水文學(xué)復(fù)習(xí)資料

1、緒 論水文學(xué)：研究地球上水的性質(zhì) 分布 循環(huán) 運(yùn)動變化規(guī)律及其地理環(huán)境 人類社會之間相互關(guān)系的科學(xué)。水體：水的集合體。是地表水圈的重要組成部分，是以相對穩(wěn)定的陸地為邊界的天然水域，包括江、河、湖、海、冰川、積雪、水庫、池塘等，也包括地下水和大氣中的水汽。水文學(xué)發(fā)展簡介： 遠(yuǎn)古至14世紀(jì)末，水文現(xiàn)象定性描述階段，原始觀測 15 世紀(jì)初至約19世紀(jì)末，水文科學(xué)體系形成階段。 定量表達(dá)，水文理論逐漸形成。自計雨量計（1663，C.雷恩）蒸發(fā)器（1687，E.哈雷）流速儀（1870，T.G.埃利斯）水量平衡概念（1674，P.佩羅）謝才公式（1775）道爾頓蒸發(fā)公式（1802）達(dá)西定律（1856） 2

2、0世紀(jì)初至50年代，應(yīng)用水文學(xué)興起階段， 水文觀測理論體系成熟（產(chǎn)匯流理論 等流時線 單位線） 20世紀(jì)50年代后，現(xiàn)代水文學(xué)階段。 引進(jìn)遙感 電算等新技術(shù) 新方法 地理水文研究具有宏觀性 綜合性和區(qū)域性三大特點(diǎn)。 水文現(xiàn)象：水循環(huán)過程中，水的存在和運(yùn)動的各種形態(tài)，統(tǒng)稱為水文現(xiàn)象。特點(diǎn) 水循環(huán)永無止盡；水文現(xiàn)象在時間上的變化既具有周期性又具有隨機(jī)性；水文現(xiàn)象在地區(qū)分布上既存在相似性，又存在特殊性。第一章水分子聚合體結(jié)構(gòu) 水溫 密度之間的關(guān)系。隨著水溫升高，水分子聚合體不斷減少，單水分子不斷增多，當(dāng)溫度高于100呈氣態(tài)，水主要由單水分子組成。隨著溫度降低，水分子聚合體不斷增多，單水分子不斷減少。

3、水溫達(dá)到0結(jié)冰時，單水分子為零，三水分子增加，因?yàn)槿肿咏Y(jié)構(gòu)特性，液態(tài)水變成固態(tài)冰時，體積膨脹10%， 若冰變液態(tài)水，體積減少10%。水溫在3.98時，水的密度最大（二水分子最多），比重為1。水的潛熱蒸發(fā)潛熱： 水從液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)吸收的熱量。凝結(jié)潛熱：水從氣態(tài)轉(zhuǎn)化為液態(tài)放出的熱量。世界大洋表面的溫度分布： 水平分布。（三大洋表面平均水溫均為17.4，太平洋（19.1）印度洋（17.0）大西洋（16.9）。 北半球高于南半球，在南北緯0°-30°之間以印度洋水溫最高，在南北緯50°-60°之間大西洋水溫相差懸殊。 形成原因：熱赤道北移，南半球的熱帶水一部

4、分流入北半球，北半球暖流勢力強(qiáng)大，一直影響到高緯，受大陸和海底地貌影響，北半球的冷水不能大量南流。南半球三大洋相連，并與南極大陸相接，因此冷卻效果特別明顯，印度洋熱帶海區(qū)三面受亞 非 澳大利亞大陸包圍，并受暖流影響，所以水溫最高。 趨勢：水溫從低緯向高緯遞減，在南北回歸線之間的熱帶海區(qū)水溫最高，大洋東西兩側(cè)，水溫分布有明顯差異，寒暖流交匯處，水溫水平梯度較大，夏季大洋表面水溫普遍高于冬季，水溫水平梯度冬季大于夏季。由太陽輻射和洋流性質(zhì)決定。 水溫的垂直分布，從海面向海底呈不均勻遞減趨勢。地下水水溫分類（）類別非常冷水極冷水冷水溫水熱水極熱水沸騰水溫度0044202037374242100100

5、地?zé)嵩鰷丶壥侵冈诔貙右韵?，溫度每升?所需增加的深度。一般為33m/。世界大洋表面的海水密度分布規(guī)律。凡是影響海水溫度和鹽度變化的地理因素都影響密度大洋表面密度隨緯度的增高而增大，等密度線大致與緯線平行。赤道地區(qū)溫度高鹽度較低密度很小，亞熱帶海區(qū)溫度高鹽度高密度不大，極地海區(qū)溫度很低密度最大。當(dāng)場密度：在現(xiàn)場溫度 鹽度和壓力條件下所測定的海水密度。條件密度：在一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓（p=0）下的海水密度。液體海底： 在垂直方向上，海水的密度向下遞增，在50 100米深度上密度垂直梯度最大，出現(xiàn)密度的突變層（躍層），它對聲波有折射作用，潛艇在其下面航行或停留在其上均不易被發(fā)現(xiàn)，故有液體海底之稱。水色和

6、水的透明度之間的關(guān)系。水色和水的透明度都反映了水體的光學(xué)特性。水面上光線越強(qiáng)，透入越深，透明度就越大，水色越高透明度越大。天然水分類 按性質(zhì)分類 懸浮物質(zhì) 粒徑大于100納米（107米） 膠體物質(zhì) 粒徑1001納米 溶解物質(zhì) 粒徑小于1納米天然水中主要離子是K+ Na+ Ca2+ Mg2+四種陽離子Cl HCO3 SO42- CO32- 四種陰離子礦化度：天然水中各種元素的離子 分子與化合物的總量稱為礦化度。 硬度： 水中鈣離子和鎂離子的濃度，濃度越高硬度越大天然水按礦化度分類類型低礦化（淡水）弱礦化（微堿水）中度礦化（堿水）強(qiáng)礦化（鹽水）高礦化（鹵水）礦化度11242435355050庫爾洛

7、夫式海水鹽類來源：？世界大洋海水鹽度分布規(guī)律海洋表面鹽度分布從亞熱帶海區(qū)向高低緯遞減。鹽度等值線大體與緯線平行，寒暖流經(jīng)過海域有明顯彎曲。寒暖流交匯處鹽度等值線密集，鹽度水平梯度力增大。湖水的礦化度分類（克/升）類型淡水湖微咸水湖咸水湖鹽湖礦化度1124.724.73535我國地表徑流五個徑流帶的劃分。按照年降水和年徑流的多少劃分 多雨 豐水帶 年降水量大于1600毫米，年徑流深超過800毫米，年徑流系數(shù)在0.5以上 濕潤 多水帶 年降水量8001600毫米，年徑流深200800毫米，年徑流系數(shù)在0.250.5 半濕潤 過渡帶 年降水量400800毫米，年徑流深50200毫米，年徑流系數(shù)在0.

8、10.25 半干旱 少水帶 年降水量200400毫米，年徑流深1050毫米，年徑流系數(shù)在0.1以下 干旱 干涸帶 年降水量小于200毫米，年徑流深不足10毫米第二章水循序：是指地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射 地心引力等作用下，通過蒸發(fā) 水汽輸送 凝結(jié)降水 下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運(yùn)動的過程。水循環(huán)的類型與層次結(jié)構(gòu)。 大循環(huán)：全球海洋與陸地之間的水分交換過程。小循環(huán)：發(fā)生于海洋與大氣之間或陸地與大氣之間的水分交換過程。水體更替周期：指水體在參與水循序過程中全部水量被交替更新一次所需的時間。水體周期水體周期極地冰川10000 a沼澤水5 a永凍地帶地下冰9700 a土壤水1

9、a世界大洋2500 a河水16 d高山冰川1600 a大氣水8 d深層地下水1400 a生物水12 h湖泊水17 a水量平衡：是指任意選擇的區(qū)域（或水體），在任意時段內(nèi)，其收入的水量與支出的水量之間差額必等于該時段區(qū)域（或水體）內(nèi)蓄水的變化量，即水在循環(huán)過程中，從總體上說收支平衡。水量平衡研究意義：揭示水循環(huán)過程與全球地理環(huán)境、自然生態(tài)系統(tǒng)之間相互聯(lián)系制約的關(guān)系研究水循環(huán)系統(tǒng)內(nèi)在結(jié)構(gòu)和運(yùn)行機(jī)制，分析系統(tǒng)內(nèi)蒸發(fā)，降水及徑流各個環(huán)節(jié)的聯(lián)系水資源現(xiàn)狀評價與供需預(yù)測研究工作的核心流域規(guī)劃、水資源工程系統(tǒng)規(guī)劃與設(shè)計工作通用水量平衡方程 IQ = ds/dt I為水量收入項(xiàng)；Q為水量支出項(xiàng)；s為研究時段內(nèi)

10、區(qū)域或水體內(nèi)蓄水變化量土壤蒸發(fā)的階段類型及各階段特點(diǎn)。（水面蒸發(fā) 土壤蒸發(fā) 植物散發(fā)）定常蒸發(fā)率階段：在充分供水條件下，蒸發(fā)率相對穩(wěn)定，等于或近似于相同氣象條件下的水面蒸發(fā)，主要受氣象條件影響。蒸發(fā)率下降階段：當(dāng)土壤的供水能力不能滿足蒸發(fā)需要，蒸發(fā)率將隨著土壤含水量的減小而減小，于是土壤蒸發(fā)進(jìn)入蒸發(fā)率明顯下降階段。蒸發(fā)率微弱階段：在此階段內(nèi)土壤水由底層向土面的薄膜運(yùn)動亦基本停止，土壤液體水供應(yīng)中斷，只能依靠下層水汽化向外擴(kuò)散。10簡述影響土壤蒸發(fā)的因素。供水條件動力學(xué)和熱力學(xué)因素： 熱力學(xué)因素：太陽輻射 平流時的熱量交換動力學(xué)因素：水汽分子的垂向擴(kuò)散大氣垂向?qū)α鬟\(yùn)動大氣中的水平運(yùn)動和湍流運(yùn)動

11、(3)土壤特性（土壤蒸發(fā)）和土壤含水量（植物散發(fā)）的影響水汽擴(kuò)散：由于物質(zhì) 粒子群等的隨機(jī)運(yùn)動而擴(kuò)展于給定空間的一種不可逆現(xiàn)象。水汽擴(kuò)散分為 分子擴(kuò)散和紊動擴(kuò)散水汽輸送：大氣中水分因擴(kuò)散而由一地向另一地運(yùn)移，或由低空輸送到高空的過程。水汽輸送通量：表示在單位時間內(nèi)流經(jīng)某一單位面積的水汽量。影響水汽輸送的因素。 大氣環(huán)流的影響：大氣環(huán)流決定全球流場和風(fēng)速場關(guān)系，進(jìn)而影響水汽全球的分布。 地理緯度的影響：影響了輻射平均值，氣溫，水溫的緯向分布進(jìn)而影響了蒸發(fā)。 海陸分布的影響：海洋是水汽主要源地，因而沿海水汽多，向內(nèi)陸減少。 海拔高度的和地形屏障作用的影響：隨高度增加，水汽含量相應(yīng)減少，垂直于氣流運(yùn)

12、動方向的山脈，常常成為阻隔暖濕氣流運(yùn)行的屏障。降水是自然界中發(fā)生的雨、雪、露、霜、雹等現(xiàn)象的統(tǒng)稱。降水（總）量 指一定時段內(nèi)降落在某一面積上的總水量。降水歷時 一場降水自始至終所經(jīng)歷的時間。降水時間 人為劃定的降水時段。降水強(qiáng)度 雨強(qiáng)，單位時間單位內(nèi)的降水量。降水特征的表示方法 降水過程線 以一定時段為單位所表示的降水量在時間上的變化過程，曲線或直線圖 降水累積曲線 以時間為橫坐標(biāo)，縱坐標(biāo)表示自降水開始到各時段降水量的累積值 等降水量線 等雨量線，地區(qū)內(nèi)降水量相等各點(diǎn)的連線面降水的計算算水平均法，區(qū)域內(nèi)各雨量站同時期的降水量相加再除以站數(shù)后的算術(shù)平均值適合于區(qū)域內(nèi)地形起伏不大，雨量站網(wǎng)稠密且分

13、布較均勻的地區(qū)垂直平分法，太森多邊形法。相鄰雨量站用直線聯(lián)結(jié)而成若干個三角形，對連線作垂直平分線，連接垂線交點(diǎn)，得若干個多邊形，各個多邊形內(nèi)各有一個雨量站，即以該多邊形面積作為該雨量站所控制的面積。按面積加權(quán)法（各面積乘各降雨量 相加的和 除以 總面積）等雨量線法 相鄰等雨量線間的面積乘以相鄰等雨量線間的平均雨深，得出該面積的降水量，而后得出降水總量，再除以全面積得出區(qū)域平均降水量?？陀^運(yùn)行法 影響降水的因素 地形條件的影響森林對降水的影響水體的影響人類活動的影響下滲又稱入滲，指水從地表滲入土壤和地下的運(yùn)動過程下滲的階段的特點(diǎn)。滲潤階段：下滲水份主要在分子力的作用下被土壤顆粒吸附，首先成為吸濕

14、水而后成為薄膜水。當(dāng)土壤含水量大于最大分子持水量時，這一階段即結(jié)束。滲漏階段：下滲水份主要在毛管力和重力的作用下，在土壤空隙中做不穩(wěn)定流動并逐漸充填土壤空隙。當(dāng)全部孔隙被水充滿而飽和時，這一階段即結(jié)束。滲透階段：在土壤空隙為水充滿而飽和的情況下，水分在重力下做穩(wěn)定運(yùn)動。簡述在充分供水條件下下滲的垂直分布飽和帶：位于土壤表層。在持續(xù)不斷的供水條件下，該帶含水量接近于飽和含水量，即形成飽和帶。但不論浸潤深度怎樣增大，該帶厚度不超過1.5cm。過渡帶：位于飽和帶之下。在該帶內(nèi)，含水量隨深度急劇減少。水份傳遞帶：在過渡帶之下。含水量基本保持在飽和含水量與田間持水量之間，大致等于飽和含水量的60%-80

15、%，沿垂向均勻分布，水分運(yùn)行主要靠重力。濕潤帶：在水分傳遞帶之下。該帶內(nèi)含水量隨深度急劇減少。末端為濕潤鋒面，鋒面兩側(cè)含水量突變，此鋒面為上部濕土與下層干土之間的界面.下滲要素下滲率f 又稱下滲強(qiáng)度，指單位面積上單位時間內(nèi)滲入土壤中水量。下滲能力fp 又稱下滲容量，指充分供水條件下的下滲率。穩(wěn)定下滲率fc 簡稱穩(wěn)滲，下滲率趨于穩(wěn)定的常值時的下滲率。徑流：流域的降水，由地面與地下匯入河網(wǎng)，流出流域出口斷面的水流。液態(tài)降水形成降雨徑流，固態(tài)降水形成冰雪融水徑流徑流的表示方法 流量Q 單位時間內(nèi)通過某一斷面的水量 徑流總量W 時段內(nèi)通過某一斷面的總水量 徑流深度R 將徑流總量平鋪在整個流域面積上所求

16、得的層深度。 徑流模數(shù)M 流域出口斷面流量與流域面積F的比值。 徑流系數(shù) 某一時段的徑流深度R與降水深度P的比值。影響徑流的因素 氣候因素 降水 蒸發(fā) 氣溫 風(fēng) 濕度等 流域下墊面因素 地理位置 緯度地貌特征 山地 丘陵 地形特征 高程 坡度 地質(zhì)條件 構(gòu)造 巖性 植被特征 人類活動的因素第三章產(chǎn)流機(jī)制: 水在沿土層的垂向運(yùn)動中,供水與下滲矛盾在一定介質(zhì)條件下的發(fā)展機(jī)理和過程,稱為產(chǎn)流機(jī)制。四種產(chǎn)流機(jī)制比較:1 超滲地面徑流的產(chǎn)流機(jī)制 供水與下滲矛盾發(fā)生在包氣帶的上界面(地面)的產(chǎn)流機(jī)制。 2 壤中徑流的產(chǎn)流機(jī)制 發(fā)生于非均質(zhì)或?qū)哟涡酝寥乐械耐杆畬优c相對不透水層界面上3 地下徑流的產(chǎn)流機(jī)制 包

17、氣帶下界面4 飽和地面徑流產(chǎn)流機(jī)制 發(fā)生于非物質(zhì)或?qū)哟涡酝寥乐械耐杆畬优c相對不透水層界面流域產(chǎn)流方式1）超滲產(chǎn)流方式 地下水埋藏深 包氣帶厚度大 土壤透水性差 植被較差的丘陵或干旱地區(qū)2）飽和產(chǎn)流（蓄水產(chǎn)流）方式 包氣帶較薄 植被較好 土壤透水性強(qiáng) 下滲強(qiáng)度大的地區(qū) 飽和地面徑流+壤中徑流+地下徑流飽和地面徑流+壤中徑流飽和地面徑流+地下徑流3）超滲與飽和產(chǎn)流交替型方式 土壤透水性中等 降水不均 地下水位變幅較大影響水位的因素：主要因素是水量的增減，此外還受河道沖淤 風(fēng) 潮汐 冰棱 支流頂托和人類活動等影響流速：正常情況下，最大流速分布在水面以下0.10.3水深處，平均流速一般相當(dāng)于0.6米水

18、深處的流速。如果河面冰封，最大流速下移。河流橫斷面上流速分布一般都是由河底向水面 由兩岸向河心逐漸增大，河面冰封則較大的流速常出現(xiàn)在斷面中部。年徑流量：一個年度內(nèi)通過河流某一斷面的水量，稱為該斷面以上流域的年徑流量。多年平均徑流量：實(shí)測各年徑流量的平均值，稱為多年平均徑流量。正常年徑流量：統(tǒng)計的實(shí)測資料年數(shù)增加到無限大時，多年平均流量將趨于一個穩(wěn)定的數(shù)正常年徑流量的計算： 1）資料充分時正常年徑流量的推求，可用多年平均徑流量代替正常年徑流量。 2）資料不足時正常年徑流量的推求， 3）缺乏實(shí)測徑流資料時正常年徑流量的推求洪水：大量降水或積雪融水在短時間內(nèi)匯入河槽，形成特大的徑流，稱為洪水。枯水：

19、河流斷面上較小流量的總稱。層流：全部水流呈平行流束運(yùn)動，流速均勻。紊流：水流中每個水質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動速度與方向隨時隨地在變化，其變化圍繞一個平均值上下跳動洪水波：設(shè)雨前河道中原有一穩(wěn)定水面，降雨后流域地表徑流大量注入河槽形成洪水波。河水的環(huán)流運(yùn)動： 縱軸環(huán)流 旋轉(zhuǎn)軸呈水平狀，與縱向主流方向平行。 橫軸環(huán)流 旋轉(zhuǎn)軸呈水平狀，與縱向主流方向垂直。 斜軸環(huán)流 旋轉(zhuǎn)軸呈水平狀，與縱向主流方向斜交。 豎軸環(huán)流 旋轉(zhuǎn)軸呈鉛直方向與主流及河底相垂直。泥沙的沉降速度：泥沙顆粒在靜水中下沉，阻力與重力相等，泥沙以均勻速度下沉?xí)r的速度艾里定律：推移質(zhì)的質(zhì)量與水流速度的六次方成正比。水流挾沙能力：單位水體積的飽和含沙量。冰

20、川：多年積累起來的雪，逐漸演變成冰川冰后，才能沿斜坡流動，形成冰川。 粒雪變成冰川冰的成冰作用，按其變質(zhì)性質(zhì)，可分為冷型和暖型。冰川的類型 1) 按冰川形態(tài)和運(yùn)動特性 大陸冰蓋（冰川）面積大，冰層巨厚，分布不受下伏地形限制，呈盾形，中部高（主要分布在南極和格陵蘭） 山岳冰川 散布于（歐亞 南北美）高山地區(qū)，運(yùn)動占優(yōu)勢積累與消融大致平衡 2) 按冰川發(fā)育的水熱條件和物理性質(zhì)大陸型 補(bǔ)給少，降水不超過1000毫米冰溫恒為負(fù)溫，雪線附近年平均氣溫低于8雪線高，比海洋型高出1000米。 消融弱，尾端進(jìn)退幅度較小。運(yùn)動速度緩慢，一般3050米/年，侵蝕作用軟弱。海洋型 補(bǔ)給充分，降水超過1000毫米冰川

21、主體溫度較高。雪線低，消融大，冰川進(jìn)退幅度大。運(yùn)動速度快，年運(yùn)動100米以上，侵蝕作用明顯。冰川的物質(zhì)平衡：冰川上各種相態(tài)水的收入和支出之間的關(guān)系。湖泊的類型 構(gòu)造湖 火口湖 堰塞湖 河成湖 風(fēng)成湖 冰成湖 海成湖 溶蝕湖死庫容與死水位（設(shè)計最低水位）死水位以下的庫容不能用以調(diào)節(jié)水量，稱死庫容水庫的類型湖泊型水庫 壩身高，庫容大，形狀渾圓，水面比降小，流速小，進(jìn)水量多，出庫少河川型水庫 壩身低，庫容小，形狀狹長，水面比降大，流速大，湖水的混合：湖中的水團(tuán)或水分子在水層之間相互交換的現(xiàn)象。湖泊增減水：由于強(qiáng)風(fēng)或氣壓驟變引起的漂流，迎風(fēng)岸水量聚積 水往上漲（增水），背風(fēng)岸水往下降（減水）。兩岸水位

22、差，湖面傾斜，傾斜的湖面又阻滯著漂流作用，并在水下形成與漂流流向相反的補(bǔ)償流。水庫異重流：是兩種重率不同的液體相匯合，由于重率的差異而發(fā)生的相對運(yùn)動。 比重差異多數(shù)是由水溫、含沙量、溶解質(zhì)的含量不同所致。湖泊的演化：1）湖盆的演化 湖岸的變形湖底的沉積 2）湖水的演化3）湖中生物的演化沼澤：是地表土壤層水過飽和的地段，特殊的自然綜合體。 特征：地表經(jīng)常過濕或有薄層積水其上生長濕升植物或沼生植物有泥炭積累或無泥炭積累，但有潛育層存在入海河口的水文特征： 進(jìn)口段 潮區(qū)界至潮流界 河口段 潮流界至口門 口外海濱段 口門至水下三角洲前緣絮凝：表面帶有負(fù)電荷的泥沙膠粒與海水中的離子發(fā)生離子交換，致使部分

23、泥沙顆粒之間產(chǎn)生引力，顆粒相互聚合變大，當(dāng)紊動垂直分速小于其沉降速度時，泥沙下沉，這種物理化學(xué)現(xiàn)象稱為絮凝作用。第四章海洋的組成：從區(qū)域范圍上可分為洋 海 海灣 海峽等。海水運(yùn)動結(jié)構(gòu)： 洋流系統(tǒng) 潮汐系統(tǒng) 波浪系統(tǒng) 混合系統(tǒng)海洋中波的分類1）按波的周期（頻率）分類 周期24h12h12h5min5min30s301s10.1s0.1s類別長周期潮波長周期波長周期重力波重力波短周期重力波表面張力波2）按成因分類 風(fēng)波和涌波 內(nèi)波 潮汐波 海嘯 3）按水深分類 深水波（表面波或短波） 淺水波（長波）4）按波形的傳播性質(zhì)分類 前進(jìn)波（進(jìn)行波） 駐波小振幅波動（線性波動） 波長 周期T 波速Cs 的關(guān)

24、系=gt2/ 2已知T已知已知CC= 1.56 T= 1.56 T2C= 1.25T= 0.8T= 0.64 C= 0.64 C2波動隨深度而迅速減弱。 水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動速度和振幅隨深度增加按指數(shù)率遞減。徑流向海匯聚效應(yīng)：徑流補(bǔ)給對近岸海區(qū)的沖淡效應(yīng)泥沙向海輸入陸地不斷延伸陸地元素不斷向大海遷移地震海嘯：由火山爆發(fā)、海底地震引起海底大面積沉降，以及沿海地帶山崩和滑坡等引起的巨浪，稱為地震海嘯。風(fēng)暴潮：又稱風(fēng)暴增水或氣象海嘯，由臺風(fēng)、溫帶氣旋、冷風(fēng)的強(qiáng)風(fēng)作用和氣壓驟變等強(qiáng)烈的天氣系統(tǒng)引起的海面異常升降現(xiàn)象。波浪的繞射：海浪可以繞過障礙進(jìn)入被島嶼、海岬或防波堤等遮蔽的水域的現(xiàn)象叫繞射。波浪的折射：當(dāng)波

25、浪傳至淺水或近岸區(qū)域后，由于地形等影響，將發(fā)生一系列變化，由于深度變淺，波長變短，波速變慢，從而使波向發(fā)生轉(zhuǎn)折，出現(xiàn)折射現(xiàn)象。潮汐：海水周期性的漲退現(xiàn)象。潮汐基本要素潮汐類型： 半日潮 在一個太陰日內(nèi)（24小時50分），有兩次高潮，兩次低潮，且兩相鄰高潮或低潮的潮高幾乎相等，漲、落潮時幾乎相等。 全日潮 半個月內(nèi)，有連續(xù)7天以上在一個太陰日內(nèi)，只有一次高潮和一次低潮。 不正規(guī)半日潮 在一個太陰日內(nèi)，有兩次高潮和兩次低潮，但潮差不等，漲潮時與 落潮時不等。不正規(guī)全日潮 在半個月內(nèi)，較多天數(shù)為不規(guī)則半日潮，但有時一天里也會發(fā)生一次高潮、一次低潮的現(xiàn)象，但全日潮不超過7天潮汐的成因：月球?qū)Φ厍虻奈?/p>

26、力地球繞地月公共質(zhì)心作平動運(yùn)動時受到的慣性離心力潮流：海水在天體引潮力作用下形成的周期性水平運(yùn)動，和潮汐現(xiàn)象同時產(chǎn)生。潮流的運(yùn)動形式：旋轉(zhuǎn)流（回轉(zhuǎn)流） 江河入海的外?；驈V闊的海區(qū)。主要受潮波的干涉和地磚偏向力作用的結(jié)果。北半球順時針。往復(fù)流 海峽、港灣入口或江河海口。作直線式是的往復(fù)流動。洋流：海流，海洋中具有相對穩(wěn)定的流速和流向的海水，從一個海區(qū)水平地或垂直地向另一海區(qū)大規(guī)模的非周期性的運(yùn)動。洋流的分類： 風(fēng)海流 密度流 補(bǔ)償流風(fēng)海流：漂流、吹流，是海水在風(fēng)的切應(yīng)力作用下形成的水平運(yùn)動。 由瑞典學(xué)者埃克曼創(chuàng)立的漂流理論。風(fēng)海流分為深風(fēng)海流和淺風(fēng)海流。風(fēng)海流的物理機(jī)制：風(fēng)通過摩擦將一部分動量傳

27、給海水，使表層海水流動。由于地轉(zhuǎn)偏向力（科氏力）的作用，使海水流向在北半球偏于風(fēng)向的右側(cè)。借助海水的內(nèi)摩擦，表層海水又帶動下層海水流動，地轉(zhuǎn)偏向力的作用會使每一層水的流向偏于上一個水層的右側(cè)。在摩擦轉(zhuǎn)動過程中，能量不斷消耗，直到海面以下某深度處，能量消耗殆盡。經(jīng)過長時間的定向恒速風(fēng)的作用，各層海水的流動便趨于定向、勻速狀態(tài)。風(fēng)海流理論的幾點(diǎn)結(jié)論： 風(fēng)海流的強(qiáng)度與風(fēng)的切應(yīng)力大小有密切的關(guān)系受地轉(zhuǎn)偏向力的影響，表面流向偏開風(fēng)向45°左右風(fēng)海流表層流速最大由海面向下，流速按指數(shù)律減小風(fēng)海流水體輸送方向偏于風(fēng)向右側(cè)（北半球），與風(fēng)向的夾角為90°風(fēng)海流的負(fù)效應(yīng)：風(fēng)的切應(yīng)力直接導(dǎo)致了

28、一支深度不大的風(fēng)海流風(fēng)海流體積運(yùn)輸會使海水密度的水平分布發(fā)生變化，從而又產(chǎn)生密度流。密度流：由于海水受熱、冷卻、蒸發(fā)、降水的分布不均勻，使海水的密度分布不均勻而產(chǎn)生流動。由于不均勻的風(fēng)作用于海面，一方面產(chǎn)生風(fēng)海流，另一方面產(chǎn)生垂直環(huán)流，進(jìn)而導(dǎo)致海水密度重新分布。世界大洋表層環(huán)流系統(tǒng)： 以南北回歸高壓帶為中心形成反氣旋型大洋環(huán)流。東南、東北信風(fēng)的西向風(fēng)應(yīng)力作用下形成南、北赤道洋流。赤道洋流遇大陸后，一部分由于信風(fēng)切應(yīng)力南北向分速不均和補(bǔ)償作用而折回，形成了逆赤道流和赤道潛流（高溫、低鹽）。另一部分海水向南北分流，在北太平洋形成黑潮，在南太平洋形成東澳大利亞洋流，在北大西洋形成灣流，在南大西洋形成

29、巴西洋流，在南印度洋形成莫桑比克洋流（高溫、高鹽、水色高、透明度大）。黑潮、東澳大利亞洋流、灣流、巴西洋流、莫桑比克洋流，受地轉(zhuǎn)偏向力的影響，到西風(fēng)帶轉(zhuǎn)變?yōu)槲黠L(fēng)漂流。西風(fēng)漂流遇大陸后分成南北兩支，向高緯流去的一支成為暖流（北半球）；向低緯流去的一支成為寒流，并以補(bǔ)償流的性質(zhì)匯入南北赤道流，這樣就形成了大洋中的反氣旋型環(huán)流系統(tǒng)。以北半球中高緯度海上低壓區(qū)為中心形成氣旋型大洋環(huán)流 北緯45°70°之間。在大洋東側(cè)，為從西風(fēng)漂流分出來的暖流；大洋西側(cè)，為從高緯向中緯流動的寒流（極地東風(fēng)作用下形成）（低溫、低鹽、密度大、含氧量多）。北半球中高緯海區(qū)沒有氣旋型大洋環(huán)流，而被西風(fēng)漂流代

30、替在南極大陸形成繞極環(huán)流。極地東風(fēng)作用下形成。（低溫、低鹽）北印度洋形成季風(fēng)環(huán)流區(qū)。在冬（東北季風(fēng)）、夏季風(fēng)（西南季風(fēng)）作用下形成季風(fēng)漂流。世界大洋深層環(huán)流系統(tǒng)暖水環(huán)流系統(tǒng)和冷水環(huán)流系統(tǒng)表層水、次層水和中層水深層水的環(huán)流底層水的環(huán)水團(tuán)：水團(tuán)是形成于同一源地（海區(qū)），其理化特征和運(yùn)動狀況基本相同的海水。中尺度渦：海洋中直徑約有100300千米，壽命約為210個月的渦旋。氣旋式渦旋（冷渦旋）（北逆）。中心海水自下向上運(yùn)動，使海面升高，將下層冷水帶到上層較暖的水中，使渦旋內(nèi)部的水溫比周圍海水低。反氣旋式（暖渦旋）（北順）。中心海水自上向下運(yùn)動，使海面下降，攜帶上層的暖水進(jìn)入下層冷水中，渦旋內(nèi)部水溫比

31、周圍水溫高。厄爾尼諾海洋能量效應(yīng)：動能 波浪能、潮汐能、海流能。熱能 溫度差能化學(xué)能 鹽度差能生物能 光合作用海洋的大氣環(huán)境效應(yīng)海洋是大氣的主要熱源海洋是大氣水汽的主要來源海洋與大氣的物質(zhì)交換 蒸發(fā)和降水是海氣間水量交換的重要方式（能量的傳輸交換）洋流對氣候的影響海洋溫度場對臺風(fēng)的影響 海洋為臺風(fēng)發(fā)生發(fā)展提供了能量波浪、潮汐對海岸的作用 波浪是塑造海岸地貌最主要的動力第五章含水介質(zhì)的空隙性：孔隙率n 孔隙體積Vn與包括孔隙在內(nèi)的巖土體積V之比值裂隙率KT 裂隙體積VT與包括裂隙在內(nèi)巖石體積V之比值巖溶率KK 溶隙的體積VK與包括溶隙在內(nèi)的巖石體積V之比值含水介質(zhì)的水理性質(zhì)：容水性 常壓下巖土空

32、隙能容納水量的性能。容水度Wn衡量持水性 飽水巖土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力。給水性 飽水巖土在重力作用下能自由排出水的性能，給水度 持水度Wr透水性 巖土允許水通過的性能，滲透系數(shù)K貯水性 釋水系數(shù)s位水頭變化一個單位時，單位面積含水介質(zhì)柱體中釋放出來的水體積地下水流系統(tǒng)和地表水系比較地表上的江河水系基本呈平面狀態(tài)展布；地下水流系統(tǒng)成空間立體分布。地表上的江河水系，一般由一條主流和若干等級的支流組合而成有規(guī)律的河網(wǎng)系統(tǒng)；地下水流系統(tǒng)具有多變性和不穩(wěn)定性。地表江河水流在重力作用下自高處流向低處；地下水流方向在補(bǔ)給區(qū)表現(xiàn)為下降，在排泄區(qū)往往表現(xiàn)為上升。地下水流系

33、統(tǒng)區(qū)域范圍比較小地表水的流動主要受地形控制，流域范圍以地形分水嶺為界；地下水流域受巖性地質(zhì)構(gòu)造控制，并以地下的隔水邊界及水流系統(tǒng)之間的分水界面為界。地下水系統(tǒng)垂向結(jié)構(gòu)包氣帶水：貯存在地下自由水面以上包氣帶中的水，稱為包氣帶水。包氣帶水包括吸濕水、薄膜水、毛細(xì)水、汽態(tài)水、過路的重力滲入水以及上層滯水。主要特征： 包氣帶含水率和剖面分布最容易受外界條件影響，尤其是降水、氣溫等氣象因素 包氣帶在空間上的變化體現(xiàn)在垂直剖面上的差異，一般是俞近表層，含水率變化俞大。 包氣帶含水率變化還與巖土層本身結(jié)構(gòu)，巖土顆粒的機(jī)械組成有關(guān)（巖土孔隙）潛水：飽水帶中自地表向下第一個具有自由水面的含水層中的重力水。潛水特

34、征 潛水位h是指潛水面上任意點(diǎn)的海拔高程（米） 潛水埋深T是指潛水面距地表的鉛直距離（米） 含水層厚度H指潛水面至隔水板的距離（米） 潛水流水力坡度：指潛水面上任意兩點(diǎn)的水位差與該兩點(diǎn)的滲透距離之比潛水與承壓水比較：潛水面不受靜水壓力，一般情況下，潛水分布區(qū)與補(bǔ)給區(qū)基本一致。潛水含水層通過包氣帶與地表及大氣圈之間存在密切聯(lián)系，因此受外界氣象、水文因素的影響，動態(tài)變化比較大，呈現(xiàn)明顯的季節(jié)變化。承壓水：承壓水充滿于兩個穩(wěn)定隔水層之中的地下水。地下水的補(bǔ)給來源：含水層自外界獲得水量的過程稱為補(bǔ)給。補(bǔ)給來源 降水入滲補(bǔ)給（最主要的補(bǔ)給來源） 地表水入滲補(bǔ)給 地下水的人工補(bǔ)給 凝結(jié)水補(bǔ)給（對降水稀少、

35、晝夜溫差大的沙漠干旱地區(qū)重要）地下水徑流類型： 暢流型 地下水流線近乎平行，水力坡度較大，補(bǔ)給排泄良好，徑流通暢，水質(zhì)好匯流型 流線呈匯集狀，水力坡度由小變大散流型 流線呈放射狀，水力坡度由大變小，呈現(xiàn)集中補(bǔ)給，分散排泄。干旱地區(qū)山前洪積扇中的潛水緩流型 地下水面近于水平，水力坡度小，礦化度較高，水質(zhì)差滯流型 水力坡度趨近于零，徑流停滯。地下水的排泄：地下水失去水量的過程，就是地下水的排泄。泉排泄 泉是地下水的天然露頭蒸發(fā)排泄 包氣帶巖土水分蒸發(fā)和植物的蒸騰。氣候俞干燥相對濕度俞小，巖土蒸發(fā)俞強(qiáng)泄流排泄 地下水通過地下途徑直接流入河道或其他地表水體，稱為泄流排泄。(地下水位與地表水位之間的高差，含水層的透水性能，河床切穿含水層的面積)滲流：地下水在巖土空隙中的運(yùn)動現(xiàn)象，統(tǒng)稱為滲流。非線性滲透定律：Q = km A I1/m 或 V = km I1/m Q為滲透流量Km為隨1/m變化的含