水文循环与径流形成概述

第二章水文循环与径流形成

研究对象1.自然界的水文循环2.河流与流域

3.降水4.下渗5.蒸散发6.径流

2/6/20231研究内容1.自然界的水文循环2.河流、流域特征及其对水文变化的影响

3.降水成因、分类、观测

4.蒸发分类、观测与计算

5.下渗阶段划分、观测与计算

6.径流及其形成过程和度量

7.全球、流域水量平衡第二章水文循环与径流形成2/6/20232研究目的1.从自然界的水文循环理解水资源的再生性与有限性2.了解河流分段、基本特征3.了解流域分类、基本特征及其对水文变化的作用及影响

4.掌握降水、蒸发、下渗的基本概念与变化规律

5.掌握径流形成的基本概念与定量描述方法

6.熟练掌握水量平衡原理及方程。第二章水文循环与径流形成2/6/20233主要内容：自然界的水文循环、大循环、小循环；地球上的水量平衡。学习要求：了解自然界的水文循环现象、原因与作用；掌握海洋的、陆地的、全球水量平衡原理与方程。2.1水文循环与水量平衡2/6/202342.1.1自然界的水文循环2/6/20235水汽输送蒸发降水蒸发降水植物蒸腾湖地表径流地下径流海洋蒸发降水云云小循环小循环水文循环示意图2/6/202362.1.1自然界的水文循环1水文循环定义2水文循环分类（按循环路径划分）3水文循环的原因4水文循环的主要环节5水文循环作用定义：地球上各种水体中的水在太阳辐射和地心引力作用下通过蒸发、水汽输送、凝结、降水、下渗、径流等过程进行的永无休止的往复循环运动，称为水文循环，或水循环。外部因素：地心引力、太阳辐射太阳辐射为水分蒸发提供热量，促使液态、固态的水变成水汽，并引起空气流动；地心引力使空中水汽以降水形式回到地面，并促使地表水、地下水汇入海洋。另外，陆地上的地形、地质、土壤、植被等条件对水文循环也有一定的影响。内部因素：水的物理三态（固、液、气）在一定条件下可以相互转换。主要环节：降水、蒸发、下渗、径流水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一。水是良好的溶剂，水流具有携带物质的能力，自然界有许多物质，如泥沙、有机质和无机质均会以水作为载体，参与各种物质循环。由太阳能驱动的水文循环导致了人类生产和生活中不可或缺的水资源具有了可再生性和时空分布的不均匀性，在提供江河湖泊等地表水资源和地下水资源的同时，也造成了洪、涝、旱灾害，给水资源的开发利用增加了难度。水文循环的作用和意义具体表现如下：A.调节气候；B.形成各种地貌，塑造地球表面；C.提供巨大的水利资源；D.形成一切与水有关的现象。研究水文循环的目的在于认识其基本规律，揭示其内在联系，这对合理开发利用水资源、抵御洪旱灾害等都有重要的意义。2/6/202371水量平衡原理定义：在水文循环过程中，任一区域、任一时段输入水量与输出水量的差额必等于其蓄水变化量。它是水文学的基本原理，也是水文学最成熟的理论，主要用于定量分析水文要素值。2水量平衡方程将水量平衡原理应用于某一区域，可列出如下水量平衡方程：式中：I为给定时段内输入研究区域的总水量；O为给定时段内输出研究区域的总水量；△S为给定时段内研究区域蓄水量的变化量。上式是水量平衡方程的最基本形式，对于不同的区域和研究问题，还应具体分析其输入输出量的组成，写出相应的水量平衡方程。

水循环过程中的水量平衡方程的基本因素为降水量、蒸发量和径流量以及区域蓄水量的变化量。2.1.2地球上的水量平衡2/6/202383全球水量平衡全球=陆地+海洋全球：Δt：陆地：海洋：多年平均：陆地：海洋：全球：2.1.2地球上的水量平衡2/6/20239有利影响不利影响2.1.3人类活动对水循环、水平衡的影响修建水库引水灌溉跨流域调水大面积滥伐森林排干湖泊、沼泽过度抽取地下水2/6/2023102.2河流与流域主要内容：河流及其特征；流域及其特征学习要求：了解河流、水系的基本概念；掌握河流主要特征的计算方法；掌握流域、闭合流域、非闭合流域的基本概念以及流域特征对径流的影响。2/6/2023111基本概念河流：汇集一定区域内地表水与地下水并自然宣泄的通道，由流动的水体与容纳水流的河槽两大要素构成。2.2.1河流及其特征2/6/2023122/6/202313北洛河河道2/6/202314河床主槽滩地枯水位洪水位河谷：河流流经的谷地。河床或河槽：河谷底部有水流的部分。枯水期水流所占据的河床称为主槽；仅在汛期才被洪水淹没的河床部分称为河漫滩。2/6/202315左、右岸：面向下游，位于身体左侧的河岸为左岸，位于身体右侧的河岸为右岸。凹、凸岸：弯曲河段沿流向的平面水流形态呈凹形的岸称为凹岸，相反称凸岸；2.2.1河流及其特征凹岸凹岸凸岸凸岸2/6/202316河流阶地河流下切侵蚀，原先的河谷底部，超出一般洪水位以上，呈阶梯状分布的地形2/6/2023172河流形成

地壳运动——形成线形槽状凹地径流侵蚀作用——冲淤、改道等大气降水——提供水源3河流分段一条发育完整的河流沿水流方向，自高向低可分为以下五段：A.河源B.上游C.中游D.下游E.河口2.2.1河流及其特征2/6/202318河流分段示意图2/6/202319河源河流的发源地，多为溪涧、泉、湖泊、冰川、沼泽等长江发源于唐古拉山主峰各拉丹冬西侧的姜根迪如冰川；黄河发源于青藏高原巴颜喀拉山北麓海拔4500米的卡日曲泉眼与约古宗列曲泉眼；黑龙江发源于额尔古纳河和石勒喀河，高山冰雪；珠江发源于云南省沾益县境内的马雄山水洞流水；塔里木河发源于天山西段的山地降水及冰雪融水；雅鲁藏布江源头—喜马拉雅山北麓的昂色冰川。2/6/202320黄河源头之一卡日曲2/6/202321黄河源头之一约古宗列曲2/6/202322长江源—姜根迪如冰川2/6/202323雅鲁藏布江源头—喜马拉雅山北麓的昂色冰川2/6/202324上游紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切剧烈，常有急滩或瀑布白水河黄果树瀑布高77.8m，宽101.0m

2/6/202325中游河床底坡和水流速度渐缓，河槽变宽，两岸有滩地，河床冲淤不明显。2/6/202326下游处于冲积平原区，河槽宽阔，河床坡度和流速较小，泥沙淤积明显，浅滩和河湾较多。2/6/2023272/6/202328河口河流的终点，即河流注入海洋、湖泊等的地方。水流流速骤减，大量泥沙淤积，形成三角洲。有些河流消失在沙漠中，则无河口，如甘肃石羊河。2/6/202329长江河口长江河口2/6/202330黄河河口2/6/202331黄河河口2/6/202332滦河入海口2/6/202333“三江汇集，八口入海”是对珠江入海口的最好叙述。西江北江东江潭江珠江是西江、北江、东江和珠江三角洲诸多河流的总称。崖门磨刀门虎跳门鸡啼门横门洪奇门蕉门虎门2/6/202334勒拿河三角洲2/6/202335密西西比河三角洲2/6/202336外流河：注入海洋的河流；内流河：注入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流。如新疆塔里木河、青海格尔木河长江、黄河的上中下游分界点：长江沱沱河—通天河—金沙江—四川宜宾—湖北宜昌—江西湖口—入海口黄河源头扎陵湖、鄂陵湖—内蒙古河口镇—河南桃花峪—入海口2.2.1河流及其特征长江上游中游下游上游中游下游2/6/202337长江上中下游分界点宜昌湖口2/6/202338黄河上中下游分界点2/6/2023394河流基本特征（1）河流长度：或河长，是指自河源沿主沟道至河口的长度，L，km。在一定比例尺地形图上量出。

河长作用：是河流特性的基本参数，可确定河流落差、比降和能量。2.2.1河流及其特征河口河源2/6/202340(2)河网密度定义：单位面积内河流干、支流的总长度称为河网密度。反映了一个地区的河网疏密程度，用符号D表示，单位为km/km2，计算公式如下：式中：D为河网密度,km/km2；F为区域总面积,km2。作用：河网密度越大，流域切割程度越大，径流汇集速度较快；河网密度小，则流域排水不良，径流汇集缓慢；河网密度越大，河道滞蓄水量越大，对下游防洪越有利。2.2.1河流及其特征2/6/202341(3)河流弯曲系数定义：河流长度与河源到河口间直线距离之比，表示河流平面形状的弯曲程度。用符号K表示，计算公式如下：式中：K为河流弯曲系数；L为河流实际长度，km；l为河流直线长度。作用：弯曲系数K值越大，河段越弯曲，河网汇流时间越长，河槽调蓄能力越大。2.2.1河流及其特征2/6/202342L1L22/6/2023432/6/202344黄河大弯道2/6/202345(4)河流断面1）横断面：与水流方向相垂直的断面，两边以河岸、下面以河底为界、上面为水面；包括水位线在内的横断面则叫过水断面，其面积称为过水断面面积。河流横断面能表明河床的横向变化；任一条河流自河源至河口有无数个横断面，各横断面形状各异，受冲淤变化影响。河流横断面是河流平面形态和水流长期相互作用和相互影响的结果。2.2.1河流及其特征河流横断面的一般形状2/6/202346横断面分类

根据横断面形状可分为单式断面（V或U形）和复式断面（宽浅阶梯状U形，有多级河漫滩）两类。单式断面：只有主槽而无滩地的横断面，河流的水面宽度随水位的变化是连续的或渐变的；复式断面：既有主槽又有一级或多级滩地的横断面，，河槽水面宽随水位的变化有突变。2.2.1河流及其特征单式横断面复式横断面2/6/2023472）河流纵断面中泓线：河流沿水流方向各横断面表面最大流速点的连线。深泓线或溪线：河槽中沿水流方向从河源到河口的各横断面最大水深点的连线。2.2.1河流及其特征2/6/202348河流纵断面：指沿深泓线的剖面。作用：河流纵断面图表示河槽纵向坡度（纵比降）和落差的沿程分布。是推算水流特性和估计水能蕴含量的主要依据。2.2.1河流及其特征2/6/202349中泓线：河道中各横断面水流最大流速点的连线。深泓线(溪线)：河道中各横断面最大水深点的连线。2/6/202350用高程测量法测出深泓线上若干个河底地形变化点的河底高程，以河长为横坐标，河底高程为纵坐标，可绘制河槽的纵断面图河流纵断面绘制作用：可反映河底纵坡和落差的沿程分布是推算河流水能蕴藏量的主要依据2/6/202351长江纵断面图2/6/202352

(5)河道比降

1）河道纵比降

落差：是指任一河段两端的高程差Δh=h上-h下

河流纵比降：是指单位河长的落差。当河段纵断面呈直线时，河流纵比降计算公式：J=(h上-h下)/l当河段纵断面呈折线时，河道平均纵比降推求方法如下：2.2.1河流及其特征lh上h下2/6/202353h0h1h2h3h4h5l1l2l3l4l5L河道平均纵比降计算示意图ω1ω2ω1

=ω22/6/2023542）河流横比降

在河流弯道段的横断面上存在水面横比降。产生原因是，流经弯道河段水流受到地球自转偏转力和河流弯道离心力共同作用，导致表层水流向凹岸流动，凹岸水面高程大于凸岸水面高程。河流弯道段凹、凸岸水面高程差与相应横断面河宽的比值称为河流弯道横比降。在地球自转偏转力和河流弯道离心力作用下，河流弯道表层水流从凸岸向凹岸流动，底层水流从凹岸向凸岸流动，构成一个封闭的横向环流。横向环流与纵向水流共同作用形成江河中常见的螺旋流。这种螺旋流使河道的凹岸受到冲刷，凸岸受到淤积，因此将取水建筑物布置在河道弯道凹岸。2.2.1河流及其特征凸岸凹岸水平面弯道水面2/6/202355河流弯道环流侵蚀沉积示意图2/6/2023565水系干流：将汇集的水流注入海洋、湖泊甚至沙漠等的河流。如长江、黄河、珠江，以及塔里木河(入湖)、石羊河(消失于沙漠)等。支流：将汇集的水流注入一个更高一级河流的河流；支流分级：直接汇入干流的河流称为干流的一级支流，直接汇入一级支流的河流称为干流的二级支流，依此类推。南溪河黑河泾河渭河黄河岔巴沟大理河无定河黄河河系或水系：河流的干流及其全部支流构成的脉络相通的水流系统。水系通常用干流命名，如长江水系、黄河水系；或以归宿的湖泊而定名，如洞庭湖水系，鄱阳湖水系等。2.1.1河流及其特征222213333干流与支流示意图2/6/2023572/6/2023582010.07水系形态扇形水系平行水系羽状水系扇形：汇流时间短，形成尖瘦洪水过程羽毛形：汇流时间长，形成矮胖洪水过程根据河流干支流分布形态，水系分为扇形水系、羽状水系、平行水系、混合水系等。2/6/2023602/6/2023612.2.2流域及其特征1流域与分水线概念流域：河流某一横断面以上汇集地面水和地下水的区域称为流域。分水线：流域四周地面最高点的连线，通常就是流域四周山脉的脊线。例如，降落在秦岭以南的雨水流入长江，降落在秦岭以北的雨水则汇入黄河，秦岭便是长江和黄河的分水岭。对较小流域而言，其间虽无山岭，但地形上的脊线也构成分水线。

流域示意图2/6/2023622.2.2流域及其特征PERDS分水岭2/6/2023632.2.2流域及其特征2/6/2023642/6/2023652.2.2流域及其特征2闭合流域和非闭合流域河流水源有地面水和地下水之分，同样分水线也有地下水分水线和地面水分水线之分。二者一般大体一致，但有时受地貌特征和水文地质条件的影响，二者可能不一致。地面分水线与地下分水线的水平投影重合的流域称为闭合流域。地面分水线与地下分水线的水平投影不完全重合的流域称为非闭合流域。完全闭合流域是不存在的。在实际工作中，除了有石灰岩溶洞等特殊地质情况外，对于一般大中流域而言，当对所讨论问题影响不大时，多按闭合流域考虑。闭合流域非闭合流域2/6/2023662.2.2流域及其特征3流域基本特征流域基本特征包括形状特征、地形特征和自然地理特征三类。3.1流域形状特征(1)流域面积，F，km2。定义：流域地面分水线所包围区域的水平投影面积。通常先在适当比例尺的地形图上定出流域分水线，然后量出它所包围的面积。作用：自然条件相似的情况下，流域面积越大，河流水量越大。

分水线流域面积河流2/6/202367(2)流域长度，L，km

流域长度的计算方法有三种：A：从流域出口沿主沟道至流域最远点之间的曲线距离；B：从流域出口至流域最远点之间的直线距离；C：流域平面图形的几何中心轴长度。目前，常用流域几何中心轴长度作为流域长度。

2.2.2流域及其特征2/6/202368流域几何中心轴长度推求方法如下：

2.2.2流域及其特征流域轴线（1）以河口为圆心绘制同心圆（2）作同心圆弧割线交于流域周线（3）通过割线中点作流域轴线，其长度为流域长度作用：流域长度越大，汇流时间越长，洪峰流量越小，利于下游防洪。流域河口2/6/202369(3)流域平均宽度，B，km定义：流域面积与流域长度的比值

B＝F/L

作用：B越小，流域形状越狭长，水流越分散，形成的Qm越小，洪水过程线越平缓；若B≈L，则流域形状近似方形，水流越集中，形成的Qm越大，洪水过程越集中。(4)流域形状系数，K定义：流域平均宽度与流域长度的比值

K=B/L=F/L

2

作用：K越大，流域形状近似于扇形，洪水过程越集中，形成尖瘦型洪水过程线；K越小，流域形状越狭长，洪水过程越平缓，形成矮胖型洪水过程线。2.2.2流域及其特征2/6/2023703.2流域地形特征(1)流域平均高程：流域地面分水线内地表的平均高程。常用流域内各相邻等高线间的面积乘以其相应平均高程乘积之和与流域面积的比值，即计算公式如下：

式中：

为流域平均高程，m；fi为相邻两条等高线之间的面积，km2；Zi为相邻两条等高线的平均值，m；F为流域面积，，km2。2.2.2流域及其特征2/6/2023713.2流域地形特征(2)流域平均坡度：流域地面分水线内地表的平均坡度。是计算流域洪水汇流计算的一个重要参数。常用计算公式如下：

式中：

为流域平均坡度；为相邻两条等高线之间的高差，m；Li为流域内各条等高线的长度，m；F为流域面积，km2。2.2.2流域及其特征2/6/2023723.3流域自然地理特征

流域的自然地理特征包括地理位置、气候条件和流域下垫面条件三类。（1）流域的地理位置：包括流域所处经纬度、流域与海洋的距离、四周山脉关系等。主要是影响水汽输送条件。例如，我国西北内陆地区和华北地区相比，纬度相同，但前者因距离海洋较远、降水稀少而形成较干旱气候；秦岭山脉的阻隔，水汽输送不畅，导致秦岭南北地区降雨量相差悬殊，河流水文特征差异显著。喜马拉雅山脉以南水量充沛，以北水量稀少。2.2.2流域及其特征2/6/2023733.3流域自然地理特征（2）流域的气候条件：包括降水、蒸发、气温、风速、湿度、气压等。河流的形成和发展主要受气候条件控制。降水量的大小及分布直接影响河流的年径流量多少；蒸发量则对流域年、月径流有重要影响；气温、湿度、风速、气压等主要通过影响降水和蒸发，间接地影响流域径流的多少。（3）流域的下垫面条件：

下垫面指流域的地形、地质构造、土壤、岩性、植被、湖泊等情况。下垫面条件直接或间接地影响流域径流的变化规律。2.2.2流域及其特征2/6/2023742.3降水基本概念降水降水量降水历时降水强度降水面积暴雨中心降水三要素：定义：液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象降水现象：雨、雪、雹、露、霰、霜等定义：一定时段内降落在某一点或某一面上的水层深度，P，mm降水量分类：点降水量与面降水量常用降水量：日降水量、次降水量、年降水量、多年平均降水量等降水量分级：24h雨量（mm）＜0.10.1~1010~2525~5050~100100~200＞200等级微量小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨定义：单位时间的降水量，i，mm/h或mm/min降雨强度：单位时间的降雨量，简称雨强瞬时雨强与平均雨强定义：降水笼罩的水平面积，km2定义：暴雨量最大的较小局部区域定义：降水持续的时间，min，h或d降水量、降水历时和降水强度2/6/202375降雨降雪冰雹露水2/6/2023762/6/202377霜霜霰霰霰比冰雹要小，要薄。2/6/2023782.3.1降水的形成与分类1降水的形成形成降水的主要因素：

水汽上升运动冷却凝结2/6/2023792降水的分类按空气抬升而形成动力冷却的原因，降水可分为以下四类：A.对流雨B.地形雨C.锋面雨D.气旋雨2.3.1降水的形成与分类2/6/202380（1）对流雨定义：因地表局部受热，气温向上递减率过大，大气稳定性降低，而发生水汽垂直上升运动，形成动力冷却而致雨。特点：降雨强度大，历时短，雨区较小2.3.1降水的形成与分类2/6/202381(2)地形雨定义：暖湿气团在运移途中，遇山脉等地形阻挡，气流被迫沿迎风坡上升，由于动力冷却而成云致雨。特点：因空气本身温湿特性，运行速度以及地形特点而异，差别较大。

2.3.1降水的形成与分类山脉2/6/202382(3)锋面雨锋面：两个温湿特性不同的气团相遇时，在其接触区由于性质不同来不及混合而形成一个不连续面。锋面雨：锋面活动产生的降雨

2.3.1降水的形成与分类冷锋：雨强大，历时较短，雨区较小锢囚锋：降水量增加，雨区扩大暖锋：雨强小，历时较长，雨区大静止锋：雨强小，历时长，最长可达30d，雨区大2/6/202383（4）气旋雨气旋：中心气压低于四周的大气旋涡气旋雨：在北半球，气旋内的空气做逆时针旋转，并向中心辐合，引起大规模的上升运动，水汽因动力冷却而致雨分类：按热力学性质可分为温带气旋（雨）和热带气旋（雨）两类

2.3.1降水的形成与分类

气旋平面图低气压区

气旋立面图低气压区2/6/202384温带气旋雨温带地区的气旋多由锋面波动产生，称为锋面气旋;气旋前方是暖锋云系及伴随的连续性降水天气；气旋后方是狭窄的冷锋云系和降水天气；气旋中部是暖气团天气，有层云或毛毛雨。

2.3.1降水的形成与分类2/6/202385热带气旋雨热带气旋：发生在低纬度海洋上的气旋性旋涡气旋分类：根据风速大小，将其分为4类：6~8级为热带低压；8~9级为热带风暴；10~11级为强热带风暴；大于12级为台风台风：大暴雨，雨强很大，分布不均台风登陆后受地形和冷空气影响，形成狂风暴雨2.3.1降水的形成与分类2/6/2023862005年8月8日台风“麦莎”2/6/2023872/6/202388降水量可采用器测法、雷达探测法或气象卫星云图估算法。（1）器测法2.3.2降水量观测2/6/202389（1）器测法2.3.2降水量观测虹吸一次，雨量为10毫米。记录有一次完整降雨过程的虹吸式自计雨量记录纸。2/6/202390器测法2.3.2降水量观测a)可确定出降雨的起迄时间、雨量大小、降雨强度的变化过程；b)储存推求降雨强度和确定暴雨公式的资料；c)应与雨量器同时进行观测，便于校核。2/6/202391器测法2.3.2降水量观测这种仪器可以连续记录接雨杯上的以及存储在其内的降水的重量。记录方式可以用机械发条装置或平衡锤系统，将全部降水量的重量如数记录下来，并能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。称重式雨量计实物图2/6/202392遥测雨量计2/6/202393降水观测场2/6/202394（2）气象雷达探测法气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象来发现目标——降雨云层。通过气象雷达探测，可判断出暴雨的强度和位置，进而估算出降水量和制作降水量空间分布图。用于水文方面的气象雷达有效探测范围一般是40~200km。2.3.2降水量观测2/6/202395（3）气象卫星云图法根据太空卫星观测并发回的连续静止的云图资料，确定暴雨云团的形成过程及其位移规律以及暴雨强度大小。目前已引入人～机交互系统，自动进行数据采集、云图识别、降雨量计算、雨区移动预测等工作。2.3.2降水量观测2/6/202396年降水量的地理分布总体特点：东南多雨、西北干旱;

降水量由东南沿海向西北内陆逐渐递减。

全国多年平均降水量648mm全球陆面平均降水量800mm亚洲陆面平均降水量740mm按年降水量的多少，全国大致可分为以下5个区：2.3.3我国降水量及时空分布2/6/2023972.3.3我国降水量及时空分布分区年均降水量(mm)年均降水日数地区多雨区超过1600160d以上广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区湿润区800~1600120~160d秦岭—淮河以南的长江中下游地区、云南、贵州、四川和广西大部分地区半湿润区400~80080~100d华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西北和西藏东部半干旱区200~40060~80d东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部干旱区低于200低于60d内蒙、宁夏、甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和准噶尔盆地、藏北羌塘地区2/6/2023982/6/202399降水量的年内分配

我国大部分地区降水的季节分配不均匀长江以南地区，雨季较长，多雨期为3~6月或4~7月。正常年份，最大4个月雨量约占全年的50%~60%。华北和东北地区，雨季为6~9月，正常年份，最大4个月雨量约占全年的70%~80%，其中华北雨季最短，大部分降雨集中在7~8月。西南地区一般5~10月为雨季，11~4月为旱季。四川、云南和青藏高原东部，6~9月降水量占全年的70%~80%，冬季则不到5%。新疆西部终年在西风气流控制下，降水量不大，但四季分配较均匀。台湾的东北端，受东北季风的影响，冬季降水量约占全年的30%，是我国降水量年内分配较均匀的地区。

2.3.3我国降水量及时空分布2/6/2023100降水量的年际变化我国降水量年际间变化很大，且常有连续几年降水量偏多或连续几年降水量偏少的现象。年降水量越小的地区，年际变化越大。以历年年降水量最大值与最小值之比值K来表示年际变化，西北地区K可达8以上；华北为3~6；东北为3~4；南方为2~3，个别地方可达4；西南最小，一般在2以下。

2.3.3我国降水量及时空分布2/6/20231012.4土壤水、下渗主要内容包气带与饱和带土壤水下渗地下水学习要求

了解土壤水的存在形式与分布；掌握下渗的基本概念与计算方法2/6/20231022.4土壤水、下渗降雨落到地表之后，一部分渗入土壤中，另一部分形成地表水，直接汇入河流。渗入土层的水量，一部分被土壤吸收成为土壤水，而后通过蒸发返回大气，另一部分渗入地下补给地下水，再以地下径流的形式进入河流。下渗和土壤水的运动影响径流的形成过程，本节着重阐述土壤水、下渗的形成、储存、运动等概念。2/6/20231032.4.1包气带与饱和带以地下水面为界，地表土层可分为两个不同的含水带：包气带定义：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。

饱和带

定义：在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，是土壤颗粒和水分组成的二相系统。2/6/20231042.4.2土壤水1）定义及研究意义

水文学中一般将包气带中吸附于土粒和存在于土壤空隙中的水分称为土壤水，而将饱和带中的水称为地下水，包括潜水和承压水。包气带的上界直接与大气接触，既是大气降水的承受面，又是土壤蒸散发水分的逸出面。因此包气带是土壤水分剧烈变化的土壤带。土壤含水量的大小直接影响到蒸发和下渗的大小，并决定了降雨量中产生径流的比例，它把降雨、下渗、蒸发和径流等水文要素在径流形成过程中有机的联系起来。因此，研究土壤水的运动与变化，对认识水文现象有重要的意义。

2/6/20231052.4.2土壤水2）土壤水与土壤颗粒间的作用力

分子力毛管力重力土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力（3.1~0.625）MPa由于浸润液体表面张力作用引起的水分在土壤毛细管中上升的力地球引力对水分产生的作用力2/6/20231062.4.2土壤水3）土壤水分的存在形式

当水分进入土壤后，在分子力、毛管力和水分子自身重力的作用下，形成不同类型的土壤水。

吸湿水薄膜水毛管水重力水定义：因分子力而被吸附在土壤颗粒表面的水分。特点：被紧紧地束缚在土粒表面，不能流动，也不能被植物利用；呈气态。定义：由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜特点：能从水膜厚的土粒向水膜薄的土粒缓慢移动。定义：在重力作用下沿土壤孔隙自由流动的水特点：在重力作用下流动各类型的水分在一定条件下可以相互转化，例如：超过薄膜水的水分即成为毛管水；超过毛管水的水分成为重力水；重力水下渗聚积成地下水；地下水上升又成为毛管支持水；当土壤水分大量蒸发，土壤中就只有吸湿水图5-4毛管悬着水和毛管上升水示意图定义：土壤孔隙中由毛管力所持有的水分毛管上升水：是地下水面以上由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分。由于空隙分布不均导致毛管水上升高度不同。孔隙越细，毛管水上升高度越大毛管悬着水：土壤孔隙中毛管合力支持一部分水悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触，称为毛管悬着水毛管悬着水毛管上升水包气带2/6/2023107

吸湿水

土壤颗粒2/6/2023108薄膜水土壤颗粒土壤颗粒2/6/2023109薄膜水示意图土粒薄膜水2/6/2023110土粒地下水位毛管悬着水示意图2/6/2023111土粒毛管上升水示意图地下水位2/6/20231123）土壤含水量（率）

土壤中所含水分的数量不仅与土壤特性密切相关，同时受到降雨、下渗、蒸发等水文循环过程的影响。因此，土壤所含水量是动态的和不断发生变化的。为了描述土壤水分的时空变化状态，通常引入土壤含水量概念。定义：某一单位土壤中所含水分的数量，又称土壤湿度。土壤体积含水量（常用）：土壤重量含水量：在实际工作中，为了便于同降雨量、径流量及蒸发量进行比较计算，一般讲某土层所含水量以相应水层深度表示土壤含水量，称为土壤蓄水量。单位以mm计。2.4.2土壤水2/6/2023113土壤蓄水量用水层深度表示，W，mm土壤蓄水量W=土壤体积含水量θ×单位底面面积的土层厚度H

WaterSoilAir2/6/20231144）土壤水分常数定义：在一定条件下，土壤各类型水分达到最大量时的土壤含水量。

a.最大吸湿量b.最大分子持水量c.凋萎系数（凋萎含水量）毛管断裂含水量田间持水量饱和含水量2.4.2土壤水在饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量由土壤颗粒分子力所结合的水分的最大值植物根系无法从土壤中吸收水分，开始凋萎时的土壤含水量毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水量土壤中所能保持的最大毛管悬着水量土壤中所有孔隙都被水充满时的土壤含水量2/6/2023115土壤水分常数的水文学意义干燥最大吸湿量凋萎系数最大分子持水量毛管断裂含水量田间持水量饱和含水量土壤水分常数作用力大小104Pa分子力30414761.30.78作用力类型毛管力重力土壤水类型吸湿水薄膜水毛管水重力水束缚水自由水980000.0012/6/2023116华北平原几种典型土壤的水分常数土壤类型最大吸湿量凋萎系数田间持水量饱和含水量紫砂土——26~32—砂壤土2~35~932~4245~52轻壤土2~36~1230~3640~52中壤土3~58~1530~3544~54重壤土3~49~1832~4240~50轻黏土—2040~4545~54中黏土—17~2435~4548~53重黏土——10~5048~552/6/20231172.4.3下渗下渗定义定义：降落到地面上的雨水从地表渗入土壤中的运动过程。研究下渗的目的1）下渗水量的多少直接影响着径流量的大小，同时直接决定了地面、地下径流量的大小；2）下渗影响土壤水分的增长，以及表层流与地下径流的形成，是将地表水、地下水、土壤水联系起来的纽带，是径流形成过程、水文循环过程的重要环节。

因此，分析下渗的物理过程与规律对认识径流形成的物理机制有重要的意义。2/6/20231181）下渗的物理过程

渗入土壤中的水分在分子力、毛管力和重力作用下发生运动。按水分所受的力和运动特征，整个下渗的物理过程可划分为以下三个阶段：（1）渗润阶段：降雨初期，若土壤干燥，下渗水主要受分子力作用，被土粒所吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水。

结束标志：土壤含水量大于最大分子持水量。（2）渗漏阶段：下渗水分主要在毛管力、重力作用下沿土壤孔隙向下做不稳定运动，并逐步填充土壤控制直至饱和，此时毛管力消失。

结束标志：土壤含水量达到饱和含水量。（3）渗透阶段：当土壤孔隙充满水达到饱和后，水分在重力作用下呈稳定流动，下渗率趋于稳定渗率。一般，前两个阶段属于非饱和水流运动，而渗透阶段属于饱和水流运动。2.4.3下渗2/6/2023119入渗现象0θ0θsZt10θ0θsZt3t20θ0θsZ0θ0θsZt40θ0θsZt50θ0θsZt0河南农业大学2/6/20231202）基本概念供水强度：指降雨或灌溉水喷洒的强度，表示单位时间单位面积地表所截获的水量。当只有降雨补给土壤水时，供水强度即为降雨强度。下渗率：又称下渗强度，指单位时间从地表渗入单位面积土壤中的水量，f，常以mm/min、mm/h计；下渗能力：又称下渗容量，指土壤表面充足供水条件下的下渗率，fP，常以mm/min、mm/h计；下渗能力仅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。下渗曲线：又称下渗能力曲线，指初始干燥的土壤在充足供水条件下的下渗率f(t)随时间t的变化过程线，即f(t)～t。常用下渗曲线定量描述土壤下渗规律。2.4.3下渗2/6/2023121

在下渗刚开始阶段，下渗的水分被土壤颗粒吸收以填充土壤空隙，下渗率很大。随着时间的增长，下渗水量越来越多，土壤含水量逐渐增大，下渗率逐渐递减。当土壤中的空隙被水充满时，下渗率趋于稳定。初始下渗率：指在下渗刚开始时的下渗率，f0；稳定下渗率：指当土壤中的空隙被水充满，下渗趋于稳定时的下渗率，fC；累积下渗量：自下渗开始至下渗过程中某时刻为止通过单位面积渗入土壤中的总水量，简称下渗量，F，mm；F与f之间的关系如下：2.4.3下渗2/6/2023122F(t0)的几何意义t0

2.4.3下渗2/6/20231232.4.3下渗累积下渗曲线：累积下渗量随时间的变化过程线，即F～t曲线。时段平均下渗率：研究时段下渗量△F与△t的的比值，。

几何意义：F～t曲线上任意两点之间连线的斜率。瞬时下渗率：下渗过程中某一时刻的下渗率，f(t)；

f(t)几何意义：F～t曲线上任一点切线的斜率。2/6/20231242.4.3下渗

f(t)与F(t)存在一一对应关系F2/6/20231253）下渗量测定测定方法：注水法——单管下渗仪或同心环下渗仪人工降雨法——人工降雨设备观测同心环下渗仪：内环：直径30cm，高20cm，上下无底外环：60cm，20cm实验时，内外环均打入土壤10cm，外留10cm内外环均保持5cm水层减少侧渗影响2/6/2023126理论下渗曲线：饱和与非饱和下渗理论推导经验下渗曲线：实验数据拟合4）下渗公式霍顿公式：菲利普公式：式中：s为土壤吸水系数。2/6/2023127i15）天然条件下下渗与雨强的关系

天然状态下的降雨复杂多变，实际降雨强度i和下渗能力fp之间可能有如下3种情况：①i1≥fp此时相当于充分供水条件，各时刻均按下渗能力下渗，如图中A线所示。天然降雨条件下的下渗过程FA2/6/20231285）天然条件下下渗与雨强的关系

②i2≤fc此时下渗率取决于降雨强度，下渗过程与降雨过程完全相同，如图中B线。天然降雨条件下的下渗过程i2B2/6/20231295）天然条件下下渗与雨强的关系

③fc<i3<fp这种情况开始时，雨强小于下渗能力，全部降雨渗入土壤，如图中C线。随着下渗水量增加，土壤含水量也增加，下渗率随之递减，到某时刻后，雨强大于下渗率，将按下渗能力下渗，如图中D线。天然降雨条件下的下渗过程i3CDttt02/6/2023130t0充分供水条件下t0i3Ft0降雨条件下Ft0F’t0Ft0F’t0fp2fp1fp2＞fp1＞i3假定降雨开始时刻土壤非常干燥2/6/2023131t0充分供水条件下t0i3Ft0降雨条件下Ft0FttFt0fp1fptt=fp1=i3ttFtt=Ft0FttfpttDCtt假定降雨开始时刻土壤非常干燥2/6/20231322.4.3下渗天然降雨条件下的下渗过程2/6/20231336）下渗的空间分布流域（面）下渗过程比点下渗复杂：（1）流域土壤性质的空间分布不同；（2）降雨开始时流域内土壤含水量空间分布也不同；（3）一场降雨在空间和时间上分布是不均匀的；（4）流域内各处地下水位高低不一；以上因素导致流域下渗在空间上分布不均。2.4.3下渗2/6/20231347）下渗的主要影响因素a.土质与土壤干湿状况对初始下渗率、稳渗率的影响在充分供水条件下，初始下渗率和土质、土壤干湿状况有关，土壤组成颗粒越大、土壤含水量越小，初始下渗率就越大；反之亦然。稳渗率也和土质、土壤干湿状况有关，土壤组成颗粒越大、土壤含水量越小，稳渗率就越大。土壤分层结构也影响下渗。b.植被对下渗的影响有植被地区的下渗一般大于裸地，因为植被阻止地表径流，减少径流流速，延缓了下渗时间，且枯枝落叶及根系腐烂以及根系在土壤中形成的孔隙有利于改善土壤结构、增加土壤有机质含量，导致下渗能力的提高。c.流域地形的影响坡度、坡形（凹凸坡）、坡向（阴阳坡）、坡位（坡上中下）都对下渗有一定影响。d.人类活动植树造林、开展水土保持措施等可以使流域滞水和蓄水能力增加，从而影响下渗。深耕的初始下渗率和稳渗率均高于浅耕。2/6/2023135广义的地下水指埋藏在地表以下各种状态下的水。若以地下水埋藏条件为依据，地下水可划分为以下三个基本类型：1.包气带水指埋藏于地表以下、地下水面以上包气带中的水分，即土壤水。包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水等等。2.潜水指埋藏于饱和带中，处于土层中第一个不透水层上，具有自由水面的地下水称为潜水，水文学中称为浅层地下水。3.承压水埋藏于饱和带中，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水，水文学中称为深层地下水。2.4.4地下水2.4.4.1地下水分类2/6/2023136广义的地下水指埋藏在地表以下各种状态下的水。若以地下水埋藏条件为依据，地下水可划分为以下三个基本类型：1.潜水潜水具有自由水面，通过包气带与大气连通。潜水面与地面之间的距离为潜水埋藏深度，潜水面与第一个不透水层层顶之间的间距称为潜水含水层厚度。潜水埋藏的深度及贮量取决于地质、地貌、土壤、气候等条件，一般情况下，山区潜水埋藏较深，平原区埋藏较浅。潜水的补给来源主要是大气降水和地表水。当大河下游水位高于潜水位时，河水也可能成为潜水的补给源。潜水排泄有侧向排泄和垂向排泄两种方式。侧向排泄是指潜水在重力作用下沿水力坡度方向补给河流或其它水体，或者露出地表成为泉水；垂向排泄主要指潜水蒸发。2.4.4地下水2.4.4.2地下水特征2/6/20231372.承压水承压水的主要特点是处于两个不透水层之间，具有压力水头，一般不直接受气象、水文因素的影响，具有动态变化较稳定的特点。承压水的水质不易遭受污染，水量较稳定，是河川枯水期水量的主要来源。

承压水含水层按水文地质特征分为三个组成部分：补给区、承压区和排泄区。含水层出露于地表较高的部分为补给区，直接承受大气降水和地表水的补给。另一部分含水层位置较低，出露地表，为排泄区。在这两区之间的含水层为承压区，该区是指含水层被其上的岩石隔水层覆盖的区段，其主要特征是承受静水压力，具有压力水头。2.4.4地下水2.4.4.2地下水特征2/6/20231382.5蒸散发主要内容水面蒸发的观测与计算土壤蒸发观测与估算植物散发测定与估算流域蒸发计算学习要求了解蒸发与散发的基本概念掌握水面蒸发与流域蒸发的计算方法2/6/20231392.5.1基本概念

据统计，陆地上一年内的降水约有60%耗于蒸发。蒸散发是水文循环的重要环节，也是水量平衡的基本要素之一，对径流量有直接影响。蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程；散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物的枝干和叶面散逸到大气中的过程；蒸发面：具有水分子的物体表面；水面蒸发：蒸发面为水面；土壤蒸发：蒸发面为土壤表面；植物散发：蒸发面为植物枝干和叶面；2/6/20231402.5.1基本概念陆面蒸发：土壤蒸发与植物散发的总和；流域总蒸发：流域内水面蒸发、土壤蒸发和植物散发等各类蒸发的总和。蒸发量：一定时段内从蒸发面出去的水层深度，E，mm蒸发率：单位时间内的蒸发量，e，mm/h、mm/d蒸发能力：充分供水条件下，某一蒸发面的最大蒸发量，Em一般情况下，蒸发面上的蒸发量小于或等于蒸发能力。2/6/20231412.5.2水面蒸发1）定义：在自然条件下，水分从液态转化为气态逸出水面的物理过程。2）水面蒸发的观测方法20cm口径蒸发器

80cm口径套盆蒸发器60cm口径带套盆E601蒸发器2/6/20231423）水体水面蒸发计算E=KE器折算系数K随蒸发器直径而变，也与蒸发器类型、自然环境、季节变化等因素有关。在实际工作中，应根据当地实测资料分析

。

2.5.2水面蒸发型号东北区华北区华中区华南区康滇区青藏区蒙新区全国平均E6010.910.930.960.970.970.880.830.92800.820.800.810.720.890.730.640.78200.610.510.660.680.600.600.540.61我国不同型号蒸发器折算系数2/6/20231432.5.3土壤蒸发1）定义

土壤蒸发指土壤中所含水分以水汽的形式逸入大气的现象。2）湿润土壤的蒸发过程稳定蒸发阶段：存在自由重力水，土层中毛细管上下沟通，供水充分，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定，E=Em。蒸发强度主要决定于气象条件。结束标志：土壤含水量小于田间持水量。蒸发强度随土壤含水量降低阶段：土层中毛细管连续状态逐渐断裂，供水不充分，土壤蒸发强度随土壤含水量的减小而减小。蒸发强度主要决定于土壤含水量。结束标志：土壤含水量小于毛管断裂含水量。2/6/20231442.5.3土壤蒸发水汽扩散阶段：毛管向土壤表面输送水分的机制完全破坏，水分只能以水汽形式通过土壤孔隙外逸，土壤蒸发强度很小。蒸发强度主要决定于土层内水汽扩散能力，而气象因素、土壤含水量大小对蒸发均不起明显作用。

2/6/20231452.5.4植物散发植物散发指在植物生长期，水分从植物叶面和枝干蒸发进入大气的过程，又称蒸腾。植物散发与土壤蒸发同时存在，合称为陆面蒸发植物散发比水面蒸发及土壤蒸发更复杂，与土壤环境、植物生理结构以及大气状况有密切的关系目前，我国植物散发的观测资料很少，散发量难以估算。

2/6/20231462.5.5流域总蒸发流域总蒸发包括流域中水面蒸发、土壤蒸发和植物滞留蒸发及植物散发。计算方法（1）面积加权法水面面积：FW；土壤面积：FS；植被面积：FP水面蒸发：EW；土壤蒸发：ES；植物散发：EP流域总蒸发按下式计算：2/6/2023147（2）水量平衡法闭合流域多年平均水量平衡方程：根据降水量与径流量观测值，已绘制多年平均蒸发量等值线图，可以直接查算。2.5.5流域总蒸发2/6/2023148（3）模式计算法我国水利部门常用的流域蒸发量计算模式有以下三种：A.一层蒸发模式

假定流域蒸发量E与流域土壤含水量W成正比。缺点：一层蒸发模式比较简单，但没有考虑土壤水分的垂直分布情况。当包气带土壤含水量较小，而表层土壤含水量较大时，按一层蒸发模式得出计算值偏小。

2/6/2023149B.二层蒸发模式

将流域蓄水容量Wm分为上层WUm和下层WLm，相应的土壤含水量分别WU和WL。假定降雨量先补充上层土壤含水量，当上层土壤含水量达WUm后再补充下层土壤含水量；蒸发则先消耗上层土壤含水量，蒸发完了再消耗下层的土壤含水量，且上层蒸发EU按流域蒸发能力蒸发，下层蒸发EL与下层土壤含水量成正比。流域总蒸发量为上、下两层蒸发量之和。即：缺点：久旱以后由于下层土壤含水量很小，利用二层蒸发模式计算出的蒸发量很小，流域土壤含水量难以达到凋萎含水量，不太符合实际情况。E=EU＋EL2/6/2023150C.三层蒸发模式

在二层蒸发模式的基础上，确定了一个下层最小蒸发系数C，上层蒸发仍按一层蒸发模式计算，下层蒸发按下式计算：当WL≥C（Em-EU）时当WL<C（Em-EU）时EL=WL2/6/20231511）年蒸发量的地理分布我国年蒸发量：364mm总的趋势：由东南向西北递减。淮河以南、云贵高原以东：700~800mm海南岛东部、西藏东南：1000mm以上华北平原：400~600mm东北平原：400mm大兴安岭以西、内蒙古高原、鄂尔多斯、阿拉善：<300塔里木盆地、柴达木盆地：<25mm2.5.6我国蒸发量概况2/6/20231522.5.6我国蒸发量概况2）年蒸发量的年内分配与太阳辐射、气象要素的年内变化一致年最小值：12月到次年1月年最大值：存在地区差异云贵高原：4~5月华北、西南：5~6月长江中下游、沿海：7~8月

2/6/20231532.6径流主要内容径流形成过程径流的表示方法与度量单位我国径流量概况学习要求熟悉次降雨径流量过程的描述掌握径流的表示方法与度量单位了解我国径流量的分布情况2/6/2023154径流概念径流：由降水形成的在重力作用下沿着一定的方向和路径流动的水流。径流的分类

按流动路径：

按成因：地表径流（Qs）地下径流（Qg）壤中流（Qint）河川径流（Q）降雨径流融雪径流2/6/2023155径流的作用：径流是陆地上重要的水文现象，是水文循环和水量平衡的基本要素，是引起河流、湖泊、沼泽等陆地水体水情变化的直接因素。因此，揭示和了解径流变化规律，分析径流与其它水文要素及各影响因素之间的相互关系，掌握径流形成的基本理论与分析方法是十分必要的。径流概念2/6/20231562.6.1径流形成过程（1）定义径流形成过程是指流域内自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程。流域是降水的承受面，也是蒸发的逸出面和径流形成的下垫面；流域主要功能是将降水转化为径流。P~tQ~t2/6/20231572.6.1径流形成过程1.2径流形成过程的阶段划分径流形成过程是一个复杂而连续的物理过程，开始于降雨过程，结束于流域出口断面的流量过程。为了便于分析，一般将其概括为产流过程和汇流过程。降雨过程产流过程流域蓄渗过程坡地汇流过程汇流过程河网汇流过程径流形成过程2/6/20231581.3产流过程1.3.1降雨过程流域内的径流由降雨产生，因此降雨过程是径流形成的首要环节。降雨大小及其时空分布特征决定了河川径流的大小和变化规律。2.6.1径流形成过程2/6/20231591.3产流过程1.3.2流域蓄渗过程（即降雨扣损过程）

在分析径流形成过程中，一般将流域地面分为以下三类：（1）与河网连通的水面；降落到水面上的降雨除了少量耗于雨期蒸发外，直接形成径流。（2）不透水面，如屋顶、水泥路面等；降落到不透水面上的降雨除了少量耗于雨期蒸发和被地面吸收损耗外，剩余雨量形成地表径流。（3）透水地面，如裸露土壤的地面、草地、森林等。降落到透水地面的雨水一部分被植物的枝干、叶面拦截和滞留，称为植物截留，截留量最终耗于蒸发。

2.6.1径流形成过程2/6/2023160植物截留得到满足后，降落的雨水到达地面，并首先向土壤中入渗，若雨强小于下渗能力，雨水全部下渗；若雨强大于下渗能力，雨水按下渗能力下渗，超出下渗能力的雨水（称为超渗雨）在地表形成积水，蓄存于地面大大小小的洼地，称为地表填洼，填洼的水量最终耗于蒸发和下渗。随着降雨持续进行，满足地表填洼的地方开始产生地表径流Rs。渗入土壤中的水分，首先被土壤吸收，使土壤含水量不断增加，当土壤含水量达到田间持水量后，后续渗入土壤中的雨水沿着土壤孔隙向下流动。在流动过程中，如遇到相对不透水层，则有部分雨水在不透水层上形成积水，进而积水会沿着土壤孔隙发生侧向流动，在一定的位置出露地表，注入河槽形成径流，称这种径流为壤中流Rint。2.6.1径流形成过程2/6/2023161随着渗入土壤中的雨水持续增加，透过相对不透水层的雨水继续向土层深处入渗，到达地下水面线以下，补给地下水，使地下水位升高，并沿水力坡度方向以地下水（浅层地下水和深层地下水）的形成补给河流，这部分径流称为地下径流Rg。产流过程中的水以垂向运动为主，形成不同径流成分的基本过程。

2.6.1径流形成过程注意：Rs与Rint在汇流过程中，可相互转化，计算时，二者合并，当作地面径流。2/6/20231621.3产流过程降落到流域表面的雨水，一部分会损失掉，剩余部分形成径流。净雨：降雨扣除各种损失后用于形成径流的雨量称为净雨。产流过程：降雨扣除损失成为净雨的过程；净雨量也称为产流量；降雨不能产生径流的那部分降雨量称为损失量。2.6.1径流形成过程2/6/20231631.3产流过程降雨经过流域蓄渗过程被分配为降雨损失和净雨两部分。降雨损失：降雨中不能形成径流的那部分雨量，I。（1）植物截留Is——蒸发（2）地表填洼Vd

——蒸发、下渗（3）下渗f——蒸散发（4）雨期蒸发E降雨损失过程：2.6.1径流形成过程2/6/2023164净雨：降雨扣除损失后用以形成径流的那部分降雨量，R，mm。包括以下几部分：（1）地表净雨Rs—形成地表径流的净雨；地表（2）壤中流净雨Rint—形成壤中流的净雨；包气带（3）地下净雨Rg

—形成地下径流的净雨，包括浅层地下水（潜水）和深层地下水（承压水）；饱和带净雨过程：2.6.1径流形成过程2/6/2023165净雨与径流的区别与联系：联系：净雨和它形成的径流在数量上相等。区别：过程完全不同（1）净雨是径流的来源，径流是净雨汇流的结果；（2）净雨在降雨结束时就停止，而径流还要持续很长一段时间。2.6.1径流形成过程2/6/20231661.4汇流过程1.4.1流域汇流过程定义

净雨沿着坡地从地面和地下汇入河网，然后再沿河网汇集到流域出口断面的整个过程称为流域汇流过程。流域汇流过程包括坡地汇流和河网汇流两个阶段。

2.6.1径流形成过程2/6/2023167汇流过程2.6.1径流形成过程坡地汇流河网汇流流域汇流过程流域出口2/6/20231681.4.2坡地汇流定义：净雨沿坡地从地表和地下汇入附近河网的过程。分为地面净雨、壤中流净雨和地下净雨的坡地汇流三类：坡面漫流：流程短，流速大，先到达。壤中流汇流：流程较长，流速缓慢，后到达。地下径流汇流：流程最长，流速最慢，最后到达深层地下径流流动很慢，因此降雨结束后地下水流可以持续很长时间，较大河流可以终年不断流，这是河流的基本流量，水文学中称为基流。在径流形成过程中，坡地汇流过程是对净雨在时程上进行的第一次再分配。2.6.1径流形成过程2/6/20231691.4.3河网汇流定义：经坡地汇流注入河网的径流沿河网从支流向干流、从上游向下游汇集，最后全部流出流域出口断面的过程。河网汇流时间大于坡面汇流时间地表径流Qs：陡涨陡落，最先结束；壤中流Qint：平缓，持续时间长；地下径流Qg：稳定，且量小，持续时间很长。在径流形成过程中，河网汇流过程是净雨在时程上进行的第二次再分配。汇流过程中的水以水平侧向运动为主，水平运动机制是构成降雨在时程上再分配的过程。2.6.1径流形成过程注意：降雨径流形成过程中的产流与汇流过程不能截然分开，而是交替出现。2/6/20231702.6.1径流形成过程ttttttttttttttQqgqsqssQInSdfrsSrssfgrgfd垂向再分配(产流过程)侧向再分配(汇流过程)地表径流峰形尖瘦，近似对称，陡涨陡落峰值滞后，过程线较平缓，不对称历时长，基本无峰，过程平缓2/6/20231712/6/20231722.6.1径流形成过程1.5降雨过程与流域出口断面流量过程之间的差异(1)降雨量P>径流量R(2)形状不同

P~t曲线变化剧烈而不规则

Q~t曲线相对平缓光滑(3)Q~t曲线的起始时刻、洪峰、重心等均较P~t曲线后出现(4)径流历时TQ~t>降雨历时TP~t原因：A.

流域下垫面条件B.降水特征——过程与空间分布C.流域下垫面对降雨的调蓄作用2/6/2023173地表径流径流形成过程框图降雨透水地面填洼及地面蓄水植物截留土壤蓄水地下蓄水深层地下水蓄水蒸散发不透水地面壤中流地下径流河网蓄水流量过程与河网连通的水面产流过程汇流过程2/6/2023174（1）流量（Q）：单位时间通过河流某一过水断面的总水量，m3/s。（2）径流总量（W）：某一时段内通过河流某一过水断面的总水量，m3。（3）径流深（R）：将计算时段内的径流总量W均匀分布在流域面积F上所得的平均水层深度，mm。

（4）径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积的比值，m3/(s.km2)（5）径流系数（α）：某计算时段内的径流深与降雨量之比。2.6.2径流的表示方法2/6/2023175径流表示方法之间的换算关系转换前特征值及其计量单位转换后特征值及其计量单位QWMRm3/sm3m3/(skm2)mmQm3/sW/TMF103RF/TWm3QTMFT/103103RFMm3/(skm2)Q/FW/T/F103R/TRmmQT/(103F)W/(103F)MT/1062.6.2径流的表示方法注意：表中F单位为km2；T单位s。2/6/2023176例1：某水文站控制流域面积为54500km2，已知该站的=1680m3/s，该流域=1650mm，试求，，以及解：多年平均径流量=1680×365×24×3600=530亿m3

多年平均径流深=530×108/(54500×106)×103=972mm

多年平均径流模数

多年平均径流系数

2.6.2径流的表示方法2/6/2023177例2：已知某水文站控制面积F=2000km2，某次洪水过程线如下表。试推求该次洪水的径流量W和径流深R。时间(日.时)2.142.203.23.83.143.204.24.8流量(m3/s)100210230160014501020800530时间(日.时)4.144.205.25.85.145.206.26.8流量(m3/s)4103603303002702501601002.6.2径流的表示方法某水文站一次洪水过程2/6/20231782.6.2径流的表示方法W=(100+210)×6×3600/2+……+(160+100)×6×3600/2=173.232×106m3R=W/F/=173.232×10