上师大地理专业水文学复习题.doc

1、1水文学复习资料1.广义水资源：地球上水的总体狭义水资源：在一定时期内，能被直接或间接利用的那一部分动态水体.2.按存在空间划分：地表水，地下水，土壤水，大气水按用途划分：农业用水，工业用水，生活用水3. 我国水资源基本特点和问题（1）总量多，人均地均少，属于贫水国（2）时空分布上极不均衡空间分布：降水地带性显著，区域差异明显时间分布：年际变化大，年内分配不均衡（3）水资源分布与其它资源分布、经济发展格局不匹配长江及以南:人多,地少,经济发达,水资源丰富北方：人多，地多,经济相对发达,水资源紧缺内陆：地广，人稀,经济欠发达,水资源紧缺（4）水量的年内、年际变化大，水旱灾害频繁（5）水土流失与泥

2、沙淤积严重（6）水源污染严重，水质型缺水问题突出4.水循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗和径流等环节，不断发生相态转换和周而复始运动的过程。5. 大循环：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程，由于广及全球，故名大循环，又称外循环。 特点 ：在循环过程中，水分通过蒸发与降水两大基本环节，在空中与海洋，空中与陆地之间进行垂向交换，与此同时，又以水汽输送和径流的形式进行横向交换。小循环 ：发生于海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程，又称内部循环；可分为海洋小循环和陆地小循环。特点：海洋小循环较简单，主要包括海面的蒸发与降水两大环节；

3、陆地小循环较复杂，水汽来源既有陆面蒸发也有海洋输送，水循环强度具有自海洋向内陆深处逐步递减的趋势。6.水量平衡：在任意选择的区域（或水体） ，在任意时段内，其收入与支出的水量之间差额必等于该时段区域（或水体）内蓄水的变化量。 水量平衡通用方程 I（水收入项） Q（水支出项） = S7.陆地水量平衡方程28.土壤蒸发过程定常蒸发阶段（1）土壤供水充分，土壤蒸发接近自由水面蒸发，蒸发量受气象条件控制蒸发率下降阶段（2）土壤含水量低于田间持水量土壤水分通过薄膜水形式完成，土壤供水能力下降，蒸发率大大减小，蒸发受土壤水分含量控制蒸发率微弱阶段（3）土壤含水量低于凋萎点，土壤水的薄膜运动停止，土壤液体供

4、水中断，蒸发主要依靠下层水汽化进行，随着蒸发气化面下降，蒸发率减弱；蒸发受水汽梯度和蒸发路径控制9.我国水汽输送特点：（1）存在 3 个水汽来源，冬季盛行的西北水汽流、春夏两季来自孟加拉湾和阿拉伯海的西南水汽流和来自太平洋副热高压西缘的南海水汽流，季节变化明显（2）3 大水流流输出入路径不同，但水汽总体上由大陆南、西边界输入，从东边界输出（3）地理位置、海陆分布与地貌格局制约了水汽输送的基本态势（4）水汽输送场的垂直分布存在明显差异我国水汽收支：我国大陆上空多年平均水汽含量为 15.1mm，略高于欧洲，而低于亚洲大陆，与同纬度其他地区相比，东北部较高、西北部较低10. 降水三要素:降水量一定时

5、段内降落在某一面积上的总水量降水历时一场降水自始至终所经历的时间降水时间某一降水（连续降水） ，其时间长短由人定降水强度单位时间内的降水量，计毫米/分或毫米/时11.面降水计算（1） 算术平均法：多用于地势起伏不大，雨量站分布稠密且分布均匀的地区，即每个雨量站控制代表相同面积区域的降水量优缺点：方法简单但地形起伏不能太大，并且雨量筒分布要比较均匀。（2） 垂直平分法（太森多边形法）：如区域内的观测点分布不均匀，采用太森多边形法计算平均降水量较算术平均法更为合理，用不同的雨量站代表不同面积区域的降水量优缺点：该方法可适用于雨量筒分布不均匀的地方，但各雨量筒控制的面积始终不变，在不同降雨过程中都视

6、为定值因而会导致一定的误差。（3） 等雨量线法：一般说来是计算区域平均雨量最完善的方法。优点是考虑了地形变化对降水的影响，因此适用于地形变化较大（一般是大流域） 、流域内又有足够数量的降水观测站 优缺点：充分考虑了降雨的空间分布，计算精度较高，但对雨量筒的数量及代表性有较高要求。（4） 客观运行法12.下渗：也称入渗，指水从地表渗入土壤和地下的运动过程下渗三要素：下渗率（f）单位面积上单位时间内渗入土壤中的水量（ mm/h）下渗能力（Infiltration Capacity, fp）充分供水条件下的下渗率（最大下渗率）稳定下渗率（ fc）土壤含水量的持续增加，下渗率不断降低。当下渗仅靠重力作

7、用时，达到稳定状态，此时的下渗率称稳定下渗率下渗过程的阶段划分: 渗润阶段（分子力作用）渗漏阶段（毛管力和重力）渗透阶段（重力作用）3-渗润阶段：降水初期，土壤相对较为干燥，落在干燥土面上的雨水，首先受到土粒的分子力作用，在分子力作用下下渗的水分被土粒吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水，当土壤含水量达到分子力所能维持的最大量时，下渗进入下一阶段-渗漏阶段：当表层土壤中薄膜水得到满足后,影响下渗的作用由分子力转化为毛管力和重力。在毛管力和重力的共同作用下，使下渗水分在土壤孔隙中作不稳定运动，并逐步充填毛管孔隙、非毛管孔隙，使表层土含水达到饱和。-渗透阶段：在土壤孔隙被水分充满，达到饱和状态后，水分主

8、要在重力作用下继续向深层运动，此时，下渗的速度基本达到稳定。水分在重力作用下向下运行，称为渗透13. 径流:流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为径流径流表示方法和计算（P82）：流量（m3/s，米 3/秒）：流量 Q 指单位时间内通过某一断面的水量。径流总量（m3，米 3）：径流总量 W 是指 T 时段内通过某一断面的总水量。径流深度（mm，毫米）：径流深度 R 是指径流总量平铺在整个流域上的水层深度。径流系数（无量纲）：径流 a 是某一时段的径流深度 R 与降水深度 P 的比值。径流模数（M ）指流域出口断面流量与流域面积的比值，即单位时间单位面积上产生的水量 ，常

9、用单位 L/skm2 径流模数反映不受流域面积影响的产流状况及径流分布，便于工程设计单位应用 公式：W=QT; R=QT/1000F，F 为流域面积（平方千米）; a=R/P.M=1000Q/F14. 流域产流与汇流：产流过程 流域中各种径流成分的生成过程，也是流域下垫面对将于的再分配过程。 （供水和下渗的矛盾产物）汇流过程流域上各处各种成分的径流，经坡地带溪沟、河系，直到流域出口的过程。15. 产流机制:水在沿土层的垂向运行中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程，称为产流机制 .供水和下渗的矛盾产物416. 各种径流的产流条件、超渗地面径流：产流界面是地面（包气带的上界面） ；必

10、要条件是要有供水源（降水） ；充分条件是降雨强度大于下渗能力。、壤中径流：有供水，即上层有下渗水；有比上层下渗能力小的界面；供水强度大于下渗强度；有临时包饱和带，有产生侧向流动的动力条件。、地下径流：降水强度小于上层土壤下渗能力；包气带下缘形成临时饱和带。、饱和地面产流：供水、界面供水强度大于下渗强度及形成饱和积水带。4 种产流机制的共同规律：有供水，对地表径流是降水，对其他径流是由上而下的下渗水流；有足够的大于下渗率的供水强度；界面上产生临时饱和带或达到表层全层饱和；有侧向运行的动力；都是发生在包气带的某些界面上（供水和下渗的矛盾产物） 。17. 产流方式：大流域可能产生多 种产流机制的组合

11、， 称为产流方式。18.超渗产流方式遵循超渗地面径流产流机制19. 饱和产流方式的 3 种情况a. 包含饱和地面径流、壤中流和地下径流 3 种产流机制b. 包含地面径流、壤中流 2 种产流机制c. 包含地面径流、地下径流 2 种产流机制20. 饱和产流和超渗产流的区别：a. 超渗产流决定于降雨强度，与降雨量大小关系不大；饱和产流决定于降雨量大小，而与降雨强度无关b. 饱和产流多出现在湿润地区，而超渗产流多出现在干旱地区21. 单位线：单位时间内，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。利用单位线来推求洪水汇流过程线的方法叫单位线法单位线推求方法：缩放法，适用于仅有一个时段净雨的

12、情况；分解法，对多个时段净雨的洪水过程。522. 水情要素是用以表达河流水文情势变化的主要尺度，主要包括水位、流速、流量等 水位：水体自由水面高出某一基面以上的高程，基面：高程起算的固定零点流速：河流水质点在单位时间内移动的距离，流速垂线分布特流量：单位时间内流经某一过水断面的水量23. 谢才公式：计算明渠和管道均匀流平均流速或沿程水头损失的主要公式v 为断面平均流速，R 为水力半径，I 为水面比降，c 为与糙率等因素有关的流速系数24. 年径流量、多年平均径流量 、正常年径流量的概念 年径流量：一年度内通过河流某断面的水量，称该断面以上流域的年径流量。多年平均径流量：对于天然河道，实测得的各

13、年径流量的平均值。正常年径流量：实测资料年数增大到无限大时，多年平均流量趋于一个稳定的数值，此称正常年径流量。表示方法：年平均径流量 Q（m3/s）、年径流总量 W（m3 ）、年径流深R（mm ）和年径流模数 M（L/skm2）25. 河水的纵向运动：洪水波定义及其扭曲和展开河水的环流运动：弯道螺旋流26. 波浪：海洋、湖泊、水库等宽敞水面上常见的水体运动，其特点在于每个水质点做周期性运动，所有的水质点相继振动，便引起水面呈周期性起伏。27 波浪要素：213IRnV21Ic6波峰静水面以上的波浪部分 波谷静水面以下的波浪部分波顶波峰的最高点 波底波谷的最低点波高 h波顶与波底间的垂直距离波长

14、两相邻波顶或波底间的水平距离波陡 波高与半个波长之比波浪周期 两相邻的波顶（或波底）经过同一点所需的时间波速 c波形移动的速度，即波长与波浪周期的比值：c=/波向线波浪传播方向的线波峰线与波向线正交，并通过波峰的线波浪的产生是外力和内力共同作用的结果使自由水面水质点离开原来的位置的外力称为原动力（风、地震）使水质点回到原来的位置的力称为恢复力（如表面张力、重力、柯氏力等28 波浪的特征：在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动；波浪会发生传播，而水质点则几乎不发生移动29 波浪分类和特征：、按波的周期（频率）分类：表面张力波、短周期重力波、长周期重力波、长周期波、长周期潮波

15、、按成因分类：风浪和涌浪、内波、潮汐波、海啸、按水深分类：深水波（表面波或短波） 、浅水波（长波）、按波形的传播性质分类：前进波（进行波） 、驻波 30. 表面张力波风浪：是在风的作用下所产生的波浪。风浪生成机制问题的困难性：产生的风本身是复杂的随即现象；浪的出现影响波面附近的风。涌浪：当风平息或波速超过风速，风浪就离开风区传到远处的波浪。特点：随着传播距离增加，波高变小，波长和周期变长，涌浪变得平缓，波形接近摆线波。传播速度计算公式：C=（g/2）31. 风暴潮：由台风、温带气旋、冷锋的强风作用和气压骤变等强烈天气系统引起的海面异常升降现象，叫风暴潮，又称风暴增水或气象海啸。通常把风暴潮分为

16、温带气旋引起的温带风暴潮和热带风暴（台风）引起的热带风暴潮两类 32. 海啸是一种频率介于潮波和涌浪之间的重力长波33.只在地震构造运动出现垂直断层，震源深度小于 2050 公里，而里氏震级大于 6.5 的条件下才能发生 34. 近岸波（波浪绕射、波浪折射、波浪破碎）：波浪绕射：海浪可以绕过障碍进入岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域的现象。波浪折射：当波浪传入浅水或近岸区域时，其波峰线与底部地形的等深线成一偏角 0 时，因为水深的不断变浅，使波速减慢，从而波向线发生偏转，转到接近与等深线垂直，最后垂直于岸线（或是波峰线平行于岸线）的现象波浪破碎：波浪接近或是与岸线接触后，即波浪撞岸后，海底摩擦作用

17、使波顶运动速度大于波底，最后波峰越过波谷而发生破碎,发生完整的波浪破碎成浪花的现象。35. 潮汐概念和成因：7概念：海水有周期性的涨退现象称为潮汐。成因引潮力 概念即为引起潮汐现象并对潮汐有作用的力。分为天体吸引力（包括月球引潮力和太阳引潮力两方面,主要是月球）和惯性离心力合力(地球自身绕地月公共质点作的平动运动)潮汐运动包括海面周期性的垂直涨退和海水周期性的水平流动。36.潮汐分为 4 种类型:1 半日潮一个太阴日内，有两次高潮和两次低潮而且两相邻高潮或低潮的潮高几乎相等，涨落潮时也几乎相等，这样的潮汐称为半日潮2 全日潮半个月内，有连续 7 天以上在一个太阴日内，只有一次高潮和一次低潮，这

18、样的潮汐称为全日潮3 不正规半日潮在一个太阴日内，也有两次高潮和两次低潮，但潮差不等，涨潮时和落潮时也不等4.不正规全日潮在半个月内，较多天数为不规则半日潮，但有时一天里也发生一次高潮、一次低潮的现象，但全日潮不超过 7 天37. 洋流：即海流，海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动。分类：按成因（1）风海流 风力作用下形成（2）密度流 密度分布不均引起（3）补偿流 补充一海区海水大量流出而形成作用于洋流的力：风的应力、压强梯度力、摩擦力、地转偏向力38 地下水的概念：地下水是存在于地表以下岩（土）层空隙中的各种不同形式水的统称39. 地

19、下水的贮存空间：含水介质（含水且透水）：既能含水，又饱含水的多孔介质。是地下水存在的首要条件含水层：贮存有地下水，并在自然或人为条件下，流出地下水来的岩体。隔水层：虽然含水，但没有透水能力或很弱的岩体叫隔水层40 含水介质的空隙性：主要取决于孔隙度和孔隙大小 松散沉积物颗粒之间的空隙称为孔隙，坚硬岩石因破裂产生的空隙称裂隙可溶性岩石中的空隙称溶隙孔隙率:含水介质中孔隙体积与包括孔隙在内的岩土体积的比值孔隙率的大小，取决于： 岩土颗粒本身的大小 颗粒之间的排列形式、分选程度 颗粒的形状和胶结的状况等裂隙率:裂隙体积与包括裂隙在内岩石体积的比值岩溶率:溶隙的体积与包括溶隙在内的岩石体积的比值41

20、含水介质的水理特性：与水分的贮存、运移有关的岩石性质.包括岩土的容水性、持水性、给水性、贮水性、透水性及毛细性等容水度=持水度+给水度8容水性:在常压下岩土空隙能够容纳一定水量的性能，以容水度来衡量持水性:饱水岩土在重力作用下排水后，依靠分子力和毛管力仍然保持一定水分的能力称持水性给水性:指饱水岩土在重力作用下能自由排出水的性能透水性:指在一定条件下，岩土允许水通过的性能42.包气带:地表以下地下水面以上的岩土层，在其空隙未被水分所充满，空隙中仍包含着部分空气，该岩土层即为包气带包气带水：贮存在地下自由水面以上包气带中的水，称为包气带水包气带水可分为重力水和非重力水两种,非重力水主要是结合水(

21、吸湿水、薄膜水)和毛细水43 潜水：饱水带中自地表向下第一个有自由水面的含水层中的重力水。表征参数：潜水位 h潜水面上任一点的海拔高程（米） ；潜水埋深 T潜水面距地表的铅直距离（米） ；含水层厚度 H潜水面到隔水底板的距离（米） ；潜水流水力坡度潜水面上任意两点的水位差与该两点的渗透距离之比主要特征：潜水面不承受静水压力；潜水分布区与补给区基本一致；受外部条件影响，有季节变化。44. 承压水：充满于两个稳定隔水层之间的含水层中的地下水。 （倘若含水层没有完全被水充满，且像潜水那样具有自由水面，称为无压层间水）主要特征：承受静水压力；承压水的分布区与补给区不一致；受外界影响小，动态变化相对稳定

22、；水质类型多样，变化大。45. 地下水运动：、结合水运动：分为强结合水（吸湿水）和薄膜水（弱结合水） ，其中强结合水不能流动，所以结合水运动指的是薄膜水运动；由粘性土构成的隔水层存在着由下层含水层通过粘土层补给上层的现象（即越流渗透） ，这是结合水运动的结果。越流:指在一定水头差的作用下，含水层之间通过相对隔水层产生的渗透现象 、毛管水运动：毛管力及毛管上升高度.包气带中毛管水的运动。毛细现象:将玻璃毛细管插入水中，毛细管内的水面上升即会上升（下降）到至一定高度，这便是发生在固、液、气三相界面上的毛细现象 . 毛细现象的产生与表面张力有关，是由于在液体与固体的交界面上存在着液体湿润现象、重力水

23、运动：饱和水带的地下水运动，无论是潜水还是承压水，均表现为重力水在岩土层的空隙中运动.流动是在岩土空隙中进行，运动速度比较慢，所以在多数情况下均表现为层流运动 ；按流态分类为层流运动和紊流运动946. 线性渗透定律（达西定律）：是描述重力水渗流现象的基本方程；提出人：法国水利学家达西；实验发现渗透流量 Q 与水位差（h1-h2）成正比；说明促使水流通过土体的是水柱的高以及高于基准面的高度联合作用的结果。这个联合作用力称地下水水头，得公式由达西定律可知：当水力坡度 I=1 时，则 V=k，即渗透系数在数值上等于渗流速度（k 单位米/日或米/秒）达西定律的重要适用处：层流状态的水流；水流流速比较kIV