水文學(xué)原理復(fù)習(xí)提綱

1、水文學(xué)復(fù)習(xí)提綱使用說明：本資料為 NJU-GEO水文學(xué)原理課程期末考試復(fù)習(xí)資料臘春版。1、簡述水文學(xué)的研究任務(wù)。研究存在于大氣層中、 地球表面和地殼內(nèi)部各種形態(tài)水在水量和水質(zhì)上的運動、變化、分布，以及與環(huán)境和人類活動之間相互的聯(lián)系和作用。是關(guān)于地球上水的起源、存在、分布、循環(huán)、運動等變化規(guī)律，以及運用這些規(guī)律為人類服務(wù)的知識體系。2、水文現(xiàn)象的基本特點。1、時程變化上的周期性與隨機(jī)性2、地區(qū)上的相似性與特殊性3、水文現(xiàn)象的研究方法有那些。1.成因分析法2.數(shù)理統(tǒng)計法3.地理綜合法4、全球水資源總量是多少。地球上的總水量為 13.86 10 8km 3，其中海洋水為13.38 10 8 km 3

2、 ，占地球總水量 96.5%5、中國水資源及其特征。降水總量 多年平均降水總量6.2 萬億 m 3，地區(qū)分布不均勻； 河川徑流量 降水量中約有 56%通過地面蒸發(fā)返回大氣，其余44% 形成徑流，全國河川徑流量為2.7 萬億 m3；土壤水通量土壤水通量 4.2 萬億 m3，其中 16% 通過重力作用補(bǔ)給地下含水層；地下水資源量 全國地下水資源量為8288 億 m3特征：（ 1 ）總量大，人均少（2）地區(qū)分布不均，水土資源不匹配（ 3 ）年際年內(nèi)變化大（4 ）生態(tài)環(huán)境用水問題突出。6、什么是水危機(jī)。水資源缺乏、 水生態(tài)環(huán)境惡化和因缺水引發(fā)的沖突，是構(gòu)成當(dāng)代嚴(yán)重威脅人類生存和發(fā)展的水危機(jī)三大方面。7

3、、水文循環(huán)。地球上的水在太陽輻射和重力作用下，通過蒸發(fā)、 水汽輸送、 凝結(jié)降水、 下滲及徑流等環(huán)節(jié) ,進(jìn)行的周而復(fù)始的變換地理位置和物理形態(tài)的運動過程。又稱“水分循環(huán)”、“水循環(huán)”。8、大循環(huán)和小循環(huán)。大循環(huán)：水分大循環(huán)是發(fā)生于全球海洋與陸地之間的水分子交換過程。由海洋上蒸發(fā)的水汽，被汽流帶到大陸上空，遇冷凝結(jié)而形成降水。 降水至地面后， 一部分蒸發(fā)直接返回空中，其余部分都經(jīng)地面和地下注入海洋。由于此水分交換廣及及全球，故名大循環(huán)。小循環(huán)： 水分小循環(huán)是指陸地上的水分經(jīng)蒸發(fā)、 凝結(jié)作用又降落到陸地上， 或海洋面蒸發(fā)的水汽在空中凝結(jié)后， 又以降水形式降落在海洋中。 前者又可稱為內(nèi)陸小循環(huán)， 后者

4、稱海洋小循環(huán)。9、簡述水文循環(huán)的影響因素有那些。氣象因素（如風(fēng)向、風(fēng)速、溫度、濕度等）自然地理條件（如地形、地質(zhì)、土壤、植被等）人類活動（包括水利措施和農(nóng)業(yè)措施等）地理位置10、簡述水文循環(huán)的作用和意義。1.直接影響氣侯的變化2.形成江河、湖、沼等水體及各種地貌3.造成巨大的水利資源4.形成一切水文現(xiàn)象11、水量平衡。任意選擇的區(qū)域 (或水體 ) ，在任意時段內(nèi)，其收入的水量與支出的之間差額必等于該時段區(qū)域( 或水體 )內(nèi)蓄水的變化量，即水在循環(huán)過程中，從總體上說平衡。12、寫出通用水量平衡方程式。I=O+(W 2 W 1)=O WorQ=q 土 dW/dt13、降水強(qiáng)度。簡稱雨強(qiáng)，指單位時間

5、內(nèi)的降水量，以毫米分或毫米時計14、計算區(qū)域面平均雨量常有哪些方法。1、算術(shù)平均法。此法是以所研究的區(qū)域內(nèi)各雨量站同時期的降水量相加，再除以站數(shù)(n)后得出的算術(shù)平均值作為該區(qū)域的平均降水量。2、垂直平分法。此法又稱太森多邊形法。方法原理是在圖上將相鄰雨量站用直線連結(jié)而成若干個三角形， 而后對各連線作垂直平分線，連接這些垂線的交點，得若干個多邊形，各個多邊形內(nèi)各有一個雨量站，即以該多邊形面積 (fi)作為該雨量站所控制的面積。則區(qū)域平均降水量可按面積加權(quán)法求得3、等雨量線法。此法適用于面積較大，地形變化顯著而有足夠數(shù)量雨量站的地區(qū)。其具體方法是先繪制出等雨量線，再用求積儀或其它方法量得各相鄰等

6、雨量線間的面積fi，乘以兩等雨量線間的平均雨深P i，得出該面積上的降水量，而后將各部分面積上降水總量相加，再除以全面積即得出區(qū)域平均降水量。4、客觀運行法。先將區(qū)域(或流域 )分成若干網(wǎng)格(如圖所示 )，得出很多格點(交點 )，而后用鄰近各雨量站的雨量資料確定各格點雨量， 再求出各格點雨量的算術(shù)平均值， 即為流域的平均降雨量。15、流域蒸發(fā)能力和水面蒸發(fā)。流域 (區(qū)域 )上各部分蒸發(fā)和散發(fā)的總和，稱為流域(區(qū)域 )總蒸發(fā)。水面蒸發(fā)是在充分供水條件下的蒸發(fā)。16、簡述土壤蒸發(fā)的各個階段。1）定常蒸發(fā)率階段在充分供水條件下，水通過毛管作用，源源不斷地輸送到土壤表層供蒸發(fā)之用， 蒸發(fā)快速進(jìn)行， 蒸

7、發(fā)率相對穩(wěn)定，其蒸發(fā)量等于或近似于相同氣象條件下的水面蒸發(fā)，在此階段，土壤蒸發(fā)主要受氣象條件的影響。2）蒸發(fā)率下降階段由于蒸發(fā)不斷耗水，土壤中的水逐漸減少，當(dāng)降到某一臨界值W 田以后 ( 其值相當(dāng)于土壤田間持水量 )，土壤的供水能力，不能滿足蒸發(fā)需要，蒸發(fā)率將隨著土壤含水量的減少而減小，于是土壤蒸發(fā)進(jìn)入蒸發(fā)率明顯下降階段。在此階段，由于供水不足，毛管水上升能力達(dá)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運動，所以蒸發(fā)速度明顯低于第一階段。其蒸發(fā)量的大小主要決定于土壤含水量，3）蒸發(fā)率微弱階段當(dāng)土壤含水量逐步降低到第二個臨界點W 凋 (其值相當(dāng)于植物無法從土壤中吸收水而

8、開始凋萎枯死時的土壤含水量，稱凋萎系數(shù))，土壤蒸發(fā)便進(jìn)入蒸發(fā)率微弱階段。在此階段內(nèi)土壤水由底層向土面的薄膜運動亦基本停止，土壤液體水供應(yīng)中斷， 只能依靠下層水汽化向外擴(kuò)散， 此時土壤蒸發(fā)在較深的土層中進(jìn)行，其汽化擴(kuò)散的速度主要與上下層水汽壓梯度及水汽所通過的路徑長短和彎曲程度有關(guān)，并隨汽化層的不斷向下延伸， 蒸發(fā)愈來愈弱17、下滲能力和穩(wěn)定下滲。下滲能力：又稱下滲容量。指在充分供水條件下的下滲率。穩(wěn)定下滲率：簡稱“穩(wěn)滲 ”，通常在下滲最初階段，下滲率具有較大的數(shù)值，稱為初滲(f0) ，其后隨著下滲作用的不斷進(jìn)行，土壤含水量的增加， 下滲率逐步遞減， 遞減的速率也是先快后慢。 當(dāng)下滲鋒面推進(jìn)到一

9、定深度后，下滲率趨于穩(wěn)定的常值。此時下滲率稱為 “穩(wěn)定下滲率 ”。18、寫出 Horton 下滲公式。f=f c+(f 0-f c)e - torf= f0e- t+ fc(1-e- t)=f1+f2式中： fc 為穩(wěn)定下滲率；f0 為初始下滲率； 為常數(shù)，下滲曲線的遞減參數(shù)。19、徑流系數(shù)，徑流模數(shù)。徑流系數(shù)：徑流系數(shù)是某一時段的徑流深度R 與相應(yīng)的降水深度P 之比值。計算式為因為 RP ，故1 。徑流模數(shù)： 徑流模數(shù)M 是流域出口斷面流量與流域面積F 的比值。 常用單位為升秒公里20、徑流一般可劃分為幾種水源=R/P ，平方液態(tài)降水形成降雨徑流，固態(tài)降水則形成冰雪融水徑流。21、寫出一種常

10、用的地下水退水方程形式退水曲線常用以下指數(shù)消退方程表示：Qt=Q0e-t/k式中： Qt間末、始的Q，K 為系數(shù)。積分上式，并注意dt 時間的流出量退一 dW ，得 Wt=K Qt22、論述徑流形成過程與 Q0Qt dt為退水曲線上相隔 t 時等于該時間內(nèi)蓄量的消1流域蓄滲過程：A. 它是在降雨開始以后，發(fā)生在流域面上的過程。在最初一段時間內(nèi)的降雨，除小部分直接降落于河槽水面上的降雨直接參于徑流形成外，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)及散發(fā)。B. 當(dāng)降雨強(qiáng)度大于下滲能力時超出下滲強(qiáng)度的降水(稱超滲雨 )形成地面積水C. 隨著降雨的繼續(xù)而滲入土壤的水分，使包氣帶含

11、水量不斷增加。 土層中達(dá)到飽和的部分， 在一定條件下， 部分水分沿坡地土層側(cè)向流動，形成壤中徑流 (表層徑流 ) 。D. 下滲水流達(dá)到地下水面的部分，以地下水的形式沿坡地土層匯人河槽形成地下徑流。2坡地匯流過程：當(dāng)產(chǎn)生坡面積水(超滲雨 )時，隨之便開始了坡面漫流現(xiàn)象。當(dāng)滿足填洼后，開始產(chǎn)生地面徑流 (Rs) ，它沿坡面流動進(jìn)入正式的坡面匯流階段。坡面匯流在流域內(nèi)各處發(fā)生的時刻并不一致。壤中流 (Rss) 及地下徑流 (Rg) 也同樣具有沿流域坡地的匯流過程。通常壤中徑流要比地面徑流慢， 卻比地下徑流快得多。 壤中徑流及地下徑流的匯流過程比地面徑流平緩，同時在時間上要滯后于地面徑流。3河網(wǎng)匯流過

12、程：河網(wǎng)匯流是指各種徑流成份經(jīng)過坡地匯流注入河網(wǎng)后，沿槽向下游出口斷面的水流運動過程。 在徑流形成過程中， 它是河槽中的不穩(wěn)定水流運動過程， 是河道洪水波的形成與運動過程。 當(dāng)洪水波全部通過出口斷面， 河槽水位及流量恢復(fù)到原有的穩(wěn)定狀態(tài)。相對于該斷面以上的流域而言，一次降水的徑流形成過程即告結(jié)束。23、簡述流域?qū)涤甑脑俜峙渥饔?、徑流成分分配：它主要是在水分垂向運行中，通過下墊面而發(fā)生的，將降雨分配成為不同徑流成分。 2 、徑流的時程分配：它主要是通過水分側(cè)向運行而體現(xiàn)出來的。24、霍頓傳統(tǒng)產(chǎn)流觀念的核心是什么（或產(chǎn)流主導(dǎo)因素）霍頓觀念： 徑流過程是由兩種徑流成分所組成。 一旦降雨強(qiáng)度超過下

13、滲能力， 則在全流域產(chǎn)生地面徑流。地下徑流產(chǎn)生的物理條件：整個包氣帶土壤含水量達(dá)到田間持水量。25、霍頓傳統(tǒng)產(chǎn)流觀念的意義26、論述飽和產(chǎn)流機(jī)制飽和地面徑流機(jī)制Rsat 機(jī)制，在表層土壤具有較強(qiáng)透水性情況下的地面產(chǎn)流機(jī)制。這里所謂的較強(qiáng)是相對的，即指在天然情況下，絕大多數(shù)的暴雨降雨強(qiáng)度都不能滿足表層土壤的下滲能力。因此，在絕大多數(shù)情況下不具備產(chǎn)生超滲地面徑流的條件；即i fA ;rs=0 。當(dāng) i fb 的情況出現(xiàn)時，這時首先具備了壤中徑流的產(chǎn)生條件，即在A B 界面上產(chǎn)生臨時飽和帶， 它隨積水的增加，最終將達(dá)及地面。此時，后繼的降雨所形成的積水將不再是壤中流， 而是以地面徑流的形式出現(xiàn)，這種

14、地面徑流稱為飽和地面徑流。控制地面徑流發(fā)生的并不是上層土層本身的界面和下滲能力，而是其下相對不透水層的界面和下滲能力以及上層土層本身達(dá)到全層飽和的蓄水量。27、論述超滲產(chǎn)流機(jī)制超滲地面徑流的產(chǎn)流機(jī)制Rs 機(jī)制，超滲地面產(chǎn)流機(jī)制是指供水與下滲矛盾發(fā)生于包帶上界面 (地面 )的產(chǎn)流機(jī)制。地面徑流的形成過程是在降雨、植物截留、填洼、雨期蒸發(fā)及下滲等幾個過程組合下的發(fā)展過程。它們都是在相應(yīng)的作用力下垂向運行的發(fā)展過程。顯然，只有當(dāng) if 時，才能產(chǎn)生地面徑流。超滲地面徑流的產(chǎn)生條件：1 、要有供水，它是一個必要條件； 2、要有一個界面，即地面。它是包氣帶的上界面，也是一個必要條件；3 、要降雨強(qiáng)度大于

15、下滲能力，它是產(chǎn)流的充分條件28、試述包氣帶在降雨產(chǎn)流中的作用包氣帶對降雨的再分配作用“篩子”作用：留在地面+滲入土中P I+Rs（ P ：降雨量；I：下滲水量；Rs ：地表徑流量）“門檻”作用：包氣帶土層對下滲水量的再分配作用。I=E+(Wf - W0)+ RsubI：下滲水量E：蒸散發(fā)量Wf ：包氣帶達(dá)到田間持水量時的土壤含水量W0 ：包氣帶初始含水量D=Wf - W0 (D:包氣帶缺水量) Rsub：從包氣帶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、流域形狀系數(shù)流域平均寬度與流域長度之比稱為流域形狀系數(shù)。31、凈雨指降雨量中扣除植物截

16、留、下滲、填洼與蒸發(fā)等各種損失后所剩下的那部分量。也叫做有效降雨。32、水位基面有哪些絕對基面、假定基面、測站基面和凍結(jié)基地。33、 Strahler河流分級方法規(guī)定：從河源出發(fā)的河流為 1 級河流，同級的兩條河流交匯所形成的河流的級要增加不同級的兩條河流交匯所形成的河流的級為兩者中較高者。34、湖泊定振波1 級，湖中水位發(fā)生有節(jié)奏的垂直升降變化，叫做定振波（也稱駐波或波漾）35、假定基面、測站基面、絕對基面。假定基面：為計算測站水位或高程而暫時假定的水準(zhǔn)基面。測站基面：是水文測站專用的一種假定的固定基面。絕對基面：是將某一海濱地點平均海水面的高程定義為零的水準(zhǔn)基面36、相應(yīng)水位水位過程線上同

17、一位相點（如起漲點、洪峰、波谷）通過河段上下斷面時表現(xiàn)出的水位，彼此稱相應(yīng)水位，37、構(gòu)造湖構(gòu)造湖： 由于地殼的構(gòu)造運動（斷裂、斷層、地塹等）所產(chǎn)生的凹陷形成。其特點是湖岸平直、狹長、陡峻，深度大。38、簡述流域調(diào)蓄作用在流域匯流過程中， 隨著洪水的漲落所呈現(xiàn)出的流域蓄水量增加與減少的現(xiàn)象稱為流域調(diào)蓄作用。造成流域調(diào)蓄作用的物理原因： 1、降水并非從一個地點注入流域。 2、實際上由于流域各處水力條件 (如糙率、坡度 )不同，流域上的流速分布是不均勻的。39、河網(wǎng)密度流域內(nèi)河流干支流總長度與流域面積的比值稱為河網(wǎng)密度，以km/km 2 計40、地下水達(dá)西公式H 1 H 2 K AK A II-水

18、頭梯度【滲流單位長度的水頭損失】 。Q V AK-滲透系數(shù)【當(dāng)水頭梯度I 1 時，滲透速度】 。L41、湖泊成因分類有哪些類型湖泊內(nèi)力形成的湖泊：構(gòu)造胡、火山口湖、堰塞湖外力形成的湖泊：河成湖、風(fēng)成湖、冰成湖、海成湖、巖溶湖42、地下水的補(bǔ)給方式活塞式下滲：入滲水的濕鋒面整體向下推進(jìn)，猶如活塞的運移。捷徑式下滲： 下滲水流并不作面狀推進(jìn)， 而是以沿著根孔、 蟲孔或裂隙等大的孔隙通道率先下滲的方式推進(jìn)。43、層流、紊流層流：當(dāng)流速很小時，流體分層流動，互不混合，稱為層流。紊流：當(dāng)流速增加到很大時，流線不再清楚可辨，流場中有許多小漩渦，稱為紊流44、為什么流速測驗時，測流時間不能太短因為測流是斷面的平均流速，測流時間太短受瞬時影響較大45、霍頓河數(shù)定律一個流域的分叉比近似為常數(shù)。因此，上式實際上表明，河系中各級河流總數(shù)是一個從N 1開始，以 1/R b 為公比的遞減幾何級數(shù)，即：wNw,w 1, 2,.,NwRbRbN w1因此，只要已知分叉比和