融雪径流

篇一：融雪径流模型应用研究 读书报告

融雪径流模型应用研究 读书报告

主要读书内容：

论文《融雪径流，模型应用研究综述》，孜来布·阿不来提等，新疆大学学报（自然科学版），2012；

论文《开都河流域融雪径流模拟研究》，张一驰等，中国科学，2006；

论文《SRM融雪径流模型在黑河流域上游的模拟研究》，李弘毅等，冰川冻土，2008；

融雪径流模型概述：SRM是专门用于模拟和预报山区流域融雪径流的水文模型，它对融雪与降水为主要河流补给源的山区流域的研究起着异常重要的作用，在世界各地以融雪与降水为主的要补给源的山区流域广泛被应用。该模型和其他模型一样需要遥感数据的支持，不过数据要求的精度不高，因为数据比较容易获得，而且其模拟和预测的精度很好。

流域水文模型的选取以及国内外水文模型研究综述：

流域水文过程比较复杂，对于不同的气候区，不同的时间和空间尺度都有不同的基于过程机理的流域水文过程。所以，在选取流域水文模型时要根据不同的气候、时间和空间尺度来选取流域水文模型。20世纪80年代后期，流域水文模型发展相对缓慢，该时期流域水文模型的研究主要集中在对水流域模型的改进发展和应用方面。而到了20世纪90年代，流域水文模型模拟技术不断得到发展，利用地理信息系统、遥感等技术提取到的信息不断被应用到流域水文模型中，分布式流域水文模型成为研究的热点和趋势。国外流域水文模型研究领域中，美国发展的起步较早，斯坦福模型是最早的流域水文模型，其特点为物理概念明确，模型结构环环相扣，层次鲜明，小流域采用集中模型方式，大流域采用大块模型方式，但是实际应用起来比较难。而我国从70年代开始，在研究适合于我国水文条件的流域水文模型和引进国外水文模型方面做了大量工作。从赵人俊等人建立的用于湿润地区的降雨径流模型—新安江模型到任立良和刘新仁在DEM数据的基础上，进行子流域集水单元划分，河网生成等一些列的步骤后形成的数字水文模型，体现了我国在流域水文模型研究领域取得的巨大进展。

融雪径流模型的研究意义：

随着全球气候的变化明显，气候的变化对全球水文过程和水资源状况产生了一定影响，特别是对高山冰川和积雪融水为主要水源的干旱、半干旱地区融雪性流域的影响最为显著，进而融雪径流的正确估算与预报对干旱、半干旱区的水文研究、水资源管理与规划、资源环境与社会生产的协调、可持续发展具有重要意义。也对合理安排工农业生活用水、生态保护以及融雪洪水预警决策支持系统的建立有基础性作用。

模拟融雪径流的代表性模型及其分类：

基于度日因子的概念模型：

它主要包括有SRM模型、HBV水文预报模型、PRMS降水径流模型等。这类模型是模拟和预报山区流域融雪径流最为重要的水文模型。在概念模型中SRM模型具有代表性，它是一种相对简单的使用度日因子法的水文模型，它简单易用、精度较高，具有能够在资料相对缺乏、地面观测难于进行的高山流域中应用的一大特点。

物理性模型：

以美国陆军寒区工程实验室开发的SNTHERM模型和SNAP模型为代表，相对于概念模型，物理模型更重视融雪过程的物理细节，需要更多的精确描述这些物理细节的数据，在山区地区气象台站和水文站点分布较少的地区，物理模型就不再适用了。

SRM融雪径流模型结构

它是概念性、确定性，使用度日因子法的水文模型，主要用途是模拟和预报融雪径流为主要补给源的山区流域日径流，其计算原理是根据每天的融雪和降水产生的水量，将它们叠加到退水量上，进而计算得出日径流量。

计算公式为：

其中，Q为日均流量（立方米每秒）；c为径流系数，Cs和CR分别为融雪和降雨径流系数；

SRM模型将遥感数据引入融雪径流研究中，以积雪面积作为模型的主要输入变量之一，同时充分利用温度、降雨、度日因子等实测气象和水文数据，很好地模拟流域水文过程。而当流域的垂直高度变化大于500米时，要对流域大概以每500米的高程变化作为标准进行高程分带。上述公式计算出来的只是每个高程分带的数值，总的模拟值是各个高程分带模拟值之和。

SRM模型的变量以及模型中所用参数

日气温、日降水和流域积雪覆盖率是SRM模型的三个基本的输入变量。降水、气温资料通过水文气象站实测得到，而积雪覆盖信息由遥感数据得到。其他的模型参数由流域本身的水文和气象特征确定，这些参数的选取、估算对整个水文过程模拟影响较大。所以在选取模型时，需要注意谨慎选择这些参数以及变量。 以上便是我的关于融雪径流模型的读书心得。

10水文与水资源工程 xxxx 2013，1，05

篇二：融雪期融雪水下渗分析及下渗率模拟研究

融雪期融雪水下渗分析及下渗率模拟研究

张波1,3，刘志辉1,3,4，王慧1,3，房世峰*2

（1.新疆大学资源与环境科学学院，乌鲁木齐 830046；2.中国科学院地理科学与资源研究所，北京 100101 3. 新疆大学教育部绿洲生态重点实验室，乌鲁木齐 830046；4. 新疆大学干旱生态环境研究所，乌鲁木齐 830046）

摘要：融雪期土壤下渗对于融雪产流有重要意义，土壤下渗率的模拟可以为融雪径流模拟

提供必要的参数，能够更精确的对融雪期洪水进行预报。研究过程中，通过融雪期对土壤湿度、温度的观测及设置的下渗实验获取的数据，利用Excel、SPSS等统计软件对数据进行综合处理，并对结果进行制图、制表。结果显示：土壤湿度和土壤温度对融雪水下渗有显著影响；冻土中冰的存在对下渗的阻碍作用很强，冰融化后可以增强融雪水的下渗；融雪期，实验得到的下渗率模型的模拟精度高，其形式上与Kostiakov下渗公式吻合。

关键词：融雪期；下渗率；Kostiakov下渗公式；模拟

中图分类号：P426.63 文献标识码：A

引言

我国对冻融土壤入渗规律的研究主要集中在融雪水入渗与农业灌溉方面，为农业灌溉提

[1,2]

供了数据支持与理论指导。对于季节性冻土的入渗有一定的研究，同时一些学者对于影

[3,4,5,6][7,8]

响入渗的因素也开展了相关的工作，而这些研究多数是着眼于农业生产方面的，对

[9]

于融雪径流方面的研究直到2010年前后才出现。

国外对于冻土的研究时间较早，从上世纪70年代前后，已经有学者开始关注冻土，关

[10]

于冻融期冻土影响径流的研究,最早始于Anderson等先后对北美亚极地融雪水型河流的水

[11]

文情势研究,融化期径流系数高达0.7~0.8, Slaughter等阐述其原因是冻土作为不透水层可提高流域融雪与降雨径流的产流量，这与Cline等提出的只要有积雪存在,液态水入渗到冻土

[12]

中就被阻碍有相似之处。土壤作为介质是产流的关键之一，而冻融条件下的土壤水分运移

[13-18]

是冻土水文过程模拟的关键环节。

在融雪期，利用实验仪器对土壤特性的观察，配合室外设定的实验对冻土的下渗情况进行初步的探索，并对Kostiakov于1932年提出的下渗公式进行参数调整工作，以期得到适用于研究区的下渗公式。

1 实验土壤与方法

1.1 实验土壤

研究区土壤以粉壤土为主，地表初始含水率为0.07%，观测期间存在冻深40cm的季节性冻土14天，冻深20cm的季节性冻土2天。土质随着土层深度的增加而紧密，垂直方向为非均质。

土壤粒径在0cm～20cm和40cm土层以0.05cm至0.005cm为主，30cm和50cm土层的土壤粒径以大于0.05cm为主，在50cm深度以上的土壤中，粒径小于0.005cm的土壤含量均在3%以下。

表2-1 土壤粒径

*

基金项目：国家自然科学基金面上项目（41171023）和国家自然科学基金（41201097）, 绿洲生态教育

部重点实验室开放基金（XJDX0206-2011-01）和冰冻圈科学国家重点实验室开放基金（SKLCS 2011-08）项目资助

作者简介:张波（1987-），男，河南信阳人，硕士研究生，研究方向：水文水资源。E-mail：

bozhang_1988@163.com,电话：15199145402

通讯作者：房世峰（1982-），男，湖北省宜昌市人，博士。现任中国科学院地理科学与资源研究所助理

研究员。主要研究方向包括陆面过程模型模拟、水文水资源以及“3S”技术应用等，邮箱fangsf@igsnrr.ac.cn。

Tab. 2-1 Soil particle size

土壤粒径（cm）

埋深（cm）

5 10 20 30 40 50

>0.05 48.01 39.86 39.466 58.734 46.248 56.294

0.05~0.005 50.466 58.026 58.24 39.848 52.308 42.6

<0.005 1.52 2.114 2.294 1.418 1.444 1.106

埋深5cm处，土壤粒径>0.05cm的占48.01%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占50.47%，土壤粒径<0.05cm的占1.52%。埋深10cm处，土壤粒径>0.05cm的占39.86%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占58.03%，土壤粒径<0.05cm的占2.11%。埋深20cm处，土壤粒径>0.05cm的占39.47%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占58.24%，土壤粒径<0.05cm的占2.30%。埋深30cm处，土壤粒径>0.05cm的占58.73%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占39.85%，土壤粒径<0.05cm的占1.42%。埋深40cm处，土壤粒径>0.05cm的占46.25%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占52.31%，土壤粒径<0.05cm的占1.44%。埋深50cm处，土壤粒径>0.05cm的占56.30%，土壤粒径在0.05cm和0.005cm之间的占42.6%，土壤粒径<0.05cm的占1.11%。

饱和导水率在5cm、20cm、40cm土层中分别为0.63mm/min、0.47 mm/min、0.17 mm/min ，透水性随着土层深度增加而减小。

1.2 实验方法及数据处理

将采集到的数据进行处理，并结合多种影响因素进行综合、分析。分析处理采集到的土壤下渗及土壤含水率数据，通过设置下渗实验获取的数据，并利用Excel和SPSS19.0等数据处理软件对数据进行进一步的分析和制图。

2 结果与分析

2.1 土壤物理特性分析

在融雪期，土壤特性会存在一定的变化。这里所讨论的土壤物理特性主要为土壤粒径、土壤温度、土壤湿度等条件。土壤粒径在整个融雪期中不会发生较大的变化，这与本来的地层是一致的，只是土壤粒径的存在会使得浅表土层的内部结构有较大的分异，从而对土层的孔隙度有一定的影响。土壤湿度和土壤温度对土壤下渗的影响较大，经过冻融循环过程后，土壤层的孔隙度会由于不同的土壤含水率和土壤冻结温度而产生较大的差异[19]。因此在融雪的不同阶段，对于不同的初始土壤湿度来说，遵循的规律也是有较大差别的。如下图所示，是不同的土壤温度条件下土壤湿度的变化特征，当没有冻土融化的条件下，土壤层的湿度变化几乎为0，或存在较小的波动，但是当土温升高，并且冻土发生融化后，土壤湿度变化明显，且随着土壤温度的升高呈现出一定的规律性。

图1 未冻水日冻结量

Fig.1 The daily amount of freeze of unfrozen water

2.2 融雪期土壤下渗过程分析

下渗过程的发生是有条件的，在融雪期，由于冻土的存在而极大的干扰了融雪水的下渗过程，这主要是由于冻土中冰的存在使得原本土壤中水分所占的体积增大，

也就是由于冻肿作用，使得土壤的剩余孔隙度减小，即融雪水可以通过这些空隙进入到土壤层的通道变小了，而当冻土层融化后，土壤的孔隙度会比原来更大，对于融雪水的下渗会有增强作用。

图2 融雪期中期土壤湿度变化特征

图2所示的是融雪前期，积雪下层有冻土存在的条件下土壤湿度变化特征图。土壤湿度变化在土壤表层的表现尤为明显，而下层土壤湿度几乎没有发生任何改变，这也从一个侧面说明，融雪水下渗只是到达土壤的浅层，在土壤浅层由于受到冻土中冰层的影响而使得上层下渗的融雪水无法深入。因此，此段时间内的融雪水在满足了上层土壤的下渗后，几乎全部形成地表径流，进入河道汇流，这一时期也是可能产生大洪水的时期。

图3 融雪后期土壤湿度变化特征

结合图3的结果来看，当土壤温度上升，使得土壤中的冰融化后，土壤下渗能力会有所增强。从3月15日至

3月17日的湿度对比来看，土壤湿度的增加不仅仅发生在土壤表层，在下层土壤中也有较为明显的土壤湿度增加现象，并且由于冻土的融化，土壤下渗强度增强。由此关系可以分析融雪水下渗的关系。

2.3 下渗率的模拟及Kostiakov公式的参数率定

在融雪期，利用双环冻土下渗实验的方式进行土壤下渗过程的测定。在水源补给充足的条件下，冻土下渗情况如下图所示，随着时间的延长，单位时间内的下渗量又逐步减小的趋势，再减小到一定程度后，土壤下渗维持在一定的水平上，并基本保持不变，此时土壤的下渗已经达到稳渗，土壤层基本都达到饱和状态。

0.90.80.7

入渗量（mm）

0.60.50.40.30.20.100

10

20

30

40

50

60

70

80

90

实验时间（min）

图4 冻土入渗率随时间变化图

利用在野外实验条件下所获得的数据进行分析。在时间间隔上需要做一定的调整，前5min以1min为计数单元，进行下渗量的统计，之后为5min，至10min后时间间隔为10min。利用Excel、SPSS等软件对结果进行回归分析，将下渗量看成是在下渗时间上的函数，进行线性回归、多项式回归、指数回归、对数回归以及乘幂回归的方式进行模拟，表1是得到的回归结果，从得到的结果可以看出采用乘幂回归模拟的得到的效果最佳，其确定性系数可以高达0.923，通过0.001的极显著检验。

表1 下渗率回归模拟结果 模拟方式 线性回归

模拟函数 θ=-0.0061t + 0.4713

确定性系数 0.5704

显著水平p <0.01

多项式回归 乘幂回归 对数回归 指数回归

θ= 0.0001t2 - 0.0169t + 0.5616

θ= 0.962t-0.6289

θ= -0.1564Ln(t) + 0.6953

θ= 0.4628e-0.0298t

0.7022 0.923 0.8563 0.8937 <0.01 <0.001 <0.001 <0.001

注：p<0.01为通过显著性检验

p<0.001为通过极显著检验

因此，冻土下渗率的模拟时，采用乘幂回归。

Kostiakov于1932年提出了Kostiakov公式，公式如公式（1）所示：

k?cx-b （1）

式中，k为下渗率，c和b为比例系数，x为下渗时间。通过对冻土下渗模拟可以得出c=0.962，b=0.6289，此下渗公式适用于天山北坡军塘湖流域融雪期的冻土下渗。在冻土存在条件下，初始下渗率为0.962mm/min。

3 结论与讨论

通过对融雪期冻土下渗的观测及对冻土的分析和模拟，并通过对相关数据的分析研究，得到如下的结论：

（1）土壤湿度在起冻湿度以上时，土壤温度和湿度对于土壤下渗有阻碍作用，且随着冻结程度的增强，阻碍作用越强；

（2）冻土下渗过程中，受到冻土中冰的阻碍，会对下渗过程有阻滞作用，随着冰的消融，下渗过程比未冻土的下渗强度还要大；

（3）双环实验得到的下渗结果与Kostiakov公式所描述的内容吻合，经过参数率定后适用于研究区的下渗率公式为：

θ= 0.962t-0.6289

模型模拟的确定性系数可以高达0.923，通过0.001极显著水平的检验。

本研究是针对融雪期的土壤下渗做了一些尝试，从结果来看对于土壤下渗的模拟较好，Kostiakov的下渗公式是可以在天山北坡军塘湖流域的融雪期使用的。但是，对于融雪期下渗时刻的确定还存在一定的难度，因此，对于融雪期径流产生量及下渗量的量化测定还有待进一步工作来研究。

参考文献

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21(05):34-37.

[2]樊贵盛，郑秀清. 季节性冻融土壤的冻融特点[J].土壤学报.2000，37(01):24-32. [3]薛明霞.季节性冻融土壤入渗的影响因素分析[J]. 山西水利科技.2007，23(04):57-59. [4]樊贵盛,郑秀清. 地下水埋深对冻融土壤水分入渗特性影响的试验研究[J].水利学报，

1999,21（03）：21-26.

[5]郑秀清，樊贵盛. 土壤含水率对季节性冻土入渗特性影响的试验研究[J].农业工程学

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[6]邢述彦. 灌溉水温对冻融土入渗规律的影响[J]. 农业工程学报.2002，35(02):41-44. [7]陈军锋 ,郑秀清. 地表覆膜对季节性冻融土壤入渗规律的影响[J]. 农业工程学

报.2006，25(07):18-21.

[8]陈军锋 ,郑秀清. 玉米秸秆覆盖对季节性冻融土壤入渗能力的影响[J]. 太原理工大学

学报.2007，23(01):60-62.

[9]戴长雷，孙思淼. 高寒区土壤包气带融雪入渗特征及其影响因素分析[J].水土保持研

究.2010，24(03):33-36. [10]Anderson, E.A., 1976. A point energy and mass balance model of snow cover. NOAA.

篇三：设计年径流

一、概念题

（一）填空题

1、某一年的年径流量与多年平均的年径流量之比称为 。

2、描述河川径流变化特性时可用 变化和 变化来描述。

3、下墊面对年径流的影响，一方面 ，另一方面 。

4、对同一条河流而言，一般年径流流量系列Qi （m/s）的均值从上游到下游是 。

5、对同一条河流而言，一般年径流量系列Cv 值从上游到下游是 。

6、湖泊和沼泽对年径流的影响主要反映在两个方面，一方面由于增加了 ，使年径流量减少；另一方面由于增加了 ，使径流的年内和年际变化趋缓。

7、流域的大小对年径流的影响主要通过流域的 而影响年径流的变化。

8、根据水文循环周期特征，使年降雨量和其相应的年径流量不被分割而划分的年度称为 。

9、为方便兴利调节计算而划分的年度称为 。

10、水文资料的“三性”审查是指对资料的 、 和 进行审查。

11、对年径流系列一致性审查是建立在气候条件和下墊面条件稳定性上的，一般认为 是相对稳定的，主要由于 受到明显的改变使资料一致性受到破坏。 3

12、当年径流系列一致性遭到破坏时，必须对受到人类活动影响时期的水文资料进行 计算，使之 状态。

13、流域的上游修建引水工程后，使下游实测资料的一致性遭到破坏，在资料一致性改正中，一定要将资料修正到引水工程建成 的同一基础上。

14、在缺乏实测径流资料时，年径流量的估算常用一些间接的方法（如参数等值线图法，经验公式法，水文比拟法等）。采用这些方法的前提是 。

15、流量历时曲线是 。

16、在一定的兴利目标下，设计年径流的设计频率愈大，则相应的设计年径流量就愈 ，要求的水库兴利库容就愈 。

17、当缺乏实测径流资料时，可以基于参证流域用 法来推求设计流域的年、月径流系列。

18、年径流设计成果合理性分析，主要是对 进行合理性分析。

19、在干旱半干旱地区，年雨量与年径流量之间的关系不密切，若引入 为参数，可望改善年雨量与年径流量的关系。

20、月降雨量与月径流量之间的关系一般较差，其主要有两个原因：（1） ；（2）月

降雨量与其形成的月径流深在时间上不对应。

21、月降雨量与月径流量之间的关系一般较差，其主要有两个原因：（1）枯水期月径流量与月降水量在成因上联系较弱；（2） 。

22、推求设计代表年年径流量的年内分配时，选择典型年的原则有二：

（1） ；（2） 。

23、在典型年的选择中，当选出的典型年不只一个时，对灌溉工程，应该选取 。

24、在典型年的选择中，当选出的典型年不只一个时，对水电工程，应该选取 。

25、设计代表年法选取典型年后，求设计年径流量的年内分配所需的缩放系数K等于 。

26、实际代表年法选取典型年后，该典型年的各月径流量 。

27、在进行频率计算时，枯水流量常采用 。

28、枯水径流变化相当稳定，是因为它主要来源于 。

29、按河流泥沙的来源和形成机理，可将流域产沙分为 和 两个过程。

30、常用来表示输沙特性的指标有 。

31、推移质输沙率是指 。

32、单位水样含沙量是指 。

33、多年平均输沙量是指 。

（二）选择题

1、我国年径流深分布的总趋势基本上是 [ ]。

a、自东南向西北递减 b、自东南向西北递增

c、分布基本均匀 d、自西向东递增

2、径流是由降水形成的，故年径流与年降水量的关系[ ]。

a、一定密切 b、一定不密切 c、在湿润地区密切 d、在干旱地区密切

3、人类活动对流域多年平均降水量的影响一般[ ]。

a、很显著 b、显著 c、不显著 d、根本没影响

4、流域中的湖泊围垦以后，流域多年平均年径流量一般比围垦前[

]。

a、增大 b、减少 c、不变 d、不肯定

5、人类活动（例如修建水库、灌溉、水土保持等）通过改变下墊面的性质间接影响年径流量，一般说来，这种影响使得[ ]。

a、蒸发量基本不变，从而年径流量增加 b、蒸发量增加，从而年径流量减少

c、蒸发量基本不变，从而年径流量减少 d、蒸发量增加，从而年径流量增加

6、一般情况下，对于大流域由于下述原因，从而使径流的年际、年内变化减小[ ]。

a、调蓄能力弱，各区降水相互补偿作用大

b、调蓄能力强，各区降水相互补偿作用小

c、调蓄能力弱，各区降水相互补偿作用小

d、调蓄能力强，各区降水相互补偿作用大

7、在年径流系列的代表性审查中，一般将 [ ] 的同名统计参数相比较，当两者大致接近时，则认为设计变量系列具有代表性。

a、参证变量长系列与设计变量系列

b、同期的参证变量系列与设计变量系列

c、参证变量长系列与设计变量同期的参证变量系列

d、参证变量长系列与设计变量非同期的参证变量系列

8、 绘制年径流频率曲线，必须已知[ ]。

a、年径流的均值、Cv、Cs和线型 b、年径流的均值、Cv、线型和最小值

c、年径流的均值、Cv、Cs和最小值 d、年径流的均值、Cv、最大值和最小值

9、频率为p?90%的枯水年的年径流量为Q90%，则十年一遇枯水年是指[ ]。

a、?Q90%的年径流量每隔十年必然发生一次

b、?Q90%的年径流量平均十年可能出现一次

c、?Q90%的年径流量每隔十年必然发生一次

d、?Q90%的年径流量平均十年可能出现一次

10、某站的年径流量频率曲线的Cs?0，那么频率为50%的中水年的年径流量[ ]。

a、大于多年平均年径流量 b、大于等于多年平均年径流量

c、小于多年平均年径流量 d、等于多年平均年径流量

11、频率为p?10%的丰水年的年径流量为Q10%，则十年一遇丰水年是指[ ]。

a、?Q10%的年径流量每隔十年必然发生一次；

b、?Q10%的年径流量每隔十年必然发生一次；

c、?Q10%的年径流量平均十年可能出现一次；

d、?Q10%的年径流量平均十年可能出现一次。

12、甲乙两河，通过实测年径流量资料的分析计算，获得各自的年径流均值甲、乙和离势系数Cv甲，

Cv乙如下 甲河：甲=100m/s，Cv甲=0.42；乙河：乙=500m/s，Cv乙=0.25

二者比较可知[ ]。

a、甲河水资源丰富，径流量年际变化大 b、甲河水资源丰富，径流量年际变化小

c、乙河水资源丰富，径流量年际变化大 d、乙河水资源丰富，径流量年际变化小

13、甲乙两河，通过实测年径流资料的分析计算，得各自的年径流量均值甲、乙和均方差?甲、?乙如下 甲河：甲=100m/s，?甲=42m/s；乙河：乙=1000m/s，?乙=200m/s 333333

两河相比，可知[ ]。

a、乙河水资源丰富，径流量年际变化小 b、乙河水资源丰富，径流量年际变化大 c、甲河水资源丰富，径流量年际变化大 d、甲河水资源丰富，径流量年际变化小

14、中等流域的年径流Cv值一般较邻近的小流域的年径流Cv值[ ]。

a、大 b、小 c、相等 d、大或相等

15、某流域根据实测年径流系列资料，经频率分析计算（配线）确定的频率曲线如图1-5-1所示，则推求出的二十年一遇的设计枯水年的年径流量为 [ ] 。

a、Q1 b、Q2 c、Q3 d、Q4

图1-5-1 某流域年径流的频率曲线

16、设计年径流量随设计频率 [ ]。

a、增大而减小 b、增大而增大 c、增大而不变 d、减小而不变

17、衡量径流的年际变化常用 [ ]。

a、年径流偏态系数 b、多年平均径流量

c、年径流变差系数 d、年径流模数

18、用多年平均径流深等值线图，求图1-5-2所示的设计小流域的多年平均径流深y0为[ ]。

a、y0= y1 b、 y0= y3 c、y0= y5 d、y0?

1?y1?y5? 2

图1-5-2 用多年平均径流深等值线图求设计小流域的多年平均径流深

19、在设计年径流的分析计算中，把短系列资料展延成长系列资料的目的是[ ] 。

a、增加系列的代表性 b、增加系列的可靠性

c、增加系列的一致性 d、考虑安全

20、某流域多年平均径流深等值线图如图1-5-3所示，该流域的多年平均年径流深y0为[ ] 。

a、y0= y03 b、y0= y02 c、y0= y01 d、y0?

1?y03?y02?y01? 3

图1-5-3 用多年平均径流深等值线图求设计小流域的多年平均径流深

21、用多年平均年径流深等值线图求小流域的多年平均年径流时，其值等于[ ]。 a、该流域出口处等值线值 b、该流域重心处等值线值

c、以上二值的平均值 d、该流域离出口处最远点的等值线值

22、在典型年的选择中，当选出的典型年不只一个时，对灌溉工程应选取 [ ]。

a、灌溉需水期的径流比较枯的年份

b、非灌溉需水期的径流比较枯的年份

c、枯水期较长，且枯水期径流比较枯的年份

d、丰水期较长，但枯水期径流比较枯的年份

23、在典型年的选择中，当选出的典型年不只一个时，对水电工程应选取 [ ]。

a、灌溉需水期的径流比较枯的年份

b、非灌溉需水期的径流比较枯的年份

c、枯水期较长，且枯水期径流比较枯的年份

d、丰水期较长，但枯水期径流比较枯的年份

篇四：水文水资源名词解释汇总

水文水资源名词解释汇总

在科研和规划中经常会遇到一些技术名词，对其含义、概念不够明确，由于对一些名词各自理解不同，往往使科研和规划过程中对重大问题的处理不能统一，甚至给 工作带来返工，影响工作进度，降低了科研和规划成果的技术质量。为了进一步明确某些技术名词的概念、含义，本名词解释根据珠江委颁发的技术细则，以及水利 部、水利水电规划设计总院的有关文献资料，重新选择了具有普遍性和代表性的问题，把重要的名词概念比较确切地汇集出来，供大家在科研工作中使用。

【降水量】

从空中降落的雨、雪、雹等以及由水气凝结的露、霜等的总数量。以毫米计。是雪、雹等应化成水的深度。按时段统计有：以降水起止时计算的一次降水量，以

一 日、一月及一年计算的日降水量、月降水量及年降水量。由于降水的主要部分是雨或全部是雨，因此降水量又叫做降雨量。一股所说某地年降雨量若干毫米，是包括 了所有各种形式的降水。

【流域平均雨量】

又叫面雨量。水文工作中常需推求整个流域面上的平均降雨量。最常用的方法是算术平均法和垂直平分法（又叫做泰森多边形法），也有用绘制等雨量线图来推求的。

【蒸发】

水或冰雪变成水汽的一种物理过程。在水文气象观测中，蒸发是指水分由地表的水面、土壤、植物体逸入空中的自然现象。蒸发的水量以水层深度毫米数计。它是气象、水文的重要因素，与农业生产的关系很密切。

【水面蒸发】

指 水面不断向大气蒸发水分的过程。其蒸发速度，可由蒸发器观测而得。以mm/d计。水面蒸发量是指某一时段内的总水面蒸发数。例如年水面蒸发量为 980mm，6月的水面蒸发量为125mm。影响水面蒸发的主要因素有湿度、风速、气温及水体大小等。在同一气象条件下，蒸发器的水面蒸发值大于实际水体 （如水库、湖泊等）的水面蒸发值，这是由于蒸发器本身及其四周的动力和热力条件与天然水体不同所致。因此，蒸发器的观测值乘一折减系数后才能作为实际水体 的蒸

发值。在水利工程上，如计算湖泊、水库蓄水量的水量损失及水稻需水量等都要使用水面蒸发资料。

【土壤蒸发】

指土壤中的水分通过毛细管作用到达土壤表面后的蒸发。影响土壤蒸发的因素有气象因素、土壤含水量、地下水埋藏深度、土壤结构、土壤色泽、下垫面的特性等。通过土壤蒸发量的测定，有助于了解土壤中水分的支出情况。

又 叫蒸腾。指土壤中的水分经由植物体蒸发到大气中去的现象。是物理作用与生理作用的综合过程。物理作用是指蒸发面的液体扩散过程，生理作用是指植物根系吸 水、体内输水和叶面气孔开放等过程。植物散发主要随植物种类、不同生长阶段而异，在充分供应需水量的情况下，与光照、气温、湿度、风速等有密切关系。应以 大面积长时间观测为依据。

【蒸散发】

又叫蒸腾蒸发量。地面上植物的叶面散发（蒸腾）与植株间土壤蒸发量之和。也就是灌溉工程中的作物需水量。见“作物需水量”。

【径流】

由于降水而从流域内地面与地下汇集到河沟，并沿河槽下泄的水流的统称。可分地面径流、地下径流两种。径流引起江河、湖泊水情的变化，是水文循环和水量平衡的基本要素。表示径流大小的方式有流量、径流总量、径流深、径流模数等。

【地面径流】

指降水后除直接蒸发、植物截留、渗入地下、填充洼地外，其余经流域地面汇入河槽，并沿河下泄的水流。地面径流又由于降水形态的不同，可分为雨洪径流与融雪径流。前者是由降雨形成的，后者是由融雪产生的。它们的性质和形成过程是有所不同的。

当地径流

指由当地的降雨或融雪产生的径流。过境河流流入或引入的径流除外。它表征当地产生的可资利用的水量，在农田基本建设中应首先充分利用它。

【客水】

指从本地区以外的来水。例如由过境河流流入的或由外地引进的水，以及由区外高地因降雨产生的滚坡水。在当地水源缺乏时，客水是可资利用的水量，但在当地水量充沛时；客水入侵，有时造成洪涝灾害，须加以防范。

地下径流

降水到达地面，渗入土壤及岩层成为地下水，然后沿着地层空隙向压力小的方向流动，称为地下径流。地下径流是河流的一种水源。河流的枯季径流，主要由地下径流补给。

【枯水径流】

指非汛期的径流。它包括地面水及地下水补给。我国大多数河流，枯水径流一年中出现两次：一次是10月至次年3—4月的冬季枯水，另一次是夏季内历时短暂的枯水。

【固体径流】

指坡面水流及河水中挟带的泥沙、砾石和杂质等。是水流对坡面及河床侵蚀的结果。按照在水中运动的方式，主要分为悬移质与推移质两种。观测和研究国体径流的数量、性质及分布规律，为防治河流、水库、渠道等淤积提供规划依据。

【年、月径流】

分别指一年或一月内流经河道上指定断面的全部水量。通常用年平均流量、月平均流量表示。研究年、月径流在地区和时间上的变化，可以为灌溉、发电等用水部门提供兴利计算所必需的水文数据。

【径流量】

在水文上有时指流量，有时指径流总量。即单位时间内通过河槽某一断面的径流量。以米3／秒计。将瞬时流量按时间平均，可求得某时段（如一日、一月、一

年等）的平均流量，如日平均流量、月平均流量、年平均流量等。在某时段内通过的总水量叫做径流总量，如日径流总量、月径流总量、年径流总量等。以米3、万米或亿米3计。

【多年平均径流量】

指多年径流量的算术平均值。以米3／ 秒计。用以总括历年的径流资料，估计水资源，并可作为测量或评定历年径流变化、最大径流和最小径流的基数。多年平均径流量也可以多年平均径流深度表示，即 以多年平均径流量转化为流域面积上多年平均降水深度，以毫米数计。水文手册上，常以各个流域的多年平均径流深度值注在各该流域的中心点上，绘出等值线，叫 做多年平均径流深度等值线。

【径流深】

在某一时段内通过河流上指定断面的径流总量（W以米3计）除以该断面以上的流域面积（F，以公里2计）所得的值。它相当于该时段内平均分布于该面积上的水深（R，以毫米计），如下式：

R=W/1000F（毫米）

【径流系数】

指同一地区同一时期内的径流深度与形成该时期径流的降水量之比。其值介于0与1之间。在干旱地区，径流系数较小，甚至近于0，在湿润地区则较大。有多年平均径流系数、年径流系数、次径流系数、洪峰径流系数等。

【降雨径流】

指由降雨所形成的径流。降雨形成径流，就其水体的运动性质，大致可以分为两大过程：即产流过程与汇流过程；如就其过程所发生的地点，可以分为在流域面上进行的过程与在河槽里进行的过程。即：

产流过程（即蓄渗过程） 流域面上的过程

降雨径流 形成过程 坡地汇流 坡地上的过程

汇流过程 河槽汇流 河槽里的过程

以上每一过程只是表征径流形成在这一过程中的主要特征。它们既有区别，又互相交错，前一过程是后一过程的必要条件和准备，后一过程是前一过程的继续与发展。

【净雨】

指降雨量中扣除植物截留、下渗、填洼与蒸发等各种损失后所剩下的那部分量。也叫做有效降雨。净雨量就等于地面径流，因此又叫做地面径流深度。在湿润地区，蓄满产流情况下；净雨就包括地面径流和地下径流两部分。

【产流】

降 雨量扣除损失量即为产流量。降雨损失包括植物截留、下渗、填洼与蒸发，其中以下渗为主。产流量是指降雨形成径流的那部分水量，以毫米计。由于各流域所处的 地理位置不同和各次降雨特性的差异，产流情况相当复杂。为了便于分析计算，把产流概化成两种形式：（1）蓄满产流：在南方湿润地区或北方多雨季节，流域蓄 水量较大，地下水位较高，一次降雨后，流域蓄水很容易达到饱和，它不仅产生地表径流，而且下渗水量中不全是损失，其中一部分成为地下径流，所以产流包括地 面径流和地下径流两部分；（2）超渗产流：在北方干旱地区或南方少雨季节，流域蓄水较少，地下水埋藏较深，一次降雨后流域蓄水达不到饱和，下渗水量全部属 于损失，不形成地下径流，只有当降雨强度大于下渗强度时才产生超渗雨，形成地面径流。

【汇流】

在 流域面积上，降雨产生地面水流汇向低处的现象。流域汇流包括坡地汇流和河槽汇流两个阶段。降雨充满地面坑洼后，便开始沿坡面流动叫做坡地汇（漫）流。它是 由无数股彼此时合时分的细小水流所组成的，通常没有明显和固定的槽形，其漫流的路径往往不出数百米，汇流历时也较短。坡地上的雨水经过坡地汇流注入河槽， 河槽水位上涨，水流沿槽下泄，沿程经河槽调河槽调蓄，至出口断面流出，叫做河槽汇流。通常河槽汇流路程远，历时长，达几小时到几十个小时，所以流域汇流以 河槽（网）汇流为主。

【生态用水】

篇五：水文预报考试

第一章 绪论

1、水文预报：根据已知的信息对未来一定时期内的水文状态做出定性或定量的预测。

2、水文预报内容：洪水预报、旱情预报、估计径流预报、融雪径流预报、冰清预报。

第二章 降雨产流量预报

1、 非闭合流域水量平衡式 R=P-E-WP-WS- Δ W±R交± R引± R其他

闭合流域的水量平衡式 Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1

2、 超渗产流和蓄满产流区别：超渗产流在一次洪水过程线中没有或者基本没有地下径流，而蓄满产流的地下径流比例大。

3、 地面径流和地下径流形成流量过程线区别： 地面径流的运动路径短，汇集速度快，受流域的调蓄作用小，流量过程线呈陡涨陡落，对称性好；地地下径流的水流汇集过程运动于土壤空隙中，流速小，受流域的调蓄作用大，流量过程线呈缓涨缓落变化，时间上滞后于地面径流。

4、 不对称系数计算要求： 1）进行过程线转化2）孤立洪水，不适用于复式洪水

5、 产流方式论证中综合分析内容及含义

6、 影响土壤蒸发主要因素？土壤蒸发三阶段特征？

1）因素：气象因素、土壤供水条件、土壤结构

2）特征：第一阶段：θ>= θc1（田间持水量）蒸发主要发生在土壤表层，表层土壤因蒸发而减少的水量通过毛管作用由下层得到充分补充,主要取决于气象因素,蒸发量等于流域蒸发能力

第二阶段：（毛管断裂含水量） θc2<θ<θc1 ，E继续，θ减小，上层土壤毛管水开始断裂，随着θ减小，毛管水断裂程度越来越严重，下层对上层供水速率变慢，蒸发受气象因素和土壤含水率影响 第三阶段：θ<=θc2 毛管输送水分完全破坏，只能以膜状水或气态水形式移动，速度慢，数量小，E小而稳定，取决于气象因素和地下水的埋深

7、 KC包含哪几方面影响？： 1）反应水面与陆面蒸发的差异K1 2）水面与陆面所在的地理位置差异K2 3）器皿与水面的蒸发差异K3

8、水面蒸发量估计常用方法： 水库水量平衡法，空气动力学法，彭曼公式，经验公式法

10、一层、二层、三层蒸发模式优缺点

三层蒸发模式计算的额蒸发量最大，二层次之，一层最小。从模式的计算结构和蒸发物理机制看，二层模式简化了深层结构，忽略了植物根系对土壤水分的蒸发作用，导致蒸发量计算值比三层模式的蒸发量小；在久旱之后，当ML很小且持续无雨时，用二层模式计算出的蒸发量常是偏小的。一层蒸发模式中，既没有考虑深层蒸发与植物根系扩散作用，也没有考虑充分供水时应按蒸发能力蒸发，使得计算的蒸发量偏小的更多。

11、不同水源成分汇流特点有何不同？

1）地面径流：由坡面直接汇入河网，运动速度快，流程短、受到调蓄作用小；形成的流量过程呈陡涨陡落，是涨洪和洪峰附近流量过程的主体部分

2）地下径流：由渗透到潜水面的水流缓慢流出，运动速度慢、流程长、受到调蓄作用大、变化平缓，汇流时间长；洪水退水尾部主体部分，常延续至后续洪水过程中

3）壤中流：介于上述两者之间，进一步划分：快速部分壤中流与地面径流合成一起，称直接径流，慢速部分与地下径流合并，称地下径流。

12、K的物理意义 ： 泄完蓄水量Wt所需的时间或者流域水流平均汇集时间

13、Cg的物理意义： Cg为常系数，反应退水速率的快慢，又称流量消退系数

Cg的推求方法： 最小二乘法，相邻时段流量关系图，组合退水曲线

14、Cg与K的转换关系 ： K=—1/lnC

15、组合退水曲线制作

1）点绘各场次洪水的退水过程在半对数纸上(比例一样)

2）用透明的半对数纸，沿时间轴左右平移，把原半对数纸上的退水曲线逐条绘于透明纸上，使它们的尾部重合

3）作光滑的下包线，即为流域地下水退水曲线。4）组合退水曲线常与Qt=f(Qm,t)退水曲线结合使用。

16、次洪径流深计算（平割法与蓄泄关系法基本原理与具体计算）

平割法：如果待分割洪水的起涨流量小于后继洪水的起涨流量时，可先用流域平均退水曲线将退水过程延长到与起涨流量相等值；

蓄泻关系法：建立退水段流量与相应的退水径流深之间的关系，点绘出关系曲线，利用相关公式计算。

17、径流分割：斜线法基本原理和步骤

1）先寻找洪水过程线的直接径流终止点

2)然后用斜线连接起涨点和终止点

3）斜线上部为直接径流，下部为地下径流。

18、API模型：Pa计算；Pa对R的影响；相关图应用等

19 超渗产流

1）基本概念：干旱和半干旱地区的地下水埋藏很深，包气带可达几十米甚至上百米，降水不易使包气带蓄满，下渗的水量一般不会产生地下径流。只有降水强度超过下渗率时才有地面径流产生，地下径流量RG很少。这种产流方式，称为超渗产流。

2）基本原理：当PE<=F，RS=0，当PE>=F，RS=PE—F，一般，干旱地区，降雨强度大，历时短，E可忽略，PE可由P代替。

3）产流量具体计算

4）下渗曲线制作 下渗能力随时间的变化过程线，称为下渗能力曲线，简称下渗曲线。以f(t)~t表示。下渗的水量用累积下渗量F随时间的增长曲线来表示。

20、蓄满产流

1）基本概念：

2）基本原理：任一地点上，土壤含水量达蓄满（即达田间持水量）前，降雨量全部补充土壤含水量，不产流；当土壤蓄满后，其后续降雨量全部产生径流。

3）流域蓄水容量曲线：流域内各点包气带的蓄水容量是不同的，将各点包气带蓄水容量从小到大排列，以包气带达到田间持水量时的土壤含水量WM′为纵坐标，以流域内小于等于该 WM′的面积占全流域的面积比α为横坐标，反映土壤缺水量空间分布的不均匀性

4）产流量具体计算：R=PE+W-WM

5）水源划分（一）二水源划分（直接径流＋地下径流）（二）三水源划分(地面径流，壤中流，地下径流)

21、混合产流常用计算方法优缺点

1）面积比例法：简单，概念直观，但实际应用效果不好，主要原因黑丝超渗和蓄满的面积比例是随气候条件的改变而改变的，用固定比例值固然会影响计算精度；

2）垂向混合法：

Chr3 流域汇流预报

1、单位线的定义及基本假定

1）定义：在给定流域上，单位时段内均匀分布的单位地面（直接）净雨量，在流域出口断面形成

的流量过程线

2）假定（地面净雨时段不是只有一个,单位时段内地面净雨也不一定正好是10mm？）

：倍比假定：如单位时段地面净雨量是n个单位，则所形成过程线的流量为单位线流量的n倍，其历时仍与单位线的历时相同 叠加假定：如地面净雨历时是m个时段，则各时段地面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

2、 单位线的三要素和时段的选择

1）三要素：单位线的洪峰流量，洪峰滞时，单位线总历时

2）时段选择：原则：成果精度高，过程简单，工作量小

（1)洪峰位于计算时间节点上

（2)时段内相关要素变化尽量均匀，尤其是大强度降雨能划在一个时段内，就不要人为地分到2个时段中去

（3)尽量与报汛时段相应

6、瞬时单位线的定义： 单位瞬时脉冲降雨形成的出流过程

8、等流时线法的基本概念和原理

等流时线是在流域上勾绘的一组等值线，每条等值线上各点的水质点，将同时到达出流断面

9、克拉克方法的原理和相应计算： 原理：把流域调蓄作用分2步来模拟，先按面积－时间曲线调节，然后按单一线性水库调节

11、地下径流汇流计算：线性水库演算法的原理及具体计算

基本原理：水量平衡方程＋线性水库蓄泄关系

规定。

体裁作文