1、第二章第二章 水文循环与径流形成水文循环与径流形成第一节第一节 水文循环水文循环第二节第二节 河流与流域河流与流域第三节第三节 降水降水第四节第四节 下渗下渗第五节第五节 蒸散发蒸散发第六节第六节 径流径流水文循环的概念水文循环的概念 水圈中的各种水体通过不断水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结、降蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程。也称为的往复循环过程。也称为水水循环循环。第一节第一节 水文循环水文循环 从海洋蒸发的水汽，被气流从海洋蒸发的水汽，被气流输送到大陆而形成降水。其中一输送到大陆而形成降水。其中一部分以径流的形式从河流汇归
2、海部分以径流的形式从河流汇归海洋；另一部分重新蒸发返回大气。洋；另一部分重新蒸发返回大气。这种海陆间的水分交换过程，称这种海陆间的水分交换过程，称为为大循环大循环或或外循环外循环。 海洋上蒸发的水汽在海洋海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水的形式落上空凝结后，以降水的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种发凝结又降落到陆地上，这种局部的水文循环称为局部的水文循环称为小循环小循环或或内循环内循环。 从海洋直接输送到内陆的从海洋直接输送到内陆的水汽，通过陆地循环，水汽逐水汽，通过陆地循环，水汽逐渐向内陆输送，在输送过程中渐向内陆输送，在输送过程中会
3、沿途损耗，故内陆距海洋越会沿途损耗，故内陆距海洋越远，输送的水汽量越少，降水远，输送的水汽量越少，降水量越小。量越小。一、河流一、河流第二节第二节 河流与流域河流与流域 河谷底部有水流的部分称河谷底部有水流的部分称为为河床河床或或河槽河槽。 枯水期水流所占部分为基枯水期水流所占部分为基本河床，或称本河床，或称主槽主槽；洪水泛滥；洪水泛滥所及部分为洪水河床，或称所及部分为洪水河床，或称滩滩地地。1 1、河流形成和分段河流形成和分段 一条河流沿水流方向，自一条河流沿水流方向，自高向低可分为高向低可分为河源、上游、中河源、上游、中游、下游游、下游和和河口河口五段。五段。 面向河流下游，左边的河面向河
4、流下游，左边的河岸称为岸称为左岸左岸，右边和河岸称为，右边和河岸称为右岸右岸。 河源河源 河流的发河流的发源地，多为泉水、溪源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼涧、冰川、湖泊或沼泽等。泽等。上游上游 紧接河源，紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切强烈，流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。常有急滩瀑布。 中游中游 河段坡度河段坡度渐缓，河槽变宽，两渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较岸常有滩地，河床较稳定。稳定。 下游下游 河流的最下河流的最下段，一般处于平原区，段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。浅滩和河湾较多。 河口河口 河流
5、注入海洋河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。往往形成三角洲。 注入海洋的河流称为注入海洋的河流称为外流外流河河；流入内陆湖泊或消失于沙；流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流，称为内流河或漠中的河流，称为内流河或内内陆河陆河，如新疆的塔里木河和青，如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。海的格尔木河等。 河流长度河流长度 L（km） 简称简称河长河长，自河源沿河道至河口的长度，在地自河源沿河道至河口的长度，在地形图上量出。形图上量出。河口河源2 2、河流特性河流特性河流横断面河流横断面 垂直于水垂直于水流方向的断面称为横断面
6、，流方向的断面称为横断面，简称简称断面断面。断面内通过水流。断面内通过水流的部分称为的部分称为过水断面过水断面，其面，其面积称为积称为过水断面面积过水断面面积，单位，单位m m2 2。河流断面河流断面 河流纵断面河流纵断面 河流中沿河流中沿水流方向各断面最大水深点水流方向各断面最大水深点的连线称的连线称中泓线中泓线，沿中泓线，沿中泓线的断面称为河流的纵断面。的断面称为河流的纵断面。河流纵断面能反映河床的沿河流纵断面能反映河床的沿程变化。程变化。 落差落差 河段两端的河底高河段两端的河底高程差程差 河道纵比降河道纵比降 单位河长的单位河长的落差。当河流纵断面近于直线落差。当河流纵断面近于直线时时
7、01hhhLhJ 二、流域二、流域 河流某断面的集水区域称为河流某断面的集水区域称为该断面的该断面的流域流域。 流域的周界称为流域的周界称为分水线分水线。 地面分水线闭合且与地下分水地面分水线闭合且与地下分水线重合的流域称为线重合的流域称为闭合流域闭合流域。 流域各条河流构成脉络相通的流域各条河流构成脉络相通的系统称为系统称为水系水系，河系河系或或河网河网。 流域面积流域面积F F（kmkm2 2） 在地形图在地形图上定出流域分水线，然后量出它上定出流域分水线，然后量出它所包围的面积。所包围的面积。分水线流域面积流域面积河流 河网密度河网密度 流域内河流干支流域内河流干支流总长度与流域面积的比
8、值称为流总长度与流域面积的比值称为河网密度河网密度, ,表示一个地区河网的表示一个地区河网的密集程度。密集程度。河网Flii 流域平均宽度流域平均宽度B B（kmkm） 流域流域面积与流域长度的比值面积与流域长度的比值 B B F F / / L L 流域形状系数流域形状系数 流域平均宽流域平均宽度与流域长度的比值度与流域长度的比值 f f B B / / L L F F / / L L 2 2 流域长度流域长度L L（kmkm） 流域的轴长。流域的轴长。 流域平均高度流域平均高度H H（m m）与平均坡与平均坡度度J J 将流域划分成将流域划分成100100以上的正以上的正方格，定出每个方格
9、交叉点上的方格，定出每个方格交叉点上的高程及坡度，这些格点的高程和高程及坡度，这些格点的高程和坡度的平均值为流域平均高度和坡度的平均值为流域平均高度和平均坡度。平均坡度。 流域的自然地理特征流域的自然地理特征 流域的地理位置、气候、地形、流域的地理位置、气候、地形、地质构造、土壤特性、植被、地质构造、土壤特性、植被、湖泊及沼泽等情况，都是与流湖泊及沼泽等情况，都是与流域水文特性密切有关的自然地域水文特性密切有关的自然地理特征。理特征。 在一定时段内，进入某流域的水在一定时段内，进入某流域的水量：降水量量：降水量P P、凝结量、凝结量E E1 1，地面径流量，地面径流量R RS S1 1，地下径
10、流量，地下径流量R RG G1 1，流域初始蓄水量，流域初始蓄水量S S1 1。 流出此流域的水量：蒸发量流出此流域的水量：蒸发量E E2 2，地面径流量地面径流量R RS S2 2，地下径流量地下径流量R RG G2 2，时段末，时段末蓄水量蓄水量S S2 2。三、流域水量平衡三、流域水量平衡 这一流域任意时段的通用这一流域任意时段的通用水量平衡方程水量平衡方程 P P + +E E1 1+ +R RS S1 1+ +R RG G1 1+ +S S1 1= = E E2 2+ +R RS S2 2+ +R RG G2 2+ +S S2 2 令令E=EE=E2 2-E-E1 1 代表净蒸发量，
11、代表净蒸发量，则上式成为则上式成为 P P + +R RS S1 1+ +R RG G1 1+ +S S1 1= = E E + +R RS S2 2+ +R RG G2 2+ +S S2 2 对于闭合流域，对于闭合流域，R RS S1 1=0=0，R RG G1 1=0=0，令令R R = = R RS S2 2+ +R RG G2 2 ，S S = =S S2 2- -S S1 1 ，水量水量平衡方程为平衡方程为 R R = = P P - - E E - -SSEPR 对多年平均情况而言，对多年平均情况而言，SS 的多年平均值的多年平均值趋近于零趋近于零，水量，水量平衡方程简化为平衡方程
12、简化为水汽压水汽压 空气中的水汽压力。空气中的水汽压力。单位为单位为hPahPa（百帕），用于度量（百帕），用于度量空气中水汽含量，水汽压值大空气中水汽含量，水汽压值大时，表示空气中水汽含量多。时，表示空气中水汽含量多。 第三节第三节 降水降水 2.3.1.4 2.3.1.4 湿度湿度饱和水汽压饱和水汽压 在一定温度在一定温度下，空气中水汽压的最大值。下，空气中水汽压的最大值。温度越高，空气中饱和水汽压温度越高，空气中饱和水汽压越大，反之则越小。越大，反之则越小。饱和差饱和差 在一定温度下，在一定温度下，饱和水汽压与空气中的实际水饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差，称为饱和差。若实汽压之差，称
13、为饱和差。若实际水汽压超过了饱和水汽压，际水汽压超过了饱和水汽压，空气中多余的水汽就会发生凝空气中多余的水汽就会发生凝结。结。露点露点 水汽量不变，在气水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水汽压时的温度空气达到饱和水汽压时的温度称为露点温度。称为露点温度。饱和湿度饱和湿度 在一定温在一定温度下空气中最大的水汽含度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。如果空量称为饱和湿度。如果空气中的水汽量达到了饱和气中的水汽量达到了饱和或过饱和，多余的水汽就或过饱和，多余的水汽就可能发生凝结。可能发生凝结。如果地面有团湿热未饱和如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作
14、用下上升，空气，在某种外力作用下上升，上升过程中温度下降，当降到上升过程中温度下降，当降到露点温度以下时，就会达到过露点温度以下时，就会达到过饱和而发生凝结，形成水滴。饱和而发生凝结，形成水滴。一旦水滴不能被上升气流所顶一旦水滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降到地面托时，在重力作用下降到地面成为成为降水降水。 水汽、上升运动和冷却水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。凝结是形成降水的三个因素。 在水汽条件具备时，水在水汽条件具备时，水汽冷却凝结的主要条件是汽冷却凝结的主要条件是空空气垂直上升运动气垂直上升运动。 降水常按照使空气抬升的降水常按照使空气抬升的原因分为对流性降水、地形
15、性原因分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气旋性降降水、锋面性降水和气旋性降水，习惯上把它们分别称为水，习惯上把它们分别称为对对流雨流雨、地形雨地形雨、锋面雨锋面雨和和气旋气旋雨雨。二、降水分类二、降水分类 对流雨对流雨 是因地表局是因地表局部受热而发生垂直上升运部受热而发生垂直上升运动所形成。因上升速度较动所形成。因上升速度较快，形成的云多为垂直发快，形成的云多为垂直发展的积状云，特点是展的积状云，特点是雨强雨强大，雨面小，历时短。大，雨面小，历时短。 地形雨地形雨 空气在迁移途空气在迁移途中，因受地形作用而被抬升，中，因受地形作用而被抬升，动力冷却而成云致雨。降雨动力冷却而成云致雨。降
16、雨特性随空气自身温湿特性，特性随空气自身温湿特性，运行速度以及地形特点而异。运行速度以及地形特点而异。 锋面雨锋面雨 具有均匀的温湿特具有均匀的温湿特性，在气压场作用下向同方向移性，在气压场作用下向同方向移动的大气团称为动的大气团称为气团气团。气团形成。气团形成的条件首先需要有大范围的性质的条件首先需要有大范围的性质比较均匀的下垫面，广阔的海洋、比较均匀的下垫面，广阔的海洋、冰雪覆盖的大陆、一望无际的沙冰雪覆盖的大陆、一望无际的沙漠等，都可作为形成气团的源地。漠等，都可作为形成气团的源地。 两个温湿特性不同的气团相两个温湿特性不同的气团相遇，形成一个不连续面，称为遇，形成一个不连续面，称为锋锋
17、面面或或锋区锋区，锋面与地面的交线称，锋面与地面的交线称为为锋线锋线，习惯上统称为，习惯上统称为锋锋。锋面锋面活动产生的降水称为锋面雨。其活动产生的降水称为锋面雨。其特点是特点是降雨范围大，历时长降雨范围大，历时长。 冷气团向暖气团方向移动并冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区，这种锋占据原属暖气团的地区，这种锋称为称为冷锋冷锋；暖气团向冷气团方向暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区，移动并占据原属冷气团的地区，这种锋称为这种锋称为暖锋暖锋；冷、暖气团势；冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或停滞均力敌，在某一地区摆动或停滞的锋称的锋称静止锋静止锋。 气旋雨气旋雨 当某一地区气当
18、某一地区气压低于四周气压时，周围的压低于四周气压时，周围的气流就要向该处汇集。气流气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层，上升气汇入后再转向高层，上升气流中的水汽因动力冷却凝结流中的水汽因动力冷却凝结成云，条件具备时，形成成云，条件具备时，形成气气旋雨旋雨。 在低纬度的海洋上形成的在低纬度的海洋上形成的气旋，称为气旋，称为热带气旋热带气旋，气象部，气象部门将其分为三类：热带低压门将其分为三类：热带低压风力风力6 67 7级；台风级；台风风力风力8 81111级风；强台风级风；强台风风力风力1212级以上级以上。台风雨台风雨的的特点特点是降雨不均，是降雨不均，中心雨强大，历时短。中心雨强大，历
19、时短。降水量地理分布可以降水量地理分布可以分为分为十分湿润带、湿润带，十分湿润带、湿润带，半湿润带、半干旱带、干半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。旱带五类地区。三、降水量地理分布三、降水量地理分布十分湿润带十分湿润带 年降水量超年降水量超过过16001600mmmm，年降水日数平均在，年降水日数平均在160d160d以上。其区域包括广东、以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。川西部山区。湿润带湿润带 年降水量年降水量80080016001
20、600mmmm，年降水日数平均，年降水日数平均120120160d160d。其区域包括秦岭。其区域包括秦岭淮淮河（南北分界线）以南的长江河（南北分界线）以南的长江中下游地区，云南、贵州、四中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。川和广西大部分地区。 半湿润带半湿润带 年降水量年降水量400400800800mmmm，年降水日数平均，年降水日数平均8080100d100d。其区域包括华北平。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。四川西部和西藏东部。 半干旱带半干旱带 年降水量年降水量2
21、00200400400mmmm，年降水日数平，年降水日数平均均606080d80d。包括东北西部、。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。新疆西部。 干旱带干旱带 年降水量少于年降水量少于200200mmmm，年降水日数低于，年降水日数低于60d60d。其区域包括内蒙、宁夏、甘其区域包括内蒙、宁夏、甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。藏北羌塘地区。 降水量以降落在地面上的降水量以降落在地面上的水层深度表示，单位水层深度表示，单位mmmm。8 8时至时至次次8 8时降水量为时降水量为
22、当日降水量当日降水量。 降水量可采用器测、雷达降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。探测或利用气象卫星云图估算。四、降水量的观测四、降水量的观测 雨量器是直接观测降水量雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，承雨器储水瓶和雨量杯组成，承雨器口径为口径为200mm200mm，分辨率为，分辨率为0.1mm0.1mm。一般每日一般每日8 8时及时及2020时各观测时各观测一次。雨季增加观测段次。一次。雨季增加观测段次。1 1、雨量器雨量器雨量筒雨量筒 称重式称重式 可连续记录降水重量，可连续记录降水重量，包括雪、冰雹及混合降水。包括雪
23、、冰雹及混合降水。 虹吸式虹吸式 记录累积雨量曲线。记录累积雨量曲线。 翻斗式翻斗式 翻斗每承接翻斗每承接0.1mm0.1mm雨水雨水向记录器输送一个脉冲信号。较向记录器输送一个脉冲信号。较为适用作遥测雨量计。为适用作遥测雨量计。2 2、自记雨量计自记雨量计 称重式雨量计称重式雨量计虹吸式雨量计虹吸式雨量计 气象雷达利用云、雨、雪气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等数据资料，可预和变化趋势等数据资料，可预报探测范围内的降水量、降水报探测范围内
24、的降水量、降水强度及起迄时刻。强度及起迄时刻。3 3、雷达探测雷达探测目前水文业务利用地球静目前水文业务利用地球静止卫星云图资料。在卫星云图止卫星云图资料。在卫星云图上，一些天气系统可以根据特上，一些天气系统可以根据特征云类型分辨出来。征云类型分辨出来。4 4、气象卫星云图气象卫星云图 算术平均法算术平均法 当流域内雨当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平均法求化不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量得流域上的平均降水量nliipnP1五、流域平均雨深计算五、流域平均雨深计算 加权平均法（泰森法）加权平均法（泰森法） 当流当流域内雨量站分布不均
25、匀时，假定流域内雨量站分布不均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量站代表。流域平均降水量式中，式中，f fi i/F /F 表示第表示第i i 雨量站的面积雨量站的面积权重。权重。niiifPFP11 等雨深线图法等雨深线图法 当流域上当流域上雨量站分布较密时，可用等雨雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。深线图来计算流域平均雨深。 式中式中, , f fi i 两条等雨深线间的两条等雨深线间的面积；面积；P Pi i f fi i 上的平均雨深。上的平均雨深。niiinnFfpFfpfPfPP12211第四节第四节 下渗
26、下渗在地下水面以下，土壤处于在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和含水状态，称为饱和带饱和带；地；地下水面以上，土壤含水量未达饱下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为和，称为包气带包气带。 存在于包气带中的水称为存在于包气带中的水称为土壤土壤水水，饱和带中的水称为，饱和带中的水称为地下水地下水。一、饱和带和包气带一、饱和带和包气带吸湿水吸湿水 土粒表面分子力所土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水，不能吸附的水分子称为吸湿水，不能流动也不能被植物利用。流动也不能被植物利用。薄膜水薄膜水 由土粒剩余分子力由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水，不受重
27、力的影响。薄膜水，不受重力的影响。二、土壤水二、土壤水毛管水毛管水 土壤孔隙中由毛管力土壤孔隙中由毛管力所持有的水分。由毛管力所支持而所持有的水分。由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分称存在于土壤孔隙中的水分称支持毛支持毛管水管水；悬吊于孔隙之中而不与地下；悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触的水分称为水面接触的水分称为毛管悬着水毛管悬着水。重力水重力水 在重力作用下沿土壤在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水，是地孔隙向下流动的水为重力水，是地下水的主要补给源。下水的主要补给源。 凋萎含水量凋萎含水量 植物无法吸收土壤植物无法吸收土壤水分而开始凋萎时的含水量。大于凋水分而开始凋萎时的含水量
28、。大于凋萎含水量的土壤水分为有效水量。萎含水量的土壤水分为有效水量。 毛管断裂含水量毛管断裂含水量 毛管悬着水连毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值，续状态开始断裂时含水量。低于此值，土壤水分交换以水汽状态进行。土壤水分交换以水汽状态进行。土壤含水量土壤含水量 田间持水量田间持水量 土壤所能保持的最土壤所能保持的最大毛管悬着水量。高于此值，多大毛管悬着水量。高于此值，多余水分以重力水下渗。余水分以重力水下渗。 饱和含水量饱和含水量 土壤空隙都被水充土壤空隙都被水充满时的土壤含水量。满时的土壤含水量。土壤含水量土壤含水量下渗是水从土壤表面进入土壤下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影
29、响下渗过程的主内的运动过程。影响下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤含要因素有降雨强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。水量、土壤构成情况等。下渗过程可用时段下渗量下渗过程可用时段下渗量F F（mmmm）和时刻下渗率和时刻下渗率f f (mm/h) (mm/h)表示。表示。三、三、下渗下渗 充分干燥的土壤在充分供水条件充分干燥的土壤在充分供水条件下，下渗分为三个阶段：下，下渗分为三个阶段：渗润阶段渗润阶段 下渗水受分子力作用，下渗水受分子力作用，直至土壤含水量达最大分子持水量。直至土壤含水量达最大分子持水量。 渗漏阶段渗漏阶段 水在毛管力和重力的作水在毛管力和重力的作用下向下层渗透，直至
30、土壤饱和。用下向下层渗透，直至土壤饱和。渗透阶段渗透阶段 水在重力作用下呈稳定水在重力作用下呈稳定运动。此时的下渗率称稳定下渗率。运动。此时的下渗率称稳定下渗率。 下渗率的变化规律，可用下渗率的变化规律，可用下渗公式或下渗曲线表达。如下渗公式或下渗曲线表达。如霍顿下渗公式霍顿下渗公式 参数参数f f0 0、f fc c及及反映土壤特性，反映土壤特性，根据实验资料推求。根据实验资料推求。f f（t t）= =（f f0 0f fC C）e et t + +f fc c f 0f ctft = （f0fc）e -tfc霍顿下渗曲线霍顿下渗曲线 包气带水包气带水 埋藏于包气带中埋藏于包气带中的水，包
31、括吸湿水、薄膜水、毛的水，包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。管水、重力水。 潜水潜水 又称又称浅层地下水浅层地下水，处于，处于地表以下第一个不透水层上，具地表以下第一个不透水层上，具有自由水面的地下水。可通过重有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。力作用流入河道。四、四、地下水地下水 承压水承压水 又称又称深层地下深层地下水水，处于两个不透水层之间，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水。变具有压力水头的地下水。变化较为稳定，是河川枯水径化较为稳定，是河川枯水径流的主要补给源。流的主要补给源。 一、蒸散发一、蒸散发水由液态或固态转化气态水由液态或固态转化气态的过程称为的过程称为蒸发
32、蒸发，被植物根系，被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散逸到大气中的过程称为散发散发或或蒸腾蒸腾。第五节第五节 蒸散发蒸散发蒸发面为水面时称为蒸发面为水面时称为水面水面蒸发蒸发；蒸发面为土壤表面时称；蒸发面为土壤表面时称为为土壤蒸发土壤蒸发；蒸发面是植物茎；蒸发面是植物茎叶则称为叶则称为植物散发植物散发。 植物散发与土壤蒸发合称植物散发与土壤蒸发合称为为陆面蒸发陆面蒸发。流域内各类蒸发。流域内各类蒸发的总和称为的总和称为流域总蒸发流域总蒸发。 第一阶段：第一阶段：土壤蒸发主要发生土壤蒸发主要发生在表层，蒸发量接近蒸发能力。在表层，蒸发量接近蒸发能
33、力。 第二阶段：第二阶段：土壤表面局部地方土壤表面局部地方开始干化，蒸发速度逐渐降低。开始干化，蒸发速度逐渐降低。 第三阶段：第三阶段：当毛管水完全不能当毛管水完全不能到达地表，蒸发的水汽由分子扩散到达地表，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气，蒸发速度缓慢。作用逸入大气，蒸发速度缓慢。湿润土壤蒸发过程分三个阶段湿润土壤蒸发过程分三个阶段土壤蒸发过程土壤蒸发过程E/EMWW田田W断断1.0（I）（II）（III）W饱饱 水面蒸发水面蒸发主要与气象要主要与气象要素有关。素有关。在充分供水条件下，某在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量，称为一蒸发面的蒸发量，称为蒸蒸发能力发能力。 植物散发植物散发随植
34、物的种类随植物的种类和季节而不同。和季节而不同。 观测水面蒸发量的蒸发器有观测水面蒸发量的蒸发器有20cm20cm口径口径蒸发器、蒸发器、80cm80cm口径套盆口径套盆蒸蒸发器、埋在地下的发器、埋在地下的60cm60cm口径带套口径带套盆蒸发器盆蒸发器（E601E601）。 观测量应乘一观测量应乘一折算系数折算系数，才，才能作为天然水体蒸发量的估计值。能作为天然水体蒸发量的估计值。折算系数随蒸发器的类型而异，折算系数随蒸发器的类型而异，且与月份及所在地区有关。且与月份及所在地区有关。 径流径流是指降落到流域表面是指降落到流域表面上的雨水，由地面与地下汇入上的雨水，由地面与地下汇入河川，最终流
35、出流域出口断面河川，最终流出流域出口断面的水流。的水流。第六节第六节 径流径流一一、径流形成过程径流形成过程 降雨开始时，一部分滞留降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称在植物枝叶上，称植物截留植物截留。 降落到地面上的水量向土降落到地面上的水量向土壤入渗，除补充土壤含水量外，壤入渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到地逐步向下层渗透，如能达到地下水面，则成为下水面，则成为地下径流地下径流。 当降雨强度超过了土壤下当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生的超渗雨沿坡渗能力时，产生的超渗雨沿坡面向低处流动，称为面向低处流动，称为坡面漫流坡面漫流。扣除植物截留、下渗、填洼后扣除植物截留、下渗
36、、填洼后的雨量进入溪沟，最后成为流的雨量进入溪沟，最后成为流域出口径流，这部分径流称为域出口径流，这部分径流称为地面径流地面径流。 表层土壤的含水量首先达表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的雨量沿到饱和后，继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形成径流，称为动，注入河槽形成径流，称为壤中流壤中流（表层流）（表层流）。 进入河网的水流，从进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干上游向下游，从支流向干流汇集，最后全部先后流流汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇经流域出口断面，这个汇流过程称为流过程称为河网汇流河网汇流。 径流形成过程中的径流形成
37、过程中的从降雨扣除各项损失称从降雨扣除各项损失称为为产流阶段产流阶段；坡面汇流；坡面汇流及河网汇流称为及河网汇流称为汇流阶汇流阶段段。 流量流量Q Q 单位时间通过某单位时间通过某一断面的水量，单位为一断面的水量，单位为m m3 3/s/s、 L/sL/s 。 流量随时间的变化过程，流量随时间的变化过程，用流量过程线来表示。用流量过程线来表示。二、径流表示法二、径流表示法 Q Q (m(m3 3/s)/s)tW流量过程线流量过程线 径流量径流量W W 指时段内通过某一指时段内通过某一断面的总水量。常用单位为断面的总水量。常用单位为m m3 3 ，万万m m3 3 ，亿亿m m3 3，（，（m
38、m3 3/s/s）月，月，（m m3 3/s/s）d d 等。等。TWQ 平均流量平均流量 径流量径流量W W与时段长度与时段长度T T 的比值，单位为的比值，单位为m m3 3/s/s 径流深径流深R R 将径流量平铺在整将径流量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，个流域面积上所求得的水层深度，以以mmmm为单位。为单位。FWFTQR10001000若时段若时段T T（s s）内平均流量为内平均流量为Q Q（m m3 3/s/s），相应径流量，相应径流量W W（m m3 3），），流域流域面积为面积为F F（kmkm2 2）, ,则径流深则径流深R R(mm)(mm) 径流模数径流模数M
39、M (L/s/km (L/s/km2 2） 流域流域出口断面流量与流域面积的比值出口断面流量与流域面积的比值FQM1000 径流系数径流系数 某一时段的径某一时段的径流深度与相应的降雨深度的比值流深度与相应的降雨深度的比值 = = R R / / P P我国多年平均径流深我国多年平均径流深284mm284mm，年径流系数年径流系数0.4330.433，呈自东南向西，呈自东南向西北递减趋势。按径流深的大小，北递减趋势。按径流深的大小，可划分为丰水、多水、过渡、少可划分为丰水、多水、过渡、少水、干涸五个不同地带。水、干涸五个不同地带。三、河川径流的分布三、河川径流的分布丰水带丰水带 年径流深大于年
40、径流深大于800800mmmm，包括东南和华沿海地，包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南西南区、台湾、海南、云南西南部及西藏东南部，年径流系部及西藏东南部，年径流系数一般在数一般在0.5-0.80.5-0.8。多水带多水带 年径流深在年径流深在200 -200 -800800mmmm之间，包括长江流域大部、之间，包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黄河中上游一小南大部，以及黄河中上游一小部分地区。年径流系数一般为部分地区。年径流系数一般为0.4-0.60.4-0.6。过渡带过渡带 年径流深在年径流深在50-50-200mm200mm，之间，包括大
41、兴安岭、，之间，包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区及新疆原中部、祁连山山区及新疆西部山区。年径流系数一般西部山区。年径流系数一般为为0.2-0.40.2-0.4。少水带少水带 年径流深在年径流深在10-10-50mm50mm之间，包括松辽平原中部、之间，包括松辽平原中部、辽河上游地区，内蒙古高原南辽河上游地区，内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。北部及西部部分丘陵低山区。年径流系数一般为年径流系数
42、一般为0.10.1左右。左右。干涸带干涸带 年径流深小于年径流深小于10mm10mm，包括内蒙古高原、河西，包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。年径流系数只有年径流系数只有0-0.030-0.03。 （一一）流量观测与整理流量观测与整理流量观测方法很多，最流量观测方法很多，最常用方法是采用常用方法是采用流速仪流速仪定点定点测速。测速。四、流量观测与计算四、流量观测与计算LS253A型流速仪型流速仪 由于河流断面上流速不均匀，由于河流断面上流速不均匀，需分块计算平均流速和流量，首需分块计算平均流速和流量，
43、首先用数条先用数条垂线垂线将测流断面划分成将测流断面划分成数块部分面积数块部分面积A A1 1，A A2 2A A，然后，然后测出每块小面积上的平均流速测出每块小面积上的平均流速， 。根据下式计算流量：。根据下式计算流量：niiiAVQ1 划分部分面积的垂线也称划分部分面积的垂线也称测测深垂线深垂线，测量各垂线上的水深一，测量各垂线上的水深一般采用测深锤、测深杆，由此可般采用测深锤、测深杆，由此可得各垂线水深得各垂线水深H H，H HH Hn n。部分。部分面积计算采用梯形法：面积计算采用梯形法：nibHHAiiii,2 , 1)(2111 1部分面积测量部分面积测量 测深垂线一般也是测深垂线
44、一般也是测速垂测速垂线线。垂线流速观测常用一点法，。垂线流速观测常用一点法，二点法，三点法和五点法四种。二点法，三点法和五点法四种。2.2.部分面积平均流速测验部分面积平均流速测验各部分面积平均流速计算如下：各部分面积平均流速计算如下：中间部分中间部分两岸水边两岸水边 式中，式中，称岸边系数称岸边系数。)(21iliiVVV11VV1nnVV 在洪水期水位较高无法采在洪水期水位较高无法采用流速仪测流，常采用用流速仪测流，常采用浮标测浮标测速速方法。一些测站应用超声波方法。一些测站应用超声波测速方式，观测断面流速和流测速方式，观测断面流速和流量。量。 当水文资料缺乏和不充分当水文资料缺乏和不充分
45、时，需进行洪水调查。时，需进行洪水调查。 观测常设备有水尺和自记水观测常设备有水尺和自记水位计两大类。位计两大类。 采用水尺观测时，水面在水采用水尺观测时，水面在水尺上的读数加水尺零点高程即为尺上的读数加水尺零点高程即为水面水位。水面水位。 自记水位计可将水位变化的过自记水位计可将水位变化的过程自动记录下来。程自动记录下来。（二）水位观测（二）水位观测 观测以及分析计算出的水观测以及分析计算出的水文资料可以整编成日、月、年文资料可以整编成日、月、年平均水位和平均流量，汛期水平均水位和平均流量，汛期水位和流量过程，刊登于水文年位和流量过程，刊登于水文年鉴或水文数据库。鉴或水文数据库。（三）水位和
46、流量资料整编（三）水位和流量资料整编 在方格纸上，纵坐标代表水在方格纸上，纵坐标代表水位，横坐标代表流量，点绘实测位，横坐标代表流量，点绘实测水位和流量的数据，若点子分布水位和流量的数据，若点子分布成一带状，且有成一带状，且有以上的中高以上的中高水流速仪测点与平均关系曲线的水流速仪测点与平均关系曲线的偏离不超过偏离不超过，则可以定为，则可以定为单单一水位一水位流量关系曲线流量关系曲线。（四）稳定的水位流量关系（四）稳定的水位流量关系Z (m)Q (m3/s)稳定的水位稳定的水位流量关系流量关系人有了知识，就会具备各种分析能力，明辨是非的能力。所以我们要勤恳读书，广泛阅读，古人说“书中自有黄金屋。”通过阅读科技书籍，我们能丰富知识，培养逻辑思维能力；通过阅读文学作品，我们能提高文学鉴赏水平，培养文学情趣；通过阅读报刊，我们能增长见识，扩大自己的知识面。有许多书籍还能培养我们的道德情操，给我们巨大的精神力量，鼓舞我们前进。
