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标 题: ●水文
发信站: 水木社区 (Thu Jul 12 20:55:28 2007), 站内
水文
○水文地理学
地理学、水文学的分支学科。研究地球表面各类水体性质、形态特征、变化与时空分布及地域规律。各学者对其含义认识不一，有的强调对水体形态、性质的区域描述和制图;有的强调水体与特定自然地理学的联系和相互作用以及人类活动对水体的影响。20世纪70年代末以来，有些学者提出“地理水文学”(geo-graphicalhydrology)一词，明确指出用地理学的原理、观点和方法综合、系统地研究水文现象的一般规律。水文地理学的研究分为陆地水与海洋水两方面。陆地水文地理研究陆地上各种水体及其在具体地区上的综合特性，如位置、自然地理条件、大小、水情、地区分布及人类活动的水文效应;海洋水文地理从事海洋水文气象情势研究、海洋分区描述等。水文地理学可用水文学和地理学的方法进行研究。传统手段为查勘与制图。近代，遥感方法开始用于河流、冰川积雪、湖泊、土壤水、海洋及水体环境条件的研究。数理方法逐渐引入，如主成份分析、聚类分析、灰色系统方法用于水文地理分类与分区;时间序列分析用于水文地理动态分析;多元回归用于水文地理研究中的因果关系研究;在综合研究中，系统论、控制论与信息论方法把水文地理与其它部门地理学科及社会经济、生态环境问题横向结合起来。其
资料来源主要为水册或水文年鉴。目前已广泛开展用水文实验方法来加强水文地理规律的研究。水文地理学与气候学、地貌学、土壤地理学、植物地理学等的研究对象不同，但密切关联，如水文气候学、河流学与流水地貌学、土壤水文学，森林水文学等。具体区域的水文地理或区域水文研究，可隶属于区域地理学，如中国的河流水文、中国的湖泊水文、中国的冰川水文等。按照地理学观点的研究有:干旱区半干旱区水文，湿润区水文，山地水文、平原水文、喀斯特水文等。海洋水文学主要与区域海洋学相邻，海洋水文地理学与区域海洋学的主要差异，在于前者偏重于海洋水体形态与水深的分布描述与制图，往往不涉及生物、矿产等资源描述。大陆与海洋交界处的河口水文研究是陆地与海洋水文地理研究的边缘学科。(刘昌明)
○陆地水文学
研究陆地上各种水体水文情势的学科。是水文科学的分支，也是地理学的部门研究之一。陆地水体包括河流水系系统、湖泊、沼泽水域、高纬地区的大陆冰盖、积雪及高海拔的山地冰川。因地下水与地表水间有密切关系，故陆地水文也在很大程度上研究地下水，特别是浅层地下水。陆地水文学这一名词在苏联广泛采用。奥基也夫斯基(A.VOgie-vski)著《陆地水文学》(1951年第四版)认为，陆地水文首先包括河流，随着科学的发展，湖泊与冰川等陆地水体的研究已成为独立的水文分支学科。当今陆地水文学的研究仍以河流学为主。西方学者很少采用陆地水文学这一名词，但从对象与内容方面看，也有与之相近的学科，称为流域水文学(Watershedhydrology)。陆地水文学现代研究内容的主要趋向是，一方面深入到河流或流域水文过程的微观研究;另一方面强调综合方向，更多的工作表现在流域模型的研制与应用上。(刘昌明)
○比较水文学
研究受气候和地球表面及其表层性质影响的水文过程特征的学科。着重认识水文与生态系统间的相互作用，并确定水文计算从一地区移用到另一地区的可能范围。比较水文学既研究水文成因、地域类型的分异规律性，又研究与人类认识和实践有关的水资源开发利用问题。前者可取得更多、更详细的水文信息，适用于概括无资料或缺乏资料地区的水文规律;后者可对地区水资源的合理利用与调控采取更有理性的措施，用于水资源的规划与管理。比较水文学是目前正在发展中的一项新研究，它的发展是以水文分异性为前提。这种分异或类型是由地理分异规律所决定，因此比较水文学适合于地理学的研究。与传统的区域水文研究相比，比较水文学更加突出水文类型内部规律的深入研究，以单位或单一类型作为研究对象，具有明确的目标，在实践上要解决缺乏水文资料地区的水文计算与水文预报问题;在理论上将提供我们对全球水文现象更加完善的知识。(刘昌明)
○河流水文学
陆地水文学的分支学科。研究河流水文现象、过程及其基本规律，为防治灾害和河流开发提供河流水情和河川径流资源等基本数据。其研究内容为:①水系特征和流域特征。前者包括河槽形态、河长、河流比降、河流落差和水系结构等;后者包括流域面积(集水面积)、形状、长宽、不对称系数，平均高程、平均坡度等。它们是认识河川径流形成和水情的基础;②河川径流补给来源。通常分为雨水、高山冰雪融水、季节积雪融水、地下水等。它们决定了河川径流量的多寡和年内、年际变化状况，是了解河流水情及其运动变化规律和水资源评价的重要依据;③径流形成和河水运动。雨水或冰雪融水经地面产流、坡面汇流、河道汇流到达河口这一过程，在很大程度上决定了流域的洪水特性，是洪水预报的基础;④河流水文情势的年内和年际变化。包括河流汛期与枯季、丰水年与枯水年的交替规律，如径流量、变化周期、影响因素等。水情研究是中长期水文预报和河流开发规划的基础;⑤河流泥沙的形成和运动。包括泥沙来源、运动和输移、河床演变规律等。这些规律为水上建筑物的设计和河道整治提供依据;⑥河水热动态和河流冰情。包括河水温度随时间的变化和空间分布，河流冰情的年内变化和地区分布，河流结冰、封冻和解冻的影响因素;⑦河水化学成分、形成过程及地理分布规律。河水是重要的淡水资源，河水中天然的化学成分、含量及河水被污染情况，是河川径流资源评价的重要内容;⑧人类活动对河流水文情势的影响，包括河流与环境的相互作用等问题。河流水文学主要依靠沿河布设水文站网及通过河流水文考察来获得水文信息。河流水文考察包括了解流域的自然地理状况及其与水文诸因素间的关系。有时也要通过室内和野外实验等手段获取资料。研究方法主要有:①成因分析法。研究水文现象的形成过程，建立各水文要素与影响因素间的定量或定性关系;②地理综合法。水文现象有明显的地带性和地区性特点。分析各水文要素间的地理分布规律，建立多种地区性试验公式，绘制多种特征值等值线图，是推求资料缺乏或无资料地区水文特征的重要手段;③数理统计法。由于水文现象具有随机性，故可以概率论为基础，运用统计方法分析水文要素的统计规律。(汤奇成)
○湖泊水文学
又称湖泊学。陆地水文学的分支学科。研究湖泊(包括水库)的形成与演变，湖泊中各种水文现象的发生与发展规律及湖泊资源利用等。其研究起始很早，初为定性描述。20世纪20年代后，广泛应用质量守恒和能量守恒原理，提出水量平衡、沙量平衡、盐量平衡等理论，结合流体力学理论，使研究从定性走向定量。50年代后，计算机技术的发展、同位素及遥感技术的应用和精密测量仪器的研制，为研究提供了新的手段。60年代后，国际水文十年(IHD)活动的开展，使湖泊水文研究进入了国际合作研究阶段。其主要研究内容包括:①湖泊的成因和形态;②湖泊水量平衡及热量平衡特点;③湖水运动规律;④湖泊水化学和湖泊污染特性;⑤湖泊沉积过程及湖泊演化规律;⑥湖泊中的生物资源;⑦湖泊资源的开发利用等。现代湖泊水文学研究应用模拟技术建立湖泊水文现象的模拟模型;加强水量平衡基础理论研究，阐明湖泊水文现象内部联系;注重湖泊环境效应研究，综合开发利用湖泊资源。(李丽娟)
○森林水文学
森林生态学和水文学的边缘学科。研究森林生态系统中水文过程和森林与水分循环相互的影响。包括森林对水量、水文情势和水质的影响以及水分循环过程中对森林生长发育的作用。涉及林 学、水文学和地学等主要学科。美国人凯特里奇(JosephKittredge)于1948年首次提出森林水文学一词。他认为“森林影响的重要方面是对水的影响，如对降水、土壤水、径流和洪水的影响，最好称为森林水文学”。1969年美国人休利特(JohnD.Hewlett)提出另一定义:“森林水文学是水文学的一个分支，研究森林和有关的荒地植被对水循环的作用，包括对侵蚀、水质和水气候的影响”。1980年美国人李(RichardLee)认为:“森林水文学是研究森林覆被所影响的有关水现象的科学”。最新定义是1982年西德人布莱克泰尔(H.M.Brechtel)提出的，并将其分为林地水文学(woodlandhyd-rology)和森林水文学(foresthydrolo-gy)。前者是林地流域的水文科学，在总体上定量研究林地植被和森林经营的水文效应并与其它类型的植物群落和土地管理的水文效应相比较;后者是森林水分收益(wateryield)管理的科学。目前还没有统一公认的定义。1873年威克斯(VonWex)和瓦利斯(Valles)首先就森林对年径流量和洪水的影响进行研究，但所得结论不同。1981年中国学者对此亦有过激烈争论，因缺乏数据而无法定论。森林水文学的野外试验研究主要有4种:①标准流域法;②单独流域法;③并行流域法;④多数并行流域法。上述方法中同时可做水量平衡各分量(降水、蒸散发、截留和径流等)的单项观测和综合分析。多采用统计学方法处理数据。室内物理模拟和计算机数字模拟正在兴起。大流域统计分析也是一个重要方面。新兴的现代技术如遥感、核技术和计算机采集数据等不断被采用。(周延辉)
○都市水文学
又称城市水文学。城市人与水的相互关系的多学科研究领域，是水文学的一个应用学科。拉扎罗(T.R.Lazoro)于1972年发表的《城市水文学》一书称:“城市水文研究始于美国主要交通工具转变为汽车之后不久，道路的建设与交通设施促使避开城内拥挤生活的郊区得以拓广。不透水地面大幅度扩展造成了排水问题。城市水文的诞生正是为了解决和控制这个问题”。这种描述仅涉及研究的起源。经过20多年的研究，城市水文的发展随城市增长而扩充其研究内容。在中国，据1983年统计，城镇人口总计为2.4亿，占全国人口的23.5%，而1949年仅占10.6%。未来城市化的趋势非常明显，城市对水文的影响将愈加重要。城市供水是经济发展的基本因素。城市环境保护与城市生态的研究中水是中心问题之一。已有的研究表明:城市水问题是多方面的，如城市化导致洪水的加剧和水质的剧烈变化。城市化对河川径流与水质的影响，可采用非工程性控制措施和工程性控制措施。前者主要是规划问题，包括规划工作与体制，规划过程及城市水资源管理等;后者属采用工程技术减轻城市存在的水质与水量问题。城市水文学将为这些措施提供科学依据。(刘昌明)
○农业水文学
水文学与农业科学的边缘学科。指与农业活动有关的水文条件、水资源利用及其内在联系的研究。近代主要研究内容为水(分)-土(壤)-植(物)-(大)气之间的联系。属于水文学的应用学科。水文循环与水量平衡原理是其理论基础。农田水文与区域农业水文是两个主要分支。前者包括土壤水分、田间水量平衡与植物水分条件等;后者包括农业地区的水文循环、降水产流及农业旱涝分析等。具体研究内容是:①降水或有效降水、地表水、土壤水、地下水及它们的动态与过程。如降水截留、土壤入渗、坡地径流、农田蒸发、地下径流等;②农业(大农业)用水的水文条件，植物用(耗)水的规律;③旱涝与土壤水盐动态;④农业用水管理的科学基础等。水文物理、水文化学、土壤学、植物学、微生物学、农学、农田水利学与水力学等为其研究的相邻学科。(刘昌明)
○全球水文
研究全球和广大的大陆区水资源及其形成的一般规律。内容涉及:①在自然界和人类活动下的水循环;②全球和大尺度地区水文要素的空间分布与时间序列的分析;③探讨这些区域的水文要素变动的一般成因与统计规律;④弄清径流变化的同步与非同步性地带;⑤地球水文情势的古地理重建;⑥地球水资源超长期(千年和上百年)预测及其对地球外壳发生过程演进的影响;⑦研究自然水的相互关系和建立大区域水文情势控制管理的科学基础。联合国教科文组织(UNESCO)在1965~1974年间开展的国际水文十年(IHD)与1975年开始的国际水文计划(IHP)，使全球水文的研究得以很快发展。(刘昌明)
○区域水文
又称特殊地区水文。水文学的一个分支。研究某些特定地区的水文现象。系从整体的观点来研究区域水文情势和规律。其所指区域大致分为3类:①自然景观区，如干旱区、喀斯特区、热带雨林区等;②行政区，如国家、省(区)等;③功能区，如城市区、出口加工中心区等。区域水文是水文学与自然地理学共同研究水在地理环境中的作用基础上发展起来的。故除了研究一定区域的水文情势和规律外，还有其基本理论，如河流类型、水文区划，以及从区域概念出发的水文要素的研究和各种水文要素在区域综合表示方法的研究，区域与区域间水文情势和规律比较方法等。区域水文研究也包括陆地的各种水体，如河流、湖泊、地下水、沼泽、冰川等的水文规律。(汤奇成)
○干旱区水文
区域水文的一个分支。研究干旱区、半干旱区(有时亦称少降水地区)的水文情势和规律。其研究对象包括陆地的所有水体:河流、湖泊、沼泽、冰川、地下水等。其中地下水的研究对某些没有地表水体存在的国家特别重要。中国干旱区水文的基本特征为:①河川年径流量较多，如新疆地区达884亿米3;②垂直地带性规律明显。从平原到高山要经过干旱、半干旱、半湿润地带。山地是径流的形成区，而山前平原则为径流的散失区;③地表水与地下水的相互转换频繁。据研究，干旱区(不包括半干旱区)山前平原地下水80~90%来自地表水的各种渗漏;④河川径流补给的多样化。除地下水、雨水补给外，还有高山冰雪融水补给、季节积雪融水补给及各种组合的混合补给。(汤奇成)
○山地水文
区域水文的分支学科。研究按地貌划分的山地区域内各种水体的水文现象、过程及变化规律。内容包括:①山区河流水系特征和流域特征;②山区河流水文;③山地积雪消融的形成过程、影响因素及其量值分析计算等;④冰川形成和消融的影响因素及储量的地区分布、冰川融水量分析计算等;⑤湖泊类型、水源补给、湖水物理性质和水化学性质等;⑥泥石流形成的条件，分析计算泥石流量等。分析方法有:①野外调查，进行踏勘、测量等获取水文信息;②根据观测站实测的水文数据，用数理统计方法计算各种水文特征值;③用遥感技术取得航空、航天影像，研究冰、雪累积和消融规律，用计算机技术提取有关信息。在冰、雪水文研究中应用氚同位素、宇宙射线等新技术。(李秀云)
○平原水文
陆地水文学研究领域之一。研究低平地形条件下水的循环、分布、物理和化学性质以及水与环境的关系。低平地形酿成了平原地区特有的水文现象，降水到达地面后，流动缓慢，河系多由平浅的或不明显的河槽组成，仅极少量降水形成径流，排向区外，大部分均渗入土壤和补给地下水。土壤水不仅是水分循环的纽带，而且是供农作物生长的天然水分的主要来源，故土壤水是平原水文重要的研究对象。平原地区水与环境的关系具有一定特色，如难以贮存水分，引起了枯水期的干旱现象;水流宣泄不畅，引起洪涝灾害;地下水位抬升后，可能把土壤中的盐分带到表土层，引起土壤次生盐碱化等。平原往往又是生产发达、人口密集的地区，人类活动可以改变水循环及水与环境的关系，故研究人-水-环境的关系，在平原水文中更为重要。由于平原地区水量交换的复杂性，故常采用水文模拟技术，其中水量平衡原理是模拟各种水量关系的基础。(任鸿遵)
○沼泽水文
沼泽中水文现象和水文过程的总称。沼泽土壤常为停滞或缓慢流动的淡水或盐水填充，地表生长沼生和湿生植物，地表下不论有无泥炭累积，均发育潜育层。沼泽中的水含于植物根层或泥炭层中，一般为70~90%，随泥炭分解度的增高而减少，持水程度取决于沼泽体的组成，一般为300~1000%。当表层过饱和会出现表面积水，有时形成固定水体。水是沼泽发生的主导因素，也是沼泽最活跃的组成部分，沼泽水是地表水和地下水的过渡类型。沼泽水文的研究内容有:沼泽水的物理性质，包括沼泽的含水性、持水性、透水性、热学性质、冻结和解冻;沼泽水的化学生物特性;沼泽水源补给;沼泽水网;沼泽水分运动;沼泽水量平衡，包括径流、蒸发、潜水变化。沼泽水文是陆地水文学的一个研究领域。研究沼泽水文，对查明区域水文特点，沼泽对河流径流、湖泊的影响，沼泽形成、演化趋势和沼泽的开发利用都具有重要意义。(赵楚年)
○河口水文
河流注入海洋、湖泊或其它河流入口段的水流、泥沙和河床演变等水文现象和水文过程。河口段水文现象受河流及其注入水体的影响，其水文特性有别于河流、海洋与湖泊，对河口段的防洪、航运、建港、城市给水、农田排灌、护岸围垦、油田开发及水产业生产等均有重要意义。20世纪50年代后期，国外河口水文研究已发展成河流水文学的一个分支，中国于60年代初开始，侧重对入海河口水文进行专门研究。通常所指的入海河口区，其上界是枯季大潮时咸水所及之处，下界为洪水小潮时淡水所及之处。河口水文情势受河流动力过程与海洋动力过程的双重影响，空间分布和时间变化均较复杂，主要水文现象有:①河口潮汐。由外海潮波向河口传播而引起的河口水位、流量的周期性升降和流动;②河口盐水和淡水的混合及环流。由于密度的差异，河水与海水在径流潮汐和地形影响下，发生盐水和淡水的混合作用，并在交界面发生内部环流;③河口泥沙运动。随涨落潮，河口泥沙运动十分活跃，泥沙出现频繁的悬扬和落淤;泥沙颗粒间彼此粘结而絮凝成团，产生絮凝和团聚现象;在河底形成高含沙区，沉积成特有的拦门沙浅滩;在河口的口外海滨和沿海，由悬浮细沙形成的浮泥可自由流动;④河口河床演变。河口挟沙水流的运动引起河口河床的冲刷和淤积，使河口河床形态发生变化，因各河口上游来水来沙条件不同，潮汐和波浪的强弱各异，故不同类型的河口有各自的发育特点和演变规律。此外，河口区化学物质的输入和输出、河口区的化学过程等，均是河口区特有的水文现象。河口水文现象的变化受河流水文特性、河口地貌、气候等自然因素及人类活动影响。河口水文研究除采用一般河流水文与海洋水文测验方法外，还应用遥感和遥测技术、同位素测定等方法。近年国外建立河口数值模型与现场综合测量相结合的方法，作为研究河口水文现象及其物理过程的重要手段。(程天文)
○喀斯特水文
又称岩溶水文。区域水文的一个分支。研究喀斯特地区的水文情势及其规律。其特点是:①形态上多断头河、盲谷、落水洞等;②地表水与地下水的交换频繁。这种交换不是单项的，在短距离内，地表河流可成为地下暗河，地下河也可成为地表河;③地表河流的分水线与地下水的分水线往往不重合。地表集水面积很小的河流，可以有很大的年径流量;④水量平衡要素的特殊性。降水、蒸发、产流、汇流等各环节与其它地区有很大不同;⑤水文情势及其规律主要取决于当地的水文地质状况。喀斯特水文的研究主要包括两个方面，一是宏观方面，主要通过与非喀斯特地区各水文要素的对比分析，探求其水文规律;一是根据实际观测资料进行水量平衡分析计算与预测。(汤奇成)
○冰川水文
冰川学与水文学的边缘学科。研究地球表面冰川积雪的水文现象、过程及其基本规律，为冰雪水资源的开发利用提供科学依据。具体研究内容为:①季节积雪融雪径流的计算和预报，包括影响融雪径流的因素和径流预报的分析计算;②冰川表面消融与径流的关系，冰面产流、汇流过程的研究;③冰川融水径流的水文分析和计算，包括冰川融水形成机理，冰川融水对河流的补给作用及其计算，冰川融水各水文特征值的计算和分布规律及流域水量平衡的研究，冰川融水的产流模型研究，冰川融水的水文物理和水文化学特征，冰川和季节积雪融水的侵蚀作用，沉积物搬运和堆积作用的研究;④与冰川和季节积雪融水有关的专门性的水文学问题，包括冰川径流的自然调节和人工调节，冰川阻塞湖溃决洪水及其形成机制，季节积雪洪水形成理论与计算方法等;⑤与冰川水文有关的基础理论研究，包括冰雪的物理特性(温度、运动、变化)，冰川物质平衡的机制等。目前其主要研究途径为:①统计方法。根据大量实测资料，应用数理统计和概率论，研究冰雪融水各水文要素的统计规律;②地理综合方法。根据冰雪水文现象具有地带性和地区性的分布特点，按水文要素的地理分布规律，建立地区性经验公式，绘制各种特征值的等值线图等;③物理成因方法。根据冰雪融水径流及其影响因素间的物理联系，建立定量关系。(汤奇成)
环境水文
水文学与环境学的边缘学科。研究水与环境的关系与相互作用。水与环境是不可分割的。从水文学方面看，环境就是背景，一系列的环境要素，包括自然环境与社会经济条件均决定着水文现象的性质与特征;从环境学方面看，水是构成环境的重要组成物质和最活跃的因素之一。水与环境的关联与相互影响是一个系统问题。水的变动影响到环境的变化，而环境的变化又会引起水文的改变。国际水文计划(IHP)第三阶段(1984~1989年)的18个主题中直接进行水与环境研究的主题有4个。此外还有一系列专题也与之有关。环境水文学现代的概念可归结为3个方面:①水文情势的形成与变化过程的自然地理因素，当前特别强调气候变化与水文的关系及与水有关的自然灾害问题;②人对水文过程的特定影响，如农业、林业、工矿废水废物、放射性物质、城市化对水文和生态的影响，水利工程的环境影响，如水利工程的环境指标，跨流域调水与其它大型水利工程(灌溉系统、大水库、小水库群)对水文和环境的影响;③环境水文研究技术，包括用代表性与实验性流域监测水环境变化，环境水文数学模型，特别是水质模型。环境水文学的发展要点，一是强调对环境水文过程的深入分析与监测，二是重视综合观点的研究。(刘昌明)
○随机水文
应用随机过程理论和方法来研究既有确定性又有偶然性的水文现象的学科。1936年美国霍伊特(W.G.Hoyt)首先提出随机水文过程移动平均模型。1946年苏联波利亚科夫(B.V.Polyakov)提出用马尔科夫链来描述年径流系列。随着随机过程理论引入水文计算，逐步形成水文科学新的分支学科--随机水文学。自然界中事物变化的过程分为两类，一类是具有确定的形式和必然的变化规律的变化过程，称为确定性过程。另一类是没有确定的变化形式和必然的变化规律的变化过程，它们随时间而变化，称为随机过程。随机过程依其状态分为连续型随机过程和离散型随机过程。如果随机过程的统计特性不随时间的平移而变化，这种随机过程称为平稳随机过程，否则是非平稳随机过程。水文过程通常都是连续型非平稳随机过程。有时为了简化计算，将其状态空间离散化，即把一个连续型的随机过程，处理为一个离散型的随机过程。水文学中常用的随机水文分析技术有随机过程和时间序列，回归和相关以及滤波技术等。(刘恩宝)
水文制图
根据水文观测资料或科研成果资料，编绘表示各种水文要素的空间分布和时间变化的水文地图的过程。水文图包括:河流、水系、降水、蒸发、地表径流、地下水、水质、洪枯水、泥沙、水温、水情等水文要素图。近代水文图还有水资源、水利用、水污染、水源保护、水法和水上旅游等图幅。水文图的编制需经水文专业人员完成编稿图(作者原图)和地图专业人员完成编绘原图及出版原图两个制图阶段，最后印制出版。编图过程包括:①资料的准备和分析。包括编图比例尺的确定，水文站点的选定，水文资料代表性分析和选择、统计和计算分析、参证资料的搜集和摘录;②数据的标绘。应标绘在流域重心附近，图形勾绘主要采取内插外推方法，并参照自然地理要素的变化进行整饰和对无资料地区作估算补充;③原图的合理性分析和检验。经过量算和调整，检验勾绘的图形与实测数据是否准确与吻合，并按水量平衡方程、影响水文要素的自然地理条件、水文要素间的相互关系及地域性分布变化规律等检验其合理性。随着现代技术的发展，水文制图正从传统的手工操作向计算机辅助制图发展，大大提高了水文制图的速度和精度。(程天文)
地下热水
地下水在一定地质条件下，因受地球内部热能影响而形成温度不同的地下热水。其温度下限尚无统一标准，不同国家甚至在同一国家的不同地区都可不同。中国目前采用20~25℃作为热水下限，国外大多以20℃为冷热水温度界限，但一般都把高于当地年均气温的地下水称为热水。如美国和加拿大把高于当地年均气温5℃的地下水称作热水;苏联把20℃、日本把25℃定为地下热水下限。中国由于北方和南方的年均气温相差较大，水文地质工程地质研究所把20℃和25℃分别定为北方和南方地下热水温度下限。地下热水的热源与地球热源有直接关系。一般认为地球内热来源于放射热及地慢热;有的认为有地球转动热、化学反应热及重力分异热等。地球年产生热的性质，至今还不十分清楚。大陆上有的地区地下热水往往与近代火山分布有关。同位素地球化学研究表明，地下热水中绝大部分水来源于大气降水。在某些与火山、岩浆活动有关的地下热水中，据估计可能有5~10%的水来自岩浆水或其它深源水。中国低温地热水分布较广，高温热水主要分布在台湾、西藏及云南西部等地。世界地下热水分布大多与地热异常区有关。冰岛、日本、新西兰、意大利、美国、苏联等国均有高温热水分布。地下热水是一种宝贵的天然资源，具有广泛用途，辽阔的开发利用前景。如用于发电;作为供热能源广泛用于工农业生产及人类生活;作为矿物资源从中提取和回收某些贵重稀有元素及放射性元素;用于医疗保健事业，效果亦非常显著。(程汝楠)
○地下水年龄
水在含水层中停留的时间，即大气降水或地表水从进入地下径流时起，到在取样点(泉或井)出现时止，在透水岩石的裂隙和孔隙中停留的时间。但因测定方法不同，其含义也不一样，或称绝对年龄，或称相对年龄，或称有效年龄。目前的方法只能确定相对近似的年龄值，仅表示所研究的各种不同年代和不同成因混合水的对比关系，得出某种程度的混合水的年龄概念。目前测定地下水年龄的方法有3类:水动力学法、惰性气体法和同位素法。水动力学法是以研究地下水径流的形成及其运动规律为基础。惰性气体法是以水中氦、氖(放射性的)聚积为基础，只有在理想的条件下，测定的时间才符合水的年龄，用途较少。同位素法目前较普遍采用，其原理是以水中放射性T(氖)和14C作为示踪剂，测定其在水中的含量为基础。因每种同位素的半衰期是固定的，不受环境影响。根据不同时间，在不同地点测得地下水中同位素的含量，通过计算求出某一点处水变化进行整饰和对无资料地区作估算补充;③原图的合理性分析和检验。经过量算和调整，检验勾绘的图形与实测数据是否准确与吻合，并按水量平衡方程、影响水文要素的自然地理条件、水文要素间的相互关系及地域性分布变化规律等检验其合理性。随着现代技术的发展，水文制图正从传统的手工操作向计算机辅助制图发展，大大提高了水文制图的速度和精度。(程天文)
○水文区划
按照水文现象的相似性与差异性，将一国或其一部分划分为水文条件比较一致的若干个区域，各区之间有比较显著的水文差异。其任务是:按照划分出的区域探讨各区水文现象的分布、变化规律，各项水文要素间及其与其它自然地理因素间的相互联系，阐明水文条件对生产的利、弊方面，从而为因地制宜地合理开发利用各地水资源提供科学依据。水文区划是自然区划的组成部分，并为综合自然区划和其它部门自然区划及水文资料移用、水文站网布设等提供区域水文依据。水文区划主要建立在河流水文观测资料的基础上。进行水文区划时，主要选用当地河流亦即中小河流的水文资料(过境大河的水文特点反映的是广大范围的情况)。并采用综合分析的原则，一方面分析河流的补给、水量平衡要素、河流水情、径流年内分配等方面的资料;另一方面必须分析与其有紧密联系的自然条件，特别是影响水文区域分异的气候和地形因素。依区划的目的不同，可选取不同的指标，最宜采用那些能正确估计和评价水资源及其经济利用价值的水文特征值。根据中国的具体情况，可用河川径流量(用径流深度表示)为一级水文区的主要指标，因多年平均径流量是一个比较稳定的水文特征值，其分布又具有明显的地带性规律。按径流量划分出的水文区域，既可反映各区水资源的丰缺情况，又可与其它自然区划相协调。划分二级区的主要指标是径流的年内分配和径流年内动态，因为对河流的利用价值进行全面评价，还必须查明来水过程与需水过程的配合情况。无论一级区或二级区除上述主要指标外，还要考虑地形、气候、植被等自然地理条件。(熊怡)
○卫星水文学
利用航天技术探测和收集水文信息、传输水文数据、研究水圈水文状况的新兴水文学科。从遥感技术角度看，水文信息的航空遥测与遥感，也可纳入卫星水文学的范畴。70年代以来，卫星技术在水文上的应用迅速发展，美国地质调查局应用卫星汇集水文数据的水文测站目前已达1000多处，不少发展中国家也建立了水文数据卫星收集系统。至于卫星技术在水文研究方面的应用，几乎包括水循环的各个环节，主要是:①雨量估算。依据云的面积和反射率、云层温度、地面微波亮度温度等估算，在需要准确估计降雨量时，需要地面雷达测雨资料;②雪和冰情探测。根据遥感图象可绘制雪线和积雪范围图，利用温度场和微波亮度温度可估算平原地区融雪的时间和速度，还可编制海洋浮冰图，监测浮冰聚集，评价江河湖泊冰情，进行冰川编目等;③地表水研究，可进行水体面积与体积的估算，测定清澈透明的水体深度，探测泉水位置，描绘水系形态，海岸线变动，以及观测洪水泛滥范围等;④水面特性研究。主要根据多光谱和热红外信息，探测某些油溢出污染和监测大面积飘浮植物;⑤水的物理性质研究。利用多光谱图象可区分水的颜色与混浊度，监测环流形式、海洋渔类栖息地、水污染后果、水体营养水平等;⑥地下水研究。利用卫星图象解译大地构造、水系形态和密度以及植物种类和类型，探测浅层地下水，根据盐碱度和植物的生长位置、类型和密度测定浅层地下水含盐量，同时可通过观测不规则的融雪，探测较大的泉水和浅层地热泉;⑦蒸发量估算。利用卫星资料建立的大气圈模型和获取的相对生物量资料，辅以地面反射率和温度的量测，可建立计算地面蒸发量的模式，并可根据热惯量和微波信息，估算地表土层含水量。卫星水文学正处于发展阶段，其应用领域正在不断开拓之中。(凌美华)
○水文年鉴
按统一规格和要求，将实测水文资料统计整编，按年刊印成册，供用户使用的成果。是贮存和传递水文信息的传统方式，世界各国早已应用。1979年世界各国出版水文年鉴和摘要的有81个国家，联合国教科文组织还按洲刊印出版世界主要大河及国际河流的逐年水文资料。中国自20世纪50年代初开始，按水利电力部水文局制定的技术规范刊印水文年鉴，包括历史积存水文资料的整编成果及分区逐年的水文年鉴，自1958年统一按流域水系编排卷册刊印，命名为《中华人民共和国水文年鉴》，后经几次调整，现全国分为10卷74册。其主要内容包括:测站一览表、等值线图和过程线图、月年统计、各测站考证资料、索引及说明资料;水文要素实测值，有水位、流量、泥沙、降水、水面蒸发、水化学、水温、冰情和地下水资料;附属的还有水文调查资料及以往刊印资料的改正和补充。刊印数据的种类有:时段实测成果、逐日平均值、月年统计及平均、最大、最小(最高、最低)及瞬时变化的摘录等。为解决水文年鉴数量日益增多、贮存不便等问题，世界一些国家研究应用缩微技术存贮年鉴资料，中国也开始了这方面的研究。(程天文)
○水文系列
把现有水文资料中成因相同、相互独立的同类水文变量按一定次序排列组成的系列。它具有统计特性，是过去发生过和今后可能发生的整个总体中的一个样本，故亦称样本系列，是水文频率分析的基础。可以通过样本系列的统计特征参数来估算总体的统计特征参数。通常水文系列的统计参数有均值、离差系数和偏差系数。此外，水文系列还是资料插补延长以及研究水文变量多年变化规律的基础。(刘恩宝)
○泰森多边形法
一种计算平均面雨量的方法。降水通常由置于一定位置的雨量筒或自记雨量计量测。每一雨量计测得的雨量值仅代表该点的雨量。为了解一定区域的降水情况，须在区域内布设一定密度的雨量计，然后由这些雨量计测得的结果来推求区域内平均面降雨量。推求平均面降雨量的方法有算术平均法、等雨量线法、泰森多边形法等。以泰森多边形法简单而有效，其方法如图所示:该流域内有3个雨量站P1、P2和P3，各点联线，取联线的垂直平分线，则由此平分线将区域划分为3个小区为A1、A2和A3，认为各雨量点的雨量值Pi是代表该小区的雨量值，然后按面积权重计算得到平均面雨量，计算式为:
(梁季阳)
○水循环
又称水文循环或水分循环。地球上的水圈，包括海洋水、陆地水、大气水及地下水。水圈中的水可以为气态、液态与固态。在多种外力驱动下，水不断地运动并进行相态的交替变化。因受质量守恒定律的支配，水的循环运动保持着连续性，故它是没有开始和结尾的巨大动态系统，包含着多种路径的循环过程或环节。从全球水圈范围来看，在太阳辐射能作用下，水从海陆表面蒸发成水汽，上升至大气中一部分成为云雾。水汽随着大气的运动转移并在一定的热力条件下凝结成水，因重力作用形成降水，一部分在地表被植被拦截和被植物散发，一部分到达地面形成地表径流;渗入土壤中的水一部分以表层壤中流和地下水径流形式进入河道，组成河川径流。贮于地下的水，一部分上升至陆地表面蒸发，一部分向深层渗透，在一定的地质构造条件下溢出，成为不同形式的泉水。地面水和返回地面的地下水，最终要流入海洋或蒸发到大气中去。这就是水循环的一般描述。水循环不是一个单一的环节。自然界中的水是通过多种路线实现其循环和相变的，这些路线贯穿整个水圈。按系统分析，水循环的每一环节都是系统的组成成分或亚系统。各个亚系统之间又以一定的关系互相联系。这种联系是通过一系列的输入与输出实现。水循环把水圈中的所有水体--海洋与陆地上的地表水、土壤水、地下水及构成自然界(包括生物圈)的水联系在一起，并直接涉及自然界中一系列物理、化学和生物的过程，如地貌形成中的侵蚀、搬运与沉积，地表化学元素的迁移与转化，土壤的形成与演化，植物生长中最重要的生理过程--蒸腾及地表大量能量的转化等。水循环还与人类社会经济相互关联:人类利用水循环不断获得再生的水资源，保证社会经济发展的需要。同时，人类对水资源的开发利用又不断地对水循环产生影响。因此，水循环的研究对人类未来的发展，不论从自然环境还是从社会经济方面的意义上看，都将愈来愈为人们所关注。(刘昌明)
○水圈
地球上被水和冰雪所占有或覆盖而构成的圈层。考虑大气水分与地下水，其上限为对流层顶，下限为深层地下水所及的深度，包括水分循环系统中的液态与固态形式，地表水、土壤水、地下水及生物体内的水。水圈内全部水体的总储量为1385984610公里3，其中海洋为1338000000公里3，余下为大陆水。在全球水分总储量中，含盐量不超过0.1‰的淡水仅占2.5%。淡水中约68.5%储蓄在两极地带冰盖和山区冰川中，约有31.0%蓄于地下含水层和潜水中，而包括土壤水在内的地表水不及0.5%。水圈中的水以三态形式存在，大部分为液态，如海洋、河流、湖泊、水库、沼泽、土壤中的水。部分为固态，如极地的广大冰源、冰川、积雪和冻土。水圈的水和大气圈、生物圈、岩石圈之间有极密切的关系，并形成各种方式的水交换。整个水圈的水，约2800年才完成一次交换。人类和水圈有极密切的关系。(刘昌明)
○水量平衡
水循环的数量表示。即在给定任意尺度的时域空间中，水的运动(包括相变)是连续的，遵循物质守恒，保持数量上的平衡。这是水文现象和水文过程分析研究的基础，也是水资源数量与质量计算、评价的依据。水量平衡与能量平衡结合起来的研究，即所谓水热平衡，是现代自然地理过程研究的主要内容之一。由水量平衡各要素组合特征(数量和对比关系)构成地理地带划分的物理背景，通常被用来划分地理区域。当代自然环境因日益受人类活动影响而出现的一系列环境问题，多数与人类改变了水量平衡有关。故水量平衡在自然地理研究中具重要意义。水量平衡方程的一般式为:△S=I-O，式中:I、O、△S为系统中水的输入、输出与蓄积量。按系统的空间尺度，大至全球，小至一块陆地、水域或从大气层到地下水的任一层次，均可根据上式写出不同的水量平衡方程。全球水量平衡方程，对全大陆与全海洋分别为式(1)与式(2):
式中P、E、R分别为大陆(脚标C)与海洋(脚标m)的降水量、蒸发量与径流量。在各不同年份可分别为正或负，对于多年平均情况取为零。显然，整个地球的水量平衡是降水量与蒸发量相等:
(刘昌明)
○六要素水量平衡
以水量平衡6个要素组成的区域水文计算平衡方程组，由苏联水文地理学家李沃维奇(M.I.Lvovitch)提出。六要素指降水(P)、径流(R)、蒸发(E)、地区湿度(W)、地下径流(G)及地表径流(S)等。根据水量平衡原理，上述六要素可组成3个方程式:
P=S+G+E，R=S+G，
W=P-S=G+E，亦可求出地下水补给系数(kg)和蒸发系数(ke)，即:
二者分别表示年降水量中下渗部分消耗于蒸发和补充地下径流的比例。李沃维奇认为水量平衡方程一般式的最大缺陷是没有反映出土壤水在水量平衡过程中的巨大作用。六要素水量平衡方程中将径流细分为地表径流和地下径流两部分。经过分解，引出地区湿度(W)概念，它等于降水减去地表径流，即蓄存于土壤中的那部分降水量，消耗于蒸发或转化为地下径流。W的变化过程必须以土壤为媒介，因而受土壤性质、土壤植被、土地利用状况等因素的制约。W的地区差异，反映地区水文地理状况的区别，是表示下垫面水文地理状况的有效参数。六要素水量平衡方程组进一步揭示了水循环过程的本质、在水文地理学的发展上有积极意义。(凌美华)
○水资源供需平衡
指可供水量与实际需水量间的关系。水资源的可供给量与其开发技术水平有关;实际需水量与生产发展程度、人民生活水平及水资源利用技术等有关。故在不同时期可供水量与实际需水量是可变的，供需关系可能出现3种情况:①供大于需。说明可利用的水资源尚有一定潜力;②供等于需。是较理想的供需状态，说明水资源的开发程度适应现阶段的生产、生活需要;③供小于需。说明水资源短缺，需立即采取开源节流等措施，以缓解供需矛盾。水资源供需间的平衡是相对的，不平衡现象始终存在，因此需不断研究与调整供需关系，为制定水资源宏观决策及合理分配与调度奠定基础。(任鸿遵)
○农业水资源
农业生产过程中所能利用的各种水源。除通过引水、抽水等措施从地表水或地下水资源中取得外，还可由作物根系直接吸收利用贮存于土壤中的水分。增加作物利用量的方式不是通过水利工程，而主要是采取农业措施，这是农业水资源区别于工业水资源、生活用水资源等最突出的特点。随着水资源供需矛盾的尖锐化，农业水资源的研究逐步深入。20世纪70年代以来，许多著名的土壤与水文学家提出土壤水资源的概念。故农业水资源的广义含义，应包括土壤水资源部分。这在平原地区尤为重要。如中国黄淮海平原土壤水占降水的67%，是地表水与地下水资源总量的2倍左右。(任鸿遵)
○灌溉水有效利用系数
灌溉时期内，灌溉面积上不包括深层渗漏与田间流失的实际有效利用水量与渠首进水总量之比，以h水表示。它由渠系水利用系数与田间水利用系数两部分组成。从末级固定渠道(一般为农渠)的渠尾进入毛渠的水量总和与渠首同期进入总量的比值，通常以h渠系表示，具有下列关系:η渠系=η干×η支×η斗×η农，式中η干、η支……分别表示干、支……渠的渠道水利用系数，如中国华北平原的η渠系约为0.6。它反映了各级固定渠道的输水损失情况，是衡量渠道系统的输水效能、工程质量和管理水平的指标。通过防渗和加强管理等措施来提高渠系利用系数是节约农业用水的有效措施。计划湿润层内实际灌入的水量与进入毛渠的水量的比值称为田间水利用系数，通常以η田表示，它是衡量田间工程质量和灌溉技术水平的指标。提高η田主要通过农田措施和防止跑水来实现，华北平原η田约为0.6~0.65。灌溉水有效利用系数应等于渠系利用系数与田间水利用系数的乘积，故华北平原的灌溉水有效利用系数仅为0.35~0.40左右。(任鸿遵)
○水土平衡
又称农田用水供需平衡。指一个地区土地(农田)在一定种植制度下所需水量与水资源能提供的水量间的平衡状况。可为一地区的农业规划、水资源合理利用、农作物合理布局、荒地资源开发利用等提供科学依据。其研究的具体内容为:①水资源的估算，水资源的年内和年际变化，不同保证率的水资源量;②土地资源量。包括现有农田的面积和可垦荒地资源的面积;③农作物结构。包括现有及将来准备实行的作物结构和组成;④灌溉制度的制定;⑤供需水平衡计算。当前水土平衡计算采用的方法有:①近、远期方式。通常采用最需水月的平衡作为近期水土平衡依据，计算结果表明目前能够得到灌溉面积的下限。而将来在水资源得到充分利用情况下能达到的灌溉面积，为将来灌溉面积的上限;②水资源总量方式。将地表水与地下水资源统一为总水资源，再进行水土平衡计算;③综合方式。除农田用水外，还考虑人的生活用水、工业用水等。(汤奇成)
○水土保持
用农、林、牧、水利工程等措施防治水土流失，保护水土，充分利用水土资源的统称。分为单项治理措施与综合治理措施。前者包括一切防治水土流失的办法，如在坡地修造水平梯田、等高沟埂、水平沟、鱼鳞坑，在沟道与河谷内筑坝、建谷坊，闸山沟，河滩造田，造林种草，封山育林，增加地面覆盖，改良土壤，增加其保水性等;后者为各种单项治理措施的结合，即对农、林、牧业与工程等方面的各种措施作统一规划，进行统筹安排，使治理水土流失的效果最佳。中国水土流失的地区分布广泛，如北方的黄土高原，南方的红壤山丘水土流失最为严重。水土保持在维护农田生态坏境，提高农业生产及国土整治工作中具有重要意义。(刘昌明)
○工业用水
指工业生产中直接和间接使用的水量，利用其水量、水质和水温3个方面。主要用途是:①原料用水，直接作为原料或作为原料一部分而使用的水;②产品处理用水;③锅炉用水;④冷却用水等。其中冷却用水在工业用水中一般占60~70%左右。工业用水量虽较大，但实际消耗量并不多，一般耗水量约为其总用水量的0.5~10%，即有90%以上的水量使用后经适当处理仍可以重复利用。1978年中国工业用水523亿米3，占全国总用水量的11%，与国外工业发达国家相比用水的水平还很低。(刘恩宝)
○工业用水重复率
工业用水中重复利用的水量与总用水量的比值。计算公式为:
η=W重/W×100%式中η为工业用水重复率，W重为重复利用的水量，W为总用水量。目前中国工业用水重复利用率较低，除个别城市超过50%外，即使在缺水的北方一般也仅占20~30%，个别的甚至低于20%。在南方，一般城市工业用水基本上没有重复利用。提高工业用水重复率，是节约用水、减少污染，合理利用水资源的一项重要措施。(刘恩宝)
○万元产值用水量
生产1万元工业产值需用的水量。用来衡量不同城市或不同行业的用水水平。计算方法简便，目前被广泛采用，但由于影响产值的因素很复杂，笼统以产值来反映用水多少，计算结果比较粗糙。1978年中国平均万元产值的用水量为622米3。(刘恩宝)
○水资源规划
即在掌握水资源的时空分布特征、地区条件、国民经济对水资源需求的基础上，协调各种矛盾，对水资源进行统筹安排，制定出最佳开发利用方案及相应的工程措施的规划。它是水资源管理的一个重要部分。规划制定需遵循因地制宜、综合利用、人工调节与经济合理等基本原则。19世纪以前人类对水资源的规划即已开展，到20世纪初逐步从定性走向定量。20年代，美国学者首先提出应用数理统计理论进行调节计算的经验方法，此后苏联学者使其形成了较完整的水资源规划数理统计方法。近年来，随着电子计算机的发展与应用，提出水资源数学规划方法，即以数学表达式来描述水资源系统特征及开发利用中相互依赖和制约的关系，并求出为某一目标(或多目标)服务的最优解，其内容包括线性规划、动态规划、非线性规划与多目标规划等。(任鸿遵)
○水资源管理
利用法律、行政、政策、技术、经济和教育等手段，对水资源的开发、利用和调配进行组织、监督和控制。其目的在于充分发挥水资源的经济效益，最大限度地满足各用水部门的要求，协调各地区、各部门的用水矛盾，并防止因水资源调节与使用不当而带来的灾害和恶劣的环境后果。故水资源管理应遵循合理用水与经济效益最优，各种类型、各个地区的水资源统一规划、联合调度，局部服从整体，开发与保护并重，水量与水质统一管理等原则。中国由于多年来重建轻管，对客观规律认识不足，故水资源管理水平较低，存在不少问题。1988年7月1日中国政府正式公布了国家第一部水法，使中国水资源管理得到了法律保证，为提高管理水平奠定了基础。(任鸿遵)
○河流
流经地表或地下长条状槽形洼地内的水流。槽形洼地内为水所充满的部分称河槽，常为河流本身的侵蚀活动所造成;槽内水流来自河流自己的集水区，这是河流区别于运河的主要标志。河流是地球上水分循环的重要路径，径流通过它输送至海洋，同时也带走各种碎屑物、盐类和化学元素。河流是塑造地貌的重要外营力，河川径流是重要的水资源，是人类生活和生产的物质基础。按所处的自然条件及其所决定的水文情势的主要差别，分为常流河、间歇性河流和偶然性河流。常流河一年四季均有水流通过。如长江、珠江及世界上许多大河。间歇性河流有周期性的河川径流，每年均有部分时间河床干涸。偶然性河流为干旱气候区域的河流，因降水稀少，河川径流短暂而不规律。按所处位置分为地上河和地下河。前者发育于地表，十分常见;后者分布于可溶性岩石分布地区的地下，由侵蚀作用和溶蚀作用合力形成。一条较大的河流可划分为河源、河口和上、中、下游5个部分。河源是河流的发源地、河流可发源于冰川、湖泊、沼泽和泉等。河流注入干流、湖泊或海洋的地方称河口。河流各段在河道比降、水流特性、水量和侵蚀与堆积作用上很不相同，故可分为上游、中游和下游。一般说来上游河道比降大，水流湍急，以下切作用为主;中游河道比降小，流速缓，水量增多，以侧蚀(又称旁蚀)为主;下游河道开阔，水量大而流速小，从上游搬运来的冲刷物一部分在此沉积。(熊怡)
○流域
供给河流地表水源的地面集水区和地下水源的地下集水区的总称。如果地面集水区和地下集水区一致，称为闭合流域;不一致则称非闭合流域。一般所指的流域都是地面集水区。一条河流的流域面积应是干流与各支流流域面积之和。全世界外流流域面积为11880万公里2，占总面积的80%;内流流城面积为3020万公里2，仅占20%。中国外流流域面积6143120公里2，占全国总面积的64%;内流流域面积3456880公里2，占36%。相邻流域间的山岭或河间高地称为分水岭，分水岭最高点的连线称为分水线或分水界。降落在分水线两侧的雨水或融化的雪水各自汇入不同的河流或水系。流域面积是流域的重要特征，它不仅决定河流的水量，且影响径流的形成过程。在其它条件相同的情况下，流域面积越大，河流水量也越大。流域小的河流，强度大的暴雨往往笼罩全流域，容易造成洪水。大流域的地下水补给较丰富，枯水季节能维持一定的水量，小流域地下水补给较少，枯水流量小，甚至干涸断流。流域形态对水文情势也有很大影响。如两流域的面积相等，流域长度越大，宽度越小，水的流程也越长，洪峰流量比较小，反之，洪水威胁就大。(熊怡)
○河流类型
按照河流的补给类型和水情特点将其分为三大类:①融水补给为主，具有汛水的河流;②融水和雨水补给，具有汛水和洪水的河流;③雨水补给为主，具有洪水的河流。它们均属地带性河流。前两类分布在寒带和温带气候区，冬季气温低，降水以雪的形式降落。后一类主要分布在亚热带和热带气候区，降水的90%甚至全部呈雨水形式。由地下水补给为主的河流，水位和流量都具有均匀的特性，没有汛水和洪水，主要受当地地质条件所控制，属非地带性河流。在中国一类河流主要分布在大兴安岭北端、西侧、内蒙古东北部及西北的高山地区，汛水分为春汛、春-夏汛和夏汛3型。二类河流分布在东北、华北地区，有雨水和季节积雪融水补给。三类河流主要分布在秦岭-淮河一线以南，青藏高原以东的地区。(熊怡)
○水系
地表径流对地表产生侵蚀以后所形成的河槽系统。由河流干流及各级支流组成。与河流相通的湖泊、沼泽与地下暗河亦包括其中。其形成涉及流域范围内从面蚀到沟蚀、槽蚀等全过程。受一定地质构造和自然环境的控制，在平面上表现为有规律的排列，并具有不同的形式，主要有放射状水系、辐合状水系、树枝状水系、平行水系、格状水系、倒钩状水系、直角状水系、羽状水系、河口冲积水系等。水系的发展大体分为3个阶段:①形成初期，河网密度很小，地面切割深度不大，支流小而少;②随着河流的下蚀与溯源侵蚀，使河道伸长，集水面积(流域)扩大，继续产生许多新的支流和小支流，河网密度与地面切割深度均不断增大，进入水系发育的繁荣时期;③随着水量的增大，河流强烈的下蚀与侧蚀，因各条河流发展不平衡，大河袭夺或兼并侵蚀力较小的河流，使水系改观或合并。一般认定河道最长、水量最大的河流为干流，但有时需遵从历史习惯。如中国岷江无论是长度或水量都不及大渡河，但却把大渡河作为岷江支流。支流通常又分数级，直接注入干流的河流为一级支流，流入一级支流的河流为二级支流，依此类推。(励强熊怡)
○河网
由大小不等、深浅不一的河槽相互贯通组成的网络状泄水系统。不仅包括经常有水流的河道，还包括地下暗河和小而浅的地面水沟，它们只在暴雨或融雪时才有水流通过。河网的最主要特征为河网密度，以流域内干支流总长度和流域面积之比来表示。其大小受气候、地质构造、地形、岩石、土壤和植被等因素影响。中国河网密度最大的地区在秦岭-桐柏山-大别山一线以南;武陵山-雪峰山一线以东，降水量如径流量均很丰富，河网密度一般＞0.5公里/公里2，其中杭嘉湖平原最高，达12.7公里/公里2，受人类活动的影响大。中国内陆流域河网密度都很小，几乎均在0.1公里/公里2以下。(熊怡)
○外流河
流入海洋的河流。如中国长江。外流河与内流河的水系构成、水汽来源、水分循环方式及水文变化规律均显著不同。外流河往往形成庞大水系，河流水量大，大多数为常流河。水分主要作外循环，把陆地上大量的径流量输送到海洋。河水矿化度由上游向下游减少。外流河分布的区域称外流区域(或外流流域)。中国外流流域占中国土地总面积的64%。外流流域由分水岭将其与内陆流域分开，但不绝对，由于特殊的气候和地形条件，在外流区域内有小面积内流区，如嫩江中下游沿河洼地、鄂尔多斯高原北部、藏南高原上一些封闭的湖盆等。在一定条件下，外流河可转化为内流河，如青海湖水系，原与黄河沟通，后因地质构造变动和湖面降低，遂变成内流水系。(熊怡)
○内流河
又称内陆河，为流入内陆湖泊或消失于沙漠之中的河流。如中国塔里木河。内流河多分布在降水稀少的半干旱和干旱地区，发育在封闭的山间高原、盆地和低地内，支流少而短小，绝大多数河流单独流入盆地，缺乏统一的大水系，水量少，多数为季节性的间歇河。其水分作内循环，矿化度由上游向下游增加。内流河分布的区域称内流区域(或内流流域)。中国内流流域占中国土地总面积的36%。在内流区内也有面积不大的外流区，如新疆的额尔齐斯河。在一定条件下，内流河可转化为外流河。如滦河在多伦以上的闪电河，原为从南向北流的内流河，后因滦河溯源侵蚀把它袭夺过来，变成外流河。(熊怡)
○河川径流
汇集陆地表面和地下而进入河道的水流。包含大气降水和高山冰川积雪融水产生的动态地表水及绝大部分动态地下水，是构成水分循环的重要环节，是水量平衡的基本要素。通常称某一时段(年或日)内流经河道上指定断面的全部水量为径流量，以米3计。一条河流的径流量由水文站的实际观测资料计算求得。其大小及变化与流域气候等自然地理因素及人为经济活动有关。受人类活动影响较小的河川径流，分布具有地带性，变化具有周期性。如中国河川径流量分布从东南向西北递减。径流量的周期性变化主要表现为年际变化及年内季节变化。中国受东南季风及西南季风的影响，降水量小的北方，河川径流年际变化大;降水量大的南方年际变化小。一年内夏季为汛期，河川径流量大;冬季为枯水期，河川径流量小。(程天文)
○流量
单位时间内通过某一过水断面的水流体积。以米3/秒计。单位时间内通过微分面积dw的流量dQ=udw，通过全断面的流量，式中Q为流量，W为过水断面面积，u为垂直于断面的平均流速。流量是反映径流资源和江河湖泊水库水量变化的基本指标，也是径流资源综合利用的重要依据。流量过程线反映流量随时间变化的过程。平均流量为时段内的累积流量除以时段值，有日平均流量、月平均流量和年平均流量。设计流量为工程设计时段内的总用水量与时段的比值。(程天文)。
○水位
水体的自由水面在某地某时刻高出某一基面以上的高程。由测站量测并记录。表示水位常用的基面有两种:绝对基面和测站基面，中国统一的绝对基面是青岛基面。水位资料为防洪、排涝、灌溉、发电、航运、木材浮运、城市给水等水利工程所需要的基本数据。河流水位时刻在变化，主要由流量增减而引起，还受河道冲淤、潮汐、风、冰凌、下游汇水顶托及水工建筑物的影响。在一定条件下，水位变化是流量变化的反映。某一断面一定时段内的水位和流量间可建立函数关系，即水位流量关系曲线，用Q=f(H)表示，式中Q为流量，H为水位。通过水位资料可推求断面流量。(程天文)
○径流深度
某一时段内断面上的径流总量平均分布于其集水面积上的水层深度。即某时段内的径流总量与集水面积的比值，单位为毫米，计算式为:R=W/1000F，式中R为径流深度，W为径流总量，F为流域面积。按径流的时段不同，有年径流深度、正常径流深度、月径流深度等。根据多年平均年径流深度绘制的径流深度等值线图，可表示地表径流的分布，用以研究径流的空间变化规律。(程天文)
○径流模数
又称径流率。在排水工程中又称排水模数或排水率。流域内单位面积、单位时间产生的径流量。以公升/秒·公里2计。计算公式为:M=1000Q/F，式中M为径流模数，Q为流量，F为流域面积。根据径流量的不同，有瞬时径流模数、平均径流模数、多年平均径流模数等。如最大径流模数为单位面积、单位时间产生的最大瞬时流量;平均径流模数为单位面积、单位时间流出的平均(年、月、日)流量;多年平均径流模数为多年径流模数的平均值。径流模数反映不受流域面积影响的产流状况及径流分布，便于工程设计单位应用。(程天文)
○径流系数
同一流域面积、同一时段内径流量与降水量的比值。按时段的不同，有各种径流系数:多年平均径流系数是个稳定的数值，它综合反映流域内自然地理因素对降水形成径流过程的影响，故具有一定的地区性;洪水径流系数，反映流域洪水期的降水径流关系，是预估洪水的重要数据。径流系数用α=R/P式计算，式中α为径流系数，以小数(百分数)表示;R为径流深度，P为降水深度。α值变化于0~1之间，湿润地区α大，干旱地区α小。中国台湾地区河流年平均径流系数＞0.7，径流十分丰富;径流贫乏的海滦河平原，年平均径流系数仅0.1。(程天文)
○径流形成过程
流域内自降雨开始到水量流出河流出口断面的整个物理过程。该过程是大气降水和流域自然地理条件综合作用的产物。大气降水的多变性和流域自然地理条件的复杂性决定了径流形成过程的错综复杂。降水落到流域面上后，首先向土壤内下渗，一部分水以壤中流形式汇入沟渠，形成上层壤中流;一部分水继续下渗，补给地下水;还有一部分以土壤水形式保持在土壤内，其中一部分消耗于蒸发。当土壤含水量达到饱和或降水强度大于入渗强度时，降水扣除入渗后还有剩余，余水开始流动充填坑洼，继而形成坡面流，汇入河槽和壤中流一起形成出口流量过程。故整个径流形成过程往往涉及大气降水、土壤下渗、壤中流、地下水、蒸发、填洼、坡面流和河槽汇流，是气象因素和流域自然地理条件综合作用的过程。用一个数学模式描述这一复杂过程非常困难。为此必须对径流形成过程进行某些概化，分为产流阶段和汇流阶段。产流是降水和扣除损失后产生径流的过程，汇流是指径流经坡面漫流和河槽汇流形成流域出口流量的过程。实际上这两个阶段不能截然分开，而是交替进行。(王广德)
河流补给
大气降水是地球上所有河流的唯一补给水源。按照水分进入河流的形式，分为地面水补给和地下水补给。前者又分为雨水、季节积雪融水、永久积雪融水和冰川融水等不同补给类型;后者又分为松散层地下水和基岩地下水两种。河流一般很少有单一补给，通常是具有某种补给类型占优势的混合补给。不同气候带的河流补给也不相同。中国处于热带、亚热带(华南、华中、西南)的河流，雨水是其主要补给来源;处于温带(东北、华北及内蒙古地区)的河流除降水补给外，还有季节积雪融水补给;发源于西北及青藏高原山地的河流，除上述两种补给外，还有永久积雪融水和冰川融水补给。绝大多数河流都有地下水补给。一些大河因流经条件不同的地区，各段的补给不同。如长江源头以冰雪融水补给为主，中下游则以雨水补给占优势。同一河流在不同时期的补给也不相同，雨季以地面水源为主，旱季以地下水源为主。山区河流的补给还有垂直变化规律。如天山山脉的高山带河流主要靠冰雪融水补给，低山带主要靠雨水补给，中山带两种补给都有。补给水源是河流的重要水文特性，河流水情及径流年内分配主要决定于哪种补给占优势及其在一年中的相应变化。雨水补给一般较其它类型补给过程迅速而集中，往往造成河川径流年内分配不均，年际变化大。以冰雪融水补给为主的河流，汛期发生在暖季，枯水期出现在气温最低的冬季，河水的涨落较雨水补给为主的河流平缓，径流的年际变化较小。以地下水补给为主的河流，流量过程线的变化更为平缓，径流的年内分配均匀，年际变化小。(熊怡)
○径流过程线
径流随时间而变化，将各时刻的径流值相连所构成的曲线称为径流过程线。径流一般用流量表示，故亦称流量过程线。它不仅反映河流断面上水量随时间的变化，还在一定程度上综合反映流域的气候(包括降水的时间分配和降水的地区分布、气温等)和自然地理特征(山地、平原、湖泊和沼泽、土壤、植被等)，为水文区划、河流分类、区域水文分析、径流计算、洪水预报、水资源合理开发利用等提供依据。(李秀云)
○基流
又名底水。为径流过程线中表示出基本稳定水流的部分，是河道内常年出现的那部分水流，完全由地下水补给。其大小主要与河流流经地的文水地质条件、河流切割深度等有关。从径流过程线中用分割方法可将基流部分分割出来，以计算基流的大小。基流分割方法分为:①直线分割法。常用斜线把一次洪水流量过程线分割成净雨径流和基流径流两部分;②成因分析法。应用汇流模型分割河川基流。用实测流量过程线所反映出来的地下径流信息，全部参数由实测流量过程线本身来确定，减少了任意性;③退水规律计算:公式为Qt=Qoe-at，式中Qt为退水开始后t时刻的基流流量，Qo为退水开始时的基流流量，α为退水系数，随流域地下水补给特性和蒸散发能力而变，e为自然对数的底。根据河道水流退水过程规律的分析，综合出基流消退规律，同时计算出基流量。基流量是水资源评价的基本数据之一，随人类活动的影响而有所变化。(李秀云)
○正常径流
具有稳定性的多年平均流量。反映河流在天然情况下所蕴藏的径流资源，是河流水情的重要特征值。正常径流Yo，以正常降水量χo减去正常蒸发量Eo求得。在实际计算时多用年径流量的多年平均值，代替，即:
式中n为观测年数，Qi为年平均流量。在气候和下垫面基本稳定的条件下，随着年数n的不断增加，多年平均流量逐渐趋向一个稳定值，可作为正常径流。n为∞时的多年平均流量即为正常径流。其大小取决于流域的气候和自然地理条件。年径流的变化程度可用观测年数n的大小来反映。径流变化愈小，正常径流所需的观测年数愈少。正常径流在地区分布上有地带性规律。(李秀云)
○年径流变差系数
均方差σ与数学期望的比值称为变差系数，以Cv表示。它是水文统计分析中常用的一个重要参数。用它来作年径流分析，所得的Cv值，称为年径流变差系数。公式为:
式子:χi为年径流量;为多年平均年径流量;n为年数。均方差是衡量随机变量的分布离散程度的绝对量。在实际水文统计应用中，常用相对量即变差系数Cv，以便于综合、比较。年径流变差系数值的大小与降水变化特性、流域形状、集水面积有关，小流域的Cv比大流域的大，狭长流域的Cv比枝状流域的大。此外，年径流变差系数还与河网分布、计算时段的长短等有关。它是水资源开发利用中的一个重要评定参数。(李秀云)
○径流集中度
集中度为一种向量合成表示法。用该方法表示河川径流年内分配集中程度的计量指标，称径流集中度，记为Cn。具体作法:将年内各月径流作为向量，月径流的大小为向量的长度，所处的月份为向量的方向。各月方向的确定:把一年的天数(365)看作是一个圆(360°)，则相当于0.986°为一日，以每个月的中间日期15日(合为15°)作为该月向量的方向。将年内各月径流量按各月方向进行向量合成而得集中度，同时得到集中度出现的时间。集中度还可直接用公式计算。径流集中度还可以径流年内分配不均匀系数CL来表示，二者均直接反映径流年内分配集中的程度，较之各月(季)径流占年径流的百分比更综合、更直观。而径流集中度Cn，比径流年内分配不均匀系数CL更灵敏，它不仅有相应的量值，而且还有对应发生的时间。故Cn是水利资源开发利用评价的较好指标。(李秀云)
○径流变化时间序列分析
即用时间序列分析方法研究径流的变化状态和过程。对水文现象的观测数据(包括径流)按一定的时间顺序排列起来所形成的数据序列进行分析，是一种数学方法，属概率统计中的一个重要分支。常用的分析方法有两大类:时域分析和频域分析。在近代研究中出现了两类混合法，一般水文时序都是与季节性和随机性有关的瞬态变化，同时又受长期的变化趋势和周期变化影响，故可将水文时间序列分成趋势项A(t)、周期项P(t)、瞬变项B(t)和随机项R(t)等4部分。即:Х(t)=A(t)+P(t)+B(t)+R(t)。因各分量所遵循的变化规律不同，故分别采用不同的处理方法。趋势项常用多项式拟合和滑动平均方法。周期项最常用谐波分析和方差分析等方法。瞬变项表示水文现象受外部突变因素的影响，视具体情况而定。当随机项的值及其离散程度已很小时，可用随机系列的均方差处理，否则要用平稳的时间序列项及其误差项组成算式处理。应用ARMA(p、q)模型作时域分析的方法，博克斯(G.PBox)和詹金斯(G.M.Jenkins)提出用自相关函数与偏自相关函数作模型。水文时间序列分析的意义和目的在于:①通过时间序列分析发现现象;②更准确地描述变量;③模拟水文过程;④得出科学结论;⑤评价其预测能力。从而帮助人们更科学地认识所获得的水文动态数据，更深入地认识水文过程，预测未来的变化。下列模型今后可望广泛应用:①随机模型与确定模型相结合;②时域、频域分析混合模型;③状态空间模型等。(李秀云)
○暴雨径流
由暴雨产生的水流。包含坡面流和河槽流。因其历时短而强度大，故为陆地水文学研究中比较核心的问题。估算其大小的标准一般采用重现期或频率概念，如百年一遇、千年一遇等。20世纪60年代末期提出最大可能降雨的概念。影响暴雨径流的主要气象因素为暴雨强度、笼罩面积和历时长短;主要下垫面因素是流域土壤前期含水量、流域坡度、形状、大小和流域内植被情况。影响暴雨径流的因素较复杂，且整个暴雨径流过程是暴雨因素和流域自然地理条件综合作用的过程，要想用一个数学模式来描述一个复杂过程非常困难，故常对暴雨径流形成过程进行某些概化，提出有一定物理意义的数学模型。(王广德)
○枯水
河流断面上较小流量的总称。若地面径流补给完全停止，枯水水量则完全依赖于流域蓄水量补给。枯水流量大小与各种水利建设工程有关，水库的有效库容、水电站的保证出力、通航船舶的吨位、工厂和城市供水以及农业灌溉等都与枯水量有关。枯水流量是一项重要的水文特征值。研究枯水是水文学中的一个重要内容。其中最小流量是表示枯水径流的一种特征值，按历时长短不同，分为年最小流量，日最小流量，旬、月以及枯水期最小流量等。最小流量分析计算方法为:①无资料地区，用野外调查获得;②有资料地区，用数理统计分析方法进行频率分析;③用数学模型、水文时间序列分析等方法计算枯水径流并进行预测。(李秀云
○河冰
河水因热量变化产生的结冰现象。河流冻结分薄冰、岸冰、水内冰、冰盖、封冻等过程。河冰形态有冰花、底冰、锚冰、冰礁等。水内冰浮至水面顺流而下，称为“淌凌”;封冻冰层下的河道被冰花和碎冰阻塞时称为冰塞，常影响水流排泄，使上游水位上涨。河冰的形成和消融受气候、水温及流量影响。河冰可取出储存供生活用，也可利用其作为渡桥，方便交通。河冰也会给人类带来危害，如因封冻中断航运、堵塞引水口，冰层的膨胀导致建筑物和护坡被破坏，以及冰塞、冰坝酿成水灾等。(程天文)
○凌汛
因河道里的冰凌对水流的阻力作用而引起的涨水现象。凌汛成为灾害，一般多出现于解冻期，发生在上游冰雪先融化而下游河道尚未解冻的河段，因流动冰块大量堆积、阻塞形成冰坝，河水猛涨而发生决口，冰水泛滥成灾，造成淹没及对沿河水工建筑物的破坏。中国自南向北流的河段，如黄河山东、内蒙古段、松花江依兰河段常发生凌汛。凌汛在河流封冻期也可发生，因不易卡塞形成冰坝，较少酿成重大灾害。(程天文)
○河流泥沙
河水挟带的岩土颗粒。泥沙是河流中重要的水文现象，对河道变迁有重大影响。泥沙由许多大小、形状和矿质均不同的颗粒混合而成，具有重度、粒径、沉速、细粒泥沙表面的物理化学性质等颗粒特性和具有粒径分布、算术平均粒径、中值粒径、干容重、孔隙率等群体特性。中国沙玉清于1943年提出较全面的泥沙分类。按泥沙输移特性分为推移质和悬移质。推移质泥沙颗粒较粗，受拖曳力作用沿河床滚动、滑动或跳跃前进;悬移质泥沙颗粒较细，受重力作用和水流紊动作用悬浮在水中随水流前进。在一定水流条件下，它们可互相转化。在悬移质泥沙中，部分细颗粒泥沙悬浮于水流中，不在河槽中沉降，不参与河床泥沙的交换，称冲泻质或非造床质;其余较粗颗粒则参加河床泥沙的交换和冲淤变化，称床沙质或造床质。推移质泥沙一般仅占悬移质泥沙的5~10%，在山区河流，有时可占10~20%或更多。中国黄河是世界上著名的多沙河流。(赵楚年)
○河流含沙量
又称固体径流。指单位体积浑水中所含泥沙的数量，计量单位为公斤/米3。河流含沙量随时间变化。一年中最大含沙量在汛期，最小含沙量在枯水期。年际之间的含沙量也不一样。在一次洪水过程中，最大含沙量称沙峰，沙峰不一定与洪峰同时出现，一年中首次大洪水的沙峰常超前于洪峰，以后则可能同时出现或滞后于洪峰。含沙量沿水深分布，一般在水面最小，河床底最大。含沙量在河流断面上的分布随断面水流情况不同而异。含沙量沿流程而变化，通常在山区河段含量大，平原河段含量小。在中国黄河中游及支流出现每立方米数百公斤至1000公斤以上的高含沙水流，甚至出现揭河床和浆河现象，对河流冲淤影响很大。(赵楚年)
○河流输沙量
一定时段内通过河道某断面的泥沙数量称为该时段的输沙量，单位为千克或吨。河流输沙量的大小主要决定于水量的丰枯和含沙量大小。含沙量大的河流输沙量不一定大;含沙量小的河流输沙量不一定小。中国长江年平均含沙量仅0.54公斤/米3，而年输沙量高达4.78亿吨;辽河年平均含沙量为6.86公斤/米3，而年输沙量仅0.41亿吨。河流输沙量随时间变化。一年中最大输沙量在汛期，最小输沙量在枯水期，年际输沙量也不一样，变化较年径流更为剧烈。在一次洪水过程中，最大输沙量与最大洪水量出现时间大体一致。就一条河流而言，山区河段输沙能力强，河道以冲刷为主，输沙量沿程增加;平原河段河道以淤积为主，输沙量沿程减少。中国一些河流泥沙输移特征见下表。(赵楚年)
○输沙模数
指河流某断面以上单位面积上所输移的泥沙量，一般以吨/公里2·年表示。包括流域土壤与岩层被侵蚀后通过各级支流进入河流的泥沙及河水对河床、河岸的冲刷和坍塌的泥沙量。输沙模数高，表示流域水土流失严重，河道输沙能力大;反之，表示流域水土流失弱，河道输沙能力小。中国黄土高原粗砂区，河流输沙模数高达10000吨/公里2·年以上。(赵楚年)
○河流水化学
研究河水矿化度、总硬度、总碱度、pH、主要离子等特征值的形成、分布、时空变化规律及其影响因素的一门学科。是水文学和化学的边缘科学。研究内容为:①天然水成为溶剂的理论基础;②河流水化学成分的形成过程及其变质作用;③河流水化学成分的分析方法与技术;④河流水化学动态及其与自然地理条件和生物环境的关系;⑤应用实践，如饮用水评价、水资源评价、工农业用水要求等。河流水的化学组成中有8种主要离子:，它们占河水全部化学组成的95%以上，这些离子及其化合物在河水中的总含量称为矿化度。以矿化度作指标，通常可将天然水分为弱矿化度水(＜200毫克/升)、中矿化度水(200~500毫克/升)、强矿化度水(500~1000毫克/升)和高矿化度水(＞1000毫克/升)。中国河水矿化度变化多样，成分复杂。从＜50毫克/升的弱矿化淡水到＞5000毫克/升、具有海洋含盐度的盐水均有分布。河水矿化度地带性规律明显，中国海河、黄河及新疆南部和藏北为高值区，黄土高原为高值区的中心，向东南沿海、东北、黑龙江、西北阿尔泰山逐渐降低。低值区成分、类型简单;高值区成分复杂，类型多变。(过常龄)
○离子径流
又称化学径流。一定时段通过测流断面的离子总量。与河水、泥沙共同组成河川径流量。离子在径流量中含量虽少，但决定着河水的化学性质。离子径流通常以离子径流量(Rd)计量，Rd与离子总量(D，毫克/升)、流量(Q，米/秒)、相应时段(T，秒)的关系为:Rd=DQT。D指一定体积水中所含离子重量，它是河水矿化度的主要组分。河水中的主要离子有Ca2+、Mg2+、Na+、K+、Cl-、So42-、CO32-、HCO3-等。河川径流量大的河流，离子径流量相应较大。径流量相差不大而离子总量大的河流，离子径流量相应较大。离子径流量反映流域化学元素迁移过程，同时受物理过程和生物过程综合作用的影响。地质和气候条件是决定离子径流量的主导因素。土壤、植被、河道及流域特征是次一级的影响因素。这些因素的不同组合，是离子径流产生区域差异和时间变化的基本原因。中国几条大河控制站年平均离子径流量为:长江大通站14000万吨，浔江(西江)大湟江口站2700万吨，黄河花园口站2100万吨，澜沧江戛旧站830万吨，海河各支流总计640万吨。单位面积产生的离子径流量称离子径流模数(吨/公里2·年)。在中国的分布是自北向南递增，东北各河平均每年每平方公里为16.23吨，华北各河平均为33.72吨，淮河及山东半岛各河平均为54.46吨，长江流域为80.02吨，珠江及两广地区各河平均为95.79吨。中国离子径流量总量的估算幅度为3.59~4.51亿吨。(许越先)
○湖泊
陆地上洼地积水形成的水域宽阔、水量交换缓慢的水体。为地表水的一个组成部分，因其水量交换缓慢和不与大洋发生直接联系而区别于河流和海。按成因分为构造湖、火山口湖、阻塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖和人工湖(水库);按补给条件分为有源湖和无源湖;按排泄条件分为外流湖和内流湖;按湖水含盐度分为淡水湖、咸水湖和盐湖;按湖水中的营养物质分为贫养湖、富养湖和腐殖质贫养湖;还可按湖水循环现象或热状况划分为各种类型。世界湖泊分布很广，以北美和北欧的分布较为集中，总面积达210万公里2，占全球大陆面积的1.4%。中国湖泊总面积达8万公里2以上，面积＞1公里2的有2800多个，主要分布于东部平原、青藏高原、蒙新地区、云贵地区及东北地区。湖泊蕴藏着大量的水能、水利、矿产、水生生物等资源，可用于灌溉、航运、发电、调节径流、化工生产、渔业生产和旅游观光等。湖泊是湖盆、湖水和水中物质相互作用的自然综合体，在外部因素和内部过程的持续作用下不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸逐年沉积，使湖盆淤浅成陆地;沿岸水生植物的大量生长，使湖泊逐渐变成沼泽;内陆湖往往因气候变异而引起盐分聚积浓缩，最终变成干盐湖。此外，地壳升降运动、气候变迁等其他因素的变化，也都会使湖泊面积发生变化。(李丽娟)
○湖泊资源
指湖泊所蕴藏的水利、电力和矿产资源等，为可更新的自然资源。世界湖泊总水量约17万多公里3，其中淡水部分约占52%，为全球淡水储量的0.26%左右。湖泊水资源可用来灌溉、航运和调节径流等，其水力是廉价清洁的能源。湖泊盛产鱼、虾、贝、蟹及莲、藕、菱、芡、芦苇等水生生物。湖泊还是重要的旅游资源，为人们提供了度假、疗养、歇息的地方。湖泊资源的不合理开发会造成渔业资源衰竭、湖面缩小和湖泊周围土地的盐碱化等不良后果。(李丽娟)
○内陆湖
处于河流的尾闾或独自形成独立的集水区域，湖水均不外泄入海的湖泊。中国内陆湖泊主要分布在蒙新、甘青及西藏内流地区，如青海湖、罗布泊等。所处地区远离海洋，气候干燥，水量平衡特点为:补给部分主要为入湖径流，损耗部分主要为湖面蒸发。有些湖泊的出湖流量为零。闭口湖中来水几乎全部被蒸发。内陆湖泊水位变化同样受入湖河川水情影响，相应于内陆河川的春、夏汛期，湖泊出现高水位。内陆湖泊水量补给系数小，年内水位变幅多＜1米。因内陆湖泊的吞吐量较小，故其调节径流的作用亦较小，甚至没有。同时有些内陆湖泊因补给量小，蒸发强烈，致使湖水逐渐浓缩，形成咸水湖或盐湖。由于干旱和上游用水量的增加，入湖水量减少，很多内陆湖萎缩甚至干涸，如著名的居延海和罗布泊等早已干涸。(李丽娟)
○外流湖
湖水与河流相通，最终汇入海洋的湖泊。中国的外流湖主要分布于东北、华东、华南和西南地区。外流河的干、支流沿岸，气候比较温和湿润，降水丰富，河川补给多以雨水为主，加之河流水量丰沛，对湖泊的补给量大，湖泊水位明显受河流水情控制，通常二者年内变化过程密切吻合。外流湖的水量平衡特点为:补给部分主要来自入湖径流，损耗部分主要是出湖径流，湖面降水、蒸发、渗漏所占比例较小。湖泊对河川径流有明显的调节作用，使下游河流水位变化相对平缓，洪峰滞后。外流湖最高水位多出现在雨季，一般为八九月份;最低水位多出现在少雨或农业用水季节。中国著名的外流湖有鄱阳湖、洞庭湖、洪泽湖等。(李丽娟)
○咸水湖
湖水矿化度在1~35克/升的湖泊。中国的咸水湖主要分布在内流区域，以青藏高原和蒙新地区为主。湖水的化学组成多为氯化物，矿化度高，硬度也较淡水湖大，多为硬水或极硬水。湖水的水化学状态取决于入湖河流的水文动态。湖水化学状况变化较大，可随河流改道而游移，在若干年内湖水时淡时咸，如著名的罗布泊。中国的咸水湖一般属中营养型或贫营养型湖泊，大部分咸水湖向浓缩的方向发展，矿化度有不断增加的趋势。咸水湖除含有常量元素外，有的还含有丰富的微量元素。(李丽娟)
○盐湖
湖水矿化度＞35克/升的湖泊。中国盐湖分布于青藏高原和蒙新地区，基本上与咸水湖分布一致。盐湖数量多，化学类型齐全，分碳酸盐类型、硫酸盐类型、氯化物类型及硫酸盐向氯化物过渡的类型。盐湖矿化度极高，一般均在300克/升左右。既有干盐湖，又有水盐湖，也有介于二者间的过渡型盐湖。大部分盐湖正逐渐浓缩，随盐类析出，湖水的化学成分发生剧烈变化。湖水化学类型的变化规律是由碳酸盐类型顺次向硫酸盐类型和氯化物类型演变。盐湖中资源丰富，中国内蒙古的盐湖盛产天然碱，新疆的盐湖盛产食盐和芒硝，青藏的盐湖盛产钾、硼和锂等。(李丽娟)
○湖泊水量平衡
指某一时段内，湖泊水量的收支关系。是根据入湖水量与出湖水量之差来计算湖中蓄水量的变化。它的收入项为:湖面降水量、地表径流和地下径流入湖水量;支出项为:湖面蒸发量、地表径流和地下径流出湖水量及工农业用水等。湖泊蓄水变量的计算，通常采用某时段始末湖水位差与相应的平均湖水面积的乘积来求得。随着各地区气候条件的不同，其湖泊水量平衡状况也有很大差异。中国外流湖水量平衡的特点是:收入部分以入湖径流为主，支出部分以出湖径流为主，湖面蒸发和渗漏所占的比例较小;内陆湖水量平衡的特点是:收入部分主要是入湖径流，支出部分以湖面蒸发为主，甚至有些闭口湖除渗漏外，几乎全部消耗于蒸发。水库水量平衡与一般湖泊略有不同，其支出项为水库渗漏水量、水库泄水量、库岸调节水量及水面蒸发量。湖泊水量平衡方程可用来确定湖泊水循环各要素的数量关系，估算湖泊水资源量。(李丽娟)
湖流
湖泊中沿着某一方向前进、其理化性质基本保持不变的运动水体。引起湖流的力有重力、梯度力、风力和地转偏向力等。湖面倾斜可产生水力梯度;湖水温度、含沙量和含盐量在湖内的差异分布产生密度梯度。风作用于湖水可引起湖水运动，运动的湖水又受到地转偏向力和摩擦力的作用。摩擦力使湖水运动受阻，而地转偏向力则改变湖水的运动方向。湖流和海流都有梯度流和漂流，但湖流主要受进出径流的影响，海流则受地转偏向力的影响较大。湖流梯度流又分为吞吐流、密度流和常量流。按流动路线可分为平面环流、重力环流和朗缪尔环流。湖流能促进湖水在各个方向的混合，对湖水中藻类和浮游动物的分布有显著影响。(李丽娟)
水库
又称人工湖。因建造坝闸堤堰等水利工程拦蓄河川径流而形成的水体。中国规定，蓄水体积＞10万米3者称水库，小者称池塘。总库容＞1亿米3者称大型水库，1000万~1亿米3者称中型水库，＜1000万米3者称小型水库。水库既可调节河川径流，使水资源在时间上得到再分配，又可开发河流水力资源，为工农业生产提供廉价清洁的能量。水库的服务目标是多方面的，有灌溉、发电、航运、防洪、拦沙、防凌、渔业、旅游及水上运动等，故水库的运行需综合考虑各种服务目标的要求。世界上最古老的水坝是埃及的凯费拉水坝，建于公元前2700年。中国最早的水库是安徽省寿县的安丰塘水库，建于公元前600年。现在全世界水库蓄水量达50000亿米3。1937年底中国有各类水库82870座，总库容量4475.44亿米3。水库蓄水后，对周围环境产生很大影响。如水库能引起上下游河川径流、河床冲淤情势的变化，库周地区地表水和地下水位抬高，土地淹没或盐碱化，库岸崩塌，诱发地震等。径流情势的改变，又使水生生物的生境发生变化，导致水生生物种类的变化。大型水库的兴建甚至能影响河口地区的生态环境，使气候、水文、土壤、动植物等自然地理因素发生相应改变。故在建库前要对水库的环境效益进行综合评价。(李丽娟)
沼泽水
沼泽中的水，是地表水和地下水的过渡类型。多以重力水、毛细管水、薄膜水、渗透水和化学水等形式出现于泥炭和草根层中，其中仅重力水在重力作用下，可沿斜坡流入小河和小湖。沼泽水由大气降水、冰雪融水、河湖泛滥及地下水补给。富含有机质和悬浮物，生物化学作用强烈，水体浑浊，呈黄褐色，在有机酸和铁锰含量高时，水面常浮现红色。矿化度在500毫克/升左右。水的硬度低。(赵楚年)
冰川积累
冰川物质平衡中的收入部分，也是向冰川提供物质的过程。冰川积累的物质来源主要是降雪、吹雪和雪崩，其次是少量的霜、雾凇、雹及液体降水的再冻结。中国西部多数冰川属于大陆性冰川，冰川区的降水量小，气温较低，冰川积累强度弱，主要靠夏季补给，属于暖季补给型。只有西藏东南部海洋性冰川属于冷季补给型，积累强度通常比大陆性冰川高1~2倍。60年代以来，中国多数冰川的积累量小于消融量，处于负平衡状态。天山乌鲁木齐1号冰川24个年度(1958~1982年)中有14个年度为负平衡。祁连山的冰川在50年代末至60年代初处于较大的负平衡状态。70年代中期许多冰川出现正平衡，即积累量大于消融量。70年代中期以来，西藏东南部山区的冰川退缩也有所缓和。(汤奇成)
冰川消融
冰川物质平衡中的支出部分，亦即冰川物质的损耗过程。在温带冰川区，冰川物质支出以冰面融化为主;在极地冰盖与冰川以及少数温带山地大冰川末端以崩裂、蒸发等为主;还有一些温带冰川存在冰下和冰内融化。无论是冷季补给型冰川还是暖季补给型冰川，其消融都集中于夏半年。冰川融水径流包括冰川水、粒雪和冰川表面积雪融水汇入冰川末端河道形成的径流，是高寒山区河流的重要水源。用人工方法加速或抑制冰体消融的措施称为冰川消融的人工调节，人工加速消融的方法分物理和化学方法。物理方法是在冰雪面上撒布各种黑色细粒物质使冰雪黑化，降低反射率，加速其消融。化学方法是把能降低冰雪融点和释放热量的各种化学制剂喷撒在冰雪面上促其融化。抑制消融是采用各种方法减弱太阳辐射和减少冰川面对热量的吸收。(汤奇成)
地下水
埋藏和运动于地面以下各种不同深度的土层和岩石空隙中的水。是自然界水体的一部分，并参与自然界的水循环。按其所处介质的主要空隙的性质，分为孔隙水、裂隙水和喀斯特水;按埋藏条件分为包气带水、潜水和承压水。将这两者组合可分为9种复合类型的地下水。地表水与地下水经常互相转化，通常把二者作为统一体来研究。据估算，中国地下水资源占水资源总量的1/4强，相当于地表水资源的1/3左右。由于受自然地理条件的影响，其时空分布不均衡。目前中国地下水的年开采量达550亿米3，约占全国总用水量的14%。北京市的工业及生活用水，有2/3取自地下水。在农业生产上，据北方17个省、市、自治区的不完全统计，每年抽取地下水达400亿米3以上，灌溉耕地1130余万公顷。地下水还是一种重要的矿产资源，如四川自贡地区的地下卤水，已有数千年开采历史。有的温泉地区还是旅游疗养胜地。利用地下水可进行水文地球化学找矿、预报地震。地下热水还可作为地热能利用。在某些情况下，地下水又阻碍工农业生产和建设事业的发展，如地下水突然涌入矿山巷道，造成生命财产损失;能使基坑大量涌水，或引起道路边坡滑动、破坏路基，或造成水库渗漏，使工程效益受重大影响，或施工困难，增加投资等。过量抽取地下水还会引起地面沉降，对建筑物安全构成威胁;饮用受污染或含有害元素的地下水，会使人、畜致病，危害机体健康。地下水一旦受到污染，便难于治理。(程汝楠)
○泉
地下水流出地表的天然露头。是地下水的一种重要排泄方式。在山区及山前地带出露普遍，平原地区罕见。按补给泉水的含水层性质，分为上升泉及下降泉两类。上升泉由承压含水层补给，下降泉由潜水或上层滞水补给。按出露原因，下降泉又分为侵蚀泉、接触泉与溢流泉。沟谷切割揭露潜水含水层时，形成侵蚀泉;地形切割达到含水层隔水底板时，地下水被迫从两层接触处出露成为接触泉;潜水流向前方透水性急剧变弱，或隔水底板隆起，潜水流动受阻而涌溢出地表成溢流泉。上升泉又分为侵蚀泉、断层泉及接触带泉、当河流、冲沟等切穿承压含水层隔水顶板时，形成侵蚀泉;地下水沿导水断层上升，在地面高程低于测压水位处涌溢地表成断层泉;岩脉或侵入体与围岩的接触带，因冷却收缩产生隙缝，地下水沿此类接触带上升时形成接触带泉。根据含水层空隙性质，还可分为孔隙泉、裂隙泉和岩溶泉。按涌出状态可分为间歇泉与多潮泉。按泉的不稳定系数可分为极稳定泉、稳定泉、变化泉、变化极大泉和极不稳定泉。根据温度差异可分为冷泉、微温泉、温泉、热泉与高热泉等。(魏忠义)
○地下热水
地下水在一定地质条件下，因受地球内部热能影响而形成温度不同的地下热水。其温度下限尚无统一标准，不同国家甚至在同一国家的不同地区都可不同。中国目前采用20~25℃作为热水下限，国外大多以20℃为冷热水温度界限，但一般都把高于当地年均气温的地下水称为热水。如美国和加拿大把高于当地年均气温5℃的地下水称作热水;苏联把20℃、日本把25℃定为地下热水下限。中国由于北方和南方的年均气温相差较大，水文地质工程地质研究所把20℃和25℃分别定为北方和南方地下热水温度下限。地下热水的热源与地球热源有直接关系。一般认为地球内热来源于放射热及地幔热;有的认为有地球转动热、化学反应热及重力分异热等。地球年产生热的性质，至今还不十分清楚。大陆上有的地区地下热水往往与近代火山分布有关。同位素地球化学研究表明，地下热水中绝大部分水来源于大气降水。在某些与火山、岩浆活动有关的地下热水中，据估计可能有5~10%的水来自岩浆水或其它深源水。中国低温地热水分布较广，高温热水主要分布在台湾、西藏及云南西部等地。世界地下热水分布大多与地热异常区有关。冰岛、日本、新西兰、意大利、美国、苏联等国均有高温热水分布。地下热水是一种宝贵的天然资源，具有广泛用途，辽阔的开发利用前景。如用于发电;作为供热能源广泛用于工农业生产及人类生活;作为矿物资源从中提取和回收某些贵重稀有元素及放射性元素;用于医疗保健事业，效果亦非常显著。(程汝楠)
○地下水年龄
水在合水层中停留的时间，即大气降水或地表水从进入地下径流时起，到在取样点(泉或井)出现时止，在透水岩石的裂隙和孔隙中停留的时间。但因测定方法不同，其含义也不一样，或称绝对年龄，或称相对年龄，或称有效年龄。目前的方法只能确定相对近似的年龄值，仅表示所研究的各种不同年代和不同成因混合水的对比关系，得出某种程度的混合水的年龄概念。目前测定地下水年龄的方法有3类:水动力学法、惰性气体法和同位素法。水动力学法是以研究地下水径流的形成及其运动规律为基础。惰性气体法是以水中氦、氖(放射性的)聚积为基础，只有在理想的条件下，测定的时间才符合水的年龄，用途较少。同位素法目前较普遍采用，其原理是以水中放射性T(氚)和14C作为示踪剂，测定其在水中的含量为基础。因每种同位素的半衰期是固定的，不受环境影响。根据不同时间，在不同地点测得地下水中同位索的含量，通过计算求出某一点处水的年龄值。据报导，氚法能测定50年以内的地下水年龄，14C法可测定距今5~6万年以内的年龄。研究地下水的地质年代具有重要意义，可用来确定含水层中水的平均运动速度、水流方向，研究地下水的形成，评价水资源及油气矿床的普查勘探等。(程汝楠)
○地下水均衡
地下水资源收入与支出的数量关系。通常用地下水均衡方程来描述:地下水资源储量的变化等于总补给量与总排泄量之差。地下水总补给量包括降水入渗补给量，河、渠、湖、库等地表水体渗漏补给量，人工回灌补给量，灌溉回归补给量，地下水侧向径流补给量，土壤水解冻补给量，越流补给量及区外流入量等。地下水总排泄量包括人工开采量、地下水扩散补给土壤水量、向地表水体排出量、越流排出量、地下径流流出量等。地下水均衡中的各项要素在不同地区所占的比重不同。如地下水埋藏较浅的平原地区，降雨入渗补给量及地下水扩散补给土壤水量为主要收支项;大量利用地表水和地下水进行灌溉的地区，灌溉回归补给量与人工开采量为主要收支项;山前洪积扇地区，地下径流为主要收支项等。不同时段的地下水均衡特点也不同，如多年平均地下水均衡中的储量变化等于零等。地下水均衡是地下水文学的一个基本理论与方法。利用地下水均衡关系，可估算地下水资源数量及研究各种水资源相互间的转换关系。(任鸿遵)
○地下水补给
含水层或含水系统从外界获得水量的整个作用过程。研究内容包括地下水的补给来源、补给条件、补给量及影响补给的因素。补给来源有大气降水、地表水、凝结水、灌溉回归水、含水层的越流及专门的人工回灌补给。对各种补给作用，已作了不少研究，尤以降水入渗与河水补给研究最多。国内外许多研究者把同位素技术应用于水文学及水文地质学中，对研究地下水的补给、来源、形成及地表水和地下水的转化机制具有重要科学意义。(程汝楠)
○地下水排泄
合水层或含水系统失去水量的过程。研究内容包括地下水的排泄途径、方式、排泄量及影响排泄的因素。在排泄过程中，含水层水量和水质也发生相应变化。地下水排泄方式有泉水溢出、直接向地表水泄流、蒸发及人工排泄等。在某些有利条件下，水还可由一个含水层向另一个含水层排泄。蒸发排泄是在蒸发作用下，只排出水分，而将其中的盐分留在余下的水或土壤中，往往由此引起土壤次生盐渍化。其它几种排泄都是盐分随同水分一起排走，属于径流排泄。天然条件下地下水的蒸发排泄往往通过土壤蒸发和植物蒸腾。研究地下水蒸发排泄已有许多较先进的手段和方法。(程汝楠)
○达西定律
一种计算液体通过多孔介质流动的流量计算公式，是亨利·达西(HenryDar-cy)于1856年研究水流通过均质砂垂直过滤器的实验时总结提出的。公式为:
式中Q为流量，K为渗透系数，A为过滤器横截面面积，L为过滤器长度，为L上的测压水头差值，为水力梯度。实验条件为一维流，对于三维流，达西定律的一般表达式为:q=KJ，式中q为单位流量向量，J为水力梯度向量()。达西公式适应于液体的层流状态(孔隙介质中水流的雷诺数Re在1~10间为层流)，而对于Re＞10者不再适用，需进行修正。(张永忠)
○承压水
充满在两隔水层间的含水层中，具有承压性能的地下水。为一种常见的地下水，与一定的地质构造有密切关系，埋藏较深。松散沉积物及坚硬的基岩中都可能存在。承压水用钻孔揭露后，有时可涌出地表，这时又称自流水。承压水是良好的供水水源。其特点:①具有承压性能。当钻孔揭露承压含水层时，在静水压力作用下，初见水位低于稳定水位，稳定水位又称承压水位;②分布区与补给区不一致;③水量、水质、水温较稳定，受气候影响较小，季节变化不大;④受地表污染少。(魏忠义)
○上层滞水
贮藏于包气带中局部隔水层或弱透水层上面的重力水。一般属包气带水，离地面较近，常受水文气象因素影响而发生剧烈变化。一般不与河水发生水力联系，有些情况下沿贮藏它的透镜体边缘散流，可补给潜水，从而与潜水发生暂时的水力联系。因上层滞水是局部性条件补给的，故其含水层的厚度不大，只形成暂时性积水，有时甚至会全部被蒸发掉，在干旱季节往往消失。这种水只能用作小规模的季节性给水，供水意义不大，只在春季或融雪后，水量可达到最大。用上层滞水作为饮用水源时，需特别注意其污染状况。上层滞水对工程建筑不利，为消除其危害，需进行排水处理。(程汝楠)
○自流盆地
一种具有承压蓄水构造的向斜盆地，有大型复式构造盆地和小型单一向斜构造盆地。主要由第四纪以前的岩层组成。自流盆地一般分为补给区、承压区和排泄区三部分。有时可有几个承压含水层，它们有各自不同的承压水位。当蓄水构造与地形一致时，称正地形，此时，下层承压水位高于上层承压水位。反之称负地形，其下层承压水位低于上层承压水位。水位高低不同时，可造成含水层间通过弱水层或断层“天窗”而发生水力联系，形成含水层间的补给关系，高水位含水层补给低水位含水层。自流盆地按向斜构造的封闭程度，分为封闭自流盆地和开放型自流盆地。前者为向斜构造比较完整的承压盆地，地下水径流条件差，水交替程度弱，水矿化度提高。后者常被断层或水文网切割，承压水常沿断层或河谷排泄于地表。(魏忠义)
○地下水降落漏斗
过量开采地下水引起地下水位下降，形成区域性漏斗状凹面。其地下水等水位线往往呈同心圆状。地下水资源为可更新资源，可开采利用的水量主要是当年或一定水文周期内地下水的补给量。一个地区或一个流域在各种天然补给与消耗因素的综合影响下，地下水保持相对稳定状态。如平原地区浅层地下水直接受大气降水和地表水补给，其补给量与潜水蒸发和地下径流排泄之间，在相当时期内处于平衡状态。由于地下水过量开采，地下水收支平衡遭到破坏，地下水位持续下降，形成地下水降落漏斗。莫斯科、伦敦、巴黎等许多世界著名大城市，地下水位都下降了50米以上并持续下降。中国北方一些城市也形成多处地下水降落漏斗。(魏忠义)
○裂隙水
赋存于坚硬岩石裂隙中的地下水。其埋藏、分布、运动和富集规律，直接受岩石的裂隙密集程度、开启程度、连通情况和充填情况诸因素的影响。最主要的特征是空间分布的不均匀性及其水力联系的各向异性。裂隙含水形态一般为层状或似层状含水层，此外还呈带状、脉状及网脉系统状等。裂隙水的运动速度一般不大，呈层流流态，地下水运动服从达西定律。但在宽大裂隙中，在一定水力坡度下，裂隙水可呈紊流流态。按裂隙成因将裂隙水分为风化裂隙水、基岩裂隙水和构造裂隙水。中国裸露、半裸露的基岩山区面积约占全国面积的2/3，山区普遍发育裂隙水、山涧溪沟和河网常年排泄地下水，形成稳定的河川基流。中国丰富的基岩裂隙水资源，对加快山区建设具有重要意义。但过去研究较少，目前采用航片、卫片研究基岩裂隙带和断裂带的分布规律已见成效。用物探法研究基岩构造、裂隙发育深度、断裂破碎带及其分布范围，有助于查明裂隙水的分布规律、储存和富集条件。用地质力学法研究和寻找构造裂隙水，也取得较好成绩。目前国外比较重视对区域裂隙、断裂构造形迹形成和展布规律的研究，借以正确判断基岩裂隙水的富集地带，指导在基岩区的找水工作。今后裂隙水的开发与研究将会越来越引起重视，综合运用地球物理探法、航片、卫片及现代计算技术加强对基岩裂隙和断裂带分布规律的研究是当前的发展趋势，利于合理开发利用裂隙水。(程汝楠)
○孔隙水
赋存于松散沉积物孔隙中的地下水，是沉积物的组成部分。其特点是:水量在空间分布上相对均匀，多呈层状分布，连续性好，水力联系密切，具有统一的地下水面。一般呈层流运动，符合达西定律。孔隙水的埋藏、分布条件和运动规律一般受地貌及第四纪沉积规律控制。按沉积物的成因类型，孔隙水分为洪积物中地下水、冲积物中地下水、湖积物中地下水、黄土中地下水、冰川堆积物中地下水、沙漠区地下水、多年冻土区地下水、滨海三角洲及海岛沉积物中地下水。不同成因类型的地下水在不同埋藏条件下，既可是承压水，也可是潜水或上层滞水。中国的华北平原、松辽平原、三江平原、长江中下游平原及许多第四纪沉积盆地普遍分布有孔隙水。孔隙潜水从主要补给区到排泄区，在含水层中构成一个地下水循环系统。从中取水，必然对该系统产生影响，故在计算其水量时，必须从该系统的整体考虑，才能取得良好效果。(程汝楠)
○灌溉回归水
田间灌水总量中入渗补给地下水的部分。为地下水补给中的一项，对地下水埋藏较浅的平原地区尤为重要。是通过田间与田间渠道对地下水入渗补给，故地下水面以上包气带的土壤性质、前期湿润状况及地下水埋深是影响其数量大小的主要因素，一般认为在同一灌水量的情况下，土壤颗粒越粗，前期土壤越湿润，地下水埋藏较浅的田面入渗补给量较大。当灌水量不能满足填充土壤水的需要时，对地下水无补给。若灌水量过大，使地下水位抬升至地面，此时对地下水的补给也趋近于零。田间渠道则通过渠底与渠壁的浸润锋面形式下渗，当与相邻渠道的锋面连接时，即变成田面入渗形式。灌溉回归水量的大小通常通过试验直接取得，也可通过水量平衡及其它土壤水分运动方程计算求得。(任鸿遵)
○给水度
饱和岩层中受重力作用所排出的水的体积与岩层总体积之比。是应用于农田排水和地下水文学中的一个最基本参数。通常认为，给水度与潜水含水层的储水系数一致。给水度(qwy)与持水度(qwr)、孔隙度(n)的关系为:qwy+qwr=n。给水度的测定方法有:实验室测定(如筒测法)和野外测定(如抽水试验)。近来通过研究土壤水分变化来研究非饱和带给水度的空间分布规律有一定进展，其主要观点是:该参数是和土壤质地、地下水位埋深及气象因素等有关的一个经验参数。(张永忠)
○渗透系数
又称水力传导系数(hydraulicconductivity)。在各向同性介质中，它定义为单位水力梯度下的单位流量，表示流体通过孔隙骨架的难易程度，表达式为:K=kρg/η，式中k为孔隙介质的渗透率，它只与固体骨架的性质有关:K为渗透系数;η为动力粘滞性系数;ρ为流体密度;g为重力加速度。在各向异性介质中，渗透系数以张量形式表示。渗透系数愈大，岩石透水性愈强。强透水的粗砂砾石层渗透系数＞10米/昼夜;弱透水的亚砂土渗透系数为1~0.01米/昼夜;不透水的粘土渗透系数＜0.001米/昼夜。据此可见土壤渗透系数决定于土壤质地。渗透系数是地下水产水量计算的重要参数之一。(张永忠)
○喀斯特地下水
赋存和运移于喀斯特化岩层的溶孔、溶隙与溶洞中的水的统称。大气降水为其主要补给来源，有的地区地表河水有时也是重要补给源。融雪、其它含水层水、洞穴凝结水及人工补给在一定条件下也可成为补给源。其特点为:水量大，在空间分布上极不均匀，时间上变化强烈，流动迅速，排泄集中，排泄量大。水力联系在各个方向上有很大差异。其径流状态分为管流、散流及混合流，以管流为主;水平运动和垂直运动、有压流和无压流同时存在。按水力学特性，以紊流为多见。一般以泉或暗河形式排泄，有的排出地表后汇入河流;有的直接排入河流、湖泊或海洋;有的在地下排入其它含水层;与地表水间的相互转化较迅速，规模也较大。有的河流可多次潜入地下或露出地表，地表水与地下水反复转化。水资源量一般可用地下水文学分析法和抽水试验法来计算。在进行资源评价时，必须考虑其随时间变化的特点。应分别计算枯季和雨季资源，并与冬季和夏季需水量进行对比。作为一种积极作用的地质营力，喀斯特地下水还不断改造着自身赋存和运动的环境，是较理想的大型供水水源。但亦易形成“突水”现象，往往给矿山坑道和隧道等工程造成巨大困难，在喀斯特地区常使水利工程失效或引起严重缺水现象。在条件适宜的地方，可利用地下暗河建立地下水库或用于发电。中国可溶岩分布面积较广，对喀斯特地下水的研究具有重要的实际意义。(程汝楠)
○非饱和带
又称包气带或通气带。指地下水位以上、土壤水分含量小于饱和含水量的土层。在均质多孔介质中，流体的重力与大气压力相等的介面为地下水位，是一个浸润曲面，其含水量接近饱和含水量。地下水位是非饱和带与饱和带的分界面。非饱和带是土、水、气3者并存的一个复杂系统，水分的运移符合扩散理论。受固体颗粒表面水引力的作用，其压力表现为负压力，大小与土壤水分含量的大小成反比。非饱和带中土壤水分运动机理是四水转换研究的一个主要对象，土壤学家、水文学家和水文地质学家都从事这方面的研究，一些计算方法(如一维、二维有限差分方法)也被引入。(张永忠)
○地下咸水
矿化度＞2克/升的地下水。其分布往往与土壤盐渍化有密切关系。咸水分布区淡水缺乏，给当地居民生活及工业用水造成困难，为发展经济的一种限制因子。目前许多地方对咸水的改造利用做了大量工作，但尚未达到普遍推广应用的程度。国外在改造利用咸水方面多采用工业方式淡化咸水，但其成本较高，不能满足农业灌溉需要。中国地下咸水主要分布于黄淮海平原、西北和内蒙古等干旱、半干旱地区。在内陆地区以大陆盐化咸水为主;在沿海地区以海成盐化咸水为主。黄淮海平原成水分布较广，可达5万多公里2。据估算，该区地下咸水的总静储量约3000多亿米3。(程汝楠)
○土壤水分常数
标志土壤含水量明显变化的特定指标。通常包括吸湿含水量(也称吸湿系数)、凋萎含水量、毛管破裂含水量、田间持水量、饱和含水量等。数值大小以百分数表示。土壤水作用力的构成随含水量的多少有所不同，水分状态和运动性质也有差异，土壤水分常数基本上反映这种变化。它对指导土壤改良、农业灌溉、防洪防涝设计都有重要意义，也是研究水体转换、土壤水调节和水资源评价中不可缺少的参数。由于土壤水分状态的变化受多种因素制约，即使与含水量有密切关系，也并非有绝对的界限。水分常数是相对的，有一定变化范围，不同学者的命名和解释也不完全相同。研究其存在条件、确定方法及与生产实践的关系，是土壤水研究的重要内容之一。(李宝庆)
○田间持水量
指在地下水较深和排水良好的土地上充分灌水或降水后，允许水分充分下渗，并防止蒸发，经过一定时间，土壤剖面所能维持的较稳定的土壤水含量(土水势或土壤水吸力达到一定数值)。达到田间持水量时的土水势为-50~-350毫巴，大多集中于-100~-300毫巴间。田间持水量长期以来被认为是土壤所能稳定保持的最高土壤含水量，也是土壤中所能保持悬着水的最大量，是对作物有效的最高的土壤水含量，且被认为是一个常数，常用来作为灌溉上限和计算灌水定额的指标。但它是一个理想化的概念，严格说不是一个常数。虽在田间可以测定，但却不易再现，且随测定条件和排水时间而有相当的出入。故至今尚无精确的仪器测定方法。(王淑华)
○土壤饱和含水量
又称全容水量、最大持水量。是土壤中全部孔隙被水占据时所保持水分的最大容量。掌握饱和含水量状况即可大体了解土壤的持水特性和释水性质，对土壤剖面的水分含量计算、推求土壤给水度、预告地下水位因降水、灌溉和抽水、排水的升高或降低值，都是一个重要指标。在沙质土壤中，饱和含水量在25~60%范围内。有机土如泥炭土或腐泥土的饱和含水量可达100%。饱和含水量可在实验室里实际测得，也可通过土壤的容重和比重求得。计算式为:
式中W饱(%)为土壤饱和含水量，以百分数计，f为土壤孔隙率，rs为土壤比重，rb为土壤容重。(王淑华)
○凋萎系数
重要的土壤水分常数之一。指生长在湿润土壤上的作物经过长期的干旱后，因吸水不足以补偿蒸腾消耗而叶片萎蔫时的土壤含水量。最初在下午或日落后叶片尚可逐渐恢复充涨，以后在日出前也不能恢复充涨，最后甚至在灌溉或降水供给一些水分后也不能恢复。这时的土水势一般为-15巴，大体相当于萎蔫叶片的水势。作物在这种情况下称为永久萎蔫，此时的土壤含水量称为凋萎系数。
此时土壤中的水分活动已基本接近于零。凋萎系数是个理想化的概念，因它是在水汽饱和的大气中不发生蒸腾的条件下植物不恢复充涨时的土壤含水量，而在田间除极特殊情况，作物是必须进行蒸腾的。事实上，植物是否表现水分不足以至萎蔫，并不单纯取决于土壤含水量或土水势，还取决于植物吸水率能否满足不断蒸腾的需要和气候因素。这个过程是动态的，而凋萎系数显然不能完全满足这个动态过程的要求。然而对大多数土壤、植物和气候条件来说，它仍是一个很好的近似值，也是了解土壤水分状况，进行土壤改良和灌溉不可缺少的重要依据。(王淑华)
○土壤含水量
又称土壤湿度。即土壤中所含水分的数量。一般指用烘干法在105~110℃温度下从土壤中释放出来的水量。土壤含水量是研究土壤水分状况及其动态变化的基础，可直接用以指导农业生产，制定灌溉、排水措施及为工程建筑所应用。可用不同的方式表示:①以占土体重量的百分数来表示:
式中W水为土体中实际所含的水分重量，W土为干土重量;②以占土体体积的百分数表示的容积含水量:
式中V水为土体中水的容积，V土为土体容积;③以占田间持水量的百分数表示的相对含水量:
式中W田(%)为田间持水量的百分数;④以水层厚度表示:
式中H为土壤层厚度(厘米)，W(%)为干土重含水量，ρ为土壤干容重;⑤用饱和度表示:
式中Vw，为水的容积，Vv为土壤中孔隙的体积。(王淑华)
○土壤容重
又称干容重。指单位容积土壤中(包括孔隙)固体颗粒的重量，单位为克/厘米3。除用于计算土壤孔隙度外，在土壤调查、土壤分析和施肥及农田基本建设和水利设计中均会使用。其大小受质地结构的影响很大。沙土中的孔隙粗大，但数目较少，总的孔隙容积较小，故容重较大;反之粘土孔隙容积较大，容重较小;壤土介于二者之间。如果壤土和粘土的团聚化良好，形成具有多级孔隙团粒，则孔隙度显著增大，容重相应减小。土壤疏松(特别是在耕翻后)或土壤中有大量有机质、根孔、动物洞穴或裂隙，则孔隙度大而容重小;反之土壤愈紧实，容重愈大。故表土层的容重往往比心土层和底土层小。沙质土壤容重一般为1.2~1.8克/厘米3，粘质土壤容重为1.0~1.5克/厘米3。(王淑华)
○土壤有效含水量
土壤水中能被作物利用的数量。作物吸收土壤中有效水分的范围通常指田间持水量和凋萎系数间的那部分土壤水分含量。虽然这部分水量可被植物全部吸收，但其有效性随水分形态、所受吸力和移动难易而有显著差异。凋萎系数至毛管断裂含水量为弱有效水，在此范围内水分移动很慢，作物生长受到阻碍。毛管断裂含水量(约为田间持水量的60~70%)至田间持水量范围内的水分可自由移动，为速效水;不断供给作物生长的需要。土壤有效含水量的大小取决于作物根毛吸水力和土壤吸力的大小。土壤吸水力大小与土壤含水量有关，如在相同条件下，土壤水分愈多，土壤吸力愈小，有效水含量愈多。(王淑华)
○土壤水力传导度
表征土壤对水分流动的传导能力，是计算土壤水分运动的一个重要系数，以к表示。在数量上等于单位水势梯度下单位时间内通过单位土壤断面的水流量。常用单位为厘米/秒或米/日。1856年法国工程师亨利·达西(HenryDarcy)通过对土壤中稳态水流的研究发现被称为达西定律(Darcy’slaw)的饱和水流运动规律。进一步研究发现，在恒温条件下，к主要取决于土壤物理性质，对同一土壤为一常数。比例常数к曾被称为渗透率、渗透系数、传导系数、传导率和毛管传导率等。1963年国际土壤学会土壤物理学术用语委员会推荐用导水率一词。土壤孔隙全部被水充满时的导水率称饱和导水率，常以кs表示。饱和导水率主要取决于土壤物理性质和土壤水溶液的性质。土壤质地、结构、孔隙大小、裂隙程度、孔道分布、闭塞空气、湿胀和温度变化均可对кs产生影响。1907年布肯哈姆(E.Buckingham)、1931年理查兹(L.A.Ri.chards)将达西定律扩展用于非饱和土壤，此时的比例系数称非饱和导水率。非饱和导水率是土壤性质和土壤含水量的函数，以к(θ)表示。导水率的测定方法很多，可在实验室测定，也可在田间进行。饱和导水率目前常用稳态水流实验得出，非饱和导水率的确定常用方法有稳态流法、瞬时剖面法等。比较常用的为，式中θs为土壤的饱和含水量，b是与土壤水分特性有关的参数。(卢振民)
○土壤水分扩散率
表征土壤中水分的扩散能力，在数量上等于单位含水量梯度下通过单位土壤断面的土壤水流量，单位为米2/秒。当把扩散理论用于土壤水分运动时，水流通量密度与含水量梯度(dq/ds)成正比:
式中比例系数D(θ)为土壤水的扩散率，是含水量的函数，定义为导水率与比水容量(c(θ))的比值:
式中dθ/dj为土壤水分特征曲线的斜率。土壤水分扩散可用水平土柱法在实验室直接测定，也可用经验方程D(θ)=aebo间接算出，式中a、b是与土壤性质有关的系数。(卢振民)
○土壤水分通量
大气水通过地表进入土壤的水量。以M表示，单位为毫米/年。计算式为M=P-Rs+Cmo。式中P为降水量，Rs为地表径流量，Cm为土壤接受的大气凝结水量。包气带土壤水是陆地水循环的一个中枢性转化水体，它向上运行供给土壤蒸发和植物蒸腾，构成地表总蒸发;向下运行通过潜水面构成对地下水的入渗补给。在包气带土层上、下两个界面上，都存在进入和逸出的双向垂直运动。对地表界面来说，进入量为大气水的补给，包括降水入渗和土壤凝结水，逸出量为地表总蒸发;对潜水而来说，进入量为地下水的毛管上升补给，逸出量为土壤重力水下渗补给地下水。土壤水既接受其它水体补给，又补给其它水体，其输送转化关系复杂。但土壤水分的来源还是大气降水。确定土壤水分通量，为进一步研究土壤层的水分乎衡奠定了基础。(李宝庆)
○土壤给水度
在重力作用下，从饱和的土填中流出的最大水量与士体体积的比率，以小数或百分数表示。习惯上称为m值、m值在理论上应为饱和含水量与田间持水量的差值，但受饱和程度、封闭空气和排水时间的影响，实际应用值要小些。可在实验室直接测定，也可用非稳定流抽水试验、长时段观测水位资料，地中渗透仪实测等方法取得。主要依土壤性质而异，粗砂和卵石约在0.25以上，粉砂和粘性土在01以下。是反映包气带土层持水和释水能力的重要指标，也是研究潜水位动态变化、农田灌溉和排水、地下水非稳定流计算和地下水资源评价等的重要参数。为使m值的理论概念更适合实际应用条件，有人主张把给水度定义为:地下水位下降单位深度时，土壤所能释放出的水层厚度。若地下水位下降△H，单位面积上土壤释水量为W，则，考虑到土壤释水相对地下水位的下降有滞后性，释放水量有历时释放水量和完全释放水量之分，给水度也相应地定义为历时给水度和完全给水度。因实际土壤的错综复杂性，综合给水度的概念也被广泛应用。(李宝庆)
○土壤水分特征曲线
土壤含水量和土壤吸力之间的关系曲线。通常土壤含水量Q以体积百分数表示，土壤吸力S以大气压表示。由于在土壤吸水和释水过程中土壤空气的作用和固、液而接触角不同的影响，实测土壤水分特征曲线不是一个单值函数曲线。
相同吸力下的土壤水分含量，释水状态要比吸水状态大，即为水分特征曲线的滞后现象。土壤水分特征曲线可反映不同土壤的持水和释水特性，也可从中了解给定土类的一些土壤水分常数和特征指标。曲线的斜率称为比水容量:
,是用扩散理论求解水分运动时的重要参数。曲线的拐点可反映相应含水量下的土壤水分状态，如当吸力趋于0时，土壤接近饱和，水分状态以毛管重力水为主;吸力稍有增加，含水量急剧减少时，用负压水头表示的吸力值约相当于支持毛管水的上升高度;吸力增加而含水量减少微弱时，以土壤中的毛管悬着水为主，含水量接近于田间持水量;饱和含水量和田间持水量间的差值，可反映土壤给水度等。故土壤水分特征曲线是研究土壤水分运动、调节利用土壤水、进行土壤改良等方面的最重要和最基本的工具。但土壤水分特征曲线的拐点只有级配较好的沙性土比较明显，说明土壤水分状态的变化不存在严格界限和明确标志，用土壤水分特征曲线确定其特征值，带有一定主观性。(李宝庆)
○土水势
土壤水所具有的总能量势。相当于从处于基准面上和大气压相平衡的水池中，使单位数量的纯水向研究对象的土壤水做等温可逆性移动所做的功。单位为能量量纲，也可用水银或水柱的高度表示。构成土水势的主要分势有:①重力势:表示土壤水的位能。势值大小由测点距基准面的垂直距离而定，基准面以上为正值，以下为负值;②压力势:表示土壤水的压力能。土壤水处于饱和状态且受静水压力作用时，势值即为正的测压管压力。对于非饱和土壤水而言，势值印为负的基质势，用张力计(负压计)测定。它是由土壤颗粒对水的吸着力，毛管弯液面的表面张力等组织吸引力引起的。压力势还受土壤空气压力变化的影响，特别是空气被水封闭时产生的瞬时压力可以很大;③溶质势(又称化学渗析势):由土壤水溶液浓度不同而引起的能量势。势值大小等于土壤水溶液渗透压的负值。土水势为各种分势势值的代数和。各分势总和为零时，土壤水处于平衡状态，非零时会有水分运动。土壤水在各向同性的介质中，是沿着等水势面的法线方向，从高水势状态向低水势状态移动的。用土水势的概念可以很方便地表示和解释土壤的持水能力和土壤水的运移机理。(李宝庆)
○零通量面
土壤剖面中某一深度处水分通量(q)为零的面。由土水势(y)沿深度(z)分布梯度值在该深度等于零，即
来定义。在国外文献中简称“ZFP”。它在土壤水分剖面上成为土壤水分运动的界面。当水势梯度向上减少时，零通量面以上土层的水分为向上运动;当水势梯度向下减少时，零通量面以下土层的水分向下运动。故零通量面可把土层中水分的蒸发与下渗量在空间上分开，并可利用其上下土层时段的水分变化(差值)计算土层的蒸发量与下渗量。作为一种计算方法，又称为零通量面法(zerofluxplanemethod)，该方法的应用需由张力计(负压计)测定剖面土水势并精确测定土壤剖面的土壤含水率，理想的手段是采用中子水分仪确定土壤含水率。零通量面在某些时候并不出现，因而使其应用受到一定限制。1956年美国学者理查兹(L.A.Richards)等人最早用来确定土壤水分通量，1980年英国学者库柏(J.D.Cooper)提出了专题研究报告并于1983年在中国讲授零通量面方法。(刘昌明)
○土壤层水分平衡
指包气带土层水分的补给、排泄及调蓄关系，包括各要素的计算、相互关系及变化过程分析。包气带土壤层是陆地水循环的中心枢纽，它联系着大气水、地表水和地下水，并在其中通过土壤水进行转化。从包气带土层的水分系统来看，输入项有大气降水的直接补给量P、大气凝结水Cm、潜水的毛管上升水量Eg、灌溉水量I及壤中流流入量Q1;输出项有地表总蒸发量E、土壤重力水的下渗量Pg、灌溉回归水量Ig、地表径流量Rs、壤中流流出量Q2。时段的土壤层水分平衡方程式为:P+Eg+Cm+Q1+I=E+Pg+Ig+Rs+Q2±△W，式中△W为土壤层调蓄水分变化量。壤中流难以测定和计算，可归纳在地表径流中，在无灌溉的自然情况下，简化并调整后的土壤层水分平衡方程式为:P+Cm-Rs=E+(Pg-Eg)±△W左侧为大气供给土壤层的水量，右侧(Pg-Eg)为土壤层与地下水交换的水量。研究某一时段始、末的土壤水状况及其变化过程，是土壤层水分平衡的主要内容。土壤水的运移机理、传导与扩散规律及与土壤、植被等介质的关系是研究土壤层水分平衡的基础和关键。通过土壤层水分平衡的分析研究，可以确定不同条件下各水体间的数量关系和土壤-植物-大气系统的水体转化过程，为实现人工控制和调节提供依据。(李宝庆)
○水量转换
广义包括地球上一切水体(地表水、地下水、降水、土壤水、生物水等)的相互转换。但国内外通指地表水与地下水的转换，即地表水与地下水在其形成与运动过程中的相互作用与转换过程，是水分循坏中的坏节之一。如降雨到达地面后，一部分流进河道形成地表水，另一部分渗入土壤，或贮存于土壤中，或补给地下水;进入河、渠和田间的地表水，通过入渗又可能转化为地下水，反之地下水又可通过出流或泉水形式补给地表水等。上述两水互相转换可反复多次，尤其在人类活动干预下，使这一关系复杂化。在两水相互转换的关系中，土壤是纽带或媒介，故土壤水分运动规律的研究是认识两水关系的重要环节。因两水关系的存在，使地表水与地下水资源相加得到的总水资源中具有一定重复量，此量在中国黄淮海平原约占总水资源的17.3%。通过人为调节作用，可改变这一比例关系，以提高水资源的有效利用率。地表水与地下水转换关系在学科上与水资源计算中的意义，越来越引起人们的重视，并列入国际水文十年的研究计划中。(任鸿遵)
○壤中流
又称表层流(subsurfaceflow)。包气带土壤中的一种饱和水流，是径流的组成部分。其汇流速度比地面径流低，但比地下径流高。因土壤在沉积过程中粉细沙夹层和透镜体的存在及粘土颗粒的定向排列等，往往使水平方向的渗透系数大于垂直方向的渗透系数。故大雨过后，在水流垂直入渗的同时，土壤表层有更大强度的水平向壤中流发生。入渗水流遇不连续的相对隔水层后，在其界面上受阻蓄积，形成临时饱和带，也会产生壤中流。影响壤中流的主要因素是土壤物理特性、分层状况和水流补给条件，土壤中的非毛管孔隙、动植物洞穴可促成壤中流的发展。由于壤中流的发生条件比较复杂，目前的研究尚不深入。(李宝庆)
○地下水库
地表以下调节地表水和地下水的水利工程。包括腾空地下水库的浅井系统和用回灌水补充地下水库的引渗系统。后者又包括水源地、引水渠和入渗设施等，如引洪入渗，还应包括沉沙池系统。其工作原理是运用浅井系统将地面水转化到地下库容中，达到地面水与地下水联合运用。浅层地下水库通常分为有坝式和无坝式两种，二者都有各自的水文地质条件和必要的水利工程设施。其中有坝地下水库较少，而无坝地下水库较多。利用地下水库，可在灌溉季节把地下水位降到一定深度，在非灌溉季节(如雨季)人工回灌地下水，使之在地下蓄积，以备枯水时期利用，达到充分利用水资源的目的。(魏忠义)
○活塞流
土壤水流的一种运动方式。即新的入渗水流推着较先入渗的水分向前运动，就象被活塞挤压的流体那样。1967年兹姆曼(U.Zimmermann)等人用重水作示踪剂，证实了这种运动形式的存在，并称其为活塞流。其理论为分析土壤水运动机理提供了新的依据，对研究污染物质在土壤中的运移和传输也有实际意义。如1974年安德逊(L.J.Andersen)根据活塞流理论，把水分子在土壤中的实际运行速度称为入渗水流的真实速度，因活塞流作用而引起的下部土壤含水量的增加及由此而求得的水流速度，为土壤水运动的假速度。但也有人认为，是否所有的土壤水运动都能概化成活塞流模式，还值得研究。(李宝庆)
○降水
大气中的水分降落地球表面，其形式为雨、雪、雹、霰、露、霜等，统称大气降水。在中国大陆，降雨是最主要的降水形式，降雪次之，其余的降水形式数量甚微，在水文循环中常不予考虑。降水来源于大气中的水分，其形式和数量取决于其它气象因素，如风、气温、气压等的影响。大气中包含足够的水汽是降雨必备的条件，同时需要其它热力和动力条件，使水汽凝结成云、增长合并、水滴增大直至降落地面。按气象成因，降雨分为:对流性降雨、地形性降雨、气旋性降雨和台风降雨等。说明降水特性的主要因素是降水量、降水历时、降水强度和降水面积等。降水在空间上的分布和时间上的分配至关重要。在中国大陆，降水的空间分布与时间分配极不均匀，东南部雨量充沛，西北部干旱少雨。降雨量集中在夏季几个月内，而冬春秋季雨量较少。降水量的测定通常使用雨量筒、自记雨量计等仪器。国家气象站和水文站均把降水作为重要观测项目。(梁季阳)
○截留
又称植物截留。植物枝叶拦截降水的现象。径流形成中损失项之一。截留随降水的开始而开始。降雨、降雪首先被植物枝叶截持，附着于叶面、枝杈、茎干上，当叶面水膜、水滴、雪层的重力超过表面张力、附着力或风速较大时，开始坠落或直接击株溅落。截留水体大部分损耗于叶表面上水的蒸发，其余为植物体直接吸收。只有在植物枝叶上滞留、被吸收的水量才构成截留量。在水循环中，截留起着增加蒸发、减少地面降水、减少地面径流的作用。在一定植被条件下，最大截留量为常量。影响植物截留的因素很多。有关植物特性方面主要是植物叶面总面积、植物种类、表现在全流域上为植被的覆盖度、林相、植物层次等;有关降水特性及天气状况方面主要是降水强度、降水历时、风速及固、液态降水差异等。乔木、高大灌木截留的测定常以雨量计、雨量筒在林下测雨，并与林外降雨同时对比实验取得。灌木、草被、农作物的截留过程、截留总量常用实验室、现场实验对比方法取得，方法尚欠完善。(程义)
○填洼
降雨或融水产生的充填、滞蓄于地面坑洼的现象。为径流形成过程中重要的损失项。充填坑洼的水量称填洼量，最终耗于下渗、蒸发和地下水的补给。流域上存在很多自然或人工的、大小不等、深浅不一的坑洼，有的独立封闭，有的大小重叠贯通。在径流形成过程中，超渗雨(包括融水)和壤中流沿坡面注入凹坑，从而产生填洼现象。当坑洼蓄满或坑洼水外溢时填洼结束，随之出现坡面漫流现象。不能注入河槽的填洼水耗称死填洼，注入河槽部分的称流动填洼。影响填洼的因素有流域的坑洼体积及地貌条件、土壤入渗状况、降水量、降水强度和降水历时等降水特性。在水文分析中常利用降水、径流观测资料建立流域洼地分配曲线，得出不同产流面积下的填洼量。也可根据流域填洼量与累积超渗水量函数关系，利用公式计算。(程义)
○蒸发
由液态(水)或固态(冰)转化为气态的相变过程。水或冰转化为气态需要消耗的热能称为气化潜热。当温度为0℃时，1克重的水和冰的潜热分别为597卡和677卡。自然条件下的蒸发过程是地球上总的水分循环中的主要组成部分之一，也是水分从海洋与大陆进入大气中的唯一形式。蒸发又是地球表面热量交换的主要因素之一。自然界的蒸发能量主要来自太阳辐射能。全球用于蒸发过程的能量约占地球上来自太阳有效能量的30%。自然条件下的蒸发是很复杂的物理过程，影响因素可归纳为两类，即大气边界层的气象因子和下垫面的性质。前者包括太阳辐射、气压、气温、下垫面温度、空气水汽压、风速等;后者主要有海洋面、有限水面、土壤表面与生物体表面4种类型。海洋面与有限水面属于充分供水条件，海洋面蒸发与含盐浓度、波浪、洋流(暖流或寒流)有关。水面蒸发又有液态与固态(冰、雪)表面的差别。土壤蒸发因土的性质、结构和含水率不同而异。土壤蒸发包括包气带土层蒸发和非包气带潜水蒸发。生物体表面的蒸发因其种群和覆被不同而异，同时受生物生理过程制约。一个地区或流域的蒸发总量称为总蒸发或蒸散发。当蒸发面充分供水时，蒸发量主要取决于气象因子，此时的蒸发称为蒸发力或潜在蒸散发，为蒸发的最大值。计算蒸发的方法很多，大多是间接的，可归纳为5类:①空气动力学方法，又称湍流扩散法，用气象要素梯度资料、湍流交换系数及粗糙度参数等变化特征值计算;②能量平衡法，用太阳辐射和“气象特征值来计算;③水量平衡法，应用水量平衡因子，如降水、径流、水分储量变化等进行计算;④综合方法，包括各种利用气象因子的方法，如彭曼(H.L.Penman)法，布迪科(M.I.Budyko)法等。综合方法是把空气动力学与能量平衡两法综合起来计算;⑤温度公式，是以气温作为蒸发计算的主要因素，是一种经验方法，如美国的桑斯威特(C.W.Thornthwaite)公式，计算简单，通用性差。蒸发的直接测定，目前尚无很好方法，不同学者设计出许多蒸发仪器，但多数只能在小块空间内测定。常用蒸发仪器主要是各种类型水面蒸发器(池)和各型土壤蒸发器及土壤蒸渗仪(lysimeter)。近年来澳大利亚科工组织(CSIRO)设计水汽通量测定仪(evapotran)，直接测量蒸发面向空中传送的水汽通量，该法称为涡度相关法。(洪嘉琏)
○蒸发力
又称蒸发势或潜在蒸发。在一定气象条件下水分供应不受限制时，某一固定下垫面的最大可能蒸发。此概念提出后，蒸发的理论研究和实际应用都有很大发展。但对如何定义蒸发力一直存在着不同看法。国外有几种比较流行的蒸发力概念:①桑斯威特(C.W.Thornthwaite)认为，蒸发力是在对于植物利用水分而言不存在土壤水分亏缺条件下所发生的水分耗损;②彭曼(H.L.Penman)先将蒸发力定义为在大气条件下一个理想的广泛的自由水面在单位面积单位时间的水分蒸发。其后他指出，蒸发力是蓬勃生长的、完全覆盖地面的、高度均一的、水分不缺的短矮绿色植物的连续表面蒸发量;③范·维克认为，蒸发力是与所考虑的作物在形状、颜色和大小相似的湿润表面的最大蒸发速率;④范·巴维尔根据适当的气象变量及植被的辐射和热力学特征，定义出任一植被的蒸发力:当该表面湿润并对水汽流不产生障碍时，即能达到潜在蒸发值;⑤布达戈夫斯基认为，蒸发力即在现有气象条件下足够湿润(而不限制蒸发)的表面的最大可能蒸发;⑥布迪科(M.I.Budyko)认为，蒸发力等于湿润表面全部净辐射值用于蒸发量。上述这些定义的共同之处是，蒸发力被定义为水分充分或水分没有限制的蒸发;主要不同点在于对下垫面的种类、性质、均一性3个问题有不同的限定。由于蒸发力概念的不一致，导致①以自由水面蒸发作为蒸发力;②在一地的理想条件下(如满足彭曼所限定的各个条件)实地测得该地的蒸发力;③在特定场合下实地测出水分充分供应条件下的蒸发量，作为这特定场合的蒸发力。对于众多蒸发力计算公式运用于各种自然条件可能产生的偏差，从本质上研究不够，这应该成为今后加强研究蒸发力的一个主要内容。(洪嘉琏)
○总蒸发
又称蒸散发和蒸发蒸腾。土壤水由植物茎、叶面和植株间土面转移到大气中生成水汽的过程。蒸散发量为植物蒸腾量与棵间土壤蒸发量之和，也称农田总蒸发量。蒸散发是一个复杂的物理和生理过程，与作物种类、生育期、生长状况、土壤含水量及气象条件有密切关系。据中国华北平原(田间持水量保持在70%以上)测定，大豆的蒸散发量最大，全生育期平均为4.93毫米/日，冬小麦为1.86毫米/日;比谷子为3.30毫米/日。随着作物生长和田间覆盖度增大，各生育期蒸散发量也有差异，如冬小麦返青-拔节期平均日蒸散发量为1.31毫米，至抽穗-开花期为5.30毫米。蒸散发量随田间含水量降低而减少，如含水量降到接近凋萎湿度又得不到水分补给时，作物开始受害。蒸散发有明显的日变化，主要发生在白天，夜间很小。日出后蒸发量开始增大，13~15时达高峰，然后又急剧下降。据冬小麦灌浆期测定，夜间约为白天的1/11。晴天约为阴天的3~4倍。蒸散发量的确定方法有实测法和计算法。实测法可用称重式土壤蒸发器、水力式土壤蒸发器、大型蒸渗仪直接测定;计算法有水量平衡法、热量平衡法、湍流扩散法和各种经验公式法等。(洪嘉琏)
○棵间蒸发
在给定面积农田上，植株间的土壤蒸发。在同一田块上，棵间蒸发加植物蒸腾称为农田蒸散发(或农田总蒸发)。棵间蒸发随植物种类、种植密度和植物覆盖度而异。根据冬小麦地(田间持水量保持在60%以上)测定结果，在冬小麦返青前裸露面积大，棵间蒸发是主要的，占农田总蒸发的92%;返青后随着冬小麦生长覆盖度增大，棵间蒸发的比例下降至68%;拔节后期至收割比值为47%;全生育期棵间蒸发量占农田总蒸发量的66%。(洪嘉琏)
○土壤蒸发
土壤中的水分通过上升和气化，从土壤表面进入大气的过程，亦为土壤失去水分的干化过程，是水分循环的重要坏节，水量平衡与热量平衡的组成要素。
土壤蒸发需要有外界提供土壤水分气化所需的热量、土壤内部不断供给水分，以及土面水汽压大于大气水汽压等条件，当这些条件发生变化时，土壤蒸发量即随之变化。如夜间土壤表面获得的热量很少，土壤蒸发量亦很小;凌晨土面水汽压常低于大气压，此时不仅没有蒸发，土面还产生凝结水。通常将湿润土壤自然蒸发过程分为3个阶段:第一阶段土壤水分供应充足，蒸发速率由蒸发能力控制决定;第二阶段土壤水分降低至某一临界值(约相当于土壤田间持水量)，土壤蒸发量除受蒸发力影响外，主要受供水情况控制。土壤水分不断消耗，毛管上升水达不到表土，土面逐渐形成干化的硬壳;第三阶段土壤含水量继续降低，表层干化的硬壳已无法蒸发，土壤蒸发主要在较深的土层中进行，蒸发速率极小，蒸发量由水汽扩散所控制。影响土壤蒸发的因素除同于影响水面蒸发的因素外，还受土壤含水量、地下水埋深、土壤结构、土壤色泽、土壤表面特征及地形等因素影响。土壤蒸发以单位时间、单位面积蒸发的水层深度(毫米)计。确定土壤蒸发的方法有:器测法、热量平衡法、涡度相关法、红外线遥感等测量方法，以及建立数学模型、利用经验公式推算等方法。(程天文)
○蒸腾
又称散发。植物体内的水分转变为水汽进入大气的过程，通过叶表皮的气孔进行。影响气孔开闭的主要因素有光线强度、空气温度、温度、叶的水分补给和生物化学特性。在正常情况下，气孔开闭具有规律性的日变化。在潮湿天气，气孔在清晨开放，在日落前关闭;在干燥天气，气孔在早晨和下午开放;在最炎热时，只在夜间开放。气孔开闭这种周期性与蒸腾日变化的周期性相当。一般植物蒸腾主要在白天进行，中午蒸腾强度最大，夜间仅为白天的1/11。当气温达40℃以上时，植物失去气孔调节性能，气孔大开，蒸腾大量水分。通常用蒸腾强度(或蒸腾率)作为蒸腾的指标，以单位时间内单位面积、单位鲜重或干重物质的水分重量或体积单位表示，或以占植物总含水量的百分数表示。蒸腾量确定方法有实测法和计算法。实测法包括:①器测法。用蒸发筒种上植物，在筒内植株下土壤面喷涂土壤水分抑制剂或石蜡后，测得蒸发量即为蒸腾量;②以重量损耗测量蒸腾。如剪枝快速称重法和整株植物称重法;③液体交换法。
按植物吸收的水量来测定蒸腾，如DPD法;④蒸汽交换法。基础是测定植物在蒸腾过程中析出的水汽量，如同化箱法;⑤日射法。测量投入叶面或株冠表面的辐射量因蒸腾而损失的能量。(洪嘉琏)
○潜水蒸发
在热力作用下水分从潜水面上升到土壤表面进入大气的过程。在浅水埋藏较浅的地区，潜水蒸发量很大，在地下水平衡中是主要支出项。潜水蒸发量与蒸发强度、地下水埋深、土壤质地和气候条件等有密切关系。蒸发强度主要决定于水分蒸发能力，潜水埋藏深度决定水分输送到地面的距离，土壤质地决定毛细管上升高度，即水分输送的高度。当地下水位埋藏深度达到一定深度时，潜水蒸发量将减少到很小或接近于零。该深度称为潜水的极限蒸发深度。根据观测资料，从砂砾到亚粘土为2~5米。一般潜水蒸发强度可用下式计算:
式中ε为潜水蒸发强度，为水面蒸发强度，n为与土壤质地有关的指数，一般n=1~3，△为地下水埋深，△0为潜水蒸发极限深度。(魏忠义)
○水面蒸发
江河、湖泊、水库、沟塘、蒸发池等大小水体表面的水分子，在动能作用下由液态转为气态逸出水面的过程。是从液面逸出的分子与凝结返回(转变液态)的分子通量之差。单位时间从液面蒸发的水量称为水面蒸发率(以毫米/日计)。影响水面蒸发速度最重要的因素是气象因子和水质。气压高时蒸发速率小。风速愈大水面蒸发率愈高。蒸发速率与按水面温度所得的饱和水汽压和空气水汽压之差成正比。从水面逸出分子数随蒸发面的温度升高而增大。水中含有盐分，因盐分子能增加分子吸力，故海水蒸发比淡水少5%。水面蒸发的速率可用实测和间接计算法获得。实测可用各型水面蒸发器，如美国A级皿、苏联GGE-3000型蒸发器、E-601型蒸发器、80厘米口径套筒蒸发器和不同口径的大蒸发池。由于上列蒸发器测得数值比自由水面偏大，故在决定大水体蒸发时，需乘以不同的折换系数。间接计算有水量平衡法、能量平衡法、湍流扩散法、彭曼联立法和各类经验公式等。(洪嘉琏)
○蒸发面
产生蒸发的各种界面的统称。自然界水分是从各种含水下垫面蒸发出来的，如自由水面、冰面、雪面、潜水面、植物冠层表面、森林表面等。因下垫面特性不同，其蒸发速率亦不相同。如在同一气象条件下，森林蒸发要比水面蒸发大51%;而雪面蒸发约等于水面蒸发的82%。(洪嘉琏)
○流域蒸发
又称流域总蒸发或流域蒸散发。流域内陆面蒸发、水面蒸发和植物散发的综合。是流域水分循坏的重要环节。外流流域降水量的60~70%通过蒸散发返回大气;内流流域蒸发是水分循环的唯一排泄出路。流域总蒸发又是水量平衡的组成要素。因流域内气象条件与下垫面情况组合极为复杂，大面积范围内无法准确获得各单项蒸散发量，故目前多从综合角度估算推求流域总蒸发量。较普遍的是采用水量平衡法，即根据降水、径流、流域蓄水量的变化等资料估算，也有利用太阳辐射、降水、气温等气象要素，建立经验、半经验公式进行估算。流域总蒸发的计量单位，以时段内单位面积蒸发的水层深度(毫米)表示。大范围内的流域蒸发，一般用等值线图表示其分布和变化规律。其大小受流域的热状况、水分供应条件及下垫面组成要素状况的影响。中国冬季流域蒸发量小，夏季7~9月是全年蒸发量最大的月份。近年来国际上流域蒸发量计算方法发展很快，对能量和大气湍流交换进行数值模拟和利用遥感信息计算蒸发量的方法，均是极有前景的新方向。(程天文)
○入渗
水渗入土壤的物理现象。以单位时间入渗水深(即入渗强度或入渗率)，或以历时入渗累积曲线表示。入渗率随时间而变化的过程称入渗曲线。入渗过程按水分受力状况分为3个阶段:①渗润阶段。水分受分子力作用呈土粒吸附的薄膜水，直至土壤含水量大于最大分子持水量为止，此时下渗强度较大;②渗漏阶段。水分受毛管力和重力作用，不断填充毛管孔隙，直至达到饱和含水量为止。本阶段入渗强度逐渐减小;③渗透阶段。毛管力消失，水在重力作用下向下渗透，土壤含水量不再增加，入渗水流呈饱和隐定流，入渗强度最小。在天然条件下，入渗过程十分复杂，因上述前两个阶段无明显界限，故陆地水文学中将它们合称为初渗阶段，第三阶段称为稳渗阶段。入渗常用的数学模型有霍顿、菲利浦公式等。入渗受土壤孔隙度、动植物地下孔穴、土体机械组成及厚度，土壤前期含水量、降水强度和历时、地面坡度、地下水位等因素影响。入渗强度常以室内土柱入渗模拟、实地人工降雨入渗模拟及入渗仪等方法测定;不同土类、植被、降水特性下的入渗量，常于天然固定试验场实验取得;流域上的入渗量一般是在历次降雨径流实测资料基础上经反复推计算和综合分析取得。入渗可减少地面径流，削减洪峰，延缓洪水历时，增加壤中流和地下水水量，维持河川径流正常水位和枯水位。常见的绿化国土和水土保持工程，实际上起着增加流域入渗、拦滞洪水的积极作用。(程义)
○初渗
水向土体入渗的初期阶段。即入渗水体在水与土粒等各种介质间分子引力、毛细管力及部分重力综合作用下迅速下渗的阶段。在充分、恒定供水条件下的入渗曲线中有显著反映。从入渗开始至某一时刻，曲线的曲率变化很大，该段时间内的入渗即为初渗。其特点是随入渗的开始而开始且入渗强度最大，随之迅速递减;包含渗流中渗润和渗漏两种性质不同的运动形态。在自然界中初渗总量和变化过程千差万别。初渗通常用室内模型实验，自然条件下观测试验和人工供水实地观测等方法取得。影响初渗的因素主要是土壤和松散风化壳的物理特性、土壤生物特性、土壤含水量以及降水特性。(程义)
○稳渗
水向土体入渗的稳定阶段。入渗水体在重力作用下运动，使土体某一深度的孔隙被充满，水分饱和，从而出现入渗率稳定的阶段。此时的入渗强度即为稳定入渗率。稳渗资料可在室内或野外以人工模拟实验的方法获得。影响稳渗的因素主要是稳渗层的土体特性。其中土体的机械组成、孔隙度最为重要，表土层的物理结构和植被也有影响。当地表自然条件不变时，稳渗值主要随降雨强度变化。(程义)
○超渗产流
降雨强度超过土壤入渗强度而产生地面径流的现象。中国北方地区的多雨季节，降雨量集中，且多暴雨和大雨，往往出现超渗产流;南方湿润和半湿润地区的少雨季节，当降雨过分集中，降水强度超过入渗强度时，也会有超渗产流。根据超渗产流的概念建立相应的雨洪计算和洪水预报方法，称为超渗产流模型。(程义)
○蓄满产流
又称超蓄产流。因降水使土壤包气带和饱水带基本饱和而产生径流的方式，是降雨径流的产流方式之一。在降雨量较充沛的湿润、半湿润地区，地下潜水位较高，土壤前期含水量大，由于一次降雨量大，历时长，降水满足植物截留、入渗、填洼损失后，损失不再随降雨延续而显著增加，土壤基本饱和，从而广泛产生地表径流。此时的地表径流不仅包括地面径流，也包括壤中流和其它形式的浅层地下水产流。蓄满产流方式往往不能在山区流域上普遍实现，在平原区则容易发生。在土层较薄的坡脚，由于饱和坡面流的存在，也具有蓄满产流意义。蓄满产流这一术语是中国水文学家基于中国江淮流域，尤其是江南河网化地区具体情况提出的，它对产流理论和降雨径流形成规律的探索，雨洪预报方法的研究有一定的实际意义。(程义)
○流域汇流
从有效降雨过程开始至形成流域出口断面的流量过程为止的径流汇集。包括坡面汇流和河网汇流两个阶段。按不同的研究对象和目的，可将坡面汇流和河网汇流分别研究，也可统一考虑，直接根据有效降雨过程推求出流过程。用系统分析方法处理时，有效净雨即系统的输入，出口断面的流量过程即输出，中间的系统运转过程即称为流域汇流计算。在流域汇流中，把简单入流所形成的出流过程称为流域汇流曲线。当简单入流为σ函数时，称为瞬时汇流曲线或瞬时单位线;当简单入流为单位阶跃函数时，称为汇流积分曲线或S-曲线;当简单入流为矩形脉冲函数时，称为时段汇流曲线或时段单位线。(王广德)
○等流时线
对于组成t时刻的出流流量Qt，在流域平面图上，按照汇流历时τ绘制的等值线。在同一条等流时线上的各点，同一时刻产生的有效降雨，经历相同的汇流历时τ，能在同一时刻到达出口断面。如果取任意两相邻等流时线的汇流时间增量△τ相等，相邻的两等流时线间面积为等流时面积，根据等流时面积和其对应的汇流时间τ绘制的关系曲线称为面积-流时曲线。可见等流时线法可说明出流流量的组成，反映汇流的本质规律。它考虑了汇流的中间过程，能计及雨量的定时分布、流域形状及汇流先后等因素。但等流时线取固定的汇流速度是有误差的，且工作量较大，使用不便。故在径流预报中等流时线法应用较少。(王广德)
○单位过程线
单位时段内单位有效降雨(净雨)均匀分布于整个流域面上产生的流域出口断面过程线。1932年谢尔曼(L.K.Sher-man)首先提出该概念。单位线理论的基本假设为:①在单位时段内有效降雨均匀;②有效降雨在整个流域面上均匀分布;③单位时段内有效降雨形成的单位线底宽不变;④地表径流过程线的纵坐标与单位时段内有效降雨量的大小成正比;⑤对于已知流域，由单位有效降雨所形成的地表出流过程线反映了该流域内所有流域自然地理条件综合作用的结果。50年代末期纳希(J.E.Nash)根据瞬时脉冲的概念导出了流域的瞬时单位线;70年代一些水文学家根据流域的河网密度、地形等地貌条件提出了地貌单位线。单位过程线主要用于洪水预报。当降雨过程扣除损失后即可得净雨过程，再根据单位过程线推算出洪水过程线和洪峰流量。(王广德)
○坡面流
地表坡面水流汇集运动的过程。坡面流现象十分复杂，据近期国内外研究成果，降雨落到地面后首先下渗，满足包气带土壤缺水。当土壤含水量达到饱和时或降雨强度超过土壤表面的下渗能力，剩余部分形成地面漫流，坡面漫流由彼此时合时分的细小水流所组成，平整坡面或大暴雨时也可形成片流。坡面漫流在坡脚注入河槽，下渗到土壤中的部分水作水平运动，以填中流的形式汇入沟槽，还有一部分土壤水继续下渗补给地下水。70年代末，弗雷兹(R.A.Fre-eze)分别介绍了坡面水文学的几个数学模型:壤中流、坡面流和河槽流模型。还论述了它们的连结模型。这些模型均是根据力学分析用数理方法建立起来的。(王广德)
○河槽集流
降雨经过植物截留、低洼地滞蓄、土壤入渗，其余水沿地表坡面向下流动，进入河槽的过程。为径流形成过程的最后一个坏节。地下水缓慢流动，其渗出部分也补给河槽。何槽接纳坡面与地下来水，水流沿程向下流动，水量不断累积增加。大多数的河流水系成树状结构，小支流的水流汇入大一级支流，最后汇入干流。当有支流汇入时，水量激增，加入水量的多寡，往往与支流的集水面积大小有关。河槽汇集流最后从出口断面流出，表现为出口断面的流量过程。因河槽对水流具有调节作用，故洪水波在传播过程中往往产生变形，下游的洪水过程线洪峰流量减小，历时延长。(梁季阳)
○明渠不稳定流
在河槽、渠道及其它具有自由表面的管道中的水流，当其流速随时间而变化时，称为不稳定流。天然河道中的水流大部分属于不稳定流。在生产实践中，人们常会遇到一系列不稳定流问题，如河道中的洪水传播、电站的进水渠，尾水渠水流、航道与运河水闸的运行及许多水资源的开发和控制问题。不稳定流的研究途径是:理论分析研究;实体比尺模型或电模拟试验;原型观测和数值模拟等。从水流的质量守恒原则导出的连续方程和从能量守恒原理导出的动量方程，构成了一个偏微分方程组称为圣维南方程组，方程组的提出开始对不稳定流有了较深入的数学处理。随着计算机科学和计算数学的发展，应用数值模拟技术来研究不稳定流获得了较大成功。(梁季阳)
○霍顿入渗公式
计算入渗曲线的一种经验公式，系美国霍顿(R.E.Horton)于1933年在大量土壤入渗实验基础上建立起来。其形式为:
f=fc+(f0-fc)e-kt式中f为入渗率，fc为稳定入渗率，f0为初始入渗率，t为时间，к为与土壤特性有关的经验常数。霍顿入渗公式因其参数具有广泛的灵活性，一般能与实际观测资料配合较好，故被广泛采用。但公式参数较多，且为纯经验性的，无物理含义，同时又不能随时考虑前期土壤含水量条件、且只有在降雨强度超过入渗强度时才有效。因此在具体运用时，要根据实际情况进行必要的修正。(于静洁)
○菲利浦入渗公式
澳大利亚学者菲利浦(G.R.Philip)以理查兹(L.A.Richards)的非饱和一维流方程的理论求解而得到的入渗公式:式中f为入渗率，A为反映土壤吸收水分能力的参数称为吸着率(sorptivity)，B为与渗透系数к有关的参数。菲利浦公式说明，入渗量和入渗率，在入渗初期主要取决于右侧第一项A值，即受土壤吸着率的影响很大;随着入渗时段t的增加，第二项B的影响加强，并最终趋近于B。在径流形成研究中，菲利浦公式被广泛应用。但对非均质土壤来说，土壤含水量和渗透系数随深度而变化时，应用菲利浦公式有困难。(王广德)
○艾里定律
被水流推动的物体直径与水流速度的平方成正比，物体的重量与其直径的3次方成正比，则被水流推动的物体重量(W)与流速(V)的6次方成正比，即W=AV6，式中A为系数。这一定律是计算河流泥沙中的底沙或推移质的一个基本公式，说明流速的微小变化可导致底沙推移量的很大变化。平缓的河道比降小，流速不大，只能挟带较细的泥沙;而山区河道坡陡流速大，可推动直径很大的石块。(刘昌明)
○科氏力定律
在地理学中又称为地转偏向力，是地球在转动中出现的惯性力之一。在地球北(南)半球上的物体沿经线运动时，受到向右(左)的科里奥利力的作用，使其物体运动方向不断向右(左)偏侈，这一现象称科氏力定律。由法国工程师和数学家科里奥利(G.G.Coriolis)首先确定。在北半球上由南向北的河流东岸冲刷较多，其科氏力p=2ωmvsinj，式中j为纬度，ω为地球自转角速度，v为水流速度，m为水的质量。科氏力不仅是作用于河流中水体的主要作用力之一，也是作用于海洋，湖泊中水体的主要作用力之一，故对研究河床演变、洋流、湖流的形成都具有重要意义。(刘恩宝)
○过水断面
垂直于河流主流方向，某一特定时刻的水面线与河底线包围的面积。其数值的确定多从已测得的过水断面图上量算得来，每一个水位都对应一个过水断面面积，根据不同水位时过水断面积资料可绘制水位面积关系曲线。有了水位面积关系曲线，即可根据水位值推求过水断面面积(该断面必须无冲淤变化)。过水断面面积是计算河渠中平均流速和流量的水力要素之一。(刘恩宝)
○水力半径
河渠过水断面积与湿周的比值。即式中W为过水断面面积，ρ为湿周，即过水断面中水与河床接触的周长。水力半径是谢才公式(用于计算河渠流速)中的一个水力要素。(刘恩宝)
○径流差积曲线
差积曲线亦称距平累积曲线。表达式为:式中Pi为任意单位时段实测值，P0为某一时段平均统计值，m=1、2、3，……n。
也可用模系数表示:
用差积曲线分析计算可表示径流变化，特别是年径流丰、枯水的变化。用于径流的差积曲线称为径流差积曲线。取其中一段曲线，则此段曲线两端(μm1，μm2)的连线与水平线的夹角切线(正切斜角)，是该段时期(m=m2-m1)的平均值Pm对n年平均值P0的偏差值，用模系数表示:
以为考查时期的平均模系数，曲线上升()表示丰水，曲线下降()表示少水，其坡度表示平均模系数的变化大小，反映径流丰水或少水程度。差积曲线不仅可反映径流具有周期变化特性，并可研究径流多年变化的周期规律，作径流长期预报。还可用来检验径流系列资料的代表性。(李秀云)
○彭曼蒸发公式
以彭曼命名的计算水面和潜在蒸发的半理论半经验公式。1948年彭曼(H.L.Penman)首先提出联解能量平衡和湍流交换方程为基础的计算蒸发公式，一般形式为:式中E0为水面蒸发率(毫米/日)，H0为水面净辐射(毫米/日)，化为蒸发当量，(59卡/厘米2=1毫米)，Ea为空气干燥力(毫米/日)，△为气温等于Ta时饱和水汽压曲线的斜率(毫巴/℃)，r为干湿表常数(毫米/℃)。H项称为能量平衡项，Ea项称为空气动力学项。而及被称为转换成水蒸汽能量的“加权因子”，它们都为无量纲值。算出的结果是日平均值(毫米/日)，而月平均值要乘以各月相应天数。彭曼公式只适用于较长时期(1个月以上)，是建立在可靠的物理学基础上，经过许多学者的检验;均认为比美国桑斯威特(C.W.Thornthwaite)公式精确。曾被世界许多国家广泛采用。但彭曼公式中的参数是在英国海洋性气候条件下得出的，在与英国气候相似的国家引用会得出好结果。在大陆国家及干旱、半干旱地区引用必须对原式的参数进行修正，否则会造成较大误差。(洪嘉琏)
○异重流
两种或两种以上的流体，主要因密度差异而产生的相对运动。水文现象中常见的异重流有:两河交汇时河水含沙量不同，可在汇合处产生分层运动现象，形成河道异重流;流进水库的浑浊河水成舌状水流潜入库底在清水下沿库底向前运动，形成水库异重流等。水流中浑水异重流形成的条件为:①一定的密度差和相应的宽度、水深及流速;③悬移质中有一定数量的细泥沙。研究方法有:①实验研究。如通过模型实验解决工程中异重流问题;②实地观测。用观测获得的实际数据，检验理论分析与实验研究的结论;③理论分析。应用流体力学的原理和方法探讨异重流形成、运动等问题的力学机理和计算方法。最近建立的各种异重流数学模型已取得成功。用几种方法相结合研究异重流已有一定进展。如合理运用在库底运动的浑水异重流排走泥沙，减少水库的泥沙淤积。在某些情况下，异重流亦可带来很大危害，如在与河道交叉的引水渠或引水航道处要防止异重流产生，否则将使渠内清水自表层向大河回流，造成严重淤积等。(李秀云)
○水文效应
地理环境变化引起的水文变化。环境条件变化分自然与人为两方面。当代人类活动范围与规模空前增长，对水文过程的影响或干扰很大。目前对水文效应的理解更加倾向于各种人类活动对水循环、水量平衡要素及水文情势的影响。这种影响和改变大多仍遵循水与环境关系的固有自然规律。人为的和自然的水文变化在这一点上有统一性。水文效应有多种划分;时间尺度上分为短暂快速的变化与长期缓慢的变动;规模上有大小之分;性质上分为可逆转与非逆转的变化等。从人类活动角度看，不同活动有不同的效应。大体可归纳为5方面:①从河流与地下水层及湖泊中直接提取用水，减少了河、湖、地下水的天然数量并改变了水文情势;②工农业，城市生活废水及各种有害元素的排放，污染了水质;③农业上土地利用的变化，如森林的砍伐与营造、开垦荒地、草场放牧、沼泽疏干及农田灌溉等，其范围或尺度很大，对河流与各种水体数量、时空分布的影响相当广泛;④水利工程措施。包括兴建水库、防洪堤坝、建立水闸、加深航道、开辟排灌系统、河网化及跨流域引水等，均可直接改变河湖水流、地下水位及水的数量与时空分布特征;⑤城市化与工业开发，包括城市的兴建、采矿、开辟工业区等，使不透水的地面扩大，地表径流加大，城市下游的洪水增加。下渗量的减少加之大量开采、提取地下水，造成地下水位降低，改变地下水的排泄与补给条件。城市附近天然河道的整治、渠化与裁弯取直，加速洪水的疏导和通过，改变水流性质与水质，影响河流生态环境。水文效应的研究有赖于代表性流域与实验性流域的观测。现行的实验研究分为两种:①控制流域与处理流域的对比实验。其原理是对比流域的平行观测，以探明对比的条件，建立对比流域间水文要秦可靠而密切的相关。平行观测需包含丰、平、枯的水情，一般视地区水文要素的变动幅度选定标定期的年限。处理流域即对该流域施加人类活动措施;控制流域则仍保持原来的条件，不施加人类活动措施。由有措施与无措施的水文观测资料作对比分析，可确定措施的水文效应;②对单独流域作研究，以无措施时期的水文要素观测作控制，然后对该流域施加措施，并观测其水文要素的变化。此外，流域水文数学模型也用于水文效应的研究。(刘昌明)
○调水水文效应
因兴建调水工程，改变了流域水文情势，加速、滞缓、中止一些原有的水文过程，引发出一些新的水文过程的效应。跨流域调水是通过复杂的工程系统，将丰水地区水资源引到缺水地区，以促进缺水地区社会经济的发展。这种人工措施，使水在时、空上分配不均匀的状况得以重新调度，由此产生的水文效应，将进一步引起调水区、输水区和受水区各种物理、化学和生物的一系列反应，导致种种坏境后效。调水区的水文效应主要有分水效应和减水效应。前者因修建拦蓄工程和输水工程，部分或全部改变调水水体流向，在引水口附近发生水文要素的变化。后者因调水区调出一部分水量，引起调水河流或蓄水湖库水文过程的变化。输水区的水文效应主要有输水效应、阻水效应、渗水效应和蓄水效应。输水效应指水文要素包括化学物质和固体物质在输水渠道内沿程变化及其同两岸的交换关系。阻水效应指输水渠同其它河渠交叉或渠上兴建建筑物，阻滞渠水流动，引起附近地区地下水位抬升等水文变化。渗水效应指输水渠水位因高出两侧地下水位产生的补充抬高地下水的作用。蓄水效应指蓄水体及其周边地区水温、泥沙和地下水等的变化。受水区水文效应主要有增水效应和环境水文效应。前者是区域供水量增加，引起灌区地下水、土壤水的变化和区域水量平衡关系的变化。后者是受水区水文情势变化带来的环境后效。跨流域调水的目的是发展生产，造福人类。其经济效益、生态效益和社会效益应大于不利因素的影响。但就具体工程而言，调水引起水文效益以及由水文效应产生的环境变化，其表现结果可能是正效益也可能是负效益。故调水工程的可行性报告，应包括调水水文环境效应的研究分析。在工程设计和实施中，尽量减少和避免不利影响，增加调水效益。(许越先)
○森林水文效应
指森林对水分循环数量上的影响，时间、空间上的再分配和水质的变化。包括降水、蒸散发、树冠和树干截留、枯枝落叶持水、土壤入渗和蓄水、地下水位变动、调解径流、削减洪峰以及净化水源、保持水土等功能。世界各国研究森林水文效应各有侧重，如利用森林防洪保土(欧洲国家)，提供水源(美国)，防洪抗旱(日本)，提洪水源和防洪并举、改造低湿地(苏联)，防洪抗旱、保持水土和提洪水源兼而有之(中国)。研究森林水文效应的基本方法是在试验流域或小区内长期多项定点综合观测和对比试验等。用统计学、系统分析、模糊数学、耗散结构等现代数学和物理方法作理论分析及现代测试技术采集数据的计算机分析处理。比较一致的观点是森林能保持水土、延缓径流和削减洪峰。有争议的是:①森林能否增加垂直降水;②能否增加年径流总量;③削减洪峰的数量大小。森林水文效应因时、地、树种和林分特征而异。(周延辉)
○农业水文效应
指农业措施对水文过程的影响。其影响范围广，变化缓慢，是水文效应研究中的重要课题。农业措施通过改变径流的产流、汇流及蒸发与下渗等条件而改变水文情势。农业水文效应的性质与大小因农业措施的不同而异。如不同作物有不同的蒸腾量;垦荒耕种、深耕土壤保墒措施等，都能改变土壤的蓄渗能力;各种水土保持措施有防止水土流失、增加降水下渗的作用;修筑梯田会改变坡面汇流条件，延缓汇流过程等，当降雨量超过水保标准时便会失效。从水文效应的大小来看，在设计标准内它与降雨量有关。如水保效应随降雨量的增加而减小。计算水文效应的方法有用实验流域作对比，根据水量平衡方程进行计算，建立水文模型等。(刘昌明)
○水利工程水文效应
指由于建造水利工程(如水库、水闸、防洪堤坝、大型水电站、航道整治、河网化及跨流城引水等)而产生的对周围及上、下游地区水文及水环境的影响。它直接改变河湖水流、地下水水文情势、水量以及水质的时空分布特征。其水文效应分为正效应(有利的一面)和负效应(不利的一面)。正效应包括:①兴修水库蓄水，增加水量，改善库区周围(或水库受益区)的水资源利用状况;②上游拦洪，调节洪峰流量，减轻下游洪涝灾害;③抽取地下水，降低地下水位，控制土壤盐渍化;④疏通河道，抑制河道输沙量;⑤兴建水电站，开发水能资源;⑥跨流域引水，改善缺水地区的水环境。负效应包括:①河川径流量减小甚至断流，导致下游水源不足，农田供水失调，湖淀水量减少或干枯;②地下水超采，水位大幅度下降，导致一系列水文地质和工程地质问题;③因河川径流量减少，缺乏稀释水量，使河道自净能力下降，水质污染加重:④入海口泥沙淤积量增加;⑤对生态平衡、航运等的影响。研究水利工程的水文效应，对于水资源的合理开发、科学管理有重要意义。在兴建水利工程设施之前，应系统地分析正负效应及其相互关系，充分发挥工程的正效应，减少负效应。(张永忠)
○地面沉降
因大量开采地下水引起地层压密产生的一种地面下沉现象。地面下沉的中心往往与地下水开采中心一致，在时间上与地下水开采同步发生。第四纪沉积物中富含多孔粘土及淤泥，一旦孔隙中的水被抽干，便会引起矿物孔隙间的收缩，在上层重负荷作用下发生地面沉降。半个世纪以前，国外已发现因抽汲地下水引起的地面沉降问题。据统计，墨西哥城1898~1957年累计地面沉降5~7米。美国加里福尼亚洲、泰国曼谷、日本东京都是世界上地面沉降强烈的地区。中国最早发现地面沉降的是上海市，1922~1965年沉降中心地面沉降最大值达2.37米。此外天津、宁波、常州、台北等城市都已发现有地面沉降。(魏忠义)
○海水入侵含水层
海水入侵淡水含水层的现象。在海滨地区，当含水层与海水有直接水力联系时，若地下水位高于海水位，则地下水排泄入海，一般不会发生海水向内陆含水层入侵现象。但若超量不开采地下水，破坏了淡水与海水的补排关系，海水即会向内陆含水层入侵。防止海水入侵的关键是保持淡水层的水位高度。荷兰的滨海城市阿姆斯特丹多年来依靠取用滨海沙丘中的淡水作为供水水源，随着采水量不断增大，下伏咸水不断上升，近30年来开始引用莱茵河水人工回灌沙丘潜水，以保证正常洪水需要，防止海水入侵。有时可在供水井与海岸间打一排井，用抽水造成水位低槽，或用注水形成水力屏障，以防止咸水进入供水井。在有利的地质条件下，可修建防水堤以阻挡海水入侵。(魏忠义)
○地下水人工回灌
借用某些工程措施，将地面水引入地下含水层，增加地下水的补给量，进行季节调节和多年调节，以满足工农业需水需求。为调控地下水的重要手段。可补充地下水源，防止含水层枯竭和地面沉降，调节水温，阻止海水入侵。回灌水的来源有大气降水、地表水、灌溉退水及工业、生活废水等。其中主要是地表水，尤其是汛期洪水。中国北方地区水资源短缺，地表径流在时间分配上过于集中，汛期洪水常被迫弃走。将这部分水蓄存起来以备缺水季节使用，是解决该地区供水不足的重要措施。对于浅层地下水可采用地面引渗、河渠引入、坑塘引渗及井孔灌注等人工补给方式。深层承压水则采用竖井注水或在其补给区进行引渗等方式。(魏忠义)
○地下水位调控
地下水含水层的管理方式之一。平原地区地下水和农业有密切关系。地下水位过高时可造成土壤盐渍化，使农业减产，甚至绝产。在雨季地下水位很高时，会使土壤蓄水能力大大降低，扩大涝灾。
在井灌区地下水埋深变化时，对井灌效益有巨大影响。故不同地区都存在一个最优的地下水埋深，可保证增大地下水开采量，对农作物生长适宜及经济效益最高。降水入渗补给地下水系数和潜水蒸发强度都随水位深度变化而变化。根据其变化规律确定地下水合理开采的最优水位，既使降雨入渗补给增加，又使潜水蒸发最小，还能扩大包气带蓄水能力，有助于防渍防涝。调节控制最优地下水位的确定应从以下方面考虑:①考虑到年际间浅层地下水的正均衡量最大，即补给量最大;②有利于防治碱涝灾害。有了一定地下水埋深，就具有一定的土壤“库容”，包气带蓄水能力增大，增加降水入渗量，有利于改造和防洽土壤盐碱化和减轻洪涝灾害;③有利于加速改造浅层咸水。通过抽咸补淡，逐步扩大淡水层;④有利于发挥现有提水工具功效，维持地下水资源长期稳定开采。中国华北平原浅层地下水最优水位在汛前最低埋深应为4~5米，汛后最高水位为2~3米。如地下水按此调控，生态环境最佳，经济效益最好。(魏忠义)
○土壤盐渍化地下水临界深度
不使潜水产生强烈蒸发而导致土壤盐渍化的地下水最小深度。在灌溉地段上控制潜水位升高，使之不超过地下水的临界深度，是防止盐渍化发生的根本方法。地下水的临界深度取决于土壤的物理性质、地下水矿化度、气候条件及作物性质，在各种具体条件下，直接用试验的方法确定地下水的临界深度是最可靠的。(魏忠义)
○洪水
河流水位超过河滩地面溢流的现象的统称。常由出现洪水地区上游的暴雨或触雪所致。因洪水对人类有很大影响，故常以人定的某一有影响水位为标准，超过这一水位则被定义为洪水。洪水大小常以洪水位高低与持续时间来定，而洪水位高低受自然与人为因素影响。洪水大小也常用洪峰流量来表示。洪水从涨到落形成一个两头低中间高形似山峰的过程，称为洪峰。这时的最大河水流量即洪峰流量。相应的最高水位称为洪水位。洪水位既与洪水量成正比，也与人类土地利用(与农林业和工程用地等)有关，如河滩地的利用与筑堤均可使洪水位抬高。洪水大小也常用统计学方法以其出现的超过频率来表示，如频率为1%、5%等，习惯上多用其重现期来描述，如称为百年一遇洪水、20年一遇洪水等。洪水泛滥形成的灾害称为洪灾或水灾，对人类的生活与生产往往造成很大损失。中国因受季风气候影响，夏季多暴雨，洪水也大多集中在夏季，如1954年长江中下游的洪水，1963年8月海河的洪水，1975年8月淮河的洪水及1984~1985年夏辽河的洪水均造成大面积水灾。历史上黄河洪水泛滥频繁，据史料，2000多年间黄河决口泛滥达1500多次，黄河大的改道有26次。新中国成立以来，黄河的洪水受两岸大堤的控制未曾泛滥，但泥沙淤高河床，使黄河河床居高临下，仍对两岸造成很大威胁。防治洪水在中国长江大河的治理中是一项重大的任务。(刘昌明)
○涝
因地面大面积积水或土壤过湿使作物生长不良而减产的现象。多形成于地下水位高的低佳地区，地面排水不畅，每遇连续降水即有大量的水分积聚。广义理解包括耕作层土壤水分含量过高，土壤通气性差的渍害。人们常把地面有积水的称为明涝，把地面积水不明显而耕层土壤过湿的称为渍涝。涝灾的防治称为除涝或治涝。防治明涝的主要措施有:①挖截渗沟拦截涝区外部来水，包括区外汇入的地面径流及其转化而来的地下水流;②在涝区建立排水沟渠或设扬水站，用抽水机把涝水提出区外;③滞涝。
在有湖泊与坑塘的地区，将汛期的涝水滞蓄其中，待汛后再排走。防治暗涝主要采取降低地下水位的办法，如用井抽排地下水;用挖深沟排放地下水。目前中国上海市普遍采用埋设暗管的方法降低地下水位，降低土壤滞水并在旱季水少时，用暗管进行渗水灌溉，合称“三暗”工程。(刘昌明)
○代表性流域
为代表广大地区而选定出进行水文观测的流域。目的在于将取得的数据直接移用到其它未观测的流域。国际水文十年(IHP，1965~1974年)期间认为它应是保持着原有天然条件的水文研究流域。作为天然条件下的水文观测与研究，美国曾在50年代与60年代提出监视(vigil)流域与水文基准(hydrologicbenchmark)流域观测网络计划。1985年联合国教科文组织出版了汉德里(R.F.Hudley)为国际水文计划撰写的《水文情势与有关生态环境的自然和人为改变的长期监测》专著，把这两种流域作为研究水文变化的背景。它们选自不同的自然环境条件，构成站网，作为水文本底值的空间监侧并与实验性流域配合进行水文要素变化的研究，为自然条件下与人类活动影响下水文要素的相互关系提供完整的科学依据。代表性流域包含大量的变数，能为数学模型与系统分析研究服务，对了解水循环过程、制定水文预报、估价人类活动的影响有重要意义。(刘昌明)
○实验性流域
为有意识地改变流域自然景观而设置仪器进行观测的流域。与保持自然面貌的代表性流域观测相互配合，可解决人类活动引起水文过程改变或产生的影响问题，是环境水文与水文效应研究的重要手段。英国浩尔大学地理系教授沃德(R.C.Ward)曾提出选择实验性流域的8项标准，主要包括:分水界清楚;流域闭合;地下无漏水现象;便于测定径流(包括地下径流);土地利用类型与耕作种类多样;地质与土壤类型范围广;流域内的支流可相互隔离;能适宜对比研究。另外交通方便，土地所有者能支持实验观测，也是作为选择的两个非科学性条件。国际水文十年(IHD)与国际水文计划(IHP)期间，代表性与实验性流域在世界各国已广泛开展研究，并召开了一系列国际学术会议(1965年在匈牙利布达佩斯，1970年在新西兰惠灵顿，1975年在日本东京，1984年在芬兰赫尔辛基)。中国的实验性流域研究开展较早，目前全国已选定60多个，特点是以径流实验为主，比较重视蒸发、下渗、汇流与地下水动态的物理机制实验。(刘昌明于静洁)
○同位素水文学
通过研究天然水中C、H、O等同位素丰度，探讨天然水循环过程中遇到的各种水文学问题的学科。同位素有良好的标记作用，大部分同位素化学性质稳定，不易沉淀与吸附，2H、3H、8O本身就是水的组成成分。同时，同位素测定精度高，通过测定同位素组成，可研究和追踪水的运动和循环。根据同位素标记特性，分为环境同位素和人工同位素两类。环境同位素散布于天然水中，对水起着标记作用。过去均为天然起源，50年代以来，核试验产生的放射性同位素也全面标记了环境。水文学研究中最主要的环境同位素是:3H(氚)和14C(属放射性的)及2H、18O(属稳定同位素)。2H和13C常用来确定水体年龄及水的滞留期。2H和18O常用来做地下水来源的指示剂和地表水体蒸发的指示剂，还可研究地表水与地下水转化关系等。同位素水文学研究有助于水文过程研究的定量化和微观化，还可查明水质点运移，微观上阐明其机理，如用同位素追踪降水时土壤中水分运动，根据氚在包气带的运移研究降水入渗机理及降水入渗率。同位素方法必须与常规的水文学、水化学方法配合使用，才能获得最佳效果。(魏忠义)
○流域模型
用数学模式来模拟流域的输出过程。分为3类:①概念性模型。即根据降雨径流形成的若干个过程，分别用具有物理意义的数学模型去描述，然后将描述各个过程的数学模型综合起来，形成一个具有物理意义的流域模型，如美国的斯坦福模型(standfordwatershedmo-del)，萨卡尔门托模型(sacramentowa-tershedmodel)和日本的水箱模型(tankmodel)等;②黑箱子模型。即根据流域或河段的入流和出流过程推求流域或河段的响应函数(或称单位线)，而不考虑流域内部的物理过程;③介于前两者之间的概化模型。一方面将流域或河段概化成有物理意义的演算单元，按其演算单元的物理意义导出有物理概念的概化模型;另一方面根据系统的输入和输出关系进行模型鉴别和确定模型参数。流域模型可估算流域出流过程或河道洪水演算过程，为兴建中小型水库、发展灌溉渠系及建立不同规模的水电站提供设计依据;另外为铁路、公路桥涵设计标准、飞机场的兴建等提供有用数据，并为防洪和调水调度提供决策方案。(王广德)
○水文过程数值模拟
为了解水的运动规律，用电子计算机模拟水文过程(包括降雨、入渗、蒸发、土壤水、地下水、坡面水和河流水流等运动)。水文过程的各个子过程，大部分可简化成一定的数学模式来描述。如土壤中水的运动，通常可用一个二阶拟线性抛物线型偏微分方程来描述，以土壤的含水量为变量，以水力传导率、土壤水扩散率等为参数，根据初始条件和边界条件，可研究土壤水随时间与深度的变化过程。又如在河道中的洪水波传播，可用一组一阶双曲线型拟线性偏微分方程来描述，根据河床的形态条件、水力条件和上游及支流洪水过程等初始、边界条件，可模拟洪水的传播情况。模拟的步骤是编制高级语言程序，将已有的实际观测数据输入计算机系统，运行程序并分析过程或系统的最优参数，使模型输出与实际观测拟合最佳，对模型进行校核或率定，最后提供可实施模拟的模型。模拟的目的是为国民经济建设服务，如了解土壤水分变化，对农田灌溉和排水有实用价值。而摸拟河道中洪水运动可用于洪水预报，对河道下游的防洪决策至关重要。(梁季阳)
○系统水文学
借助于系统理论及方法来研究流域、河段或区域水文过程的学科。系统是相对于外部环境而独立存在的集合体，集合体内部属于系统，外部为环境。环境对系统的影响称为输入，系统对环境的作用称为输出。将流域、河段或区域作为一个水文系统，用系统方法研究其输入、输出和系统运转间的关系，并建立相应的数学模型。在建立数学模型时，根据其水文系统蓄泄的线性或非线性关系，分为线性水文系统和非线性水文系统。直接用水文系统的输入和输出过程来进行模型鉴别和确定水文系统模型的参数，而不必研究水文系统内部复杂的物理过程。1957年纳希(J.E.Nash)将流域概化成N个相等水库的串联，导出著名的纳希瞬时单位线。1972年周文德将流域或河段概化成若干个演算单元。根据其水量平衡和蓄泄关系导出一般线性水文系统模型。(王广德)
○水文地理调查
指流域或地区水文要素及与水文有关的自然和社会经济条件的调查。包括各种水体(海洋、河流、湖泊、冰雪等)的形态、特征、情势变化及人类活动(对水体的利用状况)的调查。调查工作分综合性与专题性两种。在进行某一流域规划或设计水利工程时，首先要进行综合性调查，如水系、流域分水界、河道查勘与测量、气象气候、地质地貌、水文地质、水污染及采集水样、土壤及植被等自然条件和对水文有影响的人类活动和社会经济条件调查。所有这些均围绕着流域或地区的地理条件，是规划与工程建设的基础工作;专题性调查是根据研究的专门需要进行的。如河道、渠系等调查，分水岭河流调查，湖泊水库调查，冰雪调查，沼泽调查，地下水调查等;海洋调查主要是水深分布及与之有关的海洋地质地貌条件的调查。20世纪80年代初中国进行的水资源评价与调查是结合水资源数量与质量进行的，通过调查与水文资料的收集整理分析，提出全国各流域的水资源数据。随着遥感技术的推广与应用，利用航天与航空遥感手段，大大提高了水文地理调查的效率，是当前工作的新方向。(刘昌明)
○水质数学模型
描述水体中水质变化规律的数学表达式。主要以物质守恒原理为基础，模拟污染物排入水体后，水体水质的变化过程，反映污染物排放与水质的定量关系。主要用于研究水体污染特性、水体的纳污容量和水质预测。水质数学模型分为地表水(河流、湖泊)水质模型、地下水水质模型和海水水质模型3种。如河流水质模型，通常可用偏微分方程描述，以河水中污染物浓度为变量，水流扩散率和传导率为参数，根据初始条件和边界条件，研究污染物浓度随时间和流动距离的变化过程。又如湖泊中营养物质的积存可用微分方程描述。根据湖泊容积、湖泊出水量、营养物质入湖量及其在湖水中的沉降速度，模拟营养物质任一时刻在湖中的积存情况。这些均为水质规划和水资源保护提供科学依据。(李丽娟)
○可能最大降水
在现代气候条件下，某一特定区域里一定历时的降水存在一个物理上限，该上限近似地称为可能最大降水(PMP)。由PMP转化的洪水为可能最大洪水(PMF)。常见的估算PMP的途径有:①放大法。根据一些假定建立降水量公式，或选取暴雨的主要因素与暴雨建立经验关系，而后对其中若干因子进行放大，如水汽放大、水汽风速放大或辐合上升指标等，由此可估算得到PMP;②移置法。根据天气分析的经验，相似的暴雨天气过程可在大范围区域重演，因此可移置区域内曾经发生的特大暴雨，加以必要的改正;③组合法。按天气气候学原理，在时间和空间上将两场以上的暴雨合理地组合并放大。研究PMP和PMF的目的是试图从水文气象学的途径上来提供防洪和工程设计上的所须数据。(梁季阳)
○可能最大洪水
在暴雨径流形成理论的基础上，由可能最大降水(PMP)推求出可能最大洪水(PMF)，理论上这一洪水应是该流域所能形成洪水的物理上限。以往通常依据已有的观测资料，应用数理统计方法进行频率计算确定。现在认为这一途径物理依据不足，而认为从水文气象学途径推求PMP和PMF较有物理成因基础。因产生可能最大降水的气象成因与暴雨时空分布的不同，故在可能最大洪水的计算中，必须充分考虑其气象背景和流域特性的变化。可能最大洪水通常应用于大型水工建筑物的安全性评价。(梁季阳)
○抑制蒸发
指在各种含水下垫面上，使用某种技术阻止或减少水分损失。抑制蒸发的效果通常以抑制率表示:
抑制率=对照地蒸发量-使用技术地蒸发量
对照地蒸发量
×100%抑制蒸发的方法有物理、化学、生物3种:①物理方法。如翻耕和中耕切断土壤毛细管，可使农田蒸发减少15~20%。土壤表面覆盖沙、卵石、杂草、树叶等，可使蒸发减少30~60%，覆盖塑料薄膜可减少90%以上。近年来，国外在小水体上用珍珠岩、聚苯乙烯小球、聚苯乙烯片、丁基橡胶片、蜡片及白色空心塑料球漂浮水面，能使蒸发减少60~95%;②化学方法，即喷洒某种化学制剂。用于水面的有长链脂肪醇粉剂(C18H37-OH)、OED(C22H45O-(C2H40)12H)，在水面能形成一层单分子膜。在野外大水体使用，抑制率一般为10~25%。因单分子膜不抗风、容易破裂或吹到一边，目前在生产上尚难于应用。将OED用水稀释喷洒叶面能抑制蒸腾。用于土面的有石油沥青乳剂、石脑油皂乳剂、长链醇乳剂、石腊乳剂及中国研制的土面增温剂，这些制剂在大田使用，抑制率达40~70%;③生物方法。如在池塘种植浮萍、莕菜，比净水面可减少蒸发10~20%。抑制率除与制剂本身性质、用剂量多少有关外，还受天气条件的影响。一般晴天比明天抑制率高，因阴天蒸发量小。(洪嘉琏)
○蒸发器
测量水分蒸发的各种类型仪器的统称。分为两大类:测量水体蒸发的称水面蒸发器，测量土体蒸发的称土壤蒸发器。水面蒸发器有许多类型，最通用的有:①美国A级蒸发器，为圆柱状扁平筒，深25.4厘米，口径122厘米;②苏联GGE-3000型蒸发器，上部是圆柱状，表面积为3000厘米2，底部为锥形，圆柱体部分的高度为60厘米，锥形部分高8.7厘米;③中国水文、气象站用的E-601型蒸发器，其形状、尺寸、结构与GGE-3000型蒸发器一样，另在蒸发器上沿缘周外环抱4个弧形水槽，宽20厘米，内外壁高度分别为13.7厘米和15厘米，每个水槽的外周壁开有排水孔;④不同面积(1、3、5、10、20、100米2)蒸发池，深2米，为圆柱形筒;⑤80厘米口径套筒蒸发器，由圆柱形的内筒和外筒组成，内筒深40厘米，口径80厘米，用来测定蒸发量，外筒深45厘米，口径100厘米，将内筒置于外筒内，内、外筒均注满水。水面蒸发器均采用测针测量液面水深。土壤蒸发器因设计原理和测量方法不同，分为称重式、水力式和容积式。称重式有:①苏联GGE-500-100和GGE-500-50型土壤蒸发器，面积为0.05米2、深度为1.0和0.5米。包括一个内圆筒和外圆筒、一个集水器组成。测量时用台称称重;②水力蒸发器;③自动称重土壤蒸渗仪，由土体筒、地下室、平衡装置、称量控制系统、渗漏搜集和测定装置组成。土筒为长2米、宽1.5米、深2米的立方体，面积为3米2，土体重约10吨，是目前土体最大、最重的一种土壤蒸渗仪;④容积蒸发器，根据马利奥特原理设计，能自动供水补充水分，使器内保持一定潜水位，所补充的水分即为土体潜水蒸发量，故又称潜水蒸发器。该仪器包括一个埋入土中的大筒(蒸发器)，面积为4米2，深度为70厘米，一个供水器、渗漏筒，一根连结蒸发器和供水器装置的橡胶管和一个水位调节器。(洪嘉琏)
○水力蒸发器
利用静水浮力测定陆面土壤蒸发的仪器。能测出土体的蓄水量变化，从而得到裸地、农作物根系层土壤水分蒸发、农作物的蒸腾及凝结水、渗漏量等资料。仪器由水池、圆形浮船、套筒、装土体的内筒、水位浮筒等部件构成。蒸发筒中的原状土体高1.5米，蒸发面积为0.2米2，漂浮于水池之中。当土体重量发生变化时，浮体和水池水位相应变化，即可测出蒸发量。测量精度较高，可侧出昼夜间的蒸发过程。50年代由苏联引进，中国科学院地理研究所经多年试验，取得大量蒸发数据，对仪器也作了一些改进，使其更适合中国情况，提高了精度。近年来中国水利、农业、科研和高等院校一些部门均已应用。(赵家义)
○地中渗透仪
又称潜水均衡仪。测定给定潜水位条件下的潜水垂向补给与排泄的仪器。系用封底的容器承装原状或扰动土体，由连通管接马里奥特供水系统，固定容器内的潜水位。当降雨时，重力水经土壤渗入潜水，渗入的水量高出潜水面经连通管自流入溢水筒，可量出潜水的入渗补给量。在土体表面产生超渗雨径流量，由集流器测量。无雨时因土壤蒸发，潜水由土中的毛细管上升，潜水位下降可由马里奥特系统的供水瓶补充水量，以保持容器中固定的潜水位，潜水上升量可由供水瓶供水量确定。该仪器可同时观测潜水的上升量、入渗量及地面径流量，故可用来研究时段的潜水均衡(水量平衡)。考虑到潜水位的高低不同对其均衡的影响，往往在一地段置一组或多组不同潜水位的地中渗透仪并配合以地面气象要素的观测，这种配套设置称为潜水均衡场。地中渗透仪在中国被广泛采用，东部平原地区最多。用于水量转换、浅层地下水资源计算、土壤水盐动态与农田灌溉等多方面研究。(刘昌明)
○负压计
又称张力计。测量土壤水分胫势的仪器。土壤颗粒间的水分具有毛管弯月面，与平面膜相比，弯月面具有负压力，产生土壤水势。因土壤水势与土壤含水量间具有一定的函数关系，故常用以测量土壤温度。负压计由陶土管、压力计、除气室和连接水管组成。陶土管是一个致密多孔感应器，具有良好透气性，能承受相当大的负压力。在土壤中，仪器内水分和周围土壤水分保持压力平衡，当土壤水分含量变化时，仪器内的负压力也随之改变，直接反映于压力计上。压力计的测量范围为0~760毫米，相当一个标准大气压。测量负压力有不同的压力计，当采用水银U形管测压计时，负压力的计算公式为:S=13.6(h1+h2)-H-h，式中S为负压力，以厘米水柱高表示;H、h1、h2、单位均为厘米。土壤含水量可通过土壤负压力和土壤含水量间建立关系曲线来推求，不同土质其关系曲线不同。土壤负压力还受温度变化影响，需在晨间土温变化不大时进行观测。负压计适用于土壤湿度较大的灌溉地或沼泽地。直接应用负压计测定植研究土壤水势，是当前土壤水分运动研究的主要手段。(程天文)
抽(注)水试验
推求水文地质参数的一种可控制的野外试验。抽水试验分为稳定流和非稳定流，一般采用以下几种标准方法:①单井抽水试验;②水位恢复试验，观测停抽后的水位恢复情况;③群井干扰试验;④分级阶梯流量抽水试验。抽水试验可确定含水层的水文地质参数、抽水量与水位降深关系及含水层间的水力联系等。注水试验是在地下水埋藏很深或涌水量很小而不便于进行抽水试验的条件下进行的。在非饱和带中也常采用注水试验来推求渗透系数，其原理与抽水试验相同。在生产和科研工作中，抽(注)水试验是必不可少的，现在已用一些计算方法来计算和模拟这些试验。(张永忠)
○地下水流模型
描述地下水流运动规律，用系统输入表达系统输出的一种方法。分两大类型:①物理模型。包括实际地下水流机理的模拟模型(如沙槽、粘性流体模型等)及电网络模拟模型;②数学模型。是根据电流(欧姆定律)与水流(达西定津)的相似原理建立起来的，在20世纪50年代得到广泛应用。又分为连续模型和离散模型。连续模型系以微分方程为基础，采用连续分布函数值;离散模型只能用离散函数值，采用有限差分方法运算。建立在达西定律基础上的地下水流模型是1863年由裘布依(Dupuit)提出的。1962年以来，逐渐把有限差分方法、有限单元方法及边界单元方法引用到地下水流模型中，加上大型计算机的普及应用，促进了地下水流模型的发展。其目的是预报地下水系统在各种不同的激发条件下所产生的响应结果。(张永忠)
○径流试验小区
又称径流场或水量平衡场。指有一定代表性，与周围没有水平水分交换的自然闭合流域或封闭的人工围成的坡地。前者呈不规则形状，面积大小不一;后者多为矩形成棱形，面积由数十到数百米2。是水文研究中的一种试验方法。在小区内可做降水、截留、土壤下渗、土壤含水量和水势、植物蒸腾、蒸发和径流等试验。一般不涉及地下水。长期观测可作为了解试验小区水文过程的机制和作用，建立数学模型和编制小区水量平衡的基础数据来源。(周延辉)
○土面增温剂
喷洒于土面，形成一层化学覆盖膜，起保蓄水分和提高土温作用的一种化学制剂。是中国科学院地理研究所于70年代初研制成功的，1979年获中国国家发明奖四等奖。它是一种农田化学覆盖物，是用有机成膜物质经过皂化、乳化等工艺制成的水包油型的乳状液，将其稀释喷于农田形成一层均匀覆盖膜，可抑制土壤水分蒸发，减少潜热消耗，增加太阳辐射能的吸收，改变地表热量收支状况，从而提高地温、保蓄土壤水分，减少地表盐分积累，保护覆盖膜下作物的根和芽，为作物生长发育创造一个有利环境。早春在苗田和大田施用，在晴天条件下地表日平均温度比对照地增加3~5℃，中午地表最大增温值可达12℃，阴天增温值只有1~2℃。抑制土壤水分蒸发的抑制率一般为30~50%，早春农田日平均蒸发量为6毫米，1个月可节水72毫米，即每公顷节约水72毫米3。抑盐效果方面，通过0~2厘米土层全盐量测定，比同期对照地减少70~80%。制剂主要用于水稻、棉花、玉米、甘薯、蔬菜、瓜类、林木等多种作物早春育苗和大田栽培。一般能提早5~10天出苗，并具有幼苗健壮、根系发达、抗逆力强、成活率高、早发稳长、提早成熟等优点。其增产效果和塑料薄膜相当，可比露地对照增产10~20%。(洪嘉琏)
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且小知不及大知，固其宜也。
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