水文学第二章
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水文学2
发生在海洋与陆地 2降水之间的水文循环， 是形成陆降水、径 流的主要形式。 （2）小循环： 仅仅发生在海洋 或陆地上的水文 循环。
水分循环ห้องสมุดไป่ตู้要形式：降雨、蒸发、下渗、径流
2010-11-24 3
2) 水量更新
水体通过水循环得到更新，更新所需时间tr ：
tr=W/Q
水量 流量
(2-1)
例如，由书中表2-1，全球河流淡水总储水量为 2120km3，每年入海的径流总量为47000km3，则一年中 河川水量需更新再生22次之多，更新期0.045年。 水文循环供给陆地源源不断的降水、径流，某一区域 多年平均的年降水量或年径流量，即是该地区的水资 源量，因此水文循环的变化将引起水资源的变化 。
2010-11-24
常用的方法有水量平衡法、经验公 式法或流域蒸发模型法。
E β0 = P
（2-13）
蒸发系数，干旱地 区较大，湿润地区较小。
24
3
下 渗
1） 下渗及其过程 下渗：即降水由地表渗 入土壤内的运动过程。 对研究降雨形 成径流和划分 地表水和地下 水重要。 下渗过程按分子力、毛 管力及重力作用，大致 可分为3个阶段：渗润、 渗漏、渗透。
稳渗 下渗率 很大
25
下渗运动是在地表以下、 地下水面以上土壤含气 层内进行，如图。
不稳定 下渗
2010-11-24
2） 下渗的定量描述 下渗率——单位时间内、单位面积上渗入土中的水量， 以f 表示 (mm/h或 mm/min) 下渗能力fp——充分供水条件下的下渗率。 实验表明，在地面充分 供水条件下，下渗率 （f ）随时间（t ）呈 递减变化，见图动画， 称为下渗能力曲线。 下渗率递减过程中， 一旦达到重力起主导 作用时，则下渗率趋 于稳定，称为稳定下 渗率fc
工程水文学第二章 水文循环与径流形成
2. 水文分析法：流域水量平衡方程分析（略）
三、下渗率、下渗能力、下渗曲线、下渗公式
1、下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的 水量（mm/min，mm/h）。
2、下渗能力：充分供水条件下的下渗率（EM)。 3、下渗曲线、霍顿（Horton)下渗公式：
ftf0fcetfc
f 0 : 起始下渗率 f c : 稳定下渗率 : 系数
每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
2.自计式雨量计
虹吸式 翻斗式 称重式
(1)虹吸式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用范围： 0.01～4.0mm/min。
Tipping bucket gauge: funneling the collected rain to a small bucket that tilts and empties each time it fills
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α ）：径流深与流域平均降雨量的比，
α <1。
R
P
作业: 1、２：２－２、２－３。 3、某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量 1400mm，多年平均流量20m3/s，问该流域多年
2、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。
二、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——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。
三、下渗率、下渗能力、下渗曲线、下渗公式
1、下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的 水量（mm/min，mm/h）。
2、下渗能力：充分供水条件下的下渗率（EM)。 3、下渗曲线、霍顿（Horton)下渗公式：
ftf0fcetfc
f 0 : 起始下渗率 f c : 稳定下渗率 : 系数
每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
2.自计式雨量计
虹吸式 翻斗式 称重式
(1)虹吸式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用范围： 0.01～4.0mm/min。
Tipping bucket gauge: funneling the collected rain to a small bucket that tilts and empties each time it fills
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α ）：径流深与流域平均降雨量的比，
α <1。
R
P
作业: 1、２：２－２、２－３。 3、某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量 1400mm，多年平均流量20m3/s，问该流域多年
2、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。
二、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——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。
水文学第2章第2节
地球上的水循环
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
水文学2第二章降水
2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
水文学2第二章降水
2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
水文学课件：第二章 河 流(River)
面积（km2） 250
N（天）
2
1250 5000 12500 25000
3
4
5
6
（二）流量过程线的分割
1、地下径流的分割(在一次洪水过程线上的分割 )
（3）退水曲线法 设想：地下水在整个河流涨落过程中也有一个涨落过程，
起涨点是C点，D点是退水过程线的拐点。DB是标准退水 曲线，从D点反向延长至D点。ACDB线就是地下水的涨 落过程线。
下渗的总量：
t
W (t) 0 f (t)dt
超渗产流的条件：
i＞f
2、蓄满(饱和)产流：
在湿润地区，包气带很薄，地下水位较高，降雨 的下渗很快就会使包气带达到饱和，于是产流。
对全场降雨而言，降
雨的损失量为：WmW0 (包气带最大蓄水量与 降水前期土壤含水量 之差 )
产流量：
R X (Wm W0)
（3）其流量变化比雨水补给的河流更稳定。
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
湖泊和沼泽地对河川径流有一定的调节作用， 水量变化比较均匀，流量过程线比较平缓， 变幅小。
5、地下水补给及特点
5、地下水补给及特点
地下水补给量稳定而连续，流量过程线较平缓， 是枯季河流的主要水源。
三、河流的分类
2、我国河流综合分为三类：
（1）雨水补给的河流
指秦岭—淮河以南，青藏高原以东，大约以1000mm等雨量线为界，
主要河流有长江和珠江水系。图
（2）雨水—融水补给河流
指秦岭—淮河以北的大部分地区，包括东北、华北地区和青藏高原
的东部，主要是我国的半干旱地区，大约以400mm等雨量线为界，
主要河流有黑龙江、松花江、黄河、海河、辽河等水系。图
第二章 水文循环与水量平衡2
海洋的多年平均水量平衡方 程为：
P c R Ec
Po R Eo
从上面分析看，则全球多年平均水量平衡方程为：
即
P c P o Ec Eo
说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。
PE
第二节
水文循环的尺度
水文循环具有全球水文循环、流域或区域水文循环和水— 土壤—植物系统水文循环等三种不同的尺度。
3、河道纵比降 落差、纵比降 比降计算公式： （ 1 ）当河道纵断面近于直线 时，比降计算式为：
J
h1 h0 h l l
（ 2 ）当河底高程沿程变化时， 如下图，比降计算式为：
(h0 h1 )l1 (h1 h2 )l2 (hn 1 hn )ln 2h0 L J L2
形成水文循环的内因是水的三态（固、液、气）在常温下 可以相互转化，水文循环的外因是太阳辐射和地心引力（重 力）。因下垫面的不同，水文循环的强度、规律和路径也不
同。
水文循环的存在，不仅是水资源和水能资源可再生的根本原因，而且是地 球上生命生生不息，能千秋万代延续下去的重要原因之一。水文循环是自 然界众多物质循环中最重要的物质循环。
Байду номын сангаас
二、流域
（一）流域 流域：汇集地面水和地下水的区域称为流域。也就是 分水线包围的区域。 （闭合流域、不闭合流域）
（二）流域的基本特征
1、流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面 积。 2 、 河网密度：流域河流干支流总长度与流域面 积的比值。 3、 流域的长度和平均宽度： 流域的长度（流域的轴长）：以流域出口为中心 向河源方向做一组不同半径的同心圆，在每个 圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的 连线的长度就是流域的轴长。 平均宽度：流域面积与流域长度之比。
水文学课件：第二章 河流(River)
南极洲 1398
欧洲
1050
澳大利亚 761.5
大洋洲 （各岛）
133.5
全球内陆 14902.5
年降水 mm 103km3 741 32.2 740 22.3 756 18.3 1596 28.4 165 2.31 790 8.29 456 3.47
2704 3.61
798 118.88
年径流
mm 103km3
流域出口断面流量Q与流域面积F的比值，指单位时间 (S)，单位面积(Km2)上的产流量。
M Q / F Q 1000 F
一、径流特征值
4、径流深度（Y）： (mm)
将径流总量(W）平分在流域面积(F）上，
所得的水深为径流深度 。
W的单位是立方米(m3) F的单位是平方千米(Km2)
Y W W 100010001000 W F F 1000100010001000 F 1000
332 14.41
151
4.57
339
8.20
661 11.76
165
2.31
306
3.21
39
0.30
径流 系数
0.45 0.20 0.45 0.41 1.00 0.39 0.09
1566 2.09 0.58
314 46.85 0.39
一、径流特征值
6、模比系数（ K ）：
某年的流量与多年平均流量的比值。
第二章 河 流（River）
第一节 水系和流域 第二节 河流的水情要素 第三节 河流的补给 第四节 河川径流的形成过程 第五节 河川径流的变化 第六节 河水的运动
第五节 河川径流的变化
径流特征值 河川径流的年际变化 河川径流的年内变化 洪水和枯水
第二章-水文学原理-河海课件
水文循环的原因（外因、内因）
降水P 蒸发E 陆地 包气带 基岩 下渗F
地 表 径 流 RS 壤中流RSS
蒸腾ET
P E
海洋
地下径流Rg
水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程
第二节 水文循环现象（续）
大循环和小循环
大循环：海洋→大气→大陆→海洋（纵向+横向） 小循环：海洋→大气→海洋（海洋小循环） 大陆→大气→大陆（内陆小循环）
海洋
全球多年平均：
E s 50.5 104 km3 P s 45.8 104 km3
二、热量平衡（续）
1. 通用热量平衡方程 SI S SO
SI－SO＝±S
2. 蓄水体热量平衡方程
蒸 发 失 热 He 感 应 热 H 太 阳 辐 射 Rn 大 气 辐 射 Rat 水 体 长 波 辐 射 Rb
Hn=HI+H+Rn + Rat -Ho-He-Rb
若时段较长 HI=Ho，则： Hn=Rn+Rat+H-He-Rb H0 其中：He=LE
HI
Hn 蓄热量变化量
水文循环的规律
1)
海洋的蒸发量多于降水量；
2)
3)
大陆的降水量多于蒸发量；
大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；
4)
大陆内流区降水量与蒸发量基本相等。
第二节 水文循环现象（续）
水文循环的作用和意义
地球上总水量13.86亿Km3，参与循环的约57.7万Km3，
占0.0416%。
1、调节气候；
2、塑造了地球表面；
30.1% 0.86% 0.26% 0.05% 0.04% 0.006% 0.003%
降水P 蒸发E 陆地 包气带 基岩 下渗F
地 表 径 流 RS 壤中流RSS
蒸腾ET
P E
海洋
地下径流Rg
水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程
第二节 水文循环现象（续）
大循环和小循环
大循环：海洋→大气→大陆→海洋（纵向+横向） 小循环：海洋→大气→海洋（海洋小循环） 大陆→大气→大陆（内陆小循环）
海洋
全球多年平均：
E s 50.5 104 km3 P s 45.8 104 km3
二、热量平衡（续）
1. 通用热量平衡方程 SI S SO
SI－SO＝±S
2. 蓄水体热量平衡方程
蒸 发 失 热 He 感 应 热 H 太 阳 辐 射 Rn 大 气 辐 射 Rat 水 体 长 波 辐 射 Rb
Hn=HI+H+Rn + Rat -Ho-He-Rb
若时段较长 HI=Ho，则： Hn=Rn+Rat+H-He-Rb H0 其中：He=LE
HI
Hn 蓄热量变化量
水文循环的规律
1)
海洋的蒸发量多于降水量；
2)
3)
大陆的降水量多于蒸发量；
大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；
4)
大陆内流区降水量与蒸发量基本相等。
第二节 水文循环现象（续）
水文循环的作用和意义
地球上总水量13.86亿Km3，参与循环的约57.7万Km3，
占0.0416%。
1、调节气候；
2、塑造了地球表面；
30.1% 0.86% 0.26% 0.05% 0.04% 0.006% 0.003%
水文学第二章第二节
2.2.2 水量平衡方程
❖ 水量平衡方程式的通式 I−Q=ds/dt
式中收入项I和支出项Q，可视具体情况进一步细分。 其简繁程度与所研究的对象以及时段长短有关 ❖ 例如，对于多年平均来说，Δs→0，可忽略不计；
但对于短时段水量平衡方程式而言，蓄水变化量 Δs不可忽略 ❖ 水量平衡方程式是水循环的数学表达式
全球水量平衡方程
❖海洋多年平均：P海+R = E海 ❖陆地多年平均：P陆-R = E陆 ❖全球多年平均：P全球= E全球 ❖ E/P为多年平均蒸发系数 ❖ R/P为多年平均径流系数
区域水量平衡方程
P R’地表 R’地下
E
T
ΔS
R地表
R地下
❖ 通用方程：I−Q=ΔS ❖ 区域水量平衡方程： ❖P陆+R’地表+ R’地下−R地表−R地下−E−T =ΔS
区域水量平衡方程
❖ 区域水量平衡方程： P陆+R’地表+ R’地下−R地表−R地下−E−T =ΔS ❖ 闭合外流流域平衡方程： P陆−R地表−R地下−E−T =ΔS ❖ 闭合内流流域平衡方程： P陆−E−T =ΔS
作业
❖结合水循环示意图，分别写出鄱阳湖及鄱阳 湖流域的水量平衡方程，并注明方程中各符 号的含义。
水量平衡方程中的符号说明
❖P: precipitation 降水 ❖ET: evapotranspiration 蒸散发 ❖E: evaporation 蒸发 ❖T: transpiration 蒸腾 ❖R: runoff 径流 ❖S: storage 蓄水量 ❖F: infiltration 下渗量
海洋水量平衡方程
❖ 通用方程：I−Q=ΔS ❖ 海洋水量平衡方程：P海+R−E海=ΔS海 ❖30多年平均：P海+R = E海
水文学(黄锡荃) 第二章 地球上的水循环
24
2.2 水量平衡
2.2.1 水量平衡概述 • 定义
o 是指任意选择的区域（或水体），在任意时段 内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等 于该时段区域（或水体）内蓄水的变化量，即 水在循环过程中，从总体上说收支平衡。
I
S
I−Q=∆S
Q
质量守恒原理
25
2.2.1 水量平衡概述
水量平衡与水循环的关系： 水量平衡是质平衡方程
区域水量平衡方程： P陆+R’地表 + R’地下 − R地表 − R地下− E− T =∆S
闭合外流流域平衡方程： P陆− R地表 − R地下− E− T =∆S
闭合内流流域平衡方程： P陆− E− T =∆S
34
作业
• 结合水循环示意图，分别写出鄱阳湖及鄱 阳湖流域的水量平衡方程，并注明方程中 各符号的含义。
桦树
9
43
2.3.2 影响蒸发的因素
供水条件
蒸发
土壤特性
动力学及热力 学因素
44
供水条件
• 不充分供水 • 充分供水
o 水面蒸发 o 含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发
o 蒸发能力，又称潜在蒸发量或最大可能蒸发量
45
动力学和热力学因素
• 动力学因素：影响蒸发面上的水汽分布梯 度
o 水汽分子的垂向扩散 o 大气垂向对流运动 o 大气的水平运动和湍流扩散
35
2.3 蒸发
• 蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过 程，亦是海洋与陆地上的水返回大气的惟 一途径。
o 2.3.1 蒸发的物理机制 o 2.3.2 影响蒸发的因素 o 2.3.3 蒸发量的计算
36
2.3.1 蒸发的物理机制
• 蒸散发（Evapotranspiration，简写为ET） 包括 蒸发（Evaporative，简写为E） 和 散发 （蒸腾，Transportation，简写为T）。
水文学原理第二章河流与流域
洪水位
枯水位 滩地
滩地
主槽
3.河流纵比降
2.1.2
任意河段两端(水面或河底)的高差称为落差
单位河长的落差称为河段纵比降，简称比降，
河 流
用小数或千分数‰表示。 水面比降随水位的变化而变化，河底比降则 较稳定，通常河流的比降指的是河底纵比降。
基
本
特
征
2.1.2
河底纵比降可在河流纵断面图上 读取河底高程及河段长度数值后按 下式计算：
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
4.流域形状和面积
流域的长度决定了地面径流汇流的时间，狭长地 形较之宽短地形的汇流时间长，汇流过程平缓。大流 域的径流变化较之小流域的要平缓得多，这是因为大 流域面积较大，各种影响因素有更多机会能相互平衡、 相互作用，从而增大了它的径流调节能力，而使径流 变化趋于相对稳定。
河
J (h0 h1)l1 (h1 h2 )l2 (hn1 hn )ln 2h0L
流
L2
（2－1）
基
式中： J —— 河流的比降，
本
h0 ,, hn —— 自上游到下游沿 程各点
特 征
河底高程， l1,,ln —— 相邻两点间的距
L —— 全河流的长度。
离，
2.1.3
地面分水线
地下分水线 地下分水线
地面分水线
A
A
B 不透水层
透水层
B
地面分水线与地下分水线面投影面积，记为 F ,
以 Km2 计。分水线是相邻两流域的边界线，又叫 分水岭。
勾绘方法如下图所示。图中虚线即为分水线， 分水线与出口断面包围的闭合区域即为控制断面 以上的流域。
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
枯水位 滩地
滩地
主槽
3.河流纵比降
2.1.2
任意河段两端(水面或河底)的高差称为落差
单位河长的落差称为河段纵比降，简称比降，
河 流
用小数或千分数‰表示。 水面比降随水位的变化而变化，河底比降则 较稳定，通常河流的比降指的是河底纵比降。
基
本
特
征
2.1.2
河底纵比降可在河流纵断面图上 读取河底高程及河段长度数值后按 下式计算：
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
4.流域形状和面积
流域的长度决定了地面径流汇流的时间，狭长地 形较之宽短地形的汇流时间长，汇流过程平缓。大流 域的径流变化较之小流域的要平缓得多，这是因为大 流域面积较大，各种影响因素有更多机会能相互平衡、 相互作用，从而增大了它的径流调节能力，而使径流 变化趋于相对稳定。
河
J (h0 h1)l1 (h1 h2 )l2 (hn1 hn )ln 2h0L
流
L2
（2－1）
基
式中： J —— 河流的比降，
本
h0 ,, hn —— 自上游到下游沿 程各点
特 征
河底高程， l1,,ln —— 相邻两点间的距
L —— 全河流的长度。
离，
2.1.3
地面分水线
地下分水线 地下分水线
地面分水线
A
A
B 不透水层
透水层
B
地面分水线与地下分水线面投影面积，记为 F ,
以 Km2 计。分水线是相邻两流域的边界线，又叫 分水岭。
勾绘方法如下图所示。图中虚线即为分水线， 分水线与出口断面包围的闭合区域即为控制断面 以上的流域。
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
水文学第二章试题答案
《水文学》第二章试题参考答案一. 选择：1.A2.B3.A4.C5.A6.A7.D8.D9.D 10.B二. 填空：11.水汽输送；凝结降水；水分入渗；地表地下径流；12.水面蒸发；土壤蒸发；植物蒸发；13.分子扩散；亲动扩散；14.P海+P陆=E海+E陆；15.降水量；降水强度；降水面积；16.太阳辐射；17.渗润阶段；渗漏阶段；渗透阶段；18.下渗率；下渗能力；渗透阶段；19.流量；径流总量；径流深度；20.流域；渗过程；坡地汇流过程；河网汇流过程；三. 判断：21.√22.×23.√24.×25.√26.√27.×28.√29.√30.√；四. 名词解释：31. 水循环：地球上各种形态的水，在太阳辐射地心引力等作用下，通过蒸发水汽输送，凝结降水下渗以及径流等环节，不断发生相态转换和周而复始运动的过程。
32. 水量平衡：所谓水量平衡，是指任意选择的区域（水体）在任意时段内，其收入的水量与支出的水量之间差额必等于该区域内的蓄水变化量。
即水循环过程中，从总体上说收支平衡。
33. 水汽扩散：由于物质，粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。
包括分子扩散和紊动扩散。
34. 降水：自然界中发生的雨雪、露、霜、雹现象的统称。
35. 可能最大降水：在现代的地理环境和气候条件下，特定的区域在特定的时间段内，可能发生的最大降水量。
五. 简答题：36. 答：水循环机理：①水循环服从与质量守恒定律。
即整个循环过程保持着连续性，既无开始，也无结尾。
②太阳辐射与重力作用，是水循环的基本动力。
③水循环广及整个水圈，岩石圈及生物圈。
④全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。
⑤地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解水携带着某些物质一起运动，诸如溶于中的各种化学元素，气体以及泥沙等固体杂质等。
37. 答：影响蒸发的因素：①供水条件：蒸发现象的先决条件是蒸发面存在水，通常将蒸发面的供水条件区分为充分供水和不充分供水两种。
水文学第二章
从植物叶面和技干逸入大气的过程。
(一) 水面蒸发（Free-water evaporation ）
• 水面蒸发是指在充分开阔的自由水面条件下的蒸 发。 • 水面蒸发率（也就是潜在蒸发率）是反映当地气 候条件下蒸发能力的一个指标。
(二)土壤蒸发 (Soil Evaporation)
• 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速) 外，还与土壤性质、土壤含水率、地下水埋深、 土壤表面特征和地形等因素有关。
以一定时段（时、日、月或年）为单 位所表示的降水量在时间上的变化过程， 可用曲线或直线图表示。它是分析流域产 流、汇流与洪水的最基本资料。
降雨强度过程线
注：其纵坐标为单位时间的降雨量（即为降雨强
度），横坐标为时序，通常以直方图或曲线表示。
2.降水累积曲线
此曲线以时间为横坐标，纵坐标表示 自降水开始到各时刻降水量的累积值。
第二章 地球上的水循环
第一节 水循环概述 第二节 水量平衡 第三节 蒸发 第四节 水汽输送与扩散
第五节 降水
第六节 下渗
第七节 径流
第一节 水循环概述
一、水循环基本过程
二、水循环的类型与层次结构
三、水体的更替周期 四、水循环的作用与效应
一、水循环基本过程
•水循环—水文循环或水分循环
概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射和
重的方法测出土体重量的变化，据此计算出土壤
蒸发量的变化。
（三）植物散发量的确定
直接测定法： 器测法是将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随 时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水量，就
可计算出散发量。
坑测法是通过两个试坑的对比观测，其中一个栽植物，另一 个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量；
(一) 水面蒸发（Free-water evaporation ）
• 水面蒸发是指在充分开阔的自由水面条件下的蒸 发。 • 水面蒸发率（也就是潜在蒸发率）是反映当地气 候条件下蒸发能力的一个指标。
(二)土壤蒸发 (Soil Evaporation)
• 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速) 外，还与土壤性质、土壤含水率、地下水埋深、 土壤表面特征和地形等因素有关。
以一定时段（时、日、月或年）为单 位所表示的降水量在时间上的变化过程， 可用曲线或直线图表示。它是分析流域产 流、汇流与洪水的最基本资料。
降雨强度过程线
注：其纵坐标为单位时间的降雨量（即为降雨强
度），横坐标为时序，通常以直方图或曲线表示。
2.降水累积曲线
此曲线以时间为横坐标，纵坐标表示 自降水开始到各时刻降水量的累积值。
第二章 地球上的水循环
第一节 水循环概述 第二节 水量平衡 第三节 蒸发 第四节 水汽输送与扩散
第五节 降水
第六节 下渗
第七节 径流
第一节 水循环概述
一、水循环基本过程
二、水循环的类型与层次结构
三、水体的更替周期 四、水循环的作用与效应
一、水循环基本过程
•水循环—水文循环或水分循环
概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射和
重的方法测出土体重量的变化，据此计算出土壤
蒸发量的变化。
（三）植物散发量的确定
直接测定法： 器测法是将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随 时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水量，就
可计算出散发量。
坑测法是通过两个试坑的对比观测，其中一个栽植物，另一 个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量；
水文学原理 第二章 水文循环
第二章水文循环Hydrological Cycle本章主要内容1水的奇异物理性质2水文循环现象3水文循环的尺度4地球系统中的水及水平衡第一节水的奇异物理性质水的化学组成Density1Freezing point and boiling point2Specific heat3Heat transfer property4Surface tension5Compressibility6第一节水的奇异物理性质第二节水文循环现象水的这种既无明确的“开端”，也无明确的“终了”的永无休止的循环运动过程---水文循环第二节水文循环现象大循环（外循环）海洋小循环内陆小循环第二节水文循环现象黄河之水天上来奔流到海不复还第二节水文循环现象“云气西行云云然，冬夏不辍；水泉东流，日夜不休。
上不竭，下不满，小为大，重为轻。
圜道也。
”《吕氏春秋.圜道》－239B.C.第二节水文循环现象空间范围：地面以上11km ，地表以下1km 。
YHW 内因水在常温下能够实现“三态”转化外因太阳辐射地心引力第二节水文循环现象第二节水文循环现象外流河和内陆河注入海洋的河流称为外流河，如长江、黄河等；流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流，称为内流河或内陆河，如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。
第二节水文循环现象水文循环的影响因素✓气象因素：风向、温度、湿度等✓自然地理条件：地形、地质、土壤、植被等✓人类活动：水利措施、农业措施等✓地理位置第二节水文循环现象地球上总水量13.86亿Km3，参与循环的约57.7万Km3，占0.0416%1 调节气候2 形成各种地貌，塑造地球表面3 提供巨大的水利资源4 形成一切水文现象水文循环的作用和意义第三节水文循环的尺度111385•全球水文循环空间尺度最大、最完整的水文循环Macro-Scale, Closed System第三节水文循环的尺度•流域或区域水文循环流域降雨径流形成过程，开放式循环系统Mesoscale, Open System DirectRunoff Transpiration Infiltration InterflowGroundflow Interception EvaporationDepressionstorage第三节水文循环的尺度•水－土（壤）－植（物）系统水文循环空间尺度最小，开放式循环系统Micro-Scale, Open System土壤蒸发散发降水截留向地下水渗透第四节地球系统中的水及水平衡（1）地球系统中水的储量Total Water（13.86）Saline Water 13.51（97.5%）Fresh Water0.35（2.5%）Total Water（13.86）Oceans 13.38（96.5%）Continent 0.48（3.5%）Saline water（13.51）Oceans 13.38（99.04%）Others 0.13（0.96%）Lakes Groundwater第四节地球系统中的水及水平衡（1）地球系统中水的储量Saline water97.5%Fresh water2.5%陆地冰68.7％地下水30.92%土壤水0.05%大气水0.04%湖泊水河水0.3％第四节地球系统中的水及水平衡（2）地球系统中水的更新速度平均每年只有57.7万km^3的水参与水文循环，按此速度，全部水量参与循环一次需要2400年。
水文学第2章 地球上的水循环及水量平衡
三、水循环国内研究进展 1 水循环要素研究进展 降水研究进展：①在暴雨时空分布统计特征研究方面出现一些有价值 的新成果，如“中国降水与暴雨季节变化”（王家祁等，1997）；② 关于致洪暴雨中期预报研究取得了新的进展并在实际应用中取得一定 成效（章淹等，1996）。 径流研究进展：在流域产流的理论和计算方法研究中，由于水向土壤 中入渗的研究取得了新成果（唐海行等，1995），推动了超渗产流机 制和模型的研究。在汇流方面的研究进展主要表现在两个方面：①将 水力学方法和水文学方法相结合的河道汇流研究取得显著进展（谭维 炎等，1996）；②数值地貌学的理论和方法被应用于流域汇流研究， 并取得一定成果。 蒸发研究进展：近年来关于作物蒸腾和土壤与潜水蒸发的研究取得了 较大进展，提出了一些植物蒸腾计算新公式（谢贤群等，1997）和土 壤蒸发计算新公式（罗毅等，1997）。
若以海洋为研究水量平衡对象，某时段△t内的水量平衡方程可 写成：
2.陆地水量平衡方程式
陆地上水循环可区分为外流区水循环系统及内流区水循环系统，其水量平衡 方程存在两种形式：
(1)外流区任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下=△s外 对于多年平均而言Δs外→0，并以R=R地表 + R地下，则有 P0 = E0 + R0 式中；P外、E外、R地表、R地下、△S外分别为外流区任意时段内降水 量、蒸发量、入海的地表与地下径流量。P0、E0、R0、分别为外流 区多年平均降水量，蒸发量及径流量。 (2)内流区基本上呈闭合状态，没有水量入海。水量平衡方程为： P内 = E内
5
四、水循环的作用与效应
水循环作为地球上最基本的物质大循环和最 活跃的自然现象，具有重要的自然地理环境功能 和社会影响作用，是水文学重要的基础研究领域。 1 .水循环具有促进自然地理环境中物质和能量迁移转化的功
水文学第二章第七节径流
径流形成过程示意图
产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
流域汇流过程
河网汇流过程
Rs
上述三个阶段是指长时间连续降水 下发生的典型模式。实际上由于每次 降水的强度和持续时间不同，各流域 自然条件也不一样，所以，无论是不 同流域，或是同一流域在不同降水过 程中的径流形成，都可能有不同程度 的差别。
四、影响径流的主要因素
气象气候因素 降水 蒸发
人类活动 农业措施 林牧业措施 水利措施
下垫面因素 地理位置 地形地貌
土壤和地质
植被和湖沼
流域形状 和面积
降水对径流的影响
P 降雨量 S 土壤蓄存量 rs 地面产流量 qs 地面流量 Q 出口断面流量 In 截留量 fg 补给地下水量 rss 壤中产流量 qss 壤中流量 Sd 填洼量 fd 深层下渗量 rg 地下产流量 qg 地下水流量
4.径流模数M
▪ 计算公式为：M Q （单位：L/s·km2） 1000F
▪ M反映一个流域的产水能力。
世界大河径流模数比较 河流名称 尼罗河 长江 亚马逊河 径流模数 0.79 17.6 17
刚果河 10.6
5.径流系数ɑ ▪ 计算公式为： R
P
▪ 对于闭合流域：α＜1
▪ 问题：径流系数为1的含义？
[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨
产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
流域汇流过程
河网汇流过程
Rs
上述三个阶段是指长时间连续降水 下发生的典型模式。实际上由于每次 降水的强度和持续时间不同，各流域 自然条件也不一样，所以，无论是不 同流域，或是同一流域在不同降水过 程中的径流形成，都可能有不同程度 的差别。
四、影响径流的主要因素
气象气候因素 降水 蒸发
人类活动 农业措施 林牧业措施 水利措施
下垫面因素 地理位置 地形地貌
土壤和地质
植被和湖沼
流域形状 和面积
降水对径流的影响
P 降雨量 S 土壤蓄存量 rs 地面产流量 qs 地面流量 Q 出口断面流量 In 截留量 fg 补给地下水量 rss 壤中产流量 qss 壤中流量 Sd 填洼量 fd 深层下渗量 rg 地下产流量 qg 地下水流量
4.径流模数M
▪ 计算公式为：M Q （单位：L/s·km2） 1000F
▪ M反映一个流域的产水能力。
世界大河径流模数比较 河流名称 尼罗河 长江 亚马逊河 径流模数 0.79 17.6 17
刚果河 10.6
5.径流系数ɑ ▪ 计算公式为： R
P
▪ 对于闭合流域：α＜1
▪ 问题：径流系数为1的含义？
[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨
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称为干旱指数:
• 式中，E 0 ～ 年蒸发能力；P ～ 年降雨量。 • γ > 1.0，即蒸发能力超过降水量，说明该地区 气候偏于干旱； • 反之， γ < 1.0，则气候湿润。
（二）土壤蒸发量的确定
1.器测法 用以测定土壤蒸发量的仪器很多。常用的
有苏联ГГИ-500型土壤蒸发器以及大型蒸渗仪。 测定的基本原理是，通过直接称重或静水浮力称
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
从植物叶面和技干逸入大气的过程。
(一) 水面蒸发（Free-water evaporation ）
• 水面蒸发是指在充分开阔的自由水面条件下的蒸 发。 • 水面蒸发率（也就是潜在蒸发率）是反映当地气 候条件下蒸发能力的一个指标。
(二)土壤蒸发 (Soil Evaporation)
• 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速) 外，还与土壤性质、土壤含水率、地下水埋深、 土壤表面特征和地形等因素有关。
海洋向陆地输送； 陆地以地表径流和地下径流的
形式向海洋输送； 上述二者是相等（平衡）的。
海洋占地球面积的70％；海水占地球总水量的96.5%，为3703m深。
水文循环的范围、量及速度
• 范围：水文循环的范围为从地面以上约11km的
对流层顶到地面以下1-2km深处的广大空间。
• 数量：据估算，地球上每年参加水文循环的总水 量平均为577000km3(折合地球表面的水深为 1130mm)。 • 速度：大气水分在降水－蒸发过程中，每年平均 更换约45次，即更新期约8天；河川径流的更新 期约16天；土壤水约1年；湖泊和地下水的更新
蒸发皿（器）类型有：
• (1)φ-20型（口径为20cm的蒸发皿） • (2)φ-80型（口径为80cm的蒸发皿） • (3) E -601型（蒸发器口径：618mm ）2 • (4) 大型蒸发池(φ=5m，A=20m 和φ=11.3m， A=100m 两种)。
蒸发皿的口径愈小，所测得的蒸发率与广阔自
当土壤中毛细管全部断裂，毛管水不再上升， 土壤表层得不到水分供给，土壤表层干化，水分 只能以气态水或薄膜水的形式向地表移动，但速 率非常小，可以忽略。
（三）植物蒸腾 (Transpiration)
• 植物的根系从土壤中吸收水后，经由根、茎、叶 柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其 中除一小部分留在植物体内外，90％以上的水分 在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。 • 植物蒸腾是一生物物理过程，水分从叶面气孔中
第二章 地球上的水循环
第一节 水循环概述 第二节 水量平衡 第三节 蒸发 第四节 水汽输送与扩散
第五节 降水
第六节 下渗
第七节 径流
第一节 水循环概述
一、水循环基本过程
二、水循环的类型与层次结构
三、水体的更替周期 四、水循环的作用与效应
一、水循环基本过程
•水循环—水文循环或水分循环
概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射和
棵枝称重法是通过裹在植枝上的特制收集器，直接收集植枝
分泌出的水分来确定其散发量。
（四）区域（或流域）总蒸发量的估算
区域总蒸发：指研究区域内所有蒸发面（水面、
土壤、植被、以及潜水蒸发面等）上各种蒸发、 散发之综合。
确定区域总蒸发量最合理的办法应是先求出区域
内各单项蒸发量，然后进行综合得出全区总蒸发
量。
期则更长。
四、水循环的作用与效应
水循环与地球圈层构造
水循环与全球气候
水循环与地貌形态及地壳运动
水循环与生态平衡
水循环与水资源开发
第二节 水量平衡
水量平衡（Water Balance）概念
• 在水文循环中，任一地区（可以是流域、区域湖
泊、海洋、大陆或全球）在一定时段内（可以是
日、月、年或更长）的输入和输出水量之差，等
是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。
一、蒸发的物理机制
• 蒸散发(Evapotranspiration)：水文学中指自然
界水面蒸发、土壤表面蒸发和植物蒸腾（蒸散） 的总称。
• 蒸发(Evaporation)：水面与土壤表面的水变成
水汽的过程。
• 植物蒸腾(Transpiration)：在植物生长期，水分
扩散出去的量可由气孔开闭程度而受到调节，同
时受到根层土壤含水量的影响。
• 植物截留和截留蒸发：降雨经植物冠层时，一部
分被截留，该水量称为植物截留量。 • 植物冠层截留的水分变成水汽进入大气，该部分 蒸发称为截留蒸发。
二、影响蒸发的因素
（一）供水条件:先决条件是蒸发面存在水
通常将蒸发面的供水条件区分为 • 充分供水:将水面蒸发及含水量达到田间持水量以 上的土壤蒸发 • 不充分供水:将土壤含水量小于田间持水量情况下 的蒸发
2) 若以地球海洋（Ocean）为对象，某时段△t内
的水量平衡方程可写成：
Po ＋ R － Eo ＝ △So
式中, Eo ： 海洋在时段内的蒸发量； Po ： 海洋在时段内的降水量； R ： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △So ： 海洋在该时段内蓄水量的变化量。
第三节 蒸发
• 蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦
(2) 分类
1) 大循环：大区域（领域）内的循环，也称外循环。
海洋
云、大气
陆地
海洋
2) 小循环：小区域（领域）内的循环，也称内循环。
海洋 陆地
(3) 意义
云、大气 云、大气
海洋 陆地
水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一。 认识它的基本客观规律，了解其各影响因素间的内在
联系，对合理开发和利用水资源，抗御洪旱灾害，改
重的方法测出土体重量的变化，据此计算出土壤
蒸发量的变化。
（三）植物散发量的确定
直接测定法： 器测法是将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随 时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水量，就
可计算出散发量。
坑测法是通过两个试坑的对比观测，其中一个栽植物，另一 个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量；
1.降水（总）量指一定时段内降落在某一面 积上的总水量。
2.降水历时与降水时间 3.降水强度简称雨强，指单位时间内的降水 量，以毫米/分或毫米/时计。 4.降水面积即降水所笼罩的面积，以平方公 里计。
（二）降水特征的表示方法
降水过程线
降水累积曲线
等降水量线
降水特性综合曲线
1.降水过程线
2）从四方边界来说，水汽主要从南部和西部 边境进入（占总输入量的89.1％），从东 界输出（占总输出量的88.8％）。
3）输入的水汽量中，经向的输入占55.8％， 纬向的输入占44.2％；输出情况相反，纬 向的占89.2％，经向的仅占总输出量的 10.8％。
第五节 降水
一、降水要素
降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、 霰、雹等现象的统称。
二、水汽输送
概念：大气中水分因扩散而由一地向另 一地运移，或由低空输送到高空的过程。
（一）水汽输送通量与水汽通量散度
水汽输送通量是表示在单位时间内流经 某一单位面积的水汽量。
水汽通量有水平输送通量和垂直输送通 量之分。通常说的水汽输送主要是指水平 方向的水汽输送。
水汽通量散度是指单位时间汇入单位体 积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克 每百帕平方厘米秒。
②累积降雨过程线
注：其横坐标为时序；
纵坐标为降雨开始到各时段的降雨量的累积值。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
以一定时段（时、日、月或年）为单 位所表示的降水量在时间上的变化过程， 可用曲线或直线图表示。它是分析流域产 流、汇流与洪水的最基本资料。
降雨强度过程线
注：其纵坐标为单位时间的降雨量（即为降雨强
度），横坐标为时序，通常以直方图或曲线表示。
2.降水累积曲线
此曲线以时间为横坐标，纵坐标表示 自降水开始到各时刻降水量的累积值。
第四节 水汽扩散与输送
水汽扩散是指由于物质、粒子群等的随 机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现 象。
（一）分子扩散 又称分子混合，是大气中的水汽，各种 水体中的水分子运动的普遍形式。
（二）紊动扩散
又称紊动混合，是大气扩散运动的主要 形式。其特点是，由于受到外力作用影响， 水分子原有的运动规律受到破坏，呈现“杂 乱无章的运动”。
地球重力作用下，通过蒸发、蒸腾水气输送
凝结降水下渗及径流等环节，不断发生相态
转换和周而复始的运动过程。
水循环可分解为五个环节：
蒸发
水汽输送
凝结降水 水分下渗 地表径流、地下径流
水文循环 (1) 定义
地球上或某一区域内，在太阳辐射和重力的作用，
水分通过蒸发、水汽输送、降水、入渗、径流等过程不断 变化、迁移的现象。
由水面的蒸发率差别愈大。换一种说法，就是蒸 发器面积愈大，所测得的蒸发率愈接近于广阔自
• 式中，E 0 ～ 年蒸发能力；P ～ 年降雨量。 • γ > 1.0，即蒸发能力超过降水量，说明该地区 气候偏于干旱； • 反之， γ < 1.0，则气候湿润。
（二）土壤蒸发量的确定
1.器测法 用以测定土壤蒸发量的仪器很多。常用的
有苏联ГГИ-500型土壤蒸发器以及大型蒸渗仪。 测定的基本原理是，通过直接称重或静水浮力称
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
从植物叶面和技干逸入大气的过程。
(一) 水面蒸发（Free-water evaporation ）
• 水面蒸发是指在充分开阔的自由水面条件下的蒸 发。 • 水面蒸发率（也就是潜在蒸发率）是反映当地气 候条件下蒸发能力的一个指标。
(二)土壤蒸发 (Soil Evaporation)
• 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速) 外，还与土壤性质、土壤含水率、地下水埋深、 土壤表面特征和地形等因素有关。
海洋向陆地输送； 陆地以地表径流和地下径流的
形式向海洋输送； 上述二者是相等（平衡）的。
海洋占地球面积的70％；海水占地球总水量的96.5%，为3703m深。
水文循环的范围、量及速度
• 范围：水文循环的范围为从地面以上约11km的
对流层顶到地面以下1-2km深处的广大空间。
• 数量：据估算，地球上每年参加水文循环的总水 量平均为577000km3(折合地球表面的水深为 1130mm)。 • 速度：大气水分在降水－蒸发过程中，每年平均 更换约45次，即更新期约8天；河川径流的更新 期约16天；土壤水约1年；湖泊和地下水的更新
蒸发皿（器）类型有：
• (1)φ-20型（口径为20cm的蒸发皿） • (2)φ-80型（口径为80cm的蒸发皿） • (3) E -601型（蒸发器口径：618mm ）2 • (4) 大型蒸发池(φ=5m，A=20m 和φ=11.3m， A=100m 两种)。
蒸发皿的口径愈小，所测得的蒸发率与广阔自
当土壤中毛细管全部断裂，毛管水不再上升， 土壤表层得不到水分供给，土壤表层干化，水分 只能以气态水或薄膜水的形式向地表移动，但速 率非常小，可以忽略。
（三）植物蒸腾 (Transpiration)
• 植物的根系从土壤中吸收水后，经由根、茎、叶 柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其 中除一小部分留在植物体内外，90％以上的水分 在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。 • 植物蒸腾是一生物物理过程，水分从叶面气孔中
第二章 地球上的水循环
第一节 水循环概述 第二节 水量平衡 第三节 蒸发 第四节 水汽输送与扩散
第五节 降水
第六节 下渗
第七节 径流
第一节 水循环概述
一、水循环基本过程
二、水循环的类型与层次结构
三、水体的更替周期 四、水循环的作用与效应
一、水循环基本过程
•水循环—水文循环或水分循环
概念：地球上各种形态的水，在太阳辐射和
棵枝称重法是通过裹在植枝上的特制收集器，直接收集植枝
分泌出的水分来确定其散发量。
（四）区域（或流域）总蒸发量的估算
区域总蒸发：指研究区域内所有蒸发面（水面、
土壤、植被、以及潜水蒸发面等）上各种蒸发、 散发之综合。
确定区域总蒸发量最合理的办法应是先求出区域
内各单项蒸发量，然后进行综合得出全区总蒸发
量。
期则更长。
四、水循环的作用与效应
水循环与地球圈层构造
水循环与全球气候
水循环与地貌形态及地壳运动
水循环与生态平衡
水循环与水资源开发
第二节 水量平衡
水量平衡（Water Balance）概念
• 在水文循环中，任一地区（可以是流域、区域湖
泊、海洋、大陆或全球）在一定时段内（可以是
日、月、年或更长）的输入和输出水量之差，等
是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。
一、蒸发的物理机制
• 蒸散发(Evapotranspiration)：水文学中指自然
界水面蒸发、土壤表面蒸发和植物蒸腾（蒸散） 的总称。
• 蒸发(Evaporation)：水面与土壤表面的水变成
水汽的过程。
• 植物蒸腾(Transpiration)：在植物生长期，水分
扩散出去的量可由气孔开闭程度而受到调节，同
时受到根层土壤含水量的影响。
• 植物截留和截留蒸发：降雨经植物冠层时，一部
分被截留，该水量称为植物截留量。 • 植物冠层截留的水分变成水汽进入大气，该部分 蒸发称为截留蒸发。
二、影响蒸发的因素
（一）供水条件:先决条件是蒸发面存在水
通常将蒸发面的供水条件区分为 • 充分供水:将水面蒸发及含水量达到田间持水量以 上的土壤蒸发 • 不充分供水:将土壤含水量小于田间持水量情况下 的蒸发
2) 若以地球海洋（Ocean）为对象，某时段△t内
的水量平衡方程可写成：
Po ＋ R － Eo ＝ △So
式中, Eo ： 海洋在时段内的蒸发量； Po ： 海洋在时段内的降水量； R ： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △So ： 海洋在该时段内蓄水量的变化量。
第三节 蒸发
• 蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦
(2) 分类
1) 大循环：大区域（领域）内的循环，也称外循环。
海洋
云、大气
陆地
海洋
2) 小循环：小区域（领域）内的循环，也称内循环。
海洋 陆地
(3) 意义
云、大气 云、大气
海洋 陆地
水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一。 认识它的基本客观规律，了解其各影响因素间的内在
联系，对合理开发和利用水资源，抗御洪旱灾害，改
重的方法测出土体重量的变化，据此计算出土壤
蒸发量的变化。
（三）植物散发量的确定
直接测定法： 器测法是将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随 时浇水，最后求出实验时段始末重量差以及总浇水量，就
可计算出散发量。
坑测法是通过两个试坑的对比观测，其中一个栽植物，另一 个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量；
1.降水（总）量指一定时段内降落在某一面 积上的总水量。
2.降水历时与降水时间 3.降水强度简称雨强，指单位时间内的降水 量，以毫米/分或毫米/时计。 4.降水面积即降水所笼罩的面积，以平方公 里计。
（二）降水特征的表示方法
降水过程线
降水累积曲线
等降水量线
降水特性综合曲线
1.降水过程线
2）从四方边界来说，水汽主要从南部和西部 边境进入（占总输入量的89.1％），从东 界输出（占总输出量的88.8％）。
3）输入的水汽量中，经向的输入占55.8％， 纬向的输入占44.2％；输出情况相反，纬 向的占89.2％，经向的仅占总输出量的 10.8％。
第五节 降水
一、降水要素
降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、 霰、雹等现象的统称。
二、水汽输送
概念：大气中水分因扩散而由一地向另 一地运移，或由低空输送到高空的过程。
（一）水汽输送通量与水汽通量散度
水汽输送通量是表示在单位时间内流经 某一单位面积的水汽量。
水汽通量有水平输送通量和垂直输送通 量之分。通常说的水汽输送主要是指水平 方向的水汽输送。
水汽通量散度是指单位时间汇入单位体 积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克 每百帕平方厘米秒。
②累积降雨过程线
注：其横坐标为时序；
纵坐标为降雨开始到各时段的降雨量的累积值。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
以一定时段（时、日、月或年）为单 位所表示的降水量在时间上的变化过程， 可用曲线或直线图表示。它是分析流域产 流、汇流与洪水的最基本资料。
降雨强度过程线
注：其纵坐标为单位时间的降雨量（即为降雨强
度），横坐标为时序，通常以直方图或曲线表示。
2.降水累积曲线
此曲线以时间为横坐标，纵坐标表示 自降水开始到各时刻降水量的累积值。
第四节 水汽扩散与输送
水汽扩散是指由于物质、粒子群等的随 机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现 象。
（一）分子扩散 又称分子混合，是大气中的水汽，各种 水体中的水分子运动的普遍形式。
（二）紊动扩散
又称紊动混合，是大气扩散运动的主要 形式。其特点是，由于受到外力作用影响， 水分子原有的运动规律受到破坏，呈现“杂 乱无章的运动”。
地球重力作用下，通过蒸发、蒸腾水气输送
凝结降水下渗及径流等环节，不断发生相态
转换和周而复始的运动过程。
水循环可分解为五个环节：
蒸发
水汽输送
凝结降水 水分下渗 地表径流、地下径流
水文循环 (1) 定义
地球上或某一区域内，在太阳辐射和重力的作用，
水分通过蒸发、水汽输送、降水、入渗、径流等过程不断 变化、迁移的现象。
由水面的蒸发率差别愈大。换一种说法，就是蒸 发器面积愈大，所测得的蒸发率愈接近于广阔自