水文与水资源学题库及解析
《水文与水资源学》复习题库及解析
第一章 绪论
1.1 举例说明水文现象
在循环过程中的存在和运动形态,如：降雨、径流、河流的水情等等。
水文学的定义：水文学是研究地球上水的性质、分布、循环、流动变化规律及其与地理环境、人类活动之间相互关系的科学。
1.2 水文现象的基本特征
水文现象在空间上具有地区性，水文现象在时间上具有周期性，又具有随机性。水循环永无止境
1.3 水文学的分科体系
以研究对象分类:传统的水文学是按研究对象―水体的不同划分分支学科的，一般划分为：河流水文学、沼泽水文学、冰川水文学、水文气象学、地下水文学、海洋水文学。
根据研究手段分: 水文学主要是通过定点观测、野外勘查、室内外试验等手段获得水文资料的，因此，根据研究手段可以划分为：水文测验学、水文调查、水文实验
以研究区域分: 为了研究不同自然地理环境中水的作用，形成了区域水文学，主要有：流域水文学、河口水文学、山坡水文学、平原水文学、干旱区水文学等。
根据应用范围分: 水文学是一门应用性很强的学科，作为应用学科，水文学可以分为:工程水文学（水文计算、水文预报）、农业水文学、森林水文学、土壤水文学、城市水文学。
1.4 水文学的研究方法
在实测资料的基础上，根据水文现象的基本特征进行综合分析, 根据水文现象的特点，研究方法划分为成因分析法、数理统计法、地理综合法
成因分析法：是以物理学原理为基础，利用实测资料研究水文现象的形成及演变过程，揭示水文现象的本质，确定水文要素间的定量、定性关系，建立各种确定
性模型。
数里统计法是以概率论为基础，运用数理统计法，对水文观测资料进行分析处理，计算出水文现象特征值得统计规律，以及水文现象与各影响因素间的相关关系得出经验性模型。数里统计法是建立在水文现象的周期性和随机性基础之上的
地理综合法是按照水文现象的地带性规律和非地带性的地区差异，用各种水文等值线图表示水文特征的分布规律建立地区性的经验公式，揭示地区性的水文特征地里综合法是建立在水文现象地区性的基础之上
1.5水文学与水土保持的关系
水文学是水土保持与环境科学的专业基础课。水土流失是在外营力作用下水土资源的损失和浪费，在我国大部分地区水是主要的外营力之一。可见，水土流失和水土保持与水文学有着密不可分的关系，水文学是水土保持专业的一门专业基础课。另外，水文学的观测手段是确定水土流失量、监测水土流失、评价水土保持效益的重要方法之一。水土保持工程也需要以水文学计算为基础，因此，从事水土保持工作必需掌握水文学。
1.6 水文学与生态环境建设的关系
水源保护区、湿地保护区、野生动植物保护区等各种保护区中如果没有水要素，将是一片死寂！在保护区中生物的承载力确定、保护区中水资源的保护与合理利用、保护区中景观的配置等等都需要水文学的基础知识。
自然地理的四大要素水、土、气、生中，是水的运动变化将其他三各要素串联起来，采形成了丰富多彩的自然地理环境。因此，水文与水资源学是自然地理学可得基础课。
第二章 水分循环与水量平衡
2.1 什么是水分循环？
水分循环：地球表面的水体在太阳辐射的作用下被蒸发上升至空中，被气流带动输送到各地，水汽在上升和输送过程中，遇冷凝结以降雨的形式回到地面或水体上，再以河流或地下水的形式汇入海洋。水分这样往复不断转移交替的现象叫水分循环，简称为水循环
2.2 水分循环的分类
根据水循环的过程把水循环分为大循环和小循环。
大循环，指由海洋上蒸发的水汽，被气流带到陆地上空，在一定的大气条件下降落到地面，降落到地面的水分有一部分以径流的形式汇入江河，重新回到海洋，这种海洋与大陆之间的水分交换过程叫大循环。
小循环，是陆地上的水在没有回到海洋之前，又蒸发到空中，或从海洋上蒸发的水汽在空中凝结以降水的形式回到海洋中，这种局部的水循环称为小循环。
内陆水分循环
陆地的水分经蒸发和蒸腾上升到空中，与从海洋输送来的水汽一起再向内陆输送至离海洋更远的地方，凝结降水，然后再蒸散到上空气团中向内陆运动，直至不能形成降水为止，这种水分循环称为内陆水分循环
2.3 分析说明水循环基本过程、循环的动力与循环现象的本质
水分在太阳辐射的作用下离开水体上升到空中并向各地运动，又在重力的作用下回到地面并流向海洋。
水循环的动力是太阳辐射和地球引力。
水循环的内因是水的物理性质，它在不同的温度条件下，具有三种存在形式：气态、液态、固态，为水循环奠定了物质基础。
2.4 分析说明水循环分类的依据以及内在差别
水循环的过程.
大循环：降落到地面的水分有一部分以径流的形式汇入江河，重新回到海洋，
小循环：是陆地上的水在没有回到海洋之前，又蒸发到空中，或从海洋上蒸发的水汽在空中凝结以降水的形式回到海洋中
2.5 水分循环的四个阶段？
水循环一般包括四个阶段，即：蒸发、水汽输送、降水、径流，这四个阶段缺少任何一个都将使水循环中断。在有些情况下水循环可能没有径流这一过程，如，海洋中的水分被蒸发在上升过程中，遇冷凝结又降落到海洋之中，这个水循环就没有径流这一阶段
2.6 水分循环周期？
水循环周期是研究水资源的一个很重要的参数。如果某一水体，循环周期短、更新速度快，水资源的利用率就高。
水分循环周期——T=W/Δw
（T ---周期（年、月、日、时） W---为水体的储量，Δw ---为单位时间参与水循环的量）
2.7 影响水分的因素有哪些？各因素如何影响水分循环？
影响水循环的因素主要包括：气候因素、下垫面因素、人为因素
气候因素主要包括：湿度、温度、风速、风向等。气候因素是影响水分循环的主要因素，在水分循环的四个环节蒸发、水汽输送、降水、径流中，有三个环节取决于气候状况。一般情况下，温度越高，蒸发越旺盛，水分循环越快；风速越大，水汽输送越快，水分循环越活跃；湿度越高，降水量越大。另外，气候条件还能间接影响径流，径流量的大小和径流的形成过程都都受控于气候条件（河流是气候的产物）。
下垫面因素主要指地理位置、地表状况、地形。下垫面因素对水分循环的影响主要是通过影响蒸发和径流起作用的。
人为因素对水分循环的影响主要表现在调节径流、加大蒸发、增加降水等水分循环的环节上。
2.8 水量平衡原理？
任意时段内，任何区域收入（或输入）的水量和支出（或输出）的水量之差，一定等于该时段内该区域储水量的变化。
2.9 写出任一区域某一时段的水量平衡方程
I-A=ΔW
I---为输入区域的水量，A---为输出区域的水量，ΔW---为研究时段内区域储水量的变化
2.10 通用水量平衡方程
收入项有：降水量P，水汽的凝结量E1，从其它地区流入该区的地表径流量R表、地下径流量R地下。
支出项有：蒸发量和林木的蒸散量E2，从该区流出的地表径流量 r表及地下径流量r地下，该区内工农业及生活用水量q。
则P+R表+R地下=E+r表+r地下+q＋ΔW
这就是通用的水量平衡方程式
2.11 闭合流域？
由其它流域进入研究流域的地下径流等于零
2.12 非闭合流域？
由其它流域进入研究流域的地下径流不等于零
2.13 闭合流域的水量平衡方程
P=E+R+ΔW
2.14非闭合流域的水量平衡方程
P+R地下=E+ r表+r地下+q＋ΔW
令 r表+r地下＝R 称为径流量，不考虑工农业及生活用水q=0
则非闭合流域的水量平衡方程改写成P+R地下=E+R+ΔW
2.15 蒸发系数？
如果将P平均=E平均+R平均 两边同除以P平均，则：R/P+E/P=α＋β＝1
式中，β平均＝E平均/P平均 为多年平均蒸发系数
2.16 径流系数？
如果将P平均=E平均+R平均 两边同除以P平均，则：R/P+E/P=α＋β＝1
式中，α平均＝R平均/P平均 为多年平均径流系数
α和β之和等于1
2.17 全球水量平衡方程
2.18 陆地水量平衡方程
2.19 海洋水量平衡方程
2.20 论述水分循环的意义
3 降水
3.1 降水的主要形式？
降雨、降雪、雹、露、霜
3.2 降水的成因？
在一定温度条件下，大气中水汽含量有一最大值，空气中最大的水汽含量称为饱和湿度,饱和湿度与气温成正比。当空气中的水汽含量超过饱和湿度时，空气中的水汽开始凝结成水，如果这种凝结现象发生在地面，则形成霜和露；如果发生在高空则形成云，随着云层中的水珠、冰晶含量不断增加，当上升的气流的悬浮力不能再抵消水珠、冰晶的重量时，云层中的水珠、冰晶在重力作用下降到地面形成降水。
3.3 降水的类型划分及依据
按降水性质分：连续性降水、阵性性降水、毛毛状降水
按降水强度分：小雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨、小雪、中雪、大雪
按降水形态分：雨、雪、霰、雹
按降水成因分：气旋雨、对流雨、地形雨、台风雨
3.4 气旋雨
气旋就是低气压，低气压过境形成的降雨为气旋雨。气旋雨分为非锋面雨和锋面雨两种。非锋面雨：低气压中心气流上升形成的降水。锋面雨有冷锋雨和暖锋雨两种。
3.5 冷锋雨及其特点
冷气团向暖气团推进时，暖气团迅速爬升，爬升中暖空气冷却后在冷暖空气团的交界面―锋面上形成巨大的积雨云。冷锋雨的降雨强度大，历时较短，降雨笼罩面积较小。冷锋雨在锋面的后面
3.6 暖锋雨及其特点
是当暖气团向冷气团移动时，暖气团缓慢在锋面上爬升，逐渐冷却后形成降雨，暖锋雨出现在地面锋线的前面，降水强度小，历时长，降雨笼罩面积大。
3.7 对流雨及其特点
是由于冷暖空气上下对流形成的降雨。在夏季暖湿空气笼罩在一个地区时，由于地面局部地区受热，下层热空气膨胀上升，上层冷空气下降，形成对流。上升的空气冷却后形成降雨，这种降雨常出现在酷热的夏季午后，特点是降雨强度大、历时短、降水笼罩面积小，常伴有雷电。赤道地区常年都有对流雨发生。
3.8 地形雨及其特点
地形雨：暖湿空气在前进途中，遇到地形阻挡，被迫沿迎风坡爬升，空气中的水汽因冷却凝结形成的降水。
地形雨发生在山体的迎风坡。背风坡因气流下沉，温度不断升高，空气中的水蒸气难以饱和，形成温度高、湿度低的焚风，因此，降水较少，是雨影区。
3.9 台风雨及其特点
台风（热带风暴）登陆后，将大量的湿热空气带到大陆，造成狂风暴雨。台风雨的特点是强度大、雨量大，很容易造成大的洪水灾害。
3.10 响降水的因素有哪些？
地理位置：降雨量的多寡取决于空气中水气含量的高低，空气中水汽含量的高低取决于气温和离海洋的远近。规律：1. 降水量从赤道向两极减少。2. 南北回归线两侧，大陆西岸的降水少，大陆东岸的降水多。3. 温带地区的沿海降水多，内陆降水少。4. 世界年降水量最丰富的地区在赤道附近，最贫乏的地区在南北回归线之间的大陆西岸
气旋台风的途径：春夏之际气旋在长江流域和淮河流域一带盘旋，形成持续的阴雨天气，即梅雨季节。7、8月后锋面北移进入华北、西北地区，使华北和西北地区进入雨季。台风对东南沿海地区的降水影响很大，是这一地区雨季的主要降水形式。
地形：山脉对降水影响很大，这是由于山脉使气流抬升，气流在抬升过程中因冷却而使部分水蒸汽凝结形成降水，从而使迎风坡的降水增加。在背风坡形成焚风。离海洋较近的地区，空气中水蒸汽含量高，在地形的影响下增加的雨量较多，而在离海洋较远的地区空气中水蒸汽含量少，在地形的抬升作用下增加的降水量相对较少。当空气中水蒸汽含量一定时，山脉的坡度越陡，抬升作用越强，增加的降水越多。地形增加降水的作用有一定的限度，并不是能够无限度的增加，当空气中的水蒸汽含量降低到某一值时，随地形的抬升，降水不会再增加。
森林
水面：湖泊、大型水库的水面蒸发量大，对促进水分的内陆循环有积极作用，但是水面上很容易形成逆温，从而不利于水汽的上升，因此不易形成降水
3.11 论述森林与降水的关系
目前，已经普遍得到认可的是森林能够增加水平降水。我个人认为，由于森林有着较大的蒸发作用，降雨时林木拦蓄的大部分降水重新通过林木的枝叶蒸发到空气中，从这一点上说，森林通过其强大的蒸发作用增加了林区的空气湿度。另外，正因为森林通过其强大的蒸发作用增加了林区的空气湿度，这些蒸发出来的水蒸汽加入了内陆的水分循环，从而促进了内陆水分的小循环这就有可能增加其他周边地区的降水。因此，森林虽然不能直接增加林区的降水，但它可以提高水分的循环次数，为内陆其他地区输送更多的水蒸汽。
3.12 降水要素有哪些？
降水要素是描述降水的基本指标，有降水量、降水历时、降水时间、降水强度、降水面积
3.13 常用的降水指标有哪些？
描述降水量的指标：次降水量、日降水量、月降水量、年降水量、最大降水量、最小降水量等
3.14 降水历时
降水开始到降水结束所经历的时间。以小时、分表示
3.15 降水强度
单位时间内的降水量。单位mm/分,mm/小时
3.16 降水过程线
降水过程线：是以时间为横坐标，降水量为纵坐标绘制成的降水量随时间的变化曲线
3.17 等降水量线
区域内降水量相等的各点连成的曲线。它反映区域内降水的分布变化规律，在等降水量线图上可以查出各地的降水量和降水面积，但无法确定降水历时和降水强度
3.18 暴雨雨力
it=s/tn；s 为暴雨雨力，是降水历时为1小时的降水强度。
3.19 平均降水量的计算方法有哪些？各种方法的使用条件？
算术平均法：对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果
加权平均法：在对流域基本情况如面积、地类、坡度、坡向、海拔等进行勘察基础上，选择有代表性的地点作为降水观测点，每个测点都代表一定面积的区域，
泰森多边形法：流域内的观测点分布不均，有的站偏于一角，采用泰森多边形法计算平均降水量较算术平均法更为合理。
等雨量线法：等雨量线是计算区域平均雨量最完善的方法。它的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、流域内又有足够数量的降水观测站。
3.20 降水历时与降水时间的区别
降水历时和降水时间的区别：降水时间内，降水并不一定连续。
4. 蒸发和散发
4.1 分析蒸发在水循环中的意义
蒸发是水循环的重要环节之一，是估算某一地区水量平衡、热量平衡、水资源的重要指标。
4.2 蒸发潜热
单位水量从液态变为气态所吸收的热量L=595-0.52t
(L--为蒸发潜热 卡/克 t--水温)
4.3 蒸发量或蒸发率
单位时间内从水面跃出的水分子数量与返回水面的水分子数量之差，即，单位时间内从蒸发面蒸发的水量，以mm／d，或mm／a计
4.4 饱和水汽压
有效蒸发量为0，即达到“饱和平衡状态”时的水汽压力
4.5土壤蒸发的三个阶段是什么？各阶段影响蒸发量的主要因素
水分通过土壤表面进入空气的过程。根据土壤含水量的高低，土壤蒸发过程划分为3个阶段：稳定蒸发阶段、蒸发速率下降阶段、蒸发速率微弱阶段
4.6 分析影响土壤蒸发的因素
气象因素：包括温度、湿度、风速等。气象因素对土壤蒸发的影响与对水面蒸发的作用相同。
土壤本身的特性：
土壤含水量：土壤含水量决定土壤的供水能力。土壤含水量大于田间持水量时，土壤的供水能力最大，土壤的蒸发能力也大，基本上能够达到自由水面的蒸发速度。当土壤含水量降低到田间持水量以下，凋萎含水量以上时，土壤蒸发随土壤含水量的逐步降低而减小。当土壤含水量降低到凋萎含水量以下时，土壤的蒸发速度已经很小，维持在比较稳定的水平。
地下水的埋藏深度：地下水通过影响地下水面以上土壤含水量分布来影响土壤蒸发的。地下水埋藏较浅时，在毛细管的作用下地下水能不断地上升到上层土壤，从而使土壤蒸发持续稳定的进行，土壤蒸发量大。反之，土壤蒸发量小，且土壤蒸发变幅也大。
土壤质地：土壤质地（粘土、壤土、沙土）和结构（团粒结构和非团粒结构）决定了土壤孔隙的多少和土壤孔隙的分布特性，从而影响土壤的持水能力和输水能力
土壤颜色：影响土壤表面的反射率，即影响土壤表面吸收太阳辐射的量。如果土壤的颜色黯淡，吸收的太阳辐射多，土壤表面温度高，土壤蒸发量大。
土壤表面状况：通过影响风速、地表吸收的太阳辐射、地面温度等因素对土壤蒸发产生影响。如，地表有植物覆盖的土壤蒸发小于裸露地；粗糙地表的蒸发量要大于平滑地面；坡向不同，地表吸收的太阳辐射不同，地表温度不同，因此，阳坡土壤蒸发明显大于阴坡
土壤蒸发取决于两个条件：一是土壤蒸发能力，二是土壤的供水条件，土壤蒸发量的大小决定于以上两个条件中较小的一个，并且大体上接近于这个较小值。
4.7 分析蒸发散的物理机制
植物根的细胞液浓度与土壤水的浓度有一差值，正因为有这个浓度差便在根细跑内外产生一个渗透压，使土壤水分通过根膜进入根细胞内。水分进入根内以后在蒸腾拉力和根压的共同作用下水分通过根、茎、枝、叶柄、叶脉到达叶面，然后通过开放的气孔逸出后进入大气，这就是蒸腾。在进行蒸腾的同时，植物体内的水分可以直接通过其表面进行蒸发。
4.8 分析影响植物蒸发散的因素
植物的生理条件：主要指植物的种类和不同生长阶段的生理差别。不同植物叶片的大小、质地、特别是气孔的分布、数目及形状有很大的差别。气孔大、数目多的植物蒸发散量大，如针叶树的蒸发散较阔叶树小，深根植物的蒸发散较浅根植物均匀。同一树种在不同的生长阶段蒸发散量也不一样，春天的蒸发散较冬天大。
气候因素：主要是温度、湿度、日照和风速。植物的蒸发散随温度的升高而加强，当气温降至4.5℃以下时，植物生长几乎停止，因此蒸发散极小。当气温达到40℃以上时，植物的气孔失去调节功能而全部打开，散发大量的水分。蒸发散随光照时间和光照强度的增强而增大。气孔在白天开启，夜晚关闭，因此，蒸发散主要发生在白天，白天蒸发散量约占90％，蒸发散强度中午最大，夜间最小
土壤水分是植物蒸发散的水源，但蒸发散与土壤水分的关系受植物生理机能的制约当土壤含水量高于毛管断裂含水量时，植物的蒸发散随土壤含水量的变化幅度较小。当土壤含水量降低到凋萎含水量以下时，植物将不能从土壤中吸取水分以维持正常的生理活动而逐渐枯萎，蒸发散也随之停止。当土壤含水量在毛管断裂含水量与凋萎含水量之间时，蒸发散随土壤含水量的减少而减少。
4.9 土壤蒸发能力
在特定气象条件下，充分供水时土壤的蒸发量。
4.10 分析决定土壤蒸发的两个条件
土壤蒸发取决于两个条件：一是土壤蒸发能力，二是土壤的供水条件，土壤蒸发量的大小决定于以上两个条件中较小的一个，并且大体上接近于这个较小值。
4.11.分析对比水面蒸发、土壤蒸发及植物散发各自的特点以及主要影响因素。
4.12 简述流域蒸散发的计算模型
5 下渗
5.1 下渗与渗透有何区别
下渗是指水分通过土壤表面垂直向下进入土壤和地下的运动过程。
水分在重力作用下向下运行，称为渗透
5.2 下渗的意义
下渗是指水分通过土壤表面垂直向下进入土壤和地下的运动过程。
下渗将地表水、土壤水、地下水联系起来，是径流形成过程、水分循环的重要环节。
5.3 分析下渗的物理过程和阶段
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。
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
5.4 下渗锋面
湿润层的前缘称为下渗锋面，它是湿土与下层干土间明显得交接面。
5.5 分析土壤水分的再分配
当地表停止供水和地表积水消耗完以后，水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水分在水势作用下仍继续向下运动。 原先饱和层中的水分逐渐排出，含水量逐渐降低，而原先干燥层中的水分逐渐增加，这就是土壤水分的再分配。
再分配的驱动力：对于均质土壤，渗透停止后，土壤剖面中的水分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分配，剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断下移，湿润带厚度不断增加
再分配过程中土壤水的运动速度决定于再分配开始时上层土壤的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度）以及土壤的导水性质。再分配速度总是随时间而减小，同时湿润锋的清晰度也越来越低，并逐渐消失，最终趋于均一。
土壤类型对再分配的影响：不同的土壤，水力特性不同，土壤水分的再分配速度也有差别。较细的土壤非饱和导水率小，随土壤含水量的减少速度较慢，水分再分配速度慢，持续的时间较长。粗质土壤非饱和导水率大，且随土壤含水量的减少而迅速降低；其土壤水分再分配过程持续的时间较短。土壤水分的再分配作用，对土壤中水分总量及土壤剖面上的水分含量影响很大，同时对降水后期土壤的蒸发都有较大影响。
5.6 稳渗速率
下渗强度随时间是逐步递减的，并最终趋于稳定，霍顿下渗公式f(t)=fc+(fo-fc)e-kt；fc为稳渗率
5.7 分析影响下渗的因素
土壤特性的影响：土壤特性中透水性能及前期含水量对下渗的影响最大。透水性能同土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。土壤颗粒愈粗，孔隙直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。土壤的前期含水量越高，下渗量越少，下渗速度越慢。
降水特性的影响：降水特性包括降水强度、历时、降水过程。降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量。降水强度小于下渗强度时，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约，下渗强度随降水强度的增大而增大。（例外：在裸露的土壤上，由于强雨点可将土粒击碎，并堵塞土壤孔隙中，导致下渗率减少）。降水强度大于下渗强度时，部分降水渗入土壤，下渗过程受土壤特性制约。降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇性下渗量。
流域植被、地形条件的影响：植被及地面上枯枝落叶具有增加地表糙率，降低流速的作用，增加了径流在地表的滞留时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。植物根系改良土壤的作用使土壤孔隙状况明显改善，从而增加了下渗速度和下渗量。当地面起伏较大，地形比较破碎时，水流在坡面的流速慢，汇流时间长，下渗量大。地面坡度大、流速快，历时短，下渗量就小。
人类活动的影响：人类活动既可增加下渗，也可减少下渗。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下渗水量；在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下水的活动。
5.8 菲利浦下渗公式
F(t)=St-1/2+At 或 f(t)=1/2St-1/2+A
其中 F(t)为某时段内的下渗量
f(t)为某时刻的下渗率
t为下渗时间 A为常数 S为吸水系数
当时间t→∞时，下渗率f(t) →A,即随着时间的延长，下渗率将达到一个稳定的值。当时间t→0时，下渗率f(t)→∞；在实际情况中，初渗速率不是一个无限值，而是一个有限的数值。这是菲利浦公式最大的缺陷，但是，大量试验结果表明，该公式与试验结果比较一致。
5.9 霍顿下渗公式
f(t)=fc+(fo-fc)e-kt；f0为初渗率，fc为稳渗率， k为常数，t为时间。
1940年霍顿在下渗试验资料基础上，根据实测资料用曲线拟合方法得到的经验公式。该公式是在充分供水的条件下下渗能力随时间变化的经验公式，霍顿认为，下渗强度随时间是逐步递减的，并最终趋于稳定，因此，下渗过程是一个土壤水分的消退过程，其消退速率为df/dt，即-df/dt=k(f-fc)
该式两边积分后便可得到霍顿下渗方程
5.10 说明非饱和下渗和饱和下渗理论的主要区别，分析霍顿下渗公式的物理意义及适用性
5.11容积含水量与重量含水量有何关系?什么叫土壤水分常数？
5.12液态的土壤水有几种存在形式?支持毛管水与毛管悬着水，支持重力水与自由重力水，各具有什么特征?
6 径流
6.1径流的涵义及其组成
径流：是指沿地表或地下运动汇人河网向流域出口断面汇集的水流
根据运动场所划分：沿地表运动的水流为地表径流。在土壤中的相对不透水层上运动的水流为壤中流。沿地下岩土空隙运动的水流称为地下径流。
根据降水的类型划分：由降雨形成的径流为降雨径流。由冰雪水融化形成的径流为融雪水径流。
6.2 如何对径流分类
根据运动场所划分：沿地表运动的水流为地表径流。在土壤中的相对不透水层上运动的水流为壤中流。沿地下岩土空隙运动的水流称为地下径流。
根据降水的类型划分：由降雨形成的径流为降雨径流。由冰雪水融化形成的径流为融雪水径流。
6.8 流量过程线
流量过程线：流量随时间的变化过程线。
6.9 径流模数
径流模数(M)：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。
6.10 径流深
径流深(R)：若将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层厚度，单位为mm。
R＝QT/1000F；式中：R—径流深(mm)。 F—流域面积(km2)，Q—时段T内的平均流量(m3／s)。
6.11 径流总量
径流总量（W）：时段T内通过河流某一断面的总水量,单位为m3或亿m3。在流量过程线上时段T内流量过程线以下的面积，即为时段T的径流总量。有时也用其时段平均流量与时段的乘积表示，即 W＝Q×T
6.12 模比系数及其意义
径流的变率(K)或称为模比系数：某一时段的经流量与同一时段多年平均经流量之比。该值反映某一时段内经流量偏丰（K>1）或偏枯(K<1)的程度。
6.13 径流系数及其意义
径流系数(α)：同一时段内径流深与降雨深的比值。0<α<1。径流系数反映了流域降水转化为径流的比率，综合反映了流域自然地理因素和人为因素对降水径流的影响。如α→0，说明降水主要用于流域内地各种消耗，其中最主要的消耗为蒸发。如α→1,说明降水大部分转化为径流。
6.14 径流的表示方法有哪些，各种表示方法之间如何换算
流量（Q）：指单位时间通过某一断面的水量，单位为m3／s。日平均流量、月平均流量、年平均流量、最大流量、最小流量等。
流量过程线：流量随时间的变化过程线。
径流总量（W）：时段T内通过河流某一断面的总水量,单位为m3或亿m3。在流量过程线上时段T内流量过程线以下的面积，即为时段T的径流总量。有时也用其时段平均流量与时段的乘积表示，即 W＝Q×T。
径流深(R)：若将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层厚度，单位为mm。
R＝QT/1000F 式中：R—径流深(mm)。 F—流域面积(km2),Q—时段T内的平均流量(m3／s)。
径流模数(M)：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。
径流系数(α)：同一时段内径流深与降雨深的比值。0<α<1。径流系数反映了流域降水转化为径流的比率，综合反映了流域自然地理因素和人为因素对降水径流的影响。如α→0，说明降水主要用于流域内地各种消耗，其中最主要的消耗为蒸发。如α→1,说明降水大部分转化为径流。
径流的变率(K)或称为模比系数：某一时段的经流量与同一时段多年平均经流量之比。该值反映某一时段内经流量偏丰（K>1）或偏枯(K<1)的程度。
6.15 分析径流的形成过程
降雨开始时，除一少部分降落在河床上的雨水直接进入河流形成径流外，大部分降水并不立刻产生径流，而是首先要消耗于植物截留、枯枝落叶吸水、下渗、填洼与蒸发。这个消耗过程就是蓄渗过程。
扣除植物截留、入渗、填洼后的降雨在坡面上以片状流、细沟流的形式沿坡面向溪沟流动的现象为坡面漫流。 坡面漫流首先在蓄渗容易得到满足的地方发生。在坡面漫流过程中，坡面水流一方面继续接受降雨的直接补给而增加地表径流，另一方面又在运行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地表径流减少。
6.16 植物截留
植物截留：降雨过程中植物枝叶拦蓄降水的现象。
6.17 影响植物截留的因素有哪些
植物截留量与降水量、降水强度、风、植被类型、郁闭度等有关。一般情况下，降水量越大，植物截留量越大；降水强度越强，截留量越小；风越大，截留量越小；不同的植被有着不同的截留量，郁闭度越高，整个林分的截留量越大。
6.18 穿透降雨
穿过植物枝叶空隙直接到达地面的降雨
6.19 树干流及其影响因素
由枝叶汇集沿树干流到地面的降水。
6.20 填洼及其影响因素
首先出现产流的地方，雨水在流动过程中还要填满流路上的洼坑,称为填洼。这些洼坑积蓄的水量，称为填洼量。
6.21 枯枝落叶持水量及其影响因素
穿过林冠层的降水到达地表之前，还要遇到枯枝落叶层的阻拦。枯枝落叶层一般都较为干燥，具有较强的吸收雨水的能力。枯枝落叶层吸收雨水能力取决于枯枝落叶的特性和含水量大小。枯枝落叶层越干，吸收的雨水量越大
6.22 壤中流的形成条件
随着降雨过程的持续，渗入土壤的水分不断增加，当某一界面以上的土壤达到饱和时，在该界面上就会有水分沿土层界面侧向流动，形成壤中流。
6.23 超渗产流
当降雨强度大于土壤的入渗强度时多余的雨水便在地表形成地表径流（超渗雨），这种产流方式称为超渗产流。
6.24 蓄满产流
当降雨强度小于土壤的入渗强度（能力）时，所有到达地表的雨水全部渗入土壤之中，当土壤中所有孔隙都被雨水充满后，多余的水分在地表形成径流，这种产流方式称为蓄满产流
6.25 分析超渗产流与蓄满产流的区别
下渗强度的空间变化很大，有些地方下渗能力强，有些地方下渗能力弱，如果下渗强度大于降雨强度，有可能形成蓄满产流，反之形成超渗产流。
6.26 河网汇流过程
各种径流成分经过坡地汇流注入河网后，沿河网向下游干流出口断面汇集的过程。
6.27 河岸容蓄
在涨洪段，由于河网水位上升速度大子其两岸地下水位的上升速度，当河水与两岸地下水之间有水力联系时，一部分河水补给地下水，增加两岸的地下蓄水量，这称为河岸容蓄。
6.28 河网容蓄
同时，涨洪阶段，出口断面以上坡地汇人河网的总水量必然大于出口断面的流量，因河网本身可以滞蓄一部分水量，称为河网容蓄。
6.29 河网调蓄
河岸调节及河槽调节，统称为河网调蓄作用。
6.30 产流过程
径流形成中的流域蓄渗过程，称为产流过程
6.31 汇流过程
坡地汇流与河网汇流合称为汇流过程。
6.32 论述产流机制
产流机制，是指水分沿土层的垂向运行中，在一定的供水与下渗条件下，各种径流成分的产生原理和过程。
6.33 分析径流的影响因素
气候因素：包括降水、蒸发、气温、风、湿度等。降水是径流的源泉，径流过程通常是由流域上降水过程转换来的，降水和蒸发的总量、时空分布、变化特性，直接导致径流成分的多样性、径流变化的复杂性。气温、温度和风是通过影响蒸发、水汽输送和降水而间接影响径流的。
流域下垫面因素：地理位置：流域的地理位置不同，其气候条件差别很大，因此，受气候条件制约的径流当然有其特殊性。地形地貌：一方面通过影响气候因素间接影响径流，另一方面还通过直接影响流域的汇流条件来影响径流。如在迎风坡，降雨量增加，径流也相应增加；高程增高，气温降低，蒸发减少，径流量增加；坡度越大，径流的流速大，雨水下渗的机会就少，径流量大。流域的面积：较大流域的径流量大，但变化较小。流域面积越大，自然条件越复杂，单个因素的影响力降低。各种因素对径流的影响有可能相互抵消，也有可能相互增长。流域的形状：流域的形状主要影响径流过程线的形状。如扇形流域，洪峰流量大，流量过程线尖瘦，而羽状流域，洪峰流量小，流量过程线扁平。地质条件和土壤特性：决定流域的入渗能力、蒸发潜力和可能最大的蓄水量。植被：因森林蒸发散量大，根据水量平衡方程，河川径流量小。另一方面，由于植物截留、枯枝落叶层对雨水的吸收、以及森林土壤有很好的下渗能力，在径流形成过程中的降雨损失量大，因此，森林有减少地表径流量的作用。湖泊和水库通过蓄水量的变化调节和影响径流的年际和年内变化，在洪水季节大量洪水进入水库和湖泊，水库和湖泊的蓄水量增加，在枯水季节，水库和湖泊中蓄积的水慢慢泄出，其蓄水量减少。因此，流域中如果有水库或湖泊，能过消减洪水，使洪水过程线变得平缓。
人为因素的影响：人类活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条件，直接或间接地影响径流。人为活动对径流有正反两方面的影响。
6.34 分析森林与径流的关系
因森林蒸发散量大，根据水量平衡方程，河川径流量小。另一方面，由于植物截留、枯枝落叶层对雨水的吸收、以及森林土壤有很好的下渗能力，在径流形成过程中的降雨损失量大，因此，森林有减少地表径流量的作用。正因为森林有较强的下渗能力，使较多的雨水渗入地下以地下径流的方式慢慢补给河川径流，因此说，森林能够增加河川枯水期的径流量
6.35 分别阐述各种径流成分的产流机制和产流条件？并对比超渗地面径流与饱和地面径流的差异性
地面径流产流机制: Rs＝P-In- E-Sd-F ；式中 P：降雨量 In：截留量 E：蒸发量；Sd：填洼量 F：累积下渗量， 单位均为mm
壤中流发生于非均质或层次性土壤中的易透水层与相对不透水层的交界面上。这种具有层理的土层界面，在自然界中广泛的存在着。如森林地区的腐殖层，山区的表土风化层、密实结构土壤的耕作层等。包气带中存有透水性不同、且下层比上层透水能力小的层理分布土壤的交界面。上层向界面上的供水强度fA，大于下层下渗强度fB。界面上产生积水，即形成临时饱和带，界面还需具备一定的坡度
在具备壤中流产生条件的界面上，当雨强i小于上层下渗率fA而大于下层下渗率fB时，且fA＞fB，界面上可形成临时饱和带，并产生壤中流。(1)必须具备壤中流的发生条件； 2)界面以上的饱和积水带，必须达到上层土层的全部(上层土壤全部达到饱和）。
当地下水埋藏较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强，在连续降雨过程中，下渗锋面到达毛管水带上缘，这时表层土层水与地下水建立了水力联系。同时包气带含水量超过田间持水量，产生自由重力水补给地下水时，形成地下径流。
6.36 为什么要分割地面径流与地下径流?常用什么方法来分割？
7 河川径流
7.1 河流
河流：在重力的作用下，沿着陆地表面上的线形凹地流动，并汇集于各级河槽上的水流
7.2 河流的基本要素
河流的两个因素：经常或间歇性的水流及河槽（河床）
7.3 水系
水系：大小河流构成脉络相通的水流系统。
7.4 外流河
外流河：流入海洋的河流。
7.5 内流河
内流河：凡流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流。
7.6 河流可以划分为几段？各段有何特点？
一般河流可分成河源、上游、中游、下游及河口五段。
河源是河流的发源地。可以是溪涧、泉水、湖泊、沼泽和冰川。如长江的正源为沱沱河 。黄河的正源为卡日曲。
上游连着河源，乃河流的上段。特点是：河谷狭、比降陡、流量小、流速大、冲刷占优势、河槽多为基岩或砾石、多急滩、瀑布，黄河从内蒙古托克托县河口镇以上称上游。长江从湖北宜昌以上为上游。
中游比降与流速减小、流量加大、冲刷淤积都不严重、河槽多为粗沙。长江从宜昌到江西的湖口，黄河从河口镇到河南孟津为中游。
下游位于河流的最下一段。比降与流量更小、流量更大、淤积占优势、多浅滩沙洲、河槽多细沙或淤泥。长江从湖口以下，黄河从孟津以下为下游。
河口是河流的出口处。河流注入海洋或湖泊处，有大量的泥沙淤积形成三角洲。一条河流直接注入另一河流的叫支流河口，汛期易受相互洪水顶托的影响，产生回水现象。
7.7 分水岭？
分水线或分水岭：当地形向两侧倾斜，使雨水分别汇集到两条河流中去，这一起着分水作用的脊线称为分水线。
7.8 闭合流域
闭合流域：地面、地下水的分水线重合的流域。
7.9 非闭合流域
非闭合流域：地面、地下分水线不重合的流域，本流域与邻近流域有水量交换。
7.10闭合流域与非闭合流域的区别
7.11 水系有哪几种形状？各种水系形状与洪水之间有何关系
扇形水系、羽状水系、平行水系、混合状水系。
扇形水系在降雨时，各支流的洪水几乎同时到达流域出口处，因此，这种水系很容易发生危害性洪水。
羽状水系：干流较长，支流从左右岸相间呈羽状汇入干流，这种水系由于干流较长，各支流汇入干流的时间有先有后，河网汇流时间较长，调蓄作用大，洪水过程较为平缓
平行水系：若干近似乎行的支流汇入千流。如淮河蚌埠以上地区的水系就是平行水系。这种水系的洪水状况与暴雨中心的走向、分布关系密切
混合状水系:大多数河流的水系并不是由单一的某种水系构成，一般都包括上述两种或三种形式，把这种由两种以上的水系复合而成的水系为混合状水系
7.12 河长
溪线：在河槽中各断面的最低点的联线称为溪线，或中泓线。
从河口到河源沿溪线量得的距离为河长，单位为km
7.13 河网密度及其意义
河网密度：单位流域面积内干、支流的总长度。
河网密度＝干、支流总长度/流域面积
河网密度表示一个地区河网的疏密程度。它是流域中径流发展的标志之一。河网密度越大，流域被洪水切割程度越大，径流汇集较快；河网密度小，径流汇集慢，流域排水不良。
7.14 河流的弯曲系数及其意义
弯曲系数：某河流的实际长度与河源至河口直线长度之比。
弯曲系数＝河流的实际长度/河流的直线长度，它表示河流平面形状的弯曲程度。弯曲系数越大，表明河流越弯曲，径流汇集相对较慢，即径流流速慢，径流的侵蚀作用弱，但对航运及排洪不利。
7.15 流域的不对称系数及其意义
不对称系数Ka：左右岸面积之差与左右岸面积之和的比值，表示流域左右岸面积分布的不对称程度。当Ka愈大时，流域愈不对称。左、右流域面积内的来水也愈不均匀。径流不易集中，调节作用大。
7.16 山区河流与平原河流的区别
山区河流平面形态复杂，多急弯、卡口，两岸和河心常有突出的巨石，河岸曲折不齐，宽度变化大。
平原河流，由于河水的环流和冲淤作用，河道常常表现为蜿蜒的平面形态。在河流的凹岸，水深较大称为深槽，深槽对岸为浅滩，表现为凸岸。
7.17 河流的纵断面
纵断面:是指河底高程沿河长的变化，一般用纵断面图表示。以河长为横坐标，河底高程为纵坐标绘制而成的图为河槽的纵断面图。
7.18 河流的横断面
横断面:是指垂直于流向的断面。两边以河岸为界，下面以河底为界。河流横断面是计算流量的主要依据。
7.19 河漫滩
枯水期水流通过的部分称基本河槽。在洪水期淹没的部分称河漫滩。
7.20 落差
落差：河段两端的河底高程差。
7.21 比降
比降：河段落差与相应河段长度之比。
河底比降＝河段上、下游两点的高程差 / 河段长度
7.22 河流产生横比降的原因
产生横比降的原因有三：地球自转产生的偏转力、河流转弯处的离心力，洪水涨落；在北半球地球自转产生的偏转力使河流有向右运动的倾向，从而使右岸水面高于左岸；在河流转弯处，由于离心力的作用使凹岸的水面高于凸岸
7.23 分析水内环流及其意义
河流转弯处的水内环流的表现：在水面上水由凸岸流向凹岸，在河底处水由凹岸流向凸岸,河流左转弯时，环流按顺时针方向旋转。河流右转弯时，环流按逆时针方向旋转。
由于河流转弯处水内环流的影响，使凹岸受到冲刷，被冲刷的泥沙带到凸岸淤积，从而使河流越来越弯曲。
7.24 流域的面积及其水文意义
流域分水线和出流断面所包围的面积，单位为km2。
流域面积是河流的重要特征。它不仅决定河流的水量也影响径流的过程。在其它因素相同时，一般流域面积越大，河流的水量也越大，对径流的调节作用也大,洪水过程较为平缓，枯水流量相对较大；面积越小，流量越小，短历时暴雨时容易形成陡涨陡落的洪水过程，枯水流量较小。
7.25 流域的形状系数及其意义
流域形状系数Ke：流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比。流域形状与圆的形状相差越大，Ke越大。 Ke值越大，流域形状越狭长，径流变化越平缓。 Ke值接近于1时，说明流域的形状接近于圆形,这样的流域易造成大的洪水。
7.26 年径流量、多年平均径流量、正常年径流量的区别
年径流量：在一个水文年度内通过河川某一断面的水量。
多年平均径流量：年径流量的多年平均值。多年平均径流量Q＝∑Qi/n
∑Qi 各年的年径流量之和 n——年数。
正常年径流量：在气候和下垫面基本稳定的条件下，随着观测年数的不断增加，多年平均年径流量Q 趋向于一个稳定数值，这个稳定数值称为正常年径流量。
7.27 如何计算正常年景流量
有长期实测资料时的计算；有短期实测资料时的计算；无实测资料时的计算
7.28 短期径流资料如何延长
延长资料的方法，主要是通过相关分析，即通过建立年径流量与其密切相关的要素（称为参证变量）之间的相关关系，然后利用有较长观测系列的参证变量来展延研究变量年径流量的系列。
7.29 如何选择参证变量，常用的参政变量有哪些
参证变量应具备三个条件：
（1）参证变量与研究变量在成因上必须有联系。
（2）参证变量的系列要比研究变量的系列长。
（3）参证变量与研究变量必须具有一定的同步系列，以便建立相关关系。
常用的参证变量是年径流量和年降水量
7.30 等值线图
年径流量的Cv值，主要取决于气候因素的变化程度及其它自然地理因素对径流的调节程度。由于气候因素具有地区分布规律，这便是绘制和使用年径流量Cv值等值线图的依据。
一般流域机构都绘制有年径流量变差系数Cv的等值线图。但是Cv与流域面积大小有关，当其他条件相同时，流域面越大，其调节性能就大，Cv则越小。而Cv等值线图一般是用较大流域资料绘制的，因此，使用Cv等值线图时要注意研究流域的面积是否在使用面积范围之内。
7.31 无实测资料时如何推求正常年径流量
经验公式法：建立Cv与主要影响因子间的相关关系，在没有资料的地区应用。但是,在不同的地区影响Cv的因子不同。因此，经验公式都具有很大的局限性。使用时不能超出经验公式所规定的允许范围。
7.32 重现期
重现期：等量或超量的水文特征值平均多少年出现一次
7.33 径流的年际变化
正常年径流量反映了河流拥有水量的多少，但并不反映具体某一年的水量，这是因为径流量是一个随机变量，每年的数值都不相同所致，即径流量具有年际变化。
7.34 径流年际变化的推求方法
只能利用概率论和数理统计的方法研究其发生、变化的情势。
7.35 影响径流年际变化的因素
由于河川径流是流域自然地理因素综合影响的产物，而气候因素具有明显的年际变化特征，即使较为稳定的下垫面因素每年都不尽相同，因此，受其影响的河川径流量也具有明显的年际变化。
河川径流的年际变化特点，取决于流域自然地理条件，这些特点主要反映在径流年变化的幅度上
7.36 径流年内分配及其影响因素
流域调蓄能力的大小取决定于流域的土壤、植被、水文地质、地貌等条件。
土壤蓄水能力越强，径流量的年内变化越小。如果土壤的蓄水性很强，在雨季大量的雨水下渗到深层，蓄积在土壤之中，使流域内土壤蓄水及地下蓄水量增加，在雨季过后，蓄积在土壤和地下的水分慢慢流出补给给河流，从而使径流的年内分配趋于均匀。
流域内如有调蓄作用较大的湖泊、水库等，径流的年内变化更趋于均匀。
流域越大，流域内自然条件的差异越显著，某个因素对径流的影响越小，径流的年内变化越弱。
7.37径流年内分配的计算方法
时序分配法、历时曲线法
7.40 设计洪水
设计洪水：符合一定设计标准的洪水
7.41 洪水的三要素
洪水的三要素：洪峰流量、洪水总量、洪水过程线
7.42 汇流时间
汇流时间(τ)：净雨从流域上某点流到出口断面的时间
7.43 流域汇流时间
流域汇流时间（τm）：流域最远点的净雨流到出口断面的时间
7.44 等流时线
等流时线：流域中汇流时间相等的点的连线
7.45 等流时面积
等流时面积：相邻两条等流时线间的面积
7.46 汇流面积分配曲线
面积分配曲线：汇流时间与产流面积的关系曲线，简称汇流曲线．它反映了下垫面因素对汇流速度的影响。
7.47 产流历时
产流历时：径流开始产生到径流终止所经历的时间，称为（净雨历时）
7.48 洪峰流量
最大洪峰流量Qm为Q1、 Q2、Q3中的最大者，主要根据f1, f2,f3面积的大小而定
7.49 全面汇流
洪峰流量为Q3，由全部流域面积F上的净雨汇集而成,称全面汇流
7.50 部分汇流
洪峰流量Qm由部分流域面积上的净雨形成，称部分汇流。
7.51 常用的暴雨强度公式
常用的暴雨强度公式为： ip=Sp/tn
式中ip—历时为t的设计暴雨平均强度(mm／h)； t一设计暴雨历时(h)； S—设计暴雨的雨力。即t=1h的最大暴雨强度(mm／h)。随地区和重现期而变。 n—暴雨衰减指数，随地区及历时长短而变。
7.52推理公式法计算洪峰流量Qm的步骤
①． 暴雨计算，求S点、n1、n2及t0后，首先假设tQ＜t0，采用S面及n1。
②. 计算K1,K2、x、y。
③． 计算k1,k2,cn,n'r,P1,P
④． 根据选取的土类及t估计值、F、地形等级、n,S查表得c值。
⑤. 计算Qm。
⑥． 按tQ=P1xQm-y计算tQ，检验tQ是否小于t0,如tQ＞t0应改用n2重新计算，再用tQ进行检验。tQ应大于t0。当n2/n1大于1．5时，在t0附近的流量与时间可能出现不定的情况。此时可取n2与n1算出流量的平均值
7.53 单位线
单位线－单位时段内流域上均匀分布的单位净雨，在流域出口断面所形成的径流过程线。
7.54单位线的基本假定
它依据倍比假定和迭加假定，由已知的输入、输出来确定系统的作业特性，不考虑净雨转换为洪水过程时的物理成因。
7.55 枯水径流及其影响因素
当河流的绝大部分水源由地下水补给时，称为枯水径流。枯水经历的时间称为枯水期
下垫面因素包括：土壤地质条件、流域面积、河槽的下切深度、河网密度、湖泊沼泽、森林等。
气候因素包括：前期降水、前期蒸发、枯水期间的降水和蒸发
7.56 悬移质泥沙
悬移质泥沙是指悬浮在水中同水流一起运动的泥沙，其颗粒较细，是河流泥沙中的主要成分。
7.57 推移质泥沙
推移质泥沙是在河床表面以跳跃方式、滚动方式、滑动方式移动的泥沙，其颗粒较粗，运动速度较慢
7.58 分析影响河流输沙量的因素
气候因素中的主要因素是气温和降水。在没有植被的地表，太阳直接照射，表层土壤十分干燥，若遇暴雨，则松疏土层极易被暴雨产主的地面径流冲走。春季急速融雪形成的洪水也常常引起大量表土流失。气温的变化是造成岩石风化的主要原因，寒冷、土壤含水量较大的地区，常常发生冻融侵蚀，从而增加河流泥沙。
下垫面因素：流域的地形、植被和土壤特性等。地面坡度愈大，土壤流失也愈严重。植被是防止地面侵蚀的积极因素，它既可保护土壤免受降水直接冲击，并可阻滞地面径流的发生和发展，减少甚至完全控制水上流失。
人类活动：人类活动通过改变流域的下垫面状况对河流泥沙起着很大的影响。采用不合理的耕作制度和方式，盲目地砍伐森林、无计划地开发土地等，都使地表侵蚀加剧。相反，若采取积极有效措施，如植树造林，坡地改梯田等，就能防止水土流失
7.59 河水的环流运动对河流泥沙运动及河槽演变有哪些影响
7.60 何谓等流时线？何谓单位线？用其推得的流量过程线各有什么优缺点？
单位线－单位时段内流域上均匀分布的单位净雨，在流域出口断面所形成的径流过程线。所得出的时段单位线为一特定的流量过程线，而并非一个确定的数学表达式。
7.61 含沙量与输沙量有何不同？如何推求某一断面的年输沙量？
8 地下水的形成与分布
8.1 广义地下水
蓄存并运移于地表以下土壤和岩石空隙中的自然水.
8.2 狭义地下水
饱和带岩土空隙中的重力水。
8.3 包气带
地表到地下水面的岩土层。
8.4 包气带可以划分为几个带
包气带从地下水面向上延伸至地面。可划分为3个带：土壤水带、中间带、毛细水带
8.5 地下水形成的条件
地下水的形成必须具备两个条件:水分来源，贮存水的空间
8.6 影响地下水形成的因素
水分来源受气象、水文的影响，贮水空间受地质、地貌的影响
人类活动对水分来源和贮水空间均有影响。
8.7 空隙度
空隙度是岩石中空隙的体积与岩石总体积的比值：P＝Vn/V,
岩石体积为V，岩空隙体积Vn
8.8 孔隙率
孔隙率是某一岩石中孔隙体积所占比例。
n=Vn/V, Vn孔隙体积、 V岩石体积。
8.9 溶隙率
溶隙率 Kk＝Vk／V Vk溶隙体积； V岩石体积。
8.10 裂隙率
裂隙率表示裂隙的多少：KT=VT／V。 VT裂隙体积 V岩石体积
8.11如何划分含水层与隔水层
含水层与隔水层的划分是相对的，它们之间并没有绝对的界线，在一定条件下两者可以相互转化。
粘土层，在一般条件下，由于孔隙细小，饱含结合水，不能透水与给水，起隔水层作用。但在较大的水头压力作用下，部分结合水发生运动，从而转化为含水层。
从广义上讲，自然界没有绝对不含水的岩层。也没有绝对不透水的岩层。
8.12 构成含水层的条件
必须具备储水空间、储水构造、良好的补给来源
8.13 容水度
容水度Wn为岩石空隙能够容纳水量的体积Vn与岩石体积（V）之比，表达式为：Wn=Vn／V，用百分数或小数表示
8.14 持水度
持水度Wr为饱和岩石经重力排水后所保持水的体积与岩石体积之比，即Wr=Vr/V
8.15 给水度
给水度μ是饱水岩石在重力作用下能排出水的体积Vg与岩石总体积（V）之比，μ=Vg／V
8.16 渗透系数
透水性：岩石允许水透过的能力；用渗透系数（K）表示。量纲为（m／d）或（cm／s）。岩石的渗透系数越大，渗透性能越好。渗透系数是说明岩石渗透性能的参数
8.17 上层滞水及其特点
存在于包气带中局部隔水层或弱透水层之上的重力水。
上层滞水的水面构成其顶界面，仅承受大气压力而不承受静水压力，是可以自由涨落的自由水面。
上层滞水分布范围不广，水量小，季节性变化强烈，雨季水量大，旱季水量减少，甚至完全干枯。
接受降水或地表水入渗补给，以蒸发或侧向散流排泄，分布区和补给区一致。
一般矿化度低，由于直接与地表相通，易受污染。
8.18 支持毛细水
8.19 悬挂毛细水
8.20 潜水及其特征
保存在地表以下第一个含水层中具有自由水面的重力水称为潜水。潜水可存在于松散沉积物中，也可存在于基岩裂隙中。
①潜水面是仅承受大气压力的自由水面。潜水之上没有隔水层或只有局部隔水层，潜水面直接与包气带相连接构成潜水含水层的顶界面。
②潜水在重力作用下，由潜水位高处向低处做下降运动，其流动速度取决于含水层的渗透性能及水力坡度。
③潜水的分布区与补给区一致。
④潜水的排泄方式有径流排泄和蒸发排泄两种。
⑤潜水动态具有季节性变化的特点
8.21 影响潜水面形状的因素
潜水面形状与地表形态和含水层的透水性能相关
含水层渗透性能和厚度的改变能引起潜水面变化。
降水、蒸发可使潜水面变化
地表水对潜水面的影响
8.22 承压水及其特征
充满两个稳定不透水层之间的重力水。上部隔水层称隔水顶板，下部隔水层叫隔水底板。
承压性；分布区和补给区不一致；受外界影响较小，较为稳定；承压含水层厚度变化较小，不受降水季节变化的支配；承压水水质类型多样
8.23 承压水的形成条件
形成承压水的埋藏条件：上下均有隔水层，中间是透水层，其次是水必须充满整个透水层
8.24 裂隙水及其特征
裂隙水：保存在坚硬岩石裂隙中的地下水
分布不均及水力联系各向异性；分布形式可呈层状、脉状、带状分布；同一岩层中的裂隙水无统一的地下水面；裂隙水在流动程中呈明显的各向异性；裂隙水主要分布于基岩山区。
8.25岩溶水及其分布、运动特征
在岩溶空隙中保存和运动的地下水便是岩溶水。
溶隙发育不均，宽度不一，连通程度各不相同，岩溶水的运动中层流与紊流并存；岩溶介质的透水性能各向异性；岩溶水的水位与流量呈现强烈的季节变化
其水位变幅可达几十米，流量变幅达几十倍；岩溶含水层的水量比较丰富，具有富水特征
8.26 上升泉
泉口处水流在压力作用下呈上升运动。由承压水补给、流量比较稳定，水温变化较小。
8.27 下降泉
泉口处水流呈下降运动。由潜水或上层滞水补给，泉水流量和水温呈明显的季节性变化。
8.28 线性渗透定律
Q=KF(H1-H2)/L＝KFI
式中：Q―渗透流量，m3/d；K－渗透系数，m／d；F－过水断面面积，m2 H1、H2—断面1、2处的水头，m；L－渗流长度（断面1、2间的距离）；(H1-H2)/L =I,称为水力坡度，无因次
8.29 非线性渗透定律
Q＝KmFI1/m 或 V＝KmI1/m
式中：1／m—流态指数，其范围在0.5～1；Km—随流态指数1／m变化的含水层的渗透系数
8.30 地下水的动态
地下水的水位、水量和水质随时间发生变化的现象和过程。反映了地下水补给与排泄的消长关系。地下水的动态特征取决于补给来源和排泄途径。
8.31 地下水平衡
地下水平衡：某地区在某时段内地下水量收支的数量关系。
8.32 分析影响地下水动态的因素
气候因素：降水和蒸发分别是地下水的补给和排泄方式，是引起地下水发生动态变化的主要因素。特别是对潜水动态影响最为明显。
水文因素对地下水的影响，取决于地表水与地下水之间的水力联系，以及水位差。地表水与地下水的关系有三种情况：地表水始终补给地下水；地表水始终排泄地下水；洪水期地表水补给地下水，枯水期地下水补给地表水
地质构造决定了地下水的埋藏条件；岩性影响下渗、贮存和径流强度；地貌条件控制了汇流条件。地址因素的不同形成了地下水动态在空间上的变异性
土壤和生物因素一方面通过影响下渗和蒸发，间接影响地下水的动态，另一方面对地下水的化学成分产生影响。
人为因素对地下水动态的影响有正反两方面的作用。
一类是人们为了开发利用和控制地下水动态所采取的一系列措施，如打井抽水等，是针对地下水有目的有计划的活动；
另一类活动出发点并不是针对地下水动态的，但却对地下水动态产生了影响，如灌溉农田、工矿企业用水等，这类活动对地下水的影响广泛而深刻、持续时间长，并会随国民经济的发展而扩大
8.33 分析地下水动态类型及其特点
渗入—蒸发型动态：补给来源--降水和地表水；排泄方式--以蒸发排泄为主
渗入--径流型动态：补给来源--降水或地表水的入渗；排泄方式—以水平径流排泄为主，蒸发较弱
过渡型动态： 补给来源：降水、地表水；排泄方式：以径流、蒸发
8.34 地下水资源及其特性
是指有利用价值的，又能不断更新的各种地下水量的总称，它是地球水资源的重要组成。
1.可恢复性 2．循环转化性 3．调蓄性
8.35 地下水资源开发利用的基本原则
1 保持地下水资源的采补平衡；2 通过科学、合理的调控技术与措施，促进大气水、地表水和地下水之间的良性循环转化，为地下水资源的持续开发利用创造条件；3 “丰储枯用、以丰补欠”“有采有补、采补平衡”
8.36 地下水资源评价的任务
根据水文地质条件、开采能力，从可持续的角度进行地下水资源数量的分析与计算。一方面是评价在现有开采能力下地下水位的变动情况；另一方面是在一定的地下水位变化控制下，所能开采的地下水量。并分析评价在长期开发地下水能否造成不良后果，并提出相应的技术措施。
8.37 地下水资源评价的原则
（1）三水综合考虑的原则
（2）以丰补欠、调节平衡的原则
（3）水质、水量统一的原则
8.38 地下水资源评价方法
基于水量平衡原理的方法——水量平衡法。
基于数理统计原理的方法——相关分析法。
基于实际试验的方法——开采试验法。
基于水动力学原理的方法——解析法和数值法。
8.39 水量平衡法的原理及其特点
水量平衡法是根据水量平衡原理，建立水量平衡方程评价地下水资源。
评价水资源量的一切方法都离不开水量平衡原理，尤其是在较大范围之内进行区域性地下水资源评价时，因水文地质条件及其他影响因素的复杂性，其他方法评价都比较困难。
特点：原理明确、公式简单，适应性较强，但计算项目有时较多，有些均衡要素难于准确测定。
8.40 地下水资源评价的基本内容
在给出均衡期地下水位允许变幅值的条件下，将均衡要素代入水量平衡方程式，计算均衡时段内的地下水开采量，用此量可分析评价地下水资源对用水的保证程度。
在一定的开采（涉及到布井方案、开采量、开采时间等）、补给和排泄条件下，将均衡要素代入水量平衡方程式，计算均衡时段的地下水位变幅值，用该值分析评价地下水资源开采的合理程度。
8.41 对比潜水与承压水之间的主要区别
8.42 分析地下水的主要补给来源，以及地下水与地表水之间互补关系
8.43 分析饱和水带和包气带之间的区别与联系
8.44 允许开采量指什么含义?它的组成包括几部分？
8.45 在均衡单元含水层里．地下水消耗量与补给量有什么关系?
9 水资源
9.1 广义水资源
广义水资源：自然界以固态、液态、气态等各种形式存在的水。它包括：地面水体--海洋、沼泽、湖泊、冰川、河水等；土壤水和地下水--存在于土壤和岩石中、生物水--存在于生物体中、气态水--存在于大气圈中
9.2狭义水资源
指逐年可以恢复和更新的淡水量，即大陆上由大气降水补给的各种地表、地下淡水的动态量。包括河流、湖泊、地下水、土壤水、微咸水。
9.3水资源的特性
1．水资源的有限性与无限性；2．水资源时空分布的不均匀性；3．利用的广泛性和不可替代性；4．利害两重性
9.4 分析我国水资源的基本状况与特点
中国的水资源以地表水为主，占水资源总量的96％。与世界各国相比，中国的河川径流总里居全球的第6位，少于巴西、原苏联、加拿大、美国和印尼
我国的水资源在地域分布上极不均匀。中国水资源的空间格局：南方水多北方水少。水资源的地域分布与人均耕地的分布很不相适应。
中国的水资源在时间上的分配极不均匀，主要集中在夏季。
中国从总体上看尚不属于缺水的国家。但外流区的北方5片流域均属于缺水范围，其中海滦河片人均仅25lm3 ，属于严重缺水的范围。
9.5 解决我国水资源问题的基本途径
“节流优先”既是我国水资源紧缺这一基本国情的客观要求，也是降低供水投资、减少污水排放、提高用水效益的最佳选择。“治污为本”是实现城市水资源与水环境协调发展的根本出路
9.6 水资源总量
指与人类社会生产、生活用水密切相关，能不断更新的淡水，包括地表水、土壤水和地下水
9.7 四水转化模型
9.8如何计算山区的水资源总量
山区水资源总量W
W=Rm+Qm-Rgm=Rm+ Rgm+Ugm+Qk+Qsm+Egm+Qgm –Rgm=Rm+Ugm+Qk+Qsm+Egm+Qgm
式中：Rm—河川径流量； Qm一地下水资源量；Rgm—河川基流量;Ugm—河床潜流量； Qk—山前侧向流出量；Qsm—未计入河川径流的山前泉水出露量；Egm—山区潜水蒸发量； Qgm—实际开采的净消耗量。
9.9 如何计算平原区水资源总量计算
W=Rp+Qp-D=Rp+ (Pr+Qk+Qr+QL+Qc+Qf+Qe+Qwt)-(Rgp+ Qr +QL+ Qc+ Qf+ Qwt)= Rp + Pr+Qk +Qe – Rgp
Rp —地表水资源量，m3 ； Rgp —平原区河川基流量 ，m3；
Pr—降水入渗补给量，m3；Qk—侧渗流入补给量，m3；Qr—河道渗漏补给量，m3；QL一水库蓄水渗漏补给量，m3； Qc—渠系渗漏补给量，m3；Qf—渠灌田间入渗补给量，m3；Qe—越流补给量，m3；Qwt—井灌回归量，m3
9.10 混合类型区水资源总量如何计算
山丘区地下水资源量 Qm=Rgm+Ugm+Qkm+Qsm+Egm+Qgm
平原区地下水资源量Qp =Pr+Qk+Qr+QL+Qc+Qf+Qe+Qwt
D= Rgm+ Rgp+ Qr+QL+Qc+Qf +Qwt +Qk
总水资源量：W=（Rm+Rp）+（Qm+Qp）- D= Rm+Rp- Rgp +Ugm+ Qkm+ Egm +Qsm +Qgm +Pr +Qe
10 水文观测
10.1 降水量如何表示？如何测定
降水是陆地水分的主要来源。降至林冠上空或空旷地上的水量称为总降水量或林外降水量，一般以单位面积上水层的深度（mm）来表示
10.2 林内降水量的测定方法？
网格法：根据不同林分（林种）、疏密度、郁闭度等划分试验区，在每一试验区内，选择适当面积的标准地。在标准地内按一定距离（数米至10米）划出方格线，在各交点上，布设雨量筒（雨量计）观测林内降雨量。
受雨器法：在林冠的疏密度、间隙变化很大的地区，可采用受雨器法测定林内的降水量，受雨器的形状可以是矩形、梯形、三角形、圆形或其他容易计算面积的形状。受雨器可以随意或规则地布设在标准地内。受雨器的形状多采用长方形，长一般为几米到几十米，宽为20cm-30cm，深为25-30cm，在出水口装有滤除落叶的网，水量可用贮水桶或自记型的量水器测定。
标准木法：在林分内选择有代表性的能代表整个林分林冠平均状况的标准木三株。沿等高线方向，在第一株标准木的左侧、第二株标准木的右侧放置雨量筒（雨量计），沿顺坡方向在第三株标准木的下侧0.6-0.65倍投影半径的位置上放雨量筒（雨量计），另外，在林冠空隙的林地上也放置一个雨量筒（雨量计），按下式计算林内降雨量。
10.3 如何测定树干流
测定时在每个径级中选择2-3棵树形和树冠有代表性的标准树，用不透水的柔软材料环绕在树干上作成槽状承接器，并用塑料管将树干茎流导入测量装置或收集桶。树干茎流流量的测定可以用量水计测定或直接用塑料桶直接测定
10.4 如何测定林冠截留
10.5 积雪量的测定方法
选择测雪路线；在每个测点观测雪深的同时，测量雪的密度。
测雪的标准仪器是轻便雪尺、取雪器。雪的密度必须重复测定三次以上，取平均值。流域的平均雪水量，由平均雪深乘以平均密度计算。
10.6 如何测定坡面径流
体积法：在观测室导水管下方配置一定断面面积的蓄水池或容器，根据蓄水池中水位的变化确定一定时间内的径流量。体积法只能观测到一定时间内的径流总量，不能观测径流过程，为此，经常在蓄水池上安装水位计或量水计以观测径流过程。体积法是观测径流总量最为准确的方法，但蓄水池的大小必须保证能够观测到符合设计标准的最大的径流量，同时又能节省开支。另外，蓄水池不能漏水。为了减小蓄水池的尺寸，有人提出了九孔分水箱。
溢流堰法：在观测室导水管的下方安装锐缘的溢流堰，根据堰上水头的变化，利用水力学公式计算径流量。水位可以用自计水位计观测，也可以用水尺或测针直接观测。溢流堰法能够观测径流的整个过程，但事先必须对溢流堰进行率定。另外，在观测过程中如果水位计发生故障，将无法观测到总径流量，
混合法：在观测室中的集水器上缘安装溢流堰，使其成为堰箱。它的标准尺寸为长1.5m，宽0.4m，高1.0m，堰箱由两抉厚2～4mm的铁板内隔壁分成相互连通的三部分，以使堰箱在注水时不变形和保持水位一致、稳定，中间部分为导水管注水区，两边的一端用作自记水位计的测井，在它的中央安放浮子观测水位变化。另一端的侧面制作顶角为450、60°或90°的三角形堰，水头为18～3Ocm，堰顶角的分角线必须垂直地面。堰箱必须放置水平。观测时当水位未达到堰顶，主要借堰箱采用体积法，当水位达到溢流口时用溢流堰观测。
10.7 径流场选择的依据
①径流场应选择在地形、坡向、土壤、地质、植被、地下水和土地利用情况有代表性的地段上。
②.坡面尽可能处于自然状态，不能有土坑、道路、坟墓、土堆等影响径流流动的障碍物。
③.径流场的坡面应均匀一致，不能有急转的坡度，植被覆盖和土壤特征应一致。
④.植被和地表的枯枝落叶应保存完好，不应遭到破坏。
⑤.径流场应相对集中，交通便利，以利于进行水文气象观测，同时也利于进行人工降雨试验。
10.8 径流场设计中常用的径流量测定方法有哪几种？
体积法，溢烘堰法，混合法
10.9 坡面泥沙的观测方法
泥沙的观测方法最为常用的是在观测室的蓄水池或流水中采取单位水样，测定含沙量，从而计算泥沙总量。取样器可以采用瓶式或其他形式。
用体积法观测径流时可在雨后一次性取样，取样前先测定蓄水池中的泥水总体积，然后对泥水进行搅拌，分层取样。泥水样体积一般为1升。取样后在室内过滤、烘干，计算泥沙含量。
泥沙过程的测定可以采用泥沙取样器进行(Isco6700)
10.10 净水率
净水率（kg/l）=（泥水量－干泥重）/泥水样体积
10.11 净水量
净水量（kg、l）=净水率×泥水总量
10.12 径流量
径流量(mm)=净水量/径流小区面积
10.13 径流系数
径流系数（％）＝径流量/降雨量×100
10.14 净泥率
净泥率（kg/l）＝干泥重/泥水样体积
10.15 净泥量
净泥量＝净泥率×泥水总量
10.16冲刷量
冲刷量（kg/ha）＝净泥量×10000/径流场面积m2
10.17 流域自身对比法
单独流域法：选择一个自然流域内，对流量和降水量进行多年观测，积累资料，求出降水与径流间的定量关系。
然后对流域按规划进行治理，同时对降水和径流进行观测，求出治理后降水与径流的定量关系。
第三，根据治理前和治理后降雨径流的定量关系，消除因降水不同对流域径流泥沙产生的影响后进行比较，估算人类活动和森林变化对河川径流和泥沙的影响。
10.18 平行对比法
选择几个相互邻近、地形、地质构造、土壤、质地、流域面积、沟壑密度等条件类似的流域，在流域出口处修建量水设施，同时进行降雨、径流、泥沙等的观测。所选流域中一个保持原始状态作为对照流域，其他的流域进行不同程度的治理（如森林覆盖率不同、农林牧的比例不同、治理程度不同等）
10.19小流域基本情况调查包括哪些内容
⑴收集地形图、土壤地质图、土地利用现状图、森林植被分布图等各种图表。
⑵进行植被、土壤、水土流失、水文气象调查。
⑶进行土地利用现状、水土保持现状、社会经济调查
⑷从地形图上量取流域面积、流域长度、计算沟壑密度、平均坡度、沟道的平均比降，从土地利用现状图上量算各地类面积，森林覆被率等
⑸分析研究流域与对比流域的相似性。
10.20小流域径流泥沙观测断面选择时的注意事项
观测断面选择在流域出口，以控制全流域的径流和泥沙。
观测断面必须选择在河道顺直、沟床稳定、没有支流汇水影响的地方。
观测断面应选择在地质条件稳定的地方。
观测断面应选择在交通方便、便于修建量水设施的地方。
10.21小流域测流方法有哪几类，各类有何特点
断面法是利用天然河道断面或人工断面进行观测。断面法不需要修建专门的测流建筑，费用较低，测流范围大，但精度较低。
测流建筑物法是利用专门修建的测流建筑物进行观测。
测流建筑物法观测便利而又精确，但造价比较昂贵，测流范围也有一定的限制
10.22 水位观测的主要仪器及其特点
水尺是观测水位最为基本、最为精确的方法。水尺有直立式和倾斜式两种。直立式水尺是垂直树立在水中的尺子，它的读数就是水深，是最为常用的水尺。倾斜式水尺是沿岸边倾斜布设的水尺，必须通过换算才能求得水深。
水位计是能自动记录水位变化的仪器，用水位计观测水位具有观测方便、节省人力的特点。
10.23 常用的水位计有哪几类，各有何特点
常用的水位计有浮筒式水位计、压力式水位计、超声波水位计等。
10.24 流速面积法测流的步骤
