02第二章 径流形成原理文档格式.docx

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图2-1水文循环示意图

水在自然界中的循环运动,为人类带来了取之不尽、用之不竭的水资源,对人类的生产活动有着重大影响。

研究水文循环的目的，在于认识它的基本规律，揭示其内在联系,这对合理开发和利用水资源,抗御洪旱灾害,改造自然,利用自然都有十分重要的意义。

二、地球上的水量平衡

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,这就是水量平衡原理。

水量平衡原理是水文学的基本原理,水量平衡法是分析研究水文现象,建立水文要素之间定性或定量关系,了解其时空变化规律等的主要方法之一。

根据水量平衡原理,可列出水量平衡方程。

对某一区域,有式（2-1）：

I-O=△S（2-1）

式中I、O--给定时段内输入、输出该1区域的总水量;

△S--时段内区域蓄水量的变化量,可正可负。

上式为水量平衡方程的通用式,对不同的研究对象,需具体分析其输入输出量的组成,写出相应的水量平衡方程式。

研究范围、研究范围而言，整个大陆水量平衡方程式（2-2）：

PC-R-EC=△SC（2-2）

海洋水量平衡方程式（2,3）：

P0+R-E0=△SO（2-3）

式中PC、P0--大陆和海洋上的降水量;

EC、E0--大陆和海洋上的蒸发量;

R--流入海洋的径流量（包括地面和地下径流量）；

△SC、△S0--大陆和海洋上在研究时段内蓄水量的变化量。

在短时段内,△SC和△S0可正可负,但对多年平均情况,正负可以相互抵消,蓄水量的变化量趋于零。

因此,对多年平均情况,有式（2-4）和式（2-5）：

大陆：

（2-4）

海洋：

（2-5）

式中

、

--大陆和海洋多年平均降水量;

--大陆和海洋多年平均蒸发量;

--多年平均流人海洋的径流量（包括地面和地下径流量）。

合并式（2-4）和式（2-5）,得全年平均全球水量平衡方程为式（2-6）或式（2-7）：

（2-6）

或

（2-7）

式（2-7）表明,全球多年平均降水量

与多年平均蒸发量

相等,为1130mm。

第二节河流与流域

一、河流

（一）河流的形成与分段

河流的形成：

降落到地面的雨水,除下渗、蒸发等损失外,在重力的作用下沿着-定的方向和路径流动,这种水流称为地面径流。

地面径流长期侵蚀地面,冲成沟壑,形成溪流,最后汇集成河流。

河谷：

河流流经的谷地称为河谷。

河床或河槽：

河谷底部有水流的部分称为河床或河槽。

左岸、右岸：

面向下游,左边的河岸称为左岸,右边的河岸称为右岸。

河流是水文循环的一条主要路径。

地球上的各种水体中,河流的水面面积和水量最小,但它和人类的关系却最为密切。

河流的形成与分段：

一条河流沿水流方向,自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源是河流的发源地,多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。

上游紧接河源,多处于深山峡谷中,坡陡流急,河谷下切强烈,常有急滩或瀑布。

中游河段坡度渐缓,河槽变宽,两岸常有滩地,冲淤变化不明显,河床较稳定。

下游是河流的最下段,一般处于平原区,河槽宽阔,河床坡度和流速都较小,淤积明显,浅滩和河湾较多。

河口是河流的终点,即河流注入海洋或内陆湖泊的地方。

这一段因流速骤减,泥沙大量淤积,往往形成三角洲。

注入海洋的河流,称为外流河,如长江、黄河等;

流人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。

（二）河流基本特征

1.河流的长度

自河源沿主河道至河口的距离称为河流长度,简称河长,以km汁。

可在适当比例尺的地形图上量的。

2.河流断面

河流断面有横断面和纵断面。

垂直于水流方向的断面称为横断面,简称断面,其一般形状如图2-2所示。

断面内自由水面高出某一水准基面的高程称为水位。

枯水期水流所占部分为基本河床,或称为主槽,洪水泛滥所及部分为洪水河床,或称为滩地。

只有主槽而无滩地的断面称为单式断面,有主槽又有滩地的断面称为复式断面。

河流横断面能表明河床的横向变化。

断面内通过水流的部分称为

过水断面,其面积称为过水断面面积,以m3计,它的大小随断面形状和水位而变。

河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称为中泓线,沿中泓线的断面称为河流的纵断面。

河流纵断面能反映河床的沿程变化。

3.河道纵比降

图2-3河道纵断面示意图

任意河段两端（水面或河底）的高差△h称为落差,单位河长的落差称为河道纵比降,简称比降,用小数或千分数表示。

常用的比降有水面比降和河底比降。

河流沿程各河段的比降都不相同,一般自河源向河口逐渐减小。

水面比降随水位的变化而变化,河底比降则较稳定。

当河段纵断面近于直线时,比降按式（2-8）计算:

（2-8）

式中J--河段的比降;

h1、ho--河段上、下断面水面或河底高程,m;

l--河段长度,m。

当河底高程沿程变化时,可在纵断面图（如图2-3）上从下断面河床处作一斜线,使斜线以下的面积与原河底线以下面积相等,该斜线的坡度即为河道的平均比降,其计算式为:

（2-9）

式中ho,…hn--自下游到上游沿程各点河底高程,m;

lo,…ln--相邻两点间的距离,m;

L--河段的全长,m。

二、水系及河流地貌定律

脉络相通的大小河流所构成的系统称为水系、河系或河网,如图2-4所示。

水系中直接流入海洋、湖泊的河流称为干流,流人干流的河流称为支流。

为了区别干支流,常采用斯特拉勒（Strahler）河流分级法进行分级。

该法可表述为:

①直接发源于河源的小河流为一级河流;

②两条同级别的河流汇合而成的河流级别比原来高一级;

③两条不同级别的河流汇合而成的河流的级别为两条河流中的较高者。

以此类推至干流,干流是水系中最高级别的河流。

人们发现,自然界的水系在发育过程中遵循一定的规律,并归纳成一些河流地貌定律,如霍顿（Horton）提出的河数律、河长律、面积律和河流比降律等。

河数律指水系中任一级河流数与该级河流的级别呈反几何级数关系,级数首项为1,公比近似于分叉比,即:

Ni=N1RBΩ-ii=2,3,…,Ω（2-10）

式中Ni--第i级河流数;

RB--分叉比,即某一级河流数与高一级河流数之比,RB=Ni-1/Ni

O--水系中最高的河流级别。

河长律指水系中各级河流的平均河长与该河流级别近似于正几何级数关系,级数的首项为第一级河流的平均河长,公比为河长比,即：

i=2,3,…Ω（2-11）

--第i级和第一级河流的平均河长;

RL--河长比,即某一级河流的平均长度与低一级河流的平均长度之比,

。

根据河长律,可导出面积律如下:

i=2,3,…Ω（2-12）

--第i级和第一级河流的平均流域面积;

RF--面积比,即某级河流的平均流域面积与低一级河流的平均流域面积之比,

河流的比降律是指水系中任一级河流的平均比降与该河流级别呈正几何级数关系,级数的首项为第一级河流的平均比降,公比为河流比降比,即:

i=2,3,...Ω（2-13）

--第i级和第一级河流的平均比降;

一河流比降比,即任一级河流的平均比降与高一级河流的平均比降之比,

=Ji-1/Ji。

一般说来,不同级别的河流的分叉比、河长比、面积比、比降比并不相同,应用时可取各级河流的平均值。

实践证明,霍顿的地貌律理论符合天然河流河系组成的基本规律。

三、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。

分水线有地面、地下之分。

闭合流域：

当地面分水线与地下分水线相重合,称为闭合流域,否则为

不闭合流域,如图2-5所示。

在实际工作中,除有石灰岩溶洞等特殊的地质情况外,对于一般流域,当对所论问题无太大影响时,多按闭合流域考虑。

图2-5地面分水线与地下分水线示意图

流域是相对于某一出口断面的,当不指明断面时,流域即指对河口断面以上区域。

（二）流域基本特征

1.流域面积

流域分水线包围区域的平面投影面积,称为流域面积,记为F,以km2计。

可在适当比例尺的地形图上勾绘出流域分水线,量出其流域面积。

2.河网密度

流域内河流干支流总长度与流域面积的比值称为河网密度,以Km/km2计。

3.流域的长度和平均宽度

流域长度就是流域轴长。

以流域出口为中心向河源方向作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即为流域的长度,以km计。

流域面积与流域长度之比称为流域平均宽度,以km计。

4.流域形状系数

流域平均宽度与流域长度之比称为流域形状系数。

扇形流域的形状系数较大,狭长形流域则较小,所以流域形状系数在一定程度上以定量的方式反映流域的形状。

5.流域的平均高度和平均坡度

将流域地形图划分为100个以上的正方格,依次定出每个方格交叉点上的高程以及与等高线正交方向的坡度,取其平均值即为流域的平均高度和平均坡度。

6.流域自然地理特征

包括流域的地理位置、气候特征、下垫面条件等。

（1）流域的地理位置。

流域的地理位置以流域所处的经纬度来表示,它可以反映流域所处的气候带,说明流域距离海洋的远近,反映水文循环的强弱。

（2）流域的气候特征。

包括降水、蒸发、湿度、气温、气压、风等要素。

它们是河流形成和发展的主要影响因素,也是决定流域水文特征的重要因素。

（3）流域的下垫面条件。

下垫面指流域的地形、地质构造、土壤和岩石性质、植被、湖泊、沼泽等情况,这些要素以及上述河道特征、流域特征都反映了每一水系形成过程的具体条件,并影响径流的变化规律。

在天然情况下,水文循环中的水量,水质在时间上和地区上的分布与人类的需求是不相适应的。

为了解决这一矛盾,长期以来人类采取了许多措施,如兴修水利、植树造林、水土保持、城市化等措施来改造自然以满足人类的需要。

人类的这些活动,在一定程度上改变了流域的下垫面条件从而引起水文特征的变化。

因此,当研究河流及径流的动态特性时,需对流域的自然地理特征及其变化状况进行专门的研究。

第三节降水

降水是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象,如雨、雪、霞、雹、露、霜等等,其中以雨、雪为主。

降水是水文循环中最活跃的因子,它是一种水文要素,也是一种气象要素。

因此,降水现象是水文学和气象学共同研究的对象。

我国大部分地区,一年内降水以雨水为主,雪仅占少部分,所以,这里降水主要指降雨。

降水特征用五大基本要素来表示,如降水量、降水历时、降水强度、降水面积及暴雨中心等。

降水量指一定时段内降落在某一点或某一面积上的总水量,用深度表示,以mm计。

如一场降水的降水量指该次降水过程的降水总量。

日降水量指一日内降水总量等等。

降水量一般分为7级,如表2-1。

凡日降水量达到和超过50mm的降水称为暴雨。

暴雨又分为暴雨、大暴雨和特大暴雨三个等级。

降水历时：

降水持续的时间称为降水历时,以min、h或d计。

降水强度：

单位时间的降水量称为降水强度或雨率,以mm/min或mm/h计。

降水面积：

降水笼罩的平面面积为降水面积,以km2计。

暴雨中心：

暴雨集中的较小的局部地区,称为暴雨中心。

降水的特征不同,它所形成的洪水的特性也不同。

一、与降水有关的气象因素

降水现象是发生在大气中的对流层内。

对流层是地球大气中最低的一层,云、雾、雨、雪等主要天气现象都出现在这一层。

对流层有三个显著的特征:

①气温随高度增加而降低。

②对流层主要从地面获得热能,使它具有强烈的上升和下降的气流,即气流的对流运动。

对流运动的强弱,因纬度和季节的不同而不同。

一般低纬较强,高纬较弱;

夏季较强,冬季较弱。

因而,对流层的厚度也随纬度和季节而变,约为8~18km。

对流层虽不及整个大气厚度的1%,但由于地球引力的作用,这一层集中了整个大气3/4的质量和几乎全部的水汽。

③由于地表性质差异很大,所以深受地表影响的对流层中温度、湿度的水平分布不均匀,彼此相邻的各团空气之间,冷、暖,干、湿差异很大。

气团：

在水平方向上温度、湿度比较均匀的大块空气,这样的空气块称为气团。

气团的水平范围从几百到几千公里,垂直高度几公里,有时达到对流层顶。

气团按其性质可分为冷气团和暖气团。

若按气团源地的地理位置,则分为冰洋气团、极地气团、热带气团和赤道气团四种基本类型。

在对流层中,气团在不断地移动着,并随下垫面条件的改变,性质也随之发生变化,通常称为气团变性,如变性极地气团等。

按气流和天气现象分布特点,对流层又可分为三部分:

下层：

自地面起至1.5km高度,称为下层,又称摩擦层或扰动层。

该层大气受地面的热辐射和扰动影响显著。

中层：

1·

5~6km的高空范围为中层。

上层：

大气中的云和降水大都产生在这一层。

从6km到对流层顶部,叫上层。

上层水汽含量很少,气温常在0℃以下。

对流层内与降水有关的主要气象因素有:

气温、气压、风、湿度、云、蒸发等。

1.气温

表示空气冷热程度的物理量称为气温,以℃计。

气温的高低取决于空气吸收太阳辐射热能的多少。

气温直减率：

在对流层内,接近地表的大气温度较高,距地面越高,气温越低,平均每升高100m,气温约下降0.65℃,称为气温直减率,记为Y。

气温随高度的变化可用气温层结曲线来表示,如图2-6所示。

2.气压

单位面积上所受大气的重力称为气压,以hpa计。

某高度上的气压

就是单位面积上所承受的该高度以上空气柱的重量,所以气压随高度增

加而减小,如图2-7所示。

气压与高度的关系可用大气静力方程来表

示,即:

dP=-ρgdZ（2-14）

式中ρ一空气密度,g/cm3;

g一重力加速度,cm/s2;

dZ一微气块厚度,cm;

dP一气块上、下面气压差,hPa。

图2,7气压与高度关系示意图

由于空气密度不是常数,所以气压与高度不是线性关系。

气压场：

气压的空间分布叫作气压场。

等压面：

空间上气压相等的点组成的曲面,称为等压面,如图2-8所示。

位势米：

等压面上各点的高度是不相同的,气象上用位势高度,即单位质量抬升1m所作的功,来表示位势大小的物理量,单位为位势米。

高空图：

因此,某等压面上的等位势高度线（称为等高线）的分布,可以反映等压面空间起伏的情况,如图2-8中高位势区与高压区相对应,低位势区与低压区相对应,且等高线的分布与等压线分布完全一致。

这种图称为高空图,如850、700、500、200hpa高空图等等。

图2-8等压面上的位势高度分布图

地面气压场则用地面天气图表示。

地面天气图是将各观测站在同一时刻测得的气压,经换算到海平面上的数值,再勾绘等压线来表示各地气压高低的情况。

气压分布的基本型式,概括起来约有五类,如图2-9所示。

闭合等压线,高气压如越往中心气压越高,叫高气压;

越往中心气压越低,称低气压。

等压线不闭合，气压中间高两侧低,,叫高压脊,各条等压线曲率最大点的连线,称为脊线。

气压中间低两侧高,等压线不闭合,叫低压槽,各条等压线曲率最大点的连线,称为槽线。

两高气压和两低气压相对组成的中间区域,叫鞍形气压区。

上述五种气压分布的基本型式,统称为气压系统。

在不同的气压系统中,天气情况是不同的：

如高气压区--天气晴朗,

而低气压、低压槽和鞍形气压区---都可能有降水。

天气系统：

气压系统在不断地运动着,一个地方的天气变化,是由大气中一个个移动的大大小小的气压系统引起的,这些系统称为天气系统。

天气系统彼此之间相互联系、相互制约,并在大气的运动中不断地演变,从而形成了复杂多变的天气。

3.风

大气的运动一般有两类:

一为垂直运动,称为对流;

另一为近乎水平的运动,在高空称平流,在低空称风。

风是矢量,用风向风速表示。

风向指气流的来向,按十六方位定名,如北风、西南风等。

风速以m/s计。

风速-越大,风力也越大。

图2-9气压分布型式示意图

风速与风力的关系见表2-2蒲福风级表。

表2-2蒲福（Beaufort）风级表

大气的水平运动主要是由于气压不同引起的。

风的形成：

原因：

自由大气中同一水平面上,由于气压不均一,

受力：

空气受水平气压梯度力G的推动,地转偏向力的作用。

在近地面还有摩擦力R,三力平衡。

运动方向：

开始循气压梯度方向运动,即空气从高气压流向低气压,有了速度,形成风,见图2,10〈a〉。

但在自西向东旋转着的地球上,所有运动着的物体都受到地转偏向力的影响。

在北半球,地转偏向力A指向运动方向的右侧。

地转风：

当地转偏向力增大到与气压梯运动,这种情况下空气的水度力大小相等、方向相反时,两力平衡,此时空气便沿等压线（或等高线）作等速运动，这种情况下空气的水平运动称为地转风Vg,如图2-10（b）。

辐合：

在低气压区,气流作逆时针方向流动,同时穿越等压线向低压中心汇聚,这种现象称为辐合,其流场称为气旋性流场,在高空则称为涡。

辐散：

在高气压区,气流呈顺时针方向流动,同时稍偏外,从高压中心向外流出,这种现象称为辐散,其流场称为反气旋性流场,如图2-9所示。

高空急流：

在中纬度和热带地区,对流层的上层常出现风速大于30m/s的强风带,称为高空急流。

低空急流：

在对流层的下层,也常存在一支较狭窄的强风带,称为低空急流。

低空急流能源源不断地为雨区输送水汽,所以它与暴雨的关系十分密切。

季风：

夏季,风自海洋吹人大陆;

冬季,风则由大陆吹向海洋,这种随季节变化的风叫季风。

影响我国降水的风,最重要的是季风。

季风使我国的降水具有明显的季节性。

夏季,海洋上比大陆上凉爽,洋面上的气压高于大陆,西南风或东南风将洋面上暖湿空气源源不断地输往大陆,引起夏季的暴雨洪水;

冬季则相反,风由大陆吹向海洋,我国绝大部分地区受来自西伯利亚和蒙古干冷气团的影响,盛行西北风或东北风,形成寒冷少雨天气。

4.湿度

大气中水汽的含量叫作大气的湿度。

表示大气湿度的方法很多,主要如下。

（1）水汽压e:

指空气中实际水汽压力,以hPa计。

饱和水汽压E：

在一定温度下,空气中所含水汽量的最大值,称为饱和水汽压E。

饱和水汽压随气温而变,温度越高,空气中饱和水汽压越大,反之则越小。

饱和水汽压与温度的关系如式（2-15）所示:

（2-15）

式中E0--0℃时水面的饱和水汽压,E。

=6.11hPa;

a、b一常数,由实验得出,在冰面上a=9.5,b=265.0,在水面上a=7.45,b=237.0;

t一温度,℃;

E一t℃时的饱和水汽压,hpa。

在一定温度下,饱和水汽压E与空气中的实际水汽压e之差E-e,称为饱和差。

若实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结。

（2）绝对湿度α和相对湿度f:

单位体积空气中所含水汽质量称为绝对湿度,也就是空气中水汽的密度,以g/m3计。

空气中水汽含量越多,绝对湿度就越大。

空气中的水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值称为相对湿度,即f=e/E×

100%。

相对湿度的大小可以反映空气中水汽距饱和的相对程度。

（3）露点Td:

水汽量不变,在气压一定的条件下,气温下降,空气达到饱和水汽压时的温度称为露点温度。

露点高,实际水汽压大;

露点低,实际水汽压小。

若气温与露点不等,说明实际水汽压与饱和水汽压不相等。

（4）比湿q:

指在一团湿空气中,水汽质量与该团空气的总质量之比,以g/g或g/kg计。

比湿与气压、水汽压之间的关系为式（2-16）:

q=0.622E/P（g/g）=622e/p（g/kg）（2-16）

式中P一一气压,th1Pha。

水汽是降水的必要条件,尤其是大暴雨,必须具备充沛的水汽条件。

据分析,我国发生大暴雨时,在70Ohh高度上,比湿大多数大于8g/kg,比湿小于5g/kg,一次暴雨也没出现过。

5.云

云是由大气中的水汽凝结或凝华产生的。

云的生成和演变与降水有着密切的关系,并对温度、湿度,空气的能见度以及日照的变化都有重要的影响。

云的形状千变万化,若按云底高度和性状分类有:

高云族,包括卷云、卷层云、卷积云。

全部由小冰晶组成,云底高度通常在600Om以上.其中积雨云是垂直发展非常旺盛的积云,常发生雷阵雨,有时伴有狂风、冰雹.

6.蒸发

水汽是产生降水的必要条件,而水汽是由蒸发形成的。

因此,蒸发对降水有着重要的意义。

有关蒸发的内容将在第五节中介绍。

二、降水的形成与分类

（一）降水的形成自海洋、河湖、水库、潮湿土壤及植物叶面等蒸发出来

的水汽进入大气后,由于分子本身的扩散和气流的传输作用分散于大气中。

空气中的水汽含量有一定的限度,在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。

如果空气中的水汽量达到了饱和或过饱和,多余的水汽就要发生凝结。

如果地面有团湿热未饱和空气,在某种外力作用下上升,上升高度越高,气压越低。

因此,在上升过程中,这团空气的体积就要膨胀,在与外界没有发生热量交换、即绝热条件下,体积膨胀的结果必然导致气团温度下降。

这种现象称为动力冷却。

当气团上升到一定高度,温度降到其露点温度时,这团空气就达到了饱和状态,再上升就会过饱和而发生凝结形成云滴。

云滴在上升过程中不断凝聚,相互碰撞,合