水文学课件ppt版 水文学原理复习

水文学原理复习简述水文学的研究任务。水文学，广义地说就是研究地球与水的科学，包括它的性质、现象和分布。水文学是地球物理学和自然地理学的分支学科。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。时程变化上的周期性与随机性地区上的相似性与特殊性周期性：由于地球的自转和公转、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，各因素本身在时间上不断地发生变化，所以受其控制的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过程，伴随周期性出现的同时，也存在着不重复性的特点，这就是所谓随机性。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，因而所产生的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、气侯条件相似，但由于下垫面条件差异，而产生不同的水文变化规律。水文现象的研究方法有那些。成因分析法、数理统计法、地理综合法成因分析法：按基本站网或室内外实验资料，从具体实际出发，研究水文现象的形成过程，揭示水文现象的本质及其相互关系，寻求其成因规律及各因素之间的内在联系，建立水文现象各要素与影响各要素变化的定性和定量关系，确定性的水文模型也属此类方法。数理统计法：基于水文现象特征值的出现具有随机性，以概率理论为基础，根据长期的水文观测资料，运用数理统计方法，求得水文现象特征值的统计规律，或对主要水文现象与其影响因素之间进行相关分析，求出一定得经验关系以供应用，也是另一种统计规律。随机模型即属此类方法。地理综合法：从气侯要素及其他景观要素的分布具有地区性得特点出发，求出各测站水文要素的分类地区特征值，建立地区经验公式，绘制各种特征值等值线图等，以分析水文现象的地区特征，揭示水文地区规律。全球水资源总量是多少。广义的水资源概念：地球上一切形式的水。地球上的总水量为13.86×108km3。狭义的水资源概念：每年可更新和恢复的那部分动态淡水量。全球每年的水资源量约为4.7万立方公里。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m³，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m³；土壤水通量：土壤水通量4.2万亿m³，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m³。中国水资源特征：总量大，人均少水资源总量为2.8万亿m3。其中地表水2.7万亿m3，地下水0.83万亿m3（重复计算0.73万亿m3)，在全球排名第6。人均水资源2200m3，只占世界人均水资源量的1/4。（2）地区分布不均，水土资源不匹配东南向西北递减。多年平均降水量800mm、400mm和200mm等值线，为我国降水分布区的重要分界线。前为湿润区与半湿润区分界线，中为半湿润区与半干旱区的分界线，后为半干旱与干旱区的分界线。水、土资源的区域分布条件不相匹配：南方片——人多、地少、经济发达，为水资源丰富的地区；长江流域及其以南地区人口占了中国的53.6％，耕地面积占全国的34.7%，但是水资源却占了80.4％。北方片——人多、地多、经济相对发达，为全国水资源最为缺乏的地区；北方(不包括内陆河)人口占44.3％，耕地面积占59.6%，水资源只有14.5％。内陆河片——人少、地多、经济欠发达，生态环境脆弱，生态环境需水量大，水资源开发利用受到限制。（3）年际年内变化大降水量的年内分配：降水受东南季风和西南季风的影响，雨季随东南季风和西南季风的进退而变化。年内分配不均是造成我国水旱灾害频发的主要原因之一。长江以南地区，雨季一般为3～8月或4～9月，汛期连续最大四个月雨量约占全年雨量的50%～60%。华北和东北地区，雨季为6～9月，汛期连续最大四个月降水量可占全年降水量的70%～80%，为年内分配最为不均匀地区。降水量的年际变化：中国降水量的年际变化大于世界同纬度的年际。国内各地区历年最大年降水深和历年最小降水深之比值：西北地区大于8，华北地区为4～6，东北地区为3～4，南方为2～3，西南地区小于2。降水量年际变化大，同样加剧水旱灾害频繁发生。（4）生态环境用水问题突出水土流失严重，河流高含沙量，水库淤积，河湖萎缩，内陆河流生态环境用水量大，加剧用水竞争。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。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”。大循环和小循环。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。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。简述水文循环的影响因素有那些。气象因素（如风向、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）地理位置简述水文循环的作用和意义。直接影响气侯的变化形成江河、湖、沼等水体及各种地貌造成巨大的水利资源形成一切水文现象水量平衡。所谓水量平衡，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。写出通用水量平衡方程式。根据物质不灭定律，水量平衡原理的概念就是对于任一区域在给定的时段内，各种输入量等于输出量与区域内储水量变化之和。根据此原理可列出水量平衡方程：I=O+(W2—W1)=O±ΔW如果时段人流量以时段平均人流量(率)Q表示；时段出流量以平均出流量(率)q表示，则水量平衡方程式亦可写作：Q=q±dW/dt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，在实际工作中常根据雨强进行分级，常用分级标准如下表所示。计算区域面平均雨量常有哪些方法。（1）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。即：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。（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：式中f1、f2、f3、、fn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。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，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。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。流域蒸发能力（？）和水面蒸发。蒸发因蒸发面的不同，可分为水面蒸发，土壤蒸发和植物散发等。其中土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发，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。土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象，根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤的干化过程划分为如下三个阶段：（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，气象因素则退居次要地位。（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fp：又称下渗容量。指在充分供水条件下的下渗率。稳定下渗率fc：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-βt式中：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。所以下渗过程是个消退过程。消退速率为df/dt。由于下渗过程中f逐步减小，所以df/dt为负值。据此可得：-df/dt=β(f-f0)对上式进行积分得：ln(f-f0)=-βt+c但下渗初始时，f=f0所以f=fc+(f0-fc)e-βt霍顿公式又可改写为：f=f0e-βt+fc(1-e-βt)=f1+f219、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R<P，故a<1。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·平方公里径流一般可划分为几种水源（？）根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由地面径流，地下径流及壤中流(表层流)三种径流组成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。22、论述径流形成过程23、简述流域对降雨的再分配作用。流域对降水的再分配功能主要表现在两个方面：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。流域对垂向运行水分的再分配的最终结果是形成了不同径流成分，而对侧向运行水分的再分配的最终结果是形成出口断面的流量过程。因此，流域是径流的发生场和分配场，是径流形成中的重要影响因素。不同的下垫面条件为构成不同的径流组成成份及径流分配创立了先决条件，确定了径流的基本特征。当它与变化着的供水和湿润条件等因素相组合时，则显示出一定具体条件下千变万化的径流效应特征。24、霍顿传统产流观念的核心是什么（或产流主导因素）（1)把径流生成划为二类条件，四种情况①当i>fp，Fi>Ds，则Rs>0，Rg>0；②当i>fp,Fi<Ds，则Rs>0，Rg＝0；③当i<fp，Fi>Ds，则Rs＝0，Rg>0；④当i<fp，Fi<Ds，则Rs＝0，Rg=0。(2)认为径流过程是由两种径流成分所组成(3)认为一旦降雨强度超过下渗能力，则在全流域产生地面径流25、霍顿传统产流观念的意义(？)①尽管流域具有较大的下渗能力，但当降雨强度小于下渗能力时，即i<fp，却有地面径流发生，产生一次对应的洪水过程，②尽管流域具有较大的下渗能力，当降雨强度小于下渗能力时(i<fp)，确实在地面上没有产生径流，但是在出口断面却观测到与地面径流过程相似的涨洪过程；③对应一次降雨，却出现形状有别的两个洪峰过程，一前一后，一个峰形尖瘦，一个峰形矮胖：④有的流域，在某个时期(主要是湿润季节)，对任何微小的降雨，即使其降雨强度i≦fc，或略大于fc，都有极为敏感的反映，在流量过程线上产生对应的起伏变化；⑤尽管流域内并不存在着地下水层，但其低水流量长流不息，可以持续很久；⑥全流域产流的现象是极罕见的。实际观测资料表明，对于某些流域，产流面积竟不超过5％。对于融雪径流，其最大产流面积也只有84％左右。26、论述饱和产流机制（1）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（2）当i<<fA，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A—B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。（3）饱和地面径流生成的重要特征：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。(4)水量平衡原理为:27、论述超渗产流机制(1)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。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。自降雨开始至任一时刻的产流过程可借助于下列方程来表达：(2)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首先，当雨水降落于地面时，就要进行第一次分配。决定这种分配的是下渗能力和雨强之比。其次，当雨水渗入土壤后，在包气带很厚的地区，就成为包气带的滞蓄量。在地下水位较高的地区，滞蓄量将在包气带内部又要进行一次分配。决定这种分配的是包气带的缺水量和下渗水量之比。29、天然河道中的流速分布30、流域形状系数（含流域长度、宽度）

流域平均宽度与流域长度之比称为流域形状系数。扇形流域的形状系数较大，狭长形流域则较小，所以流域形状系数在一定程度上以定量的方式反映流域的形状。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。净雨量就等于地面径流，因此又叫做地面径流深度。在湿润地区，蓄满产流情况下；净雨就包括地面径流和地下径流两部分。

32、水位基面有哪些绝对基面、假定基面、测站基面、冻结基面等四种33、Strahler河流分级方法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所形成的河流的级为两者中较高者。34、湖泊定振波定振波亦称静波或假潮。它是一种波长与湖的长度为同一量级的长波驻波运动，是湖泊中经常存在的一种周期性振荡的水动力现象。湖泊风场变化和气压场的突变均可激发湖水表面振荡而形成定振波。因此，风涌水是定振波现象的主要原动力。此外，湖泊定振波的振幅，周期还直接受湖泊的形态、湖底摩擦力、水体粘滞力和柯氏力等要素的制约。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。常在水文测站附近没有国家水准点，而一时不具备接测条件的情况下使用。测站基面：是水文测站专用的一种假定的固定基面。一般选为低于历年最低水位或河床最低点以下0.5ｍ～1.0ｍ。冻结基面：也是水文测站专用的一种固定基面。一般测站将第一次使用的基面冻结下来，作为冻结基面。

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，从上断面至下断面所经历的时间叫传播时间。

`37、构造湖由地壳运动内力的作用，包括地质构造运动所产生的地壳断陷、坳陷和沉陷等所形成的各种构造凹地，如向斜凹地、地堑及其他断裂凹地所产生的构造湖盆，经贮水、积水而形成的湖泊称为构造湖。38、简述流域调蓄作用

39、河网密度水系总长与水系分布面积之比，表示每平方公里面积上河流的长度。其大小与地区的气候、岩性、土壤、植被覆盖等自然环境以及人类改造自然的各种措施有关。在相似的自然条件下,河网密度越大,河水径流量也越大。

40、地下水达西公式41、湖泊成因分类有哪些类型湖泊天然湖盆是在内、外力相互作用下形成的。内力为主：（1）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，如贝加尔湖，洱海。（2）火山口湖：火山喷发停止后，火山口成为积水的湖盆，其特点是外形近圆形或马蹄形，深度较大，如长白山的天池，湛江湖光岩等。（3）堰塞湖：包括熔岩堰塞湖与山崩堰塞湖。前者为火山爆发熔岩流阻塞河道形成，如镜泊湖、五大连池等；后者为地震、山崩导致河道阻塞所成，其存在时.往往不长即被河水冲.而恢复原河道。外力为主：（4）河成湖：由于河流的改道、截弯取直、淤积等而成，其外形特点多是弯月形或牛轭形，故又称牛轭湖，水深一般较.，如我国江汉平原上的一些湖泊。（5）风成湖：由于风蚀洼地积水而成，多分布在干旱或半干旱地区，湖水较浅，面积、大小、形状不一，矿化度较高。如我国内蒙古的湖泊。（6）冰成湖：由古代冰川或现代冰川的刨蚀或或堆积作用形成的湖泊，即冰蚀湖与冰碛湖，特点是大小、形状不一，常密集成群分布，例如芬兰、、瑞典、北美洲及我国西藏的湖泊等。（7）海成湖：在浅海、海湾及河口三角洲地区，由于沿岸流的沉积、使沙嘴、沙洲不断发展延伸，最后封闭海湾部分地区形成泻湖，泻湖再经淡化后形成，这种湖泊又称海迹湖，如杭州的西湖。（8）岩溶湖：由于地表水及地下水溶蚀了可溶性岩层所致，形状大多呈圆形或椭.形，水深较.，如贵州的草海。

42、地下水的补给方式平原区大气降水入渗、山区降水与河水入渗43、层流、紊流当流速很小时，流体分层流动，互不混合，称为层流，或称为片流；逐渐增加流速，流体的流线开始出现波浪状的摆动，摆动的频率及振幅随流速的增加而增加，此种流况称为过渡流；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，称为湍流，又称为乱流、扰流或紊流。

44、为什么流速测验时，测流时间不能太短水流的运动处于紊流状态时，由于水质点的相互混杂和碰撞，造成断面上水流各质点的瞬时流速大小和方向不断变化，这种现象叫速脉动现象。45、霍顿河数定律（1）河数定律令河系中w级河流的总数为Nw，w=1,2,…,N。N为河系最高级河流的级。这里所谓的一条河流是指单独一条链，或者由相同级的链串联而成的河段。可见，对于二分叉树的河系，Nw必随w的增加而减小。Horton发现，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为公比的递减几何级数