径流形成原理

水文循环就是：自然界中谁飞不断蒸发、输送和凝结，形成降水、径流的循环往复过程。
水分循环的能量是太阳辐射。根据水分循环的过程的整体性和局部性，水分循环可分为大循环和小循环两类。海洋——大陆——海洋，称为大循环。海洋中的水汽凝结后直接降落到海洋或者陆地降水没有流归海洋之前又蒸发到空中的局部循环称为小循环。
第六章下渗
下渗：水分从地表渗入地下的现象，河流和水库的渗漏就是下渗现象。对降雨径流而言，下渗是指降落到地面上的雨水从地面渗入土壤内的现象。下渗是径流循环的重要环节。
【简答】下渗过程：当降雨持续不断地降在干燥土层表面时，雨水将从包气带上界不断地渗入土壤。下渗过程分为三个阶段：（1）渗润阶段，特征是土壤干燥，下渗强度大，随着土壤含水量的增加，下渗强度明显衰减；（2）渗漏阶段，特征是土壤具有一定湿度，土壤含水率变化大而下渗强度变化缓慢；（3）渗透阶段，特征是土壤下渗强度小而稳定。一般将前两个阶段统称渗漏阶段，渗漏阶段属于非饱和水流运动，渗透则属于饱和水流的稳定运动。
水面蒸发：在自然条件下，水面的水分从液态转化为气态而逸出水面的物理过程，水面蒸发分为水分汽化和水分扩散两个过程。
水面蒸发的观测方法：器测法，经验公式法，热量平衡法彭曼法
土壤蒸发是土壤中所含水分以水汽的形式进入大气的现象，土壤蒸发过程是土壤失去水ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ的过程或干化过程。
【简答】土壤蒸发的过程及影响因素。土壤蒸发过程分为三个阶段：第一阶段土壤含水量达到饱和或大于田间持水量，土壤十分湿润，水充满全部孔隙，并存在自由重力水。第二阶段：毛管水的连续状态不断遭到破坏，毛细管的传导作用不断减弱，向上输送水分的强度降低，蒸发速度逐渐减小。第三阶段：土壤含水量小于毛管断裂含水量，毛管水连续状态被破坏，毛细管的传导作用停止，水分只能以薄膜水和气态水的形式向上移动，蒸发主要为水汽扩散输送。影响土壤蒸发的因素有：①气象因素，如温度、湿度、风速等；②土层自身因素，如地下水埋深、土壤质地、土壤色泽、土壤表面特征及地形等因素。
下渗率也叫下渗强度：单位时间内渗入单位面积土壤中的水量，常用mm/min或mm/h计。
充分供水条件下的下渗率称为下渗能力或下渗容量。
下渗过程土壤含水量的垂向分布：1饱和带2水分传递带3湿润带4湿润锋。
下渗的经验公式：1霍顿公式2霍尔坦公式
3考斯加柯夫公式
第七章蒸发与散发
水从液态或固态变成气态的过程叫蒸发，植物根系吸收水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散发或蒸腾。其中蒸发面为水面时称为水面蒸发；蒸发面为土壤时称为土壤蒸发；蒸发面为植物枝叶时则称为植物散发。
第三章降水
降水：大气中的水汽饱和凝结后，以液态或固态的形式到达地面的现象。
降水的主要形式是降雨和降雪，其他形式还有雹、霰、露、霜等。
降雨的类型：对流雨、地形雨、锋面雨、气旋雨。
降雨的三个要素：1充足的水汽2上升运动3冷却凝结。
降雨的基本要素：刻画降雨的特征数值。
1降雨量：在一定时段内降落在某一面积的总雨量。次降雨量是指某次降雨量开始至结束时连续一次降雨的总量。降雨量通常以深度单位mm表示，即在一定时段内降落在单位水平面积上的雨深。
径流模数：流域出口断面与流域面积之比，记为M，以L/(S·km2)计， 其中对Q赋予不同意义，径流模数也有不同含义，如Q为洪峰流量，相应的M称为洪峰流量模数；Q为多年平均流量，相应M为多年平均流量模数等。
径流系数：某一时段的径流深R与相应的流域平均降雨深度P之比，记为α= 因R<P,故α<1。当R和P取多年平均值时，相应的α称为多年平均径流系数。
径流量：时段T内通关过河流某一断面的总水量，记为W，以m3、万m3、亿m3计。有时也用时段平均流量与时段的乘积为单位，如（m3/s）·d，（m3/s）·M等。
径流深：将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度，记为R，以mm计， =
式中W——时段T内的径流量，m3；Q——时段T内的平均流量，m3/s；T——计算时段，s；F——流域面积，km2。
径流形成过程：从降水落到流域表面至水流汇聚到流域出口断面的整个物理过程。可以概括为产流过程和汇流过程。
在水文循环中，大陆降水的34%转化为地面径流和地下径流汇入了海洋，其余的以蒸发形式返回空中。
径流的量常用流量、径流量、径流深、径流模数、径流系数的大小来表示。
流量：单位时间内通过河流某一端面的水量，记为Q,以m3/s计。
水量平衡方程：（详见P7）
第二章河流和流域特征
河流：汇集地面径流与地下径流的天然水道中流动的水流。流域：供给河流地面径流和地下径流的聚水区域。水系又称河系：流域内各大小河流构成的脉络相通的水道系统。
一条河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口5段。
河流的长度L：自河源沿主河道至河口的距离称为河流长度，简称河长，以KM计。
特征河长：使河段蓄量与下断面出流量呈单值关系的河段长度。
河段槽蓄原理和槽蓄方程、、、、、P120
水量平衡方程
第五章土壤水：吸附于土壤颗粒和存在于土壤孔隙中的水分。
土壤水
土壤含水量表示方法：①土壤重量含水率w= ×100%②土壤容积含水率θ= ③蓄水深度。P51
土壤水分常数主要有①最大吸湿量②最大分子持水量③凋萎含水量④田间持水量⑤毛管断裂含水量⑥饱和含水量。
土水势（土壤水的总势）：在标准大气压下，从水池中吧单位质量的纯水从基准面上等温地和可逆地移动到土壤某一吸水点，使之成为土壤水时必须做的功。土水势就是土壤水相对于某一给定的基准面（0势面）的位置势能。土壤受到的合力产生的势能称为总土水势，总土水势是各种力产生的分土水势之和，即总土水势=基质势+溶质势+压力势+重力势。【一般不考虑溶质势；非饱和土壤主要是基质势和重力势；饱和土壤只有重力势和压力势。】
洪水波的分类：1运动波2扩散波3惯性波4动力波。P117
洪水波的运动特征：1位相：洪水波轮廓线上任一点的位置即为该点的位相；2波速：波体上某一位相点沿河道的运动速度即为该位相的波速；3相应流量；4附加比降。P117
洪水波的形态特征：1波体；2波峰；3波高；4波长；5波前；6波后。
洪水波的变形：1推移2坦化3变形
九种产流类型
蓄满产流的产流计算
超神产流产流量计算
水源 三水源 四水源
有地面径流发生的前提：流域内有部分面积达到饱和，或全流域面积达到饱和。
第九章流域产流
计算
第十章河槽洪水演算
洪水演算：根据河段上断面的洪水过程推求河段下断面的洪水过程。
洪水波：如果流域内出现暴雨，大量径流在短时间内汇入河网，进入干流河槽形成洪水波。
霍顿产流：1地面径流i﹥ 2地下径流 F﹥
【简答】产流机制指径流的产生原理，单点的产流机制指在流域内一个微小单位面积上的径流产生的原理1超渗地面径流产流机制2壤中流产流机制3饱和地面径流与回归流4地下径流产流机制P92
产流模式：1超渗产流模式R=f（p，i， ，E）径流总量R受雨强影响或雨强关系密切的产流类型；2蓄满产流模式R=f（p， ，E）降雨总量R不受雨强影响或与雨强关系不密切，径流总量R主要取决于降雨总量P和包气带土壤初始含水量 的这种类型。
降雨的时空分布特征表示方法：1降雨量过程线2降雨量累计曲线3等雨量线4降雨特性综合曲线。P32
流域平均降雨量的计算：
1算术平均法 其中 ——流域平均降雨量，mm；n——测站数； ——各站同期降雨量，mm。该法适用于流域内雨量站网密度较大且雨量站分布均匀的情况，并要求流域内地形起伏变化不大。
2泰森多边形法（面积加权平均法）
3等雨量线法
4距离平方倒数法（P36）
第四章植物截留与填洼
植物截留：降雨被植物枝叶拦截并滞留在植物枝叶上的现象，植物单位投影面积上的截留量记为Ⅰ，简称截留量。影响植物截留的因素：1植物本身的生理特性2气象因素。
填洼：降雨满足下渗后，雨水填满流域上的闭合洼地的过程。填洼估算的假定：流域地面不透水，P分布均匀，初始填洼为零。
2降雨历时：一次连续降雨过程所持续的时间。
3降雨时间：对应某一降雨量而言的时段长，在降雨时间内，降雨不一定连续。例如，年最大3日降雨量指一年中，连续3日内总降雨量最大，这个雨量可能是由两场降雨的雨量组成的。
4降雨强度：单位时间内的降雨量，以mm/min或mm/h计。
5降雨面积：某次降雨所笼罩的水平面积，以km2计。
【简答】流域蒸散发的模式计算法（三层模式）P86
第八章产流机制研究
流域产流汇流过程：产流：降雨经植物截留、填洼、下渗等损失后转化为净雨的过程。汇流：净雨沿地面和地下汇入河网，并经河网汇集形成流域出口断面径流过程的阶段。
产流：流域中地面径流，壤中流，地下径流等不同径流成分的发生现象，他是在流域下垫面上，由降雨、蒸发、土壤含水量等因素相互作用产生的水文过程。
径流形成原理
第一章绪论
水文现象的四大类型：降水，蒸发，渗流和径流。
水文学的研究内容：1水文气象学2地表水文学（海洋水文学和陆地水文学）3地下水文学。
水文现象的基本特征：1水文现象时程变化的周期性与随机性的对立统一2水文现象地区分布的相似性与特殊性的对立统一。
水文现象的研究方法：1成因分析法2数理统计法3地理综合法。
河流的断面：分为横断面和纵断面。垂直于水流方向的断面为横断面。河流中沿水流方向各横断面最大水深点的连线称为中泓线。沿中泓线的水流切面称为河流的纵断面。
河流纵比降：任意河段两端（水面或河底）的高差Δh称为落差，单位河长的落差称为河段纵比降，简称比降，用小数或千分数表示。
径流是由降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等汇集流动的水流。