水文学原理复习提纲

1、修订于2014年1月水文学复习提纲使用说明：本资料为nju-geo水文学原理课程期末考试复习资料腊春版。1、简述水文学的研究任务。研究存在于大气层中、地球表面和地壳内部各种形态水在水量和水质上的运动、变化、分布，以及与环境和人类活动之间相互的联系和作用。是关于地球上水的起源、存在、分布、循环、运动等变化规律，以及运用这些规律为人类服务的知识体系。2、水文现象的基本特点。1、时程变化上的周期性与随机性 2、地区上的相似性与特殊性3、水文现象的研究方法有那些。1.成因分析法 2.数理统计法 3.地理综合法4、全球水资源总量是多少。地球上的总水量为13.86108km3，其中海洋水为13.38108

2、km3，占地球总水量96.5%5、中国水资源及其特征。降水总量 多年平均降水总量6.2万亿m，地区分布不均匀；河川径流量 降水量中约有56%通过地面蒸发返回大气，其余44%形成径流，全国河川径流量为2.7万亿m；土壤水通量 土壤水通量4.2万亿m，其中16%通过重力作用补给地下含水层；地下水资源量 全国地下水资源量为8288亿m特征：（1）总量大，人均少 （2）地区分布不均，水土资源不匹配 （3）年际年内变化大（4）生态环境用水问题突出。6、什么是水危机。水资源缺乏、水生态环境恶化和因缺水引发的冲突，是构成当代严重威胁人类生存和发展的水危机三大方面。7、水文循环。地球上的水在太阳辐射和重力作用

3、下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗及径流等环节,进行的周而复始的变换地理位置和物理形态的运动过程。又称“水分循环”、“水循环”。8、大循环和小循环。大循环：水分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。由于此水分交换广及及全球，故名大循环。小循环：水分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。前者又可称为内陆小循环，后者称海洋小循环。9、简述水文循环的影响因素有那些。气象因素（如风向、

4、风速、温度、湿度等） 自然地理条件（如地形、地质、土壤、植被等）人类活动（包括水利措施和农业措施等） 地理位置10、简述水文循环的作用和意义。1.直接影响气侯的变化 2.形成江河、湖、沼等水体及各种地貌 3.造成巨大的水利资源 4.形成一切水文现象11、水量平衡。 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之间差额必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说平衡。12、写出通用水量平衡方程式。i=o+(w2w1)=odw or q=q土dw/dt13、降水强度。简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米分或毫米时计14、计算区域面平均雨量常有哪些方法。1

5、、算术平均法。此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水量相加，再除以站数(n)后得出的算术平均值作为该区域的平均降水量。2、垂直平分法。此法又称太森多边形法。方法原理是在图上将相邻雨量站用直线连结而成若干个三角形，而后对各连线作垂直平分线，连接这些垂线的交点，得若干个多边形，各个多边形内各有一个雨量站，即以该多边形面积(fi)作为该雨量站所控制的面积。则区域平均降水量可按面积加权法求得3、等雨量线法。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。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，

6、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。4、客观运行法。先将区域(或流域)分成若干网格(如图所示)，得出很多格点(交点)，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。15、流域蒸发能力和水面蒸发。流域(区域)上各部分蒸发和散发的总和，称为流域(区域)总蒸发。水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。16、简述土壤蒸发的各个阶段。1）定常蒸发率阶段 在充分供水条件下，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表层供蒸发之用，蒸发快速进行，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发，在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的

7、影响。2）蒸发率下降阶段 由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减少，当降到某一临界值w田以后(其值相当于土壤田间持水量)，土壤的供水能力，不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减少而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。在此阶段，由于供水不足，毛管水上升能力达不到表土。土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动，所以蒸发速度明显低于第一阶段。其蒸发量的大小主要决定于土壤含水量，3）蒸发率微弱阶段 当土壤含水量逐步降低到第二个临界点w凋(其值相当于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，称凋萎系数)，土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。在此阶段内土壤水由底层向土面的薄膜

8、运动亦基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散，此时土壤蒸发在较深的土层中进行，其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发愈来愈弱17、下渗能力和稳定下渗。下渗能力：又称下渗容量。指在充分供水条件下的下渗率。稳定下渗率：简称“稳渗”，通常在下渗最初阶段，下渗率具有较大的数值，称为初渗(f0)，其后随着下渗作用的不断进行，土壤含水量的增加，下渗率逐步递减，递减的速率也是先快后慢。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”。18、写出horton下渗公式。 f=fc+(f0-fc)e

9、-t or f= f0e-t+ fc(1-e-t)=f1+f2式中：fc为稳定下渗率；f0为初始下渗率；为常数，下渗曲线的递减参数。19、径流系数，径流模数。径流系数：径流系数a是某一时段的径流深度r与相应的降水深度p之比值。计算式为a=r/p，因为rp，故a1。径流模数：径流模数m是流域出口断面流量与流域面积f的比值。常用单位为升秒平方公里20、径流一般可划分为几种水源液态降水形成降雨径流，固态降水则形成冰雪融水径流。21、写出一种常用的地下水退水方程形式退水曲线常用以下指数消退方程表示：qt=q0e-t/k 式中：qt与q0为退水曲线上相隔t时间末、始的q，k为系数。积分上式，并注意dt时

10、间的流出量qt dt等于该时间内蓄量的消退一dw，得wt=k qt22、论述径流形成过程1流域蓄渗过程：a. 它是在降雨开始以后，发生在流域面上的过程。在最初一段时间内的降雨，除小部分直接降落于河槽水面上的降雨直接参于径流形成外，大部分降雨并不立即产生径流，而是消耗于植物截留、下渗、填洼、蒸发及散发。b. 当降雨强度大于下渗能力时超出下渗强度的降水(称超渗雨)形成地面积水c.随着降雨的继续而渗入土壤的水分，使包气带含水量不断增加。土层中达到饱和的部分，在一定条件下，部分水分沿坡地土层侧向流动，形成壤中径流(表层径流)。d.下渗水流达到地下水面的部分，以地下水的形式沿坡地土层汇人河槽形成地下径流

11、。2坡地汇流过程：当产生坡面积水(超渗雨)时，随之便开始了坡面漫流现象。当满足填洼后，开始产生地面径流(rs)，它沿坡面流动进入正式的坡面汇流阶段。坡面汇流在流域内各处发生的时刻并不一致。壤中流(rss)及地下径流(rg)也同样具有沿流域坡地的汇流过程。通常壤中径流要比地面径流慢，却比地下径流快得多。壤中径流及地下径流的汇流过程比地面径流平缓，同时在时间上要滞后于地面径流。3河网汇流过程：河网汇流是指各种径流成份经过坡地汇流注入河网后，沿槽向下游出口断面的水流运动过程。在径流形成过程中，它是河槽中的不稳定水流运动过程，是河道洪水波的形成与运动过程。当洪水波全部通过出口断面，河槽水位及流量恢复到

12、原有的稳定状态。相对于该断面以上的流域而言，一次降水的径流形成过程即告结束。23、简述流域对降雨的再分配作用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。24、霍顿传统产流观念的核心是什么（或产流主导因素）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。25、霍顿传统产流观念的意义26、论述饱和产流机制饱和地面径流机制rsat机制，在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。这里所谓的较

13、强是相对的，即指在天然情况下，绝大多数的暴雨降雨强度都不能满足表层土壤的下渗能力。因此，在绝大多数情况下不具备产生超渗地面径流的条件；即i fa ;rs=0。当i fb的情况出现时，这时首先具备了壤中径流的产生条件，即在ab界面上产生临时饱和带，它随积水的增加，最终将达及地面。此时，后继的降雨所形成的积水将不再是壤中流，而是以地面径流的形式出现，这种地面径流称为饱和地面径流。控制地面径流发生的并不是上层土层本身的界面和下渗能力，而是其下相对不透水层的界面和下渗能力以及上层土层本身达到全层饱和的蓄水量。27、论述超渗产流机制超渗地面径流的产流机制rs机制，超渗地面产流机制是指供水与下渗矛盾发生于

14、包带上界面(地面)的产流机制。地面径流的形成过程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸发及下渗等几个过程组合下的发展过程。它们都是在相应的作用力下垂向运行的发展过程。显然， 只有当if时，才能产生地面径流。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28、试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 pi+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)+ rs

15、ub i：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29、天然河道中的流速分布vmax h=0.2h vmid h=0.6h30、流域形状系数流域平均宽度与流域长度之比称为流域形状系数。31、净雨指降雨量中扣除植物截留、下渗、填洼与蒸发等各种损失后所剩下的那部分量。也叫做有效降雨。32、水位基面有哪些绝对基面、假定基面、测站基面和冻结基地。33、strahler河流分级方法规定：从河源出发的河流为1级河流，同级的两条河流交汇所形成的河流的级要增加1级，不同级的两条河流交汇

16、所形成的河流的级为两者中较高者。34、湖泊定振波湖中水位发生有节奏的垂直升降变化，叫做定振波（也称驻波或波漾）。35、假定基面、测站基面、绝对基面假定基面：为计算测站水位或高程而暂时假定的水准基面。测站基面：是水文测站专用的一种假定的固定基面。绝对基面：是将某一海滨地点平均海水面的高程定义为零的水准基面36、相应水位水位过程线上同一位相点（如起涨点、洪峰、波谷）通过河段上下断面时表现出的水位，彼此称相应水位，37、构造湖构造湖： 由于地壳的构造运动（断裂、断层、地堑等）所产生的凹陷形成。其特点是湖岸平直、狭长、陡峻，深度大。38、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

17、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。39、河网密度流域内河流干支流总长度与流域面积的比值称为河网密度，以km/km2计40、地下水达西公式i-水头梯度【渗流单位长度的水头损失】。k-渗透系数【当水头梯度i1时，渗透速度】。41、湖泊成因分类有哪些类型湖泊内力形成的湖泊：构造胡、火山口湖、堰塞湖外力形成的湖泊：河成湖、风成湖、冰成湖、海成湖、岩溶湖42、地下水的补给方式活塞式下渗：入渗水的湿锋面整体向下推进，犹如活塞的运移。捷径式下渗：下渗水流并不作面状推进，而是以沿着根孔、虫孔或裂隙等大的孔隙通道率先下渗的方式推进。43、层流、紊流层流：当流速很小时，流体分层流动，互不混合，称为层流。紊流：当流速增加到很大时，流线不再清楚可辨，流场中有许多小漩涡，称为紊流44、为什么流速测验时，测流时间不能太短因为测流是断面的平均流速，测流时间太短受瞬时影响较大45、霍顿河数定律一个流域的分叉比近似为常数。因此，上式实际上表明，河系中各级河流总数是一个从n1开始，以1/rb为公比的递减