水文学原理期末复习.pdf

- 1 - 水文学原理期末复习水文学原理期末复习 第二章水文循环与水量平衡 1、水循环分类 大循环：海陆之间的循环小循环：海洋之间和陆地之间的循环 2、水循环机理：内因：水的物理三态（气、液、固）之间的相互转化 外因：太阳辐射和地心引力以及地形、地貌等下垫面因素 3、流域：分水线包围的集水区 分水线：分水岭上最高点的连线 闭合流域：当地面分水线与地下分水线相重合 非闭合流域：地面分水线与地下分水线不重合的流域 第三章 河流与流域 1、水系：脉络相通的大小河流所构成的系统 干流：水系中直接流入海洋、湖泊的河流 支流：流入干流的河流 2、一条河流五个部分：河源、上游、中游、下游，河口。 3、水系：由干流及其全部直流组成的脉络相通的网状系统。 “羽毛状”水系由于各支流汇集到流域出口断面的时间相互错开，所以产生矮胖的 洪水过程，就是水系看起来比较瘦长的那种。 “平行状”水系由于各支流汇集到流域出口断面的同时性强，所以产生较尖瘦的洪 水过程，扇形水系属于这一种。 “混合状”介于两者之间。 第四章 降水 1、降雨类型：气旋雨、对流雨、锋面雨、地形雨。 2、对流雨：当地面受热，温度升高，下层空气膨胀和上层空气形成对流状态。下层带有大 量水汽的暖空气上升到湿度较低的高空，便凝结致雨，这叫对流雨。对流雨多发生在夏季酷 热的午后，它的强度一艇较大，降雨面积小，历时短； 地形雨：当暖湿气流遇到山岭障碍时，被迫沿山坡迎风坡上升，由冷却凝结成云而降雨， 称为地形雨。 如我国秦岭南坡常是东南和西南暖湿气流的迎风坡， 其降雨量明显大于背风的 北坡； 锋面雨：冷气团侵入暖气团的下部，锋面向暖气团方向移动，暖空气被楔形的冷空气抬 升，发生动力冷却面成雨，称为冷锋雨。 气旋雨：在北半球，气旋内的空气作逆时针旋转，并向中心辐合，引起大规模的上升运 动，水汽因动力冷却而导致降雨。 3、资料三性审查：一致性、可靠性、代表性。 5、流域平均雨量计算方法： （1）、垂直平分法（泰森多边形法）方法：用直线连接相邻雨量站构成若干个锐角 三角形；作每个三角形各边的垂直平分线，这些垂直平分线将流域分成 n 个以流域边 - 2 - 界为界的多边形；假设每个多边形内雨站的雨量代表该多边形面积上的降雨量，按面 积加权法推求流域平均降雨量 式中：fi-第 i 个雨量站所在多边形的面积 F-流域面积，km 2 （2） 、算术平均法： 当流域内雨量站分布较均匀、地形起伏变化不大时,可根据各站同时段观测的降雨量用算术 平均法推求 式中：-流域某时段平均降雨量,mm pi-流域内第 i 个雨量站同时段降雨量 n-流域内雨量站数 （3） 、等雨量线法： 当流域内雨量站分布较密时，可根据各雨量站同时段观测的雨量绘制 等 雨 量 线 图 ， 然 后 用 等 雨 量 线 图 推 算 流 域 平 均 降 雨 量 。 6、 各种方法的比较：算术平均法最为简便，在区域面积不大，地形起伏较小，雨量站分布 较为均匀的情况下，精度可以得到保证； 泰森多边形法也较为简单，精度一般较高但该法将各雨量站权重视为定值，而降雨空间 分布复杂多变。另外，不管雨量站之间的距离远近，呈现线性关系不符合； 等雨量线法在理论上比较完善，但要求雨量站网密度高，而且需要绘制等雨量线，计算 量大 第五章 土壤水与下渗 1、土壤水：吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分。 饱和带：土壤含水率达到饱和的土层区域，是土壤颗粒、水分的二相系统。 包气带：土壤水分未充满所有土壤空隙的土层区域，是土壤颗粒、空气、水分的三相系 统。 - 3 - 2、土壤四种特征水： （1） 、强结合水（吸湿水） ：最接近固相表面的结合水，自然条 件下不会脱离； （2） 、弱结合水（薄膜水） ：分布在强结合水外层，自然条件下 会脱离； （3） 、毛管水：土壤孔隙中由毛管力所持有的水分。分为毛管上升水和 毛管悬着水，且两种水不可能同时存在； （4） 、重力水：当土壤水的含量超过土 壤颗粒分子力和毛管力作用范围而不能被士壤所保持时,在重力作用下将沿土 壤孔隙流动,这部分水称为重力水，是地下水的重要来源。 蒸发时，先蒸发毛管水，然后是薄膜水。蒸发时，先蒸发毛管水，然后是薄膜水。 3、地下水：潜水+承压水 潜水：第一个不透水层以上的水，压力=大气压 承压水：在两个不透水层之间的水，压力大气压 4、土壤水分常数： （1） 、最大吸湿量:在饱和空气中,土壤能够吸附的最大水汽量称为最大吸湿量。 （2） 、最大分子持水量:由土粒分子力所结合的最大水分称为最大分子持水量。薄膜水厚 度此时达到最大值。 （3） 、 凋萎含水量(凋萎系数): 植物根系无法从土壤中吸收水分,开始凋萎,即开始枯死时的 土壤含水量称为凋萎含水量。只有大于凋萎含水量的水分才是参加水分交换的有效水量。 介 于最大吸湿量和最大分子持水量之间。 （4） 、田间持水量: 指土壤中所能保持的最大毛管水量和最大分子持水量。当土壤含水量 超过这一限度时,多余的水分不能被土壤所保持,将以自由重力水的形式向下渗透。 （5） 、毛管断裂含水量: 毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。当土壤含水量大于 此值时,悬着水就能向土壤水分的消失点或消失面运行。 低于此值时,连续供水状态遭到破坏。 （6） 、饱和含水量: 指土壤中所有孔隙都被水充满时的土壤含水量。介于田间持水量到饱 和含水量之间的水量,就是在重力作用下向下运动的自由重力水分 土壤缺水量土壤缺水量=田间持水量田间持水量-实际含水量实际含水量 5、土水势：土壤水分所具有的势能，包括重力势，静水压力势、基模势。土壤饱和时具有 重力势，静水压力势；不饱和时具有重力势，基模势。 6 达西定律： ，依次表示，渗流流速；水力传导度；总水势；渗流方向上的距离。 7、下渗：下渗是指在一定的供水条件下（比如降雨或者灌溉）所发生的水分通过土壤面（例 如地面）向土中运动的过程，运动方向有垂直和水平两种。 - 4 - 下渗率：下渗率为单位时间内通过单位面积下渗面渗 入土中的水量。影响下渗率的主要因素为初始土壤含水初始土壤含水 量、供水强度和土壤质地、结构量、供水强度和土壤质地、结构 下渗容量：如果供水强度充分大，则下渗率将达到同 初始土壤含水量和同土壤质地、结构条件下的最大值。 此时的下渗率为下渗能力或下渗容量。下渗容量只与初初 始土壤含水量和土壤质地始土壤含水量和土壤质地、结构有关结构有关，而与供水强度无而与供水强度无 关。关。 8、下渗的物理过程： （1）渗润阶段：分子力作用， 土 壤颗粒吸收成薄膜水，使土壤颗粒达到湿润； （2）渗漏 阶段：毛管力、重力作用（先毛管力吸附，后重力作用） ，水分 向下运动，水分逐渐饱和； （3）渗透阶段：重力作用，水分饱 和。 9、 如右图，随着时间变长，土壤含水量增大，含水量变化 率减小，土壤下渗率减小。 10、下渗与降雨强度的关系 如果在降雨期间出现降雨强度小于当时的下渗容量， 则下 渗率将等于降雨强度。 只有当降雨强度等于或大于当时的下渗容量时， 下渗率才会等于下渗 容量。 第六章 蒸散发 1、流域蒸散发包括土壤蒸发、水面蒸发和植物散发，土壤蒸发和植物散发为流域蒸散发 的主要组成部分。 2、蒸发的发小取决于供水条件，能量供给，动力条件。 3、水面蒸发物理机制：水面蒸发过程是水由液态转化为气态的过程，是水分子运动的结 果。在蒸发过程中，活跃的水分子自水面逸出，而另一方面进入空中的水分子又有部分重新 回到水中。从水中逸出的水分子，其活动程度随气温、水面温度、饱和差和风速等气象因素 而变。水温愈高，水分子内能愈大，蒸发愈快。水面上水汽饱和差大、风速大、蒸发也快。 只有当空气中水汽达到饱和时蒸发才停止。蒸发对于水体而言是一种失热冷却过程。 可以用 E601 和20 测水面蒸发，不过结果偏大，需要乘以小于 1 的修正系数。 4、土壤蒸发机制：土壤空袭中的水分在水势梯度的作用下上升，并在土壤表层发生气化 后进入大气的过程。 蒸发三阶段： （1）当土壤含水量大于田 间持水量时， 土壤蒸发大， 与饱和差关系密切； 蒸发强度主要取决于气象条件； （2） 当介于田 间持水量与毛管断裂含水量之间时， 土壤蒸发 越来越小，与饱和差关系不密切，蒸发强度对 着含水率的减小而减小， 主要取决于土壤特性 （3）当土壤含水量小于毛管断裂含水量时， 土壤蒸发更小，与饱和差关系十分散乱，且蒸 发不受大气蒸发能力控制，不随含水率变化， 不在土壤表面。 5、对于每一种土壤，存在一个转折点，当土壤含水量大于该临界含水量时，土壤蒸发达 到土壤蒸发能力；低于时则减少。不同的土壤，临界土壤含水量和坡度皆不同。 第一 - 5 - 6、影响土壤蒸发的因素，气象因素，土壤特性（土壤空隙性，地下水位，温度梯度） 7、植物散发机制：植物从土壤中吸取水分，然后输送到茎和叶面，大部分水分从叶面和 茎逸散到空气中。 8、流域蒸散发的规律： （1）当流域十分湿润，土壤蒸发和植物散发均达到蒸（散）发能 力，这一阶段的临界土壤含水量将因为植被的存在小于田间持水量； （2）当土壤含水量小于 该临界土壤含水量而大于毛管断裂含水量时，流域蒸散发减少； （3）当土壤含水量减至毛管 断裂和凋萎系数时， 虽然此时流域蒸散发处于不断减少阶段， 但植物散发占的比重有所增加； （4）当土壤含水量低于凋萎含水量时，植物枯死，只有小而稳定的土壤蒸发了。 9、蒸发三层模型： 一层： 二层： 若 PWuEp，则 若 0 f降雨强度大于下渗强度 (2) 壤中流：f 上 f 下 ，上层土壤下渗强度大于下层下渗强度 (3) 土壤缺水量= 田间持水量-初始土壤含水量 (4) 浅层地下径流：F 缺，下渗水量大于土壤缺水量 超渗产流：雨强大于下渗能力，且下渗量小于缺水量第 3 种模式 蓄满产流：下渗量大于缺水量，第 2、4 种模式 - 6 - 2、回流分为坡地回流、河网汇流，前者历时短。 3、径流深：单位 mm， F-流域面积,km2；T-计算时段,s ；Q-平均流量,m3/s 径流模数：单位 L/(s.km2)M=1000Q/F 4、 洪水过程线可以概括为洪峰流量、 洪水总量和洪水 历时三个要素。 5、为附加比降，波前0,波后0 坦化： 波前 V 大， 波后 V 小， 则波长被拉大，波 高变小，波变平坦。 扭曲：波前长度逐渐减小，比降增大；波后长度逐渐拉长，比降逐 步变缓。 涨洪时，即对于波前，涨洪时，即对于波前，i为正；落洪时，即对于波后，为正；落洪时，即对于波后， i为负为负 洪水波的两种形态：展开、扭曲。洪水波的两种形态：展开、扭曲。 6、对于单一洪水波，最大特征值出现次序为：最大比降、最大流速、 最大流量、最高水位。 7、枯水是河流断面较小流量的总称。枯季地表水流枯竭，主要依靠地下水补给。 8、枯水消退规律：当枯水期无降雨补给的情况下，随着枯水期的进行，枯水径流逐渐减小。 9、径流分割： （1）前场降雨和本场降雨的分割； （2）地面径流和地下径流的分割。 10、径流分割：水平直线分割、斜直线分割，前者因包含一部分地下水，故流态缓慢，在图 上表现出扁平状，且分割的地表径流偏大。 第八章 流域产流 1、包气带水分分布特征： （1）表层悬着水带：水分活跃层，是降水进行再分配的主要水分 带； （2）中间包气带：水分变化较小，相对稳定，水分储存及输送带； （3）毛管水带：支持 毛管水。 2、包气带水分的增长：来源于上界面的降水（或灌溉）和下界面的地下水补给；包气带水 分的消退：包气带水分的消退发生在它的上、下界面，上界面的蒸散发是包气带水分消退的 主要原因，主要取决于气象条件和土壤含水量。 3、一次降雨中湿润锋面所能达到的最大深度取决于降雨历时、强度、土壤的透水性和前期 土壤含水量。 4、包气带对降雨的再分配作用，即“筛子” （形成地表径流的标准）和“门槛” （形成地下 径流的标准）作用。产流部分为土壤含水量超过田间持水量后，以自由重力水形式有包气带 输出的水量。 5、产流机制 （1）.超渗地表径流的产流机制：要有供水，降雨强度大于下渗强度。 （2）壤中流产流机制：包气带中存在透水性不同，且下层比上层透水性小的层理分布土 壤交界面；上层向界面上的供水强度大于下层下渗强度；界面上产生的积水，形成临时饱和 带，界面还需具备一定的坡度。 （3）地下径流的产流机制：地下水水埋深较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强，在 连续降雨过程中，下渗锋面达及毛管水带上缘，表层影响土层与地下水建立水力联系，同时 包气带含水量超过田间持水量，产生自由重力水而补给地下水，产生地下径流。 （4）饱和地面径流产生的物理条件：a 存在相对不透水层，且上层土壤的透水性很强， 而下层土壤的透水性很弱；b 上层土壤含水量达到饱和含水量。 6、产流模式 波 前 波 后 - 7 - （1）超渗产流（考蒸发，前两层模型） ：不管当地的土壤含水量是否达到田间持水量，只 要降雨强度大于下渗强度就产生地表径流； （2）蓄满产流（考初损后损） ：仅当包气带的需水量达到田间持水量后才产流，且以后的 有效降雨全部变为径流。 区别： 蓄满产流以包气带的含水量达到田间持水量作为产流控制条件， 超渗产流以降雨 强度大过当地的下渗强度作为控制条件，不管蓄满与否。 （区别答到此即可） 蓄满产流径流量中壤中流和地下径流的比例较大，表现为出口断面洪水过程线矮胖， 退 水历时长，洪水过程线明显不对称， 超渗产流径流量中几乎没有地下径流，表现为出口断面洪水过程线尖瘦，退水历时短， 洪水过程线较为对称。 长年气候干燥的流域，常以超渗模式产流； 长年气候湿润的流域，常以蓄满模式产流。 蓄满产流径流量多少与流域初始土湿和降雨量有关；随降雨持续，产流面积增大； 超渗产流径流量多少与流域初始土湿和降雨强度有关；产流面积分布无规律。 7、降雨开始时的蓄水容量：Wt+1 = Wt + Pt - Rp.t -Et ，看下表，同一横行计算。 8、前期影响雨量 Pa 的计算：有雨时 ： 无雨时： Pa,t+1 为第 t+1 的前期影响雨量(mm)，Pa,t 第 t 日的前期影响雨量(mm)，xt 第 t 日的降雨 量(m m)，K 为土壤含水量消退系数或折减系数，Wm 为流域包气带最大蓄水量，或称流域 最大蓄水量 ,1, () a ta ttm PK PxW tata KPP ,1, - 8 - 9、Wmm=（1+B）Wm 10、初损后损法： f :平均后渗率， mm/h；P：次降雨量，mm；Rs： 次降雨地面径流深；Io：初损量， mm；P：后期不产流的雨量；ts 后期产流历时，h。 第十章 流域汇流 1、流域汇流：降落在流域内各处的雨水沿一定方向和路线