范文一：水文学课后答案

5.1 什么是岩石的孔隙性，自然界岩土的空隙有哪几种，各有什么特点，衡量指标是什么？ 构成地壳的岩石存在着数量不等，大小不一形状各异的空隙

孔隙 松散岩石有大小不等的颗粒组成的 松散沉积物的孔隙率，受颗粒大小、分选程度、颗粒形状、胶结程度等影响。n = Vn/V *100%

裂隙 存在于坚硬岩石的裂缝状孔隙 坚硬岩石中裂隙的长度、宽度、数量、分布及连通性等各地差异很大，与孔隙相比具有明显的不均匀性。nT =VT/V*100% nT =L*b/F *100%

溶隙或溶穴 可溶岩中的各种裂隙，在流水长期的溶蚀作用下形成的一种特殊空隙

（指标公式）KK = VK/V *100%

5.2 岩石中存在哪些形式的水？各有什么？各有什么特点？

（1）组成岩石矿物中的矿物结合水：沸石水 结晶水和结构水

（2）存在岩石空隙中的水：结合水、重力水、毛细水、固态水和气态水。

结合水 松散岩石颗粒表面和坚硬岩石空隙壁面，因分子引力及静电作用力而具有表面能，能牢固地吸附水分子，在颗粒表面和空隙壁面形成的水膜，不能在自身重力的作用下自由运动（薄膜水、吸着水） 重力水 重力对他的影响大于固体表面对他的吸引力，因而能在自身中立下影响运动

毛细水 由表面张力产生的毛细现象

气态水 与大气中的水汽联系紧密，在一定的温度和压力条件下，与液态水相互转化。

固态水 岩石温度低于0度，空隙中的液态水转化为固态水

5.3何为岩石的水理性质？包括哪些内容？各用什么衡量指标及相互间有何关系？

（1）容水性 指岩石容纳一定水量的性能。在数量上用容水度表示

（2）持水性 指岩石依靠水分子引力和毛细力，在重力作用下其岩石仍能保持一定水量的性能。在数量上以持水度表示

（3）给水性 当地下水位下降时，其下降范围内饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水在重力作用下，从原先赋存的空隙中释出。在数量上用给水度表示

（4）透水性 岩石可透过水的性能。定量指标透水系数

5.4何谓含水层、含水带、含水岩组、含水岩系？它们在生产实践中有什么用途？ 含水层 指能透过又能给出重力水的岩层

（1）有储水空间

（2）有储存地下水的地质构造条件

（3）有良好的补给水源和补给条件

5.5什么是潜水?有哪些特征？

潜水是埋藏于地下地下第一个稳定隔水层之上，具有自由表面的中重力水。

（1）由于潜水面之上一般无稳定的隔水层存在，因此具有自由表面，为无压水。

（2）潜水在重力作用下，由潜水位较高处向潜水位较底处流动，其流动的快慢取决于透水层的渗透性能和水力坡度。

（3）潜水透过包气带与地表相连通，大气降水、凝结水、地表水通过包气带的空隙通道直接渗入补给潜水，所以一般情况下，潜水的分布和补给区是一致的。

（4）潜水的水位、流量和化学成分都随着地区和时间不同而变化。

5.6什么是承压水？有哪些特征？与潜水有何区别？

充满于两稳定隔水层之间的含水层中的水称承压水

由于承压水具有隔水顶板，它具有与潜水不同的一系列特点

（1）当钻孔揭露承压含水层时，在静水压力作用下，初见水位（顶板高程处）与稳定水位不一致。

（2）在一般情况下，承压水的分布区与补给区不一致，因为承压水具有隔水顶板，大气降水与地表水不能处处补给它，承压水的补给区往往位于地势较高的出露处。

（3）由于承压水是由补给区流入广大的承压区，再向低处排泄，故承压水的出水量，水质，水温等受当地

气候的影响较小，随季节的变化也不明显。

（4）承压水手地表污染少。

5.7承压水等水位线图有何用途？

承压水面通常用等水压线图表示，它是根据相近时间测定的各井孔的测压水位标高资料绘制的，等水压线形状与地形等高线形状无关。

利用等水压线可确定流向和水力坡度；如果与等水压线图上绘有地形等高线和承压水隔水顶板等高线配合，可以确定承压水的承压水头和水位埋藏深度。根据这些可选择适宜的地下水开采地段。

5.8何谓地下水补给？地下水获取补给的来源有哪些？

含水层自外获得水量的作用成为补给。

地下水的补给来源：

（1）大气降水入渗补给：大气降水到达地面后，通过岩石的裂隙和土壤孔隙渗入地下。

（2）地表水入渗补给：江河、湖海、水库、池塘、水田等，这些地表水附近，地下会有可能获得地表水的补给。

（3）水汽凝结补给：当土层中的空气湿度达到饱和时，在岩石表面可形成重力水，重力水可下渗补给地下水。

（4）人工补给：一是有人类活动的某些生产活动而引起的地下水补给。二是人们有意识地专门修建地下水回补工程，将地表水引入或灌入地下。

5.9 何谓地下水排泄？地下水排泄有哪些方式？

含水层谁去水量的过程称为排泄

（1）泉水排泄：地下水只要在地形、地质、水文地质条件适当的地方，都可以以泉水的形式涌出地表。

（2）向地表水排泄:地下水向地表水排泄是在地下水位高地表水位时出现。

（3）蒸发排泄：地下水通过土壤蒸发、植物蒸发而消耗的过程。

5.10何谓地下水的径流模数？

每平方千米含水层面积上地下水径流量为每秒若干升表示M=Q*10~3/F*365*86400

M--地下水径流，模数 L/（s*km~2）

Q--地下水年径流量，m~3/a

F--含水层面积，km~2

5.11天然条件下，地下水的补给、径流、排泄之间有何关系？

山区的潜水属于渗入-径流型循环，即水量基本不消耗于蒸发，径流排泄可看作唯一的排泄方式：补给量=径流量=排泄量

平原区浅层地下水接受降水及地表补给，部分消耗于蒸发，部分消耗与径流排泄，为入渗-蒸发、径流型循环。在气候干旱，地势地平地区，径流很弱，为入渗-蒸发型循环：

补给量=排泄量，径流量

6.1为什么研究地下水的物理性质和化学成分？

地下水的物理性质和化学成分是地下水与环境（自然地理、地质背景及人类活动）长期相互作用的产物，能够真实反映地下水的形成环境，和形成过程，有助于阐明地下会的起源、形成和分布规律，重塑一个地区的水文地质历史。

实际意义：在利用地下水作供水源时，不同部门对水质有不同的要求（如饮用水不含对人体有害的物质，锅炉水要求硬度低等），为此要进行水质评价；对各种工程建筑的工程地质勘查评价时，需要了解地下水对混凝土等建筑材料的腐蚀性；含大量盐类或富集某些稀有元素（Br、I、B、Sr等）的地下水是宝贵的工业原料;某些具有特殊物理性质和化学成分的地下水具有医疗意义；利用地下水的异常，可以确定矿床或污染源的位置。但是，地下水的使用不当坑引起地下水水质恶化，土壤盐碱化等危害。

6.2氯化物最易溶解于水中，而为什么多数地下水中检出的是难溶的碳酸盐和硅酸盐成分？

开始阶段，氯化物最易于由岩层转入水中，而成为地下水中主要化学组分。随着溶滤作用延续，岩层含有的氯化物由于不断转入水中并被水流带走而贫化，相对易溶的硫酸盐成为迁入水中的主要组分。溶滤作用长期持续,岩层中保留下来的几乎只是难溶的碳酸盐及硅酸盐，地下水的化学成分当然也就以碳酸盐及硅酸盐为主了

6.3产生浓缩作用必须具备哪些条件？长期发生浓缩作用会产生什么后果？

在干旱，半干旱地区的平原和盆地的低洼处，地下水埋藏不深，蒸发成为地下水排泄的主要方式。由于水分不断蒸发，盐分仍留在地下水中，使地下水的矿化度不断增加，才会产生浓缩作用。

长期结果:一方面使地下水的矿化度增高，朝盐化方向发展。同时，由于地下水矿化度增高，溶解度较小的盐类便会相继的沉淀而出，从而引起地下水化学成分的改变。（如，HCO3-为主的地下水，经浓缩作用后HCO3-达到饱和状态便会沉淀析出，碳酸盐类便不能再溶解，而硫酸盐和氯化物却仍可溶解，是地下水以硫酸盐甚至氯化物为主要成分）

6.4计算题

6.5计算题

7.6地质构造与地下水富集有何关系？

地质构造与地下水的储存有着密集的关系，地质构造会为地下水的富集提供条件

7.7断裂构造如何制约着地下水富集？

（1）角砾岩、压碎岩带富水：发生在脆性岩石的张性和张扭性断层，其断层破碎带的构造带，一般有碎块断层角砾岩和压碎岩构成，结构疏散、充填物少、富水性比两侧强，布井时应选在断层上盘，以揭穿断层带中央的角砾为宜。

（2）断层影响带富水:压性和压扭性断层破碎带的构造岩带，多为糜棱岩、断层泥构成，透水性差，贫水或无水

富水。 。在构造岩两侧断层影响带内，裂隙密集，透水性强，含水丰富。 （3）断层交汇带富水：不同方向或不同层次断裂的交叉或汇合部位，岩石破碎，断层影响带发育，易形成

（4）断层岩块富水：当断层组存在时，各条断层之间的岩块、裂隙发育，易形成富水带，尤其在厚层脆性岩中。

7.8岩溶水（喀斯特水）的特征表现在哪些方面？

（1）岩溶水的分布特征：

（2）岩溶水的补、径、排特征：

（3）岩溶水的水化学特征：

7.9泉是如何形成的？有哪些类型？研究算泉有何实际意义？

答 （1）形成：泉是在一定的地形、地质和水文地质条件有机组合的产物。

（2）根据补给源分类：上升泉河下降泉。根据泉的出露原因分类：侵蚀泉、

接触泉、溢出泉、断层泉。

（3）研究泉的实际意义：泉的特征的研究可以反映地下水的一系列特征。

例如泉涌水量大小反映富水程度；泉出露标高代表地下水位的标高；泉水运动的特征及动态，反映地下水位的类型；泉的分布反映含水层补给和排泄区的位置；泉水化学特征代表含水层的水质特点；泉水温度可以反映地下水的埋藏条件；此外泉的出露特征有助于判断地质构造等。尤其一些大泉，常是主要的甚至唯一的供水源地。有的泉群可成为旅游资源。

8.1有效孔隙度与孔隙度、给水度有何关系？

（1）有效孔隙度小于孔隙度

（2）由于重力释水时孔隙中还保持结合水和孔角毛细水乃至悬挂毛细水，所以有效孔隙度大于给水度。

（3）对于孔隙大的岩石三者大致相等

8.2地下水能从压力小处向压力大处运动么？为什么？

总水头——单位重量液体所具有的总的机械能，简称水头，

水力坡度——大小等于?dH/dn? （梯度），方向沿着等水头线的法线方向指向水头降低的方向的矢量定义为水力坡度，记为J

8.3弹性释水的物理实质是什么？与重力疏干排水有何区别？

由于水头降低引起的含水层释水现象称为弹性释水，表示面积为1m2、厚度为1m （即体积为1m3）的含水层，考察当水头下降lm时释放的水量；

一般假设弹性释放是在瞬时完成的，并假设μ*

不随时间变化。潜水含水层的重力疏干则不同，地下水位下降所引起的水量释放有一个过程。

8.4在计算地下热水运动时，是否能把渗透系数K当作代表岩层透水性的常数，为什么？ 渗透系数是表征岩石透水性的重要指标，其大小取决于岩石中空隙、裂隙的数量、规模及连通情况等，并可在室内根据达西定律测定，与液体的性质无关.

8.5流网对解决稳定渗流问题有很大的实用意义，对非稳定渗流问题有意义吗？为什么？ 由于流网为流线和等势线互相正交所形成的网状图形；在非稳定刘中，流线是不断变化的，只能给出某一瞬间的流线图，因此，只有对稳定流问题中，流线才恒定，流网才有实际意义

8.6承压水运动的基本微分方程中，没有含水密度p,为什么说它反应了承压含水层中地下水运动的质量守恒关系？

它表明单位时间内流入、流出单位体积含水层的水量差等于同一时间内单位体积含水层弹性释放（或弹性贮存）的水量。它还通过应用Darcy定律反映了地下水运动中的能量守恒与转化关系。可见，基本微分方程表达了渗流区中任何一个“局部”都必须满足质量守恒和能量守恒定律。

各向异性承压含水层地下水三维流的基本微分方程

物理意义：单位时间内流入、流出单位体积含水层的水量差等于同一时段内单位体积含水层弹性释放（或弹性储存）水量。反映地下水运动的质量守恒关系以及能量转化关系。

8.7边界上的泉一般作为什么边界条件？如在开采过程中泉水可能被疏干，还能作为边界么？

通过实际观测可以得到边界上的泉单位面积（二维空间为单位宽度）上流出时的流量q时，因此泉可以作为第二类边界或给定流量的边界。

泉水疏干后，相当于各点在每一时刻的水头都是已知的，此时这部分边界可作为第一类边界

8.8计算题

8.9计算题

9.1计算题

9.2计算题

9.3计算题

9.4计算题

9.5计算题

10.1当一口抽潜水井抽水时，在井周围观测孔中的水面是高于还是低于该处的潜水面？试解释其原因。

同一时刻在潜水井流的观测孔中测得的平均水位降深值总是大于该处 潜水面的降深值

原因：10.2井损和水跃的概念有何不同？承压水水井和潜水井都同时存在井损和水跃吗？

潜水井抽水时，井内水位和井壁水位只有当降深教小时才有可能一致，当抽水降深较大时，抽水井中的水位低于井壁处的水位，井壁处产生渗出面，这种现象亦称为水跃，井中和井壁水位之差称为水跃值 承压井在抽水降深较大时，亦存在井内外水位不一致现象，主要是井的阻力造成的通常称为井损

10.3能否用小降深抽水试验得出的经验公式预报大降深时的流量？为什么？

不能，涌水量随井中水位降深的增加而增大，从Dupuit 公式看：承压井时两者呈直线关系i，浅井时两者呈抛物线关系。大量的抽水试验表明，Dupuit 公式反映的上述关系仅适用于小降深抽水的情况，降深较大时，水流的流态发生变化，Dupuit 公式计算结果偏大，同时，从Dupuit 公式来看，当S=H时，井的流量最大。这在时间和理论上都是不合理的，因为当S=H时，h必然等于零，则过水断面亦应等于零，就不应有水流入井中，这反映了Dupuit 公式的不严密性。

10.4计算题

10.5计算题

10.6计算题

10.7计算题

10.8计算题

10.9计算题

10.10计算题

范文二：水文学(杨维)课后答案 水文学课后答案

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5.1 什么是岩石的孔隙性，自然界岩土的空隙有哪几种，各有什么特点，衡量指标是什么, 构成地壳的岩石存在着数量不等，大小不一形状各异的空隙

孔隙 松散岩石有大小不等的颗粒组成的 松散沉积物的孔隙率，受颗粒大小、分选程度、颗粒形状、胶结程度等影响。n = Vn/V *100%

裂隙 存在于坚硬岩石的裂缝状孔隙 坚硬岩石中裂隙的长度、宽度、数量、分布及连通性等各地差异很大，与孔隙相比具有明显的不均匀性。nT =VT/V*100% nT =L*b/F

*100%

1

溶隙或溶穴 可溶岩中的各种裂隙，在流水长期的溶蚀作用下形成的一种特殊空隙

(指标公式)KK = VK/V *100%

5.2 岩石中存在哪些形式的水,各有什么,各有什么特点,

(1)组成岩石矿物中的矿物结合水:沸石水 结晶水和结构水

(2)存在岩石空隙中的水:结合水、重力水、毛细水、固态水和气态水。

结合水 松散岩石颗粒表面和坚硬岩石空隙壁面，因分子引力及静电作用力而具有表面能，能牢固地吸附水分子，在颗粒表面和空隙壁面形成的水膜，不能在自身重力的作用下自由运动(薄膜水、吸着水) 重力水 重力对他的影响大于固体表面对他的吸引力，因而能在自身中立下影响运动

毛细水 由表面张力产生的毛细现象

气态水 与大气中的水汽联系紧密，在一定的温度和压力条

2

件下，与液态水相互转化。

固态水 岩石温度低于0度，空隙中的液态水转化为固态水

5.3何为岩石的水理性质,包括哪些内容,各用什么衡量指标及相互间有何关系,

(1)容水性 指岩石容纳一定水量的性能。在数量上用容水度表示

(2)持水性 指岩石依靠水分子引力和毛细力，在重力作用下其岩石仍能保持一定水量的性能。在数量上以持水度表示

(3)给水性 当地下水位下降时，其下降范围内饱水岩石及相应的支持毛细水带中的水在重力作用下，从原先赋存的空隙中释出。在数量上用给水度表示

(4)透水性 岩石可透过水的性能。定量指标透水系数

5.4何谓含水层、含水带、含水岩组、含水岩系,它们在生产实践中有什么用途, 含水层 指能透过又能给出重力水的岩层

3

(1)有储水空间

(2)有储存地下水的地质构造条件

(3)有良好的补给水源和补给条件

5.5什么是潜水?有哪些特征,

潜水是埋藏于地下地下第一个稳定隔水层之上，具有自由表面的中重力水。

(1)由于潜水面之上一般无稳定的隔水层存在，因此具有自由表面，为无压水。

(2)潜水在重力作用下，由潜水位较高处向潜水位较底处流动，其流动的快慢取决于透水层的渗透性能和水力坡度。

(3)潜水透过包气带与地表相连通，大气降水、凝结水、地表水通过包气带的空隙通道直接渗入补给潜水，所以一般情况下，潜水的分布和补给区是一致的。

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(4)潜水的水位、流量和化学成分都随着地区和时间不同而变化。

5.6什么是承压水,有哪些特征,与潜水有何区别,

充满于两稳定隔水层之间的含水层中的水称承压水

由于承压水具有隔水顶板，它具有与潜水不同的一系列特点

(1)当钻孔揭露承压含水层时，在静水压力作用下，初见水位(顶板高程处)与稳定水位不一致。

(2)在一般情况下，承压水的分布区与补给区不一致，因为承压水具有隔水顶板，大气降水与地表水不能处处补给它，承压水的补给区往往位于地势较高的出露处。

(3)由于承压水是由补给区流入广大的承压区，再向低处排泄，故承压水的出水量，水质，水温等受当地

气候的影响较小，随季节的变化也不明显。

(4)承压水手地表污染少。

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5.7承压水等水位线图有何用途,

承压水面通常用等水压线图表示，它是根据相近时间测定的各井孔的测压水位标高资料绘制的，等水压线形状与地形等高线形状无关。

利用等水压线可确定流向和水力坡度;如果与等水压线图上绘有地形等高线和承压水隔水顶板等高线配合，可以确定承压水的承压水头和水位埋藏深度。根据这些可选择适宜的地下水开采地段。

5.8何谓地下水补给,地下水获取补给的来源有哪些,

含水层自外获得水量的作用成为补给。

地下水的补给来源:

(1)大气降水入渗补给:大气降水到达地面后，通过岩石的裂隙和土壤孔隙渗入地下。

(2)地表水入渗补给:江河、湖海、水库、池塘、水田等，

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这些地表水附近，地下会有可能获得地表水的补给。

(3)水汽凝结补给:当土层中的空气湿度达到饱和时，在岩石表面可形成重力水，重力水可下渗补给地下水。

(4)人工补给:一是有人类活动的某些生产活动而引起的地下水补给。二是人们有意识地专门修建地下水回补工程，将地表水引入或灌入地下。

5.9 何谓地下水排泄,地下水排泄有哪些方式,

含水层谁去水量的过程称为排泄

(1)泉水排泄:地下水只要在地形、地质、水文地质条件适当的地方，都可以以泉水的形式涌出地表。

(2)向地表水排泄:地下水向地表水排泄是在地下水位高地表水位时出现。

(3)蒸发排泄:地下水通过土壤蒸发、植物蒸发而消耗的过程。

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5.10何谓地下水的径流模数,

每平方千米含水层面积上地下水径流量为每秒若干升表示M=Q*10~3/F*365*86400

M--地下水径流，模数 L/(s*km~2)

Q--地下水年径流量，m~3/a

F--含水层面积，km~2

5.11天然条件下，地下水的补给、径流、排泄之间有何关系,

8

范文三：水文学原理

水文学原理 Principle of hydrology

Chapter 1 绪论

绪论:introduction

大气圈(aerosphere )水圈(hydrosphere )岩石圈(lithosphere )生物圈(biosphere )

人类圈(anthroposphere )

中国四大水问题(four major water issues in China)

水多(more ) :洪水(floods ) 水少(less ) :干旱(droughts )

水浑(turbid ) :水土流失(soil and water losses) 水脏(dirty ) :水污染(water pollution) 水平 /垂直结构(horizontal/vertical structure)

河流学 (potamology/river hydrology) 湖沼学 (limnology/lake hydrology) 水库 (reservoir )

冰川水文学 (glacier hydrology) 地下水水文学(groundwater hydrology)

水文气象学 (hydrometeorology ) 积云 (cumulus ) 河口水文学 (estuary hydrology)

流域水文学 (basin hydrology) 全球水文学 (global hydrology)

水文学中的环境同位素 (environmental isotopes in hydrology)

Chapter 2 水文循环

水文循环:hydrological cycle

海洋蓄水 (water storage in oceans) 蒸发(evaporation )凝结(condensation )

大气蓄水(water storage in the atmosphere)冰雪蓄水(water storage in ice and snow)

降水(precipitation )散发(transpiration )蒸散发(evapotranspiration )

升华(sublimation ) 凝华(desublimation )地表径流(surface/direct runoff)

融雪径流(snow melt runoff to streams)河川径流(streamflow )泉水(spring )

淡水储存(freshwater storage) 下渗(infiltration )地下水出流(groundwater discharge) 地下水储存(groundwater storage)大 /中 /小尺度(macro-scale/mesoscale/microscale)

开放 /封闭系统(open/closed system)截留(interception )洼地储蓄(depression storage) 地下径流 (groundflow ) 壤中流 (interflow ) 总水量 (total water) 海洋 /大陆 (oceans/continent) 咸水 /淡水(saline/fresh water) 沼泽(marish )大气水(atmospheric water)

生物水(biological water)土壤水(soil water)

Chapter 3 流域与水系

流域与水系:Watershed & Drainage Networks

Part 1 基本概念

分水线 (watershed divide) 闭合流域 (closed watershed)

非闭合流域 (unclosed watershed) 水系 (Drainage Networks)

羽毛状水系 (Elongated shape) 平行状水系 (fan shape)

混合状水系 (mixed shape) 坡地 (Slope) 倾斜面 (inclined plane) 收敛曲面 (Convergent Camber) 发散曲面 (Divergent Camber

流域基本单元 (Unit)

P art 2 水系的地貌特征

河源 (headwater) 节点 (node) 出口 (outlet)

外链 (External links) 内链 (Internal links) 干流 (main river)

支流 (tributary river) Strahler 分级法 河流长度 (stream length)

河数定律 (the law of stream numbers) 河长定律 (the law of stream lengths) 链长度 (Link Length) 横断面 (Cross section) 纵断面 (longitudinal section) 大断面 (flood cross-section) 弯曲率 (Sinuosity)

河底比降 (Slope of stream bed)

Part 3 流域的地貌特征

流域形状 (Shape of watershed) 流域坡度 (Slope of watershed) 流域面积及面积定律 (Drainage area and the law of drainage areas)

流域长度和宽度(Width and length of watershed) 形态因子 (Shape factor)

圆度 (Circularity ratio) 伸长比 (Elongation ratio)

河网密度和河道维持常数(Drainage density & constant of channel maintenance)

河流频度和链频度 (Stream frequency & link frequency)

面积 --河长曲线(Drainage area-stream length curve )

高程曲线(Elevation curve)

Chapter 4 降水

降 水 (Precipitation)

Part 1 降水要素及其时空变化表示方法 (Precipitation elements & Temporal and spatial variation)

降雨的基本要素(Rainfall Elements) 降雨量 (深 ) Rainfall (depth)

降雨历时 (Rainfall duration) 降雨强度 (Rainfall intensity)

降雨面积 (Rainfall area) 暴雨中心 (Storm center)

降雨强度与历时曲线(Rainfall intensity-duration curve)

降雨深与面积关系曲线(Rainfall depth-area curve)

降雨深与面积和历时关系曲线(Rainfall depth-area-duration curve)

Part 2 降雨类型及其影响因素 (Types of rainfall and Affecting factors)

气旋雨 (Cyclonic rain) 对流雨 (Convectional/Convective rain) 台风雨 (Typhoons/Hurricanes) 地形雨 (Orographic rain)

锋面雨 (Frontal rain) 非锋面雨 (Non-frontal rain)

Part 3 区域(流域)平均降雨量计算方法 (Calculation method of Average rainfall over an area)

算术平均法 (Arithmetic mean method) 泰森多边形法 (Thiessen polygon method) 等雨量线法 (Isohyetal method) 距离平方倒数法 (Inverse distance-squared method) 雷达测雨 (Radar measurement of rainfall) 卫星测雨 (Satellitic measurement of rainfall) Part4 降雨资料的检验 (Test of rainfall data)

Chapter 5 土 壤 水

土 壤 水 (Soil Water) 水文循环 (Hydrologic Cycle) 土壤颗粒 (soil particles) 过滤(leach ) 蒸发(evaporation ) 蒸发,散发(transpiration ) 水分(moisture ) Part 1土壤的质地结构及“三相”关系

土壤质地 (Soil texture) 粘粒 (clay ) 粉粒 (silt ) 砂粒 (sand ) 土壤结构 (Soil configuration) 土壤中的 “三相” 关系 (Three phases within a soil) 固体 (Solids ) 液体 (Liquids ) 空气 (Vapor ) 固体密度 (solid density) 干容重 (Dry bulk density) 孔隙度 (Porosity)质量含水率 (Gravimetric water content) 容积含水率 (volumetric water content)

饱和度 (the degree of saturation) 充气孔隙度 (Aeration porosity) 孔隙比 (Void ratio)

Part 2土壤水的存在形态

土壤水作用力 (Forces governing soil water) 分子力 (Molecular force) 毛管力 (Capillary force) 粘着力(Adhesion ) 粘结力(Cohesion ) 重力 (Gravitational force) 土壤水类型 (Soil water classification) 束缚水 (bound water) 吸湿水 (Hygroscopic Water) 膜状水 (Film water) 毛管上升水 (Ascending water in capillary tube) 渗透重力水(percolating water) 毛管悬着水 (Suspended capillary water) sustained gravitational water(支持重力水 ) 土壤水分常数 (Soil water constants) 田间持水量(field capacity) Saturation (饱和状态)

Part 3土壤水的能量状态

土水势 (Soil water potential) 影响因素(Affect the factors) 土壤水分特性曲线 (Soil water characteristic curve)

Chapter 6 下渗

下渗 : Infiltration

Part 1 引 言 (Introduction)

土壤水分剖面 (soil moisture profile) 下渗 (infiltration)

下渗率 (infiltration intensity) 下渗容量 (infiltration capacity)

下渗曲线 (infiltration capacity curve) 累积下渗曲线 (accumulative infiltration capacity curve) 下渗机理(mechanism of infiltration)

Part 2 非饱和下渗理论() 下渗方程的导出(deduction of infiltration equation)

忽略重力作用的下渗方程的解(solution under gravity neglected)

完全下渗方程的解(solution under whole condition)

Part 3饱和下渗理论 () 基本方程的建立 establishment of basic equation

下渗曲线的导出(deduction of infiltration curve)

Chapter 7 蒸发与散发

蒸发与散发 (Evaporation & Transpiration)

Part 1蒸发现象及其控制条件 (evaporation and control conditions)

基本概念 (basic concepts) 蒸发潜热 (heat of vaporization) 蒸发率 (evaporation rate) 凝结潜热 (condensation latent) 蒸发能力 (evaporation capacity) 蒸发分类 classification of evaporation 控制蒸发率的条件 controlling conditions for evaporation 动力条件 (dynamic) 气象条件 meteorological condition 供水条件 (water supply) Part 2 水面蒸发 (water surface evaporation)

太阳辐射 (solar radiation) 气压 (air pressure) 风 速 (wind velocity) 温 度 (temperature) 湿度 (humidity) 水面大小 (water surface area) 水面形状 (shape of water body) 水深 (water depth) 水质 (water quality) 理论方法(theoretical method) 热量平衡法 (heat balance method) 空气动力学法 (aerodynamic method) 混合法 (mixed method) 水量平衡法 (water balance method) 经验公式(empirical equation) 器测法(instrument-measurement method )

水面蒸发的时空分布特点 temporal spatial distribution characteristics

Part 3 土壤蒸发

土壤蒸发过程 (soil water evaporation processes)

土壤蒸发规律 (soil water evaporation rules)

Part 4 植物散发

散发现象 (phenomena of plant transpiration) 植物散发规律 (plant transpiration rules) 植物散发的确定 (determination of transpiration)

Part 5 流 域 蒸 散 发 (watershed evapotranspiration)

上层(Upper Layer) 下层(Lower Layer) 深层(Deep Layer)

Chapter 8 产流机制

产流机制 :mechanism of runoff generation

径 流 (Runoff) 径流形成过程 (Rainfall-Runoff Process)

径流深 (Runoff Depth) 径流量的时程分配 (Temporal distribution of runoff)

Part 1包气带及其结构(Aeration (vadose) zone and its structure)

包气带和饱水带(aeration zone or vadose zone and Saturdayed zone)

特殊包气带 (Special aeration zone)

三相系统(three-phase system(liquid , gaseous , solid ) )

土壤结构(soil structure) 包气带结构 (The structure of aeration zone)

高寒地带的包气带(aeration zone in a high and cold area)

Part 2包气带的水分动态及对降雨的再分配作用(Soil moisture dynamics in aeration zone and its roles in partitioning rainfall)

A 、包气带水分动态 (soil moisture dynamics in aeration zone)

包气带水分的增长(Soil moisture increase in aeration zone)

包气带水分的消退(Recession of soil moisture in aeration zone)

B 、包气带对降雨的再分配作用 (The role of aeration zone in redistributing rainfall) 筛子(sieve ) 门槛(threshold )

C 、包气带水量平衡方程式 (Water balance equation for aeration zone)

Part 3 产流的物理条件(Physical conditions for runoff generation)

超渗地面径流(Hortonian overland flow) (Rainfall excess)

壤中水径流产流(through flow / subsurface flow / interflow)

饱和地面径流条件(saturated overland flow)

回归流(return flow)

Part 4 基本产流模式 (Basic modes of runoff generation)

Chapter 9 地表水流

地表水流 :surface flow

Part 1 洪水波的形成及传播 (Formation and propagation of flood wave)

A 、洪水波运动 (movement wave)

a 、几何特征(geomtric characteristics)

波体(main body of flood wave) 波高(wave height) 波长(wave length)

b 、附加比降(additional slope)

c 、相应流量与相应水位(Corresponding discharge (water levels, stages) )

d 、波速(wave velocity) e 、坦化(attenuation ) 扭曲(distortion )

B 、 洪水运动的水力学描述 (Hydraulic description of flood wave movement)

圣维南方程组(Saint-Venant Equations)

连续方程 (Continuity equation or mass conservation equation)

动力方程 (Momentum equation)

C 、洪水波的分类 (Classification of flood wave)

空间惯性迁移惯性项 (convective inertia term) 重力(gravity )

时间惯性力局地惯性项(local inertia term) 压力(pressure ) 阻力(friction )

D 、 运动波 (Kinematic wave)

E 、 扩散波 (Diffusion wave)

Part 2(Storage theory & storage equation)

A 、河槽调节作用和河段水量平衡方程 (Storage effects of a river channel and water balance equation for a reach)

蓄满产流 (Runoff generation on repletion of storage)

超渗产流 (Runoff generation in excess of infiltration)

B 、槽蓄方程 (Storage equation)

C 、洪水波运动的水文学方法 (Hydrological method of flood wave movement

D 、特征河长 (Characteristic river length)

F 、槽蓄曲线的特性 (Nature of Storage-discharge curve)

Chapter 10 洪水演算

洪水演算 (Flood Routing)

Part 1 引 言 (Introduction)

具有物理基础的洪水演算法 (Physically-based flood routing method)

质量守恒 (mass conservation) 动量守恒 (momentum conservation) Part 2 线性扩散波演算法 (Linear diffusion wave routing method)

定解问题的构成 (Composition of solution problems) 基本解 (Basic solution) 出流过程的计算 (Derivation of outflow hydrograph) 扩散波(Diffusion wave)

入流过程 (Processing of inflow hydrograph) 稳定流(Steady flow) 参数的确定 (Determination of parameters) 卷积公式 (Convolution formula)上断面洪水过程(inflow hydrograph at upper section)

半无限长,自由下边界(semi — infinite long, free lower boundary)

简单入流过程 (Simple inflow hydrograph) 单位入流过程 (Unit Inflow hydrograph) 单位矩形入流过程 (Unit Rectangular Pulse Input)

单位瞬时脉冲入流 (Unit instantaneous Pulse Input)

入流过程离散化 (Discretizing inflow hydrograph) 汇流曲线 (flow concentration curve) Part 3 线性特征河长演算法 (Linear characteristic length routing method)

描述洪水波运动的基本微分方程式 (Basic differential equations of flood wave movement) 汇流曲线的确定 (Determination of flow concentration curve)

Part 4 线性运动波演算法 (Linear kinematic wave routing method)

运动波差分方程的建立 (Difference equation of kinematic wave)

数值扩散的概念 (Numerical diffusion) 连续演算问题 (successive routing) 汇流系数的计算 (Calculation of flow concentration coefficient)

泰勒公式 (Taylor formula) 汇流系数 (flow concentration coefficient)

Chapter 11 流域产流

流域产流 :Watershed Runoff Generation/Production

Part 1 引 言 (Introduction)

径 流 (Runoff) 径流形成过程 (Rainfall-Runoff Process)

径流深 (Runoff Depth) 径流量的时程分配 (Temporal distribution of runoff)

Part 2流域产流面积的变化(Variations in runoff producing area)

A 、现象及原因 (Phenomena & Causes)

蓄满产流 (Runoff generation on repletion of storage)

超渗产流 (Runoff generation in excess of infiltration)

B 、蓄满产流条件下总径流的产流面积变化 (Variations in the runoff producing area of total runoff under runoff formation on repletion of storage)

蓄水容量曲线 (Watershed Capacity Curve)

流域蓄水容量曲线 (Watershed water capacity curve)

在降雨空间分布均匀的情况下(Spatial distribution of rainfall is even)

C 、 超渗产流地面径流产流面积变化 (Variations in the runoff producing area of surface runoff under runoff formation in excess of infiltration)

Part 3 蓄满产流的流域产流量的计算 (Computation of total runoff under runoff formation on repletion of storage)

总径流量的计算 (Computation of total runoff)

径流成分的划分 (Separation of runoff components)

降雨空间分布不均匀情况 (Spatial distribution of rainfall being uneven)

Part 4超渗产流的流域产流量计算(Computation of total runoff under runoff formation in excess of infiltration)

Chapter 12 流域汇流

流域汇流 :Watershed flow concentration

Part 1 基本概念及数学描述 Basic Concepts and mathematical description A 、流域汇流的路径 Watershed flow paths

几何路径 (Geometric paths) 状态路径 (State paths)

B 、流域汇流时间 Watershed flow time of concentration

平均流域汇流时间 (Average watershed flow time of concentration)

最大流域汇流时间 (Maximum Watershed flow time of concentration)

C 、径流成因公式 Formula for computing the discharge at the watershed outlet

D 、流域调蓄作用 Watershed storage effects

Part 2流域汇流系统分析 Analysis of watershed flow concentration system 基于流域调蓄作用的流域汇流系统的数学表达式

(Mathematical description of storage-effect-based watershed flow system)

流域瞬时单位线 (Watershed Instantaneous Unit Hydrograph)

卷积公式 (Convolution formula)

流域单位线的识别 (Determination of unit hydrograph)

Part 3面积 — 时间曲线 Time-area histogram

等流时线和等流时面积 (Isochrones and Inter-isochrone areas)

等流时线法 (Isochrones Method)

Part 4概念性流域汇流模型 Conceptual watershed flow concentration models 概念性元件 (Conceptual components)

“ 渠道 ” 型 (Canal type) b. “ 水库 ” 型 (Reservoir type)

概念性元件的组合及其瞬时单位线 (Combination of conceptual components and the corresponding instantaneousunit hydrograph)

范文四：水文学原理

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。

328、径流模数: 指流域出口断面流量与流域面积的比值。M＝Q/F ,m/s·km

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。

Qs=QP ,Qs－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＝0.1h(田一凋) ， ：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)

如果流域各处流速变化不大，则流域滞时大体相当于流域平均汇流时间， K=

并可按下式估算L0V(7-4)

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

? 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

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:

? 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)

? 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)

? 蒸发率微弱阶段 3、简述下渗过程各个阶段

①渗润阶段。水主要受分子力的作用，吸附在土壤颗粒之上，形成薄膜水。

②渗漏阶段。下渗的水分在毛细管引力和重力作用下，在土壤颗粒间移动，逐步充填粒间空隙，直到土壤孔隙充满水分。

③渗透阶段。土壤孔隙充满水，达到饱和时，水便在重力作用下运动，称饱和水流运动。

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+(Wf - W0)+ Rsub

I：下渗水量 E：蒸散发量

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

D=Wf - W0 (D:包气带缺水量) Rsub：从包气带中排出的自由重力水

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：海洋的蒸发量多于降水量；大陆降水量多于蒸发量；大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；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+CO2 →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。

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：

? 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

?

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．

? 垂直平分法（又称泰森多边形法）

,其中f1、f2、f3fn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 fi，乘以两等雨量线间的平均雨深Pi，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：

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求算2

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)=w2-w1 （1）

w=k［x·I+（1-x）Q］ （2）

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

f=fc+(f0-fc)e-βt ，fc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＋Pt－Rt－Et

W0,t—t日流域蓄水量(mm)；W0,t+1—t+1日流域蓄水量(mm)；

Pt—t日降雨量(mm)；Rt—Pt产生的径流深(mm)；Et—t日的蒸散发量(mm)。

WEt=0,t

Em,tWm

Et=W0,t

WmEm,t（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

（3）三层计算

假定当双层计算中的下层蒸散发算成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

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

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

? 论述水文循环的作用和意义

? 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

? 形成江河、湖、沼等水体及各种地貌形态（及地壳运动）

? 形成巨大的水资源

? 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： 式中，

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——Rsat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< fa;="" rs="">

当ifB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：

? 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；

?

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 ）

（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

? 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。 ? 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。

? 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。

? 思考题

中国面临的水问题（水多、少、脏）

水灾（城市洪水）

缺水问题

水污染防治

范文五：水文学原理

第四节 自然界的水文循环

一 水文循环的内外因 内因:水的三态(气态,液态,固态) 在常温下可以相互转化. 外因:太阳辐射和地心引力. 二大循环与小循环 大循环 小循环

二 水文循环运动规律 三 水文循环的影响因素 海洋的蒸发量多于降水量 大陆降水量多于蒸发量 大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡 大陆内流区降水量和蒸发量基本相等 气象因素如风向,风速,温度,湿度等 自然地理条件如:地形,地质,土壤, 植被等 人类活动如:水利措施和农林措施等

小循环 四 水文循环的作用和意义 1 直接影响气候的变化 2 形成江河,湖,沼等水体及各种地貌 3 造成巨大的水利资源 4 形成一切水利资源 五 我国水文循环的路径 南边输入,东边输出

降 雨 发 雨 蒸 发 蒸 降 洋

大循环

雨云 层云 陆 地 海

雨云 层云 降 雨 植物蒸(散)发 蒸 发 河流蒸发 地面径流 下 渗 地下水 雨 洋 降 海

第二章 水文现象及其过程的物 理基础

第一节 水的物理性质

水分子聚合体及密度 水的热容量与传热性 水的三态转化(气态,液态,固态) 水的表面张力 液态水的闪动簇团模型 海水密度的表示方法

第二节 水文平衡

2

河流流域的水量平衡

闭合流域在某一给定时段内的水量平衡方程 为:

一

1

水量平衡

通用的水量平衡方程

根据物质不灭定律,水量平衡原理的概念就是对于 任一区域在给定的时段内,各种输入量与区域内储 水量的变化之和.

P = E + R ± W

闭合流域的多年平均水量平衡方程为:

I = O + (W 2 W 1 ) = O ± W

I——在给定时段内输入区域的各种水量之和 O——在给定时段内输出区域的各种水量之和 W1 ,W2——区域内时段始,末的储水量.

P = R+E

1

R = α P

0

E = β P

0

二 热量平衡 1.通用的热量平衡方程式

式中:α0,β 0 分别是多年平均径流系数和多年平 均蒸发系数. 可写作:

S1 S 0 = ± S

式中:S1_—输入水体的热量; S2 —输出水体的热量; S —水体储热变量. 2.单位面积水柱在00C以上的全部热能称为 0 总热 1

αo + β0 = 1

E = P

3.全地球的水量平衡

Hg =

A0

∫ Cρ

z

例题:某水库1993年测得其入库年平均 流量为110m3/S,出库年平均流量为120 m3/S,区间来水年平均流量为20 m3/S, 总灌溉引水量为108 m3,库区水面平均面 积为100km2,测得年降水量为1100mm, 年水面蒸发量为1200mm; (1)写出水库的水量平衡方程式; (2)当年水库的蓄水量是增加还是减少? 试求出水库蓄量的变化量.

l

A0 T z dZ

压 力 L K (Pa)

不同水温水分子聚合体的分布

冰 分子式

O S

760

水 00C 19 58 23 40C 20 59 21 380C 29 50 21 980C 36 51 13

0.01

100

T(0c)

水的标准相图

水的偶极形成的二聚水体和三聚水体

H H H O

O H O H H O O H

液态水的闪动簇团模型

H H O

H H H O

O H

海水密度的表示方法

因为海水密度一般都大于1,并精确到小 数位,为书写简便,常用σs,t,p来表示,即 海水的密度减1再乘1000.

O H H H

O H O

H

H H O H H

H H O

H O H

H O

O

H

H

H

H O H

H O H H H O O H H O H H O

σ

s ,t , p

= ( ρ s , t , p 1 ) × 1000

式中s:盐度 t:温度 p:压力 如:ρs,t,p为1.02545时, σs,t,p为25.45

H O

-

+

H H

614.6

-

+

(H2O)2 (H2O)3 41 59

-

-

+

-

+

00C H2 O 0

+

+

第三章 降水(Precipitation) 降水(Precipitation)

降水主要是降雨和降雪,其它形式 的降水还有露,霜,雹等.

H H O

O

2

第一节 降水要素及其时空表示方法

一 降水基本要素

降雨量

在某一给定时段内降落在某一面积上的 总水量. 降雨历时和降雨时间 次降雨历时是指一次降水过程所经历的 时间. 降雨时间则是指对应于某一降水量而 言,某一时间内降雨若干毫米.

降雨强度 指单位时间内的降雨量. 降雨面积 降雨笼罩范围内的水平投影面积.

二

降水特征的表示方法

(1) 降水量过程线 (2) 降水量累积曲线 (3) 等降水量线或等雨量线 (4) 降水特征综合曲线

第二节 降雨类型及影响因素

(一)按气流上升运动的原因分类 l 气旋雨 随着气旋或低压过境而产生的雨称气旋雨,包 括非锋面雨和锋面雨两种. l 对流雨 一般强度大,面积小,历时短.

l

(二)按降雨量及其过程特征分类

地形雨 当暖湿气团在运动中遇到山岭障碍时,沿山 坡上 升,由于逐渐变冷凝结成雨而降落称地形雨. 台风雨 台风雨是热带海洋上的风暴带到大陆来的雨.

l

暴雨 主要由于对流作用所形成,其特征是历 时短,强度大,在地区上笼罩面积相对 不大. l 暴雨型霪雨 由冷暖气团间的锋面交绥或暖湿气团的 上升运动所致. l 霪雨 一般也是锋面交绥所产生,其特点是历 时很长,但强度小.

l

第三节 区域平均降水量的计算 方法

算术平均法 泰森多边形法 等雨量线法 客观运行法

第四节 降雨资料的合理性分析 及插补

一 降水资料的合理性分析 由于测站的位置,雨量器的位置或轴 向,仪器设备,观测方法等的改变,会 导致降水观测量的相应变化. 双累计曲线:被检验雨量站的累积降雨 量与周围若干雨量站平均值的累积雨量 的相关曲线.

二 降水资料的插补 算术平均法 适用条件:相邻三个站各站的多年平均降水量 与计算站的多年平均降水量相差在10%以内. 比例法 适用条件:相邻三个站各站的多年平均降水 量与计算站的多年平均降水量相差在10%以上. 等雨量线法 对于短期降雨量,可以从等雨量线图上内插 求出.

3

第四章 土壤水(soil 土壤水(soil moisture)

第一节 土壤的物理性质

一 1 2

土壤的质地 土粒的分级

沙粒,粉粒,粘粒

土壤的质地分类 粘粒重量占60%以上——粘土 砂粒重量

占80%以上——砂土 介于两者之间——壤土

二 土壤孔隙 l 土壤孔隙按孔隙大小和导水性能可划分 为: 1 无效孔隙 2 毛管孔隙 3 非毛管孔隙 l 团粒结构

空气 Vv 水

va vw

固体

vs

土壤是由固体,液 体和气体物质组成的, 固体约占总容积的50% 左右,水的体积变化于 2—45%之间,空气则 填充于孔隙之中.

空气 Vv 水

va vw

固体

vs

土壤比重 土壤中固体物 质与同体积水的质量比 γs=Ws/Ww 土壤干容重γ0 在自然条 件下单位体积中的干土重 量 γ0 =Ws/V 土壤孔隙比e 孔隙体积与 固体体积之比 e=Vv/Vs 孔隙度np 孔隙体积与总 体积之比n p = Vv /V

第二节 土壤水分的作用力及 存在形式

一 土壤水分的作用力 分子力,毛管力,重力 二 土壤水分的存在形式 吸湿水 束缚水 膜状水 土壤水 毛管水 自由水 重力水

第三节 土壤含水量及水分常数

一 1

土壤含水率的表示方法 土壤重量含水率:同一土壤中水分的 重量占干土重量的百分比

{

{

{

{毛管上升水 渗透重力水 {支持重力水

毛管悬着水

ω=

Ww × 100 % WS

2 土壤容积含水率:单位容积的土壤中,水 分含量的百分比

二

1 2 3 4

土壤水分常数

最大吸湿量 凋萎含水量 最大分子持水量 毛管断裂含水量 田间持水量 饱和含水量

V θ = w × 100 % V

θ = γ0 ×ω

5 6

例:在底面积为5米 2,深为1米的均质 土样中测得饱和时重量含水量为 35%,容积含水量为52.5%,达到田间 持水量时的重量含水量为25%,问当 该土样重量含水量达到30%时,在自 然状态下可能向下层渗出自由重力水 是多少?

4

第四节 土壤水水力特性

一 毛管力及毛管上升高度

H ≈

0 .15 r

二 土水势Φ 定义:在标准大气压下,从水池中把极少 量的纯水从基面上等温地,可逆地移 动到土壤中某一吸水点,使之成为土 壤水所必需做的功.

毛管势

_

Φ= ψm + ψs + ψp + ψg

1 2 3 4

基模势(ψ m) 溶质势( ψs) 压力势( ψp) 重力势( ψ g)

+ 压力势

H:毛管上升高度 r:毛管半径

水流运动方向:B—D—A—C

第五节 土壤水运动的基本方程

一 非饱和水流的连续方程

二

根据质量守衡定律,单位时间内进入某个给定土体 空间的水量与流出量之差值,等于该土体内水量的 变化量.

ΨD

饱和水流运动方程

D C B A ΨA ΨB ΨC

(一)达西定律:渗透流量与水力坡度及 横断面积成正比

ΦA

ΦB

ΦD

( ρθ ) (ρVX ) ( ρVY ) (ρVZ ) + + + =0 t x y z 令: = i + j + k x y z ( ρθ ) (θ ) = ρV即 = V

t t

Q = KA

h l dΦ v = K dS

(二)渗透系数K(水力传导度)

2

A 4 CM

如图:已知某饱和土柱,各数据见图,又知传导 度K=3×10-8,求A ,B间的运动方向及速度大 小. 解:对A ψg= 10cm, ψp= 2cm, Φ=12cm 对B ψg= 0cm, ψp= 6cm, Φ=6cm 故水流方向A—B V= - 3×10-8 × (6-12)/10 =1.8 × 10-8m/s

B

三

l

非饱和土壤水运

动的基本方程

非饱和水流的运动方程

l

非饱和水流的基本微分方程

V = K(θ)

10

dΦ ds Ψ Ψ Ψ V = [K(θ) + K(θ) + K(θ) + K(θ)] x y z

θ ψ ψ ψ K(θ ) = [K(θ ) ]+ [K(θ ) ] + [K(θ ) ]+ t x x y y z z z

令土壤扩散系数 D(θ ) = K(θ )

CM CM

Vx = K(θ )

ψ x

Vz = [K (θ )

ψ + K (θ )] Z

ψ(θ ) θ θ K (θ ) = [ D(θ )θ ] + 得 z t

5

已知某土柱处于非饱和稳定下渗状态,其基模势分 布如图,已知q=-11cm/天, ψA= ψB=-34cm无地面 积水.(1)试确定地下水埋深及AB间的水流运动方 向;(2)绘出重力ψ势和总势分布曲线;(3)求 出点AB间的传导度KAB. 解:(1)取土柱顶层为基准面,由基 模势分布图知地下水埋深为100m, 由ΦA> Φ B知水流方向为A→B (3)q=-Kd Φ/ds -11=-k[-54-(-74)]/[-20-(-40)] KAB =11

Z

-34 0 ψ -20 -40 -60 -80 -100

第五章

一

下渗(infiltration) 下渗(infiltration)

第一节 下渗的物理过程及规律

下渗的物理过程 下渗过程按水分所受的作用力及运动

A B

特征,可分为三个阶段 渗润阶段 l 渗漏阶段 l l 渗透阶段

下渗率和下渗能力 下渗率f 又称下渗强度.指单位面积上,单位 时间内渗入土壤中的水量. l 下渗能力fp 又称下渗容量.指在充分供水条件下 的下渗率. 累积下渗量F l

二 l

dF/dt=f

F—t

F(mm) f(mm/min)

f—t T(min)

已知某地土壤累积下渗能力曲线及某次降雨的累积 雨量曲线如图,累积下渗能力曲线F(t)=36t 0.5+0.4t, 累积降雨量曲线为P(t)=9.4t (1)求该地的下渗能力曲线f(t)及该次降雨强度过程 (2)由该次降雨求出产流开始的时间 (3)在累积下渗能力和累积降雨图上绘出累积下渗量 曲线.

F(mm) 解(1)f(t)=dF(t)/dt=18t-0.5+0.4 I(t)=dP(t)/dt=9.4(mm/分钟) (2) f(t)= P(t) 18t-0.5+0.4=9.4 t=4分 P(t) F(t)

三

下渗过程中的土壤含水量的垂线分布规律

饱和带 过渡带 风 干 土 持 水分传递带 量 水 量 水 间 含 田 和 饱

l l l l

饱和带 水分传递带 湿润带 湿润锋

湿润带

下渗率曲线及累积下渗量曲线示意图

t(分钟) 4 16

湿润锋

第二节

非饱和下渗理论

第三节

一 1. 2. 3. 4.

饱和下渗理论

二

基本方程

忽略重力作用的下渗 (一) 设D(θ)= D = 常数

D f = (θ 0 θ i ) πt

(二) 设D为含水量θ的函数

基本假定 水分分布带是完全饱和的. 下渗锋面与下层土壤含水量具有明显 的分界面,是不连续的. 水分的渗漏深度,只有当上层毛管达 到饱和后才开始增加. 满足上述假定,有f=K H/L

1 f = St 2 2

根据上述假定,当土壤表面保持一定水层 时,水分将受到下列各力的作用渗入土壤 P0 1)土壤表面水层的静水压力hp hp 2)土壤饱和水柱的重力Z 3)下渗锋面处的毛管吸力hs 4)下渗锋面以下的空气剩余压 Z 力即下层空气压力P与大气压 力P0之差P- P0 hs 下渗水流所受总力H=hp+Z+hs-(P- P 0) P

6

当空气剩余压力可以忽略,并进

一步假定表层的静水压 力hp与毛管吸力相比,其值甚小可忽略,总力为: H=Z+hs H hs = 1 + 水流的压力梯度为

Z 带入f=K H/L,得 f = K (1 + hs ) Z 又按水量平衡 F ( t ) = δ × Z

Z

dF f = dt

dZ = δ dt

dZ f K h = = (1 + s ) dt Z δ δ Z δ Z dZ δ hs Z = ln( 1 + t = [ )] K ∫ (1 + h s ) K hs hs 0 z 2 Kh s t δZ 2 t = Z = 2 Kh s δ v = f = K (1 + f = at

1 2

第四节

一

下渗经验公式

霍顿公式(R . E . Horton , 1940) k t c c 0

f = f +( f f )e

二

考斯加柯夫公式 b

hs ) = K + Z

0 . 5 Kh s δ t

f = ct

三

一般形式

+ fc

f = atn + b

第五节

一

天然条件下的下渗

f

A

i1 二 非均质土壤中的下渗 土壤质地上层粗下层细的情况. 土壤质地上层细下层粗的情况. 土壤质地沿深度由粗逐渐变细的情况.

B

下渗与降雨强度的关系 定义:在充分供水条件下的单点均质土壤 的下渗规律,反映土壤的最大下渗率过 程, 称下渗能力曲线. 降雨强度不变时的下渗: (1)i≥fp (2) fp > I > fc (3) i≤ fc

i2

D C

fc i3 t

三 下渗的影响因素 l 土壤性质对下渗的影响 l 降雨性质对下渗的影响 l 植被对下渗的影响 l 流域地形影响 l 人类活动的影响

课后练习: 用小型人工降雨入渗仪对某种砂壤土 做了一次下渗试验,人工降雨强度为150 毫米/小时,测得累积降雨和累积径流资 料如下:试分析: 1)求累积下渗过程,并绘制下渗过程 线. 2)绘制f—t曲线.

时间(分) 0 1 2 5 10 15 20 25 30 60 90 120 150

累积人工降雨量 (mm) 0 2.5 5.0 12.5 25.1 37.5 50.0 62.6 75.0 150.0 225.0 300.0 370.0

累积径流量 (mm) 0 0.5 2.0 6.3 13.2 20.7 28.3 36.4 44.5 99.5 158.6 220.0 284.0

7

第一节 水面蒸发 第六章 蒸发(Evaporation) 蒸发(Evaporation)

*蒸发面:具有水分子的物体表面 *分类 1 按蒸发面的性质: 水面蒸发,冰雪蒸发,土壤蒸发,植物蒸 发 2 按供水情况: 饱和蒸发,非饱和蒸发

一 概述 水面蒸发是最简单的蒸发方式,属于饱和蒸发面. 引入定义:蒸发潜热(汽化潜热)L,单位水 量从液态变为气态所吸收的热量称为蒸发潜热. L=2491--2. 177Tw(J/g)( Tw水面温度) 定义:当汽化速度与凝结速度相等时蒸发停 止,此时水面上的空气中的水汽含量必达饱和, 相应的水汽压称饱和水汽压 7.45ts 235+ts s

e = 610×10

二 影响水面蒸发的因素 1 气象因素 温度(促进) 湿度(影响) 风(促进) 气压(影响) 2 自然地理因素 水质:水中的溶解质会减少蒸发. 水深:春夏两季浅水比深水蒸发量大;秋 冬两季浅水比深水蒸发量小. 水面情况 面积

三 水面蒸发的计算与观测

1 水汽输送法 公式

2 水量平衡法 根据:水量平衡法实质上是物质不灭定律的 运用. 公式: E = I – O – △S E—蒸发量,I—入流量,△ s—储量变化 优点:简单且严密. 缺点:式右方各项均有误差.当蒸发量相当 于其它各项数量很小时,误差

相对过大. 适用条件:时间较长,如年蒸发量或多年平 均蒸发量等.

dq E = ρK W dz

E :水面蒸发量 q : 比湿 Z: 从水面垂直向上的距离 KW :紊动扩散系数

3 经验公式 公式:E=Kf(u)(es -e) f(u) —风速函数 es—水面温度下的饱和水汽压 e—水面上某一高度的实际水汽压 k—常数

如华东水利学院(现河海大学)综 合国内大型蒸发池观测资料,得

2 E = 0.22 1+ 0.31u200 (e0 e200 )(mm / d )

4 混合法:见课本P110例7—1 5 器测

(e 0-e 200)—水面水汽饱和水汽压与200cm高处 实际水汽压差. U200—水面以上200cm处的风速.

E0 = P - W P—降水量, W—器内水位差

前苏:TTH—3000 美: A型蒸发器 中国:20cm,80cm,E601

四 蒸发的时空分布 (一)空间分布:赤道大 两极小 l 海南,广东:年平均1400mm l 西北:年平均2000mm l 高山:700mm l 平原:>700mm (二)时间上的变化特点 夏季 >冬季 中午> 凌晨

8

第三节 土壤蒸发 第二节 冰雪蒸发

冰雪蒸发是水面蒸发的一种特 殊情况,当冰雪面上空气中的水汽 压小于当时温度下的饱和水汽压 时,冰雪面上进行蒸发. 永久饱和的土壤,其蒸发过程和水面蒸发一 样,都属于饱和蒸发面. 一 土壤蒸发过程 土壤蒸发大体分为三个阶段: 1. 土壤含水量>W田:土壤中存在着自由重力 水,土层中毛细管上下沟通,供水充分,土 壤蒸发只受气象条件的影响,蒸发量大而稳 定. 2. W

3 W

二 土壤蒸发的影响因素 土壤蒸发取决于两个条件: l 土壤蒸发能力 l 土壤的供水能力 定义 蒸发能力:指蒸发面在特定的气 象条件下充分供水时的蒸发量或蒸发率

(一)土壤含水量的影响 Q>Q田:土壤蒸发量大,与饱和差关系密 切. Q断

(二)土壤孔隙的影响 一般认为孔径为0.1~0.001mm时,毛管现象 最为显著,水分蒸发较快. l 土壤孔隙上大下小

l

(三)地下水位的影响地下水埋深越大, 蒸发率越小. 轻 重 轻

(四)温度梯度的影响 温度高蒸发快,温度低蒸发慢 l 气态水总是由水汽压大的地方向小的地 方进行.

l

重

土壤层次与孔隙形态

9

第四节植物散发

三 土壤蒸发的确定

水量平衡法 l 经验公式法 l 器测法

l

一,植物的构造 根—主根,支根,毛根,根毛 叶—表皮,气孔,叶脉,叶肉 二,散发的影响因素 1. 气象因素的影响:主要是温度和日照. 2. 土壤含水量的影响. 3. 植物生理条件 的影响. 三,植物散

发的估计 两种计算方法:气孔控制法,林冠模法

第五节 区域总蒸发量

一 区域总蒸发规律:

1.Q>Q k E=EM Qk1

二 区域总蒸发的影响因素 气象因素 l 土壤,植被的分布 l 地形地貌 三 区域总蒸发的估算

l l l

第七章 径流(runoff) 第一节 径流的形成过程

一

流域蓄渗过程

水量蒸发法 经验公式法

由降雨(或融雪)到水流汇集至河流 出口断面的整个物理过程,称径流形成 过程. 我们把径流形成过程概化为:流域蓄 渗过程,坡地汇流过程和河网汇流过 程.

雨水降落到地面,大部分降雨并不立 即产生径流,而是消耗于植物截留,下 渗,填洼,蒸发. 在一次降雨过程中,流域上蓄渗量及 蓄渗过程的发展是不均匀的,在这一阶 段中,河槽水流基本上没有大量的新的 补充,流量过程线无明显变化.

二

坡地汇流过程

三

河网汇流

蓄渗过程 的分类

超渗雨水在坡面上以片流或时分时合的 细沟流运动的现象称坡面漫流.在这一过程 中有坡面漫流,地下径流,壤中流. 在径流形成中,坡地汇流过程起着对各 种成分在时程上的第一次再分配作用.

定义: 各种径流成分在河网内沿河槽作 纵向流动和汇集的过程称河网汇流.

径流形成过程

Q

{

产流过程 汇流过程

{

蓄渗过程 坡面汇流 壤中汇流 地下水汇流 河网汇流

出口断面

t

汇流示意图

10

四, 等流时线概念

定义: 在流域汇 流的过程中,流域上 具有相同的到达出口 断面汇流时间各点的 连线称等流时线. 定义:任何两条相邻 的等流时线间的面积 叫等流时面积.

τ3 τ2 τ1 △ A5 △ A4 △ A3 τ4

T时刻通过断面的流量 i:汇流时间增量内的 平均雨强 f:汇流时间增量内的 平均损失率

τ3 τ2 τ1 τ4 △ A4 △ A3 △ A2

第二节 河流及流域

定义: 河流:接纳地面径流和地下径流的天然 泄水道.

△ A2

△A1

A Qt = ∫ ( )τ(it τ f t τ)dτ τ 0

τ

△ A1

等流时线图

等流时线图

一 分水线

定义:当地形向两 侧倾斜,使雨水分 别汇集到两条不同 不透水层 河流中去,这一地 地面分水线 形上的脊线起着分 水的作用,称分水 地下分水线 线或分水岭. 透水层 分水线是相邻两流 地面分水线与地下分水线示意图 域间的界线.

地下分水线 地面分水线

一,分水线

地面分水线和地下 分水线可能不一 致. 定义:当流域的地 面,地下分水线重 合时,称闭合流 域;反之,称非闭 合流域.

地下分水线 地面分水线

二

流域

流域的定义:汇集地面水和地下水的区 域称流域,它是分水线所包围的区域. 地面分水线所构成地面集水区域称集雨 面积,地下分水线构成地下集水区.一 般来讲,流域所指的实际是地面集水 区.

不透水层 地面分水线 地下分水线 不透水层 地面分水线与地下分水线示意图

流域的平面形状特征

(1)河系类型

扇 形 状 平 行 状 形 合 混 毛 羽

3 (2)河流等级 3 3 3 3 1 2 3 3 1 1 1 3 2 2 2 2 2 1 干 流 1 3 3

1 2 2

1 1 1

(3)河网密度

定义:流域内河流干支流的总长度与流 域面积之比. 公式:D=L/A D大的流域,排水良好,水文响应较快. D小的流域,排水不良,水文响应较慢.

干 流

河流等级 有两种计算方法: a, 从河口(干流)算起 b,从河源开始算起

11

第三节 河流的水情

一,河流的水源补给 1. 降雨(主要来源) 水情变化较大,年内,季节变化明 显,年际也有一些周期变化. 2. 冰雪融水 水情变化小,年季变化明显;年际周 期长. 3. 地下水补给 年内变化小,年际变化大.

二

径流情势

(一)径流的计量单位 1. 流量Q:单位时间内通过某过水断面的水 量. 2. 径流总量W:在一定时段内通过某断面的 水量. 公式:W=QT T—时段长 Q—时段平均流量 3. 径流模数M:单位流域面积上的平均流 量. 公式:M=1000Q/A A—流域面积

流量变率K:某一年的平均流量Q i和正常 年径流量Q0之比. 公式:K i=Q i/Q0 径流深度R:将计算时段内径流总量均匀铺 在某断面以上的流域面积上,其相应的水 层深度. W 1 公式: R = ×

A

1000

径流系数α :任意时段内径流深度R与同时 段内降水深度P之比. 公式:α=R/P

例:下表给出了6个水文站的多年平均年,月 径流量资料. 一,计算各站的年径流量(亿米3,取四位有 效数字),年径流深(记至0.1毫米),和年径 流模数(分米3/公里2计,取三位有效数字,但 小数不超过三位). 二,以正常径流量数为标准,计算各月的相对 流量值(α). 三,用相对流量值绘制各站径流年内分配图 (以柱状图表示). 四,比较各站径流量的大小和年内分配特点.

年,月平均流量表 面积单位:Km2

流量单位:m3 /s

水文站 流域面 一月 二月 三月 四月 五月 六月 名 积 1英雄桥 9 4 11 2 .0 0 9 . 9 11 .8 21 .3 5 2 1.0 . 1 80 2旗下营 21 10 9 4 .0 1 1 . 8 47 .2 40 .1 1 3 . 5 21 .1 3峡下 41 54 2 0 .2 5 9 . 9 51 .5 69 .9 6 1 1.0 . 9 33 4湖南镇 21 2.0 6. 0 120 1.0 29 0 200 2 6 52 3 6 0.0 25 0. 0 3.0 5东江 55 5.0 7. 0 170 2 10 24 0 390 1 0 51 6 5 1.0 2 .0 4. 0 0.0 6加积 33 6.0 5. 0 5.0 6.0 7. 0 130 2 6 93 42 23 55 4 0 2.0 正常径 七月 八月 九月 十月 十一月 十二月 流量数 2.0 1.0 53 98 77 .2 36 .5 23 .9 16 .4 74 .7 86 .6 1.0 23 37 .4 28 .1 20 .9 13 .2 38 .1 7.0 9.0 3.0 1.0 82 55 33 31 97 .7 63 .4 2.0 35 8.0 4.0 5.0 2.0 2.0 1.0 8.0 67 64 49 14 15 72 34 110 100 140 4.0 5.0 2.0 7.0 6.0 6.0 170 99 76 24 3.0 150 120 390 410 250 130 120 0.0 7.0 8.0 6.0 4.0 2.0 6.0

(二)径流情势的年内变化和 年际变化

1. 1 径流的年内变化

定义: 径流的年内变化又可称年内 分配,即一年内总水量按各月的分 配.常用流量过程线

来表示.

因为水文现象的年内变化过程并 不与日历年度相适应,因此在研究水 情规律及进行水文计算时,常采用水 文年度. 水文年度一般是按照洪,枯水期 在一年内的周期来划分的,它的开始 是从稳定的地下水补给转为地面补给 逐渐增加时起,至枯水期结束为止的 全年过程.

2,径流的年际变化

年径流的多年变化一般指年径流年 际间的变化幅度和多年变化过程. 定义:Cv:年径流变差系数. 2 Ki—流量变率 n (ki 1)

Cv =

∑

1

n 1

n — 观测年数

CV值大,年径流的变化剧烈,不利于水 资源的利用. CV值小,年径流的变化缓和,有利于水 资源的利用. CV值的影响因素主要有年径流量的多少 和补给来源. 年径流量大的地区CV值小 以雨水为主要补给的地区CV值较大 以冰雪融水或地下水补给为主的地区CV 值较小.

12

三 洪水

洪 水 流 量 雨 过 量 程 Qm T 复 式 洪 量 水 雨 Qm 程 线 T 过 线 流 量

四 枯水

1. 定义:因地面径流完全停止,河网中容 蓄的水量完全消退,河道的水量完全倚 赖与流域蓄水量的补给,这个时期为枯 水期. 2. 影响枯水径流的因素 流域蓄水量的影响因素 河流本身的特征

枯水径流的消退规律:

在最简单的情况下,认为蓄水量与流 量成线性关系:W=KQ (1) 当无补给时,流域蓄水量和出流之间 存在下列关系:dw/dt=-Q (2) 对(1)式微分得 dw=KdQ 带入(2)式 (1/Q)dQ=-(1/k)dt 积分得lnQt-lnQ0 =-t/k

得Qt=Q0e- αt t

一 洪水特性的表示方法 通常用洪峰流量,洪水 总历时,洪水总量来表 示洪水特性.

二 洪水的影响因素 1 天气因素 2 流域的下垫面因素

令α=1/k

流

公式: Q0—潜水层开始出水时的出水量 Qt—出水开始后t时刻的出水量 α—退水系数

Qt=Q0e- α t

根据实测的多次流量过 程线,求出一条标准的 退水曲线 Qt=Q0e- α t ln Qt=ln Q0- α t

量

1 图解法

2 分析法

在标准退水曲线上,从Q0以后取等时段t,则 各时段流量为Q1……Q n,Qn+1 如t取1,得Q1=Q0e-a , Q2=Q1e-a ,Q3=Q2e-a …. Qn+1 =Qne-a 求得各时段a后,取其算术平均值,即为标 准退水曲线的a值.

流 量

标准退水曲线的推求时间

为确定上式,首先应根据实测资 料确定α值,方法有两种:图解 法和分析法.

上式为直线方程将其点 绘在半对数纸上,其坡 度即为α值.

图解法求α值 时间

计算结果如下:

例题

下表为北方某河流的标准退水曲线,试用 分析法估算退水系数a值.

日 6 7 8 9 10 11 期 流 5150 3820 730 138 26 7 量

流量单位:m3/s

12 13 2 0

Q0 55 10 32 80 70 3 18 3 2 6 7

Qt 32 80 70 3 18 3 2 6 7 2

Qt/Q0 ln(Qt/Q0) a 07 -.0 13 .4 03 .1 01 -.5 .9 16 01 -.7 .9 16 01 -.7 .9 16 02 -.1 .7 13 02 -.5 .9 12

第八章 地下水

大气降水到达地面后通过地表 渗透到地下的水即地下水,广义上 的地下水是指埋藏于地表下的各种

状态的水.

13

第一节 地下水的存在状况及其 形成条件

地下水的来源:降雨入渗;河流, 湖泊,沼泽等水体的侧向或纵向补 给;地质史上的岩石封存的水;结 晶水. 地下水的出路:蒸发,与河流,湖 泊等水体水的交换;人类的开采

一

存在形式

二,形成条件

贮水空间,贮水构造,含有一定数量水分 的岩层.

地下水面以上土壤处于非饱和状态,故 称包气带或通气层. 地下水面以下土壤水是饱和的,称饱水 带或潜水层.

孔隙空间 贮水空间: 裂隙空间 岩溶空间

砂岩孔隙,局部被胶结

砂间孔隙空间

结晶岩中的裂隙空间

岩溶空间

孔隙空间:在土壤和松散沉积物中,固 体颗粒或颗粒集合体之间存在的孔隙称 为孔隙空间.在数量上以孔隙度(n p)表 示. 裂隙空间:裂隙空间主要是指岩石的节 理,裂隙和断层.在数量上以裂隙率表 示 Kt=VT/V×100% VT :裂隙空间体积 V:包含裂隙在内的整个岩石体积 岩溶空间:指可溶性碳酸盐类岩中的溶 孔,溶隙和溶洞等.以熔岩率表示 KK = VK /V ×100% VK :岩溶空间体积

第二节 地下水的类型及其特征

根据地下水的成因和水力特征的综合分类 方法,将地下水划分为三个类型: 1. 包气带水:埋藏于地表以下,地下水面以上 的包气带中的地下水. 2. 潜水:埋藏于饱和带中,处于地表以下第一 稳定隔水层之上,具有自由水面的地下水. 3. 承压水:埋藏于饱水带中,处于两个稳定隔 水层之间,具有压力水头的地下水.

吸湿水 包 薄膜水 带 毛管悬着水 毛管上升水 潜水 水 带 承压水 饱 气

地面 土壤水 上层滞水 局部隔水层 局部微承压水层

根据岩土的贮水空间的差异,将 地下水划分为三种类型:

1. 孔隙水:存在于土壤或第四纪松散沉积 物的多孔介质中的地下水. 2. 裂隙水:存在于基岩裂隙,断层等空间 中的地下水. 3. 岩溶水:存在于碳酸岩类岩石的岩溶空 间中的地下水.

地下水的类型

包气带水 孔隙水 包气带孔隙 水 裂隙水 包气带裂隙 水 岩溶水 包气带岩溶 水 饱水带水 承压水 饱水带孔 隙水 饱水带裂 隙水 饱水带岩 溶水 承 压 孔 隙水 承 压 裂 隙水 承 压 岩 溶水

毛管水层 潜水面 潜水层 区域隔水层 承压水层 基底面

14

含水层的水文特征(课本P157图9-2)

具有周期性水力联系 具有单向水力联系 无水力联系 具有间歇性水力联系

包气带

一,岩石土壤层的水 1. 有孔介质层就成因可分为:松散沉积物 中的孔隙,坚硬岩石中的裂隙及可溶性 岩石中的溶隙. 2. 有孔介质层具有一定的物理性质,主要 表现在容水性,持水性,给水性和透水 性四个方面.

二,土壤层及土壤剖面

比较成熟的土壤: 土壤的形成是由 母质在外部环境 因素的作用下演 化而来的.

淋溶层 eulvial horizon 淀积层 illuvial horiz

on 土壤母质层 parent material 基岩层

三 包气带的水文特性

包气带按其水 分分布特征又为三 个明显的水分带: 1, 悬着水带 2, 中间包气带 3, 毛管水带

饱 和 带 包 气 带 悬着水带 中间 包气带水 岩 土 层 毛管水带

1,悬着水带

在包气带上部靠近 地表面的部分,水分 主要是以悬着水形式 存在于土壤之中. 在水文上,通常 称悬着水带为影响土 层,因为它直接参加 和影响径流循环.

包 气 带 饱 和 带 悬着水带 中间 包气带水 岩 土 层 毛管水带

2,毛管水带

在地下水面以上, 由于土壤毛管力的作 用,一部分水分沿着 土壤孔隙进入水面以 上的土壤中,形成一 个水分带称为毛管水 带. 毛管水带的厚度 H=0.15/r r—毛管半 径

包 气 带 饱 和 带 悬着水带 中间 包气带水 岩 土 层 毛管水带

3,中间包气带

它是一个处于悬着水 带与毛管水带之间的水 分过渡带,它本身并不 直接与外界进行水分交 换. 包气带的水分分布 特征与气象条件,下垫 面的构成和土壤特征, 地形地貌以及地下水位 的埋藏深度等因素有着 密切的关系.

包 气 带 饱 和 带 悬着水带 中间 包气带水 岩 土 层 毛管水带

第九章 单点产流

产流实际上是水分在下垫面垂 向运行中,在各种因素综合作用下 的发展过程,也是流域下垫面对降 雨的再分配过程.

第一节 传统的产流观念

一, 霍顿(Horton) 产流观念为代表 1. i>f F>D RS>0 Rg >0 Rg =0 2. i>f F0 3. i0 4. iD Rs=0 F: 下渗量 D:土壤缺水量 RS:地面径流 Rg:地下径流

15

二,传统观念与实际情况相矛盾的地方

1. 尽管i

第二节 产流机制—界面产流规律

定义:产流机制:水分沿土层垂向运 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.

一,超渗地面产流机制—RS机制

1. 超渗地面产流机制是指供水与下渗矛盾发生于包气带 上界面的产流机制.

RS (t ) = ∫ idt ∫ indt ∫ edt ∫ Sddt ∫ fdt

t t t t t

降雨

0

植物截留

0

0

蒸发

0

填洼

下渗

0

2 产生条件 a,供水 b,要有一个界面— 地面 c,降雨强度>下渗 能力

i

in

Sd

e rg f

A,B界面以上的水量平衡方程式:

二,壤中径流的产流机制—RSS机制 壤中径流的产流 是发生于非均质或 层次性土壤中易透 水层与相对不透水 层交界面上的产流 fA 机制. f

2) fA > i> fB W (t ) = W (0) + ∫0 idt ∫0 f B dt ∫0 rss dt

t t t

1) i > fA

W (t ) = W (0 ) + ∫0 f A dt ∫0 f B dt ∫0rss dt

t t t

i fB

Rss

B

fB

式中W(t),W(0)—为该层t 时刻与起始时刻的含水 量. rss —为

壤中径流的产流 率. 产生条件: fA 要有供水(fA). 要有界面,即A~B层交界 fB 面,fA>fB. 供水强度大于fB . 形成临时饱和带.

i fB

Rss

fB

例:如右图,试写出各部 分的产流机制(只考虑 f /f A B 超渗地面径流和壤中 流). A:i fB,i fB,i > fB RS=0, RSS > 0 C: i> fA ,fA> fB,i > fB 1.0 E Rs > 0, RSS > 0 F 0 D:RS > 0, RSS = 0 1.0 E:RS=0 , RSS= 0 F:RS > 0, R SS= 0

B C

D i/fB

三,地下径流的产流机制—Rg机制

1. 地下径流机制是指包气带较薄,地下水位较 高时的地下水径流机制. t t W 2. 对均质土层: (t ) = W (0 ) + ∫0 f c dt ∫0rg dt 非均质土层:W (t ) = W (0 ) + ∫0t f c dt ∫0trss dt ∫0trg dt 3 与rss的区别: A,它可以发生在非均质土或层次土壤中, 也可以发生于均质土壤中,还可以发生在 风化裂隙岩层中. B,它的产流界面以上存在着一个支持毛管 水带,它具有一个稳定的水分分布,且随 地下水位的升降而升降.

四,饱和地面径流机制—Rsat机制

整个饱气带达饱和这时 候产生的地面径流.

五,回归流机制—Rr机制

rsat 1. 回归流是指壤中流渗出地面的那部分水流. 2. 产生条件: A,山坡上壤中流比较发育. B,土壤饱和达及地面. C,要具有利于其渗透出的坡度及地形或地 质构造.

i fA

全层饱和

W(t) =W(0) +∫idt∫ rsatdt∫ fddt

t t t 0 0 0

产生条件:

A,饱气带不是很厚. B,土含较大(土壤湿 润) C,下渗能力大

A B

fB

rss i>f B

16

第三节 产流模式

一,基本产流模式 1. Rs型:它具有单一的超渗地面产流机 制,它实际发生的下垫面条件是包气带 很厚,透水性较差的均质或非均质土 壤. 2. Rs+Rss型:它实际发生的下垫面条件是 包气带虽很厚,但在近地面有相对不透 水层,土壤透水性中等,有孔穴,裂隙 或其它透水通道.

3.Rsat+Rss型:多发生在相对不透水层或基岩以上土 层较薄,且土壤透水性较强的山区或森林流 域. 4.Rs+Rg型:包气带中等或薄,下有地下水.土层为 均质,透水性较差. 5.Rsat+Rg型:条件基本同4,但土壤透水性强. 6.Rss+Rg型:包气带中等以上厚度,土壤透水性强, 有裂隙或孔洞等. 7.R ss型:中等厚度的均质强透水层,下有基岩;土 壤有孔洞,根穴,裂隙等. 8.Rs+Rss+R g型:包气带厚度中等,有层次土壤,透 水性中等. 9.Rsat+Rss+R g型:包气带厚度中等,有层次土壤.

二,常见的产流模式

1. Rs型 2. Rsat+Rss +Rg型 3. Rs+Rsat+Rss+Rg型

三,次降雨—径流关系

1. 如果只有超渗地面径流,则次降雨—径 流关系为:R=f (P,i,W0,E) 2. 只要总径流中包括地下水径流,则次降 雨—径流关系为:R=f (P,W0,E) 3. 当总径流中包含壤中水径流而不包含地 下水径流时,则次降雨—径流关系为: R=f (P,i,W0A, W0B,E)

第四节 冻土情况下的产流机制

1. 随着时间的延长,冻土层上冻时期,逐 渐增厚. 2. 融化期:冻土

层随T增加,冻土层减 少. 3. H比较薄,由冻土层融化的所含水分 高,即使有较小的降雨,也会产生洪 水.

第十章 地表水流 第一节 洪水波的运动

一 洪水波的形成 定义:(1)某时刻河道处于稳定流状态,突然有 一定水量注入河道,原来的水面因受到干扰而 形成波动,这就是洪水波. (2)由于突然注入一定水量而在河道里增 加的流量称为波流量.

A B D C

(3)初始稳定流水面上的附加水体称为洪 水波体. (4)波体轮廓上任一点相对于稳定流水面 的高度称为洪水波高. (5)波体与稳定流水面交界的水流方向长 度称为洪水波长(AC).

A

B D C

17

二 洪水波的运动

定义:(1)洪水波轮廓线上的每一点都占 据一定的相对位置,这就是洪水波位相 的概念. (2)洪水波体上某一位相点沿河道 的运动速度称为该位相点的波速. Ck=dx/dt (3) 流量Q和水位H均为河长x和时 间t的函数.Q=Q(x,t); H=H(x,t)

洪水波运动的两个现象:

一 洪水波的推移 流量的传播时间τ =

第二节 圣维南方程组 一 引言

天然河流或人工渠道中出现的洪水波一般 属于波长比水深大的多的浅水波,它有两 个特征: (1)流线的曲率很小,基本上相互平行 (2)动力压力的分布大致与静水压力分布 相同.

∫

0

l

1 dx C k

二 洪水波的坦化变形 河段下断面的流量过程线的形状一般要比 上断面的低平矮胖一些.

二 连续性方程

Q/ x+ A/ t=0 上式是根据质量守恒定率原理推导出 的,称连续性方程. 它表明不考虑河道旁侧入流的情况下, 河道洪水波运动过程中的过水断面面积 随时间的变化与流量沿河长的变化是相 互抵偿的.

三 动力方程

A :作用于水流元素的各项作用力: (1)压力:- γA △ x y/ x y:水深 γ:水的容量 (2)重力分量:Wx= (γAsinα) △x (3) 阻力:τ= γv2/C2 C:谢才系数 v:断面平均流速

B:水流的动量变化 (1)局地动量变化 水流元素的局地动量 M1=ρAV△x V A 瞬时变化 M1 = ρx( A +v )

t

t

(2)迁移动量变化 进入水流元素的动量M2= ρQV= ρAV2 迁移动量变化 A V M 2 = ρ x(V 2 + 2VA ) x x

C:动力方程 M= △ M1+ △ M2 将上述两式代入,并运用连续性方程得: △ M=ρ △ x(AV/ t+AV V/ x) 根据牛顿第二定律,水流元素在运动方向 上总动量变化应等于沿流向作用力的合 力, 得: V V/ x+ V/ t+g y/ x=g(i0- if) if:摩擦比降 i0 :底坡

△

第三节 洪水波的分类 一 运动波

特征方程:dQ/dt=0

通长按动力方程中各项作用力的对比关系,可 把洪水波分为:运动波,扩散波,惯性波,动 力波.

运动波的波速 Ck=dQ/dA=V+Adv/dA Ck=ηV η:波速系数

18

例:长江汉口波速计算

Q A ΔQ ΔA Ck v η

二 扩散波

扩散波方程 Qp ≈

17500 16600 22500 19100 27500 21500 32500 24100

37 3

pL

3 C P (t ) 2

( Q p +1 + Q p 1 2 Q p )

式中Qp:洪峰处流量 Qp+1 :洪峰前一个△t时刻的流量. Qp

-1 :洪峰后一个△t时刻的流量.

例:湖南拓溪水电站下游江南至夫溪河 段长20.1km.已知河段的 p=8376m3/s, Cp=2.79m/s.试求1967年5月13-14日江南 洪水过程线所相应的夫溪洪峰衰减值. (取+t=1h,在洪水过程线上查得Q p =5070 m3/s , Qp-1 =4790 m3/s , Qp+1 =4540m3/s ) 解: △ Qp≈ -(8376×20100)× (4540+4790-2 ×5070)/(2.79)3 ×36002=483m3/s

第四节 槽蓄原理

一 河段水量平衡方程式. I(t)-O(t)=dW(t)/dt I(t): 河道中断面入流过程 O(t): 河道中断面出流过程 W(t):河段中的蓄水过程

Q dw(t) O(t) I(t)

二 河槽调节作用 河段的容积,即槽蓄起着调节洪水的作 用.这种现象称为河槽调节作用. 河槽调节作用与洪水波的附加比降有 关,附加比降大,河槽调节作用也就 大.

A B D a1 a2 C

三 槽蓄方程

1 定义:河段的槽蓄量是 流量沿程分布和断面 水位--流量关系的函 Q0 数,把此函数关系称 为槽蓄方程. 2 在稳定流的情况下,槽 蓄方程为W=f(Q0) Q0: 河道中的稳定流量

W

0

dt

t

3 当河段中断面水位保持不变时,河道中的槽 蓄量是不会改变的,河段中断面水位与河段 槽蓄量必呈单一关系.

上断面

4 河段中断面水位保持不变时,中断面水 量下断面流量可能存在下列三种关系.

下断面 H中 中断面

下断面涨洪时的 流量小于落洪时的 流量,中断面水位 与下断面流量为逆 时针绳套关系.

O

下断面涨洪时的流量 等于落洪时的流量, 中断面水位与下断面 流量为单值关系.

O

W

W

W

下断面涨洪时的流量 大于落洪时的流量, 中断面水位与下断面 流量为顺时针绳套关 系.

O

W

19

四 特征河长l

定义:能找到这样一个河长,在其下断面处,由于水 位变化引起的流量变化正好与由于水面比降变化 引起的流量变化相互抵偿,以致河段的槽蓄量与 其下断面流量呈单值关系,则称其为特征河长.

上断面 下断面 O 中断面

四 特征河长l

L>l 河段槽蓄量与下断面流量呈逆时针绳套关系. L=l 河段槽蓄量与下断面流量呈单值关系. L

上断面 下断面 O 中断面

四 特征河长l

特征河长的计算公式 Q0:河段中的稳定流量

上断面 下断面 O 中断面

l =

Q 0 H ( ) Q i0

0

i0:河槽比降

W

W

W

五 槽蓄方程的性质 dx d τ = c k dQ c k = dA

第五节 线性扩散波方程的解

一 入流过程的处理 (1)单位入流 定义:始终保持单位强度的入流称单位入流.

L

单位入流的函数表示

H(t)=

{

0 t

H(t-a) 1

H(t-a)=

{

0 t

τ= ∫ dτ= ∫

0 0

τ

L

dA d dW dx = Adx = dQ dQ ∫ dQ 0

H(t) 1

H(t-a) 1

H(t) 1

槽蓄方程的性质:槽蓄量对流量的一阶倒 数即为河段传播时间

0

t

0

a

t

0

t

0

a

t

(2)单位矩形入流 定义:在有限时段内保持单位强度的入流 称单位矩形入流. 0 t

I0a(t)=

{

0 t

0

1 0≤t ≤a 0 t>a

Iab(t)=

{

(2)单位瞬时脉冲入流 定义:强度极大,历时极短,但总量为1个 单位的入流称单位瞬时脉冲入流.

(4)单位瞬时脉冲入流与单位入流之间 的关系

δ1t(t)

1 a ≤t ≤b 0 t>b δ(t)

t ≠ 0 δt ) → ∞ t = 0 ( ∞

δ(t)=0

先构成一个新的函数

1/ △ t

I0a(t)

1

∫ δ( t ) dt = 1

0

δ t (t ) =

δ(t)

H (t ) H (t t ) t

0

△

t

a

t

Iab(t)

1 t

H (t) H (t t ) dH (T ) = δ t) = lim δt (t) = lim (( t →0 t →0 t dt

δ(t-a) a

0 a

0

a

b

t

0

δ(t)

t

0

t

单位瞬时脉冲入流就是单位入流对时间t的 一阶导数

20

二 基本解

(1)S-曲线:单位入流所形成的出流 过程称S-曲线. S-曲线的性质:当t=0时,S(x,t) =0,当t→∞ 时,S(x,t) →1

(2)时段单位线:单位矩形入流所形成的 出流过程为时段过程线.

(t ; x, t) = S(x, t) S(x, t t)

按河段水量平衡原理,时段单位线应满足 下列条件

∞

(3)瞬时单位线:单位瞬时脉冲入流所形 成的出流过程为瞬时单位线.

t

∑ μ( t ; x, i t ) = 1

i =1

S ( x, t ) = ∫ μ x , t )dt (

0

三 出流过程的计算

计算处流过程的基本步骤: (1)确定计算时段△ t

四 参数确定

Ck=5/3V =Q0/2i0B 当研究河段上下游均有实测水位 和流量资料时,有 Ck =L/τp = 0.5Ck l τp: 洪峰在河段中的传播时间.

1 )某水库下游江南至夫溪站河段长21公里,已知两站稳定 水位流量关系如下,计算该河段的特征河长. 2 )按计算的特征河长,用特征河长连续演算法推求河段汇 流系数,并对1957年5月13日-14日洪水进行流量演算(取时 段长1小时). 3)按计算的特征河长,设洪水波速为2.97m/S,估算河段马 斯京根法参数X和K,并用分段连续演算法进行流量演算( 取时段长2小时). 4)计算两种推流方法的误差(与夫溪站实测资料进行比较) ,对两种推流方法进行比较.

(2)按△t在上断面入流过程线上从起 涨时刻开始摘取0, △ t,2 △ t,3 △ t ,….. 等时刻的入流量I0 , I1, I2, I3,….. (3)计算时段平均入流量 (4)按确定的河段的时段单位线或S曲线,计算出流过程.

江南 夫溪 3 3 H(米) Q(m /S) H(米) Q(m /S) 7. 80 50 5 6. 55 60 5 7. 85 80 7 6. 60 10 00 7. 90 13 20 6. 65 15 30 7. 95 13 60 6. 70 15 70 8. 00 25 00 6. 75 27 10 8. 05 22 50 6. 80 25 60 8. 10 32 00 6. 85 37 10 8. 15 35 50 6. 90 32 70 8. 20 45 10 6. 95 43 50 8. 25 45 70 7. 00 45 80

江南站实测资料 时间 水位 流量 1 日7 3 7. 6 80 50 9 8 7. 1 86 10 00 9 8. 1 00 29 10 1 0 8. 7 04 20 60 1 1 8. 3 03 22 40 1 2 8. 2 05 27 60 1 3 8. 7 15 39 70 1 4 8. 6 23 49 70 1 5 8. 4 27 57 00 1 6 8. 8 24 44 50 1 7 8. 6 18 32 60 1 8 8. 7 10 29 70 1 9 8. 1 05 12 90 2 0 7. 1 94 14 40 2 1 7. 1 89 11 10 2 2 7. 6 87 13 00 2 3 7. 2 87 13 00 2 4 7. 1 87 13 00 1 日1 4 7. 1 87 13 00 2 7. 1 87 13 00

夫溪站实测资料 时间 水位 流量 1 日7 3 8 9 6. 8 55 70 4 1 0 6. 5 57 80 8 1 1 6. 7 69 17 80 1 2 6. 5 76 21 50 1 3

6. 3 78 27 60 1 4 6. 4 82 39 00 1 5 6. 6 90 39 90 1 6 6. 7 96 49 50 1 7 6. 7 98 46 60 1 8 6. 7 96 42 60 1 9 6. 5 92 30 70 2 0 6. 7 86 33 00 2 1 6. 4 80 25 40 2 2 6. 9 73 10 90 2 3 6. 8 68 10 50 2 4 6. 4 65 16 20 1 日1 4 6. 6 63 14 10 2 6. 9 62 12 10 3 6. 6 62 12 10 4 6. 5 62 12 10

第十一章 流域产流

第一节 流域产流机制

一,流域构造特征与流域产流机制 1. 缓变因素:流域下垫面组成(各种界 面). 2. 变动因素:降雨,蒸发,土壤湿度,下渗 能力,地下水位等. 二,产流模式在流域中的分布 1. 抓主要的:流域产流的主导机制,它确定 了流域产流的基本特征. 2. 忽略次要的.

21

三,产流面积在流域空间上的发展

1. 产流面积的变化 全流域产流是罕见的. 流域中产流是不同步的,产流最先发生于 透水性较底或土壤湿度较高的地方.

2,产流面积空间发展

(1) 流域下渗能力面积分配曲线

(2)流域蓄水容量面积分配曲线:

将流域中包气带最大蓄水量等于或小于某 一给定降雨量的面积按总面积比进行统计,绘 成曲线,即可得出流域蓄水容量面积分配曲 线.

Sm

指流域中下渗能力等于或 小于某一给定降雨强度时 的面积分配曲线,它常以 相应面积与总面积的比值 来表示.

f

f1 p 0 0.3 1.0a/A

0

0.3

1.0a/A

上述曲线一般可用函数 形式进行表达. Sm (a/A)=1 - e-bP 式中 A:流域面积 a :产流面积 b:参数

0 1.0a/A

第二节 流域产流过程与产流量 一 饱和地面径流的产流过程.

P W

将降雨过程与蓄水容量面积分配曲线相联 系,基本上反映出了饱和产流型的产流特 征: 1. 先满足包气带最大蓄水容量的地方,先 产生径流. 2. 一次降雨过程中,随着降雨的继续,产 流面积不断增大,产流量也增大. 3. 对同一降雨量,其包气带起始蓄水量愈 大,则产流量也愈大,反之,起始蓄水 量愈小,产流量也愈小. 4. 未满足流域的最大蓄水容量以前, dR/dP

P1

R1 W1

注:1)对于一个流域来说,以上两种曲线不是唯一的. 2)这两种曲线不能确定产流面积在空间上的具体 分布地点.

曲线右下方阴影 部分为满足包气 带蓄水的部分,左 上方为产流部 分.与曲线的交 点b为雨止时的 产流面积比.

1.0a/A

t 0

b

二,超渗地面径流的产流过程

1. i>f时,产生地面径流 2. 产流量与降雨强度及下渗能力有关. 3. 产生面积并不是随降雨的继续单向增长, 而是有增有减.

三 流域蓄水容量面积分配曲线与降雨径流关 系的相互转换

W P Wm

例:今有某流域的蓄水容量面积分配曲线如下图,试给 出其降雨径流关系曲线的图形.

R

W(mm)

180 Wm

60 0 1.0 0 R 0 0.5 1.0a/A P

22

第五节 产流量的计算方法

1 2 3 4 直接求定法 相关曲线法 经验系数法 流域模型法 SSARR模型 (美国工程兵团河流合成与 水库管理模型,1958),斯坦福模型, 萨克拉门托模

型,水箱模型,USDAHL 模型(美国农业部水文研究室模型, 1970),新安江模型.

某流域属蓄满产流,其蓄水容量分配曲 线如图,(1)求流域平均最大蓄水容量 (2)绘出W0=0,W0=40,W0=Wm时的 降雨径流关系曲线 (3)已知一场降雨过程如下表所列,试 求出W0=40mm时各时段产流量

80

径流形成要素

一 径流形成过程中的水分运行机制

A:径流现象主要表现在: (1)虽然相互对应,但次降水总量不等于次 洪水径流总量. (2)流量过程的出现时刻要比降雨过程滞后 一段时间. (3)流量过程的总历时比降雨历时长的多.

40

时间(时) 8-14 14-20 20-2 20 10 雨量(mm) 20

量 雨

0.5

1.0a/A

B 径流形成过程的实质

径流形成过程就是水分在流域中的 再分配与运行过程.实质上讲,它是水 分在不同下垫面和不同介质中,在各种 力的作用下,沿着不同方向运行和发展 的物理过程.

C 径流形成过程中的水分运行 机制

径流形成过程中的水分运行分垂向运行机 制和侧向运行机制两类. A:垂向运行机制有降水,植物截流,填 洼,下渗,蒸发. B:侧向运行机制有坡面水流,地下水流, 及河槽水流.

Q

二 流域对降雨的径流效应

A 不同流域中,相同降雨的径流效应

Q

t 陡涨陡落,主要是地表径流

t 缓涨缓落,主要是地下径流

Q

Q

流域对降雨的再分配功能示意图

B,流域对降雨的再分配功能

主要有地表和壤中径流 t 两者速度差不多 Q Q 涨水落水速度都较慢 t 主要壤中流地下径流

P In Sd f rs

qs Q t qss

rss

1. 流域成分分配:它主要是在水分垂 向运行中,通过下垫面发生的,将 降雨分成不同径流成分. 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.

S

qg

fg rg

t t

t

主要有地表和壤中径流 但速度相差较大

t

t 地表,攘中,地下三种 径流成分都有

fd

垂向再分配 径流成分再分配 产流过程

侧向再分配 径流时程再分配 汇流过程

23

∑P∑f p

5

∑f-t ∑p-t

5 3

D C

5

W

∑p-t

f

4 4 ΔF5 ΔF4 ΔF3 ΔF2 ΔF1

R=∑ΔRi

P ∑Pi P3 R3 R2 W1 W0 0 a0 a1 W2 W3

4

3

2

3 2 2

θ1 θ2

4

1

B A

θ3

2

F=∑ΔFi

P2 t

θ4

1

P1 R1 W0

1 0

1

5

a2

0

t

1.0a/A

t

0

a2 a5 a4

1.0a/A

第十二章 洪水演算 第一节 线性扩散波的解

一 入流过程的处理 (1)单位入流 定义:始终保持单位强度的入流称单位入流.

H(t-a) 1

单位入流的函数表示

H(t)=

{

0 t

H(t-a) 1

H(t-a)=

{

0 t

(2)单位矩形入流 定义:在有限时段内保持单位强度的入流 称单位矩形入流. 0 t

I0a(t)=

{

0 t

1 0≤t ≤a 0 t>a

Iab(t)=

{

1 a ≤t ≤b 0 t>b

H(t) 1

H(t) 1

I0a(t)

1

Iab(t)

1 t

0

t

0

a

t

0

t

0

a

t

0 a

0

a

b

t

(2)单位瞬时脉冲入流 定义:强度极大,历时极短,但总量为1个 单位的入流称单位瞬时脉冲入流. δ(t)=0

(4)单位瞬时脉冲入流与单位

入流之间 的关系

δ1t(t)

二 基本解

(1)S-曲线:单位入流所形成的出流 过程称S-曲线. S-曲线的性质:当t=0时,S(x,t) =0,当t→∞ 时,S(x,t) →1

δt ) → ∞ ( ∞

δ(t)

0

t ≠ 0 t=0

= 1

δ(t)

先构成一个新的函数

1/ △ t

∫ δ( t ) dt

δ(t)

t

H (t ) H (t t ) δ t (t ) = t

0

△

t

a

t

H (t) H (t t ) dH (T ) = δ t) = lim δt (t) = lim (( t →0 t →0 t dt

δ(t-a) a

0

0

t

单位瞬时脉冲入流就是单位入流对时间t的 一阶导数

24

(2)时段单位线:单位矩形入流所形成的 出流过程为时段过程线.

三 出流过程的计算

(3)瞬时单位线:单位瞬时脉冲入流所形 成的出流过程为瞬时单位线.

t

(t ; x, t) = S(x, t) S(x, t t)

按河段水量平衡原理,时段单位线应满足 下列条件

∞

计算处流过程的基本步骤: (1)确定计算时段△ t

∑ μ( t ; x, i t ) = 1

i =1

S ( x, t ) = ∫ μ x , t )dt (

0

(2)按△t在上断面入流过程线上从起 涨时刻开始摘取0, △ t,2 △ t,3 △ t ,….. 等时刻的入流量I0 , I1, I2, I3,….. (3)计算时段平均入流量 (4)按确定的河段的时段单位线或S曲线,计算出流过程.

四 参数确定

Ck=5/3V =Q0/2i0B 当研究河段上下游均有实测水位 和流量资料时,有 Ck =L/τp = 0.5Ck l τp: 洪峰在河段中的传播时间.

1 )某水库下游江南至夫溪站河段长21公里,已知两站稳定 水位流量关系如下,计算该河段的特征河长. 2 )按计算的特征河长,用特征河长连续演算法推求河段汇 流系数,并对1957年5月13日-14日洪水进行流量演算(取时 段长1小时). 3)按计算的特征河长,设洪水波速为2.97m/S,估算河段马 斯京根法参数X和K,并用分段连续演算法进行流量演算( 取时段长2小时). 4)计算两种推流方法的误差(与夫溪站实测资料进行比较) ,对两种推流方法进行比较.

江南 夫溪 3 3 H(米) Q(m /S) H(米) Q(m /S) 7. 80 50 5 6. 55 60 5 7. 85 80 7 6. 60 10 00 7. 90 13 20 6. 65 15 30 7. 95 13 60 6. 70 15 70 8. 00 25 00 6. 75 27 10 8. 05 22 50 6. 80 25 60 8. 10 32 00 6. 85 37 10 8. 15 35 50 6. 90 32 70 8. 20 45 10 6. 95 43 50 8. 25 45 70 7. 00 45 80

江南站实测资料 时间 水位 流量 1 日7 3 7. 6 80 50 9 8 7. 1 86 10 00 9 8. 1 00 29 10 1 0 8. 7 04 20 60 1 1 8. 3 03 22 40 1 2 8. 2 05 27 60 1 3 8. 7 15 39 70 1 4 8. 6 23 49 70 1 5 8. 4 27 57 00 1 6 8. 8 24 44 50 1 7 8. 6 18 32 60 1 8 8. 7 10 29 70 1 9 8. 1 05 12 90 2 0 7. 1 94 14 40 2 1 7. 1 89 11 10 2 2 7. 6 87 13 00 2 3 7. 2 87 13 00 2 4 7. 1 87 13 00 1 日1 4 7. 1 87 13 00 2 7. 1 87 13 00

夫溪站实测资料 时间 水位 流量 1 日7 3 8 9 6. 8 55 70 4 1 0 6. 5 57 80 8 1 1 6. 7 69 17 80 1 2 6. 5 76 21 50 1 3 6. 3 78 27 60 1 4 6. 4 82 39 00 1 5 6. 6 90 39 90 1 6 6. 7 96 49 50 1 7 6. 7 98 46 60 1 8 6. 7 96 42 60 1 9 6. 5 92 30 70 2 0 6. 7 86 33 00 2 1 6. 4 80 25 40 2 2 6. 9 73 10 90 2 3 6. 8 68 10 50 2 4 6. 4 65 16 20 1 日1 4 6. 6 63 14 10 2 6. 9 62 12 10 3 6. 6 62 12 10

4 6. 5 62 12 10

25

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