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

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

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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？

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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

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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？

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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

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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

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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）。

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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。

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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。

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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。

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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。

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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

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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。

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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

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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。

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