水文学原理

水文学原理名词解释1、水文大循环和小循环：水文循环：地球上的水在太阳辐射和重力作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗及径流等环节，进行的周而复始的地理位置和物理形态的变换的运动过程。水的三态转化特性是水文循环的内因，太阳辐射和重力作用是外因或动力。1）水文大循环是发生于全球海洋与陆地之间的水分子交换过程。由海洋上蒸发的水汽，被汽流带到大陆上空，遇冷凝结而形成降水。降水至地面后，一部分蒸发直接返回空中，其余部分都经地面和地下注入海洋。2）水文小循环是指陆地上的水分经蒸发、凝结作用又降落到陆地上，或海洋面蒸发的水汽在空中凝结后，又以降水形式降落在海洋中。前者可称为内陆小循环，后者称海洋小循环。2、水量平衡：是指任意选择的区域(或水体)，在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之差必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，总体上水量是平衡的。3、流域蒸发能力：是指充分供水条件下的流域日均总蒸发量。4、田间持水量:土壤中所能保持的分子水和毛管悬着水的最大量5、凋萎系数:植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量6、水系:在河流运动过程中，逐渐由小溪、小河集成大河，这样便构成脉胳相通的河流系统.7、流域形状系数：是流域分水线的实际长度与流域同面积园的周长之比，R=A/L2R：形状系数,A:流域面积（km2）；L:流域长度(km)R值小，流域呈长形，流域水流变化缓和；反之，则水流变化剧烈。8、径流模数:指流域出口断面流量与流域面积的比值。M＝Q/F,m3/s·km29、水质：水体质量的简称。水分子H2O，化学成分复杂，水中有80多种化学元素。水中有8大离子：K+、Na+、Ca+、Mg+、Cl-、SO42-、HCO3-、CO32-10、最小值定律：植物生长取决于外界给它的所需养分中数量最少的一种。11、输沙率：单位时间内通过断面的泥沙含量。Qs=QP,Qs－悬沙输沙率（kg/s）；Q－流量（m3/s）；P－断面平均含沙量（kg/m3）12、流域蓄水容量曲线：如果把全流域按蓄水容量大小划分成许多小块，然后把蓄水容量由小到大进行排列，并和其相应的面积(％)绘在一张图上，纵坐标是蓄水容量Wm’，横坐标是小于或等于蓄水容量Wm的各小块面积之和F0占全流域面积F的百分数(F0/F)、点绘的Wm’～F0/F关系曲线，称流域蓄水容量曲线。13、下渗能力（下渗容量）：充分供水条件下的下渗率14、稳定下渗率：当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值，此时下渗率称为“稳定下渗率”。15、下渗容量曲线：是在充分供水条件下，流域下渗能力过程。16、蓄满产流（饱和产流）:是指在土壤缺水量未满足以前不产生径流，而在土壤缺水量满足以后则全部产生径流。蓄满产流以满足包气带缺水量为产流的控制条件，降雨强度不是这些地区产流的主要影响因素。17、超渗产流：超渗地面产流机制是指供水与下渗矛盾发生于包气带上界面(地面)的产流机制。超渗地面径流的产生条件：①要有供水，它是一个必要条件；②要有一个界面，即地面。它是包气带的上界面，也是一个必要条件；③要降雨强度大于下渗能力，它是产流的充分条件。18、流域最大损失量：流域最大损失量(Im)可以理解为一定入渗深度的最大、最小土壤蓄水量之差，或影响土层的田间持水量和凋萎系数之差值来估算。所以在有土壤含水量观测资料的地区，可以根据入渗锋面深度(h)与该土层的土壤含水量资料，用下式近似地计算：Im＝0.1h(田一凋)，：土壤容重；h：入渗深度19、等流时线：流域上各点的净雨量汇集到出口断面，其汇流速度有快有慢，汇流时间也有长有短。把流域内汇流时间相等的各点连接成的线，称为等流时线。20、单位线：单位线是指单位时段内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。21、流域汇流时间：指落在流域上的降水质点汇集到流域出口断面所经历的时间。地面水的流域汇流时间等于地面水坡面汇流时间与河网汇流时间之和。22、最大流域汇流时间：指流域中最长路径的水质点流到出口断面的时间，按下式近似计算：23、流域滞时定义是：K=v(Q)-v(I)如果流域各处流速变化不大，则流域滞时大体相当于流域平均汇流时间，并可按下式估算)47(0VLK24、实体模型：25、数学模型：26、流域水文模型：是以一个数学模型来模拟流域降雨—径流形成过程或融雪—径流形成过程，即定量分析从降水、蒸发、融雪、截流、下渗、填洼、径流成分划分、坡地汇流和河槽汇流到形成流域出口断面的径流过程线的全过程。简答题水资源的定义广义：地球上一切水体狭义：在一定时期内，能被人类直接开发利用的那部分动态水资源动态水资源：广义指大气降水（地表、土壤、地下）；狭义指河川径流静态水资源：冰川、内陆湖泊、深层地下水2、简述土壤蒸发的各个阶段土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。土壤蒸发三阶段:定常蒸发率阶段临界点田间持水量(土壤中所能保持的分子水和毛管悬着水的最大量)蒸发率下降阶段临界点凋萎系数(植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量)蒸发率微弱阶段3、简述下渗过程各个阶段①渗润阶段。水主要受分子力的作用，吸附在土壤颗粒之上，形成薄膜水。②渗漏阶段。下渗的水分在毛细管引力和重力作用下，在土壤颗粒间移动，逐步充填粒间空隙，直到土壤孔隙充满水分。③渗透阶段。土壤孔隙充满水，达到饱和时，水便在重力作用下运动，称饱和水流运动。3、简述流域对降雨的再分配作用流域是径流的发生场和分配场。流域对降雨具有再分配的功能，即流域调蓄作用：1）径流成分分配它主要是在水分垂向运行中，通过下垫面而发生的，将降雨分配成为不同径流成分。2）径流的时程分配它主要是通过水分侧向运行而体现出来的。4、简述水文现象的基本特点(一)时程变化上的周期性与随机性周期性：由于地球的自传和公转，昼夜、四季、海陆分布，以及一定的大气环境、季风区域等，使水文现象在时程变化上形成一定的周期性。随机性：因为影响水文现象的因素众多，各因素在时间上不断发生变化，水文现象也处于不断变化之中，它们在时程上和数量上的变化，伴随周期性出现的同时，也存在不重复性的特点，即随机性。(二)地区上的相似性与特殊性相似性：有些流域所处的地理位置（纬度或离海洋远近等）相似，气候与地理条件相似，因此水文现象在一定程度上有一定的相似性，即具有所谓地带性。特殊性：不同流域虽所处的地理位置、气候条件相似，但由于下垫面条件差异，而产生不同的水文变化规律，如同一气候带，山区河流与平原河流，岩溶区与非岩溶区，其水文现象就有很大的差别。(三)水循环永无止境，既无开始又无始终5、霍顿传统产流观念的意义霍顿观念：径流过程是由两种径流成分所组成。一旦降雨强度超过下渗能力，则在全流域产生地面径流。地下径流产生的物理条件：整个包气带土壤含水量达到田间持水量。6、简述流域调蓄作用在流域汇流过程中，随着洪水的涨落所呈现出的流域蓄水量增加与减少的现象称为流域调蓄作用。造成流域调蓄作用的物理原因：①降水并非从一个地点注入流域。②实际上由于流域各处水力条件(如糙率、坡度)不同，流域上的流速分布是不均匀的。7、简述包气带在降雨产流中的作用包气带对降雨的再分配作用“筛子”作用：留在地面+渗入土中P＝I+Rs（P：降雨量；I：下渗水量；Rs：地表径流量）“门槛”作用：包气带土层对下渗水量的再分配作用。I=E+(Wf-W0)+RsubI：下渗水量E：蒸散发量Wf：包气带达到田间持水量时的土壤含水量W0：包气带初始含水量D=Wf-W0(D:包气带缺水量)Rsub：从包气带中排出的自由重力水8、简述水文循环的主要环节及其主要特点水文循环运动规律：水文循环无始无终，大致沿着海洋(或陆地)→大气→陆地(或海洋)→海洋(或地面)的路径，循环不止，包括许多过程。一般都要经过蒸发、降水(包括凝结过程)、径流形成(包括地面和地下径流以及下渗过程)和大气水分输送四个重要环节。水文循环运动特点：海洋的蒸发量多于降水量；大陆降水量多于蒸发量；大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；大陆内流区降水量和蒸发量基本相等。9、简述水体的自净作用有哪些？稀释扩散：污染物与水混合，其浓度减小的现象。沉降：在重力作用下，污染物颗粒从水中分离并下沉。吸附：水中污染物被固体颗粒吸附，随同迁移或沉淀。气体溶解：气体通过气液界面溶解于液体的物理过程。DO挥发：氰化物+CO2→HCN水解反应：有机物的水解降解反应氧化反应：有机物分子中加氧或脱氢的反应光转化：水中有机化合物吸收了波长大于290um的太阳辐射光能而发生的降解过程。生物降解：水体中需氧微生物对天然和合成的有机物的破坏或矿化作用。10、单位线的基本假定是什么？由于实际降雨量并不一定是一个单位的一个时段，故分段使用时要用两条假定：比定律假定：如果单位时段的净雨深不是一个单位，而是n个单位，则它所形成的地面径流过程线的流量值为单位线流量的n倍，其历时仍与单位线的历时相同。②叠加法则假定：如果净雨历时不是一个时段而是m个时段，则各时段净雨所形成的径流过程线之间互不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨量所形成的流量之和。11、计算区域面平均雨量常有哪些方法算术平均法。此法简单易行，适合于区域内地形起伏不大，雨量站网稠密且分布较均匀的地区．垂直平分法（又称泰森多边形法）,其中f1、f2、f3fn为各多边形面积此法应用比较广泛，适用于雨量站分布不均匀的地区。其缺点是把各雨量站所控制的面积在不同的降水过程中都视作固定不变，这与实际降水情况不符。3)等雨量线法。其具体方法是先绘制出等雨量线，再用求积仪或其它方法量得各相邻等雨量线间的面积fi，乘以两等雨量线间的平均雨深Pi，得出该面积上的降水量，而后将各部分面积上降水总量相加，再除以全面积即得出区域平均降水量。即：式中，n为等雨量线间面积块数；F为区域面积。此法适用于面积较大，地形变化显著而有足够数量雨量站的地区。等雨量线法考虑了降水在空间上的分布情况，理论上较充分，计算精确度较高，并有利于分析流域产流、汇流过程。缺点是对雨量站的数量和代表性有较高的要求，在实际应用上受到一定限制。4)客观运行法先将区域(或流域)分成若干网格，得出很多格点，而后用邻近各雨量站的雨量资料确定各格点雨量，再求出各格点雨量的算术平均值，即为流域的平均降雨量。各格点雨量的推求以权重为1／d2求算12、马司京根法的基本出发点马斯京根法依据的基本原理为水量平衡方程和槽蓄方程，其形式为：Δt(I-Q)=w2-w1（1）w=k［x·I+（1-x）Q］（2）式中：I—上断面入流（m3/s）；Q—下断面出流（m3/s）；Δt—计算时段长（h）；W—河段的槽蓄量（m3/s.h）；K—槽蓄系数（h）；X—流量比重因子。13、简述新安江模型的特征新安江模型是一个具有分散参数的概念性模型。将流域划分为若干(N个)单元面积，对每个单元面积，计算出到达流域出口的出流过程，N个过程线性叠加，得流域总出流过程。写出常用公式1、霍顿（Horton）下渗公式f=fc+(f0-fc)e-βt，fc为稳定下渗率；f0为初始下渗率；β为常数，下渗曲线的递减参数。霍顿公式反映了下渗强度随时间递减规律，并最终趋于稳定下渗。2、流域蓄水量计算公式在某时段内（时段长常取1天），流域包气带的水量平衡方程式为：W0,t+1＝W0,t＋Pt－Rt－EtW0,t—t日流域蓄水量(mm)；W0,t+1—t+1日流域蓄水量(mm)；Pt—t日降雨量(mm)；Rt—Pt产生的径流深(mm)；Et—t日的蒸散发量(mm)。0,,0,,ttmtmttmtmWEEWWEEW（1）单层计算Et：t日的蒸散发量（计算值）；Em,t：t日的蒸散发量（实测值）；W0,t：t日的蓄水容量Wm：蓄水容量的平均值（2）双层计算双层计算的基本假定是将流域包气带蓄水容量分成表层容量Wm上和下层容量Wm下两部分。按下渗规律，降雨首先补充表层，表层蓄满后再补充下层。表层蒸散发E上等于蒸散发能力Em。表层水分蒸散发完后，下层水分再行蒸散发，下层蒸散发E下按与土壤含水量成