水文学原理课程总述

'《水文学原理》课程总述1.水文学作为地球物理科学的一个分支，主要研究地球系统中水的存在、分布、运动和循环变化规律，水的物理、化学性质，以及水圈与大气圈、岩石圈和生物圈的相互关系。水文学作为水利学科的重要组成部分，主要研究水资源的形成、时空分布、开发利用和保护，水旱灾害的形成、预测预报、防治，以及水利工程和其他工程建设的规划、设计、施工、管理中的水文水利计算技术。2.地球系统中存在的水之所以发生水文循环现象，原因之一是水在常温下就能实现液态、气态和固态的“三态”相互转化而不发生化学变化，这是水文循环发生的内因；原因之二是太阳辐射和地心引力为水文循环的发生提供了强大的动力条件，这是水文循环发生的外因。水分由海洋输送到大陆，又回到海洋的循环称为大循环或外循环。水分由陆地输送到陆地，又回到陆地，或由海洋输送到海洋，又回到海洋的循环称为小循环或内循环。3.地面分水线包围的区域称为流域。地面分水线与地下分水线重合的流域称为闭合流域，地面分水线与地下分水线不重合的流域称为非闭合流域。闭合流域与周围区域不存在水流联系。较大的流域或水量丰富的流域，由于河床切割深度大，一般多为闭合流域。非闭合流域与周围区域存在地下水流上的联系。小流域或者干旱、半干旱地区水量小的流域，由于河床切割深度浅，一般多为非闭合流域。在水文地质条件复杂的地区，例如岩溶即喀斯特地区，非闭合流域也是常见的。4.流域中大大小小河流交汇形成的树枝状或网状结构称为水系，亦称河系。自然形成的水系多为树状结构，人工开挖形成的平原水系可为网状结构。自然形成的水系虽然形状千变万化，但归纳起来主要有三类：其一为“羽毛状”，其二为“平行状”，其三为“混合状”。羽毛状水系的支流自上游而下游，在不同的地点依次汇入干流，相应的流域形状多为狭长形。平行状水系的支流与干流大体成平行趋势相交汇，相应的流域形状多为扇形。混合状水系的支流与干流的关系介于前两者之间，相应的流域形状也介于狭长和扇形之间。4.对面积相同、水系形状不相同的流域，同样一场暴雨形成的流域出口断面流量过程线明显不同。平行状水系由于各支流汇集到流域出口断面的同时性强，所以产生较尖瘦的洪水过程；羽毛状水由于各支流汇集到流域出口断面的时间相互错开，所以产生较矮胖的洪水过程；混合状水系产生的洪水过程则介于以上两者之间。5.一条河流的长度是指从其起始断面，沿河流中心线至终了断面的距离。它是决定水系槽蓄量的一个重要参数。6.在河流上取两点，其沿河流中心线的长度与该两点之间的直线长度的比值称为这两点之间河段的弯曲率。天然河流一般是弯曲的，长度近似大于10倍河宽的河流很少是顺直的。7.河段上相邻两断面河底的高程差与该两断面之间中心线的长度的比值称为河底比降。显然河底比降沿河长是变化的。在水文学中一般使用平均河底比降这一术语。8.分水线包围区域的平面投影面积称为流域面积，它是水系的集水面积。流域面积是一个重要的地貌参数，几乎所有的其他流域地貌参数都与流域面积有一定关系。第17页共17页 9.从流域出口断面至分水线的最大直线距离称为流域长度，与它正交方向的分水线之间的最大直线距离称为流域宽度。流域面积与流域长度平方的比值称为形态因子，当形态因子减小，其形状是趋于狭长形的。流域面积与周长为流域周长的园面积的比值称为圆度。当流域形状趋于圆形时，圆度趋于1。面积等于流域面积的圆的直径与流域长度的比值称为伸长比。10.单位流域面积上的河流长度称为河网密度；河网密度的倒数称为河道维持常数，又称水道给养面积。11.大气中的液态或固态水，在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象称为降水，降水的主要形式是降雨和降雪，前者为液态降水，后者为固态降水。其他的降雨形式还有露、霜、雹等。12.降雨量(深)——时段内降落到地面上一点或一定面积上的降雨总量称为降雨量。前者称为点降雨量，后者称为面降雨量。点降雨量以mm计，而面降雨量以mm或m3计。当以mm作为降雨量单位时，又称为降雨深。13.降雨历时——一次降雨过程中从一时刻到另一时刻经历的降雨时间称为降雨历时，特别的，从降雨开始至结束所经历的时间称为次降雨历时，一般以min，h或d计。14.降雨强度——单位时间的降雨量称为降雨强度，一般以mm/min或mm/h计。降雨强度一般有时段平均降雨强度和瞬时降雨强度之分。15.降雨笼罩范围的水平投影面积称为降雨面积，一般以km2计。16.从降雨开始至某时刻的降雨量与该时刻时间之间的关系称为降雨量累积过程线，。降雨强度与相应时间之间的关系称为降雨强度过程线。17.时段降雨量与相应时段之间的关系图称为时段降雨量柱状图。18.将区域面积除以区域内雨量站数目得每个雨量站平均代表的面积，称其为雨量站网密度。将每个雨量站观测所得的同一时段的时段降雨量或一次降雨的降雨量点绘在各自的测站位置上，然后按降雨量相同的原则连成光滑线。这样的光滑连接线称为等雨量线。19.降雨特性综合曲线一般指降雨强度与历时关系曲线，这条曲线是一条随历时增加而递减的曲线；降雨深与面积关系曲线，它是一条随着面积增加而递减的曲线；降雨深与面积和历时关系曲线，简称时一面一深曲线。20.，降雨形成的主要物理条件是：大气中必须含有足够的水汽；必须具有使大气中水汽凝结成液态水的动力冷却条件；大气中还应含有吸水性微粒——凝结核，以便形成足够大的液态水摘。若按动力冷却条件分，降雨可分为气旋雨、对流雨、地形雨和台风雨等四类。中国大部分地区处于温带，多为南北向气流，是暖湿气流和冷燥气流交绥地带，因此，气旅雨十分发达。对流雨多发生在夏季酷热的午后，具有降雨强度大、历时短、落区小的特点常常会使小面积集水区形成陡涨陡落的突发性洪水。地形雨多发生在迎风的山坡上，在背风坡，由于大量水汽已在迎风坡释放，因而雨员稀少．形成雨荫。第17页共17页 21.影响降雨的因素：(1)地理位置的影响。低纬度地区，气温高，蒸发大，空气中水汽含量高，故降雨多。(2)气旋、台风路径等气象因子的影响；(3)地形的影响。(4)其他因素的影响。森林对降雨的影响主要表现在它能使气流运动速度减缓，使潮湿空气积聚，因而有利于降雨。此外，由于森林增加了地表起伏，产生热力差异，增加了空气的对流作用，也会使降雨的机会增多。海面和湖面，由于摩擦力小，气流受到的阻力较小，运动速度加快，因此减少了降雨的机会。此外，在温暖季节里，水温比陆地温度低，水面上空的气温可能出现逆温现象，水面上空的气团比较稳定，不易形成降雨。海洋暖流经过的附近地区，贴地层的气温增高，将使得地面上空的气团不稳定、有利于降雨，而在寒流经过的附近地区，情况恰好相反，因而不利于形成降雨。22.区域(流域)平均降雨量计算方法：等雨量线法、泰森多边形法、算术平均法、距离平方倒数法。算术平均法最为简便。在区域(流域)面积不大，地形起伏较小、雨量站分布比较均匀的情况下，采用该法精度是可以得到保证的。泰森多边形法也比较简单，精度一般也较好，但该法将各雨量站权重视为定值不适应降雨空间分布复杂多变的特点。此外，不论雨量站之间的距离有多远，中间是否有地形阻碍，该法一律假定雨量在站与站之间呈线性变化也不一定符合实际情况。等雨量线法在理论上是比较完善的，但要求有足够大的雨量站网密度，而且对每次降雨都必须绘制等雨线图，故计算工作量较大。距离平方倒数法，显然改进了站与站之间的雨量呈线性变化的假设。整个计算过程虽较其他方法复杂，但十分便于用计算机处理。更值得指出的，该法可以根据实际雨量站网的降雨量插补出每个网格格点上的雨量，这就为分布式流域水文模型要求分布式降雨输入提供了可能性。此外，如果发现雨量不与距离平方成反比关系，也容易改成其他幂次，这也是该法的一个特点。实践证明，对长历时降雨，例如年降雨量，上述各种计算区域(流域)平均降雨量的方法，都能得到相近的结果。随着降雨历时的减小，各法计算结果的差异就会越来越明显地显示出来。23.土壤的质地和结构是土壤的基本物理性状。土壤质地系指组成土壤的固体颗粒的主要粒径或粒径的范围，它有定性和定量两方面含义。定性上是指人们对土壤物质的“感觉”。感觉粗糙者，谓之上壤质地粗；反之，谓之土壤质地滑腻。定量上是指土壤中的各种不同粒径的固体腰粒的组成比例。一般将土壤中的固体颗粒的粒径分成三种粒径范围：砂粒、粉粒和枯粒，称之为质地粒组或粒级。土壤结构通常是指土壤中固体颗粒的排列方式、排列方向和团聚状态，有时也指土壤孔隙的几何形状与大小。24.土壤是一个“三相”共存的体系，其中固相为土壤的固体颗粒，液相为土壤水，气相为土壤孔隙中的空气。土壤物理量：固体密度——土块中固体颗粒的质量与其容积的比值，它表示单位固体颗粒容积的质量数，又称平均土粒密度；干容重——土块中固体颗粒的质量与土块总容积之比值；孔隙度——土块中孔隙容积与土块总容积之比值；孔隙比——土块中孔隙容积与固体颗粒容积之比值；土壤含水量——描述土壤中含有水分的情况，又称土壤湿度，常用(1)质量含水率——土块中水的质与固体颗粒质量之比值，旧称重量含水率；(2)容积含水率——土块中水的容积与总容积之比值；（3)饱和度——土块中水的容积与孔隙容积之比值；（4）充气孔隙度——土块中空气容积与总容积之比值，又称相对空气含量。25.第17页共17页 土壤中的水分主要受到分子力、毛管力和重力的作用。土壤中存在的液态水分，根据作用力的情况，可分为束缚水和自由水两类。束缚水又可分为吸湿水和膜状水，而自由水又可分为毛管水和重力水。毛管水还要细分为毛管悬着水和毛管上升水，重力水也可再分为渗透重力水和支持重力水。对一定质地和结构的土壤来说，各种类型的土壤水均存在一个可能的极限值，这些权限值包括最大吸湿量，最大分子持水量，凋菱系数，毛管断裂含水量，田间持水量和饱和含水量等，它们统称为土壤水分常数。最大吸湿量——在水汽达到饱和的空气中，干燥土壤的吸湿水达到最大数量时的土壤含水量，又称吸湿系数。最大分子持水量——膜状水达到最大数量，也就是水膜厚度达到最大时所相应的土壤含水量，它是靠土壤颗粒分子力结合水分的最大值。凋萎系数——指土壤颗粒对水分子的吸力为15个大气压时的土壤含水量。作物品种不同，土壤种类不同，其凋萎系数也不同。田间持水量——土壤中毛管悬着水达到最大时的土壤含水量，它是不受地下水影响条件下土壤在田间或自然状况对所能保持水分的最高数量，也就是说，降雨或灌溉水进入士壤后，若超过田间持水量，则超过部分将不能为土壤保持而以自由重力水形式向下渗透。因此，田间持水量是将土壤水划分为土壤持水量和向下渗透水分的“门槛”。毛管断裂含水量——毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量。当土壤含水量大于此值时，毛管悬着水就能向土壤水分的消失点或消失面转移，反之，连续输移水分就会遭到破坏，并将变为以薄膜水和水汽的形式进行。一般来说，毛管断裂含水量约为田间持水量的65％。饱和含水量——土壤中所有孔隙均被水充满时的土壤含水量称为饱和含水量。饱和含水量与田间持水量之差即为受重力支配的自由重力水。27.土壤水的势能称土水势。它是土壤水与标准参照状态下的水相比较所具有的特定势能。所谓标淮参照状态是指在大气压下，与土壤同温度、具有固定高度的一个假想纯自由水的储水池。显然，土水势是一个表示土壤水势能的相对指标。由于驱使土壤水在两点之间的运动的原因是两点土水势之差，所以事实上只有这种相对土水势的概念才是更重要的。根据土壤水分作用力的分类，对于纯水，土水势可划分为重力势、静水压力势和基模势等三种分势。重力势可用水滴相对于参照状态的位置高度来表示。水滴所处的位置越高，重力势就越大。基模势是指由分子力和毛管力引起的土水势的总称。在非饱和土壤中，由于分子力和毛管力的存在，水分被土壤颗粒吸附。所以基模势总是低于大气压下纯自由水面的势能的，大气压下纯自由水面的势能一般赋予值．故基模势总是一个负值，其最大值为0，而在饱和土壤中，静水压力势总是大于大气压力下纯自由水面的势能的，故静水压力势总是一个正值。基模势可用毛管上升高度来反映。毛管上升高度越大，基模势就越低于大气压力。28.土壤水总势是指各分势的合势。若土壤水各分势之间相互独立，则总势就是各分势的代数和，这是现行计算总势的基本假定，实践证明这个假设是合理的。由于静水压力势和基模势不可能同时存在于土壤水分中，因此必须分开不同情况来给出总势表达式：在饱和土壤中，由于基模势为零，故总势为重力势和静水压力势之和；在非饱和土壤中，由于静水压力势为零，故总势为重力势和基模势之和。土壤水的运动方向总是由总势大的地方指向总势小的地方。当土壤水总势梯度不等于零时，土壤水就处于运动状态；当土壤水总势梯度等于零时，土壤水就处于静止状态。第17页共17页 29.通常称基模势的负值为吸力，由于基模势总是为负值，所以吸力总是为正值。基模势或吸力显然是土壤含水量的函数。干燥土壤吸力最大，随着土壤含水量的增加，吸力逐渐减小，当土壤含水量达到田间持水量时，吸力变为零。吸力与土壤含水量的关系称为土壤水分特性曲线。获得土壤水分特性曲线可以有两种做法；一是从干燥土壤开始，在土壤吸收水分的过程中测定；二是从饱和土壤开始，在土壤脱水过程中测定。实验表明，以上两种获得土壤水分特性曲线的做法得到的不是同一条土壤水分特性曲线。在脱水过程中测定的土壤水分特性曲线位于上方，在吸水过程中测定的土壤水分特性曲线位于下方，两条曲线首尾大体重量，但中间差别明显，犹如一个绳套。当初始土壤含水量介于干燥和饱和之间时，所作出的土壤水分特性曲线位于该绳套之中，并呈现出一个个小绳套，这种绳套现象称为滞后作用，它表明，同样的吸力，在脱水和吸水两个过程中，土壤吸持的水分数量是不同的，脱水过程吸持的水分要大于吸水过程吸持的水分，或者说，当土壤含水量一定时，脱水过程中相应的土壤吸力要大于吸水过程中相应的土壤吸力。引起滞后作用的可能原因：(1)单个孔隙的几何形状不均一性，会产生所谓“墨水瓶”效应；(2)接触角作用。上升中的弯月面的接触角要比下降中的弯月面的接触大。所以在一定含水量条件下，脱水过程中的吸力就要比吸水过程中的吸力高。(3)被包围的空气存在。这必将进一步降低新湿润土壤的含水量，妨碍了达到真正的平衡，使滞后作用更加明显。(4)土壤膨胀、收缩或老化的作用。试验土样的变湿和变干的历时和次数将对土壤结构进而对滞后作用产生影响。空气逐渐溶解到土壤水中，以及溶解于土壤水中的空气逐渐径放也全对滞后作用产生影响。土壤的质地和结构对土壤水分特性曲线的形状及其滞后现象均有明显的影响。砂质土壤孔隙较大，一旦在一定吸力下，这些较大孔隙中的水分排空后，只有少量水分仍被保持，故土壤水分特性曲线的坡度较陡。随着土壤中粘粒含量的增加，同样吸力下土壤含水量均较砂质土壤为高，土壤水分特性曲线的坡度渐渐变缓。团聚结构的土壤被压紧后，必然要降低孔隙宰，特别要降少团粒间大孔隙的容积，故土壤水分特性曲线也要相应受到压缩，从而变得比原来陡峻。滞后作用一般在粗质地土壤中低吸力范围内最为明显，随着土壤中粘粒含量的增加，滞后作用也越来越不明显。30.在非饱和土壤中有A、B两点，它们的位置高度相同，已知土壤水分由B点向A点运动，试比较A、B两点的土壤含水量的大小。31.达西定律及其符号意义。32.控制非饱和土壤水流运动的因素与控制饱和土壤水流运动的因素有所不同。一是两者总势的组成不同。在饱和土壤中，总势由重力势和静水压力势组成，而在非饱和土壤中，总势则由重力势和基模势组成；二是两者的水力传导度不同。饱和水力传导度是一个常数，非饱和水力传导度是土壤含水量的函数。干燥土壤的水力传导度最小，随着土壤含水量的增加，水力传导度也增加。当土壤含水量达到饱和时，水力传导度也达到最大，此即为饱和水力传导度。水力传导度之所以随土壤含水量的增加而增加，原因主要有三：一是由于土壤未达到饱和含水量之前，有些孔隙含有空气，减少了土壤横断面上的导水部分；二是由于吸力增加过程中，最初被抽空的孔隙是最大的那些，这样留给水分流动的只有较小的孔隙了；三是由于随着土壤含水量的减小，孔隙所形成的水流路径的弯曲度将有所增加。33.第17页共17页 土壤含水量沿深度方向的变化曲线称为土壤水分剖面，它描述了土壤含水率在深度方向上的分布情况，故又称土壤含水率垂向分布。根据土壤水分剖面，可以计算出土壤中任一土层，以水深计的含水量。土壤水分剖面在时间上是变化的，并且这种变化与下渗和蒸(散)发的关系密切。34.水分透过土壤层面(例如地面)沿垂直和水平方向渗入土壤中的现象称为下渗。单位时间通过单位面积的土壤层面渗入到土壤的水量称为下渗率，常用单位为mm/min、mm/h等。影响下渗率的主要因素是初始土壤含水量、供水强度和土壤质地、结构等。如果供水强度充分大，则下渗率将达到同初始土壤含水量和同土壤质地、结构条件下的最大值，称此为下渗容量或下渗能力。下渗容量只与初始土壤含水量和土壤质地、结构有关，而与供水强度无关。35.下渗容量随时间的变化曲线称为下渗曲线。显然，对于相同的土壤质地和结构，初始土壤含水量不同，下渗曲线也不同。下渗曲线是以初始土壤含水量为参变量的一簇曲线。但在这簇曲线中，初始土壤含水量为0即干燥土壤的下渗曲线是最基本的一条下渗曲线，因为根据它容易获得不同土壤含水量时的下渗曲线。36.下渗机理：大量的实验表明，下渗曲线是一条递减曲线。根据递减速度的快慢，一般可将下渗曲线划分为三个阶段。第一阶段为渗润阶段，这阶段土壤含水量较小，下渗容量较大，下渗容量随时间递减迅速。第二阶段为渗漏阶段，这阶段，由于土壤含水量不断增加，下渗容量明显减小，下渗容量随时间递减变得缓慢。第三阶段为渗透阶段。在这一阶段，土壤含水量达到了田间持水量以上，下渗容量变得稳定，达到下渗容量的最小值，称为稳定下渗率。土壤水分水分剖面可以划分为四个有明显区别的水分带：最上层为饱和带，这一带厚度不大，一船不到1.5cm，而且随着供水时间的增长，这一厚度变化缓慢。饱和带以下为水分传递带，这是一个土壤含水量沿深度分布比较均匀、厚度较大的非饱和土层，其厚度随供水时间的增长不断增加，土壤含水量介于田间持水量和饱和含水量之间，约为饱和含水量的60％一80％。水分传递带以下为湿润带，它是连接水分传递带和湿润锋的水分带。在这一带中，土壤含水量沿深度迅速威小，并且在下渗过程中不断下移。这一带的平均厚度也大体保持不变。湿润带与下渗水尚未涉及到的土壤的交界面称为湿润锋（又称为湿润锋面或下渗锋面）。在湿润锋处，土壤含水量梯度很大，因此在该处将有很大的土壤水分作用力来驱使湿润锋继续下移。在渗润阶段，由于土壤含水量较小，分子力和毛管力均很大，再加上重力的作用，所以此时土壤吸收水分的能力特别大，以致初始下渗容量很大，而且由于分子力和毛管力随土壤含水量增加快速减小，使得下渗容量迅速递减。进入渗漏阶段后，土壤颗粒表面已形成水膜，因此分子力几乎趋于零，这时水主要在毛管力和重力作用下向土壤中入渗，下渗容量比渗润阶段明显减小，而且由于毛管力随土壤含水量增加趋于缓慢减小阶段，所以这阶段下渗容量的递减速度趋缓。到了渗透阶段，土壤含水量已达到田间持水量以上，这时不仅分子力早已不起作用，毛管力也不再起作用了。控制这阶段下渗的作用力仅为重力。与分子力和毛管力相比，重力只是一个小而稳定的作用力，所以在渗透阶段，下渗容量必达到一个稳定的极小值，这就是稳定下渗率。37.下渗与降雨强度的关系（P96——P97）38.非均质土壤中的下渗（P97——P98）39.下渗后的土壤水分再分布（P100——P103）第17页共17页 40.水分子从物体表面即蒸发面，向大气边散的现象称为蒸发。单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值(当为正值时)称为蒸发率，通常用时段蒸发量表示之，常用单位为mm/h、mm/d、mm/a等，蒸发率是蒸发现象的定量描述。41.蒸发率的大小取决于三个条件：一是蒸发面上储存的水分多少，这是蒸发的供水条件；二是蒸发面上水分子获得的能量多少，这是水分子脱离蒸发面向大气逸散的能量供给条件；三是蒸发面上空水汽输送的速度，这是保证向大气逸散的水分子大于从大气返回蒸发面的水分子的动力条件。动力条件一般来自三个方面：其一是水汽分子扩散作用，其作用力大小及方向取决于大气中水汽含量的梯度，但在一般情况下水汽的分子扩散作用是不大的；其二是上、下层空气之间的对流作用，这是由于近蒸发面的气温大于其上层气温而形成的。对流作用将近蒸发面的暖湿空气带离蒸发面上空，而使其上空的干冷空气下沉到近蒸发面，因而促进了蒸发作用；其三是空气紊动扩散作用。刮风时，交气发生紊动，风速愈大，亲动作用也愈大。紊动作用将使蒸发面上空的空气混合作用大大加快，将空气中的水汽含量冲淡，从而大大促进了蒸发作用。空气紊动扩散作用，由于主要由风引起，所以也称空气平流作用。影响蒸发率的能量条件和动力条件均与气象因素有关，故又可将它们合称为气象条件。在供水不受限制，也就是供水充分的条件下，单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数与从空气返回到蒸发面的水分子数之差值(当为正值时)称为蒸发能力，又称蒸发潜力或潜在蒸发。显然，蒸发能力只与能量条件和动力条件有关，而且它总是大于或等于同气象条件下的蒸发率的。42.确定水面荔发量的理论方法有热量平衡法、空气动力学法、混合法和水量平衡法等，它们都有较强的物理基础，故称为理论方法。43.土壤蒸发过程是土壤失去水分的主要过程。土壤蒸发过程大体上可分为三个阶段：当土壤含水量大于田间持水量时，土壤中的水分可以通过毛管作用源源不断地供给土壤蒸发，差不多有多少水分从土壤表面逸散到大气中去，就会有多少水分从土层内部输送至表面来补充，这种情况属十充分供水条件下的土壤蒸发。随着土壤蒸发的不断进行，土壤含水量将不断减小。当土壤含水量小于田间持水量后，土壤中毛管连续状态将逐步遭到破坏，通过毛管输送到土壤表面的水分也围此而不断减少。在这种情况下，由于土壤含水量不断减小，供给土壤蒸发的水分会越来越少，以致土壤蒸发将随着土壤含水量的减小而减小，这一阶段一直要持续到土壤含水量减至毛管断裂含水量为止。此后，土壤中的毛管水不再呈连续状态存在于土壤中，依靠毛管作用向土壤表面输送水分的机制将遭到完全破坏。此后，土壤水分只能以膜状水或汽态水形式向土壤表面移动。由于这种仅依靠分子扩散而进行水分输移的速度十分缓慢，数量也很小．故在土壤含水量小于毛管断裂含水量以后，土壤蒸发必然很小而且比较稳定。土壤蒸发过程的不同阶段有着不同的定量规律，其数学表达式见P117式（7-31）。影响土壤蒸发的因素可分为两类：一是气象因素，二是土壤特性。44.植物散发是发生在土壤—植物—大气系统中的现象，因此，它必然受到气象因素、土壤含水量和植物生理特性的综合影响。45.第17页共17页 流域上不同蒸发面的蒸发和散发总称为流域蒸散发，也叫流域总蒸发。一般情况下，流域内水面占的比重不大；基岩出露、不透水路面和屋面占的比重也不大；冰雪覆盖仅在高纬度地区存在。因此，对于中、低纬度地区，土壤蒸发和植物散发是流域蒸散发的决定性部分。根据流域上蓄水情况，应当将流域蒸散发分为三个不同的阶段，但与土壤蒸发和植物散发规律之区别显然是在于临界土壤含水量的取值上。对于流域蒸散发来说，第一个临界流域蓄水量应该略小于田间持水量，而第二个临界流域蓄水量应该比毛管断裂含水量小。P128式（7-49）。46.在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面为界可把土柱划分为两个不同的含水带。地下水面以下，土壤处于饱和含水量状态，是土壤颗粒和水分组成的二相系统，称为饱和带或饱水带。地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时存在的三相系统，称为包气带或非饱和带。47.包气带水分动态是指包气带中水分含量及水分剖面的增长与消退过程。P13748.包气带对降雨的再分配作用P138-P14149.霍顿产流理论的基础是包气带的“筛子”作用和“门槛”作用。50.均质包气带产流的物理条件是：(1)超渗地面径流产生的物理条件是雨强大于地面下渗容量(2)地下水径流产生的物理条件是整个包气带土壤含水量达到田间持水量。壤中水径流产生的物理条件是：(1)包气带中必须存在相对不透水层，并且上层土壤的质地比下层粗。(2)至少要卜层土壤的含水量达到田间持水量。饱和地面径流产生的物理条件是：(1)存在相对不适水层，且上层土壤的透水性很强，而下层土壤的透水性却弱得多。(2)上层土壤含水量达到饱和含水量。原先为壤中水径流后又渗出地面而变成饱和地面径流的径流成分称为回归流。回归流形成的条件是：山坡上壤中流比较发育，而坡脚处又易形成出露地面的饱和带51.山坡产流过程：当降雨到达山坡地面后，即遇到在确定山坡径流形成机制中起重要作用的“筛子”作用。当雨强大于地面下渗容量时，不能被土壤吸收的那部分超渗雨成为地面径流，这就是超渗地面径流，又称霍顿坡面流。如果降水首先被土壤所吸收，那么它就可能储蓄在土壤中，也可能以不同的路径进入河槽。如果土壤和岩石是深厚的，而且具有均匀进水性，则壤中水可以垂直向下运动到饱和带，然后以曲线路径进入邻近的河道。但地质结构的不均匀性可以破坏这种简单的水流路径。由于地下水的流速通常是缓慢的，而且路径又很长，所以大部分地下水只能贡献给两次暴雨之间的基流。只有一小部分地下水流贡献给河流的洪水过程线。这部分基流和其他来源的径流一起加到河流水流上，对确定洪峰流量是重要的。在透水性很好的岩石，例如石灰岩和具有大断裂系统的基岩中，地下洞穴中的水的流动速度可能很快，以致河流水流中的相当大部分来自于地下水。然而，一般地，在地下取很长路径的水流控制着河流的基流，而并非暴雨径流。如果在土壤和岩石的浅层处，渗透水遇到一阻水层，则一部分水将改变流向，以较短的路径到达河槽。这种水流不仅流程短，而且流速大，因此它流达河槽比上述地下水要快得多，通常对洪水过程线有较大的贡献。这种水流称为壤中水径流。在山坡的某些部分，垂直和水平渗透可以使土壤成为饱和状态。当这种情况出现时，一部分按浅层壤中水径流轨第17页共17页 迹运动的水流将从土壤表面出露，并以地面径流的形式到达河槽。这种径流成分现在叫做回归流。降落在饱和面积上的雨水是不能下渗的，但却可以沿着地面流动，这种称之为直接降雨对饱和面积的贡献是很难从回归流中分离出来的。因此，由这种原因形成的暴雨径流有时一并称为饱和地面径流，这种在地面运动的水流可以获得相当的速度在暴雨期间到达河槽，因此源于这种机制的径流对暴雨洪水过程是有贡献的。52.组合产流类型、发生条件及影响总径流的因素，P153表8-253.从总径流的形成来看，次降雨一径流关系只可能有三种情况(1)如果只有超渗地面径流，则次降雨一径流关系为：(2)只要总径流中包含地下水径流，次降雨一径流关系就可表达为：(3)当总径流中包含壤中水径流而不包含地下水径流时，次降雨一径流关系变为：进一步再把影响次降雨一径流关系的因素概括，则上述三类次降雨一径流关系又可变成两种基本情况，其中第一种情况是次降雨一径流关系受雨强影响，第二种情况是次降雨一径流关系不受雨强的影响。因此，如着眼于影响次降雨一径流关系的因素，则自然界的产流只有两种基本模式：(1)“蓄满”产流模式。次降雨与总径流的关系受雨强的影响；(2)“超渗”产流模式。次降雨与总径流的关系不受雨强的影响。这里所谓“超渗”产流和“蓄满”产流显然是针对一次降雨形成的总径流而言的，离开这个前提，“超渗”产流和“蓄满”产流之分就没有什么实际意义了。应用“蓄满”产流模式只能确定一次降雨的总径流量，而不能把其中包含的不同径流成分分割出来，也不能精确地给出产流量的时程分配。54.由于突然注入一定水量而在河道里增加的流量称为波流量。波流量从河道上游向下游运动，就产生了河道里的洪水波运动。波流量的存在是河道洪水波运动的基本物理特征之一。洪水波的几何特征包括波体、波高、波锋和波长，洪水波的运动特征则可用附加比降、相应流量(水位)和波速等来描述。附加比降——波体水面相对于稳定流水面的比降。附加比降可近似地用波体的水面比降和稳定流水面比降的差值来表示。附加比降可正可负。涨洪时，即对于波前，附加比降为正；落洪时，即对于波后，附加比降为负。55.观察表明，当河段中无旁侧人流时，河段上、下两个断面的水位过程线和流量过程线之间呈现的差异通常是：(1)洪水波上任一位相的水位和流量在河段下断面出现的时间总是迟于在上断面出现的时间。这个时差称为该位相的水位或流量的传播时间，(2)河段下断面的流量过程线的形状一般要比上断面的低平矮胖一些，具体来说，洪峰及其相近的流量一般要衰减，而其余位相的流量则一般要增加。通常称第一个现象为洪水被的移行，而称第二个现象为洪水波的坦化。洪水波的移行与坦化虽然表现形态不同，但却是在洪水波运动过程中同时发生的现象。洪水波的移行和坦化必然导致洪水波在传播过程中峰现时间的延迟和洪峰流量的衰减。洪峰流量的传播时间和衰减值一般与河段的水力特征和长度有关。对于一固定河段，洪峰流量增大，一般洪峰衰减值也有所增加，但传播时间却有所减小。56.对单峰形洪水波而言，任何断面上洪水波的最大特征值出现的先后次序是：最大比降、最大流速、最大流量，最后才出现最高水位。57.第17页共17页 按照波长与水深的对比关系，通常可把水流的不稳定波动划分为两类：波长比水深大得多的不稳定波动称为浅水波；波长远小于水深的不稳定波动称为深水波。在天然河流或人工渠道中出现的洪水波一般属于浅水波；深水波则一般发生在水深远大于河流湖泊水深的海洋之中。按照流量或水位随时间变化的程度，水流的不稳定波动又可分为急变流和缓变流两种：急变不稳定流是流量或水位随时间变化剧烈的波动，如馈坝波等；缓变不稳定流则是流量或水位随时间变化比较缓慢的波动。天然河流或人工渠道中，由暴雨径流、水电站运行或闸坝放水形成的洪水波一般都是缓变不稳定波动。缓变不稳定流具有两个重要特征（1）流线曲率很小，基本上互相平行；（2）动水压力的分布大致与静水压力分布相同。河道洪水波是一维缓变不稳定浅水波，描写这种水流运动的基本微分方程组由连续性方程和动力方程组成。水流的连续性方程表明，在不考虑河道旁侧入流的情况下，河道洪水波运动过程中，过水断面面积随时间的变化与流量沿河长的变化是相互抵消的。水流元素的动量变化包括局地(即时间)动量变化和迁移(即空间)动量变化。58.水流不稳定流动的动力方程（也称运动方程、动量方程或能量方程）五部分组成：由空间加速度引起的惯性项，称为空间惯性项；由时间加速度引起的惯性项，称为局地惯性项或时间惯性项；重力项；压力项和阻力项。一般为简便计，把空间惯性项和局地惯性项合称为惯性项。59.按动力方程中各项作用力的对比关系，把洪水波分成四类：运动波、扩散波、惯性波和动力波，详见表10—20。运动波是一种没有坦化现象的洪水波。但运动被却是一种可能有变形现象的洪水波，这取决于运动波波速。如果波速不随水深或流量而变，则运动波不发生变形；如果波速随水深或流量而变，则由于水深大时波速大，水深浅时波速小，运动波在传播过程中就要发生扭曲变形现象，其结果使得运动波的波前越来越陡，最终导致运动波的破碎，即消失。运动波的波速一般比同流量下的断面平均流速大。扩散波与运动波不一样，在运动中必然发生坦化变形现象。扩散波的水位~流量关系是一条逆时针绳套曲线。运动波可视做扩散波的一个特例。中国大多数河流的中、下游河段的洪水波一般属于扩散波。对于同一条河流，从河流的上游到下游，其水位一流量关系，逐渐由单一曲线转变为绳套曲线，愈向下游水位流量关系的绳套愈大。由于从河流的上游到下游由于河底比降越来越小，以致附加比降的作用越来越明显。因而水位流量关系的绳套越来越大。所以对同一条河流来说，从河流的上游到下游往往经历着从运动波到扩散波的演变。水库洪水波接近于惯性波。同一河段，在建库前后，洪水波运动之所以存在较大的差别，就是因为在建库前的河道洪水波是扩散波，而建库后的洪水波就变成了惯性波。60.由小扰动分析可知：线性运动波和线性惯性波在运动过程中洪峰流量既不衰减也不增强；线性扩散波的洪峰流量总是衰减的；线性动力波的洪峰流量在运动中是否衰减，取决于弗劳德数Fr，对主要波来说，Fr＜2时衰减，Fr＝2时既不衰减也不增强，Fr＞2时洪峰反而增强，对于次要波来说，不论Fr为何值，动力波的洪峰流量总是衰减的。61.第17页共17页 在洪水波运动情况下，由于涨洪时河段槽蓄量增加，而在落洪时河段槽蓄量又会减少。即涨洪时会有一部分水量暂时蓄在河段中，而在落洪时这部分水量又会慢慢地泄放出来，这种现象称为河槽调节作用。河槽调节作用与洪水波的附加比降有密切关系。附加比降大在一次洪水过程中河槽蓄量的变化大，河槽调节作用也就大。反之，附加比降小，河槽调节作用也就小。河槽调节作用的存在也是河道洪水波运动的一个基本物理特征，通过对河槽节作用的分析也能揭示河道中洪水波的运动规律的。河段的槽蓄量取决于河段中的水位沿程分布，即水面曲线的形状。由于河段中每一断面的水位与流量又存在着一定关系。因此．归根结底，河段的槽蓄量是流量沿程分布和断面水位一流量关系的函数，换言之，W=f（流量沿程分布，断面水位一流量关系)——槽蓄方程。62.河段的槽蓄与下断面流量呈单一关系的河段长称为特征河长。特征河长仅与河道的水力要素（流量、河底比降和水位一流量关系坡度）有关，因此，特征河长是河道水力特征的综合参数。但知，河道的水力特征又决定着河道洪水波运动的特点，所以特征河长必然与河道洪水波运动发生的关系。事实上，如果，则，由于这时相当于，故就是运动波的特征，而特征河长不为零正是扩散波的特征。扩散系数与特征河长具有相同的物理意义。63.槽蓄曲线的坡度就是河段的传播时间。槽蓄曲线的这一性质是确定槽蓄系数的重要依据。当蓄量方程式为线性时，退水方程为指数函数，而当蓄量方程为幂函数时，退水方程也是一个幂函数。64.影响枯水期河流中流量消退快慢的主要因素：一是退水开始时洪峰流量的大小。在以超渗产流为主的流域中，由于几乎没有地下水径流或地下水径流很少，枯水期退水主要是流域地面蓄水量的消退，而地面茵水量的多寡与消退快慢可用洪峰流量来反映，洪峰流量大，相应的地面蓄水量多，枯水期迟水就比较缓慢，反之则地面蓄水量少，枯水期退水就较快。二是潜水蒸发。潜水蒸发是影响地下水退水的主要因素。一般在潜水蒸发大的季节地下水退水快，而在潜水蒸发小的季节地下水退水较侵。这种影响在流域地下水埋深较浅时更为明显。三是径流成分的比重。在湿润地区，流域蓄水量一般包括地面蓄水量和地下蓄水量，其比值与降雨强度有关，降雨强度大，地面蓄水量比重大，因而枯水期流量消退快；反之则地下苦水量比重大，因而枯水期流量消退慢。四是苦水量沿河长的分布情况。当蓄水量主要集中在上游时，枯水期的流量消退就较慢。65.坡面水流具有下列明显特点：（1）在水体沿坡面运动过程中不断有降雨注入，也不断有雨水蒸发到大气中和下渗到土壤中；（2）坡面水深一般远小于河道水深，因而坡面水流受到地表粗糙程度的影响远较河道水流为大；（3）在大多数情况下，特别是山区流域，坡面的坡度要比河道的坡度大得多；（4）坡面的长与宽一般量级相当，不像河道那样河长远大于河宽。66.由于坡面一般不长，并且陡峻、粗糙，因此对于常遇的降雨强度，一般把坡面水流作为运动波处理常常是能取得好的精度的。67.洪水演算旨在根据河段上断面的洪水过程推求河段下断面未来的洪水过程．可分为流量演算和水位演算两种情况。洪水演算也称河段汇流计算。具有物理基础的洪水演算方法的理论依据是洪水波在河道中的传播规律。描述洪水波在河道中传播规律的物理途径主要有两类：一是利用圣维南方程组描述河道洪水波运动；二是利用河段水量平衡方程式和槽蓄方程式描述河道洪水波运动。基于前一种途径的洪水演算方法称为水力学法。基于后一种途径的洪水演算方法称为水文学法。68.始终维持在一个单位强度的入流称为单位入流，在一个有限时段内维持一个单位强度的入流称为单位矩形入流，强度极大(→∞)，历时极短(→第17页共17页 0)但总量为1个单位的入流称为单位瞬时脉冲入流。单位瞬时脉冲入流可用δ—函数来表示（性质见P213）。单位瞬时脉冲入流就是单位入流对时间t的一阶导数。69.对洪水演算来说，由单位入流形成的出流过程称为S—曲线；由单位矩形入流形成的出流过程称为时段单位线；而由单位瞬时脉冲形成的出流过程称为瞬时单位线。S—曲线具有下列特征：当t=0时，S(x，t)＝0；当t→∞时，S(x，t)→1；时段单位线，性质：；瞬时单位线70.康吉运动波演算公式中参数x的与洪水波波速、洪水波扩散系数和河段长等因素有关。而且由于扩散系数始终为正，所以总是有x≤0.5。特别地，当扩散系数为零时，x=0.5是相应于运动波的情况的。71.河段上断面入流为单位脉冲序列时所形成的河段下断面出流序列称为汇流系数。72.天然河道横断面的流速分布是不均匀的：从垂线方向看，流速从水面附近向河底逐渐减小。从水平方向看，流速从中弘部分向两岸逐渐减小。其中最大流速出现在中弘部分的水面附近，而最小流速出现在紧贴河槽周壁的地方，并为零。断面流速分市不均匀必然导致：同一时间从河段上断面进入的水量将不可能在经过一定时间后同时到达河段的下断面，其中流速大的水质点必然先到达，流速小的水质点必然迟到达。换言之，上断面一个时刻的入流，一定要分成若干个时刻流出下断面，这就是汇流系数的实质。73.流域产流持征通常可以从以下几方面进行分析论证：(1)根据流域所处的气候条件。(2)根据其中典型山坡流域的包气带结构和水文动态。(3)根据出口断面流量过程线的形状，尤其是它的退水规律。(4)根据流域中地下水动态观测资料。(5)根据影响次降雨—径流关系的因素。74.降雨过程中，流域上产生径流的部分称为产流区，产流区所包围的面积称为产流面积。75.以流域包气带达到田间持水量时的土壤含水量为纵坐标，以小于等于该所占的流域面积比重为横坐标所得到的曲线称为流域蔷水容量曲线。该曲线具有下列性质：(1)流域蓄水容量曲线是一条单增曲线。(2)曲线上任—点的纵横坐标值表示流域中小于等于值的流域面积所占的比重。(3)这条曲线所包围的全部面积等于流域蓄水容量或最大持水量，也就是当全流域各处包气带均达到田间持水量时流域包气带的含水量，用Wm表示。(4)对一个流域来说，流域蓄水容量曲线是惟一的；(5)这条曲线不能具体表示流域上具体地点包气带的缺水量情况。76.流域饱和容量曲线与流域蓄水容量曲线之间的面积即为当全流域达到饱和含水量时土壤中重力水的全部含量。77.以地面下渗容量fp为纵坐标，以小于等于该地面下渗容量所占的流域面积比重为横坐标所得的曲线称为流域下渗容量分配曲线。其基本性质是：(1)对于一个流域来说，流域下渗容量分配曲线不是唯一的，而是一组以初始流域土壤含水量W0第17页共17页 为参变数的曲线。(2）全流域干燥时对应的流域下渗容量分配曲线是流域下渗容量分配曲线簇的上包线；而全流域包气带达到田间持水量时对应的流域下渗容量分配曲线是该曲线簇的下包线，它即为流域稳定下渗率分配曲线。(3）该曲线不能给出流域上具体地点的下渗容量。78.蓄满产流的总径流量是受控于包气带田间持水量的，即在包气带水量平衡方程式中，当时，就产流，否则就不产生径流。因此，在降雨空间分布均匀的情况下，蓄满产流的产流面积变化可用流域蓄水容量曲线来阐明。蓄满产流的产流面积变化有如下特点：(1)随着降雨量的不断增加，产流面积不断增大。(2)产流面积的变化与降雨强度无关。(3)全流域发生蓄满产流的条件是。79.超渗地面径流产生的条件是雨强大于地面下渗容量，因此，在降雨空间分布均匀的情况下，超渗地面径流的产流面积变化可用流域下渗容量分配曲线来闻明。超渗地面径流的产流面积变化有下述特点：(1)随着降雨历时的增加，产流面积有时增大，有时减小。(2）产流面积的大小与降雨强度和初始土壤含水量有关。(3）一次降雨过程中，全流域超渗产流与局部流域超渗产流可能是交替出现的。80.蓄满产流总径流量的基本公式在蓄满产流模式下，总径流量只是降雨量P、雨期蒸散发E和初始流域蓄水重W0的函数。常见的流域蓄水容量曲线的线型主要有指数型和抛物线线型。对于闭合流域，流域蓄水容量曲线以采用抛物线线型为宜。此时，欲建立流域降雨—径流关系，只须事先给定流域蓄水容量Wm和抛物线指数b。此时因为此时若蓄满产流总径流量中只包括土层达到稳定下渗以后的超渗地面径流和地下水径流，则可以通过下述分析把这两种径流成分分割开来。这种情况主要发生在均质包气带的情况下。由霍顿的地下水径流形成机制可知，只有在包气带土壤含水量达到田间持水量后，下渗水量才能成为地下水径流。因此，对蓄满产流来说，只有产流面积上才有地下水径流形成，而在末产流面积上是不会有地下水径流产生的。一场空间分布均匀的降雨究竞能形成多少地下水径流取决于下面三项因素：(1)产流面积。(2)产流面积上雨强与稳定下渗率的对比关系。(3)稳定下渗率在流域上的空间分布。由于在蓄满产流情况下，总径流的径流系数就是产流面积，。因此，一场降雨形成的地下水径流量为第17页共17页 （P261）.81.根据超渗地面径流形成机制，超渗地面径流量可按下式确定因此，只要确定了一场降雨过程中每一时刻的雨强和下渗容量的对比关系，就能求得这场降雨的超渗地面径流量。因雨强是实测的，故问题就在于如何求得任一时刻的地面下渗容量了。由下渗理论可知，任何时刻的地面下渗容量取决于该时刻的土壤含水量及其垂线分布。因此，要精确地求出任一时刻的地面下渗容量并非易事。但如果假设地面下渗容量只与土壤含水量有关，而与土壤含水量的垂线分布无关，或者说，土壤含水量的垂线分布总是均匀的，则根据流域最干早（W0=0）情况下的那条下渗曲线就可以求出降雨过程中任何时刻的地面下渗容量。如果只用一条下渗曲线来计算流域的超渗地面径流量，那么前提应当是流域上土质均匀，包气带厚度大体一致，而且降雨强度的空间分布均匀。可见用一条下渗曲线，只能计算小流域的超渗地面径流量。若要处理大一些流域的超渗地面径流量的计算问题，就必须把流域划分成许多小单元，并最好使用流域下渗容量分配曲线来计算超渗地面径流量。只应用一条下渗曲线计算流域超渗地面径流量的具体方法有列表计算法和图解计算法两种。82.根据流域平均降雨量过程与相应的出口断面流量过程之间的一一对应关系，可计算出各场洪水的降雨量和产生的径流量，分析影响因素，就可建立以影响因素为参变量的降雨量与径流量之间的经验相关关系，称为降雨径流相关图。常用的是降雨径流三变数相关图（P～R～Pa），其特点是：（1）P～R曲线是上不为直线，下部为曲线的一族曲线；（2）Pa等距时，P～R曲线的上部为一族等距平行直线；（3）Pa等值线的数值是自左至右增大的；（4）P～R(Rs)线的坡度随P的增大而减缓；（5）P～Rs曲线的坡度也不小于450，P～R曲线的坡度可以为450。83.下渗曲线法适用于以超渗产流为主的干旱地区，求得是超渗地面径流量；流域蓄水容量曲线法适用于以蓄满产流为主的湿润地区，求得的是包括几种径流成分且必包括地下水径流的总径流量。对于降雨径流相关图，根据其所考虑的影响因素，它既可适用于以蓄满产流为主的湿润地区，也可适用于以超渗产流为主的干旱地区。84.降落在流域上的降水水滴，扣除损失后，从流域各处向流域出口断面汇集的过程称为流域汇流。流域汇流被划分为坡地汇流和河网汇流两个阶段，（2）流域出口断面的洪水过程线一般由槽面降水、坡地地面径流和坡地地下径流（包括壤中水径流和地下水径流)等径流成分汇集至流域出口断面所形成。85.不同径流成分由于汇集至流域出口断面所经历的时间不同，因此在出口断面洪水过程线的退水段上表现出不同的终止时刻。槽面降水形成的出流终止时间最早，坡地地面径流的终止时间次之，然后是壤中水径流终止时间，最迟的是坡地地下水径流。第17页共17页 86.降落在流域上的雨水水滴汇集至流域出口断面所经历的时间称为流域汇流时间。地面水流域汇流时间τω=地面水坡面汇流时间τL+河网汇流时间τr。一般使用最大流域汇流时间、平均流域汇流时间和流域滞时等来衡量一个流域或不同径流成分的流域汇流时间的大小。最大流域汇流时间——流域中最长汇流路径的水摘与其平均速度的比值。平均流域汇流时间——流域上各水滴在流达出口断面时间的平均值。流域滞时——指净雨中心与相应的出流过程形心之间的时差。流域滞时是与平均流域汇流时间等价的。87.出流洪峰迟于净雨峰的现象称为洪水过程线的推移；出流洪峰小于净雨峰的现象称为洪水过程线的坦化。对洪水过程线推移与坦化机理的揭示和模拟是流域汇流研究的根本任务。88.洪水形成过程中所呈现出的流域蓄水量增加和减少现象称为流域调蓄作用。成因：（1）降水并不是从一个地点注入流域的。同一场降水，降水注入点离开出口断面必然有远近之分。因此，即使流域上不同位置的水滴具有相同的速度，同一时刻流入的净雨量也不可能同时流出流域，那些距离出口断面较远的水滴将暂时持留在流域中，引起时段内流域蓄量的变化，导致洪水过程线的推移和坦化。（2）实际上由于流域各处水力条件(如糙率、坡度……)不同，流域各处水滴的速度也是不同的。换言之，水滴速度在流域上的分布是不均匀的。因此，即使水滴离开出口断面距离相同，同一时刻降落的水滴也不会同时流出流域出口断面，那些速度较慢的水而必将暂时持留在流域中，引起流域蓄量的变化，导致洪水过程线的推移和坦化。89.流域调蓄作用的水量平衡方程式，流域蓄量通常不仅取决于入流和出流，而且还与它们的各阶导数有关。流域蓄量方程中至少有一个系数为I和Q的函数时为非线性流域蓄量方程，否则为线性流域蓄量方程。特别地，当仅b0不为零时，流域蓄量方程就变为，此即为水库蓄量方程，因此称相应的流域调蓄作用为“水库”作用。90.面积~时间曲线的形状取决于流域形状和所取水滴的速度。91.一个流域汇流系统，如果既满足叠加性又满足均匀性，则称为线性流域汇流系统，否则称为非线性流域汇流系统。叠加性——n个输入之和产生的总的系统响应等于每个输入产生的响应的代数和。叠加性意味着一个输入的存在并不影响其他输入所产生的响应。叠加性实际上就是互不干扰性。均匀性——若将输入的n倍施加于系统，则产生的系统响应等于原输入产生的响应的n倍，均匀性又称为倍比性。线性流域汇流系统又可分为时不变和时变两种情况。一个线性流域汇流系统，如果系统标符中Φ包含的参数均为常数，则称为线性时不变流域汇流系统。反之，如果Φ中包含的参数随时间而变，则称为线性时变流域汇流系统。92.流域上分布均匀，历时趋于零，强度趋于无穷大．但净雨量（净雨强度与净雨历时的乘积）等于1个单位的净雨，称为单位瞬时脉冲净雨，在数学上可用δ-函数表示。93.由降水或融雪形成的．沿着流域的不同路径流入河流、湖泊或海洋的水流，称为径流．其中沿着地表流动的水流称为地表径流．沿土壤表层相对不透水层界面流动的水流，称为表层流（或称壤中流）；在地表以下沿着岩土空隙流动的水流称为地下径流。94.径流的表示方法：第17页共17页 （l）流量Q流量是指单位时间内通过某一过水断面的水最，常用单位为m3/s。各个时刻t测出的流童按时序可点绘成流量过程线Q~t。日、月、年平均流量等于该时期的径流总量除以该时期的秒数。（2）径流总量W一定时段内（日、月、年）通过河流某一断面的总水量，称为径流总量，单位为m3、万m3或亿m3，一个时段的径流总量为式中Q——该时段内的平均流最，m3/s，T——时段长，s（3）径流深R某一时段内的径流总量平铺在全流域面积上所得的水层深度，称为径流深，单位为mm，其关系式如下：式中F——流域面积，km2（4）径流模数M单位流域面积上所产生的某种流量称为径流模数，单位为m3/(s•km)，将流域面积除流量即得。表达式为（5）径流系数α网一时段内的径流深R与降雨量P的比值，称为径流系数，以小数计，即95.影响径流的因素可分为三类：（1）流域气候因素降雨对径流有直接影响。一般降雨量大，径流量也大。如其它影响因素不变，当降雨量相同，降雨历时愈短，即降雨强度愈大，所产生的洪峰流量也愈大，流量过程线呈尖廋形。降雨的空间分布对径流量有影响响，空间分布均匀的降雨，产流量相对较小．暴雨中心位于在下游，洪峰流量则较大；暴雨中心位于在上游，洪峰流量就要小些。蒸发也是直接影响径流的因素，燕发量大，水体损失量也大，径流量就小。但是，不同时段和不同地区对径流的影响是不同的．例如年蒸发量对于该年的径流量影响较大，而暴雨期间的蒸发量对于本次暴雨产生的径流量影响很小。又如蒸发在湿润地区对径流的影响，不如在干早地区所造成的影响大。温度和湿度主要影响蒸发过程。（2）地理因素流域的地理因素包括流域的地理位置、流域的大小、形状、河道特征、土壤、植彼以及湖泊、沼泽等，它们从不同的角度对径流产生影影响。流域的形状影响汇流过程；河道特性影响水流输送和调蓄能力；土壤植被影响雨水下渗和值物截留过程；流域地形影响汇流速度和停滞过程。但是，这些地理因素在一定时期内自身的变化是不大的，一般称为缓变因素，不象气候因素，本身变化极大，称为急变因素。（3）人类活动因素人类在河流上兴修水工建筑物、大面积灌溉和排水、水土保持措施、土地利用方式的改变和城市化及工业化等活动，称为人类活动。它直接或间接地影响着径流，同时产生各种水文效应。修建第17页共17页 水库可以调节径流，年调节水库可以调节径流的年内分配，多年调节则可以调节径流的年际分配。大规模灌溉会引起河川径流量及其年内分配的改变、流域蒸发增加，地下水位抬高，灌区气温和湿度也会有所变化。森林牧草地区能增加土壤渗蓄雨水的能力，表层土壤含水量大，可起到减少水土流失和削减洪峰的作用。城市化地区，由于多数为不透水地面，地面径流大量增加，造成城市的洪涝威胁。第17页共17页'