影响泥沙冲淤情况。
第五节 河流泥沙及其阻力
河流泥沙是指组成河床和随水流动的矿物、岩石固体颗粒，主要来源于地表侵蚀。
侵蚀模数是指单位面积每年侵蚀泥沙的重量（t/km2/a）。
含沙量是指单位体积浑水中所含泥沙的重量（kg/m3）。
• 泥沙颗粒的大小
• 泥沙颗粒的形状
• 泥沙颗粒级配的量测
水流阻力与泥沙颗粒级配直接相关，因此精确测定河流泥沙的颗粒级配十分重要。
筛分法：比重法：离心法：适用范围：同样适用于细颗粒泥沙
输沙率：用来表示泥沙输移率的大小，可用单位时间的泥沙重量或单位时间的泥沙体积表示。
Qs = QC
其中：Q为流量；C为含沙量；
• 推移质：沿河床滚动、滑动、跳跃运动的泥沙。
• 悬移质：在水流中悬浮运动的泥沙。通常可以把自床面层顶部（泥沙粒径的2倍）到水面之间运动的泥沙视为悬移质。
第四章 地下水的结构与运动
地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的统称。
地下水主要来源于大气水和地表水的入渗补给，同时以地下渗流方式补给河流、湖泊和沼泽，或直接注入海洋，上层土壤中的水分通过蒸发或植物根系吸收散发入空气，回归大气，从而积极参与了地球水循环，以及地球上发生的溶蚀、滑坡、土壤盐碱化等过程。
第一节 地下水的组成和结构
一、地下水的储存空间
（一）含水介质、含水层和隔水层
含水介质：一般把既能透水，又饱含水的多孔介质程为含水介质。存在含水介质是地下水存储的先决条件。
含水层：储存有地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水来的岩体。含水层的岩体多呈层状，如砂层、砂砾石等。
隔水层：是指那些虽然含水但几乎不透水或透水能力很弱的岩体。如质地致密的水成岩、变质岩、页岩、粘土层。
（二）含水层的空隙性和水理性
1、含水层的空隙性：含水层的空隙性是地下水存在的先决条件，因而空隙的多少、大小、均匀程度及其连通情况，直接决定了地下水的埋藏、分布和运动特性。
孔隙：松散沉积物颗粒之间的空隙。
裂隙：坚硬岩石因破裂产生的空隙。
溶隙：可溶性岩石中的空隙。
• 孔隙率（n）：是指孔隙体积（Vn）与岩石总体积（V）之比。它取决于岩土颗粒大小、颗粒间排列形式、分选程度以及颗粒的形状和胶结状况。
• 裂隙率（KT）：是指裂隙体积（VT）与岩石总体积之比。与孔隙相比，裂隙分布具有明显的不均匀性。
• 岩溶率（KK）：是指溶隙的体积（VK）与岩石总体积之比。溶隙大小、形状、分布在空间上更具差异。
2、含水介质的水理性质
水理性质：与岩土中水分的储存、运移有关的岩石性质统称为水理性质，包括岩石的容水性、持水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等。
• 容水性：指在常压条件下岩土空隙能够容纳一定水量的性质，用容水度来定量描述。
• 容水度（Wn）：是指岩土容纳水的最大体积与岩土总体积之比。它取决于岩土空隙的多少以及水在空隙中的填充情况。
• 持水性：饱和岩土在重力作用排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定体积水分的能力。
• 持水度：是指饱和岩土经重力排水后所保持的水的体积占岩土总体积的百分数。它主要取决于岩图颗粒的比表面积大小。
• 给水性：是指饱和含水的岩土在重力作用下能够排出水的性质。用给水度定量描述。给水度：是指饱和含水的岩土在重力作用下排出水的体积与岩土总体积之比的百分数。
• 透水性：在一定条件下，岩土容许水分通过岩土的性能。
• 渗透系数K与岩土空隙的大小、连通性和空隙的多少等因素有关。
·贮水性：它是承压水而言，可用释水系数描述。当水头变化为一个单位时，从单位面积含水介质柱体中释放出来的水的体积为释水系数
（三）蓄水构造
蓄水构造：是指由透水层和隔水层相互结合而构成的能够富集和贮存地下水的地质构造体。
它必须具有如下三个条件：
• 有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间
• 有相对的隔水层或岩体构成的隔水边界
• 具有透水边界，补给水源和排泄途径。
蓄水构造对地下水的埋藏、补给水量、水质等都有很大影响。
在坚硬岩层分布区，其蓄水构造主要有：
• 单斜蓄水构造
• 背斜蓄水构造
• 向斜蓄水构造
• 断裂型蓄水构造
·岩溶形蓄水构造
在松散沉积物分布比较多的河谷、山前平原地带，根据沉积物的成因、空间分布及水源条件，可将该地区的蓄水构造分为：
• 山前冲洪积型蓄水构造
• 河谷冲积型蓄水构造
· 湖盆沉积型蓄水构造
二、地下水流系统
（一） 、地下水流系统的基本特征
地下水流系统：在一定水文地质条件下，汇集于某一排泄区的全部水流，自成一个相对独立的地下水流系统。处于同一水流系统的地下水，具有相同的补给来源，相互间存在紧密的水力联系，形成相对统一的整体。
与地上水系相比，地下水流系统具有如下特点：
• 空间上的立体性：地下水流系统自地面起可达地下很深的岩层，形成显著的空间立体分布，从上到下呈现多层次的结构。
• 流线组合的复杂性和不稳定性：地下水流系统是由众多流线组合而成的复杂的动态系统，系统内难以区分主流和支流，同时具有多变性和不稳定性。气候和补给条件的周期性变化、开采和人为排泄都可造成地下水系的剧烈变化。
• 流动方向上的下降和上升的并存性：地下水水流方向在补给区表现为下降，在排泄区则经常表现为上升。同时与地面水系相比，地下水流系统的面积一般都比较小。
（二）地下水域
地下水域是地下水流系统的集水区域。地表水流域主要受地形控制，其流域范围以分水岭为界，并且能够保持相对稳定，但地下水域主要受岩性地质构造控制，并以地下的隔水边界和水流系统之间的分水界面为界，往往涉及很大深度，为立体的集水空间，同时地下水域经常处于变化之中。地下水域在地面都有对应的补给区和排泄区。
（三）地下水不同层次的力学结构
薄膜水：受分子力控制，但力的强度比吸湿水小很多，随着薄膜的逐渐加厚，作用力会逐渐减小，可以溶解盐类，同时可以从薄膜厚的地方向薄膜薄的地方运动。在外力作用下可运动。
毛管水：当空隙小于1mm，空隙相互连通，水进入这些细管后就形成毛管水。根据来源不同可分为悬着毛管水和毛管上升水。毛管水受重力和负的静水压力作用，水分是连续的，并将包气带和饱和水带联系在一起，毛管水可被植物吸收。
重力水：当含水层空隙被水充满时，地下水将在重力作用下在空隙中发生渗透移动，形成渗透重力水，饱和水带中的重力水正是在重力作用下，从高处向低处流动，并传递静水压力。
第二节 地下水的类型
一、地下水的类型
包气带水 结合水（吸湿水和薄膜水） 毛管水（毛管悬着水和毛管上升水）重力水（上层滞水和渗透重力水）饱和带水、潜水、承压水
二、包气带水
（一）包气带水的特征与包气带类型
包气带水：贮存在地下自由水面以上包气带内的水。包括吸湿水、薄膜水、毛细水、汽态水、过路重力水和上层滞水。
• 含水率和剖面分布容易受外界条件的影响（降水、气温），具有明显的季节变化规律。
• 越近地面含水量变化越大，下层则含水量趋于相对稳定。
• 含水量的大小与岩土本身的性质有关。
第三节 地下水的补给与排泄
一、 地下水的补给来源
补给：含水层自外界获得水量的过程。可分为：降水入渗补给、地表水补给、凝界水补给、其他含水层的补给及人工补给。
（一）降水入渗补给
地表干燥则首先以薄膜水入渗，达到田间持水量后，变为毛管悬着水入渗，然后以重力水形式下渗。只有当降水满足土壤蓄水能力后才可以补给潜水。
第五节 地下水的动态和平衡
地下水动态是指地下水水位、水温和水质等要素随时间和空间所发生的变化。
地下水的补给来源和排泄途径是决定地下水动态的基本特征。
一、影响因素
• 自然因素 气象气候、水文、地质地貌、土壤、生物等
• 人为因素 地下水开采、人工回灌、耕作、植树造林、水土保持等
冰川水文效应
地表固态降水的积累与演化，形成能够自行流动的天然冰体为冰川。
由于冰川多分布在地表的高山地区、河流的源头，在湿润年、冷季，大量固态降水在这里积存，干旱年、暖季通过消融而补给河流，因此在地表水系统中，冰川积雪等固态水体起着贮存和补给河流的作用。
一、冰川的形成及类型
（一）冰川的形成
冰川冰是一种浅蓝色、透明、具有塑性的多晶冰体，当多年积累起来的雪逐渐变为冰川冰以后，它才会具有沿坡流动的性质，才能形成冰川。
Ø 雪的沉积、粒雪化、成冰
Ø 成冰过程按其性质可以分为冷型和暖型两种。
Ø 冷型成冰过程是在较低温度下完成的，因积雪厚度增大，上部积雪对下部积雪产生较大压力从而使下部积雪发生变形，排出空气，容重逐渐增大成为晶粒较小的冰川冰。
Ø 暖型成冰过程：当气温接近0°C时冰川融化活跃，消融的冰雪沿孔隙下渗，继续消融部分冰雪，然后冻结，如此反复进行，下渗的雪水逐渐以雪粒为核心，冻结成冰。
Ø 这一过程按温度的高低可分为冷渗侵－重结晶、渗侵－冻结和暖渗侵－重结晶等不同的成冰过程。
（二）冰川的类型
1、按冰川形态和运动特性可分为大陆冰盖和山岳冰川。
Ø 大陆冰盖是补给区占优势的冰川.
Ø 特点是面积大，冰层深厚，分布不受下垫地形的影响，冰川呈盾状，中部最高，冰川向四周呈辐射状挤压流动，冰盖边缘常伸出巨大的冰舌.
现在的大陆冰川主要分布于南极和格陵兰两处，占全球冰川的97%
• 山岳冰川是运动占优势，积累与消融大致平衡的冰川。
• 一般散布于高山地区，其规模与厚度远不及大陆冰川。
• 其运动基本上受下伏地形的控制，以重力流形式向下滑动。
主要分布于欧亚大陆和南、北美洲的高山地区
2、按冰川发育的水热条件和物理性质
• 大陆型冰川：成冰以渗侵冻结成冰为主
· 海洋型冰川：暖渗侵重结晶作用为主
决定冰川积累的是降水量，决定冰川消融的是冰川区的温度。
冰川运动形式：重力流和挤压流
影响冰川运动的因素：冰量、坡度和冰槽横面面积等
冰川运动速度沿程变化具有自补给区向雪线方向逐渐增大，雪线附近最大，雪线以下因消融逐渐增大而运动速度逐渐减小。冰川运动在年内具有夏季快冬季慢的特点。
三、冰川积雪消融对河流的补给作用
（一）冰川消融对河流的补给作用
冰川融水调节着河川径流的年际变化，使年际见径流趋于均匀，成为山区河流的稳定补给源。
冰川融水径流的特点：夏季高温，冰川冰和冰川表面积雪融水汇入河流，形成冰川融水径流，它是季节性径流，是高山寒冷地区水资源的重要组成部分。
第六节 湖水的运动和调蓄
湖泊类型
• 成因：构造湖、火山湖、堰塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖、海成湖、溶蚀湖。
• 湖水补排情况：吞吐湖和闭口湖。
• 湖水和海水的连通：外流湖和内陆湖。
• 湖水矿化度：淡水湖、微咸湖、咸水湖及盐水湖。
• 湖水营养物质：贫营养湖、中营养湖、富营养湖
湖水的运动包括周期性的升降波动（波浪、波漾）和非周期性的水平流动（湖流、混合、增减水）。
混合方式包括：紊动混合（由风力和水力坡度力作用产生） 对流混合（由湖水密度差引起）
波漾：湖泊整体或局部水域，由于风力、气压突变、地震等影响，发生周期性的摆动
影响波漾波腹大小、周期长短的主要因素是湖盆形态、面积和湖水深度。
湖泊增减水
由于强风或气压突变引起的漂流，使湖泊迎风岸水量聚积（增水），背风岸水位下降（减水）。从而形成水位差，湖面变成倾斜状态，倾斜的湖面又阻碍了漂流的发展，同时在水面下可形成与漂流流向相反的补偿流
影响湖泊调节作用的因素有：
湖泊容积、湖内水位与河流水位之间的涨落关系及差值、泥沙沉积和人类活动。湖区泥沙沉积及人类社会活动都可能影响湖泊的调节作用
水库异重流
异重流是两种比重不同的流体相互汇合，由于比重的差异而发生的相对运动现象。
第七节 河口水文概述
近口段：该段内虽然受潮水的顶托，水位有周期性的升降，但水流流向始终指向下游，径流作用占据优势。
河口段：径流和潮流作用基本相当，水流呈周期性往复流，水位也呈周期性涨落变化，动力条件和河槽演变比较复杂。
口外海滨段：径流的影响逐渐削弱并最后消失，潮流、波浪等海洋因素占据主导地位，水文特性和海洋比较相似。
河口分类
• 根据地貌形态 三角洲河口和三角港河口