22高职高专工程水文学第二章水文循环及径流形成Word格式.docx
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面向下游，左边河岸称为左岸，右边河岸称为右岸
长江流域
算术平均值与加权平均值
1.1.1水文循环：
（1）基本概念：
水文循环及水文循环的分类。
水文循环：
地球上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
水循环中主要水文要素有降水、蒸发、径流及下渗等。
从海洋蒸发到大气中的水，一部分被携带到陆地上空，又凝结降落到地面，其中一部分重新被蒸发，另一部分沿着地表坡面流动，并逐渐汇集到河流中，流入海洋，还有的水渗入地下，并以渗流的方式补给河道，最终流入海洋。
这样一种整体性的海洋和大陆之间进行的水的交换，称为水的大循环。
除了大循环外，还存在着水的局部循环。
比如，降落到地面的水在没有回到海洋之前又被蒸发到空中，并重又降落到地面；
从海洋蒸发的水，在没有到达陆地之前，重又凝结降落到海面。
这样在陆地范围内或海洋范围内进行的局部循环，称为水的小循环
（2）形成原因
内因：
常态下水的三态转换
外因：
太阳辐射作用和地心引力
图示
1.1.2水量平衡基本原理：
概念：
水量平衡原理
结合图例讲述区域水量平衡方程：
根据不同区域的边界条件将区域水量平衡方程转化为多年平均的流域水量平衡方程及陆地和海洋水量平衡方程：
大陆：
海洋：
全球：
或：
2.2.1河流
河流是由一定区域内的地面水和地下水补给，经常（或周期性）地沿着连续延伸的凹地流动的水体。
河流的基本概念、形成及分段：
几个基本概念：
地面径流、河谷、河床或河槽
河流流经的谷地称为河谷，河谷底部有水流的部分称为河床或河槽。
面向下游，左边的河岸称为左岸，右边的河岸称为右岸。
河流的分段：
河源、上游、中游、下游、河口。
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。
中游河段坡度渐缓，河槽变宽。
下游是河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔。
河口是河流的终点，即河流注入海洋或内陆湖泊的地方。
2.2.2水系及河流地貌定律
基本概念：
水系、干流、支流
由河流的干流、支流、溪涧和湖泊等构成的脉络相连的系统，称为河系、水系或河网。
按照几何形态，河系可以分为：
1.扇形河系：
河系如手指状分布。
2.羽形河系：
干流沿途纳入许多支流，河系形如羽毛。
3.平行河系：
几条支流并行排列，在河口附近才汇入干流。
4.混合型河系：
包括了以上两种或两种以上形式的河系。
大河河系往往为混合型河系。
意义：
扇形水系汇流时间短，洪水集中，易形成洪水；
羽毛形近水先去，远水后来，洪水缓和。
在河系中，直接汇入海洋或湖泊的称为干流，汇入干流的称为一级支流，汇入一级支流的称为二级支流。
其余类推。
斯特拉勒河流分级法
1.直接发源于河源小河流为一级河流
2.两条同级别河流汇合而成河流级别为原高一级
3.两条不同级别河流汇合而成河流级别为两条中较高者
图形区别思考河系
图示河系分级
长江流域
河流的基本特征：
河流的长度、河流断面、河道纵比降
自河流的河源沿主河道至河口的距离称为河流长度，简称河长，以km计。
河长可在适当比例尺的地形图上量得。
河段两端河底的高程差称为落差。
单位河长的落差称为河流的纵比降。
1．当河段的纵断面近于直线时，河段纵比降的计算式为
2．当河流纵断面呈折线或曲线形时，可先将河流按河底高程变化的情况分段，同时设想有一平均河床线，其平均高程与河流实际河底平均高程相等。
然后在纵断面图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，则该斜线的坡度即为河道的平均比降，其计算式为
河段某处垂直于水流方向的断面称为横断面
分为单式和复式断面
假想将河流从河口到河源沿中泓线切开并投影到平面上所得的剖面叫纵断面。
中泓线：
将河流各个横断面最深点连线
区别横断面
纵断面
过水断面
水道断面
单式断面
复式断面
2.2.3流域
流域、闭合流域、非闭合流域
河流的地面和地下的积水区域，称为流域。
流域的周界称为流域的分水线或分水岭。
如果地面分水线与地下分水线在平面位置上重合，则称流域为闭合流域。
由于地质构造和河床下切情况不同等原因，流域的地面水分水线与地下水分水线常在平面位置上不重合，此时称流域为非闭合流域。
流域的基本特征：
流域面积、河网密度、流域的长度和平均宽度、流域形状系数、流域的平均高度与平均坡度、流域自然地理特征。
流域分水线包围区域的平面投影面积，称为流域面积，记为，以km2计。
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。
流域平均宽度与流域长度之比称为流域形状系数。
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。
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。
使河川径流发生变化，影响水量、水质、水土流失、水质污染、河流断流
等于1为方形
小于1为狭长
大于1为扁形
第一章水文循环及径流形成
3.降水
了解降水成因及类型
理解点雨量与面雨量的分析方法
掌握流域面平均雨量计算方法
降雨的成因与分类
点降雨特性及其分析方法
面雨量的特性分析与计算方法
计算流域的面平均雨量
讲授
对降雨历时曲线及降雨累积曲线运用具体实例讲授绘制过程，并能与后文结合，颇受学生喜欢。
水文循环环节降水、蒸发、径流、下渗
降水的基本概念及形成
降水、降水量、降水历时、降水强度、降水面积、暴雨中心、降水量等级
降水：
指液态或固态的水汽凝结物，从大气中降落到地面的现象。
降水是水循环中最为活跃的因子，它有雨、雪、雹、雾、露、霜形式，其中以雨、雪为主。
降雨强度：
单位时间内的降雨量
暴雨中心：
暴雨集中的较小局部地区
（2）与降水有关的气象因素：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
影响降雨的气象因素主要有气温、湿度、气压、风等。
（3）降水的形成：
水汽上升、动力冷却、成云、降落
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人大气后，由于分子本身的扩散和气流的传输作用分散于大气中。
当气团上升到一定高度，气团发生膨胀，耗费能量，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，合并增大。
一旦云滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降落到地面成为降水。
（4）降水的分类：
对流雨、地形雨、峰面雨、气旋雨
因地面受热，温度升高，使靠近地面、带有大量水汽的下层暖空气膨胀上升，并和上层空气形成对流，下层空气上升到空中时，凝结降雨，称为对流雨。
对流雨一般发生在夏季酷热的午后，其降雨强度较大，但历时短，降雨面积小。
对流雨常伴有阵风和雷电，故又成为热雷雨。
暖湿气流受到山脉阻挡，被迫沿山脉的迎风坡上升，从而冷却凝结降雨，称为地形雨。
地形雨多发生在山脉的迎风坡，背风坡因空气下沉使饱和含水量增大，降雨将减少或停止。
在一定的范围内（水平范围几百公里到几千公里，垂直范围几公里到几十公里）温度、湿度、气压等性质比较均匀的大范围空气称为气团。
按照热力性质，气团可分为暖气团和冷气团。
当湿度、温度、气压截然不同的气团相遇时，在接触区域形成气象要素不连续变化的交接面，称为锋面。
锋面与地面的相交地带称为锋。
由于锋面移动形成的降雨称为锋面雨。
锋面雨分为冷锋雨、暖锋雨。
冷锋雨一般强度较大，历时较短，雨区范围较小。
我国南北方冬季和西北及华北地区夏季的降雨，多属于冷锋雨。
暖锋雨一般降雨强度较小，历时较长，雨区范围较大。
在我国，暖锋雨夏季多出现于黄河流域，春秋季可出现于江淮和东北地区。
气旋是在空间中，中心气压比周围气压低的水平转动的漩涡。
气旋雨分为温带气旋雨和热带气旋雨。
图示冷锋雨与暖锋雨
央视《晚间新闻》8月9日播出“桑美将为40年登陆我国最强台风”节目，以下为部分文字实录。
据气象专家介绍，第8号强台风桑美将是近40年来登陆我国最强的一次台风，也是第一次没有任何阻挡直接登陆浙江和福建沿海的台风，现在根据我国最新发布的热带气旋等级标准来看，这个热带气旋一共分为6个级别，分别是热带低气压，热带风暴，强热带风暴，台风，强台风和超强台风。
这个桑美正是超强台风。
（5）影响我国降水的主要天气系统：
高空槽、峰面气旋、低涡、切变线、静止峰、峰区与降水、副热带高压、热带风暴
（6）我国降水量的时空分布：
年降水量的分布：
十分湿润带、湿润带、半湿润带、半干旱带及干旱带。
降水量时间分布：
年内分配、年际变化。
我国大暴雨时空分布：
不同地理条件和气候区，暴雨类型、极值、强度、持续时间以及发生的季节均不同。
（7）降水量观测：
器测法：
雨量器、自记雨量计
雷达探测：
利用云、雨、雪等对无限电波的反射现象来预报降
气象卫星云图：
进行数据采集、云图识别、降雨量计算、雨区移动预测等动作
（一）点降雨特性特性分析
点降雨量：
一个雨量观测站承雨量（口径20cm）所在地点的降雨
1.点降雨特性
降雨量：
一段时间内降落单位水平面积上的雨水深度
单位：
mm精度：
0.1mm
降雨历时：
一场降雨开始到结束经历的时间
h
注意：
通常最大1h降雨量，指降雨时段内降雨并不一定连续。
mm/minmm/h
2.点降雨特性分析方法
降雨量过程线
降雨量过程线表示降雨随时间的变化过程，一般为直方图形式。
降雨过程还可以用降雨量累积曲线表示，其纵坐标为自降雨开始到某时刻的降雨量累积值。
从该曲线可以求得任意两时刻间累积雨量的差值，即为两时刻间的时段降雨量。
该曲线任意两点连线的坡度，即为对应时段的平均降雨强度。
降雨强度～历时曲线
统计降雨强度过程线中各种不同历时的最大平均雨强，如图（a）所示。
最大平均雨强与历时的关系即为降雨强度～历时曲线，如图（b）所示。
由图中可以看出，同一场降雨的雨强随历时增长而减小。
不同场降雨因降雨过程不同，因而雨强～历时曲线也不同，如图（c）所示。
（二）面雨量特性分析与计算方法
1.面雨量特性分析方法
降雨量等值线
平均雨量――面积曲线
绘制：
从等雨量线暴雨中心算起，分别量取不同等雨量线包围的面积，并计算各面积内平均雨量
平均雨量――历时――面积曲线
2.流域面雨量计算方法
算术平均法
当流域内地形变化不大，雨量站分布较均匀、稠密时，可用算术平均法求得流域平均降雨量，即取流域内各雨量站同时段雨量的算术平均值，作为流域平均降雨量。
计算式为
泰森多边形法
如流域内降雨和雨量站分布较不均匀时，可用泰森多边形法求得流域平均降雨量。
该法先将流域内相邻的雨量站用直线连接起来，然后做各条连线的垂直平分线，将流域划分为若干个多边形（此时每一多边形内都有一个雨量站），以各多边形的面积为权数，可求得各雨量站同时段雨量的平均值，并将其作为流域平均降雨量。
具体计算过程
图示具体绘制方法
降雨量等值线图法
当流域面积较大，且地形变化对降雨量影响较显著，同时雨量站的数量又较多时，可采用绘制降雨量等值线图的方法，求得流域平均降雨量。
首先绘制流域的降雨量等值线图，然后求出各降雨量等值线间的面积，并以相邻降雨量等值线雨量的平均值作为各面积的雨量，则可以各部分面积作为权数，求得流域降雨量的加权平均值，并将其作为流域平均降雨量。
降雨点面关系线
当雨量站少，或各雨量站观测不同步采用
动点动面关系：
以降雨量等值线图上降雨中心的点雨量与其周围各条等雨量线包围面积的平均雨量之比建立
定点定面关系：
以流域中心或某一雨量站作为定点，以流域面积作定面，计算点绘某历时各次暴雨点雨量与流域面平均雨量之间的关系
总结与习题
本节讲授了降雨的形成原因及类型需作概念性了解
点及面雨量特性及表示方法需加强理解，流域面雨量的计算方法需作重点掌握
习题
1.从空气动力分析抬升作用看，降雨可分为哪几种类型？
地形雨对流雨锋面雨气旋雨
2.累积雨量过程线与降雨强度过程线有何关系？
累积雨量过程线是降雨强度过程线的积分，可由逐时段雨量累加求得
各时段雨量可由累积雨量过程线差分得到。
除以相应时段长，得各时段雨强，从而绘出降雨强度过程线。
4.蒸发与下渗
了解流域蒸发的方式、机理
理解下渗的变化规律及天然条件下的下渗
蒸发
下渗
从微观分析问题的能力
本节讲述五大过程，蒸发/下渗/产流/汇流/次洪水过程，对过程的进一步阐明，学生易于整体认识
地表水、土壤水和地下水是陆地上普遍存在的三种水体，在水文循环中，地表土层对降雨起着再分配作用。
降雨落到地表后，一部分渗入土壤中，另一部分形成地表水。
渗入土层中的水，一部分被土壤吸收成为土壤水，而后通过直接蒸发返回大气中；
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是径流形成的重要环节，它们的变化直接影响径流的形成过程。
1.4.1包气带和饱和带
包气带、饱和带
1.4.2土壤水
土壤水、地下水。
土壤水分的存在形式：
吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。
土壤含水量：
土壤含水量
水分常数：
最大吸湿量、最大分子持水量、凋萎含水量、毛管断裂含水量、田间持水量、饱和含水量。
土壤水分布特征：
结合右图（包气带的分带示意图）
1.4.3下渗
下渗是水分通过土壤表面垂直向下进入土壤的运动过程。
下渗一般用单位时间的下渗率来表示，记为，单位：
mm/hr，mm/min。
下渗能力是充分供水条件下的下渗率。
下渗的物理过程：
渗润阶段：
分子力在分子力作用下形成结合水，达到最大分子持水量
渗漏阶段：
毛管力在毛管力、重力作用下，下渗作不稳定流动至填满孔隙
渗透阶段：
重力在重力作用下呈稳定流动
下渗率/下渗强度f：
单位时间内渗入单位面积土壤中的水量
下渗能力：
在充分供水条件下的下渗率
下渗能力曲线：
下渗能力随时间的变化过程线
稳定下渗率：
当土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定，此时的下渗率fc
下渗的物理描述：
下渗率、下渗能力、下渗能力曲线。
下渗中水的运动是在分子力、毛管力和重力综合作用下进行的。
对于干燥土壤，下渗初期，水分在分子力、毛管力和重力的共同作用下，迅速被表层土壤吸收，下渗的速率最大；
随着土壤湿度增加，分子力的作用逐渐减弱，同时随着饱和层的加厚，毛管力的作用也渐渐减少，故下渗速率逐渐减小。
当下渗峰面达到一定深度后，水分主要在重力作用下运动，入渗速率趋于一个稳定值，称为稳定下渗率，记为
。
天然条件下的下渗：
以下i为时段雨强fp为下渗能力
自然条件下有三种情况：
1.i1大于等于fp，充分供水条件下，按下渗能力下渗
2.i2小于等于fc，下渗过程与降雨过程完全相同
3.fc<
i3<
fp，开始时是全部渗入土壤，随着水量增加，f递减，到某时刻，雨强大于下渗能力，此时按下渗能力下渗
图示下渗能力曲线
分析：
1.下渗率随时间递减
2.稳定下渗率fc
3.以fc为界，分为渗漏和渗透阶段
1.4.4概述：
蒸发、散发或蒸腾、蒸发面、水面蒸发、土壤蒸发、植物散发、流域总蒸发、蒸发率、可能最大蒸发率或蒸发能力。
蒸发是水由液态或固态转化为气态的过程。
蒸发是自然界水循环的重要组成环节，也是影响径流形成的重要因素。
形成蒸发需要具备的条件：
首先需要吸收热能，太阳辐射是其来源。
另外需要有风，也即通过大气的紊动作用，把水汽带到空中。
流域上的蒸发，包括水面蒸发（冰雪面上还有冰雪蒸发）、土壤蒸发和植物散发。
根据蒸发面的不同，分为水面蒸发、土壤蒸发、植物散发，后两种蒸发合称为陆面蒸发。
1.4.5水面蒸发
水面蒸发的物理过程：
同时发生两个过程，即
1.水体被辐射而运动，由于动能大于内聚力，从而逸出、扩散
2.水分子由于分子之间的吸引力而降温，速度降低，从而进入水面
蒸发量及其单位：
E，水分子从水体中逸出和返回的差量。
单位：
mm
蒸发的影响因素：
在自然条件下，温度、水汽压的饱和差、水分子的扩散、空气的对流和紊动、水质和水面大小。
水面蒸发的观测：
（1）器测法：
-20型、
-80型、E601型蒸发器，以及水面面积为20m2和100m2的大型蒸发池。
观测时间：
每日8时观测一次。
（2）间接计算法：
利用气象或水文观测资料间接推算蒸发量，方法有：
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平衡法以及经验公式法等。
1.4.6土壤蒸发
水分在土壤中运动受作用力有：
分子力：
土粒表面的分子对水分子的吸引力
毛管力：
指向土壤含水量较小的一方
重力：
垂直向下
土壤中水分的存在形式：
吸湿水结合水
薄膜水田间持水量（无自由水时）
毛管水
重力水自由水
土壤蒸发过程：
分三阶段
1.土壤湿润，存在自由重力水，蒸发能得到充分供应，主要发生在表层蒸发量等于蒸发能力
2.蒸发后，土壤水降到田间持水量以下，毛细水连续状态破坏，上升水分减少，蒸发量与土壤含水量大体成正比E＝W*Em/E田
3.水量减至毛管断裂含水量W断，毛管水不能达到地表水分以结合水形式向地表移动，蒸发量微小
1.4.7植物散发
植物的散发过程：
植物根系从土壤中吸取水分通过自身组织输送到叶面散发的过程
1.4.8流域总蒸发
流域总蒸发包括水面蒸发、土壤蒸发和植物截留蒸发及植物散发。
5.径流6.流域水量平衡
掌握降雨径流形成的过程
掌握径流表示方法
理解次雨洪径流过程及特征
理解水量平衡原理
河川径流的补给源水量平衡原理
降雨径流的形成过程水量平衡通用方程式
径流的表示方法及单位地球上的水量平衡
次雨洪径流过程及其特征流域水量平衡
能利用水量平衡原理分析问题
复习水文循环、降水、下渗及蒸发的概念：
水文循环——水圈中的各种水体在太阳辐射下不断蒸发变成水汽进入大气，并随气流的运动输送到各地，在一定条件下凝结形成降水。
降落的雨水，一部分被植物截留并蒸发，落到地面的雨水，其中一部分渗入地下，被植物根系吸收并经蒸散发返回大气，一部分形成地下径流；
另一部分形成地面径流沿江河回归大海。
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。
降水——液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象。
下渗——降落到地面上的雨水从地表渗入土壤内的运动过程。
蒸发——水由液态或固态转化为气态的过程。
1.5.1径流的概念
径流、地面径流、地下径流、河川径流。
径流：
江河中的水流，或由降水或融雪形成的沿着流域的不同路径流入河流、湖泊或海洋的水流。
地面径流：
沿着地表流动的水流
壤中流：
沿土壤表层相对不透水层界面流动的水流
地下径流：
地表以下沿着岩土空隙流动的水流
1.5.2径流的形成过程
流域上的径流形成过程可以分为：
产流过程和汇流过程。
产流过程：
水分的垂向运动过程，流域的蓄渗过程。
对降雨的量的分配过程。
产流即是产生各种径流成分的过程。
降雨被植物截留形成落地雨，下渗到土壤，一部分形成填洼量，一部分流入河槽形成地面径流，一部分下渗到土壤中；
下渗到土壤中的雨水，上层，由于下渗率大，将沿空隙流域河槽，形成壤中流（表层流）
下层，下渗率小，由于渗透作用，雨水将流入地下水库，最终流入河槽，形成地下径流。
另外，在土壤中还有一部分是与本次降雨无关的深层地下水径流（基流）。
在这个过程中，一次降雨形成的径流包括地面径流、壤中流和浅层地下径流。
降雨量与径流量的差值即是损失量（植物截留、填洼、蒸散法、土壤吸收）
产流方式：
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