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水文与水资源学复习题库及解析张建军（北京林业大学）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/w（T -周期（年、月、日、时） W-为水体的储量，w -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=WI-为输入区域的水量，A-为输出区域的水量，W-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+qW 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+W2.14非闭合流域的水量平衡方程P+R地下=E+ r表+r地下+qW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+W2.15 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=1式中，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=1式中，平均R平均/P平均 为多年平均径流系数和之和等于12.17 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mmd，或mma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t0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。RQT/1000F；式中：R径流深(mm)。 F流域面积(km2)，Q时段T内的平均流量(m3s)。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 WQT6.12 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（K1）或偏枯(K1)的程度。6.13 径流系数及其意义径流系数()：同一时段内径流深与降雨深的比值。01。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m3s。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 WQT。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。RQT/1000F式中：R径流深(mm)。 F流域面积(km2),Q时段T内的平均流量(m3s)。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()：同一时段内径流深与降雨深的比值。01）或偏枯(K1)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: RsP-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fAfB，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、