第二章 河流与径流

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二、流域特征 1. 分水线和流域 汇集地面水和地下水的区域 即分水线所包围的区域
闭合流域、非闭合流域
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2. 流域基本特征 流域面积（F，km2） 河网密度（∑L/F，km/km2） 流域长度（L）和平均宽度（M） 流域形状系数（M/L） （扇状流域、羽状流域） 流域平均高度和平均坡度 流域自然地理特征 （位置、气候、下垫面）
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第二节
径流及其形成过程
一、水文循环与水量平衡
1. 自然界的水文循环 地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地 、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。 水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结 降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水 文循环。 水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到10km左 右，下至地表以下平均1km深处。
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长江：
发源于青藏高原唐古拉山主峰格拉丹东雪山； 长度：干流全长6300余公里； 流域面积：180万平方公里； 上游：宜昌以上，长4504km，面积100km2； 中游：宜昌至湖口，长955km，面积68万km2； 下游：湖口以下，长938km，面积12万km2； 比降：源头为10.8‰，三峡河段为0.18‰， 平原河段0.026‰，河口段0.005‰； 多年平均降雨量：1100mm； 多年平均年径流量：9600亿m3； 含沙量：中下游约为0.5-1.0kg/m3；
（2）土壤蒸发观测
器测法；
ΓΓИ500型
E = 0.02(G1 − G 2 ) − ( R + q ) + P
间接计算法 经验公式
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) 植物蒸散发
土壤中的水分经植物吸收后，输送至叶面， 经由气孔逸入大气，称为植物散发； 降水时枝叶截留一部分降水在雨后蒸发的现 象，称为植物蒸发； 植物蒸散发的测定： 器测法： 水量平衡法：
红外云图
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降雨资料的整理 将观测的雨量进行整理计算，得逐日降水量 和汛期降水摘录表，与其他水文资料一起，刊 布在水文年鉴或存入水文数据库。 降雨时程变化的表示方法：
1、2线：降雨强度过程线 ΔP i= Δt 3线：降雨量累积曲线
t
P (t ) = ∫0 i (t )dt
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流域平均雨量计算： (1) 算术平均法 条件：流域内雨量站分布较均匀、地形起 伏变化不大。
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下渗实验与分析： 1） 直接测定法 （1）注水法：同心环下渗仪 （2）人工降雨法
F (t ) = P (t ) − R (t )
f (t ) = i (t ) − r (t )
2） 水文分析法：流域水量平衡方程分析
F (t ) = P (t ) − R(t ) − ( S s + S v + S d )
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大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。 小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水 的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落 到陆地上，又称为内循环。前者称为海洋小循环，后 者称为陆地小循环。 水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一 。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变 万化的水文现象。 水文循环也是水资源具有再生性的原因。
dS (t ) f (t ) = i (t ) − r (t ) − dt
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3）霍顿下渗公式：
f (t ) = f c + ( f 0 − f c ) e
− βt
f0：起始下渗率 fc：稳定下渗率
β ：系数
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4. 水位观测
指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由 水面离开固定基面的高程。 目前全国统一基面：黄海基面 水位观测设备：水尺、自记水位计
P = E
全球多年平均 降水量等于多 年平均蒸发量 ，为1130mm
Pc + Po = E c + E o 或
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3. 流域水量平衡
( P + E1 + Rs1 + R g1 ) − ( E 2 + Rs 2 + R g 2 ) = S 2 − S1 P − E − R = ΔS P= R+E
3. 下渗
水从土壤表面渗入土壤内的运动过程，常用下 渗率的大小来描述下渗强度。 下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的水 量。记为：f （mm/min，mm/h） 下渗的空间分布： （1）流域中土壤性质的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一
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5. 流量测验
单位时间通过河流某一断面的水量，m3/s。 1）流速仪测流 （1）测流原理：Q = vω 将河道断面划分为若干部分，用普通测量方法 测算出各部分断面的面积，用流速仪施测流速并计 算各部分面积上的平均流速，两者的乘机，称为部 分流量，各部分流量之和为全断面的流量。 测流工作分为：河道断面测量、流速测量。
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(3) 等雨量线法 条件：当流域地形变化较大，而雨量站分布较密 ，能结合地形变化绘制等雨量线时。
1 P= F
∑ Pi f i
i =1
n
该方法能考虑流域地形的变化绘制等雨量线，比较好 地反映了降雨在流域上的变化，精度较高。 但是绘制等雨量线需要较多站点的资料，且每次都 要重绘，工作量大。
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2、地球上的水量平衡 水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域 、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水 量的变化量。 水量平衡方程：
I − O = ΔS
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
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若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：
P1 + P2 + ... + Pn 1 n = ∑ Pi P= n n i =1
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(2) 垂直平分法（泰森多边形法） 条件：流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反 映各站在计算流域平均雨量中的作用。 假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量 站代表。
n fi P1 f1 + P2 f 2 + ... + Pn f n P= = ∑ Pi F F i =1
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3. 河道纵比降： 任意河段两端（水面或 水底）的高差△h称为落差， 单位河长的落差称为河道纵比 降。 水面比降、河底比降
J=
(h0 + h1 )l1 + (h1 + h2 )l 2 + ... + (hn −1 + hn )l n − 2h0 L L2
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4.水系及河流地貌 定律 斯特拉勒河流分 级法： 河流地貌定律： 河数律 河长律 面积律 河流比降律
Pc − R − E c = ΔS c
若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：
Po + R − E o = ΔS o
△Sc——大陆在研究时段内蓄水量的变化量 △So——海洋在研究时段内蓄水量的变化量 对多年平均情况， △Sc 、△So 趋于零。所以：
Pc − R = E c
合并得：
Po + R = E o
水位变化平缓时，每日8时和20时各观测1次；枯 水气每日8时观测1次；汛期一般每日观测4次。
水位观测资料整理：日平均水位、月平均水位 、年平均水位的计算。 （1）算术平均法 （2）面积包围法
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Z=
1 [ Z 0 Δt1 + Z 1 (Δt1 + Δt 2 ) + Z 2 (Δt 2 + Δt 3 ) + ... + Z n −1 (Δt n −1 + Δt n ) + Z n (Δt n )] 48
对流层的特点：
1. 气温随高度的增加而降低 2. 具有强烈的上升和下降的气流 3. 受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布 不均匀。
对流层又可分三部分：下层（地面-1.5km）
中层（1.5km-6km） 上层（6km-对流层顶部）
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对流层中与降水有关的主要气象因素有：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
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二、水文观测与水文资料收集
1. 降水 水分以各种形式从大气降落到地面。 ) 形式：
)
雨、雪、霰、雹、露、霜等
)
特征要素： 降水量（mm) 降水历时(min，h，d) 降水强度(mm/h，mm/d) 降水面积(km2) 暴雨中心
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) 与降水有关的气象因素 降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气 中最底的一层。
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翻斗式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 4.0mm/min以内 称重式 记录降水时全部降 水的重量。优点在于能 够记录雪、冰雹及雨雪 混合降水。
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) 雷达探测
气象雷达是利用云、雨、雪等对无 线电波的反射现象卫星云图
极轨卫星 地球静止卫星：可见光云图
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降水量观测 （1）器测法 雨量器 分辨率0.1mm。两段制 观测，即每日8时及20 时各观测一次。雨季 增加观测段次，如4段 制、8段制、12段制、 24段制。 每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
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（2）自计式 虹吸式： 分辨率：0.1mm 降雨强度适用 范围： 0.01～4.0mm/min 记录纸上画出的曲线， 纵坐标表示累积雨量， 横坐标表示时程， 称累积雨量过程线
1 E= (Qn Δ + rE a ) Δ+r
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) 土壤蒸发
（1）土壤蒸发过程 三个阶段： 第一阶段：土壤充分湿润， 供水充足E接近最大蒸发能力EM； 第二阶段：土壤水分减少，W<W田，供水条件变 差，E逐渐减小； E=W/W田×EM 第三阶段：W<W断，水分运动十分缓慢，蒸发率 很小。