《水文学》复习资料

1、第一章1、 水文学：研究地球上的性质，分布，循环，运动变化规律及其地理环境，人类社会之间相互关系的科学。2、 水文现象：水循环过程中，水的存在和运动的各种形态。3、 水文现象的特点：水循环永无止尽：任何一种水文现象的发生，都是全球水文现象整体中的一部分和永无止境的水循环过程中的短暂表现。水文现象在时间上的变化既具有周期性又具有随机性。周期变化的原因主要是地球公转及自转，地球和月球的相对运动，以及太阳黑子的周期性运动所导致的昼夜，四季交替的影响所致。各因子本身在时间上也不断变化，因而又具有随机性。水文现象在地区分布上既存在相似性，又存在特殊性。4、 传统的水文学研究方法主要有-成因分析法、数理统

2、计法、地理综合法. 成因分析法：以物理学原理为基础，研究水文现象的形成、演变过程，揭示水文现象的本质、成因，其与各因素之间的内在联系，以及其定性和定量的关系，通常是建立某种形式的确定性模型。数理统计法 以概率理论为基础，根据实测资料，运用数理统计方法，求得水文现象特征值的统计规律，或对主要水文现象与其影响因素之间进行相关分析，求出其经验关系。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。5、 水温是一个很重要的物理特性，它影响到水中生物、水体自净和人类对水的利用。6、 海水温度的水平分布 表面平均温度：太

3、平洋印度洋大西洋；北半球高于南半球；南北纬0-30度之间印度洋水温最高印度洋热带海区三面受亚、非、澳大利亚大陆包围，并受暖流影响，所以水温最高。 ；南北纬50-60度之间大西洋水温相差悬殊。大洋水温的垂直分布，从海面向海底呈不均匀递减的趋势-在南北纬40°之间，海水垂直结构可分两层，即：表层暖水对流层（一般深度达600-1000米）和深层冷水平流层（庞大水体）7、 表层扰动层表层暖水对流层的最上一层（约0-100米）受气候影响明显，紊动混合强烈，对流旺盛，水温垂直分布均匀，垂直梯度极小。8、 表层扰动层下部与冷水层之间形成一个温跃层，水温垂直梯度递减率达最大值。 9、 正温层：当湖水

4、温度随水深的增加而降低时，即水温梯度呈负值时，将出现上层水温高下层水温低，但不低于4摄氏度，这种水温的垂直分布，称为正温层。10、 逆温层：当湖水温度随水深的增加而升高时，即水温垂直梯度呈正值时，将出现上层水温低，下层水温高，但不高于4摄氏度。这种水温的垂直分布称为逆温层。11、 无杂质的纯水，在4（3.98）时密度最大，为1克/立方厘米，在0时密度为0.9999克/立方厘米；12、 海水密度是指单位体积内所含海水的质量，单位为g/cm3。习惯上使用的密度是指海水比重，即指在一个大气压力条件下，海水的密度与水温在4时蒸馏水密度之比，因此在数值上密度和比重是相等的。 s,t,p= （s,t,p1

5、）×100013、 世界大洋表面密度的地理分布规律为：从热赤道向高纬递增，在南半球三大洋中密度分布呈地带性；赤道地区由于温度很高，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约1.02300；亚热带海区盐度虽然很高，但温度也很高，所以密度仍然不大，一般在1.02400左右；极地海区由于温度很低，所以密度最大；在三大洋的南极海区，密度均很大，可达1.02700以上。14、 海水密度的垂直分布规律一般是：从表层向深处增加；南北纬20°之间在100米以内密度最小，并且在50米以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50150米深度上密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层），它对声波有折射作用，潜

6、艇在其下面航行或停留在其上均不易发现，故有“液体海底”之称；约从1500米开始，密度垂直梯度很小，在深层，密度几乎不随深度而变化。15、 湖水的透明度：是指湖水能使光线透过的程度。测定方法：通常用透明度盘测定透明度。麾周湖 玛法木错16、 水色指垂直方向上位于透明度一半深处，白色圆盘上所显现的湖水颜色。水色取决于水对光线的选择吸收和选择散射的情况。 17、 天然水的化学成分：悬浮物质 粒径大于100纳米（107米）的物质颗粒，在水中呈悬浮状态:。胶体物质 粒径为1001纳米的多分子聚合体。溶解物质 粒径小于1纳米的物质，在水中成分子或离子的溶解状态：。18、 天然水八大离子: K+ 、Na+、

7、Ca2+ 、Mg2+ 、Cl、HCO3、SO42、CO3219、 Fe、Mn、Cu、F、Ni、P、I等微量元素；O2、CO2、N2、H2S、CH4等。20、 海水的化学组成 海水是含有多种溶解固体和气体的水溶液，其中水约占96.5%，其他物质占3.5%。海水中还有少量有机和无机悬浮固体物质。主要化学元素：Cl、Na、Mg、S、Ca、K、Br、C、Sr、B、Si、F等12种，其含量约占全部海水化学元素含量的99.899.9，因此被称为海水的大量元素。溶解在海水中的元素绝大部分是以离子形式存在的；氯化物含量最高，占88.6，其次是硫酸盐占10.8。21、 海水组成的恒定性 海水化学元素最大特点之一

8、是上述12种主要离子浓度之间的比例几乎不变。22、 海水盐度单位质量海水中所含溶解物质的质量，叫海水盐度。它是海水物理、化学性质的重要标志23、 电导比：某一海水样品的电导率与氯化钾标准溶液的电导率之比。24、 绝对盐度(SA) ：定义为海水中溶解物质的质量与海水质量的比值。实用盐度(S) ： 在温度为15、压强为一个标准大气压下的海水样品的电导率，与质量比为32.4356×103的标准氯化钾(KCl)溶液的电导率的比值Kl5来定义。25、 盐度的水平分布规律 A.世界大洋的平均盐度是34.69×103，绝大部分海域表面盐度变化在3337×103之间。B. 海洋表

9、面盐度分布的总趋势：从亚热带海区向高、低纬递减，并形成鞍形。C.大洋上盐度等值线大体与纬线平行，但寒流与暖流经过的海域，盐度等值线有明显的弯曲。在寒暖流交汇的地方盐度等值线密集，盐度水平梯度增大。 D.大洋中的盐度比近岸海区的盐度高26、 矿化度：单位体积天然水中各种元素的离子，分子与化合物的总量。27、 水资源：广义：世界上一切水体，包括海洋，河流，湖泊沼泽，冰川，土壤水地下水及大气中的水分。狭义：在一定时期内，能被人类直接或间接开发利用的那一部分动态水体。第二章28、 水循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射地心引力等作用下，通过蒸发水汽输送，凝结降水下渗以及径流等环节，不断发生相态转换和周

10、而复始运动的过程。29、 水循环的基本过程：水汽蒸发、水气输送、凝结降水、水分入渗、地表地下径流。30、 水循环的作用于效应：水循环作为地球上最基本的物质大循环和最活跃的自然现象，他深刻的影响到全球的地理环境，影响生态平衡、影响水自然的开发利用，对自然界的水文来说，水循环是千变万化的水温现象的根源。31、 水循环机理：水循环服从与质量守恒定律。即整个循环过程保持着连续性，既无开始，也无结尾。太阳辐射与重力作用，是水循环的基本动力。水循环广及整个水圈，岩石圈及生物圈。全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解水携带着某些物质一起运动，诸如溶于中的各种化

11、学元素，气体以及泥沙等固体杂质等。32、 水量平衡：所谓水量平衡，是指任意选择的区域（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区域内的蓄水变化量。即水循环过程中，从总体上说收支平衡。p+E1+R表+R地下)+S1=(E2+R表+R地下+q)+S2 IQ=ds/dt 通用水量平衡方程式： 33、 （P+R表+R地下）-（E+R表+R地下+q）=s 34、 水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现；是地球上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。水循环是地球上客观存在的自然现象;水量平衡是水循环内在的规律。35、 水量平衡的研究意义：水量平衡研究室研究水文 水资源学科的重大

12、基础研究课题，同时又是研究解决一系列实际问题的手段和方法。因而具有十分重要的理论意义和实际价值。首先，通过水量平衡的研究，可以定量的揭示水循环过程与全球地理环境、自然生态系统之间的相互联系、相互制约关系；其次、水量平衡有事研究谁循环系统内在结构域运行机制，分析系统内蒸发，降水及径流等各个环节之间的相互关系，揭示自然界水温过程基本规律的主要方法；第三，水量平衡是水资源的现状评价和供需预测研究的核心。第四，在流域规划、水利工程结社与设计工作中，可以为工程规划提供基本的设计参数，而且可以用来评价工程建成后的实际效益和完成后的科学调度，管理。36、 蒸发的三种类型：水面蒸发（水体与大气之间界面上的分子

13、交换） 土壤蒸发（土壤空隙水的蒸发） 植物蒸发（植物的蒸腾作用） 37、 土壤蒸发的三个阶段：定常蒸发率阶段：在充分供水条件下，蒸发率相对稳定，等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发，主要受气象条件影响。蒸发率下降阶段：当土壤的供水能力不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减小而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。蒸发率微弱阶段：在此阶段内土壤水由底层向土面的薄膜运动亦基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散。38、 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。包括分子扩散和紊动扩散。39、 水汽输送分为：环流输送和涡动输送。40、 影响水汽

14、输送的主要因素：大气环流的影响：大气环流决定着全球流场和风速场关系，进而影响水汽全球的分布。地理纬度的影响：影响了辐射平均值，气温，水温的纬向分布进而影响了蒸发。海陆分布的影响：海洋是水汽主要源地，因而沿海水汽多，向内陆减少。海拔高度的和地形屏障作用的影响：随高度增加，水汽含量相应减少，垂直于气流运动方向的山脉，常常成为阻隔暖湿气流运行的屏障。41、 我国水汽输送的基本特点：存在三个基本的水汽来源三条输出入路径，并有明显的季节变化。来源：极地气团的西北水汽流（路径：西北方向入，东南方向出）。南海水汽流（有广东福建入，长江附近出）。孟加拉湾水汽流（北部湾入，长江中下游出海）。水气输送既有大气平均

15、环流引起的平均输送，又有移动性涡旋动输送，其中平均输送方向基本与风场相一致。地理位置：海陆分布与地貌上总体格局，制约了全国水气输送的基本态势。水气输送垂直分布存在明显差异。42、 降水：自然界中发生的雨雪、露、霜、雹现象的统称。43、 降水过程线：以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程：曲线或直方图。它是分析流域产流、汇流与洪水的最基本资料。此曲线图只包含降水强度、降水时间，而不包含降水面积。44、 降水累积曲线（反映雨强、时空变化）以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降水量的累积值。自记雨量计记录纸上的曲线，即是降水量累积曲线。曲线上每个时段的平均坡度是各

16、时段内的平均降水强度，即I=P/t  ；如果所取时段很短，即t0，则可得出瞬时雨强i，即i=dP/dt。45、 等雨量线：指地区内降水量相等各点的连线。等雨量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。等降水量线图的绘制方法与地形图上的等高线图作法类似。应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历时。46、 面降水量的计算的常用方法：算术平均法（起伏不大，雨量站稠密的地方）、垂直平均法（雨量站分布不均的地方，缺点就是控制的面积不变，与实际降水不符）、等雨量法（对雨量站的水量和代表性要求高）、客观运行法。47、 降水要素：降水量。降水

17、历时与降水时间。降水强度。降水面积。48、 影响降水的因素：地形条件的影响：主要是通过汽流的屏障作用与抬升作用对降水强度与时空分布发生影响的。森林对降水的影响。水体的影响：陆地上的江河、湖泊、水库等水域对降水量的影响，主要是由于水面上方的热力学，动力学条件与陆面上存在差别而引起的。人类活动的影响：通过改变下垫面条件而间接影响降水。49、 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间段内，可能发生的最大降水量。50、 下渗：又称入渗，是指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。51、 下渗过程的阶段划分：渗润阶段：下渗水份主要在分子力的作用下被土壤颗粒吸附，首先成为吸湿水而后成为

18、薄膜水。在土壤干燥的情况下，这一阶段非常明显。随着下渗的进行，土壤水分逐渐增多，当土壤含水量大于最大分子持水量时，这一阶段即结束。渗漏阶段：下渗水份主要在毛管力和重力的作用下，在土壤空隙中做不稳定流动并逐渐充填土壤空隙。当全部孔隙被水充满而饱和时，这一阶段即结束。渗透阶段：在土壤空隙为水充满而饱和的情况下，水分在重力作用下做稳定运动。52、 下渗水的垂向分布：饱和带：位于土壤表层。在持续不断的供水条件下，该带含水量接近于饱和含水量，即形成饱和带。但不论浸润深度怎样增大，该带厚度不超过1.5cm。过渡带：位于饱和带之下。在该带内，含水量随深度急剧减少。水份传递带：在过渡带之下。该带内含水量基本保

19、持在饱和含水量与田间持水量之间，大致等于饱和含水量的60%-80%，沿垂向均匀分布，水分运行主要靠重力。湿润带：在水分传递带之下。该带内含水量随深度急剧减少。末端为湿润锋面，锋面两侧含水量突变，此锋面为上部湿土与下层干土之间的界面。53、 影响下渗的因素：土壤的特性的影响：主要取决于土壤的透水性和土壤的前期含水量。通常来讲，土壤颗粒越粗糙，空隙直径越大，透水性越强，下渗能力越大。降水特性的影响：包括降水强度，历时，降水时程分配及空间分布等。其中降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强度增大而增大。降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的

20、下渗量小于间歇性下渗量。流域植被，地形条件的影响：通常有植被的地区，由于植被及地面上的枯枝落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。在相同条件下，地面坡度大漫流速度快，历时短，下渗量就小。人类活动的影响。有增大的影响，也有抑制的影响。54、 径流：流域的的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为径流。液态降水形成降雨径流。固态降水形成融水径流。包括：地面径流，地下径流和壤中流55、 径流的表示方法：流量。径流总量。径流深度。径流模数。径流系数。56、 径流的形成过程： 57、 影响径流的因素：气候因素：降水，蒸发，气温，风，湿度等。流域下垫面因素:地理

21、位置，地貌特征，地形特征，地质条件，植被特征。人类活动的影响。第三章58、 产流机制：水在沿土层的垂向运动中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程，称为产流机制。59、 流域产流的机制：超渗地面径流的产流机制：供水与下渗矛盾发生在包气带的上界面的产流机制。壤中径流的产流机制：发生于非物质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上。地下径流的产流机制：包气带较薄，地下水位较高时的地下水产流机制。饱和地面径流的产流机制：在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。60、 流域产流方式特点及分布：超渗产流方式：遵循超渗地面径流产流机制。a.特点：降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，而径

22、流量与产流面积并不是随降雨的继续而增长，而是有增有减，径流量与产流面积主要与降水强度与下渗强度有关。b.分布：超渗产流主要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。饱和气流方式：其一为包括饱和地面径流，土壤径流及地下径流三种产流机制的类型；其二为包含饱和地面径流与壤中径流两种产流机制的类型；其三为包含饱和地面径流与地下径流两种产流机制的类型。a.特点：土壤比较湿润，且接近地下水面有毛管水带，土壤层缺水量较小，一次性降水下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。b.分布：多发生在包气带较薄，植被较好，土壤透水性强，下渗强度大的地区。超渗与饱和产

23、流交替型方式。61、 超渗产流与饱和产流的区别：前者决定于降雨强度，而与降雨量大小关系不大，后者决定于降雨量的大小，与降水强度无关；一般来说潮湿地区以饱和产流为主，干旱地区以超渗产流为主。62、 流域汇流的影响因素：降水特性的影响:。流域地形坡度的影响：流域的形状的影响：水力条件的影响：63、 水情要素：水清要素是以表达流水水情势变化的主要尺度。他包括水位、流速、流量等。64、 水位：指水体的自由高出某一基面以上的高程。65、 水位过程线：水位随时间变化的曲线，一时间为横坐标，水位为纵坐标点绘的曲线，按需要可以绘制日月年、多年等不同时段的水位过程线。66、 水位历时曲线：历时是指一年中等于或大

24、于某一水位出现的次数之和。水位历时曲线即以水位为纵坐标，以历时为横坐标，有高水位至低水位依次计算各线水位的累计次数，绘成的曲线称水位历时曲线。67、 流速：只河水中水质点在单位时间内移动的水量。68、 谢才公式：断面的平均速度=与糙率有关的流速系数乘以水力半径和水面比降乘积两者的开方。V C R I69、 流量：只单位时间内流经某一过水断面的。70、 年径流量：某一年度内通过河流某断面的水量71、 洪水：大量降水或积雪融水在短时间内汇入河槽，形成特大的径流，称为洪水。72、 洪水过程线：暴雨洪水在出口断面的响应，也可以通过流量过程线表达，成为流量过程线。分析这个可以得到：洪峰流量、洪水总量，洪

25、水总历时这三个要素。73、 历史洪水的调查：在该河段可能查到的比通常洪水要大的多的洪水。74、 历史洪水调查的内容：1，调查前因手机河流有关的水文、气象、地质及原有勘探的设计报告和地方志等资料。2、调查历史上洪水的发生情况，包括时间，来源、本流域及附近降水情况，洪痕的位置，确定最大最小的各次洪水的顺序和重现期，并在野外标志出来。3，进行简易地形和洪痕的高程测量。4、整理分析测量结果并推算洪峰流量；5、编写历史洪水报告。75、 河水纵向运动过程，除了原来的稳定水流以外，还应加上河槽中洪水波的运动过程。76、 洪水波：若雨前河道原有一稳定水面，降水后流域地表径流大量注入河槽形成的水波。77、 附加

26、比降：洪水波水面比降与同水位下的稳定流水面比降之差78、 在稳定流的时候，水位与流量之间是单值关系；行洪时，涨洪的附加比降0，水面比降越大，断面平均流速也越大，故水位相同的情况下，涨水段的流量必大于稳定流时的流量，导致涨水段的水位流量关系曲线偏于稳定流时的右方。相反，退洪的附加比降0，在水位相同的情况下，退水段的流量小于稳定流时的流量，形成了退水段的水位流量关系曲线偏于稳定流时的左方。79、 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，这种环境多多与纵向水流结合在一起，成为螺旋流。根据形成环流动力因素的差异，纵流环流又分弯道螺旋流与复合螺旋流两种。横轴环流：横轴

27、环流的旋转轴呈水平状，它与纵向的主流相垂直。斜轴环流：斜轴环流的旋转轴也呈水平状，它与纵向主流斜交。竖轴环流：竖轴环流的旋转轴呈铅直方向与主流及河底相垂直，是相对封闭的回旋流。80、 河流泥沙主要是流域地表流水侵蚀作用的产物。81、 侵蚀模数：每平方公里面积上，每年侵蚀下来并汇入 河流的泥沙吨数;82、 含沙量：单位体积浑水中所含泥沙的重量。83、 流域的侵蚀模数和河流含沙量主要取决于：流域上暴雨集中的程度；土壤结构与组成；地表切割程度；地面坡度及植被覆盖的条件84、 河流泥沙的运动不仅与水力条件、水流结构有关，而且与泥沙特性有关。泥沙特性包括颗粒的大小、形状、容重及泥沙的水力特性。85、 泥

28、沙的沉降速度：泥沙以均匀速度下沉的运动速度，也称泥沙的水力粗度。泥沙的沉降速度是反映泥沙水力特性的一个十分重要的指标。组成河床的泥沙，如果其沉降速度越大，则抗冲性越强；随水运动的泥沙沉降速度越大，沉淀于河床的倾向性越大86、 推移质运动：1、单颗泥沙的推移运动2、群体泥沙的推移运动 3推移质输沙率87、 起动流速：接近河底的水流速度增加到一定数值时，作用于泥沙颗粒的力开始失去平衡，泥沙便开始起动，这使得临界速度称为起动速度。88、 止动流速：当流速减小到某数值时，运动着的泥沙便停止在河床上不动了，此时的临界流速称为泥沙的止动流速。89、 扬动流速：当流速增大到一定程度后，泥沙不再回到河床上，而

29、是悬浮在水中，随水流一起下移，这时的水流速度称为扬动流速。90、 起动，止动，扬动流速的关系：起动流速是泥沙从静止到运动的临界值，止动流速是从运动到静止的临界值，扬动流速是从河床滑动到悬浮的临界值。91、 水流挟沙的因素：流速水深或水力半径、泥沙粒径或沉降速度92、 浆河现象：当含沙量超过一定极限后，在洪峰忽然退落、流速迅速减小的情况下，有时整个水流不能保持流动状态就停滞不前。这种造成河槽堵塞的现象被称为浆河现象。93、 揭河底现象：当通过高含沙大洪峰时，河床发生强烈的冲刷，可以看到厚达1米的成块河床淤积物被掀起露出水面，再塌落水中，或者把成片的河床淤积物象卷地毯一样卷起，一次洪峰可以将河床冲

30、深几米乃至近十米，这种高含沙水流的强烈冲刷现象，称为揭河底。94、 冰川成冰过程：雪的沉积 粒雪化 成冰作用95、 冰川的类型：按冰川形态和运动特征划分：大陆冰盖、山岳冰川。按冰川发育的水热条件和物理性质：大陆型、海洋型。96、 冰川的前进与后退： 冰川年总积累与总消融的差额。负值：则冰川退缩和减薄；正值：则冰川前进和增厚。97、 冰川运动与河流运动的异同点：相似点：1、主要影响因素相似：冰（水）量、坡降、冰（槽断面面积等；2、垂线和断面流速分布相似：自中央向两侧、自表面向底部逐渐减小；不同点：1、冰川是固体流，河流是水体流；2、冰川运动速度只有河水流速的几万分之一，平均流速的单位只能以厘米计

31、算；3、 冰川运动速度与温度有关，河流运动速度与温度无直接关系；4、冰川运动速度沿程变化：自补给区向雪线方向逐渐增大，雪线附近最大，夏季快、冬季慢；河流运动速度沿程变化：自上游向下游逐渐减小。5、冰川跃动/波动，河流无此现象。有一些冰川，运动速度时缓时快，称为冰川跃动/波动，是冰川运动的一种特殊形式98、 冰川融水对大气的影响：1、冰盖： 南极冰盖：巨大的“冷源”，高压中心，既强又稳定。冷高压使南极盛行南风和东南风，风速离大陆中心愈远愈大，吹至冰面陡急的冰盖边缘时，形成强大下降风。冷高压使气旋很难深入南极大陆，年降水量非常少。2、山岳冰川：（1）降水：据部分高山冰川的气象观测，山地中

32、部森林带出现丰沛的降水带外，在高山冰川带还存在另一个更大的降水带：（2）风：冰雪覆盖的山头是个冷中心，形成稳定的下沉气流，紧贴冰川表面吹向下游，形成“冰川风”；在傍晚，冰川风和山风迭加在一起，风势特强；白天则因谷风上吹而有所减弱。99、 冰川与海洋的相变转换：地球上气候转冷的时候，冰川的规模就大，大量的水从海洋转移到冰川上储存起来，导致海面降低。气候转暖时，冰川退缩，大量的冰川融水又通过河流注入大海，导致海面抬升100、 湖泊：湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，是湖盆，湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。101、 湖泊的类型：按湖盆成因分类：构造湖、火口湖、堰塞湖、河成湖、风成

33、湖、冰成湖、海成湖、溶蚀湖。按湖水的补排情况分类：吞吐湖、闭口湖。按湖水的矿化度分类：淡水湖、微咸水湖、咸水湖、盐水湖。按湖水营养物质分类：贫营养湖、中营养湖、富营养湖。102、 水库的组成：拦河坝，输水建筑和溢洪道（称泄洪建筑物，供渲泄洪水、作防洪调节与保证水库安全之用，故有水库的太平门之称。）103、 一个水库的总库容包括以下三个（出去死水位）104、 死水位：水库在调蓄过程中有一个设计的最低水位，根据发电最小水头和灌溉最低水位而确定，同时也考虑泥沙淤积情况。105、 死库容：死水位以下的库容不能用以调节水量。106、 兴利库容：为了满足灌溉，发电等需要而设计的库容，称107、 防洪库容：

34、为调蓄上游入库洪水，削减洪峰，减轻下游洪水威胁，以达到防洪目的的库容。108、 水库异重流：是两种比重不同的流体相汇合，由于比重的差异而发生的相对运动。在运动过程中，各层流体能保持其原来的特性，不因交界面上的紊动作用而发生全局性的掺混现象。清浑水的重量差。 109、 水库异重流的特性：异重流发生后，由于异重流体受到上层清水的包围，并受上层流体的浮力作用，故异重流体的有效重力（重力与浮力之差）大大减小。据研究，浑水的有效重力为原重力的1%1。由于重力作用大大削弱，使惯性力的作用相对显得十分突出。（1）相对突出的惯性力作用，使异重流能够轻易超越障碍及爬高，这是一般水流运动做不到的。（2）由于重力作

35、用减弱，阻力作用也显得十分突出，故异重流的运动速度是很小的，通常只及一般水流的1/101/30。110、 沼泽是地表土壤层水过饱和的地段。111、 沼泽的三个特征;地表经常过湿或有薄层积水；其上生长湿生植物或沼生植物；有泥炭积累或无泥炭积累，但均有潜育层存在。112、 入海河口的三个区段及径流特征：近口段：自潮区界至潮流界。特征：由于受潮水的顶托，水位随有周期性的升降，但流向始终指向下游，径流作用占绝对优势。河口段：自潮流界至口门。特征：径流与潮流作用势均力敌，水流呈周期性往复流，水位也有周期性涨落。口外海滨段：自口门至水下三角洲前缘。特征：径流因素影响逐渐削弱直至消失，潮流波浪等因素则起主要

36、作用。113、 河口区潮汐的四个阶段：1、海洋潮波自外海进入河口之初，海水因为比重大，从河底插入，使水位抬高，流速减小。但水流方向然指向海洋，此时可能出现上下层方向相反的水流。2、随着潮流的不断进入，水位持续上涨，以致潮流超过河水下泄的速度，水面呈逆比降。期间当出现潮流潮流速度与河水下泄速度相互抵消的阶段，断面流速为0，成为落潮憩流；3，当海洋水一开始落潮，河口内的水位也会下降，流向依然指向上游；4、河口水位持续下降，水面回复正比降，在流向转向期间，出现短暂的时间，面流速为零，成为涨潮憩流。114、 河口区泥沙的来源 ：1) 河流径流挟带的下行泥沙2) 海洋潮流挟带的上行泥沙3) 河口区局部运

37、动的泥沙115、 河口泥沙的絮凝：带有负电荷的泥沙胶粒与海水中的例子发生离子代换，致使部分泥沙颗粒之间产生引力，颗粒相互聚集变大。当紊动垂直分速小于其沉降速度时，泥沙下降。就像在豆腐浆里加入酱油会凝成豆腐花一样。这是河口泥沙的独特现象。影响絮凝的因素有两个：含盐度和含沙浓度。第四章116、 洋：时间大洋的中心部分和主体部分，远离大陆，深度大，面积广，不受大陆影响，具有较稳定的理化性质和独立的潮汐系统，以及强大洋流系统的水域（太平洋，大西洋，印度洋，北冰洋）。117、 海：靠近大陆，深度浅，面积小，兼受洋陆影响，具有不稳定的理化性质，潮汐现象明显，并有独特海洋系统水域。118、 地中海：位于大陆

38、之间的海，分为陆间海，内陆海。119、 边缘海：位于大陆边缘的水域，一部分以大陆为界，另一部分以岛屿，半岛，群岛与大洋分开。120、 海湾：是海洋伸入大陆的部分，其深度和宽度向大陆方向逐渐减小的水域。潮差较大121、 海峡：连通海洋与海洋之间狭窄的天然水道。水流急，潮速大，上下层或左右两侧海水理化性质不同，流向不同。122、 海洋地貌的基本特征：大陆边缘、大洋盆地、洋中脊123、 波浪：每个水质点作周期性运动，所有水质点相继振动，便引起水面呈周期性起伏。124、 波的分类：按波的周期：1、按波的周期（频率）分类：表面张力波；短周期重力波；重力波；长周期重力波；长周期波；长周期潮波；2、按成因分

39、类；风浪和涌浪： 在风的直接作用下，水面出现的波动，称风浪；风浪离开海区传至远处或风区外，风停息后所留下的波浪，则称为涌浪。 内波 ：发生在海洋内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。潮汐波： 海水在引潮力作用下产生的波浪。海啸： 由火山，地震或风暴等引起的巨浪。3、按照水深相对波长大小可分为：1）深水波： 是水深相对波长很大的波，主要集中在海面以下一个较薄的水层内，又称为表面波或短波。2）浅水波 ：是水深相对波长很小的波，又称为长波4、按波形的传播性质分类：1）前进波（进行波）：波形不断地向前传播的波浪。2）驻波：波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断 地升降交替着的波浪1

40、25、 潮汐：海水的周期性涨退现象。126、 潮汐的类型：半日潮、全日潮、不正规半日潮、不正规全日潮。127、 半日潮：在一个太阳日内，有两次高潮和两次低潮，而且两相邻高潮或低潮的潮高几乎相等，涨落潮时也几乎相等的潮汐。一个太阴日内，只有一次涨潮和一次落潮，形成全日潮。不正规半日潮：在一个太阴日内：也有两次高潮和低潮，但是潮差不等。不正规全日超：在半月内，较多数天数有不规则半日潮，但有时一天里也发生一次高低潮，但是全日超不超过7天。128、 潮汐的成因：海洋潮汐由月球和太阳的引潮力引起，以月球为例，就地球而言，作用其上有两个力：月球对地球的吸引力和地球绕地月公共质心作平运动时受到的惯性离心力。

41、这两个历史引起潮汐的原动力。129、 潮流是海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平运动，它和潮汐现象是同时产生的。130、 潮流的运动形式有两种：旋转流（回转流）、往复流131、 洋流：即海流。指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区平地或垂直地向另一海区规模的非周期性运动。132、 洋流的分类：风洋流：是在风力作用下形成的。密度流：是由于海水密度分布不均引起的，当摩擦力忽略不计时，密度流又称地转流或梯度流。补偿流：由于海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。按运动方式课分为上升流和下降流；按冷热可分为暖流和寒流；按地理位置可分为赤道流，大洋流，极低流和沿岸流。1

42、33、 风海流：海水在风的切应力作用下形成的水平运动。134、 风海流的负效应：由于风海流的体积运输而导致的海流，在北半球稳定的反气旋控制的海区内，风围绕反气旋中心作顺时针方向的流动，反气旋中心的海水暖而轻，密度小，反气旋周围的海水冷而重，密度大，海水密度在水平方向的这种不均匀分布，将产生一支与风向一致的表面环流，称为反气旋大洋环流，相反的，产生了气旋大洋环流。135、 地转偏向力：对于单位质量的物体：f=2vsin     式中，f单位质量物体所受到的地转偏向力；地球自转角速 地理纬度v物体的运动速度。136、 （一）世界大洋表层环流系统：海

43、面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流；2）以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流；3）南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；4）在南极大陆形成绕极环流；5）北印度洋形成季风环流区137、 中尺度涡旋：气旋式涡旋： 在北半球逆时针旋转，其中心海水自下向上运动，使海面升高，将下层冷水带到上层较暖的水中，使涡旋内部的水温比周围海水低，又称冷涡旋。反气旋式涡旋： 在北半球顺时针旋转，其中心海水自上向下运动，使海面下降，携带上层的暖水进入下层冷水中，涡旋内部水温比周围水温高，又称暖涡旋。138、 中尺度涡：海洋中直径约有

44、100300km，寿命约为2-10个月的涡旋。139、 厄尔尼诺现象：一弱表层暖流，沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到大约南纬6度 ，在异常年份，发生灾难性移位，赤道东太平洋冷水域中海温异常升高，沿岸上升流消失，导致秘鲁渔场减产，南美洲西部连降大雨。第五章140、 地下水：存在于地表以下岩土层空隙中的各种不同形式水的统称。141、 含水介质：既能透水，又饱含水的多孔介质。142、 含水层：贮存地下水，并在自然状态或人为条件下，能够流出地下水的岩体。143、 隔水层：虽然含水，但几乎不透水或透水能力很弱的岩体。144、 含水介质的空隙性：孔隙率：以空隙体积与包括空隙在内的岩土体积之比表示。岩溶率

45、：表示溶隙的多少，即溶隙的体积与包括溶隙在内的岩体的体积的比值。裂隙率：裂隙体积与包括裂隙在内的岩石体积的比值。145、 含水介质的水理性质：容水性：在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能。持水性：饱水岩土在重力作用下排水后，依靠分子力合毛管力保持一定水分的能力。给水性：饱水岩土在中立作用下能自由排水的性能。透水性：在一定条件下，岩土允许水通过的性能。贮水性：表示承压含水介质的贮水能力。146、 蓄水构造：由透水岩层与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。147、 蓄水构造体需具备3个基本条件：1、要有透水的岩层或岩体所构成的蓄水空间；2、有相对的隔水岩层或岩体构成的隔水边界

46、；3、具有透水边界，补给水源和排泄出路。148、 地下水流关系的基本特征：空间上的立体性。流线组合的复杂性和不稳定性。流动方向上的下降与上升并存性。涉及区域范围一般比较小。149、 包气带 土壤水带 结合水150、 中间过渡带151、 毛细水带 毛管水152、 饱和水带 潜水带 重力水153、 承压水带154、 地下水不同层次的力学结构薄膜水：又称弱结合水，它们受分子力的作用，但与其岩土颗粒之间的吸附力要比吸湿水弱的多，并随薄膜加厚分子力的作用不断减弱，直至向自由水过渡。毛管水：当岩土的空隙小于1mm，空隙之间彼此连通，就像毛细血管一样，当这些细小空隙贮存液态水时，就形成毛管水。重力水：当含水

47、层中空隙被水充满时，地下水分将在重力作用下在岩土孔隙中发生渗透移动，形成渗透重力水。155、 一）按地下水的贮存埋藏条件分类156、 1. 包气带水：结合水（吸湿水、薄膜水）毛管水（毛管悬着水、毛管上升水）重力水（上层滞水、渗透重力水）157、 2. 饱水带水：潜水 承压水 158、 （二）按岩土的贮水空隙的差异分类159、 1. 孔隙水2. 裂隙水 3. 岩溶水160、 包气带：位于地球表面以下，潜水面以上的地质介质，包括土壤水带，中间过渡带，毛细水带三个亚带。161、 包气带水：贮存在地下自由水面以上的包气带中的水。162、 包气带水的主要特征：包气带含水率和剖面分布最容易受外界条件影响，尤其是与降水，气温等气象因素关系密切，呈强烈季节性变化。包气带在空间上的变化，主要体现在垂直剖面上的差异，愈近表面，含水率变化越大，逐渐向下层，含水率变化趋于稳定而又规律。包气带含水率变化还与岩土层本身结构，岩土颗粒的机械组成有关。163、