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、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＝0.1h(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，并可按下式估算)47(0-=VLK
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: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+(W f - W0)+ R subI：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：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。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：
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、f3f 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：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。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／d2求算
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）
式中：I —上断⾯⼊流（m 3/s ）；Q —下断⾯出流（m 3/s ）；Δt—计算时段长（h ）； W —河段的槽蓄量（m 3/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 +(f 0-f c )e -βt ，f c 为稳定下渗率；f 0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：W 0,t+1＝W 0,t ＋P t －R t －E t
W 0,t —t ⽇流域蓄⽔量(mm)；W 0,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)。0,,0,,tt m t mt
t m t m W E E W W E E W ==（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+ W 0上≥Em 时，E 上＝Em ；
P+ W 0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，W 0值就出现负值。3、通⽤⽔量平衡⽅程式I=O+(W 2—W 1)=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 。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：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
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（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)+RsubD=Wf - W0I：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