计算水文学考试答案.doc

1.水文频率计算实质及步骤。实质：根据某水文现象的统计特性,利用现有水文资料,分析水文变量设计值与出现频率（或重现期）之间的定量关系的工作过程称为水文频率计算。即根据样本的统计参数估计总体统计参数。 水文频率计算适线法主要有两大类，即目估适线法和优化适线法。其中目估适线法的具体步骤如下： (1) 将实测资料由大到小排列，计算各项的经验频率，在频率格纸上点绘经验点据（纵坐标为变量的取值，横坐标为对应的经验频率）(2) 选定水文频率分布线型（一般选用皮尔逊型）。(3) 先采用矩法或其它方法估计出频率曲线参数的初估值Cv，而Cs凭经验初选为Cv的倍数。 年径流问题：Cs=(2-3Cv)； 洪水暴雨问题： Cs=(2.5-4Cv) (4) 根据拟定的 Cv和Cs，计算xp值。以 X为纵坐标，P为横坐标，即可得到频率曲线。将此线画在绘有经验点据的图上，看与经验点据配合的情况 。若不理想，可通过调整x、cv和cs点绘频率曲线。(5) 最后根据频率曲线与经验点据的配合情况，从中选出一条与经验点据配合较好的曲线作为采用曲线，相应于该曲线的参数便看作是总体参数的估值。(6) 求指定频率的水文变量设计值。 利用现有水文资料组成样本系列；选择合适的频率曲线线型和估计它的统计参数；根据所绘制的频率曲线推求相应各种频率（或重现期）的水文设计值；成果合理性检查。2.蓄满产流和超渗产流概念：蓄满产流：降水使土壤包气带和饱水带基本饱和而产生的径流 超渗产流：指降水量大于同期植物截留量、填洼量、雨期蒸发量及下渗量 等的总和，多余出来的水量产生的地面径流。 雨末包气带达到田间持水量时，包气带的水量平衡方程： ( 1 ) 雨末包气带未达到田间持水量，包气带的水量平衡方程： ( 2 ) 两式适用于某时段，也适用于一场降雨的总历时。 式（1）和式（2）反映了自然界两种基本的产流方式。 式（1）表明，只有当包气带达到田间持水量后才产生 ，这种产流方式称为“蓄满产流”。而在式（2）中，因包气带未达到田间持水量，故不产生 ，这种产流方式称为“超渗产流”。适用范围：我国的湿润地区如江淮流域及其以南地区以蓄满产流为主，我国干旱 地区如陕北黄土高原地区以超渗产流为主。区别：A.蓄满产流雨末包气带达到田间持水量；超渗产流雨末包气带未达到田间 持水量。 B.湿润地区以蓄满产流为主，在长期干旱后，若遇到雨强大于下渗能力的 降雨，即使此时包气带未蓄满，也会产生超渗的地面径流。同样，在干 旱地区，以超渗产流为主的流域，在多雨的季节也可能在流域的局部甚 至全流域出现蓄满产流现象。 C不同产流情况下产流面积不同。蓄满产流方式取决于包气带是否达到了田间持水量。当流域某处包气带达到了田间持水量，该处就产流，否则不产流。对于干燥土壤上的一场降雨，其产流面积的变化具有以下特点：a随着降雨量的增加，产流面积也随之增加；b产流面积的变化与降雨强度无关。 超渗产流情况下产流面积的变化：a随降雨历时的增长，产流面积时大时小；b产流面积的大小与时段初流域蓄水量及降雨强度有关。3.阐述水文模拟中蒸散发及实际蒸散发计算的主要方法。 蒸散是土壤表面水分的蒸发和植物枝叶(林冠)蒸腾两种过程的总和。1、 水文模拟中蒸散发：（一）水面蒸发：（1）经验公式法（基于质量守恒定律）：蒸发器配合经验公式；实验或理论成果推广应用； 基本可以转化为Dalton形式（2）水量平衡法：（3）空气动力学法：扩散法，水汽输送过程将水汽自水面移走。 （4）能量平衡方法：根据有限时段把液态水转化为气态水的 能量通量进行分析。（5）综合法（ Penman 公式）：（6）器测法（二）土面蒸发：表土蒸发强度保持稳定的阶段： 表土蒸发强度随含水率变化的阶段： 水汽扩散阶段：用实测水势计算土壤蒸发量零通量面：（3） 植物散发： 田间腾发量的估算1）理论方法： （1）紊流扩散法； （2）能量平衡法；（3）综合法（Penman公式）； 2）经验方法：A、利用单一气象因素估算腾发量：太阳辐射；气温 ， ；空气湿度 ，水面蒸发 B、与多个气象因素复相关的经验公式： 如Dalton空气动力学类型的公式，一般形式为： 其中f(u)为某一适宜高度处风速u的经验函数Christiansen与Hargreaves（1969）公式：C、考虑植物散发计算 Penman-Monteith公式（1965）3）器测法2、 实际蒸散发的估算： (一)水量平衡法：根据水量平衡原理，对于一个闭合流域，其水量平衡方程 可简单表示为： 式中：P、E、R、W 流域降水量、蒸散发量、径流量和蓄水量变化值，mm。 对于多年平均情况，流域蓄水量变化值趋于0，因此，流域水量平衡方程可简化为： (二)概念性模型中常用的方法 实际蒸发是潜在蒸发和土壤干燥程度的函数。 基本形式：(三)水热平衡法：蒸发过程涉及到水量和热量的交换，综合考虑水量和热量 的平衡关系计算流域蒸散发的方法，称为水热平衡法。经常使用的几种基于水热平衡的蒸散发计算公式包括：Schreiber公式、Oldekop公式、Budyko公式、傅抱璞公式和Zhang L.公式等。 (四)互补相关法：Bouchet认为，可能蒸散发的大小取决于实际蒸散发，即实际蒸散发是因，可能蒸散发是果。实际蒸散发与可能蒸散发成反比。Morton（1983）等人用大量的实验数据证明了局地蒸发潜力与实际蒸散发之间的互补相关确实存在，而且两者成负指数关系。 (五)遥感（RS）法目前，利用遥感研究蒸散发的方法有很多，可概况为以下三种： 1统计模型。2物理模型。（3）数值模型。（4）全遥感信息模型4.霍顿产流机制与山坡水文学产流机制的主要特征及相互关系。 霍顿产流机制： 降雨强度超过地面下渗能力、包气带缺水量得到满足，即下渗到包气带中的水量与其蒸发量之差超过其缺水量，是产流的基本物理条件， 产流原理：1) 水文模型：下渗理论 + 单位线 2) Horton产流概念：超渗雨形成地面径流，田间缺水量补足以后 的稳定下渗量形成地下径流。 Horton产流理论正确地阐明了均质包气带情况下超渗地面径流和地下水径流产生的物理条件。在某种程度上讲，他指出了径流产生的最基本规律。 山坡水文学产流机制： 植被良好，土层很厚无坡面片流；植被不好土层不厚的荒坡及人工地面才产生坡面片流；退水曲线中有多种径流成分，根据这些问题提出了一种新的产流理论-山坡水文学产流理论。 基本内容为：在两种透水性有差别的土层形成的相对不透水界面上，可形成临时饱和带，其侧向流动即成为壤中径流；如果该界面上土层的透水性远远好于其下面土层的透水性，则随着降雨的继续，这种临时饱和带容易向上发展，直至上层土壤全部达到饱和含水量，这时如仍有降雨补给，则将出现地面径流现象。 山坡水文学产流理论使得人们对自然界复杂的产流有了更深入的认识，是对霍顿产流理论的重要补充，克服了“超渗”和“蓄满”两种产流机制忽略的地形坡度、土层各向异性、非饱和侧向流对产流的影响之不足。5.斯坦福水文模型的主要输入及模型结构 1) 主要输入量从降水、蒸散发能力、辐射、温度这四个角度考虑，可分为：(1) 各种起始条件，如初始土壤含水量；(2) 气候因素，降水、蒸发、温度、辐射；(3) 河川径流资料，逐时段流量、逐日；(4) 等流时面积柱状图；(5) 模型参数。 2) 模型结构： 6.水箱模型基本理念及优点 水箱模型是概念性径流模型，有一定的物理意义，不是黑箱子简化为蓄水与出流的关系以模拟降雨径流关系以水箱的蓄水深为控制，模拟计算流域的出流和下渗过程，可灵活组合，如串联、并联、串并联等 ，是一种间接的模拟，模型中并无直接的物理量。但此模型的弹性其好，对各种大小流域、各种气候与地形条件都可以用(复杂水箱数目)，操作简便，各种参数能采用电子计算机进行调试。 水箱模型的优点：1）结构简单，但具物理意义，相当于地下水分层结构2）能表示地面径流的非线性特征3）能表示几种径流的分量4）输入（降雨）根据非线性结构，自动分配给各个分量5）下层水箱的径流分量是光滑的形状，并自动给出滞时。7. HSPF模型主要组成模块及其功能 HSPF模型的内部主模块包括以下四个部分： 1）透水地段水文水质模拟模块(PERLND) 透水地段水文水质模拟模块的运转基础,应用于水量计算和构成分析,是预报可渗透流域地段出口的河川径流总量的关键。不同高度气温校正、模拟雪的积累转化过程、模拟水的收支变化过程、模拟泥沙迁移变化、模拟土壤温度、模拟水温和溶解气体浓度、利用污染物与泥沙的简单关系模拟污染物浓度、估算土壤湿度和土壤中输送的溶解物比例、详细模拟农药的迁移转化过程、含氮物质的迁移转化过程模拟、含磷物质的迁移转化过程模拟、惰性物质迁移转化过程模拟。2）不透水地段水文水质模拟模块(IMPLND)同透水地面、模拟水的收支变化过程、模拟固体物质的积累和去除、模拟水温和溶解气体浓度、利用与泥沙产水量的简单关系模拟污染物浓度。3） 地表水体模拟模块(RCHRES) 模拟水力学过程、模拟被水流完全携带的组分、模拟惰性物质、模拟热交换和水温、模拟无极沉积、模拟一般组分、模拟参与生化过程的组分。4）辅助模块序列数据转换模块(COPY)、序列数据写入模块(PLTGEN) 、序列数据运行模块(GENER)及优化管理模块(BMP)。8.水文模拟的概念，举例分类说明水文模型及各自特点，模型评估的主要内容？1）概念：流域水文模拟是用数学的方法描述和模拟水文循环的过程，即将流域概化成一个系统，根据系统输入条件（一般为降雨、融雪、水质、泥沙过程以及流域的蒸散发能力），对流域内发生的水文过程进行模拟计算，求解输出结果（如流域出口断面的流量过程和流域实际蒸散发等）。 2）水文模型分为确定性模型和随机性模型。确定性模型：数学物理模型（具有严密的数学公式和物理概念，科学性很强，使用一些物理的、水力学的方程，解算单点土柱或均质土壤单元内水的下渗运动以及有明确边界的河道不稳定流和经典坡面流问题都是有效果的）。如：SHE模型、IHDM模型、DBSIN模型模型等。系统理论模型（即“黑箱”模型）（模型中建立的数学关系并不是基于对流域水文物理过程的分析描述，而是概化的、经验性的，只关心模拟结果的精度而不考虑输入输出之间的物理因果关系）如：单位线模型、线性扰动模型、约束线性系统模型、Volterra 函数模型、多输入简单线性模型、多输入线性可变增益因子模型，以及神经网络模型等等。概念性模型（模型中的参数虽有一定的物理意义，但难于直接推算，需要根据流域出口流量资料率定）。如：API模型、斯坦福模型、萨克拉门托模型、水箱模型、NAM模型、新安江模型。随机性模型：反映水流运动空间变化分布式水文模型（模型的参数由地形、地貌数据结合实测历史洪水资料率定得到，具有一定的可靠性和适用性）（如大流域斯坦福模型，SWAT ）集总式水文模型（由概念性元素按径流形成过程组合而构成，模型所包含的大多数参数都要依靠实测水文资料率定方法确定，对径流形成过程的描述是近似的)(如小流域斯坦福模型 新安江模型 水箱模型） 3)模型评估的主要内容 模型的选择 1) 模型并不是越复杂，模拟效果更好 2) 模型选择应满足以下关键因素： (1) 模型的输出信息是否满足决策需求；(2) 模型的适用性是否合适；(3) 模型当前的状态；(4)模型的数据需求；(5)模型对不同数据源获取信息的能力；(6) 模型对用户的需求；(7) 模型软件的开支和可获得技术支持情况。 模型率定：运用目标最佳拟合法进行调整参数，使模型拟合实测资料最好，即达到最优化。在模型率定过程中，一组最优化的参数也就同时定下来了， 即同时进行“参数优选”。参数敏度分析：模型参数达到最佳拟合后，进行敏度分析。原理是除一个参数外，所有其它参数都保持不变，扰动这一个参数，这样，目标函数(或其它指标)变化的敏感度就能够试验出来。参数做微小扰动而目标函数产生大的变化，则模型对该参数是敏感的，否则不敏感，将模型对参数扰动是极不敏感的，应该把它从模型中删去。模型的检验与应用 ：1) 模型检验：在研制一个流域水文模型时，需要用多个流域的实测水文、气象资料对模型进行检验，根据检验中所提供的信息，再对模型结构进行必要的调整。2) 模型参数检验：当在一个流域上使用某一模型时，首先要对模型进行率定，求出其最优参数，除此以外，还需要取另外一部分资料，用由率定所得到的模型参数对模型进行检验。3) 模型应用：水文计算；水文预报；估计人类活动的影响；流域规划；水资源管理，防洪工程安全运行及经济效益的提高。9. 阐述我国常用的三水源新安江模型主要参数及意义，并分别说明二水源、三水源意义？1) 三水源新安江模型主要参数及意义（1）蒸散发参数：K、WUM、WLM、CK为蒸散发能力折算系数，是指流域蒸散发能力与实测水面蒸发值之比。WUM为上层蓄水容量，它包括植物截留量。WLM为下层蓄水容量。C为深层蒸散发系数。(2)产流量参数：WM、B、IMPWM为流域蓄水容量，是流域干旱程度的指标。B为蓄水容量曲线的方次。 IMP为不透水面积占全流域面积之比。(3) 水源划分参数：SM、EX、KSS、KGSM为流域平均自由水蓄水容量；EX为自由水蓄水容量曲线指数，它表示自由水容量分布不均匀性。KSS为自由水蓄水库对壤中流的出流系数，KG为自由水蓄水库对地下径流出流系数，这两个出流系数是并联的，其和代表着自由水出流的快慢。(4) 汇流参数：KKSS、KKG、CS、LKKSS为壤中流水库的消退系数。KKG为地下水库的消退系数。CS为河网蓄水消退系数，L为滞时，它们决定于河网地貌2) 二水源三水源的意义：二水源模型包括地表水和地下水的作用，由于没有考虑壤中流作用，故在壤中流丰富流域常常得不到好的模拟结果。三水源模型认为土壤中水有张力水（田间持水量以下的水）和自由水（田间持水量以上的水）之分。二水源模型只考虑了张力水的调蓄作用，没有考虑自由水的调蓄作用。因此，新三模型中增加了一个自由水蓄水库，把总径流划分成三种水源：地面径流、壤中流、地下径流，代替新二模型中用稳定下渗量划分水源的办法。10. 介绍一种水文模型，应用领域，主要特点，应用效果。MIKESHE地下水、地表水综合性的规划管理软件工具，是对SHE模型的发展和完善，是一种分布式水文模型，是目前世界上综合性和功能最强、最优秀、应用范