水文學(xué)原理概念

水文循環(huán):存在于地球上的各種水體中的水，在太陽輻射與地心引力的作用下，以蒸發(fā)、水氣輸送、降水、下滲和徑流等方式進(jìn)行的往復(fù)交替的運(yùn)動過程。亦稱為水分循環(huán)、水循環(huán)。水文循環(huán)運(yùn)動形式運(yùn)動形式：包括“五”種，有降水、蒸發(fā)、水汽輸送、滲流、徑流等。大循環(huán)一一則是由海洋表面蒸發(fā)的水汽，隨氣流帶到大陸上空，形成降水落回地面，再通過徑流（地表的及地下的）返回海洋的過程這種發(fā)生在海陸之間的循環(huán)過程稱為大循環(huán)小循環(huán)一一是指由海洋表面蒸發(fā)的水汽，又以降水形式落入海洋；或者由大陸表面（包括陸地水體表面、土面及植物葉面等）蒸發(fā)的水氣，仍以降水形式落回陸地表面。這種發(fā)生在局部范圍內(nèi)的水循環(huán)過程稱水文循環(huán)的影響因素1、 氣象因素：風(fēng)、溫度、濕度等；在水文循環(huán)的環(huán)節(jié)中，蒸發(fā)、水汽輸送、降水取決于氣象條件，因此，氣象因素對水文循環(huán)的影響起著主導(dǎo)作用。2、 自然地理條件：地形、地質(zhì)、土壤、植被等；自然地理條件主要通過蒸發(fā)和徑流影響水文循環(huán)。蒸發(fā)比重大的地區(qū)，水文循環(huán)活躍，而徑流比重大的地區(qū)，水文循環(huán)相對平穩(wěn)。3、 地理位置：一般而言，距離海洋越近，水文循環(huán)強(qiáng)度越大，反之，則越弱。4、 人類活動：水利措施、農(nóng)業(yè)措施等；人類的農(nóng)業(yè)活動通過改變流域下墊面條件間接影響水文循環(huán)各環(huán)節(jié);另外，人類還通過興建大壩、水庫等徑流調(diào)節(jié)工程，以及引水、調(diào)水工程等直接影響水文循環(huán)。、水文循環(huán)意義水文循環(huán)是地球上最重要、最活躍的物質(zhì)循環(huán)之一，它對自然環(huán)境的形成、演化和人類的生存產(chǎn)生巨大的影響1、調(diào)節(jié)氣候一它影響全球的氣候和生態(tài)；通過蒸散發(fā)進(jìn)入大氣的水汽，是產(chǎn)生云、雨和閃電等現(xiàn)象的主要物質(zhì)基礎(chǔ)。蒸發(fā)產(chǎn)生水汽，水汽凝結(jié)成雨（冰、雪），吸收或放出大最潛熱?？諝庵械乃钪苯佑绊憵夂虻臐駶櫥蚋稍?，調(diào)節(jié)地面氣候。2、塑造了地球表面一使淡水資源不斷更新，地球上生命生生不息。形成了溝溪、平原、巖溶等各種地貌。3、 形成了巨大的水利資源一使地球各個圈層之間，海陸之間實現(xiàn)物質(zhì)遷移與能量交換4、 形成一切水文現(xiàn)象一維護(hù)了全球水量平衡。水系形狀對出口流量影響- 對面積相同、水系形狀不相同的流域，同樣一場暴雨形成的流域出口斷面流量過程線明顯不同。-平（扇）行狀水系由于各支流匯集到流域出口斷面的同時性強(qiáng)，所以產(chǎn)生較尖瘦的洪水過程；羽毛狀水系由于各支流匯集到流域出口斷面的時間相互錯開，所以產(chǎn)生較矮胖的洪水過程；混合狀水系產(chǎn)生的洪水過程則介于以上兩者之間。3、河流分級方法比較：＞格雷夫利厄斯分級法:水系中河流越小，級數(shù)就越大，難以區(qū)分水系中的主流和支流，同樣為1級的河流可能相差較大。＞霍頓分級法：2級以上的河流均可以一直延伸到河源，但實際上它們的最上游都只具有1級河流的特征。＞斯持拉勒法：不可能像霍頓分級法一樣將2級以上河流都一直延伸到河源，因而總是將能通過全流域水量和泥沙量的河流作為水系中最高級的河流的。主要不足是不能反映流域內(nèi)河流級愈高，通過的水量和泥沙量也愈大的事實。施里夫分級法和沙伊達(dá)格分級法就是為彌補(bǔ)這一缺點(diǎn)而提出來的，、河流的縱斷面河流的縱斷面（riverlongitudinalprofile）河流從上游至下游沿深泓線所切取的河床和自由水面間的剖面。河流的縱比降（也稱坡度）（channelslope）-落差：河源與河口的垂直高差稱為河流的落差。落差大表明河流水能資源豐富。-河道縱比降：任意河段首尾兩端的落差（高程差）與其河長的比值稱為河流的比降。比降越大河道匯流越快。降雨量（深）:指一定時段內(nèi)降落在某一點(diǎn)或某一面積上的總雨量，用深度表示，以mm計。點(diǎn)降水量、面降水量、時段降水量降雨歷時：降雨從某時刻到另一時刻所經(jīng)歷的時間稱為降雨歷時；一次降雨從開始到結(jié)束所經(jīng)歷的時間稱為次降雨歷時，以min,h或d計。降水時間：則是指對應(yīng)于某一降水量而言，某一時間內(nèi)降雨若干毫米。降雨強(qiáng)度：單位時間內(nèi)的降雨量稱為降雨強(qiáng)度，以mm/min或mm/h計。。降雨強(qiáng)度一般有時段平均降雨強(qiáng)度和瞬時降雨強(qiáng)度之分。降雨面積：降雨籠罩范圍的水平投影面積稱為降雨面積，以km2計。暴雨中心：暴雨集中的較小的局部地區(qū)，稱為暴雨中心。暴雨：1日降水量超過50rnm，或l2h降水超過30mm的降雨稱為暴雨。強(qiáng)度大，歷時短，籠罩面積不大。暴雨型淫雨：歷時長，降雨強(qiáng)度變化劇烈。是造成大面積洪澇災(zāi)害的主要原因。淫雨：淫雨是指歷時很長、強(qiáng)度較小、降雨時斷時續(xù)、且空氣濕度較大的一種降雨。歷時很長，強(qiáng)度較小，降雨時斷時續(xù)，且空間濕度較大。氣團(tuán)------物理屬性水平分布比較均勻的大范圍空氣團(tuán)。峰面——兩種性質(zhì)不同的氣團(tuán)之間狹窄而傾斜的過渡帶。峰在空間是傾斜的，且向冷空氣一側(cè)傾斜。v山地抬升作用的大小與地形變化的程度有關(guān)。地形坡度愈陡，對氣流的抬升作用愈強(qiáng)烈。也出現(xiàn)當(dāng)降雨量隨高程的變化達(dá)到極大值后，拾升高程再增加，雨量反而有減少的現(xiàn)象。v原因：當(dāng)山脈較低時，其對雨云的阻攔作用較小，地形對降雨的影響就不明顯；當(dāng)山脈較高時，由于其對雨云的阻攔作用大，地形對降雨的影響就比較顯著。但在山頂附近，氣流又變得通暢，地形的阻攔作用將明顯減弱，因此對降雨的影響又反而減小。1、 土壤水：是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分。土壤含水率：土壤中所含水分的多少，稱為土壤含水率。2、 土壤孔隙分類按成因分：質(zhì)地孔隙、結(jié)構(gòu)孔隙、生物孔隙按大小劃分：無效孔隙、毛管孔隙、非毛管孔隙。包氣帶：指地面與地下潛水面之間的土層，是包含有空氣的水、土三相系統(tǒng)，因此，稱包氣帶。這里的水分，水文上稱土壤水，水壓力P小于大氣壓，為負(fù)壓，PV0。（包氣帶中含水率的大小直接影響著下滲和蒸發(fā)量的大小。同時也決定著地面、壤中和地下徑流的比例。）---飽水帶（飽和帶）：指地下潛水面下邊的土層，土粒間的孔隙完全被水充滿，故稱飽水帶。這里的水在水文上稱為地下水，PN0毛管斷裂含水量：毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的土壤含水量當(dāng)土壤含水量大于此值時，毛管懸著水就能向土壤水分的消失點(diǎn)或消失面轉(zhuǎn)移，反之，連續(xù)輸移水分就會遭到破壞，并將變?yōu)橐员∧に退男问竭M(jìn)行。一般來說，毛管斷裂含水量約為田間持水量的65%。田間持水量：土壤中毛管懸著水達(dá)到最大時的土壤含水量影響土壤水分特征曲線的因素1） 質(zhì)地：不同質(zhì)地土壤，孔隙狀況差異較大，水分特征曲線不同。同一含水量時孔小的土，曲線在上。2） 結(jié)構(gòu)：低吸力范圍，土壤越緊實，同一吸力下，含水率越大。3） 溫度：溫度升高，水表面張力和粘滯性下降，水吸力減少，土水勢升高，低含水量時顯著。4） 滯后現(xiàn)象：土壤水分由干到濕和由濕到干，土壤水分曲線不重合的現(xiàn)象。:已知某飽和土柱，各數(shù)據(jù)見圖，又知傳導(dǎo)度K=3x10-8，求A、B間的運(yùn)動方向及速度大小。解：對Aipg=10cm,ipp=2cm,①=12cm對Bpg=0cm,pp=6cm,①=6cm故水流方向A—BV=-3x10-8x（6-12）/10=1.8x10-8m/s下滲：水分透過土壤層面（例如地面）沿垂直和水平方向滲入土壤中的現(xiàn)象稱為下滲?下滲率：單位時間通過單位面積的土壤層面滲入到土壤的水量稱為下滲率，常用單位為mm/min、mm/h等，用f表示。（下滲現(xiàn)象的定量表示是下滲率）。＞影響的主要因素：土壤質(zhì)地、結(jié)構(gòu)供水強(qiáng)度一指降雨或灌溉水噴灑的強(qiáng)度，表示單位時間、單位面積地表土壤所截獲的水量。當(dāng)只有降水補(bǔ)給土壤水時，供水強(qiáng)度即為降水強(qiáng)度。下滲的三個階段滲潤階段：分子力滲漏階段：毛管力滲透階段：重力第一階段為滲潤階段。這階段土壤含水量較小，下滲容量較大，下滲容量隨時間遞減迅速。第二階段為滲漏階段。這階段，由于土壤含水量不斷增加，下滲容量明顯減小，下滲容量隨時間遞減變得緩慢。第三階段為滲透階段。在這一階段，土壤含水量?從作用力角度解釋下滲現(xiàn)象在滲潤階段，由于土壤含水量較小，分子力和毛管力均很大，再加上重力的作用，所以此時土壤吸收水分的能力特別大，以致初始下滲容量很大，而且由于分子力和毛管力隨土壤含水量增加快速減小，使得下滲容量迅速遞減。通常認(rèn)為含水率達(dá)到土壤的最大分子持水量時，此階段基本結(jié)束。進(jìn)入滲漏階段后，土壤顆粒表面已形成水膜，因此分子力幾乎趨于零，這時水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入滲，下滲容量比滲潤階段明顯減小，而且出于毛管力隨土壤含水量增加趨于緩慢減小階段，所以這階段下滲容量的遞減速度趨緩。土壤含水量達(dá)飽和時，此階段基本停止。滲潤滲漏階段均為非飽和水流。到了滲透階段，土壤含水量已達(dá)到田間持水量以上，這時不僅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了?？刂七@階段下滲的作用力僅為重力。與分子力和毛管力相比，重力只是一個小而穩(wěn)定的作用力，所以在滲透階段，下滲容量必達(dá)到一個穩(wěn)定的極小值，這就是前述的穩(wěn)定下滲率。本階水流為飽和水流。例子:已知某地土壤累積下滲能力曲線及某次降雨的累積雨量曲線如圖，累積下滲能力曲線F(t)=36t0?5+0?4t,累積降雨量曲線為P(t)=9.4t求該地的下滲能力曲線f(t)及該次降雨強(qiáng)度過程由該次降雨求出產(chǎn)流開始的時間在累積下滲能力和累積降雨圖上繪出累積下滲量曲線。解(1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4I(t)=dP(t)/dt=9.4(mm/分鐘)(2)F(t)=P(t)36t0.5+0.4t=9.4tt=16分?蒸發(fā)：水分子從物體表面即蒸發(fā)面，向大氣逸散的現(xiàn)象稱為蒸發(fā)。?蒸發(fā)面：(具有水分子的物體表面)主要的有水面、裸土層面、植物葉面、冰雪面、流域表面等。l蒸發(fā)現(xiàn)象：水體中水分子總是處在不停的運(yùn)動之中。當(dāng)水面上一些水分子獲得的能量大于水分子之間的內(nèi)聚力時，就會突破水面而躍人空氣之中。l凝結(jié)現(xiàn)象：一些水汽分子同時從空氣中返回水面。這就是凝結(jié)現(xiàn)象。l蒸發(fā)和凝結(jié)是同時發(fā)生、具有相反物理過程的兩種現(xiàn)象。流域蒸散發(fā)：流域上不同蒸發(fā)面(水面、裸土、巖石、植被等)的蒸發(fā)和散發(fā)總稱為流域蒸散發(fā)影響土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)的因素即是影響流域總蒸發(fā)的因素。綜合起來，影響因素包括：氣象條件(日照、溫度、濕度、風(fēng)速等)；流域內(nèi)土壤含水量；流域內(nèi)土壤、植被分布；地形、地貌。由降雨(或融雪)到水流匯集至河流出口斷面的整個物理過程，稱徑流形成過程。我們把徑流形成過程概化為：流域蓄滲過程、坡地匯流過程和河網(wǎng)匯流過程。流域蓄滲過程雨水降落到地面，大部分降雨并不立即產(chǎn)生徑流，而是消耗于植物截留、下滲、填洼、蒸發(fā)。在一次降雨過程中，流域上蓄滲量及蓄滲過程的發(fā)展是不均勻的，在這一階段中，河槽水流基本上沒有大量的新的補(bǔ)充，流量過程線無明顯變化。坡地匯流過程超滲雨水在坡面上以片流或時分時合的細(xì)溝流運(yùn)動的現(xiàn)象稱坡面漫流。在這一過程中有坡面漫流、地下徑流、壤中流。在徑流形成中，坡地匯流過程起著對各種成分在時程上的第一次再分配作用。河網(wǎng)匯流定義： 各種徑流成分在河網(wǎng)內(nèi)沿河槽作縱向流動和匯集的過程稱河網(wǎng)匯流。1、 某水文站控制面積為680km2，多年平均徑流模數(shù)為10L/（s-km2），則換算成年徑流深為 [a]A、315mm B、587mmC、463mm D、408mm2、 某流域面積為1000km2，多年平均降水量為1050mm，多年平均流量為15m3/s，該流域的多年平均徑流系數(shù)為[b]A、0.55 B、0.45C、0.65 D、0.683、 一次降雨形成徑流的損失量包括：[b]植物截留，填洼和蒸發(fā)植物截留，填洼，補(bǔ)充土壤缺水和蒸發(fā)植物截留，填洼，補(bǔ)充土壤吸著水和蒸發(fā)植物截留，填洼，補(bǔ)充土壤毛管水和蒸發(fā)4、某流域面積為50