水文学复习资料

水文学原理
名词解释
1、水文大循环和小循环：
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，进行的周而复始的地理位置和物理形态的变换的运动过程。

水的三态转化特性是水文循环的内因，太阳辐射和重力作用是外因或动力。

1）水文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。

2）水文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。

前者可称为内陆小循环，后者称海洋小循环。

2、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水量之差必等于
该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，总体上水量是平衡的。

3、流域蒸发能力：是指充分供水条件下的流域日均总蒸发量。

4、田间持水量: 土壤中所能保持的分子水和毛管悬着水的最大量
5、凋萎系数: 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
6、水系:在河流运动过程中，逐渐由小溪、小河集成大河，这样便构成脉胳相通的河流系统.
7、流域形状系数：是流域分水线的实际长度与流域同面积园的周长之比，
R=A/L2
R：形状系数, A:流域面积（km2）；L:流域长度(km)
R值小，流域呈长形，流域水流变化缓和；反之，则水流变化剧烈。

8、径流模数:指流域出口断面流量与流域面积的比值。

M＝Q/F ,m3/s·km2
9、水质：水体质量的简称。

水分子H2O，化学成分复杂，水中有80多种化学元素。

水中有8大离子：K+、Na+、Ca+、Mg+、Cl-、SO42-、HCO3-、CO32-
10、最小值定律：植物生长取决于外界给它的所需养分中数量最少的一种。

11、输沙率：单位时间内通过断面的泥沙含量。

Q s=QP ,Q s－悬沙输沙率（kg/s）；Q－流量（m3/s）；P－断面平均含沙量（kg/m3）
12、流域蓄水容量曲线：
如果把全流域按蓄水容量大小划分成许多小块，然后把蓄水容量由小到大进行排列，并
和其相应的面积(％)绘在一张图上，纵坐标是蓄水容量Wm’，横坐标是小于或等于蓄水
容量Wm的各小块面积之和F0占全流域面积F的百分数(F0/F)、点绘的Wm’～F0/F关系
曲线，称流域蓄水容量曲线。

13、下渗能力（下渗容量）：充分供水条件下的下渗率
14、稳定下渗率：
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”。

15、下渗容量曲线：是在充分供水条件下，流域下渗能力过程。

16、蓄满产流（饱和产流）: 是指在土壤缺水量未满足以前不产生径流，而在土壤缺水量满足
以后则全部产生径流。

蓄满产流以满足包气带缺水量为产流的控
制条件，降雨强度不是这些地区产流的主要影响因素。

17、超渗产流：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。

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。

18、流域最大损失量：
流域最大损失量(Im)可以理解为一定入渗深度的最大、最小土壤蓄水量之差，或影响土层的田间
持水量和凋萎系数之差值来估算。

所以在有土壤含水量观测资料的地区，可以根据入渗锋面深度(h)与该土层的土壤含水量资料，用下式近似地计算：
Im ＝0.1γh(ρ田一ρ凋)，γ：土壤容重；h ：入渗深度
19、等流时线：
流域上各点的净雨量汇集到出口断面，其汇流速度有快有慢，汇流时间也有长有短。

把流域内汇流时间相等的各点连接成的线，称为等流时线。

20、单位线：
单位线是指单位时段内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。

21、流域汇流时间：指落在流域上的降水质点汇集到流域出口断面所经历的时间。

地面水的流域汇流时间等于地面水坡面汇流时间与河网汇流时间之和。

22、最大流域汇流时间：指流域中最长路径的水质点流到出口断面的时间， 按下式近似计算：
23、流域滞时定义是：K=v (Q)-v (I)
并可按下式估算 24、实体模型：
25、数学模型：
26、流域水文模型：
是以一个数学模型来模拟流域降雨—径流形成过程或融雪—径流形成过程，即定量分析从降水、蒸发、融雪、截流、下渗、填洼、径流成分划分、坡地汇流和河槽汇流到形成流域出口断面的径流过程线的全过程。

简答题
1、 水资源的定义
广义：地球上一切水体
狭义：在一定时期内，能被人类直接开发利用的那部分动态水资源
动态水资源：广义指大气降水（地表、土壤、地下）；狭义指河川径流
静态水资源：
– 冰川、内陆湖泊、深层地下水
2、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。

土壤蒸发三阶段:
（1） 定常蒸发率阶段
临界点 田间持水量(土壤中所能保持的分
子水和毛管悬着水的最大量)
（2） 蒸发率下降阶段
临界点凋萎系数(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)
（3） 蒸发率微弱阶段
3、简述流域对降雨的再分配作用
流域是径流的发生场和分配场。

流域对
降雨具有再分配的功能，即流域调蓄作用：
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。

4、简述水文现象的基本特点
(一)时程变化上的周期性与随机性
周期性：由于地球的自传和公转，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，各因素在时间上不断发生变化，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，伴随周期性出现的同时，也存在不重复性的特点，即随机性。

(二)地区上的相似性与特殊性
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，因此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、气候条件相似，但由于下垫面条件差异，而产生不同的水文变化规律，如同一气候带，山区河流与平原河流，岩溶区与非岩溶区，其水文现象就有很大的差别。

(三)水循环永无止境，既无开始又无始终
5、霍顿传统产流观念的意义
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。

6、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。

7、简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
P＝I+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+(W f- W0)+ R sub
I：下渗水量E：蒸散发量
W f：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=W f- W0 (D:包气带缺水量)R sub：从包气带中排出的自由重力水
8、简述水文循环的主要环节及其主要特点
水文循环运动规律
水文循环无始无终，大致沿着海洋(或陆地)→大气→陆地(或海洋)→海洋(或地面)的路径，循环不止，包括许多过程。

一般都要经过蒸发、降水(包括凝结过程)、径流形成(包括地面和地下径流以及下渗过程)和大气水分输送四个重要环节。

水文循环运动特点
a)海洋的蒸发量多于降水量
b)大陆降水量多于蒸发量
c)大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡
d)大陆内流区降水量和蒸发量基本相等
9、简述水体的自净作用有哪些？
稀释扩散：污染物与水混合，其浓度减小的现象。

沉降：在重力作用下，污染物颗粒从水中分离并下沉。

吸附：水中污染物被固体颗粒吸附，随同迁移或沉淀。

气体溶解：气体通过气液界面溶解于液体的物理过程。

DO
挥发：氰化物+CO 2 →HCN
水解反应：有机物的水解降解反应
氧化反应：有机物分子中加氧或脱氢的反应
光转化：水中有机化合物吸收了波长大于290um 的太阳辐射光能而发生的降解过程。

生物降解：水体中需氧微生物对天然和合成的有机物的破坏或矿化作用。

10、单位线的基本假定是什么？
由于实际降雨量并不一定是一个单位的一个时段，故分段使用时要用两条假定：
① 比定律假定：如果单位时段的净雨深不是一个单位，而是n 个单位，则它所形成的地面径流过程
线的流量值为单位线流量的n 倍，其历时仍与单位线的历时相同。

②叠加法则假定：如果净雨历时不是一个时段而是m 个时段，则各时段净雨所形成的
径流过程线之间互不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨量所形成的流量之和。

11、计算区域面平均雨量常有哪些方法
1、 算术平均法。

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（又称泰森多边形法）
∑==++++++++=n
i i i n n n P f F f f f f P f P f P f P f P 1
3213322111 ,其中f 1、f 2、f 3⋯f n 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。

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
f i ，乘以两等雨量线间的平均雨深P i ，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：∑==n
i i
i P f F P 11 式中，n 为等雨量线间面积块数；F 为区域面积。

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。

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
先将区域(或流域)分成若干网格，得出很多格点，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。

各格点雨量的推求以权重为1／d 2求算 12
、
马司京根法的基本出发点
马斯京根法依据的基本原理为水量平衡方程和槽蓄方程，其形式为：
Δt(I -Q)=w 2-w 1 （1）
w=k ［x·I+（1-x ）Q ］ （2）
n P P P P P n ++++= 321
式中：I—上断面入流（m3/s）；Q—下断面出流（m3/s）；Δt—计算时段长（h）；
W—河段的槽蓄量（m3/s.h）；K—槽蓄系数（h）；X—流量比重因子。

13、简述新安江模型的特征
新安江模型是一个具有分散参数的概念性模型。

将流域划分为若干(N个)单元面积，对每个单元面积，计算出到达流域出口的出流过程，N个过程线性叠加，得流域总出流过程。

◆写出常用公式
1、霍顿（Horton）下渗公式
f=f c+(f0-f c)e -βt
，f c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。

2、流域蓄水量计算公式
在某时段内（时段长常取1天），流域包气带的水量平衡方程式为：
W0,t+1＝W0,t＋P t－R t－E t
W0,t—t日流域蓄水量(mm)；W0,t+1—t+1日流域蓄水量(mm)；
P t—t日降雨量(mm)；R t—Pt产生的径流深(mm)；E t—t日的蒸散发量(mm)。

（1）单层计算
Et：t日的蒸散发量（计算值）；
Em,t：t日的蒸散发量（实测值）；
W0,t：t日的蓄水容量
Wm：蓄水容量的平均值
（2）双层计算
•双层计算的基本假定是将流域包气带蓄水容量分成表层容量Wm上和下层容量Wm下两部分。

按下渗规律，降雨首先补充表层，表层蓄满后再补充下层。

•表层蒸散发E上等于蒸散发能力Em。

表层水分蒸散发完后，下层水分再行蒸散发，下层蒸散发E 下按与土壤含水量成正比的规律消退。

P+ W0上≥Em时，E 上＝Em；
P+ W0上<Em时，E上＝P+ W0上，E 下＝(Em－E 上)×W0下/Wm下。

（3）三层计算
假定当双层计算中的下层蒸散发算成E下<Em<K或E下<Emin时，则取E下＝K×Em或E下
＝Emin。

当下层容量蒸散发完毕后，就蒸发更深层水量，也就是动用所谓不可蒸发水量。

此时蓄水量降到所设计的零点以下，W0值就出现负值。

3、通用水量平衡方程式
I=O+(W2—W1)=O±∆W
如果时段入流量以时段平均入流量(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土dW/dt。

4、马司京根法流量演算公式
在洪水演算时，联解水量平衡方程式和马司京干槽蓄曲线方程式得；Q2＝C0I2＋C1I1＋C2Q1
式中，
对于一个河段，只要确定参数K、x值及选定演算时段∆t后，可以求出C0、C1、C2，就能根据上站流量过程I(t)及下站起始流量计算出下站的流量过程Q(t)。

5、通用土壤流失方程
0,
,
0,
,
t
t
m t m
t
t m t
m
W
E
E W
W
E E
W
=
=
A=R·K·L·S·C·P
A ：土壤侵蚀量； R ：降雨侵蚀力因子； K ：土壤可蚀性因子； L ：坡长因子；
S ：坡度因子；C ：耕作经营管理因子；P ：水土保持措施因子
论述题
1、 论述水文循环的作用和意义
a) 直接影响气侯的变化
①大气系统能量的传输、储存和转化；
②对地表太阳辐射能的再分配
③影响天气过程与气候特征
b) 形成江河、湖、沼等水体及各种地貌形态（及地壳运动）
c) 形成巨大的水资源
d) 形成一切水文现象
2、论述超渗产流机制——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：
⎰⎰⎰⎰⎰----=t t d t t n t s fdt dt S edt dt i idt t R 00000)(
Rs(t)=i(t)-f(t)显然，只有当i>f 时，才能产生地面径流。

当i ≦f 时，Rs(t)=0
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。

3、论述饱和产流机制——R sat 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<<f A ; r s =0
当i<<f A ，i>f B 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，
最终将达到地面。

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。

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及其下渗能力；
• 而是其下相对不透水层界面和下层下渗能力；
• 以及上层土层本身达到全层饱和所需的蓄水量。

4、论述包气带在降雨产流中的作用
包气带：地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时存在的三相系统，称为包气带或非饱和带
包气带对降雨的再分配作用：
“筛子”作用：留在地面+渗入土中
P ＝I+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+D+Rsub =E+(Wf - W0)+Rsub
D=Wf - W0
I ：下渗水量 E ：蒸散发量 D:包气带缺水量
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
Rsub ：从包气带中排出的自由重力水（subsurface flow ）
5、论述径流形成过程
（一）降水过程 降水过程是产流的必要条件。

（二）流域蓄渗过程 植物截留、下渗、填洼与蒸散发，在蓄渗过程中产生地面径流、壤中流和地下径流三种。

1.植物截留
植物截留一般占降雨5%-10%，减缓了径流形成强度。

2.下渗 地表水进入地下的过程，它是壤中流和地下径流的补给源。

3.填洼 指地理水充填并滞蓄于地面凹陷和洼地的现象，称为填洼。

（三）坡地汇流过程（坡地溢流）
超渗雨水在坡面上呈片流、细沟运动的现象，称坡面漫流。

（四）河网汇流过程
河网调蓄作用: 对进入河网水流再次分配调节，即河网在径流形成过程中，起到降低洪峰流量，减缓洪水过程的作用，这种作用即河网调蓄作用
6、试述水文模型的分类
a) 实体模型：将自然界发生的真实水文过程按一定比尺缩小到实验室或试验场进行模型试验，
模型和原型的区别在于比尺不同，两者的物理过程本质是相同的。

b) 数学模型：对水文现象进行模拟而建立的数学结构称作为数学模型。

（1）随机性模型（非确定性模型）描述水文现象随机性规律的数学结构
对相同的模型输入,不能产生相同的模型输出
• A 、概率模型把水文事件当成与时间无关的随机变量。

• B 、随机模型把水文事件当成与时间有关的随机过程。

（2）确定性模型描述水文现象的必然性规律的数学结构。

对相同的模型输入，总是产生相同的模型输出。

• “黑箱”模型不考虑径流形成的物理过程，而仅作一些必要的假设，
（非参数模型）假设是否合理几乎全部依赖于实测的输入和输出资料。

• 概念性模型在该模型中常用一些物理和经验参数来概括径流形成的物理现象。

⎪⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎪⎨⎧⎪⎪⎩⎪⎪⎨⎧⎭⎬⎫⎭⎬⎫河网汇流过程流域汇流过程地下水汇流流域产流过程壤中流地面汇流坡地汇流过程流域蓄渗过程径流形成过程
•整体模型将径流形成过程作为一个整体来模拟（不分产流、汇流）
•过程模拟模型先对径流形成过程中每个子过程进行数学模拟,然后按照各子过程
在径流形成过程中内在的联系组合成一个数学模型
•集中模型把全流域作为一个整体研究，忽略输入变量与参数的时空分布的差异
•分散模型划分成几个单元流域，分别对每一个单元流域的径流形成过
程进行数学模拟，然后综合，它考虑了输入变量及参数在时间空间上的分布
的差异。