第三章 陆地表面水的组成与运动1-2
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气象气候学第三章 陆地表面水的组成与运动
（一）产流机制 1. 超渗地面径流的产流机制 是指供水与下渗矛盾发生在包气带上界面（地面）的产 是指供水与下渗矛盾发生在包气带上界面（地面） 包气带上界面 流机制。地面径流的形成过程是在降雨、植物截留、 流机制。地面径流的形成过程是在降雨、植物截留、填 雨期蒸发及下渗等几个过程组合下的发展过程， 洼、雨期蒸发及下渗等几个过程组合下的发展过程，也 是在相应的作用力下垂向运行的过程。 是在相应的作用力下垂向运行的过程。
陆地表面水的组成与运动 第三章 陆地表面水的组成与运动
陆地表面水的组成与结构 第一节 陆地表面水的组成与结构 一、陆地表面水的组成
陆地表面水的结构 二、陆地表面水的结构
• 河流 蓄量最小，是地表唯一的畅流液态水， 蓄量最小，是地表唯一的畅流液态水，其水循环动力机 制受热力因素、重力作用控制，交替更新的周期最短， 制受热力因素、重力作用控制，交替更新的周期最短， 在地表水循环过程中起着上接大气水，下通地下水， 在地表水循环过程中起着上接大气水，下通地下水，最 后联结海水的主干作用， 后联结海水的主干作用，是地表水循环亚系统中的主干 子系统，是全球水循环大系统的传递支系统。 子系统，是全球水循环大系统的传递支系统。
• 首先是任何产流机制其首要条件是要有供水，对地面 首先是任何产流机制其首要条件是要有供水， 径流是降水，对其它径流则是由上而下的下渗水流。 径流是降水，对其它径流则是由上而下的下渗水流。 • 不仅有供水，而且要有足够的大于下渗率的供水强度。 不仅有供水，而且要有足够的大于下渗率的供水强度。 对超渗地面径流，则降雨强度大于上层土壤下渗率； 对超渗地面径流，则降雨强度大于上层土壤下渗率； 饱和地面径流降雨强度大于下层土壤下渗率； 饱和地面径流降雨强度大于下层土壤下渗率；壤中径 则上层土壤下渗率大于下层土壤的下渗率； 流，则上层土壤下渗率大于下层土壤的下渗率；对地 下径流，则要稳定下渗率大于地下水的下渗率。 下径流，则要稳定下渗率大于地下水的下渗率。
3 陆地表面水的组成
75
2 流域产流与汇流—系统分析
流域出口断面的洪水过程线又可称为流域对 其净雨输入过程的响应，简称流域响应。
76
2 流域产流与汇流—系统分析
两者之间的关系约为：
Q(t)=Φ[I(t)]
Q（t）为流域响应，即出口断面洪水过程线； I（t）为流域的净雨输入过程； Φ为系统算子，表示系统输入和输出之间的运算关系。
45
2 流域产流与汇流—地下径流
均质土层的水量平衡
fc为稳定下渗率；rg为地下径流产流率
46
2 流域产流与汇流—地下径流
非均质层的水量平衡
47
2 流域产流与汇流—地下径流
rg=fC（均质土壤）
rg=fC - rs s（非均质土壤）
48
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制
控制地面径流发生的是：相对不透水层的界面和下
渗能力，以及上层土层本身达到全层饱和的蓄水量。
49
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
50
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
rsat为饱和地面径流产流率
51
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
rsat= i – rss – fB
界面是 下层弱透水层的上界面
67
2 流域产流与汇流
流域汇流过程：流域上各处产生的各种成分的径 流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的过程
68
槽 面 降 雨
坡 地 地 下 径 流
69
2 流域产流与汇流
最大流域汇流时间
流域滞时
流域平均汇流时间
70
2 流域产流与汇流—最大流域汇流时间
2 流域产流与汇流—系统分析
流域出口断面的洪水过程线又可称为流域对 其净雨输入过程的响应，简称流域响应。
76
2 流域产流与汇流—系统分析
两者之间的关系约为：
Q(t)=Φ[I(t)]
Q（t）为流域响应，即出口断面洪水过程线； I（t）为流域的净雨输入过程； Φ为系统算子，表示系统输入和输出之间的运算关系。
45
2 流域产流与汇流—地下径流
均质土层的水量平衡
fc为稳定下渗率；rg为地下径流产流率
46
2 流域产流与汇流—地下径流
非均质层的水量平衡
47
2 流域产流与汇流—地下径流
rg=fC（均质土壤）
rg=fC - rs s（非均质土壤）
48
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制
控制地面径流发生的是：相对不透水层的界面和下
渗能力，以及上层土层本身达到全层饱和的蓄水量。
49
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
50
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
rsat为饱和地面径流产流率
51
2 流域产流与汇流—饱和地面径流
rsat= i – rss – fB
界面是 下层弱透水层的上界面
67
2 流域产流与汇流
流域汇流过程：流域上各处产生的各种成分的径 流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的过程
68
槽 面 降 雨
坡 地 地 下 径 流
69
2 流域产流与汇流
最大流域汇流时间
流域滞时
流域平均汇流时间
70
2 流域产流与汇流—最大流域汇流时间
第4章 陆地表面水的组成与运动1
上述几种陆地表面水体之间存在频繁而密切的物质和能量交 换关系，以及水体相变转化关系。
第二节 流域产流与汇流
一、流域产流理论
产流（Runoff Yield）过程： 指流域中各种径流成分的生成过程，也是流域 下垫面对降雨的再分配过程。
它是供水与下渗一组矛盾相互作用的产物，贯穿于整个包气带 和整个流域。
设包气带最大蓄水量为Wm，雨前含 水量为W0，则下渗损失量为Wm－W0。 当降雨量P>Wm-W0，为饱和产流条件。
R = Rsat + Rss + Rg = P − (Wm − W0 )
饱和产流特点： 饱和产流特点：
①满足包带带最大蓄水容量的地方先产流； ②随降雨继续，产流面积增大，产流量也相应增大。
• 在第一时段内， ∆w1h1 降落在△W1上的净雨→出口断面： Q1 =
∆t
• 第二时段内：
降落在△ 上的净雨h 降落在△W1上的净雨h2 降落在△ 上的净雨h 降落在△W2上的净雨h1 出口断面
∆w1h2 + ∆w2 h1 Q2 = ∆t
• 第三时段内
降落在△ 上的净雨h 降落在△W1上的净雨h3 降落在△ 上的净雨h 降落在△W2上的净雨h2 降落在△ 上的净雨h 降落在△W3上的净雨h1 出口断面
二、陆地表面水的结构
（水循环机制、特性、功能）
1、河流
动力机制：重力作用为主 更替周期：最短 功能作用：上接大气水，下通地周期：最长 功能作用：储存和补给
3、湖泊与沼泽
动力机制：热力和重力作用兼而有之 更替周期：居中 功能作用：传递、调蓄
第六时段， 第六时段，无降雨
降落在∆w4上的净雨h3 → 出口断面 降落在∆w5上的净雨h2 ∆w4 h3 + ∆w5h2 Q6 = ∆t
第三章 陆地表面水的组成与运动1-3
• 按反映水文运动物理规律的科学性和复杂 性程度分
系统模型( 黑箱模型 ) 流域水文模型 概念性模型（灰 ） 物理模型（白箱
系统模型
• 将所研究的流域或区间视作一种动力系统，利用 输入（一般指雨量或上游干支流来水）与输出 （一般指流域控制断面流量）资料，建立某种数 学关系，然后可由新的输入推测输出。 • 系统模型只关心模拟结果的精度，而不考虑输入 －输出之间的物理因果关系。 • 代表性模型有：总径流线性响应模型（TLR）、线 性振扰动模型（LPM）、以及神经网络（ANN）等。
流域汇流
• 流域汇流过程指是指流域上各处产生的各种成分 的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的 过程。 地下汇流 地表汇流 河网汇流（槽面降水）
快
坡地汇流 流域汇流
慢
运 动 速 度
流域汇流
• 最大流域汇流时间
o 指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间
• 流域滞时
o 指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时间与净 雨过程的形心出现时间的间隔，即滞后的时间
当i ＞ fp ，P－E ＞ D时，河流中将出现涨洪快速、落洪 缓慢、具有明显不对称的洪水过程线，它显然由地面和地 下两种径流成分混合所形成。
Horton产流理论的局限性
• Horton产流是针对均质结构土层的。
o 在自然界中，许多情况下包气带的岩土结构并非均 质，而是具有一定的层次结构；
• Horton产流只划分了两种径流成分：地面径流 和地下径流。
P
简单的物理概念 和经验公式
R
物理模型
• 据水流的连续方程和动量方程来求解水流 在流域的时间和空间上的变化规律。 • 代表模型有SHE模型，DBSIN模型等。
P
系统模型( 黑箱模型 ) 流域水文模型 概念性模型（灰 ） 物理模型（白箱
系统模型
• 将所研究的流域或区间视作一种动力系统，利用 输入（一般指雨量或上游干支流来水）与输出 （一般指流域控制断面流量）资料，建立某种数 学关系，然后可由新的输入推测输出。 • 系统模型只关心模拟结果的精度，而不考虑输入 －输出之间的物理因果关系。 • 代表性模型有：总径流线性响应模型（TLR）、线 性振扰动模型（LPM）、以及神经网络（ANN）等。
流域汇流
• 流域汇流过程指是指流域上各处产生的各种成分 的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的 过程。 地下汇流 地表汇流 河网汇流（槽面降水）
快
坡地汇流 流域汇流
慢
运 动 速 度
流域汇流
• 最大流域汇流时间
o 指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间
• 流域滞时
o 指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时间与净 雨过程的形心出现时间的间隔，即滞后的时间
当i ＞ fp ，P－E ＞ D时，河流中将出现涨洪快速、落洪 缓慢、具有明显不对称的洪水过程线，它显然由地面和地 下两种径流成分混合所形成。
Horton产流理论的局限性
• Horton产流是针对均质结构土层的。
o 在自然界中，许多情况下包气带的岩土结构并非均 质，而是具有一定的层次结构；
• Horton产流只划分了两种径流成分：地面径流 和地下径流。
P
简单的物理概念 和经验公式
R
物理模型
• 据水流的连续方程和动量方程来求解水流 在流域的时间和空间上的变化规律。 • 代表模型有SHE模型，DBSIN模型等。
P
水文学第3章第1节陆地表面水的组成与结构
河道形态
河槽平面形态
纵横断面形态
11
1 河槽的平面形态
（1） 山区河流 平面形态极为复杂，急弯比比皆是，两
岸和河心常有巨石突出，岸边极不规则， 宽度变化很大，急滩、深潭上下交错。在 落差较大的地方往往形成陡坡跌水或瀑布。 （2） 平原河流
蜿蜒曲折的平面形态， 有浅滩和深槽存在。
12
2 河槽的纵横断面及比降
积。 ➢ 大断面：最大洪水时，河底线与水面线所包围的面积。
14
降水或由地下涌出地表的水，汇集在地面低洼处，在 重力作用下经常地或周期地沿流水本身造成的洼地流 动，这就是河流。
河流沿途接纳很多支流，并形成复杂的干支流网络系 统，这就是水系。
每一条河流和每一个水系都从一定的陆地面积上获得 补给，这部分陆地面积便是河流和水系的流域。
9
10
河道的基本形态特征
第3章 陆地表面水的组成与运动
3.1陆地表面水的组成与结构 3.2流域产流与汇流 3.3河流的水情 3.4河水的运动 3.5冰川运动与补给 3.6湖水的运动与调蓄 3.7径流向海汇集及其效应
1
§3.1 陆地表面水的组成与结构 陆地表面水的组成 陆地表面水的结构 河流、水系和流域
2
一、陆地表面水的组成
11000
水 量(108m3) 备 注
51322
7088
淡水占湖水 总量的31%
占国土面积 1.15%
27115
1997年中国 统计年鉴
6
西藏和黑龙江是我国沼泽湿地分布最多的省区
占全国沼泽湿地 2000年 2005年 2016年 面积比（%）
黑龙江
22.13 20.97 175
陆地地表水的组成
海洋蒸发的水汽 降水
第三章陆地表面水的组成与运动课件
力条件，即坡度及水流归槽条件（充分条件）
20
• 壤中径流的产生与降雨强度没有直接关系， 它只取决于上层的下渗率。
• 只要上层下渗率大于下层下渗率，形成临 时饱和带，即可产生壤中径流。
21
3.地下径流的产流机制
• 指包气带较薄、地下水位较高时的地下水 产流机制。产流条件与壤中径流相同。
fc—稳定下渗率 rg—地下径流产流率
22
• 地下径流的产流条件：
– 界面：包气带下界面 – 上层有下渗水 – 存在比上层下渗能力小的界面 – 供水强度大于下渗强度 – 产生临时饱和水带并具有产生侧向流动的动力
条件
23
4.饱和地面径流产流机制
• 在表层土壤具有较强透水性情况下的地面 产流机制。
– 随着壤中流积水的增加，继续下雨终将达到地 面，即包气带全部变成临时饱和水带，此后继 续降雨所形成的就不是壤中流，而是以地面径 流的形式出现，这种地面径流就成为饱和地面 径流。
产流 机制
• 壤中径流 的产流机制
• 饱和地面径流 的产流机制
11
1.超渗地面径流的产流机制
• 干旱地区的地下水埋藏很深，包气带可达 几十米甚至上百米，降水不易使包气带蓄 满，下渗的水量一般不会产生地下径流。 只有降水强度超过下渗率时才有地面径流 产生。这种产流方式，称为超渗产流。
12
• Horton产流理论
等流时线汇流计算示意图
若取 ＝1，则
f ( )
，即为汇流曲线
46
等流时面积分配线
47
3）出口流量过程的计算
假定把分成5块等流时面积等 1, 2 , 3, 4 , （5 图3
－21），现有 h1, h2 , h33 个时段的均匀净雨量，根据
20
• 壤中径流的产生与降雨强度没有直接关系， 它只取决于上层的下渗率。
• 只要上层下渗率大于下层下渗率，形成临 时饱和带，即可产生壤中径流。
21
3.地下径流的产流机制
• 指包气带较薄、地下水位较高时的地下水 产流机制。产流条件与壤中径流相同。
fc—稳定下渗率 rg—地下径流产流率
22
• 地下径流的产流条件：
– 界面：包气带下界面 – 上层有下渗水 – 存在比上层下渗能力小的界面 – 供水强度大于下渗强度 – 产生临时饱和水带并具有产生侧向流动的动力
条件
23
4.饱和地面径流产流机制
• 在表层土壤具有较强透水性情况下的地面 产流机制。
– 随着壤中流积水的增加，继续下雨终将达到地 面，即包气带全部变成临时饱和水带，此后继 续降雨所形成的就不是壤中流，而是以地面径 流的形式出现，这种地面径流就成为饱和地面 径流。
产流 机制
• 壤中径流 的产流机制
• 饱和地面径流 的产流机制
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1.超渗地面径流的产流机制
• 干旱地区的地下水埋藏很深，包气带可达 几十米甚至上百米，降水不易使包气带蓄 满，下渗的水量一般不会产生地下径流。 只有降水强度超过下渗率时才有地面径流 产生。这种产流方式，称为超渗产流。
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• Horton产流理论
等流时线汇流计算示意图
若取 ＝1，则
f ( )
，即为汇流曲线
46
等流时面积分配线
47
3）出口流量过程的计算
假定把分成5块等流时面积等 1, 2 , 3, 4 , （5 图3
－21），现有 h1, h2 , h33 个时段的均匀净雨量，根据
3.1-自然界的水循环(标准教案)
玛纳斯县一中学校2016－2017学年上学期高一年地理备课组教案主备人：沙合提
反思：根据本课的教学目标及重难点，我设计了自己的教学，效果很好。
具体讲有以下几点：
1、引入"百川东到海，何时复西归？"提高学生人文素养及学生学习兴趣。
对学生学习课文打下良好的基础。
2、"相互联系的水体"该部课标虽未做要求，但它是水循环知识的铺垫，因此教学过程中让学生根据"水圈构成图"，找出我们平常用到的淡水类型及其占水圈的比例培养学生科学的资源观。
"读图思考"是让学生了解各种水体之间是怎样相互联系的，并在此过程中引导学生分析河流量如何随补给水源变化而变化。
这部分知识，我采用让学生读书和看图相结合的方法去学习，然后再让学生完成读图思考，学生能很快地掌握知识。
3、根据"相互联系的水体"来说明水循环过程，并注重理解水循环的各个环节、绘图、回到课前问题"百川东到海，何时复西归"并引出一江春水向东流"为什么流不尽？"导入水循的意义，并据此分析"人类对水循环的哪些环节可以施加影响？水循环持续不断更新？学生在学习这部分知识时，我先让学生从书中找出相应的概念，学生再用自己的话复述具体的水循环过程，然后师生共同画三种水循环的示意图，并标出每种循环的各个环节，学生能快速高效地掌握这一重点内容。
进而提出以上问题，让学生讨论思考，很自然地过渡到水循环的意义，前后衔接很自然，知识具有一定的连贯性。
陆地水的组成
一、陆地表面水的组成陆地表面的基本水源来自大气降水。
从海洋上蒸发的水汽，被气流输送到陆地上空，其中一部分从陆地上空流走，形成过境气流；另一部分在陆地上空冷凝，按固、液两种形态降水。
大气降水落到地表，除一部分被蒸发和入渗地下外，其余在地表形成冰川、湖泊、沼泽和河流天然地表水体，此外还有极小一部分组成了生物水。
由表3-1可见，陆地表面水中的89％是以固态冰川的水体形式分布在南极大陆，其余6大洲地表水的总量，仅占全球地表水的11％，而这11％中有10.16％还是冰川水体。
因此除南极洲以外，陆地表面总水量中，冰川占92.84％，湖泊占6.65％，沼泽占0.43％，而河槽蓄水仅占0.08 ％。
我国地表水的组成也是如此。
我国冰川总面积58650平方公里，冰川总储量为51322×108立方米；湖泊面积为718000平方公里，湖泊储水量为7088×108立方米，其中淡水储量为2260×108立方米，占湖水总量的31％；沼泽面积为1.1万平方公里，占全国总面积的1.15％；河流槽蓄量虽小，径流总量却与欧洲相当，全国平均年径流总量达27115 ×108立方米。
二、陆地表面水的结构如前已述，地球上的水循环可以看作为一个动态有序大系统。
不仅海水、大气水、地表水、地下水各亚系统，而且地表水亚系统内部的冰川、湖泊、沼泽、河流等子系统，都是开放系统。
它们之间都存在着频繁而密切的物质（水、沙、化学元素）与能量（热能、动能）的交换，和水体相变转化的关系。
冰川、湖泊、沼泽、河流，在地表水亚系统的水循环过程中，各具有其特殊的功能。
这又是由其本身的水循环的机制和特性所决定的。
河流虽然槽蓄量最小，但河水是地表唯一的畅流液态水，它的水循环动力机制既受热力因素影响，更受重力作用所控制。
因而，其交替更新的周期最短，也即水循环的活力最强。
因此它在地表水循环过程中起着上接大气水，下通地下水，最后联结海水的主干作用，它是地表水循环亚系统中的主干子系统。
第3章+陆地表面水的组成与运动
河流虽然槽蓄量最小，但河水是地表唯一的畅流液态水，它的 水循环动力机制既受热力因素影响，更受重力作用所控制。因而， 其交替更新的周期最短。因此它在地表水循环过程中起着上接大气 水，下通地下水，最后联结海水的主干作用.
。
❖ 冰川是固态降水积累演化而成的，是地表第 一大水体。它的水循环的动力机制主要受热 力作用控制，其水循环的活力最弱。在地表 水循环中发挥着储存和补给的功能.
❖ (3)流域形状的影响:在其它条件相同时，不同 的流域形状会产生不同的流量过程。
❖
❖ (4)水力条件的影响:在畅流条件下，水位越高、 流速越快，汇流历时越短，峰量越大，因而 峰形越尖瘦。
三、流域产汇流计算方法与模型简介
❖ 1.流域产汇流计算方法
下渗曲线法
根据超渗产流理论，由降雨过程线及给定起始 土壤含水量下的下渗曲线确定产流量。
3.流域汇流的影响因素
❖ (1)降水特性的影响：暴雨中心的空间分布 及其移动方向的影响，不同降水强度反映了 对流域汇流的不同供水强度。
❖
❖ 暴雨中心位置对流域汇流的影响。
❖ ①—④表示暴雨中心发生在上、中、均匀、 下游区域或分布时汇流过程
❖ (2)流域的地形坡度的影响:地形坡度越陡，汇 流速度越快，汇流时间越短，地面径流的损 失量就越小，流量过程线越尖瘦。
2.流域产流方式 自然情况下，产流机制与当地的下垫面状况密切相关。小流域产 流机制单一，大流域产流机制的复杂。 (1)超渗产流方式：遵循超渗地面径流产流机制。特点是降雨强度 大于下渗强度时才产生地面径流，而径流量与产流面积并不是随降雨 的继续而增长，而是有增有减，径流量与产流面积主要与降雨强度与 下渗能力有关。
❖ 一般利用水尺和水位计(按传感器原理分浮子 式、跟踪式、压力式和反射式)测定。观测时 间和观测次数要适应一日内水位变化的过程， 要满足水文预报和水文情报的要求。
。
❖ 冰川是固态降水积累演化而成的，是地表第 一大水体。它的水循环的动力机制主要受热 力作用控制，其水循环的活力最弱。在地表 水循环中发挥着储存和补给的功能.
❖ (3)流域形状的影响:在其它条件相同时，不同 的流域形状会产生不同的流量过程。
❖
❖ (4)水力条件的影响:在畅流条件下，水位越高、 流速越快，汇流历时越短，峰量越大，因而 峰形越尖瘦。
三、流域产汇流计算方法与模型简介
❖ 1.流域产汇流计算方法
下渗曲线法
根据超渗产流理论，由降雨过程线及给定起始 土壤含水量下的下渗曲线确定产流量。
3.流域汇流的影响因素
❖ (1)降水特性的影响：暴雨中心的空间分布 及其移动方向的影响，不同降水强度反映了 对流域汇流的不同供水强度。
❖
❖ 暴雨中心位置对流域汇流的影响。
❖ ①—④表示暴雨中心发生在上、中、均匀、 下游区域或分布时汇流过程
❖ (2)流域的地形坡度的影响:地形坡度越陡，汇 流速度越快，汇流时间越短，地面径流的损 失量就越小，流量过程线越尖瘦。
2.流域产流方式 自然情况下，产流机制与当地的下垫面状况密切相关。小流域产 流机制单一，大流域产流机制的复杂。 (1)超渗产流方式：遵循超渗地面径流产流机制。特点是降雨强度 大于下渗强度时才产生地面径流，而径流量与产流面积并不是随降雨 的继续而增长，而是有增有减，径流量与产流面积主要与降雨强度与 下渗能力有关。
❖ 一般利用水尺和水位计(按传感器原理分浮子 式、跟踪式、压力式和反射式)测定。观测时 间和观测次数要适应一日内水位变化的过程， 要满足水文预报和水文情报的要求。
水文学复习资料
⽔⽂学复习资料1、陆地表⾯⽔的组成：详见P89的表3-1.2、河流分段：可分为上、中、下游三段。
其⽔⽂特点是：上游：⽐降⼤，多瀑布急滩，流速⼤，流量⼩，冲刷占优势，河槽多为基岩或砾⽯。
中游：⽐降与流速减⼩，流量加⼤，冲刷、淤积都不严重，河槽多为粗砂。
下游：⽐降与流速更⼩，流量更⼤，淤积占优势，多浅滩或沙洲，河槽多细沙或淤泥。
3、⽔系：在⼀定集⽔区内，⼤⼤⼩⼩的河流构成脉络相通的系统。
4、⽔系特征——1）河流长度（河长）：河源到河⼝的轴线长度。
2）河⽹密度：单位流域⾯积内的河流总长度。
D=∑L/FD——河⽹密度（千⽶/平⽅千⽶），∑L——流域内各级河道总长度（千⽶），F——流域⾯积（平⽅千⽶）。
3）河流的弯曲系数：某河段的实际长度与该河段直线长度之⽐。
K=L/lK——河流弯曲系数；L——河段实际长度（千⽶）;l——河段的直线长度（千⽶）。
K值越⼤，河段越弯曲。
K值⼤，对航运及排洪不利。
⼀般平原区河流的弯曲系数⽐⼭区的⼤，下游的⽐上游⼤。
5、⽔系类型：1）扇状⽔系：⼲⽀流呈扇状分布，即来⾃不同⽅向的各⽀流较集中地汇⼊⼲流，流域呈扇形或圆形。
（海河上游的潮⽩河、永定河、⼤清河、⼦⽛河、漳河等五⼤⽀流均于天津汇⼊海河）2）⽻状⽔系：⽀流从左右两岸相间汇⼊⼲流，呈⽻⽑状。
如滦河⽔系。
3）树枝状⽔系：⼲⽀流的分布呈树枝状。
⼤多数河流属此类型。
如珠江⼲流西江，沿途接纳柳江、郁江、桂江等，即为⼀树枝状⽔系。
4）平⾏⽔系：⼏条⽀流平⾏排列，⾄下游或河⼝附近才汇合。
如淮河左岸的洪河、颖河、西淝河、涡河、浍河、沱河等。
5）格状⽔系：⼲⽀流分布呈格⼦状，即⽀流多呈90°⾓汇⼊⼲流。
如闽江⽔系。
这是由于河流沿着互相垂直的两组构造线发育⽽成6）辐合、辐散状⽔系：从四周向中间辐合的⽔系，称辐合状⽔系，发育于盆地地区。
从中间向四周辐散的⽔系，称辐散状⽔系，发育于穹隆构造地区。
6、流域：是指⼀条河流（或⽔系）的集⽔区域。
陆地表面水的组成与运动
暖型变质成冰作用是，当气温较高接近0℃ 时，冰雪消融活跃，融雪沿雪层内部的孔隙渗 浸，渗浸融水携带的热量又部分地融化粒雪， 出现融水放出热量时，部分融水冻结，这个过 程反复进行，下渗的融水就逐渐以雪粒为核心， 冻结或再结晶成冰。故属于渗浸成冰过程。渗 浸成冰过程又视温度的高低和融水量的大小而 分为冷渗浸-重结晶、渗浸-冻结和暖渗浸-重结 晶等不同的成冰过程。渗浸冻结冰的密度一般 高于暖渗浸重结晶冰，因其中所含的气泡少。 我国冰川主要是由渗浸冻结或暖渗浸再结晶成 冰过程形成的。
冰臼
浙江嘉兴安顶山火山口湖泊
云南玉龙雪山是北半球距赤道最近的冰 川，兼有现代冰川和古冰川，属海洋型 冰川，冰川最高峰5596m有19条冰沟。 距丽江市30km，索道底高程2335m、终 3406m，索道长2950m，垂直上升1100m。
3.5冰川运动与补给
3.5.2冰川对河流的补给作用 冰川融水调节着河川径流的年际变化，使年际变化趋 于均匀，成为山区河流稳定可靠的水源。 据统计，我国西部河流每年约有564亿m3融水补给，占 全国河川径流量的2％，相当于黄河入海的多年平均径 流量，是西北河流水资源的重要组成部分。 1)冰川融水径流的特征: 夏季高温，冰川冰和冰川表面的 积雪融水汇入河道、形成冰川融水径流，故它是季节 性径流。冰川融水径流的日变化特性与气温相似、时 间略滞后。
3.6 湖水的运动与调蓄
3.6.1湖泊概述 湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄 水体系，是湖盆、湖水以及水中物质组合而成 的自然综合体。由于湖泊是地表的一种交替周 期较长的、流动缓慢的滞流水体，加之它深受 其四周陆地生态环境和社会经济条件的制约， 因而，与河流和海洋相比，湖泊的动力过程、 化学过程及生物过程均具有鲜明的个性和地区 性的特点。在地表水循环过程中，有的湖泊是 河流的源泉，起着水量贮存与补给的作用；有 的湖泊是河流的中继站，起着调蓄河川径流的 作用；还有的湖泊是河流终点的汇集地，构成 了局部的水循环。
《陆地水与水循环》课件
陆地水资源的分布
地表水的分布受地形、气候和降水等因素影响，地下水的分布与地下水补给区有关。
陆地水资源的保护和利用
通过科学管理和节约用水来保护和合理利用陆地水资源。
四、人ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ活动对水循环的影响
1 水污染
2 水资源消耗
工业废水和农业化学 品等的排放对水质和 水生态造成负面影响。
人类各种活动对水资 源进行大量利用和开 发，加剧了水资源的 短缺。
二、水循环的过程
1
蒸发和融化
水从地表和植物蒸发，冰雪融化成液态水。
2
降水和渗透
水以雨、雪、冰雹的形式降落到地表，一部分渗透到土壤和地下水层。
3
地下水和河流
地下水通过渗透和地下水补给区进入河流，之后流入海洋或再次蒸发。
三、陆地水资源
陆地水资源的分类
包括地表水和地下水两种类型，各自具有不同的特点和利用方式。
3 全球气候变化
气候变暖导致极端降 水事件的增加，改变 了地球上水循环的模 式。
五、结论与展望
水资源短缺是全球面临的挑战之一，需要加强水资源的保护和管理。未来的研究方向包括水循环 预测和水资源可持续利用。
六、参考文献
在引言中提到的水循环相关论文和涉及到的陆地水资源相关数据来源，提供 了深入了解该主题的资料和研究成果。
《陆地水与水循环》PPT 课件
欢迎大家来到《陆地水与水循环》的PPT课件。我们将带您探索水循环的奥秘， 以及陆地水对水循环的重要性。
一、引言
水循环是指地球上水在不同形式之间循环的过程。它的重要性在于维持地球 上水文和能量循环，为生命提供所需的水资源。
陆地水是地表与地下的淡水资源，包括河流、湖泊、湿地和水库等。它是人 类和自然生态系统的重要组成部分。
地表水的分布受地形、气候和降水等因素影响，地下水的分布与地下水补给区有关。
陆地水资源的保护和利用
通过科学管理和节约用水来保护和合理利用陆地水资源。
四、人ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ活动对水循环的影响
1 水污染
2 水资源消耗
工业废水和农业化学 品等的排放对水质和 水生态造成负面影响。
人类各种活动对水资 源进行大量利用和开 发，加剧了水资源的 短缺。
二、水循环的过程
1
蒸发和融化
水从地表和植物蒸发，冰雪融化成液态水。
2
降水和渗透
水以雨、雪、冰雹的形式降落到地表，一部分渗透到土壤和地下水层。
3
地下水和河流
地下水通过渗透和地下水补给区进入河流，之后流入海洋或再次蒸发。
三、陆地水资源
陆地水资源的分类
包括地表水和地下水两种类型，各自具有不同的特点和利用方式。
3 全球气候变化
气候变暖导致极端降 水事件的增加，改变 了地球上水循环的模 式。
五、结论与展望
水资源短缺是全球面临的挑战之一，需要加强水资源的保护和管理。未来的研究方向包括水循环 预测和水资源可持续利用。
六、参考文献
在引言中提到的水循环相关论文和涉及到的陆地水资源相关数据来源，提供 了深入了解该主题的资料和研究成果。
《陆地水与水循环》PPT 课件
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一、引言
水循环是指地球上水在不同形式之间循环的过程。它的重要性在于维持地球 上水文和能量循环，为生命提供所需的水资源。
陆地水是地表与地下的淡水资源，包括河流、湖泊、湿地和水库等。它是人 类和自然生态系统的重要组成部分。
重庆市丰都中学高三地理上册 《陆地水和水循环》课件
分类
包括水体 循环周期 更新速度
静态水资源 内陆湖、冰川、
长
缓慢
深层地下水
动态水资源 江河水、浅层
短
快
地下水
开发利用状 况
开发较困难、 短期不易恢复
开发利用便利、 短期可恢复更新
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3、目前人类利用的淡水资源
可利用淡水资源
河流水
淡湖泊水 浅层地下水
节约、合理用水
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全球淡水总量的 0.3%
继续
二、陆地水体的相互关系
20
40 60
80
16500
100 120
13500
10500
7500
4500 1500
0
12 3 45 6 7 8 9 图3。2 河流径流与降雨量的关系
10 11 12
东部季风区外流河:
大多数河流依靠降水来补给，河流的径流量变化地与降水量相 一致，具有明显的季节变化和年际变化。
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流量/m3.s-1 300
流量 温度
温度/°C
200
100
0 34 5 6
789
图3.3 冰川补给的河流流量与气温的关系
30 20 10 0 --10 10 月份
西北地区内流河：
以冰川融水为主要水源，河流径流量变化与气温变化有密切 关系。
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丰水期
潜水面
地下 水位
潜水面
枯水期
图3.4 河水与潜水相互补给示意
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•1、书籍是朋友,虽然没有热情,但是非常忠实。2022年3月3日星期四2022/3/32022/3/32022/3/3 •2、科学的灵感，决不是坐等可以等来的。如果说，科学上的发现有什么偶然的机遇的话，那么这种‘偶然的机遇’只能给那些学有素养的人，给那些善于独 立思考的人，给那些具有锲而不舍的人。2022年3月2022/3/32022/3/32022/3/33/3/2022 •3、书籍—通过心灵观察世界的窗口.住宅里没有书,犹如房间里没有窗户。2022/3/32022/3/3March 3, 2022 •4、享受阅读快乐，提高生活质量。2022/3/32022/3/32022/3/32022/3/3
陆地地表水
二、流域产流计算方法 1、径流分割（退水流量过程线） 径流分割（退水流量过程线） 一次实测的洪水过程线除包括本次降雨 形成的地面径流、壤中流和地下径流外，还 形成的地面径流、壤中流和地下径流外， 包括前次洪水没有退完的部分水量和非本次 降水引起的深层地下径流。 降水引起的深层地下径流。因此需要对径流 过程线进行分割。 过程线进行分割。
陆地水文学
陆地表面水的组成与结构
一、陆地水的组成 陆地89%以冰川的形式分布于南极大陆， 陆地89%以冰川的形式分布于南极大陆， 89%以冰川的形式分布于南极大陆 其余6大洲地表水的总量，仅占11%，这11%中 其余6大洲地表水的总量，仅占11%， 11%中 11% 的10%仍是冰川水体。因此在除南极以外陆地 10%仍是冰川水体。 仍是冰川水体 总水量中，冰川占92.84%、湖泊占6.65%、 总水量中，冰川占92.84%、湖泊占6.65%、沼 92.84% 6.65% 泽占0.43%、河流占0.08%。 泽占0.43%、河流占0.08%。 0.43% 0.08%
如在t日有降雨量P 但没有产流， 如在t日有降雨量Pt，但没有产流，则： P
a,t+1=
K（ K （P
a,t+
Байду номын сангаас
Pt ）
（2 ）
如在t日有降雨量P 产生径流R 如在t日有降雨量Pt，产生径流Rt，则： P
a,t+1=
K（ K （P
a,t+
Pt - Rt ）
（3 ）
上式中Rt不容易在原始资料中求得，实际计算中 上式中R 不容易在原始资料中求得， 用前期影响雨量不超过土壤的最大含水量I 用前期影响雨量不超过土壤的最大含水量IM作为土壤 含水量的上限，一般利用（ 含水量的上限，一般利用（2）式计算逐日前期影响 时取P 等于I 应分站计算， 雨量， 雨量，当Pa > IM时取Pa等于IM ， Pa应分站计算，全 流域的P 应加权平均。 流域的Pa应加权平均。
第三章_陆地表面水的组成与运动2
9
（二）洪水波的推移与变形
1.洪水波的推移运动 洪水波的运动并不是正平移运
动，是以一定速度缓变的波形不断 向下游河段推移运动的。
2.洪水波的展开与扭曲变形 展开：在洪水波推移过程中，波前水体运动速度大于波后，因此波长相对增 大，即A1C1<A2C2；波高逐渐减小，即h1>h2 。
11
扭曲：在洪水波推移运动中，波前长度逐渐减小，B1C1>B2C2，比降不断增 大，波峰位置不断超前，波后长度逐渐拉开，A1B1<A2B2，比降逐渐平缓。
23
根据泥沙在水中的运动状态：
1.推移质(亦称底沙) 粒径较粗，不能悬浮在水中，只能沿河底跃移、滚动或滑动。 2.悬移质(亦称悬沙) 粒径较细，可以悬浮在水流中，也称悬沙。
（二）推移质运动
1.单颗泥沙的推移运动 1)泥沙的启动条件： a.颗粒大的泥沙或砾石，在起动时，常常是单粒地滑动或滚动 b.颗粒较细的泥沙，在起动时，常常是成片滚动或跃动。
43
雪线 (snowline)：常年积雪的 下界，即年降雪量与年消融量 相等的平衡线。
44
雪线
45
冰川形成的外部条件 1.较低的气温：使冰雪消融量减少以至停止 2.丰富的降水：冰川形成和发育所必须的物质基础 3.一定的地形和地势：对于极地地区来说，由于常年低温和固体降水量积累 ，这一条件要求不高；但对于山地冰川来说，地形和地势仍然是影响冰川的 形成、发育、形态、规模和性质的重要条件。
冰川：指陆地上高纬和高山地区由多年积雪积累演化而成的，并具有可塑 性、能缓慢自行流动的天然冰体。
冰川占世界陆地面积的11%，地球淡水总量的68.7%。
我国冰川的分布：我 国的冰川主要分布在 西部高山地带尤其以 昆仑山冰川，喜马拉 雅山冰川和天山冰川 为主。
（二）洪水波的推移与变形
1.洪水波的推移运动 洪水波的运动并不是正平移运
动，是以一定速度缓变的波形不断 向下游河段推移运动的。
2.洪水波的展开与扭曲变形 展开：在洪水波推移过程中，波前水体运动速度大于波后，因此波长相对增 大，即A1C1<A2C2；波高逐渐减小，即h1>h2 。
11
扭曲：在洪水波推移运动中，波前长度逐渐减小，B1C1>B2C2，比降不断增 大，波峰位置不断超前，波后长度逐渐拉开，A1B1<A2B2，比降逐渐平缓。
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根据泥沙在水中的运动状态：
1.推移质(亦称底沙) 粒径较粗，不能悬浮在水中，只能沿河底跃移、滚动或滑动。 2.悬移质(亦称悬沙) 粒径较细，可以悬浮在水流中，也称悬沙。
（二）推移质运动
1.单颗泥沙的推移运动 1)泥沙的启动条件： a.颗粒大的泥沙或砾石，在起动时，常常是单粒地滑动或滚动 b.颗粒较细的泥沙，在起动时，常常是成片滚动或跃动。
43
雪线 (snowline)：常年积雪的 下界，即年降雪量与年消融量 相等的平衡线。
44
雪线
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冰川形成的外部条件 1.较低的气温：使冰雪消融量减少以至停止 2.丰富的降水：冰川形成和发育所必须的物质基础 3.一定的地形和地势：对于极地地区来说，由于常年低温和固体降水量积累 ，这一条件要求不高；但对于山地冰川来说，地形和地势仍然是影响冰川的 形成、发育、形态、规模和性质的重要条件。
冰川：指陆地上高纬和高山地区由多年积雪积累演化而成的，并具有可塑 性、能缓慢自行流动的天然冰体。
冰川占世界陆地面积的11%，地球淡水总量的68.7%。
我国冰川的分布：我 国的冰川主要分布在 西部高山地带尤其以 昆仑山冰川，喜马拉 雅山冰川和天山冰川 为主。
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第三章 陆地表面水的组成和运动
• • • • • • • 陆地表面水的组成与结构 流域产流与汇流 河流的水情 河水的运动 冰川运动与补给 湖水的运动与调蓄 径流向海汇集及其效应
流域对降水的再分配
降水量 截留量
填洼量 下渗
土壤蓄存量 补给地下水量 深层入渗量
地面产流
地面流量
壤中产流 地下产流
壤中流量 地下流量
3 2
1 4
出口流量计算
• 假定把流域分成5块等流时面积△ω1、△ω2、△ω3、△ω4、 △ω5等，现有h1，h2，h3, 3个单位时段的均匀净雨深
等流时线法存在的问题
• 实际流域的汇流速度是变化的，等流时线 也应是变的，但绘制等流时线时，采用流 域平均汇流速度，等流时线固定不变，不 符合实际情况。 • 降落在同一等流时面积上的净雨量，在同 一时段内全部流出，没有考虑河槽的调蓄 作用，推得的流量过程线偏尖瘦，洪峰流 量偏大。
饱和地面径流和地下径流的产生条件
• 饱和地面径流
o下层土壤的下渗能力比上层小 o 降水的供水强度要大于下层 土壤下渗强度 o 上层土壤完全达到饱和
• 地下径流
o 下渗水达到地下水面
超渗产流方式和蓄满产流方式
• 超渗产流方式
o 降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，而 径流量与产流面积并不是随降雨的继续而增长， 而是有增有减，径流量与产流面积主要与降雨 强度与下渗能力有关。 o 超渗产流主要发生在地下水埋藏深、包气带厚 度大、土壤透水性差、植被也较差的丘陵区或 干旱地区。
瞬时单位线
• 消除单位线计算中选取△t不同值时所引起 的差异，令△t几乎趋向于0 • 瞬时单位线是瞬时单位脉冲降雨所形成的 出口断面流量过程线
水文模型分类
• 模型，是自然系统的抽象,真实世界的概化 • 水文模型，是为了模拟水文现象而建立的 实体结构或数学结构。
比尺模拟 物理模型 比拟模拟 水文模型 确定性模型 数学模型 随机模型
我国一些地区的产流方式
• 淮河以南，雨量比较丰沛的湿润地区，大体上 是以饱和地面产流类型为主 • 我国西北地区，气候干燥，土层厚，地下水埋 藏较深，多具有超渗地面产流型的特征 • 华北、东北的西南部，一般均以超渗地面产流 居多 • 在滨海平原，由于地势低洼，地下水埋深浅， 以及由于年内降水分配不均等，多出现超渗与 饱和产流交替（变换）型 • 淮北地区由于包气带较厚，年内和多年降水分 布不均，也呈超渗、饱和产流交替型
超渗地面径流 饱和地面径流
• 壤中流
• 地下径流
供水与下渗矛盾 在一定界面上的 发展
超渗地面径流的产生条件
• 产流界面是地面（包气带的上界面）； • 要有供水源（降水）； • 降雨强度要大于下渗能力。
壤中径流的产生条件
• • • • 要有供水、即上层有下渗水； 下层土壤的下渗能力比上层小； 降水的供水强度要大于下层土壤下渗强度； 具有产生侧向流动的动力条件，即坡度及 水流归槽条件。
超渗产流方式和蓄满产流方式
• 蓄满产流方式
o 包气带饱和后，继续降水产生地面径流。 o 先满足包气带最大蓄水容量的地方先产流；一 次降雨过程中，随着降雨的继续，产流面积不 断增大，产流量也相应增大；对同一降水量， 包气带起始蓄水量大，则产流量也大，反之产 流量也小。 o 多发生在包气带较薄、植被较好、土壤透水性 强、下渗强度大的地区。
Q
Q1Q2 Q3 t1 t2 t3
q q
q1 q2 q3 q1 q2 q3 t1 t2 t3 t1 t2 t3
t
t
实测径流过程线
单位线存在的问题
• 单位线的倍比和叠加线性假定不能完全符 合实际，由各次大洪水分析得到的单位线 并不完全相同 • 净雨量在流域上的分布也不完全是均匀的 • 没有考虑地下水的影响
超渗产流理论（ Horton产流理论）
• 霍顿：美国生态学家、土壤学家。 被称为“现代水文学”之父。
o 提出入渗能力的概念； o 提出了下渗曲线的经验公式； o 将水循环过程分为入渗、蒸发、截留、 蒸腾和地面径流等过程； o 提出最大可能降水的概念； Robert Elmer Horton (1875 ～ 1945) o 提出土壤侵蚀理论 o 提出流域产流理论
超渗产流理论（ Horton产流理论）
• 1935年Horton在论文《地表径流现象》中 提出他的产流理论。
Horton产流理论将径流 分为了地表径流和地下 径流两部分，并认为降 雨产流受控于两个条件： 其一是降雨强度超过下 渗速度；其二是包气带 的土壤含水量超过田间 持水量
i, P
E
fp D 均质土壤
降雨径流关系法
• 由实测数据点给出降雨与径流间的经验关 系。 • 将降雨量、产流量及其主要影响因素，通 过一定的关系表达，在实际中查算应用。
等流时线法
• 等流时线
o 流域内汇流时间相等的各点连接成的线 o 降落在同一条线上的降水形成的径流，同时到 达流域出口断面。 o 利用明渠稳定流谢才公式计算流域平均汇流速 度v，以单位时间的距离△S=vt为相邻等流时线 为间距，自流域出口逐条向上绘制等流时线。
流域产汇流计算方法
• • • • • • 下渗曲线法 径流系数法 降雨径流关系法 等流时线法 舒尔曼单位线 瞬时单位线
下渗曲线法
• 根据超渗产流理论，由降雨过程线及给定 起始土壤含水量下的下渗曲线确定产流量。
径流系数法
• 一次降雨产生的径流量和降雨量的比值， 称为本次降雨的径流系数 • 用径流系数求产流量时，只需把降雨量乘 以径流系数即得 • 一般可将各地区的径流系数制成等值线图 供查用。此方法是一种粗略估算的方法， 精度较差。
当i ＞ fp ，P－E ＞ D时，河流中将出现涨洪快速、落洪 缓慢、具有明显不对称的洪水过程线，它显然由地面和地 下两种径流成分混合所形成。
Horton产流理论的局限性
• Horton产流是针对均质结构土层的。
o 在自然界中，许多情况下包气带的岩土结构并非均 质，而是具有一定的层次结构；
• Horton产流只划分Hale Waihona Puke 两种径流成分：地面径流 和地下径流。
• 倍比定律：如果单位时段的净雨深不是一 个单位，而是n个单位，则它所形成的地面 径流过程线的流量值为单位线流量的n倍， 其历时仍与单位线的历时相同。 • 叠加法则：如果净雨历时不是一个时段而 是m个时段，则各时段净雨所形成的径流过 程线之间互不干扰，出口断面的流量等于 各时段净雨量所形成的流量之和。
流域水文模型分类
• 按反映水文运动物理规律的科学性和复杂 性程度分
系统模型( 黑箱模型 ) 流域水文模型 概念性模型（灰 ） 物理模型（白箱
系统模型
• 将所研究的流域或区间视作一种动力系统，利用 输入（一般指雨量或上游干支流来水）与输出 （一般指流域控制断面流量）资料，建立某种数 学关系，然后可由新的输入推测输出。 • 系统模型只关心模拟结果的精度，而不考虑输入 －输出之间的物理因果关系。 • 代表性模型有：总径流线性响应模型（TLR）、线 性振扰动模型（LPM）、以及神经网络（ANN）等。
流域水文模型
• 以流域为研究对象，对流域内发生降雨径流 这一特定的水文过程进行数学模拟，即把流 域上的降雨过程，模拟计算出流域出口断面 的流量过程。 • 流域水文模型的三要素：过程、空间、时间 • 从流域水文模型的发展和应用来看，流域水 文模型属于数学模型，可分为确定性模型和 随机模型，我们通常所说的是指确定性模型。
流域产流与汇流
• 产流过程
o 是指流域中各种径流成分的生成过程，也是流 域下垫面对降雨的再分配过程。
• 汇流过程
o 是指流域上各处产生的各种成分的径流，经坡 地到溪沟、河系，直到流域出口的过程。
流域产流理论
• 产流是流域降水后，水在具有不同的阻水、 吸水、持水和输水特性的下垫面土层中垂 向运行时，“供水与下渗”一组矛盾相互 作用的产物。 • 水在沿土层的垂向运行中，供水与下渗矛 盾在一定介质条件下的发展机理和过程， 称为产流机制。
流域汇流
• 流域汇流过程指是指流域上各处产生的各种成分 的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的 过程。 地下汇流 地表汇流 河网汇流（槽面降水）
快
坡地汇流 流域汇流
慢
运 动 速 度
流域汇流
• 最大流域汇流时间
o 指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间
• 流域滞时
o 指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时间与净 雨过程的形心出现时间的间隔，即滞后的时间
地表径流
地下径流
i代表降雨强度，P表示降水量 E代表降雨期间的蒸发截留等损耗量 P-E就是代表了可入渗水量 fp代表表面土壤的下渗能力 D代表包气带的缺水量（包气带达到 田间持水量所需的水量）。
超渗产流理论（ Horton产流理论）
P f D E 地面径流
地下径流
i ≤ f，P－E ≤ D时，无径流产生，河流处于原先的退水状态； i ＞ fp，P－E ≤ D时，河流中将出现尖瘦且涨落洪段大致 对称的洪水过程线，它是由单一地面径流所形成； 当i ≤ fp，P－E ＞ D时，河流中将出现矮胖且涨落洪段大 致对称的洪水过程线，它是由单一地下水径流所形成；
单位线的分析与推求
• 根据出流断面的实测流量过程推求单位线
t 1 , t 2 , t 3 时 段 内 净 雨 量 分 别 为 h1 , h 2 , h 3 , h1 h 2 h 3 t 1 , t 2 , t 3时 段 单 位 净 雨 分 别 为 ， ， 10 10 10 t 1 , t 2 , t 3 时 段 实 测 径 流 量 分 别 为 Q 1， Q 2， Q 3 t 1 , t 2 , t 3 时 段 单 位 线 值 分 别 为 q 1， q 2， q 3 h1 Q1 q1 10 h1 h2 Q2 q2 q1 10 10 h h h Q 3 1 q 3 2 q 2 3 q1 10 10 10
• • • • • • • 陆地表面水的组成与结构 流域产流与汇流 河流的水情 河水的运动 冰川运动与补给 湖水的运动与调蓄 径流向海汇集及其效应
流域对降水的再分配
降水量 截留量
填洼量 下渗
土壤蓄存量 补给地下水量 深层入渗量
地面产流
地面流量
壤中产流 地下产流
壤中流量 地下流量
3 2
1 4
出口流量计算
• 假定把流域分成5块等流时面积△ω1、△ω2、△ω3、△ω4、 △ω5等，现有h1，h2，h3, 3个单位时段的均匀净雨深
等流时线法存在的问题
• 实际流域的汇流速度是变化的，等流时线 也应是变的，但绘制等流时线时，采用流 域平均汇流速度，等流时线固定不变，不 符合实际情况。 • 降落在同一等流时面积上的净雨量，在同 一时段内全部流出，没有考虑河槽的调蓄 作用，推得的流量过程线偏尖瘦，洪峰流 量偏大。
饱和地面径流和地下径流的产生条件
• 饱和地面径流
o下层土壤的下渗能力比上层小 o 降水的供水强度要大于下层 土壤下渗强度 o 上层土壤完全达到饱和
• 地下径流
o 下渗水达到地下水面
超渗产流方式和蓄满产流方式
• 超渗产流方式
o 降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，而 径流量与产流面积并不是随降雨的继续而增长， 而是有增有减，径流量与产流面积主要与降雨 强度与下渗能力有关。 o 超渗产流主要发生在地下水埋藏深、包气带厚 度大、土壤透水性差、植被也较差的丘陵区或 干旱地区。
瞬时单位线
• 消除单位线计算中选取△t不同值时所引起 的差异，令△t几乎趋向于0 • 瞬时单位线是瞬时单位脉冲降雨所形成的 出口断面流量过程线
水文模型分类
• 模型，是自然系统的抽象,真实世界的概化 • 水文模型，是为了模拟水文现象而建立的 实体结构或数学结构。
比尺模拟 物理模型 比拟模拟 水文模型 确定性模型 数学模型 随机模型
我国一些地区的产流方式
• 淮河以南，雨量比较丰沛的湿润地区，大体上 是以饱和地面产流类型为主 • 我国西北地区，气候干燥，土层厚，地下水埋 藏较深，多具有超渗地面产流型的特征 • 华北、东北的西南部，一般均以超渗地面产流 居多 • 在滨海平原，由于地势低洼，地下水埋深浅， 以及由于年内降水分配不均等，多出现超渗与 饱和产流交替（变换）型 • 淮北地区由于包气带较厚，年内和多年降水分 布不均，也呈超渗、饱和产流交替型
超渗地面径流 饱和地面径流
• 壤中流
• 地下径流
供水与下渗矛盾 在一定界面上的 发展
超渗地面径流的产生条件
• 产流界面是地面（包气带的上界面）； • 要有供水源（降水）； • 降雨强度要大于下渗能力。
壤中径流的产生条件
• • • • 要有供水、即上层有下渗水； 下层土壤的下渗能力比上层小； 降水的供水强度要大于下层土壤下渗强度； 具有产生侧向流动的动力条件，即坡度及 水流归槽条件。
超渗产流方式和蓄满产流方式
• 蓄满产流方式
o 包气带饱和后，继续降水产生地面径流。 o 先满足包气带最大蓄水容量的地方先产流；一 次降雨过程中，随着降雨的继续，产流面积不 断增大，产流量也相应增大；对同一降水量， 包气带起始蓄水量大，则产流量也大，反之产 流量也小。 o 多发生在包气带较薄、植被较好、土壤透水性 强、下渗强度大的地区。
Q
Q1Q2 Q3 t1 t2 t3
q q
q1 q2 q3 q1 q2 q3 t1 t2 t3 t1 t2 t3
t
t
实测径流过程线
单位线存在的问题
• 单位线的倍比和叠加线性假定不能完全符 合实际，由各次大洪水分析得到的单位线 并不完全相同 • 净雨量在流域上的分布也不完全是均匀的 • 没有考虑地下水的影响
超渗产流理论（ Horton产流理论）
• 霍顿：美国生态学家、土壤学家。 被称为“现代水文学”之父。
o 提出入渗能力的概念； o 提出了下渗曲线的经验公式； o 将水循环过程分为入渗、蒸发、截留、 蒸腾和地面径流等过程； o 提出最大可能降水的概念； Robert Elmer Horton (1875 ～ 1945) o 提出土壤侵蚀理论 o 提出流域产流理论
超渗产流理论（ Horton产流理论）
• 1935年Horton在论文《地表径流现象》中 提出他的产流理论。
Horton产流理论将径流 分为了地表径流和地下 径流两部分，并认为降 雨产流受控于两个条件： 其一是降雨强度超过下 渗速度；其二是包气带 的土壤含水量超过田间 持水量
i, P
E
fp D 均质土壤
降雨径流关系法
• 由实测数据点给出降雨与径流间的经验关 系。 • 将降雨量、产流量及其主要影响因素，通 过一定的关系表达，在实际中查算应用。
等流时线法
• 等流时线
o 流域内汇流时间相等的各点连接成的线 o 降落在同一条线上的降水形成的径流，同时到 达流域出口断面。 o 利用明渠稳定流谢才公式计算流域平均汇流速 度v，以单位时间的距离△S=vt为相邻等流时线 为间距，自流域出口逐条向上绘制等流时线。
流域产汇流计算方法
• • • • • • 下渗曲线法 径流系数法 降雨径流关系法 等流时线法 舒尔曼单位线 瞬时单位线
下渗曲线法
• 根据超渗产流理论，由降雨过程线及给定 起始土壤含水量下的下渗曲线确定产流量。
径流系数法
• 一次降雨产生的径流量和降雨量的比值， 称为本次降雨的径流系数 • 用径流系数求产流量时，只需把降雨量乘 以径流系数即得 • 一般可将各地区的径流系数制成等值线图 供查用。此方法是一种粗略估算的方法， 精度较差。
当i ＞ fp ，P－E ＞ D时，河流中将出现涨洪快速、落洪 缓慢、具有明显不对称的洪水过程线，它显然由地面和地 下两种径流成分混合所形成。
Horton产流理论的局限性
• Horton产流是针对均质结构土层的。
o 在自然界中，许多情况下包气带的岩土结构并非均 质，而是具有一定的层次结构；
• Horton产流只划分Hale Waihona Puke 两种径流成分：地面径流 和地下径流。
• 倍比定律：如果单位时段的净雨深不是一 个单位，而是n个单位，则它所形成的地面 径流过程线的流量值为单位线流量的n倍， 其历时仍与单位线的历时相同。 • 叠加法则：如果净雨历时不是一个时段而 是m个时段，则各时段净雨所形成的径流过 程线之间互不干扰，出口断面的流量等于 各时段净雨量所形成的流量之和。
流域水文模型分类
• 按反映水文运动物理规律的科学性和复杂 性程度分
系统模型( 黑箱模型 ) 流域水文模型 概念性模型（灰 ） 物理模型（白箱
系统模型
• 将所研究的流域或区间视作一种动力系统，利用 输入（一般指雨量或上游干支流来水）与输出 （一般指流域控制断面流量）资料，建立某种数 学关系，然后可由新的输入推测输出。 • 系统模型只关心模拟结果的精度，而不考虑输入 －输出之间的物理因果关系。 • 代表性模型有：总径流线性响应模型（TLR）、线 性振扰动模型（LPM）、以及神经网络（ANN）等。
流域水文模型
• 以流域为研究对象，对流域内发生降雨径流 这一特定的水文过程进行数学模拟，即把流 域上的降雨过程，模拟计算出流域出口断面 的流量过程。 • 流域水文模型的三要素：过程、空间、时间 • 从流域水文模型的发展和应用来看，流域水 文模型属于数学模型，可分为确定性模型和 随机模型，我们通常所说的是指确定性模型。
流域产流与汇流
• 产流过程
o 是指流域中各种径流成分的生成过程，也是流 域下垫面对降雨的再分配过程。
• 汇流过程
o 是指流域上各处产生的各种成分的径流，经坡 地到溪沟、河系，直到流域出口的过程。
流域产流理论
• 产流是流域降水后，水在具有不同的阻水、 吸水、持水和输水特性的下垫面土层中垂 向运行时，“供水与下渗”一组矛盾相互 作用的产物。 • 水在沿土层的垂向运行中，供水与下渗矛 盾在一定介质条件下的发展机理和过程， 称为产流机制。
流域汇流
• 流域汇流过程指是指流域上各处产生的各种成分 的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的 过程。 地下汇流 地表汇流 河网汇流（槽面降水）
快
坡地汇流 流域汇流
慢
运 动 速 度
流域汇流
• 最大流域汇流时间
o 指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间
• 流域滞时
o 指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时间与净 雨过程的形心出现时间的间隔，即滞后的时间
地表径流
地下径流
i代表降雨强度，P表示降水量 E代表降雨期间的蒸发截留等损耗量 P-E就是代表了可入渗水量 fp代表表面土壤的下渗能力 D代表包气带的缺水量（包气带达到 田间持水量所需的水量）。
超渗产流理论（ Horton产流理论）
P f D E 地面径流
地下径流
i ≤ f，P－E ≤ D时，无径流产生，河流处于原先的退水状态； i ＞ fp，P－E ≤ D时，河流中将出现尖瘦且涨落洪段大致 对称的洪水过程线，它是由单一地面径流所形成； 当i ≤ fp，P－E ＞ D时，河流中将出现矮胖且涨落洪段大 致对称的洪水过程线，它是由单一地下水径流所形成；
单位线的分析与推求
• 根据出流断面的实测流量过程推求单位线
t 1 , t 2 , t 3 时 段 内 净 雨 量 分 别 为 h1 , h 2 , h 3 , h1 h 2 h 3 t 1 , t 2 , t 3时 段 单 位 净 雨 分 别 为 ， ， 10 10 10 t 1 , t 2 , t 3 时 段 实 测 径 流 量 分 别 为 Q 1， Q 2， Q 3 t 1 , t 2 , t 3 时 段 单 位 线 值 分 别 为 q 1， q 2， q 3 h1 Q1 q1 10 h1 h2 Q2 q2 q1 10 10 h h h Q 3 1 q 3 2 q 2 3 q1 10 10 10