水文学和水文地质
水文学基本概念
地球上的水以液态、固态、气态的形式分布于海洋、陆地、大气和生物机体中，这些水体构成了地球的水圈。
水圈中的各种水体通过这种不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水文循环，也称为水循环。
降落到地面的雨水，除下渗、蒸发等损失外，在重力的作用下沿着一定的方向和路径流动，这种水流称为地面径流。河流是水文循环的一条主要路径。
一条河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。
河流基本特征可以用河流长度、河流断面（河流沿水流方向各个断面最大水深点的连线称为中泓线，沿中泓线的断面称为河流的纵断面）、河道纵比激降（任意河段两端水面或河底的高度差称为落差）等来表示。
斯特拉勒河流分级法：直接发源于河源的小河流为一级河流；两条同级别的河流汇合而成额河流级别比原来高一级；两条不同级别和河流汇合而成的河流的级别为两条河流中的较高者。以此类推至干流，干流是水系中最高级别的河流。
汇集地面水和地下水的区域称为流域，即分水线包围的区域。分水线有地面、地下之分。当地面分水线与地下分水线相重合，成为闭合流域，否则称为不闭合流域。在实际工作中，一般流域多按闭合流域考虑。流域是相对某一出口断面而言的，当不指明断面时，流域即指河口断面以上区域。 流域的基本特征：流域面积（流域分水线包围区域的平面投影面积，记为F，以“km2”计）；河网密度（流域内河流干、支流总长度与流域面积的比值称为河网密度，以“1/km”计）；流域的长度（就是流域轴长，记为L，以“km”计）和平均宽度（即流域面积与流域长度之比B=F/L，以“km”计）；流域形状系数（即流域平均宽度B与流域长度L之比）；流域的平均高度和平均坡度；流域自然地理特征（流域的地理位置——反应流域气候和地理环境；流域的气候特征——决定流域的水文特征；流的下垫面条件——对流域汇流有重要影响作用）。
降水量P –净蒸散发量E –流域出口断面总径流量R = 时段内该流域的蓄水变量?S 对于多年平均情况，流域多年平均降水量 = 多年平均径流量 + 多年平均蒸发量
河流中的泥沙，按其运动形式可大致分为悬移质、推移质和河床质三种类型。单位体积的浑水内所含泥沙的重量，称为含沙量，单位为kg/m3；单位时间流过某断面的泥沙重量，称为输沙率，单位kg/s。 断面的多年平均年输沙总量，等于多年平均悬移质年输沙量与多年平均推移质年输沙量之和。 流域单位面积的输沙量，称为侵蚀模数。
??=104?? ??，??为多年平均含沙量，J为河流平均比降，??侵蚀系数：冲刷剧烈大的区域为6～8，中等的区域为4～6，轻微的区域为1～2，极轻微的区域为0.5～1
????=??????，????为多年平均推移质年输沙量，????为多年平均悬移质输沙量，??推移质输沙量与悬移质输沙量的比值：平原地区为0.01～0.05，丘陵地区为0.05～0.15，山区为0.15～0.30
一般方法是把悬移质级配中大于97%的粒径作为推移质粒径的下限，直接推算推移质输沙量。 径流
径流是指降水所形成的沿着流域面积和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。分为地面径流（或地表径流）；地下径流；河川径流。陆地降水的34%转化为地面和地下径流汇入海洋。 径流的形成过程一般分为产流过程和汇流过程。降雨扣除损失后的雨量称为净雨，与径流在数量上相等，也称产流量，分为地面净雨和地下净雨。汇流分为坡地汇流（分为坡面漫流、表层流径流、坡地地下汇流）和河网汇流。
河川径流在一年内和多年期间的变化特性，称为径流情势，前者称为年内变化或年内分配，后者称为年际变化。常用流量（单位时间内通过河流某一断面的水量，记为Q，单位“m3/s”，流量过程线的最高点称为洪峰流量，记为Qm）、径流量(指在时段T内通过河流某一断面的总水量，记为W，单位“m3”)、径流深（将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度，记为R，单位“mm”，R=W/(1000、
径流模数（流域出口断面流量与流域面积之比值，记为M，单位“L/(s2km2)”，M=1000Q/F）、径流系数（某一时段的径流深R与相应时段内流域平均降雨深度P之比值，α=R/P）等参数来表示。 设计年径流是衡量工程规模和确定水资源利用程度的重要指标。水资源利用工程包括水库蓄水工程，供水工程，水力发电工程和航运工程等，其设计标准用保证率表示，即工程规划设计的既定目标不被破坏的年数占运用年数的百分比。
所谓较长年径流系列应不小于20年。资料的可靠性审查包括：水位资料的审查、水位流量关系曲线的审查、水量平衡的审查。
年径流系列具有一致性是指组成该系列的流量资料，都是在同样的气候条件、同样的下垫条件和同一测流断面上获得的。年径流系列的代表性，是指该样本对年径流总体的接近程度，如接近程度较高，则系列的代表性较好。
水文要素频率分析的通用方法一般采用适线法，我国大多数河流年径流频率分析可用P-Ⅲ型分布曲线。 P-Ⅲ型年径流频率曲线有三个参数，其中均值??一般直接采用矩法计算，变差系数CV可先矩法计算，再根据适线拟合最优的准则进行调整，偏态系数CS，一般直接采用CV的倍比，CS=（2～3）CV。 一次降雨形成径流过程中的损失量包括植物截留，填洼，补充土壤缺水和蒸发。
在设计年径流的分析计算中，把短系列资料展延成长系列的资料的目的是增加系列的代表性。 设计洪水
设计洪水包括设计洪峰流量、不同时段设计洪量及设计洪水过程线三个要素。推求设计洪水的方法有两种类型，即由流量资料推求设计洪水和由暴雨资料推求设计洪水。 洪水设计资料的审查需要审查资料的可靠性、一致性和代表性。
特大洪水处理的关键是特大洪水重现期的确定和经验频率的计算。连续序列中各项经验频率????=??+1，不连续系列的经验频率，有独立处理法和统一处理法两种。
用适线法估计频率曲线的统计参数之前，一般采用矩法初步估计参数，对于不连续序列，假定n-l年系列的均值和均方差与除去特大洪水后的N-a年系列的相应值是相等的。
设计洪水过程线是指具有某一设计标准的洪水过程线。目前仍采用放大典型洪水过程线的方法，使其洪峰流量和时段洪水总量的数值等于设计标准的频率值。根据工程和流域洪水特性，可以选用同频率放大法或同倍比放大法。
从水库防洪安全着眼，峰形比较集中，主峰靠后的洪水过程对工程防洪运用较不利。 用同频率放大法求得的洪水过程线，适用于洪峰洪量均对水工建筑物防洪安全起控制作用的工程。按洪峰放大得到的设计洪水过程线，适用于洪峰流量起决定性的工程，如堤防、桥梁、调节性能低的水库等；按洪量放大得到的设计洪水过程线，适用于洪量起决定性的工程，如调节性能高的水库、分洪滞洪区等适用于防洪安全主要由洪峰或时段洪量控制的水工建筑物。 当流域面积较小时，流域平均雨量的重现期与相应洪水的重现期相近。 根据我国暴雨特性及实践经验，我国暴雨的CS与CV的比值，一般地区为3.5左右；在CV>0.6的地区，约为3.0；CV<0.45的地区，约为4.0。
密度函数f(x)，反映随机变量X落入dx区间的平均概率；分布函数F(x)（水文学上通常称累积频率曲线，简称频率曲线），反映随机变量X超过某个值x的概率。
反映位置特征参数——平均数/数学期望。对于离散型随机变量??= ????=1????????（离散型随机变量的平均数是以概率为权重的加权平均值）；对于连续型随机变量E ?? = ?????? ?? ????。数学期望和平均数代表整个随机变量的总体水平的高低，它为分布的中心。
反映离散特征参数：标准差（均方差）?= ?? ????? 2，?值越大，分布越分散；?值越小，分布越集中。变差系数（离差系数、离势系数），对于均值不同的两个系列，用均方差来比较其离散程度就不合适，则要采用均方差和均值的比来表示????=?? ?? =??，其值越大，分布越分散，越小越集中。 反映对称特征的参数——偏态系数（偏差系数）????=
?? ????? 3
??3??
????
??
，当密度曲线对均值对称，????=0；若不
对称：????>0，成为正偏；????<0，称为负偏。 水文测流误差、抽样误差等一般服从正态分布。 P-Ⅲ型曲线离均系数φ值表，则????= ????????+1 ??
估算方法有矩法、适线法、极大似然法和权函数法等。 P=1 – 1/N，P为频率，N为重现期。
确定历史特大洪水重现期的方法是，由历史洪水调查考证确定。 用典型洪水同频率放大推求设计洪水，则有设计洪水过程线的峰等于设计洪峰，不同时段的洪量等于相应的设计洪量。用同倍比放大法仅能洪峰相等或洪量相等。 对特大洪水的处理的内容主要是经验频率和统计参数的计算。
采用暴雨资料推求设计洪水的主要原因是由于径流资料不足或要求多种计算方法进行比较。 暴雨资料系列的选样是采用固定时段选取年最大值法。
当流域面积较大时，流域的设计面雨量可以用流域中心站设计点雨量乘以点面折算系数代表。 暴雨动点动面关系是暴雨中心点雨量与相应的面雨量之间的关系。
某一地区的暴雨点面关系，对于同一历时，点面折算系数随流域面积的增大而减小。 地下水储存 岩土中的空隙，即为地下水的储存场所和运移通道。将岩土中的空隙作为地下水储存场所与运动通道来研究时，可将空隙分为三大类，即松散岩土中的孔隙、坚硬岩石中的裂隙及可溶性岩石中的溶隙。 岩土孔隙度的大小主要取决于颗粒排列情况及颗粒分选程度。此外颗粒的形状及颗粒胶结程度也是影响空隙度的主要因素。自然条件下松散岩土的颗粒分选性较差，即颗粒大小越悬殊，孔隙度则越小。组成岩石颗粒形状越不规则，棱角越明显，通常排列就越松散，孔隙度也越大。松散岩土被胶结物胶结充填，此时孔隙度也有所降低。
裂隙按其成因可分为风化裂隙、成岩裂隙和构造裂隙。 岩土空隙中的液态水分为结合水（受到固相表面的吸引力大于其自身重力的那部分水。分为强结合水（吸着水）[呈固态不能流动，不能被植物吸收；平均密度2g/cm3]和弱结合水（薄膜水）[其外层可被植物吸收利用]）、重力水和毛细水（分为支撑毛细水、悬着毛细水。支撑毛细水通常越靠近地下水面含水率越大，悬着毛细水通常越靠近地表含水量越大。毛细水在地下水与大气水、地表水相互转化过程中起着重要的作用和影响）。
容水性，岩土能容纳一定水量的性能。常用含水率这一指标表示容水状况，分为体积含水率（含水体积与包括孔隙在内的岩土总体积之比）和重量含水率（含水的质量与干燥岩土的质量之比）。 容水度，即指岩土完全饱水时所容纳的最大水体积与岩土总体积之比，是度量容水性的指标。
持水性，含水岩土在重力作用下释水时，由于固体颗粒表面的吸附力和毛细力的作用，使在其空隙中能保持一定水量的性能。度量持水性的指标为持水度，即指饱水岩土在重力作用下，经2-3天释水后，岩土空隙中尚能保持的水体积与岩土总体积之比，这时的岩土含水率也称为田间持水率。
给水性，含水岩土在重力作用下能自由释出一定水量的性能。度量给水性的指标为给水度，是指饱水岩土在重力作用下释出的水体积与岩土总体积之比，在数值上它等于容水度减去持水度，也就是岩土的饱和含水率与田间持水率之差。
储水性，定量指标是储水率（弹性储存率），是指压力水头变化一个单位时，由于弹性（骨架压缩和水体膨胀）而从单位岩土中释放或储存的水量，其量纲为L-1
透水性，岩土的透水性主要取决于岩土空隙的尺度、数量及连通性。决定岩土透水性优劣的主要因素是空隙的大小，其次才是空隙的数量。度量岩土透水性的指标是渗透系数。渗透系数越大，表明岩土的透水性越强；反之，则越弱。
含水层是指能够透过并给出相当数量水的岩土。含水层不但储存有水，而且水可以在其中运移。隔水层可以储存有水但是不能透过和给出水，或透过和给出的水的数量很小的岩层。
在距地表一定深度存在着饱水的地下水面，而地下水面以上的岩土空隙为非饱和状态，包含有与大气相连通的气体，称为包气带，储存其中的水称包气带水，地下水面以下的岩土空隙则全部为液态水所充满，即有结合水，也有重力水，称为饱水带。饱水带中，由于含水层所受隔水层限制的状况不同，又分为潜水（是地表以下埋藏在饱水带中第一个具有自由水面的重力水。在潜水流的渗透途径上，任
意两点的水位差与该两点的水平距离之比，称为潜水流在该处的水力梯度。潜水排泄分为径流排泄和蒸发排泄）和承压水（承压水是充满于两个隔水层之间的含水层中具有静力压力的重力水，如未充满水则称为无压层间水。承压水能明显分出补给区、承压区和排泄区。承压水排泄分为径流排泄和越流排泄）。 地下水运动
地下水运动一般是指地下水受重力、毛细力、分子吸力等综合作用下，在多孔介质空隙中的渗透流动。 地下水流态用雷诺数来判别，Re=
??????
，V为地下水的渗流速度，d为含水层颗粒的平均粒径，υ为地
下水运动黏滞系数。由层流过渡到紊流时的临界雷诺数在60～150范围内。
根据地下水运动要素（如水头H、渗透速度V、水力梯度I、渗透流量Q等）随时间变化的特征，地下水运动还可分为稳定流运动和非稳定流运动。 达西定理：Q=K
?????
??=KIA，V=KI，K为渗透系数，I为水力梯度，V为渗透速度，A为过水断面。当
水力梯度在0.00005～0.05之间变动时，地下水流的雷诺数Re≤1～10达西定理都是成立的。 V实=Q/（nA）=V/n，n为岩土的孔隙率。渗透速度V永远小于实际平均流速V实。
地下水向潜水完整井的运动：Q=πK???? ??/?? =1.366?????? ??/?? ，Q单位m3/d，K单位m/d；漏斗的浸
0
0
??2??02
??2??02
润曲线：?=?0+?????????? 0
22
????
地下水向承压完整井的运动：Q=
2?????? ????0 ???? ??/??0
0
=2.73???? ??/??，M为承压水高度；h=?0+2????????????
0
0
??????????
裘布依假定：忽略地下水渗透流速在垂直向的分量。
地下水的分布特征
孔隙水主要储存于松散沉积物中。
洪积物中的地下水：根据洪积扇组成物质的不同，可将洪积扇分为三带：砂砾石带（也称为潜水深埋带，水交替强烈，蒸发作用微弱，溶滤强烈，水质良好，矿化度低于1g/L）；粗粒沉积交错过渡带（也称为潜水溢出带，地下水既有上部潜水层，也有下部承压水层，往往形成壅水；由于径流途径加长，蒸发增强，水分含盐量增加，又称为盐分过路带。）；黏性细土带（该带毛细上升高度常能达到地表，故潜水蒸发极为强烈，水运动主要表现垂直交换，潜水矿化度增大，可超过3g/L，在干旱地区特别是内陆盆地，常发生土壤盐渍化）。洪积物总的分布规律是：从山前到平原，地形坡度由陡变缓，岩性由粗变细，透水性由强变弱。含水层富水性由多变少，潜水埋深由大变小，矿化度由低变大。承压水水头由小变大。
冲积物中的地下水：冲积物是由经常性的河流水流形成的沉积物。在山区，含水层分布范围不大，但透水性强，富水性好，水质也好；在平原地区一般是沉降带，形成的冲积物较厚，其中常常储存有水量丰富、水质良好且易于开采的浅层淡水。
湖积物中的地下水：湖积物属静水沉积，沉积物一般分选良好，层理细密，自岸边向湖心颗粒由粗变细。湖心以细粒淤泥质黏土沉积为主，水质不好，有淤泥臭味，使用价值不大。在河流入湖口的三角洲沉积物中，由于颗粒较大，常含有水量较丰富的地下水，既有潜水，也有浅层承压水。 滨海沉积物中的地下水：滨海三角洲属海相与陆相的交错沉积，其中含水层岩性主要为细砂和粉细砂，富水性差，且受海水影响，含盐量高，一般不能用于供水，但有时滨海区深层可含有水量丰富、水质良好的承压水，埋藏深度一般在80～120m以下。
黄土中的地下水：黄土沉积物以粉土颗粒为主，并发育有垂直的裂隙及孔洞、根管、虫穴等，故黄土又称大孔土。由于这些垂直孔隙的发育，使黄土在垂直方向上的渗透能力远较水平方向强。此外，黄土见水后往往下沉，称黄土的湿陷性。黄土中含有可溶盐较多，地下水含盐量一般较高。最干旱的北部地区，地下水矿化度为3～10g/L，相对湿润的南部，矿化度多小于1g/L
沙漠风沙层中的地下水：风沙潜水的形成与当地的气候、水文、地形、地质等因素有关。气候和水文条件决定着地下水的补给和排泄。地形和地质条件则影响地下水的储存和分布。沙漠内风砂潜水的补给来源有：地表水的入渗、大气降水的入渗、凝结水的补给、沙丘下伏淡水含水层自下而上的补给（河
流两旁的潜水、湖盆边缘的潜水、沙漠边缘低洼处的潜水、砂丘间洼地潜水）。
裂隙水：层状裂隙水、脉状裂隙水。裂隙水分为：风化裂隙水（分布广泛，埋藏浅，水质较好，易于开采，一般水量不大）、成岩裂隙水（各类岩石中，以喷出岩和侵入岩的成岩裂隙最具有水文地质意义）、构造裂隙水（塑性岩石常构成隔水层，脆性岩石常构成含水层）。导水断层具有特殊的水文地质意义，可同时起到储水空间、集水廊道与导水通道的作用。 岩溶水：可溶的透水岩层和具有侵蚀性的水流是岩溶发育所必须具备的基本条件。岩溶水的分布极不均匀；补水迅速，补给量很大；集中排泄；水位、水量变比幅度大，对降水反映明显。 决定岩土透水性好坏的主要因素是孔隙的数量、大小、形状和连通性。 裂隙水的运动特征是水流呈明显的各向异性。 地下水资源评价
地下水资源由三部分组成，即补给量（分为天然补给量[垂直补给和侧向补给]和人为补给量[开采补给和人工补给]）、消耗量（天然消耗量和人为消耗量）和储存量（按埋藏条件分为容积储存量和弹性储存量；按其实否参与天然条件下的水的转换分为可变储存量和不变储存量）。
储存量的计算：容积储存量Q容=μFH（μ含水层的给水度，F含水层分布面积，H含水层的厚度）；弹性储存量Q弹=μeFh（μe弹性释水系数，h承压水的压力水头高度）；可变储存量Q调=μF△H（μ含水层变幅内平均给水度，△H地下水位变幅）。
补给量的计算：降水入渗补给量Q降=αPF（α降水入渗系数，P为降水量，F含水层分布面积）；越流补给量Q越=F△HK’/m’(△H弱透水层上下水头差，K’开采层与补给层之间的弱透水层的垂直渗透系数，m’弱透水层的厚度）；灌溉水入渗补给量Q渠=(1-η)Q（η渠系有效利用系数）；侧向补给量Q侧=KIF（K含水层平均渗透系数，I地下水水力坡度，F过水断面面积）；河渠渗漏补给量QRC=(Q上– Q下)（1 - λ）L/L’（L’两测流断面之间的河渠长度，L计算河渠长度，λ修正系数）。 天然消耗量的计算：潜水蒸发量E=C??0= 1?? ??0（??0水面蒸发量，C潜水蒸发系数，n与土质
0
???
有关的指数，n=1～3，?潜水水位深度，?0地下水蒸发极限深度）。
允许开采量的计算：????= ????????? +??+????，????含水层的侧向流入量，????含水层的侧向流出量，
?????W垂直方向上含水层的补给量，??含水层的平均给水度，F计算区面积，???计算时间，即均衡期，??在???时段内含水层的水位平均变幅。
水处理微生物学
细菌
原核生物 放线菌
蓝藻（蓝细菌）
藻类
水中的微生物 酵母菌 细胞形态的微生物 真菌
霉菌
真核生物 肉足类 原生动物 鞭毛类 纤毛类
后生动物
细菌的形态和结构
细菌的大小一般为几个微米（μm）。细菌形态极其简单，从外形上看常见有三种基本（典型）形态，球状、杆状、螺旋状（不足一周的称弧状）。少数细菌为丝状。
非细胞形态的微生物——病毒