水文學(xué)原理期末復(fù)習(xí).pdfVIP

1 水文學(xué)原理期末復(fù)習(xí)水文學(xué)原理期末復(fù)習(xí) 第二章水文循環(huán)與水量平衡 1 水循環(huán)分類 大循環(huán) 海陸之間的循環(huán)小循環(huán) 海洋之間和陸地之間的循環(huán) 2 水循環(huán)機理 內(nèi)因 水的物理三態(tài) 氣 液 固 之間的相互轉(zhuǎn)化 外因 太陽輻射和地心引力以及地形 地貌等下墊面因素 3 流域 分水線包圍的集水區(qū) 分水線 分水嶺上最高點的連線 閉合流域 當(dāng)?shù)孛娣炙€與地下分水線相重合 非閉合流域 地面分水線與地下分水線不重合的流域 第三章 河流與流域 1 水系 脈絡(luò)相通的大小河流所構(gòu)成的系統(tǒng) 干流 水系中直接流入海洋 湖泊的河流 支流 流入干流的河流 2 一條河流五個部分 河源 上游 中游 下游 河口 3 水系 由干流及其全部直流組成的脈絡(luò)相通的網(wǎng)狀系統(tǒng) 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)生矮胖的 洪水過程 就是水系看起來比較瘦長的那種 平行狀 水系由于各支流匯集到流域出口斷面的同時性強 所以產(chǎn)生較尖瘦的洪 水過程 扇形水系屬于這一種 混合狀 介于兩者之間 第四章 降水 1 降雨類型 氣旋雨 對流雨 鋒面雨 地形雨 2 對流雨 當(dāng)?shù)孛媸軣?溫度升高 下層空氣膨脹和上層空氣形成對流狀態(tài) 下層帶有大 量水汽的暖空氣上升到濕度較低的高空 便凝結(jié)致雨 這叫對流雨 對流雨多發(fā)生在夏季酷 熱的午后 它的強度一艇較大 降雨面積小 歷時短 地形雨 當(dāng)暖濕氣流遇到山嶺障礙時 被迫沿山坡迎風(fēng)坡上升 由冷卻凝結(jié)成云而降雨 稱為地形雨 如我國秦嶺南坡常是東南和西南暖濕氣流的迎風(fēng)坡 其降雨量明顯大于背風(fēng)的 北坡 鋒面雨 冷氣團侵入暖氣團的下部 鋒面向暖氣團方向移動 暖空氣被楔形的冷空氣抬 升 發(fā)生動力冷卻面成雨 稱為冷鋒雨 氣旋雨 在北半球 氣旋內(nèi)的空氣作逆時針旋轉(zhuǎn) 并向中心輻合 引起大規(guī)模的上升運 動 水汽因動力冷卻而導(dǎo)致降雨 3 資料三性審查 一致性 可靠性 代表性 5 流域平均雨量計算方法 1 垂直平分法 泰森多邊形法 方法 用直線連接相鄰雨量站構(gòu)成若干個銳角 三角形 作每個三角形各邊的垂直平分線 這些垂直平分線將流域分成 n 個以流域邊 2 界為界的多邊形 假設(shè)每個多邊形內(nèi)雨站的雨量代表該多邊形面積上的降雨量 按面 積加權(quán)法推求流域平均降雨量 式中 fi 第 i 個雨量站所在多邊形的面積 F 流域面積 km 2 2 算術(shù)平均法 當(dāng)流域內(nèi)雨量站分布較均勻 地形起伏變化不大時 可根據(jù)各站同時段觀測的降雨量用算術(shù) 平均法推求 式中 流域某時段平均降雨量 mm pi 流域內(nèi)第 i 個雨量站同時段降雨量 n 流域內(nèi)雨量站數(shù) 3 等雨量線法 當(dāng)流域內(nèi)雨量站分布較密時 可根據(jù)各雨量站同時段觀測的雨量繪制 等 雨 量 線 圖 然 后 用 等 雨 量 線 圖 推 算 流 域 平 均 降 雨 量 6 各種方法的比較 算術(shù)平均法最為簡便 在區(qū)域面積不大 地形起伏較小 雨量站分布 較為均勻的情況下 精度可以得到保證 泰森多邊形法也較為簡單 精度一般較高但該法將各雨量站權(quán)重視為定值 而降雨空間 分布復(fù)雜多變 另外 不管雨量站之間的距離遠近 呈現(xiàn)線性關(guān)系不符合 等雨量線法在理論上比較完善 但要求雨量站網(wǎng)密度高 而且需要繪制等雨量線 計算 量大 第五章 土壤水與下滲 1 土壤水 吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分 飽和帶 土壤含水率達到飽和的土層區(qū)域 是土壤顆粒 水分的二相系統(tǒng) 包氣帶 土壤水分未充滿所有土壤空隙的土層區(qū)域 是土壤顆粒 空氣 水分的三相系 統(tǒng) 3 2 土壤四種特征水 1 強結(jié)合水 吸濕水 最接近固相表面的結(jié)合水 自然條 件下不會脫離 2 弱結(jié)合水 薄膜水 分布在強結(jié)合水外層 自然條件下 會脫離 3 毛管水 土壤孔隙中由毛管力所持有的水分 分為毛管上升水和 毛管懸著水 且兩種水不可能同時存在 4 重力水 當(dāng)土壤水的含量超過土 壤顆粒分子力和毛管力作用范圍而不能被士壤所保持時 在重力作用下將沿土 壤孔隙流動 這部分水稱為重力水 是地下水的重要來源 蒸發(fā)時 先蒸發(fā)毛管水 然后是薄膜水 蒸發(fā)時 先蒸發(fā)毛管水 然后是薄膜水 3 地下水 潛水 承壓水 潛水 第一個不透水層以上的水 壓力 大氣壓 承壓水 在兩個不透水層之間的水 壓力 大氣壓 4 土壤水分常數(shù) 1 最大吸濕量 在飽和空氣中 土壤能夠吸附的最大水汽量稱為最大吸濕量 2 最大分子持水量 由土粒分子力所結(jié)合的最大水分稱為最大分子持水量 薄膜水厚 度此時達到最大值 3 凋萎含水量 凋萎系數(shù) 植物根系無法從土壤中吸收水分 開始凋萎 即開始枯死時的 土壤含水量稱為凋萎含水量 只有大于凋萎含水量的水分才是參加水分交換的有效水量 介 于最大吸濕量和最大分子持水量之間 4 田間持水量 指土壤中所能保持的最大毛管水量和最大分子持水量 當(dāng)土壤含水量 超過這一限度時 多余的水分不能被土壤所保持 將以自由重力水的形式向下滲透 5 毛管斷裂含水量 毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的含水量 當(dāng)土壤含水量大于 此值時 懸著水就能向土壤水分的消失點或消失面運行 低于此值時 連續(xù)供水狀態(tài)遭到破壞 6 飽和含水量 指土壤中所有孔隙都被水充滿時的土壤含水量 介于田間持水量到飽 和含水量之間的水量 就是在重力作用下向下運動的自由重力水分 土壤缺水量土壤缺水量 田間持水量田間持水量 實際含水量實際含水量 5 土水勢 土壤水分所具有的勢能 包括重力勢 靜水壓力勢 基模勢 土壤飽和時具有 重力勢 靜水壓力勢 不飽和時具有重力勢 基模勢 6 達西定律 依次表示 滲流流速 水力傳導(dǎo)度 總水勢 滲流方向上的距離 7 下滲 下滲是指在一定的供水條件下 比如降雨或者灌溉 所發(fā)生的水分通過土壤面 例 如地面 向土中運動的過程 運動方向有垂直和水平兩種 4 下滲率 下滲率為單位時間內(nèi)通過單位面積下滲面滲 入土中的水量 影響下滲率的主要因素為初始土壤含水初始土壤含水 量 供水強度和土壤質(zhì)地 結(jié)構(gòu)量 供水強度和土壤質(zhì)地 結(jié)構(gòu) 下滲容量 如果供水強度充分大 則下滲率將達到同 初始土壤含水量和同土壤質(zhì)地 結(jié)構(gòu)條件下的最大值 此時的下滲率為下滲能力或下滲容量 下滲容量只與初初 始土壤含水量和土壤質(zhì)地始土壤含水量和土壤質(zhì)地 結(jié)構(gòu)有關(guān)結(jié)構(gòu)有關(guān) 而與供水強度無而與供水強度無 關(guān) 關(guān) 8 下滲的物理過程 1 滲潤階段 分子力作用 土 壤顆粒吸收成薄膜水 使土壤顆粒達到濕潤 2 滲漏 階段 毛管力 重力作用 先毛管力吸附 后重力作用 水分 向下運動 水分逐漸飽和 3 滲透階段 重力作用 水分飽 和 9 如右圖 隨著時間變長 土壤含水量增大 含水量變化 率減小 土壤下滲率減小 10 下滲與降雨強度的關(guān)系 如果在降雨期間出現(xiàn)降雨強度小于當(dāng)時的下滲容量 則下 滲率將等于降雨強度 只有當(dāng)降雨強度等于或大于當(dāng)時的下滲容量時 下滲率才會等于下滲 容量 第六章 蒸散發(fā) 1 流域蒸散發(fā)包括土壤蒸發(fā) 水面蒸發(fā)和植物散發(fā) 土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)為流域蒸散發(fā) 的主要組成部分 2 蒸發(fā)的發(fā)小取決于供水條件 能量供給 動力條件 3 水面蒸發(fā)物理機制 水面蒸發(fā)過程是水由液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)的過程 是水分子運動的結(jié) 果 在蒸發(fā)過程中 活躍的水分子自水面逸出 而另一方面進入空中的水分子又有部分重新 回到水中 從水中逸出的水分子 其活動程度隨氣溫 水面溫度 飽和差和風(fēng)速等氣象因素 而變 水溫愈高 水分子內(nèi)能愈大 蒸發(fā)愈快 水面上水汽飽和差大 風(fēng)速大 蒸發(fā)也快 只有當(dāng)空氣中水汽達到飽和時蒸發(fā)才停止 蒸發(fā)對于水體而言是一種失熱冷卻過程 可以用 E601 和 20 測水面蒸發(fā) 不過結(jié)果偏大 需要乘以小于 1 的修正系數(shù) 4 土壤蒸發(fā)機制 土壤空襲中的水分在水勢梯度的作用下上升 并在土壤表層發(fā)生氣化 后進入大氣的過程 蒸發(fā)三階段 1 當(dāng)土壤含水量大于田 間持水量時 土壤蒸發(fā)大 與飽和差關(guān)系密切 蒸發(fā)強度主要取決于氣象條件 2 當(dāng)介于田 間持水量與毛管斷裂含水量之間時 土壤蒸發(fā) 越來越小 與飽和差關(guān)系不密切 蒸發(fā)強度對 著含水率的減小而減小 主要取決于土壤特性 3 當(dāng)土壤含水量小于毛管斷裂含水量時 土壤蒸發(fā)更小 與飽和差關(guān)系十分散亂 且蒸 發(fā)不受大氣蒸發(fā)能力控制 不隨含水率變化 不在土壤表面 5 對于每一種土壤 存在一個轉(zhuǎn)折點 當(dāng)土壤含水量大于該臨界含水量時 土壤蒸發(fā)達 到土壤蒸發(fā)能力 低于時則減少 不同的土壤 臨界土壤含水量和坡度皆不同 第一 5 6 影響土壤蒸發(fā)的因素 氣象因素 土壤特性 土壤空隙性 地下水位 溫度梯度 7 植物散發(fā)機制 植物從土壤中吸取水分 然后輸送到莖和葉面 大部分水分從葉面和 莖逸散到空氣中 8 流域蒸散發(fā)的規(guī)律 1 當(dāng)流域十分濕潤 土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)均達到蒸 散 發(fā)能 力 這一階段的臨界土壤含水量將因為植被的存在小于田間持水量 2 當(dāng)土壤含水量小于 該臨界土壤含水量而大于毛管斷裂含水量時 流域蒸散發(fā)減少 3 當(dāng)土壤含水量減至毛管 斷裂和凋萎系數(shù)時 雖然此時流域蒸散發(fā)處于不斷減少階段 但植物散發(fā)占的比重有所增加 4 當(dāng)土壤含水量低于凋萎含水量時 植物枯死 只有小而穩(wěn)定的土壤蒸發(fā)了 9 蒸發(fā)三層模型 一層 二層 若 P Wu Ep 則 若 0 P Wu f降雨強度大于下滲強度 2 壤中流 f 上 f 下 上層土壤下滲強度大于下層下滲強度 3 土壤缺水量 田間持水量 初始土壤含水量 4 淺層地下徑流 F 缺 下滲水量大于土壤缺水量 超滲產(chǎn)流 雨強大于下滲能力 且下滲量小于缺水量第 3 種模式 蓄滿產(chǎn)流 下滲量大于缺水量 第 2 4 種模式 6 2 回流分為坡地回流 河網(wǎng)匯流 前者歷時短 3 徑流深 單位 mm F 流域面積 km2 T 計算時段 s Q 平均流量 m3 s 徑流模數(shù) 單位 L s km2 M 1000Q F 4 洪水過程線可以概括為洪峰流量 洪水總量和洪水 歷時三個要素 5 為附加比降 波前 0 波后 0 坦化 波前 V 大 波后 V 小 則波長被拉大 波 高變小 波變平坦 扭曲 波前長度逐漸減小 比降增大 波后長度逐漸拉長 比降逐 步變緩 漲洪時 即對于波前 漲洪時 即對于波前 i 為正 落洪時 即對于波后 為正 落洪時 即對于波后 i 為負(fù)為負(fù) 洪水波的兩種形態(tài) 展開 扭曲 洪水波的兩種形態(tài) 展開 扭曲 6 對于單一洪水波 最大特征值出現(xiàn)次序為 最大比降 最大流速 最大流量 最高水位 7 枯水是河流斷面較小流量的總稱 枯季地表水流枯竭 主要依靠地下水補給 8 枯水消退規(guī)律 當(dāng)枯水期無降雨補給的情況下 隨著枯水期的進行 枯水徑流逐漸減小 9 徑流分割 1 前場降雨和本場降雨的分割 2 地面徑流和地下徑流的分割 10 徑流分割 水平直線分割 斜直線分割 前者因包含一部分地下水 故流態(tài)緩慢 在圖 上表現(xiàn)出扁平狀 且分割的地表徑流偏大 第八章 流域產(chǎn)流 1 包氣帶水分分布特征 1 表層懸著水帶 水分活躍層 是降水進行再分配的主要水分 帶 2 中間包氣帶 水分變化較小 相對穩(wěn)定 水分儲存及輸送帶 3 毛管水帶 支持 毛管水 2 包氣帶水分的增長 來源于上界面的降水 或灌溉 和下界面的地下水補給 包氣帶水 分的消退 包氣帶水分的消退發(fā)生在它的上 下界面 上界面的蒸散發(fā)是包氣帶水分消退的 主要原因 主要取決于氣象條件和土壤含水量 3 一次降雨中濕潤鋒面所能達到的最大深度取決于降雨歷時 強度 土壤的透水性和前期 土壤含水量 4 包氣帶對降雨的再分配作用 即 篩子 形成地表徑流的標(biāo)準(zhǔn) 和 門檻 形成地下 徑流的標(biāo)準(zhǔn) 作用 產(chǎn)流部分為土壤含水量超過田間持水量后 以自由重力水形式有包氣帶 輸出的水量 5 產(chǎn)流機制 1 超滲地表徑流的產(chǎn)流機制 要有供水 降雨強度大于下滲強度 2 壤中流產(chǎn)流機制 包氣帶中存在透水性不同 且下層比上層透水性小的層理分布土 壤交界面 上層向界面上的供水強度大于下層下滲強度 界面上產(chǎn)生的積水 形成臨時飽和 帶 界面還需具備一定的坡度 3 地下徑流的產(chǎn)流機制 地下水水埋深較淺 包氣帶厚度不大 土壤透水性較強 在 連續(xù)降雨過程中 下滲鋒面達及毛管水帶上緣 表層影響土層與地下水建立水力聯(lián)系 同時 包氣帶含水量超過田間持水量 產(chǎn)生自由重力水而補給地下水 產(chǎn)生地下徑流 4 飽和地面徑流產(chǎn)生的物理條件 a 存在相對不透水層 且上層土壤的透水性很強 而下層土壤的透水性很弱 b 上層土壤含水量達到飽和含水量 6 產(chǎn)流模式 波 前 波 后 7 1 超滲產(chǎn)流 考蒸發(fā) 前兩層模型 不管當(dāng)?shù)氐耐寥篮渴欠襁_到田間持水量 只 要降雨強度大于下滲強度就產(chǎn)生地表徑流 2 蓄滿產(chǎn)流 考初損后損 僅當(dāng)包氣帶的需水量達到田間持水量后才產(chǎn)流 且以后的 有效降雨全部變?yōu)閺搅?區(qū)別 蓄滿產(chǎn)流以包氣帶的含水量達到田間持水量作為產(chǎn)流控制條件 超滲產(chǎn)流以降雨 強度大過當(dāng)?shù)氐南聺B強度作為控制條件 不管蓄滿與否 區(qū)別答到此即可 蓄滿產(chǎn)流徑流量中壤中流和地下徑流的比例較大 表現(xiàn)為出口斷面洪水過程線矮胖 退 水歷時長 洪水過程線明顯不對稱 超滲產(chǎn)流徑流量中幾乎沒有地下徑流 表現(xiàn)為出口斷面洪水過程線尖瘦 退水歷時短 洪水過程線較為對稱 長年氣候干燥的流域 常以超滲模式產(chǎn)流 長年氣候濕潤的流域 常以蓄滿模式產(chǎn)流 蓄滿產(chǎn)流徑流量多少與流域初始土濕和降雨量有關(guān) 隨降雨持續(xù) 產(chǎn)流面積增大 超滲產(chǎn)流徑流量多少與流域初始土濕和降雨強度有關(guān) 產(chǎn)流面積分布無規(guī)律 7 降雨開始時的蓄水容量 Wt 1 Wt Pt Rp t Et 看下表 同一橫行計算 8 前期影響雨量 Pa 的計算 有雨時 無雨時 Pa t 1 為第 t 1 的前期影響雨量 mm Pa t 第 t 日的前期影響雨量 mm xt 第 t 日的降雨 量 m m K 為土壤含水量消退系數(shù)或折減系數(shù) Wm 為流域包氣帶最大蓄水量 或稱流域 最大蓄水量 1 a ta ttm PK PxW tata KPP 1 8 9 Wmm 1 B Wm 10 初損后損法 f 平均后滲率 mm h P 次降雨量 mm Rs 次降雨地面徑流深 Io 初損量 mm P 后期不產(chǎn)流的雨量 ts 后期產(chǎn)流歷時 h 第十章 流域匯流 1 流域匯流 降落在流域內(nèi)各處的雨水沿一定方向和路線