《水文與水資源學(xué)》復(fù)習(xí)題庫及解析

第一章 緒論

1.1 舉例說明水文現(xiàn)象

在循環(huán)過程中的存在和運動形態(tài),如：降雨、徑流、河流的水情等等。

水文學(xué)的定義：水文學(xué)是研究地球上水的性質(zhì)、分布、循環(huán)、流動變化規(guī)律及其與地理環(huán)境、人類活動之間相互關(guān)系的科學(xué)。

1.2 水文現(xiàn)象的基本特征

水文現(xiàn)象在空間上具有地區(qū)性，水文現(xiàn)象在時間上具有周期性，又具有隨機性。水循環(huán)永無止境

1.3 水文學(xué)的分科體系

以研究對象分類:傳統(tǒng)的水文學(xué)是按研究對象―水體的不同劃分分支學(xué)科的，一般劃分為：河流水文學(xué)、沼澤水文學(xué)、冰川水文學(xué)、水文氣象學(xué)、地下水文學(xué)、海洋水文學(xué)。

根據(jù)研究手段分: 水文學(xué)主要是通過定點觀測、野外勘查、室內(nèi)外試驗等手段獲得水文資料的，因此，根據(jù)研究手段可以劃分為：水文測驗學(xué)、水文調(diào)查、水文實驗

以研究區(qū)域分: 為了研究不同自然地理環(huán)境中水的作用，形成了區(qū)域水文學(xué)，主要有：流域水文學(xué)、河口水文學(xué)、山坡水文學(xué)、平原水文學(xué)、干旱區(qū)水文學(xué)等。

根據(jù)應(yīng)用范圍分: 水文學(xué)是一門應(yīng)用性很強的學(xué)科，作為應(yīng)用學(xué)科，水文學(xué)可以分為:工程水文學(xué)（水文計算、水文預(yù)報）、農(nóng)業(yè)水文學(xué)、森林水文學(xué)、土壤水文學(xué)、城市水文學(xué)。

1.4 水文學(xué)的研究方法

在實測資料的基礎(chǔ)上，根據(jù)水文現(xiàn)象的基本特征進行綜合分析, 根據(jù)水文現(xiàn)象的特點，研究方法劃分為成因分析法、數(shù)理統(tǒng)計法、地理綜合法

成因分析法：是以物理學(xué)原理為基礎(chǔ)，利用實測資料研究水文現(xiàn)象的形成及演變過程，揭示水文現(xiàn)象的本質(zhì)，確定水文要素間的定量、定性關(guān)系，建立各種確定

性模型。

數(shù)里統(tǒng)計法是以概率論為基礎(chǔ)，運用數(shù)理統(tǒng)計法，對水文觀測資料進行分析處理，計算出水文現(xiàn)象特征值得統(tǒng)計規(guī)律，以及水文現(xiàn)象與各影響因素間的相關(guān)關(guān)系得出經(jīng)驗性模型。數(shù)里統(tǒng)計法是建立在水文現(xiàn)象的周期性和隨機性基礎(chǔ)之上的

地理綜合法是按照水文現(xiàn)象的地帶性規(guī)律和非地帶性的地區(qū)差異，用各種水文等值線圖表示水文特征的分布規(guī)律建立地區(qū)性的經(jīng)驗公式，揭示地區(qū)性的水文特征地里綜合法是建立在水文現(xiàn)象地區(qū)性的基礎(chǔ)之上

1.5水文學(xué)與水土保持的關(guān)系

水文學(xué)是水土保持與環(huán)境科學(xué)的專業(yè)基礎(chǔ)課。水土流失是在外營力作用下水土資源的損失和浪費，在我國大部分地區(qū)水是主要的外營力之一?？梢?，水土流失和水土保持與水文學(xué)有著密不可分的關(guān)系，水文學(xué)是水土保持專業(yè)的一門專業(yè)基礎(chǔ)課。另外，水文學(xué)的觀測手段是確定水土流失量、監(jiān)測水土流失、評價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學(xué)計算為基礎(chǔ)，因此，從事水土保持工作必需掌握水文學(xué)。

1.6 水文學(xué)與生態(tài)環(huán)境建設(shè)的關(guān)系

水源保護區(qū)、濕地保護區(qū)、野生動植物保護區(qū)等各種保護區(qū)中如果沒有水要素，將是一片死寂！在保護區(qū)中生物的承載力確定、保護區(qū)中水資源的保護與合理利用、保護區(qū)中景觀的配置等等都需要水文學(xué)的基礎(chǔ)知識。

自然地理的四大要素水、土、氣、生中，是水的運動變化將其他三各要素串聯(lián)起來，采形成了豐富多彩的自然地理環(huán)境。因此，水文與水資源學(xué)是自然地理學(xué)可得基礎(chǔ)課。

第二章 水分循環(huán)與水量平衡

2.1 什么是水分循環(huán)？

水分循環(huán)：地球表面的水體在太陽輻射的作用下被蒸發(fā)上升至空中，被氣流帶動輸送到各地，水汽在上升和輸送過程中，遇冷凝結(jié)以降雨的形式回到地面或水體上，再以河流或地下水的形式匯入海洋。水分這樣往復(fù)不斷轉(zhuǎn)移交替的現(xiàn)象叫水分循環(huán)，簡稱為水循環(huán)

2.2 水分循環(huán)的分類

根據(jù)水循環(huán)的過程把水循環(huán)分為大循環(huán)和小循環(huán)。

大循環(huán)，指由海洋上蒸發(fā)的水汽，被氣流帶到陸地上空，在一定的大氣條件下降落到地面，降落到地面的水分有一部分以徑流的形式匯入江河，重新回到海洋，這種海洋與大陸之間的水分交換過程叫大循環(huán)。

小循環(huán)，是陸地上的水在沒有回到海洋之前，又蒸發(fā)到空中，或從海洋上蒸發(fā)的水汽在空中凝結(jié)以降水的形式回到海洋中，這種局部的水循環(huán)稱為小循環(huán)。

內(nèi)陸水分循環(huán)

陸地的水分經(jīng)蒸發(fā)和蒸騰上升到空中，與從海洋輸送來的水汽一起再向內(nèi)陸輸送至離海洋更遠的地方，凝結(jié)降水，然后再蒸散到上空氣團中向內(nèi)陸運動，直至不能形成降水為止，這種水分循環(huán)稱為內(nèi)陸水分循環(huán)

2.3 分析說明水循環(huán)基本過程、循環(huán)的動力與循環(huán)現(xiàn)象的本質(zhì)

水分在太陽輻射的作用下離開水體上升到空中并向各地運動，又在重力的作用下回到地面并流向海洋。

水循環(huán)的動力是太陽輻射和地球引力。

水循環(huán)的內(nèi)因是水的物理性質(zhì)，它在不同的溫度條件下，具有三種存在形式：氣態(tài)、液態(tài)、固態(tài)，為水循環(huán)奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)。

2.4 分析說明水循環(huán)分類的依據(jù)以及內(nèi)在差別

水循環(huán)的過程.

大循環(huán)：降落到地面的水分有一部分以徑流的形式匯入江河，重新回到海洋，

小循環(huán)：是陸地上的水在沒有回到海洋之前，又蒸發(fā)到空中，或從海洋上蒸發(fā)的水汽在空中凝結(jié)以降水的形式回到海洋中

2.5 水分循環(huán)的四個階段？

水循環(huán)一般包括四個階段，即：蒸發(fā)、水汽輸送、降水、徑流，這四個階段缺少任何一個都將使水循環(huán)中斷。在有些情況下水循環(huán)可能沒有徑流這一過程，如，海洋中的水分被蒸發(fā)在上升過程中，遇冷凝結(jié)又降落到海洋之中，這個水循環(huán)就沒有徑流這一階段

2.6 水分循環(huán)周期？

水循環(huán)周期是研究水資源的一個很重要的參數(shù)。如果某一水體，循環(huán)周期短、更新速度快，水資源的利用率就高。

水分循環(huán)周期——T=W/Δw

（T ---周期（年、月、日、時） W---為水體的儲量，Δw ---為單位時間參與水循環(huán)的量）

2.7 影響水分的因素有哪些？各因素如何影響水分循環(huán)？

影響水循環(huán)的因素主要包括：氣候因素、下墊面因素、人為因素

氣候因素主要包括：濕度、溫度、風(fēng)速、風(fēng)向等。氣候因素是影響水分循環(huán)的主要因素，在水分循環(huán)的四個環(huán)節(jié)蒸發(fā)、水汽輸送、降水、徑流中，有三個環(huán)節(jié)取決于氣候狀況。一般情況下，溫度越高，蒸發(fā)越旺盛，水分循環(huán)越快；風(fēng)速越大，水汽輸送越快，水分循環(huán)越活躍；濕度越高，降水量越大。另外，氣候條件還能間接影響徑流，徑流量的大小和徑流的形成過程都都受控于氣候條件（河流是氣候的產(chǎn)物）。

下墊面因素主要指地理位置、地表狀況、地形。下墊面因素對水分循環(huán)的影響主要是通過影響蒸發(fā)和徑流起作用的。

人為因素對水分循環(huán)的影響主要表現(xiàn)在調(diào)節(jié)徑流、加大蒸發(fā)、增加降水等水分循環(huán)的環(huán)節(jié)上。

2.8 水量平衡原理？

任意時段內(nèi)，任何區(qū)域收入（或輸入）的水量和支出（或輸出）的水量之差，一定等于該時段內(nèi)該區(qū)域儲水量的變化。

2.9 寫出任一區(qū)域某一時段的水量平衡方程

I-A=ΔW

I---為輸入?yún)^(qū)域的水量，A---為輸出區(qū)域的水量，ΔW---為研究時段內(nèi)區(qū)域儲水量的變化

2.10 通用水量平衡方程

收入項有：降水量P，水汽的凝結(jié)量E1，從其它地區(qū)流入該區(qū)的地表徑流量R表、地下徑流量R地下。

支出項有：蒸發(fā)量和林木的蒸散量E2，從該區(qū)流出的地表徑流量 r表及地下徑流量r地下，該區(qū)內(nèi)工農(nóng)業(yè)及生活用水量q。

則P+R表+R地下=E+r表+r地下+q＋ΔW

這就是通用的水量平衡方程式

2.11 閉合流域？

由其它流域進入研究流域的地下徑流等于零

2.12 非閉合流域？

由其它流域進入研究流域的地下徑流不等于零

2.13 閉合流域的水量平衡方程

P=E+R+ΔW

2.14非閉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 稱為徑流量，不考慮工農(nóng)業(yè)及生活用水q=0

則非閉合流域的水量平衡方程改寫成P+R地下=E+R+ΔW

2.15 蒸發(fā)系數(shù)？

如果將P平均=E平均+R平均 兩邊同除以P平均，則：R/P+E/P=α＋β＝1

式中，β平均＝E平均/P平均 為多年平均蒸發(fā)系數(shù)

2.16 徑流系數(shù)？

如果將P平均=E平均+R平均 兩邊同除以P平均，則：R/P+E/P=α＋β＝1

式中，α平均＝R平均/P平均 為多年平均徑流系數(shù)

α和β之和等于1

2.17 全球水量平衡方程

2.18 陸地水量平衡方程

2.19 海洋水量平衡方程

2.20 論述水分循環(huán)的意義

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？

在一定溫度條件下，大氣中水汽含量有一最大值，空氣中最大的水汽含量稱為飽和濕度,飽和濕度與氣溫成正比。當(dāng)空氣中的水汽含量超過飽和濕度時，空氣中的水汽開始凝結(jié)成水，如果這種凝結(jié)現(xiàn)象發(fā)生在地面，則形成霜和露；如果發(fā)生在高空則形成云，隨著云層中的水珠、冰晶含量不斷增加，當(dāng)上升的氣流的懸浮力不能再抵消水珠、冰晶的重量時，云層中的水珠、冰晶在重力作用下降到地面形成降水。

3.3 降水的類型劃分及依據(jù)

按降水性質(zhì)分：連續(xù)性降水、陣性性降水、毛毛狀降水

按降水強度分：小雨、中雨、大雨、暴雨、特大暴雨、小雪、中雪、大雪

按降水形態(tài)分：雨、雪、霰、雹

按降水成因分：氣旋雨、對流雨、地形雨、臺風(fēng)雨

3.4 氣旋雨

氣旋就是低氣壓，低氣壓過境形成的降雨為氣旋雨。氣旋雨分為非鋒面雨和鋒面雨兩種。非鋒面雨：低氣壓中心氣流上升形成的降水。鋒面雨有冷鋒雨和暖鋒雨兩種。

3.5 冷鋒雨及其特點

冷氣團向暖氣團推進時，暖氣團迅速爬升，爬升中暖空氣冷卻后在冷暖空氣團的交界面―鋒面上形成巨大的積雨云。冷鋒雨的降雨強度大，歷時較短，降雨籠罩面積較小。冷鋒雨在鋒面的后面

3.6 暖鋒雨及其特點

是當(dāng)暖氣團向冷氣團移動時，暖氣團緩慢在鋒面上爬升，逐漸冷卻后形成降雨，暖鋒雨出現(xiàn)在地面鋒線的前面，降水強度小，歷時長，降雨籠罩面積大。

3.7 對流雨及其特點

是由于冷暖空氣上下對流形成的降雨。在夏季暖濕空氣籠罩在一個地區(qū)時，由于地面局部地區(qū)受熱，下層熱空氣膨脹上升，上層冷空氣下降，形成對流。上升的空氣冷卻后形成降雨，這種降雨常出現(xiàn)在酷熱的夏季午后，特點是降雨強度大、歷時短、降水籠罩面積小，常伴有雷電。赤道地區(qū)常年都有對流雨發(fā)生。

3.8 地形雨及其特點

地形雨：暖濕空氣在前進途中，遇到地形阻擋，被迫沿迎風(fēng)坡爬升，空氣中的水汽因冷卻凝結(jié)形成的降水。

地形雨發(fā)生在山體的迎風(fēng)坡。背風(fēng)坡因氣流下沉，溫度不斷升高，空氣中的水蒸氣難以飽和，形成溫度高、濕度低的焚風(fēng)，因此，降水較少，是雨影區(qū)。

3.9 臺風(fēng)雨及其特點

臺風(fēng)（熱帶風(fēng)暴）登陸后，將大量的濕熱空氣帶到大陸，造成狂風(fēng)暴雨。臺風(fēng)雨的特點是強度大、雨量大，很容易造成大的洪水災(zāi)害。

3.10 響降水的因素有哪些？

地理位置：降雨量的多寡取決于空氣中水氣含量的高低，空氣中水汽含量的高低取決于氣溫和離海洋的遠近。規(guī)律：1. 降水量從赤道向兩極減少。2. 南北回歸線兩側(cè)，大陸西岸的降水少，大陸東岸的降水多。3. 溫帶地區(qū)的沿海降水多，內(nèi)陸降水少。4. 世界年降水量最豐富的地區(qū)在赤道附近，最貧乏的地區(qū)在南北回歸線之間的大陸西岸

氣旋臺風(fēng)的途徑：春夏之際氣旋在長江流域和淮河流域一帶盤旋，形成持續(xù)的陰雨天氣，即梅雨季節(jié)。7、8月后鋒面北移進入華北、西北地區(qū)，使華北和西北地區(qū)進入雨季。臺風(fēng)對東南沿海地區(qū)的降水影響很大，是這一地區(qū)雨季的主要降水形式。

地形：山脈對降水影響很大，這是由于山脈使氣流抬升，氣流在抬升過程中因冷卻而使部分水蒸汽凝結(jié)形成降水，從而使迎風(fēng)坡的降水增加。在背風(fēng)坡形成焚風(fēng)。離海洋較近的地區(qū)，空氣中水蒸汽含量高，在地形的影響下增加的雨量較多，而在離海洋較遠的地區(qū)空氣中水蒸汽含量少，在地形的抬升作用下增加的降水量相對較少。當(dāng)空氣中水蒸汽含量一定時，山脈的坡度越陡，抬升作用越強，增加的降水越多。地形增加降水的作用有一定的限度，并不是能夠無限度的增加，當(dāng)空氣中的水蒸汽含量降低到某一值時，隨地形的抬升，降水不會再增加。

森林

水面：湖泊、大型水庫的水面蒸發(fā)量大，對促進水分的內(nèi)陸循環(huán)有積極作用，但是水面上很容易形成逆溫，從而不利于水汽的上升，因此不易形成降水

3.11 論述森林與降水的關(guān)系

目前，已經(jīng)普遍得到認可的是森林能夠增加水平降水。我個人認為，由于森林有著較大的蒸發(fā)作用，降雨時林木攔蓄的大部分降水重新通過林木的枝葉蒸發(fā)到空氣中，從這一點上說，森林通過其強大的蒸發(fā)作用增加了林區(qū)的空氣濕度。另外，正因為森林通過其強大的蒸發(fā)作用增加了林區(qū)的空氣濕度，這些蒸發(fā)出來的水蒸汽加入了內(nèi)陸的水分循環(huán)，從而促進了內(nèi)陸水分的小循環(huán)這就有可能增加其他周邊地區(qū)的降水。因此，森林雖然不能直接增加林區(qū)的降水，但它可以提高水分的循環(huán)次數(shù)，為內(nèi)陸其他地區(qū)輸送更多的水蒸汽。

3.12 降水要素有哪些？

降水要素是描述降水的基本指標(biāo)，有降水量、降水歷時、降水時間、降水強度、降水面積

3.13 常用的降水指標(biāo)有哪些？

描述降水量的指標(biāo)：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 降水歷時

降水開始到降水結(jié)束所經(jīng)歷的時間。以小時、分表示

3.15 降水強度

單位時間內(nèi)的降水量。單位mm/分,mm/小時

3.16 降水過程線

降水過程線：是以時間為橫坐標(biāo)，降水量為縱坐標(biāo)繪制成的降水量隨時間的變化曲線

3.17 等降水量線

區(qū)域內(nèi)降水量相等的各點連成的曲線。它反映區(qū)域內(nèi)降水的分布變化規(guī)律，在等降水量線圖上可以查出各地的降水量和降水面積，但無法確定降水歷時和降水強度

3.18 暴雨雨力

it=s/tn；s 為暴雨雨力，是降水歷時為1小時的降水強度。

3.19 平均降水量的計算方法有哪些？各種方法的使用條件？

算術(shù)平均法：對于地形起伏不大，降水分布均勻，測站布設(shè)合理或較多的情況下，算術(shù)平均法計算簡單、而且也能獲得滿意的結(jié)果

加權(quán)平均法：在對流域基本情況如面積、地類、坡度、坡向、海拔等進行勘察基礎(chǔ)上，選擇有代表性的地點作為降水觀測點，每個測點都代表一定面積的區(qū)域，

泰森多邊形法：流域內(nèi)的觀測點分布不均，有的站偏于一角，采用泰森多邊形法計算平均降水量較算術(shù)平均法更為合理。

等雨量線法：等雨量線是計算區(qū)域平均雨量最完善的方法。它的優(yōu)點是考慮了地形變化對降水的影響，因此適用于地形變化較大、流域內(nèi)又有足夠數(shù)量的降水觀測站。

3.20 降水歷時與降水時間的區(qū)別

降水歷時和降水時間的區(qū)別：降水時間內(nèi)，降水并不一定連續(xù)。

4. 蒸發(fā)和散發(fā)

4.1 分析蒸發(fā)在水循環(huán)中的意義

蒸發(fā)是水循環(huán)的重要環(huán)節(jié)之一，是估算某一地區(qū)水量平衡、熱量平衡、水資源的重要指標(biāo)。

4.2 蒸發(fā)潛熱

單位水量從液態(tài)變?yōu)闅鈶B(tài)所吸收的熱量L=595-0.52t

(L--為蒸發(fā)潛熱 卡/克 t--水溫)

4.3 蒸發(fā)量或蒸發(fā)率

單位時間內(nèi)從水面躍出的水分子數(shù)量與返回水面的水分子數(shù)量之差，即，單位時間內(nèi)從蒸發(fā)面蒸發(fā)的水量，以mm／d，或mm／a計

4.4 飽和水汽壓

有效蒸發(fā)量為0，即達到“飽和平衡狀態(tài)”時的水汽壓力

4.5土壤蒸發(fā)的三個階段是什么？各階段影響蒸發(fā)量的主要因素

水分通過土壤表面進入空氣的過程。根據(jù)土壤含水量的高低，土壤蒸發(fā)過程劃分為3個階段：穩(wěn)定蒸發(fā)階段、蒸發(fā)速率下降階段、蒸發(fā)速率微弱階段

4.6 分析影響土壤蒸發(fā)的因素

氣象因素：包括溫度、濕度、風(fēng)速等。氣象因素對土壤蒸發(fā)的影響與對水面蒸發(fā)的作用相同。

土壤本身的特性：

土壤含水量：土壤含水量決定土壤的供水能力。土壤含水量大于田間持水量時，土壤的供水能力最大，土壤的蒸發(fā)能力也大，基本上能夠達到自由水面的蒸發(fā)速度。當(dāng)土壤含水量降低到田間持水量以下，凋萎含水量以上時，土壤蒸發(fā)隨土壤含水量的逐步降低而減小。當(dāng)土壤含水量降低到凋萎含水量以下時，土壤的蒸發(fā)速度已經(jīng)很小，維持在比較穩(wěn)定的水平。

地下水的埋藏深度：地下水通過影響地下水面以上土壤含水量分布來影響土壤蒸發(fā)的。地下水埋藏較淺時，在毛細管的作用下地下水能不斷地上升到上層土壤，從而使土壤蒸發(fā)持續(xù)穩(wěn)定的進行，土壤蒸發(fā)量大。反之，土壤蒸發(fā)量小，且土壤蒸發(fā)變幅也大。

土壤質(zhì)地：土壤質(zhì)地（粘土、壤土、沙土）和結(jié)構(gòu)（團粒結(jié)構(gòu)和非團粒結(jié)構(gòu)）決定了土壤孔隙的多少和土壤孔隙的分布特性，從而影響土壤的持水能力和輸水能力

土壤顏色：影響土壤表面的反射率，即影響土壤表面吸收太陽輻射的量。如果土壤的顏色黯淡，吸收的太陽輻射多，土壤表面溫度高，土壤蒸發(fā)量大。

土壤表面狀況：通過影響風(fēng)速、地表吸收的太陽輻射、地面溫度等因素對土壤蒸發(fā)產(chǎn)生影響。如，地表有植物覆蓋的土壤蒸發(fā)小于裸露地；粗糙地表的蒸發(fā)量要大于平滑地面；坡向不同，地表吸收的太陽輻射不同，地表溫度不同，因此，陽坡土壤蒸發(fā)明顯大于陰坡

土壤蒸發(fā)取決于兩個條件：一是土壤蒸發(fā)能力，二是土壤的供水條件，土壤蒸發(fā)量的大小決定于以上兩個條件中較小的一個，并且大體上接近于這個較小值。

4.7 分析蒸發(fā)散的物理機制

植物根的細胞液濃度與土壤水的濃度有一差值，正因為有這個濃度差便在根細跑內(nèi)外產(chǎn)生一個滲透壓，使土壤水分通過根膜進入根細胞內(nèi)。水分進入根內(nèi)以后在蒸騰拉力和根壓的共同作用下水分通過根、莖、枝、葉柄、葉脈到達葉面，然后通過開放的氣孔逸出后進入大氣，這就是蒸騰。在進行蒸騰的同時，植物體內(nèi)的水分可以直接通過其表面進行蒸發(fā)。

4.8 分析影響植物蒸發(fā)散的因素

植物的生理條件：主要指植物的種類和不同生長階段的生理差別。不同植物葉片的大小、質(zhì)地、特別是氣孔的分布、數(shù)目及形狀有很大的差別。氣孔大、數(shù)目多的植物蒸發(fā)散量大，如針葉樹的蒸發(fā)散較闊葉樹小，深根植物的蒸發(fā)散較淺根植物均勻。同一樹種在不同的生長階段蒸發(fā)散量也不一樣，春天的蒸發(fā)散較冬天大。

氣候因素：主要是溫度、濕度、日照和風(fēng)速。植物的蒸發(fā)散隨溫度的升高而加強，當(dāng)氣溫降至4.5℃以下時，植物生長幾乎停止，因此蒸發(fā)散極小。當(dāng)氣溫達到40℃以上時，植物的氣孔失去調(diào)節(jié)功能而全部打開，散發(fā)大量的水分。蒸發(fā)散隨光照時間和光照強度的增強而增大。氣孔在白天開啟，夜晚關(guān)閉，因此，蒸發(fā)散主要發(fā)生在白天，白天蒸發(fā)散量約占90％，蒸發(fā)散強度中午最大，夜間最小

土壤水分是植物蒸發(fā)散的水源，但蒸發(fā)散與土壤水分的關(guān)系受植物生理機能的制約當(dāng)土壤含水量高于毛管斷裂含水量時，植物的蒸發(fā)散隨土壤含水量的變化幅度較小。當(dāng)土壤含水量降低到凋萎含水量以下時，植物將不能從土壤中吸取水分以維持正常的生理活動而逐漸枯萎，蒸發(fā)散也隨之停止。當(dāng)土壤含水量在毛管斷裂含水量與凋萎含水量之間時，蒸發(fā)散隨土壤含水量的減少而減少。

4.9 土壤蒸發(fā)能力

在特定氣象條件下，充分供水時土壤的蒸發(fā)量。

4.10 分析決定土壤蒸發(fā)的兩個條件

土壤蒸發(fā)取決于兩個條件：一是土壤蒸發(fā)能力，二是土壤的供水條件，土壤蒸發(fā)量的大小決定于以上兩個條件中較小的一個，并且大體上接近于這個較小值。

4.11.分析對比水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)及植物散發(fā)各自的特點以及主要影響因素。

4.12 簡述流域蒸散發(fā)的計算模型

5 下滲

5.1 下滲與滲透有何區(qū)別

下滲是指水分通過土壤表面垂直向下進入土壤和地下的運動過程。

水分在重力作用下向下運行，稱為滲透

5.2 下滲的意義

下滲是指水分通過土壤表面垂直向下進入土壤和地下的運動過程。

下滲將地表水、土壤水、地下水聯(lián)系起來，是徑流形成過程、水分循環(huán)的重要環(huán)節(jié)。

5.3 分析下滲的物理過程和階段

滲潤階段：降水初期，土壤相對較為干燥，落在干燥土面上的雨水，首先受到土粒的分子力作用，在分子力作用下下滲的水分被土粒吸附形成吸濕水，進而形成薄膜水。

滲漏階段：當(dāng)表層土壤中薄膜水得到滿足后,影響下滲的作用由分子力轉(zhuǎn)化為毛管力和重力。在毛管力和重力的共同作用下，使下滲水分在土壤孔隙中作不穩(wěn)定運動，并逐步充填毛管孔隙、非毛管孔隙，使表層土含水達到飽和。

滲透階段：在土壤孔隙被水分充滿，達到飽和狀態(tài)后，水分主要在重力作用下繼續(xù)向深層運動，此時，下滲的速度基本達到穩(wěn)定。水分在重力作用下向下運行，稱為滲透

5.4 下滲鋒面

濕潤層的前緣稱為下滲鋒面，它是濕土與下層干土間明顯得交接面。

5.5 分析土壤水分的再分配

當(dāng)?shù)乇硗Ｖ构┧偷乇矸e水消耗完以后，水分入滲過程結(jié)束，但土壤剖面中的水分在水勢作用下仍繼續(xù)向下運動。 原先飽和層中的水分逐漸排出，含水量逐漸降低，而原先干燥層中的水分逐漸增加，這就是土壤水分的再分配。

再分配的驅(qū)動力：對于均質(zhì)土壤，滲透停止后，土壤剖面中的水分在重力勢和基質(zhì)勢梯度的作用下，進行再分配，剖面上部的水分不斷向下移動，濕潤鋒以下較為干燥的土壤不斷吸收水分，濕潤鋒不斷下移，濕潤帶厚度不斷增加

再分配過程中土壤水的運動速度決定于再分配開始時上層土壤的濕潤程度和下層土壤的干燥程度(水勢梯度）以及土壤的導(dǎo)水性質(zhì)。再分配速度總是隨時間而減小，同時濕潤鋒的清晰度也越來越低，并逐漸消失，最終趨于均一。

土壤類型對再分配的影響：不同的土壤，水力特性不同，土壤水分的再分配速度也有差別。較細的土壤非飽和導(dǎo)水率小，隨土壤含水量的減少速度較慢，水分再分配速度慢，持續(xù)的時間較長。粗質(zhì)土壤非飽和導(dǎo)水率大，且隨土壤含水量的減少而迅速降低；其土壤水分再分配過程持續(xù)的時間較短。土壤水分的再分配作用，對土壤中水分總量及土壤剖面上的水分含量影響很大，同時對降水后期土壤的蒸發(fā)都有較大影響。

5.6 穩(wěn)滲速率

下滲強度隨時間是逐步遞減的，并最終趨于穩(wěn)定，霍頓下滲公式f(t)=fc+(fo-fc)e-kt；fc為穩(wěn)滲率

5.7 分析影響下滲的因素

土壤特性的影響：土壤特性中透水性能及前期含水量對下滲的影響最大。透水性能同土壤的質(zhì)地、孔隙的多少與大小有關(guān)。土壤顆粒愈粗，孔隙直徑愈大，其透水性能愈好，土壤的下滲能力亦愈大。土壤的前期含水量越高，下滲量越少，下滲速度越慢。

降水特性的影響：降水特性包括降水強度、歷時、降水過程。降水強度直接影響土壤下滲強度及下滲水量。降水強度小于下滲強度時，降水全部滲入土壤，下滲過程受降水過程制約，下滲強度隨降水強度的增大而增大。（例外：在裸露的土壤上，由于強雨點可將土粒擊碎，并堵塞土壤孔隙中，導(dǎo)致下滲率減少）。降水強度大于下滲強度時，部分降水滲入土壤，下滲過程受土壤特性制約。降水的時程分布對下滲也有一定的影響，如在相同條件下，連續(xù)性降水的下滲量要小于間歇性下滲量。

流域植被、地形條件的影響：植被及地面上枯枝落葉具有增加地表糙率，降低流速的作用，增加了徑流在地表的滯留時間，從而減少了地表徑流，增大了下滲量。植物根系改良土壤的作用使土壤孔隙狀況明顯改善，從而增加了下滲速度和下滲量。當(dāng)?shù)孛嫫鸱^大，地形比較破碎時，水流在坡面的流速慢，匯流時間長，下滲量大。地面坡度大、流速快，歷時短，下滲量就小。

人類活動的影響：人類活動既可增加下滲，也可減少下滲。例如，各種坡地改梯田、植樹造林、蓄水工程均增加水的滯留時間，從而增大下滲量。反之砍伐森林、過度放牧、不合理的耕作，則加劇水土流失，從而減少下滲量。在地下水資源不足的地區(qū)采用人工回灌，則是有計劃、有目的的增加下滲水量；在低洼易澇地區(qū)，開挖排水溝渠則是有計劃有目的控制下滲，控制地下水的活動。

5.8 菲利浦下滲公式

F(t)=St-1/2+At 或 f(t)=1/2St-1/2+A

其中 F(t)為某時段內(nèi)的下滲量

f(t)為某時刻的下滲率

t為下滲時間 A為常數(shù) S為吸水系數(shù)

當(dāng)時間t→∞時，下滲率f(t) →A,即隨著時間的延長，下滲率將達到一個穩(wěn)定的值。當(dāng)時間t→0時，下滲率f(t)→∞；在實際情況中，初滲速率不是一個無限值，而是一個有限的數(shù)值。這是菲利浦公式最大的缺陷，但是，大量試驗結(jié)果表明，該公式與試驗結(jié)果比較一致。

5.9 霍頓下滲公式

f(t)=fc+(fo-fc)e-kt；f0為初滲率，fc為穩(wěn)滲率， k為常數(shù)，t為時間。

1940年霍頓在下滲試驗資料基礎(chǔ)上，根據(jù)實測資料用曲線擬合方法得到的經(jīng)驗公式。該公式是在充分供水的條件下下滲能力隨時間變化的經(jīng)驗公式，霍頓認為，下滲強度隨時間是逐步遞減的，并最終趨于穩(wěn)定，因此，下滲過程是一個土壤水分的消退過程，其消退速率為df/dt，即-df/dt=k(f-fc)

該式兩邊積分后便可得到霍頓下滲方程

5.10 說明非飽和下滲和飽和下滲理論的主要區(qū)別，分析霍頓下滲公式的物理意義及適用性

5.11容積含水量與重量含水量有何關(guān)系?什么叫土壤水分常數(shù)？

5.12液態(tài)的土壤水有幾種存在形式?支持毛管水與毛管懸著水，支持重力水與自由重力水，各具有什么特征?

6 徑流

6.1徑流的涵義及其組成

徑流：是指沿地表或地下運動匯人河網(wǎng)向流域出口斷面匯集的水流

根據(jù)運動場所劃分：沿地表運動的水流為地表徑流。在土壤中的相對不透水層上運動的水流為壤中流。沿地下巖土空隙運動的水流稱為地下徑流。

根據(jù)降水的類型劃分：由降雨形成的徑流為降雨徑流。由冰雪水融化形成的徑流為融雪水徑流。

6.2 如何對徑流分類

根據(jù)運動場所劃分：沿地表運動的水流為地表徑流。在土壤中的相對不透水層上運動的水流為壤中流。沿地下巖土空隙運動的水流稱為地下徑流。

根據(jù)降水的類型劃分：由降雨形成的徑流為降雨徑流。由冰雪水融化形成的徑流為融雪水徑流。

6.8 流量過程線

流量過程線：流量隨時間的變化過程線。

6.9 徑流模數(shù)

徑流模數(shù)(M)：流域出口斷面流量與流域面積的比值，即單位時間單位面積上產(chǎn)生的水量。

6.10 徑流深

徑流深(R)：若將徑流總量平鋪在整個流域面積上所求得的水層厚度，單位為mm。

R＝QT/1000F；式中：R—徑流深(mm)。 F—流域面積(km2)，Q—時段T內(nèi)的平均流量(m3／s)。

6.11 徑流總量

徑流總量（W）：時段T內(nèi)通過河流某一斷面的總水量,單位為m3或億m3。在流量過程線上時段T內(nèi)流量過程線以下的面積，即為時段T的徑流總量。有時也用其時段平均流量與時段的乘積表示，即 W＝Q×T

6.12 模比系數(shù)及其意義

徑流的變率(K)或稱為模比系數(shù)：某一時段的經(jīng)流量與同一時段多年平均經(jīng)流量之比。該值反映某一時段內(nèi)經(jīng)流量偏豐（K>1）或偏枯(K<1)的程度。

6.13 徑流系數(shù)及其意義

徑流系數(shù)(α)：同一時段內(nèi)徑流深與降雨深的比值。0<α<1。徑流系數(shù)反映了流域降水轉(zhuǎn)化為徑流的比率，綜合反映了流域自然地理因素和人為因素對降水徑流的影響。如α→0，說明降水主要用于流域內(nèi)地各種消耗，其中最主要的消耗為蒸發(fā)。如α→1,說明降水大部分轉(zhuǎn)化為徑流。

6.14 徑流的表示方法有哪些，各種表示方法之間如何換算

流量（Q）：指單位時間通過某一斷面的水量，單位為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。

流量過程線：流量隨時間的變化過程線。

徑流總量（W）：時段T內(nèi)通過河流某一斷面的總水量,單位為m3或億m3。在流量過程線上時段T內(nèi)流量過程線以下的面積，即為時段T的徑流總量。有時也用其時段平均流量與時段的乘積表示，即 W＝Q×T。

徑流深(R)：若將徑流總量平鋪在整個流域面積上所求得的水層厚度，單位為mm。

R＝QT/1000F 式中：R—徑流深(mm)。 F—流域面積(km2),Q—時段T內(nèi)的平均流量(m3／s)。

徑流模數(shù)(M)：流域出口斷面流量與流域面積的比值，即單位時間單位面積上產(chǎn)生的水量。

徑流系數(shù)(α)：同一時段內(nèi)徑流深與降雨深的比值。0<α<1。徑流系數(shù)反映了流域降水轉(zhuǎn)化為徑流的比率，綜合反映了流域自然地理因素和人為因素對降水徑流的影響。如α→0，說明降水主要用于流域內(nèi)地各種消耗，其中最主要的消耗為蒸發(fā)。如α→1,說明降水大部分轉(zhuǎn)化為徑流。

徑流的變率(K)或稱為模比系數(shù)：某一時段的經(jīng)流量與同一時段多年平均經(jīng)流量之比。該值反映某一時段內(nèi)經(jīng)流量偏豐（K>1）或偏枯(K<1)的程度?！?/p>

6.15 分析徑流的形成過程

降雨開始時，除一少部分降落在河床上的雨水直接進入河流形成徑流外，大部分降水并不立刻產(chǎn)生徑流，而是首先要消耗于植物截留、枯枝落葉吸水、下滲、填洼與蒸發(fā)。這個消耗過程就是蓄滲過程。

扣除植物截留、入滲、填洼后的降雨在坡面上以片狀流、細溝流的形式沿坡面向溪溝流動的現(xiàn)象為坡面漫流。 坡面漫流首先在蓄滲容易得到滿足的地方發(fā)生。在坡面漫流過程中，坡面水流一方面繼續(xù)接受降雨的直接補給而增加地表徑流，另一方面又在運行中不斷地消耗于下滲和蒸發(fā)，使地表徑流減少。

6.16 植物截留

植物截留：降雨過程中植物枝葉攔蓄降水的現(xiàn)象。

6.17 影響植物截留的因素有哪些

植物截留量與降水量、降水強度、風(fēng)、植被類型、郁閉度等有關(guān)。一般情況下，降水量越大，植物截留量越大；降水強度越強，截留量越??；風(fēng)越大，截留量越??；不同的植被有著不同的截留量，郁閉度越高，整個林分的截留量越大。

6.18 穿透降雨

穿過植物枝葉空隙直接到達地面的降雨

6.19 樹干流及其影響因素

由枝葉匯集沿樹干流到地面的降水。

6.20 填洼及其影響因素

首先出現(xiàn)產(chǎn)流的地方，雨水在流動過程中還要填滿流路上的洼坑,稱為填洼。這些洼坑積蓄的水量，稱為填洼量。

6.21 枯枝落葉持水量及其影響因素

穿過林冠層的降水到達地表之前，還要遇到枯枝落葉層的阻攔?？葜β淙~層一般都較為干燥，具有較強的吸收雨水的能力?？葜β淙~層吸收雨水能力取決于枯枝落葉的特性和含水量大小。枯枝落葉層越干，吸收的雨水量越大

6.22 壤中流的形成條件

隨著降雨過程的持續(xù)，滲入土壤的水分不斷增加，當(dāng)某一界面以上的土壤達到飽和時，在該界面上就會有水分沿土層界面?zhèn)认蛄鲃?，形成壤中?strong>。

6.23 超滲產(chǎn)流

當(dāng)降雨強度大于土壤的入滲強度時多余的雨水便在地表形成地表徑流（超滲雨），這種產(chǎn)流方式稱為超滲產(chǎn)流。

6.24 蓄滿產(chǎn)流

當(dāng)降雨強度小于土壤的入滲強度（能力）時，所有到達地表的雨水全部滲入土壤之中，當(dāng)土壤中所有孔隙都被雨水充滿后，多余的水分在地表形成徑流，這種產(chǎn)流方式稱為蓄滿產(chǎn)流

6.25 分析超滲產(chǎn)流與蓄滿產(chǎn)流的區(qū)別

下滲強度的空間變化很大，有些地方下滲能力強，有些地方下滲能力弱，如果下滲強度大于降雨強度，有可能形成蓄滿產(chǎn)流，反之形成超滲產(chǎn)流。

6.26 河網(wǎng)匯流過程

各種徑流成分經(jīng)過坡地匯流注入河網(wǎng)后，沿河網(wǎng)向下游干流出口斷面匯集的過程。

6.27 河岸容蓄

在漲洪段，由于河網(wǎng)水位上升速度大子其兩岸地下水位的上升速度，當(dāng)河水與兩岸地下水之間有水力聯(lián)系時，一部分河水補給地下水，增加兩岸的地下蓄水量，這稱為河岸容蓄。

6.28 河網(wǎng)容蓄

同時，漲洪階段，出口斷面以上坡地匯人河網(wǎng)的總水量必然大于出口斷面的流量，因河網(wǎng)本身可以滯蓄一部分水量，稱為河網(wǎng)容蓄。

6.29 河網(wǎng)調(diào)蓄

河岸調(diào)節(jié)及河槽調(diào)節(jié)，統(tǒng)稱為河網(wǎng)調(diào)蓄作用。

6.30 產(chǎn)流過程

徑流形成中的流域蓄滲過程，稱為產(chǎn)流過程

6.31 匯流過程

坡地匯流與河網(wǎng)匯流合稱為匯流過程。

6.32 論述產(chǎn)流機制

產(chǎn)流機制，是指水分沿土層的垂向運行中，在一定的供水與下滲條件下，各種徑流成分的產(chǎn)生原理和過程。

6.33 分析徑流的影響因素

氣候因素：包括降水、蒸發(fā)、氣溫、風(fēng)、濕度等。降水是徑流的源泉，徑流過程通常是由流域上降水過程轉(zhuǎn)換來的，降水和蒸發(fā)的總量、時空分布、變化特性，直接導(dǎo)致徑流成分的多樣性、徑流變化的復(fù)雜性。氣溫、溫度和風(fēng)是通過影響蒸發(fā)、水汽輸送和降水而間接影響徑流的。

流域下墊面因素：地理位置：流域的地理位置不同，其氣候條件差別很大，因此，受氣候條件制約的徑流當(dāng)然有其特殊性。地形地貌：一方面通過影響氣候因素間接影響徑流，另一方面還通過直接影響流域的匯流條件來影響徑流。如在迎風(fēng)坡，降雨量增加，徑流也相應(yīng)增加；高程增高，氣溫降低，蒸發(fā)減少，徑流量增加；坡度越大，徑流的流速大，雨水下滲的機會就少，徑流量大。流域的面積：較大流域的徑流量大，但變化較小。流域面積越大，自然條件越復(fù)雜，單個因素的影響力降低。各種因素對徑流的影響有可能相互抵消，也有可能相互增長。流域的形狀：流域的形狀主要影響徑流過程線的形狀。如扇形流域，洪峰流量大，流量過程線尖瘦，而羽狀流域，洪峰流量小，流量過程線扁平。地質(zhì)條件和土壤特性：決定流域的入滲能力、蒸發(fā)潛力和可能最大的蓄水量。植被：因森林蒸發(fā)散量大，根據(jù)水量平衡方程，河川徑流量小。另一方面，由于植物截留、枯枝落葉層對雨水的吸收、以及森林土壤有很好的下滲能力，在徑流形成過程中的降雨損失量大，因此，森林有減少地表徑流量的作用。湖泊和水庫通過蓄水量的變化調(diào)節(jié)和影響徑流的年際和年內(nèi)變化，在洪水季節(jié)大量洪水進入水庫和湖泊，水庫和湖泊的蓄水量增加，在枯水季節(jié)，水庫和湖泊中蓄積的水慢慢泄出，其蓄水量減少。因此，流域中如果有水庫或湖泊，能過消減洪水，使洪水過程線變得平緩。

人為因素的影響：人類活動對徑流的影響主要是通過改變下墊面條件，直接或間接地影響徑流。人為活動對徑流有正反兩方面的影響。

6.34 分析森林與徑流的關(guān)系

因森林蒸發(fā)散量大，根據(jù)水量平衡方程，河川徑流量小。另一方面，由于植物截留、枯枝落葉層對雨水的吸收、以及森林土壤有很好的下滲能力，在徑流形成過程中的降雨損失量大，因此，森林有減少地表徑流量的作用。正因為森林有較強的下滲能力，使較多的雨水滲入地下以地下徑流的方式慢慢補給河川徑流，因此說，森林能夠增加河川枯水期的徑流量

6.35 分別闡述各種徑流成分的產(chǎn)流機制和產(chǎn)流條件？并對比超滲地面徑流與飽和地面徑流的差異性

地面徑流產(chǎn)流機制: Rs＝P-In- E-Sd-F ；式中 P：降雨量 In：截留量 E：蒸發(fā)量；Sd：填洼量 F：累積下滲量， 單位均為mm

壤中流發(fā)生于非均質(zhì)或?qū)哟涡酝寥乐械囊淄杆畬优c相對不透水層的交界面上。這種具有層理的土層界面，在自然界中廣泛的存在著。如森林地區(qū)的腐殖層，山區(qū)的表土風(fēng)化層、密實結(jié)構(gòu)土壤的耕作層等。包氣帶中存有透水性不同、且下層比上層透水能力小的層理分布土壤的交界面。上層向界面上的供水強度fA，大于下層下滲強度fB。界面上產(chǎn)生積水，即形成臨時飽和帶，界面還需具備一定的坡度

在具備壤中流產(chǎn)生條件的界面上，當(dāng)雨強i小于上層下滲率fA而大于下層下滲率fB時，且fA＞fB，界面上可形成臨時飽和帶，并產(chǎn)生壤中流。(1)必須具備壤中流的發(fā)生條件； 2)界面以上的飽和積水帶，必須達到上層土層的全部(上層土壤全部達到飽和）。

當(dāng)?shù)叵滤癫剌^淺，包氣帶厚度不大，土壤透水性較強，在連續(xù)降雨過程中，下滲鋒面到達毛管水帶上緣，這時表層土層水與地下水建立了水力聯(lián)系。同時包氣帶含水量超過田間持水量，產(chǎn)生自由重力水補給地下水時，形成地下徑流。

6.36 為什么要分割地面徑流與地下徑流?常用什么方法來分割？

7 河川徑流

7.1 河流

河流：在重力的作用下，沿著陸地表面上的線形凹地流動，并匯集于各級河槽上的水流

7.2 河流的基本要素

河流的兩個因素：經(jīng)常或間歇性的水流及河槽（河床）

7.3 水系

水系：大小河流構(gòu)成脈絡(luò)相通的水流系統(tǒng)。

7.4 外流河

外流河：流入海洋的河流。

7.5 內(nèi)流河

內(nèi)流河：凡流入內(nèi)陸湖泊或消失于沙漠中的河流。

7.6 河流可以劃分為幾段？各段有何特點？

一般河流可分成河源、上游、中游、下游及河口五段。

河源是河流的發(fā)源地。可以是溪澗、泉水、湖泊、沼澤和冰川。如長江的正源為沱沱河 。黃河的正源為卡日曲。

上游連著河源，乃河流的上段。特點是：河谷狹、比降陡、流量小、流速大、沖刷占優(yōu)勢、河槽多為基巖或礫石、多急灘、瀑布，黃河從內(nèi)蒙古托克托縣河口鎮(zhèn)以上稱上游。長江從湖北宜昌以上為上游。

中游比降與流速減小、流量加大、沖刷淤積都不嚴(yán)重、河槽多為粗沙。長江從宜昌到江西的湖口，黃河從河口鎮(zhèn)到河南孟津為中游。

下游位于河流的最下一段。比降與流量更小、流量更大、淤積占優(yōu)勢、多淺灘沙洲、河槽多細沙或淤泥。長江從湖口以下，黃河從孟津以下為下游。

河口是河流的出口處。河流注入海洋或湖泊處，有大量的泥沙淤積形成三角洲。一條河流直接注入另一河流的叫支流河口，汛期易受相互洪水頂托的影響，產(chǎn)生回水現(xiàn)象。

7.7 分水嶺？

分水線或分水嶺：當(dāng)?shù)匦蜗騼蓚?cè)傾斜，使雨水分別匯集到兩條河流中去，這一起著分水作用的脊線稱為分水線。

7.8 閉合流域

閉合流域：地面、地下水的分水線重合的流域。

7.9 非閉合流域

非閉合流域：地面、地下分水線不重合的流域，本流域與鄰近流域有水量交換。

7.10閉合流域與非閉合流域的區(qū)別

7.11 水系有哪幾種形狀？各種水系形狀與洪水之間有何關(guān)系

扇形水系、羽狀水系、平行水系、混合狀水系。

扇形水系在降雨時，各支流的洪水幾乎同時到達流域出口處，因此，這種水系很容易發(fā)生危害性洪水。

羽狀水系：干流較長，支流從左右岸相間呈羽狀匯入干流，這種水系由于干流較長，各支流匯入干流的時間有先有后，河網(wǎng)匯流時間較長，調(diào)蓄作用大，洪水過程較為平緩

平行水系：若干近似乎行的支流匯入千流。如淮河蚌埠以上地區(qū)的水系就是平行水系。這種水系的洪水狀況與暴雨中心的走向、分布關(guān)系密切

混合狀水系:大多數(shù)河流的水系并不是由單一的某種水系構(gòu)成，一般都包括上述兩種或三種形式，把這種由兩種以上的水系復(fù)合而成的水系為混合狀水系

7.12 河長

溪線：在河槽中各斷面的最低點的聯(lián)線稱為溪線，或中泓線。

從河口到河源沿溪線量得的距離為河長，單位為km

7.13 河網(wǎng)密度及其意義

河網(wǎng)密度：單位流域面積內(nèi)干、支流的總長度。

河網(wǎng)密度＝干、支流總長度/流域面積

河網(wǎng)密度表示一個地區(qū)河網(wǎng)的疏密程度。它是流域中徑流發(fā)展的標(biāo)志之一。河網(wǎng)密度越大，流域被洪水切割程度越大，徑流匯集較快；河網(wǎng)密度小，徑流匯集慢，流域排水不良。

7.14 河流的彎曲系數(shù)及其意義

彎曲系數(shù)：某河流的實際長度與河源至河口直線長度之比。

彎曲系數(shù)＝河流的實際長度/河流的直線長度，它表示河流平面形狀的彎曲程度。彎曲系數(shù)越大，表明河流越彎曲，徑流匯集相對較慢，即徑流流速慢，徑流的侵蝕作用弱，但對航運及排洪不利。

7.15 流域的不對稱系數(shù)及其意義

不對稱系數(shù)Ka：左右岸面積之差與左右岸面積之和的比值，表示流域左右岸面積分布的不對稱程度。當(dāng)Ka愈大時，流域愈不對稱。左、右流域面積內(nèi)的來水也愈不均勻。徑流不易集中，調(diào)節(jié)作用大。

7.16 山區(qū)河流與平原河流的區(qū)別

山區(qū)河流平面形態(tài)復(fù)雜，多急彎、卡口，兩岸和河心常有突出的巨石，河岸曲折不齊，寬度變化大。

平原河流，由于河水的環(huán)流和沖淤作用，河道常常表現(xiàn)為蜿蜒的平面形態(tài)。在河流的凹岸，水深較大稱為深槽，深槽對岸為淺灘，表現(xiàn)為凸岸。

7.17 河流的縱斷面

縱斷面:是指河底高程沿河長的變化，一般用縱斷面圖表示。以河長為橫坐標(biāo)，河底高程為縱坐標(biāo)繪制而成的圖為河槽的縱斷面圖。

7.18 河流的橫斷面

橫斷面:是指垂直于流向的斷面。兩邊以河岸為界，下面以河底為界。河流橫斷面是計算流量的主要依據(jù)。

7.19 河漫灘

枯水期水流通過的部分稱基本河槽。在洪水期淹沒的部分稱河漫灘。

7.20 落差

落差：河段兩端的河底高程差。

7.21 比降

比降：河段落差與相應(yīng)河段長度之比。

河底比降＝河段上、下游兩點的高程差 / 河段長度

7.22 河流產(chǎn)生橫比降的原因

產(chǎn)生橫比降的原因有三：地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生的偏轉(zhuǎn)力、河流轉(zhuǎn)彎處的離心力，洪水漲落；在北半球地球自轉(zhuǎn)產(chǎn)生的偏轉(zhuǎn)力使河流有向右運動的傾向，從而使右岸水面高于左岸；在河流轉(zhuǎn)彎處，由于離心力的作用使凹岸的水面高于凸岸

7.23 分析水內(nèi)環(huán)流及其意義

河流轉(zhuǎn)彎處的水內(nèi)環(huán)流的表現(xiàn)：在水面上水由凸岸流向凹岸，在河底處水由凹岸流向凸岸,河流左轉(zhuǎn)彎時，環(huán)流按順時針方向旋轉(zhuǎn)。河流右轉(zhuǎn)彎時，環(huán)流按逆時針方向旋轉(zhuǎn)。

由于河流轉(zhuǎn)彎處水內(nèi)環(huán)流的影響，使凹岸受到?jīng)_刷，被沖刷的泥沙帶到凸岸淤積，從而使河流越來越彎曲。

7.24 流域的面積及其水文意義

流域分水線和出流斷面所包圍的面積，單位為km2。

流域面積是河流的重要特征。它不僅決定河流的水量也影響徑流的過程。在其它因素相同時，一般流域面積越大，河流的水量也越大，對徑流的調(diào)節(jié)作用也大,洪水過程較為平緩，枯水流量相對較大；面積越小，流量越小，短歷時暴雨時容易形成陡漲陡落的洪水過程，枯水流量較小。

7.25 流域的形狀系數(shù)及其意義

流域形狀系數(shù)Ke：流域分水線的實際長度與流域同面積圓的周長之比。流域形狀與圓的形狀相差越大，Ke越大。 Ke值越大，流域形狀越狹長，徑流變化越平緩。 Ke值接近于1時，說明流域的形狀接近于圓形,這樣的流域易造成大的洪水。

7.26 年徑流量、多年平均徑流量、正常年徑流量的區(qū)別

年徑流量：在一個水文年度內(nèi)通過河川某一斷面的水量。

多年平均徑流量：年徑流量的多年平均值。多年平均徑流量Q＝∑Qi/n

∑Qi 各年的年徑流量之和 n——年數(shù)。

正常年徑流量：在氣候和下墊面基本穩(wěn)定的條件下，隨著觀測年數(shù)的不斷增加，多年平均年徑流量Q 趨向于一個穩(wěn)定數(shù)值，這個穩(wěn)定數(shù)值稱為正常年徑流量。

7.27 如何計算正常年景流量

有長期實測資料時的計算；有短期實測資料時的計算；無實測資料時的計算

7.28 短期徑流資料如何延長

延長資料的方法，主要是通過相關(guān)分析，即通過建立年徑流量與其密切相關(guān)的要素（稱為參證變量）之間的相關(guān)關(guān)系，然后利用有較長觀測系列的參證變量來展延研究變量年徑流量的系列。

7.29 如何選擇參證變量，常用的參政變量有哪些

參證變量應(yīng)具備三個條件：

（1）參證變量與研究變量在成因上必須有聯(lián)系。

（2）參證變量的系列要比研究變量的系列長。

（3）參證變量與研究變量必須具有一定的同步系列，以便建立相關(guān)關(guān)系。

常用的參證變量是年徑流量和年降水量

7.30 等值線圖

年徑流量的Cv值，主要取決于氣候因素的變化程度及其它自然地理因素對徑流的調(diào)節(jié)程度。由于氣候因素具有地區(qū)分布規(guī)律，這便是繪制和使用年徑流量Cv值等值線圖的依據(jù)。

一般流域機構(gòu)都繪制有年徑流量變差系數(shù)Cv的等值線圖。但是Cv與流域面積大小有關(guān)，當(dāng)其他條件相同時，流域面越大，其調(diào)節(jié)性能就大，Cv則越小。而Cv等值線圖一般是用較大流域資料繪制的，因此，使用Cv等值線圖時要注意研究流域的面積是否在使用面積范圍之內(nèi)。

7.31 無實測資料時如何推求正常年徑流量

經(jīng)驗公式法：建立Cv與主要影響因子間的相關(guān)關(guān)系，在沒有資料的地區(qū)應(yīng)用。但是,在不同的地區(qū)影響Cv的因子不同。因此，經(jīng)驗公式都具有很大的局限性。使用時不能超出經(jīng)驗公式所規(guī)定的允許范圍。

7.32 重現(xiàn)期

重現(xiàn)期：等量或超量的水文特征值平均多少年出現(xiàn)一次

7.33 徑流的年際變化

正常年徑流量反映了河流擁有水量的多少，但并不反映具體某一年的水量，這是因為徑流量是一個隨機變量，每年的數(shù)值都不相同所致，即徑流量具有年際變化。

7.34 徑流年際變化的推求方法

只能利用概率論和數(shù)理統(tǒng)計的方法研究其發(fā)生、變化的情勢。

7.35 影響徑流年際變化的因素

由于河川徑流是流域自然地理因素綜合影響的產(chǎn)物，而氣候因素具有明顯的年際變化特征，即使較為穩(wěn)定的下墊面因素每年都不盡相同，因此，受其影響的河川徑流量也具有明顯的年際變化。

河川徑流的年際變化特點，取決于流域自然地理條件，這些特點主要反映在徑流年變化的幅度上

7.36 徑流年內(nèi)分配及其影響因素

流域調(diào)蓄能力的大小取決定于流域的土壤、植被、水文地質(zhì)、地貌等條件。

土壤蓄水能力越強，徑流量的年內(nèi)變化越小。如果土壤的蓄水性很強，在雨季大量的雨水下滲到深層，蓄積在土壤之中，使流域內(nèi)土壤蓄水及地下蓄水量增加，在雨季過后，蓄積在土壤和地下的水分慢慢流出補給給河流，從而使徑流的年內(nèi)分配趨于均勻。

流域內(nèi)如有調(diào)蓄作用較大的湖泊、水庫等，徑流的年內(nèi)變化更趨于均勻。

流域越大，流域內(nèi)自然條件的差異越顯著，某個因素對徑流的影響越小，徑流的年內(nèi)變化越弱。

7.37徑流年內(nèi)分配的計算方法

時序分配法、歷時曲線法

7.40 設(shè)計洪水

設(shè)計洪水：符合一定設(shè)計標(biāo)準(zhǔn)的洪水

7.41 洪水的三要素

洪水的三要素：洪峰流量、洪水總量、洪水過程線

7.42 匯流時間

匯流時間(τ)：凈雨從流域上某點流到出口斷面的時間

7.43 流域匯流時間

流域匯流時間（τm）：流域最遠點的凈雨流到出口斷面的時間

7.44 等流時線

等流時線：流域中匯流時間相等的點的連線

7.45 等流時面積

等流時面積：相鄰兩條等流時線間的面積

7.46 匯流面積分配曲線

面積分配曲線：匯流時間與產(chǎn)流面積的關(guān)系曲線，簡稱匯流曲線．它反映了下墊面因素對匯流速度的影響。

7.47 產(chǎn)流歷時

產(chǎn)流歷時：徑流開始產(chǎn)生到徑流終止所經(jīng)歷的時間，稱為（凈雨歷時）

7.48 洪峰流量

最大洪峰流量Qm為Q1、 Q2、Q3中的最大者，主要根據(jù)f1, f2,f3面積的大小而定

7.49 全面匯流

洪峰流量為Q3，由全部流域面積F上的凈雨匯集而成,稱全面匯流

7.50 部分匯流

洪峰流量Qm由部分流域面積上的凈雨形成，稱部分匯流。

7.51 常用的暴雨強度公式

常用的暴雨強度公式為： ip=Sp/tn

式中ip—歷時為t的設(shè)計暴雨平均強度(mm／h)； t一設(shè)計暴雨歷時(h)； S—設(shè)計暴雨的雨力。即t=1h的最大暴雨強度(mm／h)。隨地區(qū)和重現(xiàn)期而變。 n—暴雨衰減指數(shù)，隨地區(qū)及歷時長短而變。

7.52推理公式法計算洪峰流量Qm的步驟

①． 暴雨計算，求S點、n1、n2及t0后，首先假設(shè)tQ＜t0，采用S面及n1。

②. 計算K1,K2、x、y。

③． 計算k1,k2,cn,n'r,P1,P

④． 根據(jù)選取的土類及t估計值、F、地形等級、n,S查表得c值。

⑤. 計算Qm。

⑥． 按tQ=P1xQm-y計算tQ，檢驗tQ是否小于t0,如tQ＞t0應(yīng)改用n2重新計算，再用tQ進行檢驗。tQ應(yīng)大于t0。當(dāng)n2/n1大于1．5時，在t0附近的流量與時間可能出現(xiàn)不定的情況。此時可取n2與n1算出流量的平均值

7.53 單位線

單位線－單位時段內(nèi)流域上均勻分布的單位凈雨，在流域出口斷面所形成的徑流過程線。

7.54單位線的基本假定

它依據(jù)倍比假定和迭加假定，由已知的輸入、輸出來確定系統(tǒng)的作業(yè)特性，不考慮凈雨轉(zhuǎn)換為洪水過程時的物理成因。

7.55 枯水徑流及其影響因素

當(dāng)河流的絕大部分水源由地下水補給時，稱為枯水徑流?？菟?jīng)歷的時間稱為枯水期

下墊面因素包括：土壤地質(zhì)條件、流域面積、河槽的下切深度、河網(wǎng)密度、湖泊沼澤、森林等。

氣候因素包括：前期降水、前期蒸發(fā)、枯水期間的降水和蒸發(fā)

7.56 懸移質(zhì)泥沙

懸移質(zhì)泥沙是指懸浮在水中同水流一起運動的泥沙，其顆粒較細，是河流泥沙中的主要成分。

7.57 推移質(zhì)泥沙

推移質(zhì)泥沙是在河床表面以跳躍方式、滾動方式、滑動方式移動的泥沙，其顆粒較粗，運動速度較慢

7.58 分析影響河流輸沙量的因素

氣候因素中的主要因素是氣溫和降水。在沒有植被的地表，太陽直接照射，表層土壤十分干燥，若遇暴雨，則松疏土層極易被暴雨產(chǎn)主的地面徑流沖走。春季急速融雪形成的洪水也常常引起大量表土流失。氣溫的變化是造成巖石風(fēng)化的主要原因，寒冷、土壤含水量較大的地區(qū)，常常發(fā)生凍融侵蝕，從而增加河流泥沙。

下墊面因素：流域的地形、植被和土壤特性等。地面坡度愈大，土壤流失也愈嚴(yán)重。植被是防止地面侵蝕的積極因素，它既可保護土壤免受降水直接沖擊，并可阻滯地面徑流的發(fā)生和發(fā)展，減少甚至完全控制水上流失。

人類活動：人類活動通過改變流域的下墊面狀況對河流泥沙起著很大的影響。采用不合理的耕作制度和方式，盲目地砍伐森林、無計劃地開發(fā)土地等，都使地表侵蝕加劇。相反，若采取積極有效措施，如植樹造林，坡地改梯田等，就能防止水土流失

7.59 河水的環(huán)流運動對河流泥沙運動及河槽演變有哪些影響

7.60 何謂等流時線？何謂單位線？用其推得的流量過程線各有什么優(yōu)缺點？

單位線－單位時段內(nèi)流域上均勻分布的單位凈雨，在流域出口斷面所形成的徑流過程線。所得出的時段單位線為一特定的流量過程線，而并非一個確定的數(shù)學(xué)表達式。

7.61 含沙量與輸沙量有何不同？如何推求某一斷面的年輸沙量？

8 地下水的形成與分布

8.1 廣義地下水

蓄存并運移于地表以下土壤和巖石空隙中的自然水.

8.2 狹義地下水

飽和帶巖土空隙中的重力水。

8.3 包氣帶

地表到地下水面的巖土層。

8.4 包氣帶可以劃分為幾個帶

包氣帶從地下水面向上延伸至地面?？蓜澐譃?個帶：土壤水帶、中間帶、毛細水帶

8.5 地下水形成的條件

地下水的形成必須具備兩個條件:水分來源，貯存水的空間

8.6 影響地下水形成的因素

水分來源受氣象、水文的影響，貯水空間受地質(zhì)、地貌的影響

人類活動對水分來源和貯水空間均有影響。

8.7 空隙度

空隙度是巖石中空隙的體積與巖石總體積的比值：P＝Vn/V,

巖石體積為V，巖空隙體積Vn

8.8 孔隙率

孔隙率是某一巖石中孔隙體積所占比例。

n=Vn/V, Vn孔隙體積、 V巖石體積。

8.9 溶隙率

溶隙率 Kk＝Vk／V Vk溶隙體積； V巖石體積。

8.10 裂隙率

裂隙率表示裂隙的多少：KT=VT／V。 VT裂隙體積 V巖石體積

8.11如何劃分含水層與隔水層

含水層與隔水層的劃分是相對的，它們之間并沒有絕對的界線，在一定條件下兩者可以相互轉(zhuǎn)化。

粘土層，在一般條件下，由于孔隙細小，飽含結(jié)合水，不能透水與給水，起隔水層作用。但在較大的水頭壓力作用下，部分結(jié)合水發(fā)生運動，從而轉(zhuǎn)化為含水層。

從廣義上講，自然界沒有絕對不含水的巖層。也沒有絕對不透水的巖層。

8.12 構(gòu)成含水層的條件

必須具備儲水空間、儲水構(gòu)造、良好的補給來源

8.13 容水度

容水度Wn為巖石空隙能夠容納水量的體積Vn與巖石體積（V）之比，表達式為：Wn=Vn／V，用百分?jǐn)?shù)或小數(shù)表示

8.14 持水度

持水度Wr為飽和巖石經(jīng)重力排水后所保持水的體積與巖石體積之比，即Wr=Vr/V

8.15 給水度

給水度μ是飽水巖石在重力作用下能排出水的體積Vg與巖石總體積（V）之比，μ=Vg／V

8.16 滲透系數(shù)

透水性：巖石允許水透過的能力；用滲透系數(shù)（K）表示。量綱為（m／d）或（cm／s）。巖石的滲透系數(shù)越大，滲透性能越好。滲透系數(shù)是說明巖石滲透性能的參數(shù)

8.17 上層滯水及其特點

存在于包氣帶中局部隔水層或弱透水層之上的重力水。

上層滯水的水面構(gòu)成其頂界面，僅承受大氣壓力而不承受靜水壓力，是可以自由漲落的自由水面。

上層滯水分布范圍不廣，水量小，季節(jié)性變化強烈，雨季水量大，旱季水量減少，甚至完全干枯。

接受降水或地表水入滲補給，以蒸發(fā)或側(cè)向散流排泄，分布區(qū)和補給區(qū)一致。

一般礦化度低，由于直接與地表相通，易受污染。

8.18 支持毛細水

8.19 懸掛毛細水

8.20 潛水及其特征

保存在地表以下第一個含水層中具有自由水面的重力水稱為潛水。潛水可存在于松散沉積物中，也可存在于基巖裂隙中。

①潛水面是僅承受大氣壓力的自由水面。潛水之上沒有隔水層或只有局部隔水層，潛水面直接與包氣帶相連接構(gòu)成潛水含水層的頂界面。

②潛水在重力作用下，由潛水位高處向低處做下降運動，其流動速度取決于含水層的滲透性能及水力坡度。

③潛水的分布區(qū)與補給區(qū)一致。

④潛水的排泄方式有徑流排泄和蒸發(fā)排泄兩種。

⑤潛水動態(tài)具有季節(jié)性變化的特點

8.21 影響潛水面形狀的因素

潛水面形狀與地表形態(tài)和含水層的透水性能相關(guān)

含水層滲透性能和厚度的改變能引起潛水面變化。

降水、蒸發(fā)可使?jié)撍孀兓?/p>

地表水對潛水面的影響

8.22 承壓水及其特征

充滿兩個穩(wěn)定不透水層之間的重力水。上部隔水層稱隔水頂板，下部隔水層叫隔水底板。

承壓性；分布區(qū)和補給區(qū)不一致；受外界影響較小，較為穩(wěn)定；承壓含水層厚度變化較小，不受降水季節(jié)變化的支配；承壓水水質(zhì)類型多樣

8.23 承壓水的形成條件

形成承壓水的埋藏條件：上下均有隔水層，中間是透水層，其次是水必須充滿整個透水層

8.24 裂隙水及其特征

裂隙水：保存在堅硬巖石裂隙中的地下水

分布不均及水力聯(lián)系各向異性；分布形式可呈層狀、脈狀、帶狀分布；同一巖層中的裂隙水無統(tǒng)一的地下水面；裂隙水在流動程中呈明顯的各向異性；裂隙水主要分布于基巖山區(qū)。

8.25巖溶水及其分布、運動特征

在巖溶空隙中保存和運動的地下水便是巖溶水。

溶隙發(fā)育不均，寬度不一，連通程度各不相同，巖溶水的運動中層流與紊流并存；巖溶介質(zhì)的透水性能各向異性；巖溶水的水位與流量呈現(xiàn)強烈的季節(jié)變化

其水位變幅可達幾十米，流量變幅達幾十倍；巖溶含水層的水量比較豐富，具有富水特征

8.26 上升泉

泉口處水流在壓力作用下呈上升運動。由承壓水補給、流量比較穩(wěn)定，水溫變化較小。

8.27 下降泉

泉口處水流呈下降運動。由潛水或上層滯水補給，泉水流量和水溫呈明顯的季節(jié)性變化。

8.28 線性滲透定律

Q=KF(H1-H2)/L＝KFI

式中：Q―滲透流量，m3/d；K－滲透系數(shù)，m／d；F－過水?dāng)嗝婷娣e，m2 H1、H2—斷面1、2處的水頭，m；L－滲流長度（斷面1、2間的距離）；(H1-H2)/L =I,稱為水力坡度，無因次

8.29 非線性滲透定律

Q＝KmFI1/m 或 V＝KmI1/m

式中：1／m—流態(tài)指數(shù)，其范圍在0.5～1；Km—隨流態(tài)指數(shù)1／m變化的含水層的滲透系數(shù)

8.30 地下水的動態(tài)

地下水的水位、水量和水質(zhì)隨時間發(fā)生變化的現(xiàn)象和過程。反映了地下水補給與排泄的消長關(guān)系。地下水的動態(tài)特征取決于補給來源和排泄途徑。

8.31 地下水平衡

地下水平衡：某地區(qū)在某時段內(nèi)地下水量收支的數(shù)量關(guān)系。

8.32 分析影響地下水動態(tài)的因素

氣候因素：降水和蒸發(fā)分別是地下水的補給和排泄方式，是引起地下水發(fā)生動態(tài)變化的主要因素。特別是對潛水動態(tài)影響最為明顯。

水文因素對地下水的影響，取決于地表水與地下水之間的水力聯(lián)系，以及水位差。地表水與地下水的關(guān)系有三種情況：地表水始終補給地下水；地表水始終排泄地下水；洪水期地表水補給地下水，枯水期地下水補給地表水

地質(zhì)構(gòu)造決定了地下水的埋藏條件；巖性影響下滲、貯存和徑流強度；地貌條件控制了匯流條件。地址因素的不同形成了地下水動態(tài)在空間上的變異性

土壤和生物因素一方面通過影響下滲和蒸發(fā)，間接影響地下水的動態(tài)，另一方面對地下水的化學(xué)成分產(chǎn)生影響。

人為因素對地下水動態(tài)的影響有正反兩方面的作用。

一類是人們?yōu)榱碎_發(fā)利用和控制地下水動態(tài)所采取的一系列措施，如打井抽水等，是針對地下水有目的有計劃的活動；

另一類活動出發(fā)點并不是針對地下水動態(tài)的，但卻對地下水動態(tài)產(chǎn)生了影響，如灌溉農(nóng)田、工礦企業(yè)用水等，這類活動對地下水的影響廣泛而深刻、持續(xù)時間長，并會隨國民經(jīng)濟的發(fā)展而擴大

8.33 分析地下水動態(tài)類型及其特點

滲入—蒸發(fā)型動態(tài)：補給來源--降水和地表水；排泄方式--以蒸發(fā)排泄為主

滲入--徑流型動態(tài)：補給來源--降水或地表水的入滲；排泄方式—以水平徑流排泄為主，蒸發(fā)較弱

過渡型動態(tài)： 補給來源：降水、地表水；排泄方式：以徑流、蒸發(fā)

8.34 地下水資源及其特性

是指有利用價值的，又能不斷更新的各種地下水量的總稱，它是地球水資源的重要組成。

1.可恢復(fù)性 2．循環(huán)轉(zhuǎn)化性 3．調(diào)蓄性

8.35 地下水資源開發(fā)利用的基本原則

1 保持地下水資源的采補平衡；2 通過科學(xué)、合理的調(diào)控技術(shù)與措施，促進大氣水、地表水和地下水之間的良性循環(huán)轉(zhuǎn)化，為地下水資源的持續(xù)開發(fā)利用創(chuàng)造條件；3 “豐儲枯用、以豐補欠”“有采有補、采補平衡”

8.36 地下水資源評價的任務(wù)

根據(jù)水文地質(zhì)條件、開采能力，從可持續(xù)的角度進行地下水資源數(shù)量的分析與計算。一方面是評價在現(xiàn)有開采能力下地下水位的變動情況；另一方面是在一定的地下水位變化控制下，所能開采的地下水量。并分析評價在長期開發(fā)地下水能否造成不良后果，并提出相應(yīng)的技術(shù)措施。

8.37 地下水資源評價的原則

（1）三水綜合考慮的原則

（2）以豐補欠、調(diào)節(jié)平衡的原則

（3）水質(zhì)、水量統(tǒng)一的原則

8.38 地下水資源評價方法

基于水量平衡原理的方法——水量平衡法。

基于數(shù)理統(tǒng)計原理的方法——相關(guān)分析法。

基于實際試驗的方法——開采試驗法。

基于水動力學(xué)原理的方法——解析法和數(shù)值法。

8.39 水量平衡法的原理及其特點

水量平衡法是根據(jù)水量平衡原理，建立水量平衡方程評價地下水資源。

評價水資源量的一切方法都離不開水量平衡原理，尤其是在較大范圍之內(nèi)進行區(qū)域性地下水資源評價時，因水文地質(zhì)條件及其他影響因素的復(fù)雜性，其他方法評價都比較困難。

特點：原理明確、公式簡單，適應(yīng)性較強，但計算項目有時較多，有些均衡要素難于準(zhǔn)確測定。

8.40 地下水資源評價的基本內(nèi)容

在給出均衡期地下水位允許變幅值的條件下，將均衡要素代入水量平衡方程式，計算均衡時段內(nèi)的地下水開采量，用此量可分析評價地下水資源對用水的保證程度。

在一定的開采（涉及到布井方案、開采量、開采時間等）、補給和排泄條件下，將均衡要素代入水量平衡方程式，計算均衡時段的地下水位變幅值，用該值分析評價地下水資源開采的合理程度。

8.41 對比潛水與承壓水之間的主要區(qū)別

8.42 分析地下水的主要補給來源，以及地下水與地表水之間互補關(guān)系

8.43 分析飽和水帶和包氣帶之間的區(qū)別與聯(lián)系

8.44 允許開采量指什么含義?它的組成包括幾部分？

8.45 在均衡單元含水層里．地下水消耗量與補給量有什么關(guān)系?

9 水資源

9.1 廣義水資源

廣義水資源：自然界以固態(tài)、液態(tài)、氣態(tài)等各種形式存在的水。它包括：地面水體--海洋、沼澤、湖泊、冰川、河水等；土壤水和地下水--存在于土壤和巖石中、生物水--存在于生物體中、氣態(tài)水--存在于大氣圈中

9.2狹義水資源

指逐年可以恢復(fù)和更新的淡水量，即大陸上由大氣降水補給的各種地表、地下淡水的動態(tài)量。包括河流、湖泊、地下水、土壤水、微咸水。

9.3水資源的特性

1．水資源的有限性與無限性；2．水資源時空分布的不均勻性；3．利用的廣泛性和不可替代性；4．利害兩重性

9.4 分析我國水資源的基本狀況與特點

中國的水資源以地表水為主，占水資源總量的96％。與世界各國相比，中國的河川徑流總里居全球的第6位，少于巴西、原蘇聯(lián)、加拿大、美國和印尼

我國的水資源在地域分布上極不均勻。中國水資源的空間格局：南方水多北方水少。水資源的地域分布與人均耕地的分布很不相適應(yīng)。

中國的水資源在時間上的分配極不均勻，主要集中在夏季。

中國從總體上看尚不屬于缺水的國家。但外流區(qū)的北方5片流域均屬于缺水范圍，其中海灤河片人均僅25lm3 ，屬于嚴(yán)重缺水的范圍。

9.5 解決我國水資源問題的基本途徑

“節(jié)流優(yōu)先”既是我國水資源緊缺這一基本國情的客觀要求，也是降低供水投資、減少污水排放、提高用水效益的最佳選擇。“治污為本”是實現(xiàn)城市水資源與水環(huán)境協(xié)調(diào)發(fā)展的根本出路

9.6 水資源總量

指與人類社會生產(chǎn)、生活用水密切相關(guān)，能不斷更新的淡水，包括地表水、土壤水和地下水

9.7 四水轉(zhuǎn)化模型

9.8如何計算山區(qū)的水資源總量

山區(qū)水資源總量W

W=Rm+Qm-Rgm=Rm+ Rgm+Ugm+Qk+Qsm+Egm+Qgm –Rgm=Rm+Ugm+Qk+Qsm+Egm+Qgm

式中：Rm—河川徑流量； Qm一地下水資源量；Rgm—河川基流量;Ugm—河床潛流量； Qk—山前側(cè)向流出量；Qsm—未計入河川徑流的山前泉水出露量；Egm—山區(qū)潛水蒸發(fā)量； Qgm—實際開采的凈消耗量。

9.9 如何計算平原區(qū)水資源總量計算

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 —地表水資源量，m3 ； Rgp —平原區(qū)河川基流量 ，m3；

Pr—降水入滲補給量，m3；Qk—側(cè)滲流入補給量，m3；Qr—河道滲漏補給量，m3；QL一水庫蓄水滲漏補給量，m3； Qc—渠系滲漏補給量，m3；Qf—渠灌田間入滲補給量，m3；Qe—越流補給量，m3；Qwt—井灌回歸量，m3

9.10 混合類型區(qū)水資源總量如何計算

山丘區(qū)地下水資源量 Qm=Rgm+Ugm+Qkm+Qsm+Egm+Qgm

平原區(qū)地下水資源量Qp =Pr+Qk+Qr+QL+Qc+Qf+Qe+Qwt

D= Rgm+ Rgp+ Qr+QL+Qc+Qf +Qwt +Qk

總水資源量：W=（Rm+Rp）+（Qm+Qp）- D= Rm+Rp- Rgp +Ugm+ Qkm+ Egm +Qsm +Qgm +Pr +Qe

10 水文觀測

10.1 降水量如何表示？如何測定

降水是陸地水分的主要來源。降至林冠上空或空曠地上的水量稱為總降水量或林外降水量，一般以單位面積上水層的深度（mm）來表示

10.2 林內(nèi)降水量的測定方法？

網(wǎng)格法：根據(jù)不同林分（林種）、疏密度、郁閉度等劃分試驗區(qū)，在每一試驗區(qū)內(nèi)，選擇適當(dāng)面積的標(biāo)準(zhǔn)地。在標(biāo)準(zhǔn)地內(nèi)按一定距離（數(shù)米至10米）劃出方格線，在各交點上，布設(shè)雨量筒（雨量計）觀測林內(nèi)降雨量。

受雨器法：在林冠的疏密度、間隙變化很大的地區(qū)，可采用受雨器法測定林內(nèi)的降水量，受雨器的形狀可以是矩形、梯形、三角形、圓形或其他容易計算面積的形狀。受雨器可以隨意或規(guī)則地布設(shè)在標(biāo)準(zhǔn)地內(nèi)。受雨器的形狀多采用長方形，長一般為幾米到幾十米，寬為20cm-30cm，深為25-30cm，在出水口裝有濾除落葉的網(wǎng)，水量可用貯水桶或自記型的量水器測定。

標(biāo)準(zhǔn)木法：在林分內(nèi)選擇有代表性的能代表整個林分林冠平均狀況的標(biāo)準(zhǔn)木三株。沿等高線方向，在第一株標(biāo)準(zhǔn)木的左側(cè)、第二株標(biāo)準(zhǔn)木的右側(cè)放置雨量筒（雨量計），沿順坡方向在第三株標(biāo)準(zhǔn)木的下側(cè)0.6-0.65倍投影半徑的位置上放雨量筒（雨量計），另外，在林冠空隙的林地上也放置一個雨量筒（雨量計），按下式計算林內(nèi)降雨量。

10.3 如何測定樹干流

測定時在每個徑級中選擇2-3棵樹形和樹冠有代表性的標(biāo)準(zhǔn)樹，用不透水的柔軟材料環(huán)繞在樹干上作成槽狀承接器，并用塑料管將樹干莖流導(dǎo)入測量裝置或收集桶。樹干莖流流量的測定可以用量水計測定或直接用塑料桶直接測定

10.4 如何測定林冠截留

10.5 積雪量的測定方法

選擇測雪路線；在每個測點觀測雪深的同時，測量雪的密度。

測雪的標(biāo)準(zhǔn)儀器是輕便雪尺、取雪器。雪的密度必須重復(fù)測定三次以上，取平均值。流域的平均雪水量，由平均雪深乘以平均密度計算。

10.6 如何測定坡面徑流

體積法：在觀測室導(dǎo)水管下方配置一定斷面面積的蓄水池或容器，根據(jù)蓄水池中水位的變化確定一定時間內(nèi)的徑流量。體積法只能觀測到一定時間內(nèi)的徑流總量，不能觀測徑流過程，為此，經(jīng)常在蓄水池上安裝水位計或量水計以觀測徑流過程。體積法是觀測徑流總量最為準(zhǔn)確的方法，但蓄水池的大小必須保證能夠觀測到符合設(shè)計標(biāo)準(zhǔn)的最大的徑流量，同時又能節(jié)省開支。另外，蓄水池不能漏水。為了減小蓄水池的尺寸，有人提出了九孔分水箱。

溢流堰法：在觀測室導(dǎo)水管的下方安裝銳緣的溢流堰，根據(jù)堰上水頭的變化，利用水力學(xué)公式計算徑流量。水位可以用自計水位計觀測，也可以用水尺或測針直接觀測。溢流堰法能夠觀測徑流的整個過程，但事先必須對溢流堰進行率定。另外，在觀測過程中如果水位計發(fā)生故障，將無法觀測到總徑流量，

混合法：在觀測室中的集水器上緣安裝溢流堰，使其成為堰箱。它的標(biāo)準(zhǔn)尺寸為長1.5m，寬0.4m，高1.0m，堰箱由兩抉厚2～4mm的鐵板內(nèi)隔壁分成相互連通的三部分，以使堰箱在注水時不變形和保持水位一致、穩(wěn)定，中間部分為導(dǎo)水管注水區(qū)，兩邊的一端用作自記水位計的測井，在它的中央安放浮子觀測水位變化。另一端的側(cè)面制作頂角為450、60°或90°的三角形堰，水頭為18～3Ocm，堰頂角的分角線必須垂直地面。堰箱必須放置水平。觀測時當(dāng)水位未達到堰頂，主要借堰箱采用體積法，當(dāng)水位達到溢流口時用溢流堰觀測。

10.7 徑流場選擇的依據(jù)

①徑流場應(yīng)選擇在地形、坡向、土壤、地質(zhì)、植被、地下水和土地利用情況有代表性的地段上。

②.坡面盡可能處于自然狀態(tài)，不能有土坑、道路、墳?zāi)埂⑼炼训扔绊憦搅髁鲃拥恼系K物。

③.徑流場的坡面應(yīng)均勻一致，不能有急轉(zhuǎn)的坡度，植被覆蓋和土壤特征應(yīng)一致。

④.植被和地表的枯枝落葉應(yīng)保存完好，不應(yīng)遭到破壞。

⑤.徑流場應(yīng)相對集中，交通便利，以利于進行水文氣象觀測，同時也利于進行人工降雨試驗。

10.8 徑流場設(shè)計中常用的徑流量測定方法有哪幾種？

體積法，溢烘堰法，混合法

10.9 坡面泥沙的觀測方法

泥沙的觀測方法最為常用的是在觀測室的蓄水池或流水中采取單位水樣，測定含沙量，從而計算泥沙總量。取樣器可以采用瓶式或其他形式。

用體積法觀測徑流時可在雨后一次性取樣，取樣前先測定蓄水池中的泥水總體積，然后對泥水進行攪拌，分層取樣。泥水樣體積一般為1升。取樣后在室內(nèi)過濾、烘干，計算泥沙含量。

泥沙過程的測定可以采用泥沙取樣器進行(Isco6700)

10.10 凈水率

凈水率（kg/l）=（泥水量－干泥重）/泥水樣體積

10.11 凈水量

凈水量（kg、l）=凈水率×泥水總量

10.12 徑流量

徑流量(mm)=凈水量/徑流小區(qū)面積

10.13 徑流系數(shù)

徑流系數(shù)（％）＝徑流量/降雨量×100

10.14 凈泥率

凈泥率（kg/l）＝干泥重/泥水樣體積

10.15 凈泥量

凈泥量＝凈泥率×泥水總量

10.16沖刷量

沖刷量（kg/ha）＝凈泥量×10000/徑流場面積m2

10.17 流域自身對比法

單獨流域法：選擇一個自然流域內(nèi)，對流量和降水量進行多年觀測，積累資料，求出降水與徑流間的定量關(guān)系。

然后對流域按規(guī)劃進行治理，同時對降水和徑流進行觀測，求出治理后降水與徑流的定量關(guān)系。

第三，根據(jù)治理前和治理后降雨徑流的定量關(guān)系，消除因降水不同對流域徑流泥沙產(chǎn)生的影響后進行比較，估算人類活動和森林變化對河川徑流和泥沙的影響。

10.18 平行對比法

選擇幾個相互鄰近、地形、地質(zhì)構(gòu)造、土壤、質(zhì)地、流域面積、溝壑密度等條件類似的流域，在流域出口處修建量水設(shè)施，同時進行降雨、徑流、泥沙等的觀測。所選流域中一個保持原始狀態(tài)作為對照流域，其他的流域進行不同程度的治理（如森林覆蓋率不同、農(nóng)林牧的比例不同、治理程度不同等）

10.19小流域基本情況調(diào)查包括哪些內(nèi)容

⑴收集地形圖、土壤地質(zhì)圖、土地利用現(xiàn)狀圖、森林植被分布圖等各種圖表。

⑵進行植被、土壤、水土流失、水文氣象調(diào)查。

⑶進行土地利用現(xiàn)狀、水土保持現(xiàn)狀、社會經(jīng)濟調(diào)查

⑷從地形圖上量取流域面積、流域長度、計算溝壑密度、平均坡度、溝道的平均比降，從土地利用現(xiàn)狀圖上量算各地類面積，森林覆被率等

⑸分析研究流域與對比流域的相似性。

10.20小流域徑流泥沙觀測斷面選擇時的注意事項

觀測斷面選擇在流域出口，以控制全流域的徑流和泥沙。

觀測斷面必須選擇在河道順直、溝床穩(wěn)定、沒有支流匯水影響的地方。

觀測斷面應(yīng)選擇在地質(zhì)條件穩(wěn)定的地方。

觀測斷面應(yīng)選擇在交通方便、便于修建量水設(shè)施的地方。

10.21小流域測流方法有哪幾類，各類有何特點

斷面法是利用天然河道斷面或人工斷面進行觀測。斷面法不需要修建專門的測流建筑，費用較低，測流范圍大，但精度較低。

測流建筑物法是利用專門修建的測流建筑物進行觀測。

測流建筑物法觀測便利而又精確，但造價比較昂貴，測流范圍也有一定的限制

10.22 水位觀測的主要儀器及其特點

水尺是觀測水位最為基本、最為精確的方法。水尺有直立式和傾斜式兩種。直立式水尺是垂直樹立在水中的尺子，它的讀數(shù)就是水深，是最為常用的水尺。傾斜式水尺是沿岸邊傾斜布設(shè)的水尺，必須通過換算才能求得水深。

水位計是能自動記錄水位變化的儀器，用水位計觀測水位具有觀測方便、節(jié)省人力的特點。

10.23 常用的水位計有哪幾類，各有何特點

常用的水位計有浮筒式水位計、壓力式水位計、超聲波水位計等。

10.24 流速面積法測流的步驟