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计算公式
T=W/W。
T为更替周期（年、月、日），W为水体总量（m3）;
W为水体年平均参与水循环的活动量（m3）。
水体
周期
极地冰川
10000年
沼泽水
5年
用冻地带地下冰
9700年
土壤水
1年
世界大洋
2500年
河水
16天
高山冰川
1600年
大气水
8天
深层地下水
1400年
生物水
12小时
湖泊水
17年
5水循环的环境效应
（1）水循环参与了地球圈层构造
（2）水循环与全球气候：
2）水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者；
2）水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不同纬度热量收支不平衡矛盾得到缓解；
、
3）水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天气过程，甚至可以决定地区的气候基本特征（海洋环流系统的气候效应表现的最为强烈，如不冻港）。
（3）水循环重新塑造了地表形态，还影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震，甚至引起地壳运动的重要原因。
（4）水循环的强度及其时空变化，是制约一个地区生态环境平衡或失调的关键；
是影响地区内生物有机体活动旺盛，繁茂，或凋萎、贫乏的主要因子。
对同一地区来说，水循环强度的时空变化，又是造成本区洪涝旱等自然灾害的的主要原因。
（5）水循环与水资源开发利用
水量平衡：
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。
（是质量守恒原理在水循环过程中的具体体现，也是地球上水循环能够持续不断进行下去的基本前提。
）
水量平衡方程：
I为水量收入项；
Q为水量支出项；
s为研究区域的储水量；
t为时间；
s研究区域研究时段内储水量的变化量。
（具体水量平衡方程见P48-P51）
1）不闭合流域：
地下分水线与地面分水线不重合时的流域：
2）闭合流域：
地下分水线与地面分水线重合时的流域。
水量平衡的研究意义（P48）
蒸发：
水由液态变为气态的过程。
分类：
水面蒸发、陆面蒸发（土壤蒸发、植物散发）又称蒸发散
田间持水量：
重力与毛管力平衡时，土壤的含水量。
凋萎系数：
蒸发式，由于水力梯度的存在，使土壤水向上运动；
当毛管水蒸发完毕，只有吸附水时，蒸发停止；
此时的水量称为凋萎系数。
水面蒸发：
供水充足情况下的蒸发；
其主要影响因素为气候条件：
水汽压差、风速、辐射、温度、气压、水深
土壤蒸发：
发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。
（书）
土壤中所含水分以水汽的形式跃入大气的现象。
（PPT）
土壤干化过程划分
A定常蒸发率阶段土壤含水量大于田间持水量，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似等于相同气象条件下的蒸发能力。
B蒸发率下降阶段蒸发率随着含水量的减少而减小。
土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。
蒸发速度主要取决土壤含水量,气象因素在于其次.
C蒸发率微弱阶段土壤水由底层向土面的薄膜运动基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽向外扩散，土壤蒸发在较深的土层中进行，其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关。
影响因素：
土壤结构，孔隙大小，垂直结构上部疏松，下部粘重有利于下渗、蒸发
土壤色泽，影响吸热多少
糙度，地表凹凸状态，对光线的反射、散射不同
地势，坡上风>
坡下风，坡下含水量>
坡上含水量
植物散发：
植物在生长期间，土壤水分经过植物枝干及页面散逸至大气中的过程。
90%以上的水分经散发作用进入大气.
途径：
根土渗透势和散发拉力（90%）
植物种类、土壤含水量、辐射、温度及风等。
影响蒸发的因素：
1）供水条件：
先决条件是蒸发面存在水，分为充分供水（水面蒸发、含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发）和不充分供水（土壤含水量小于田间持水量情况下的蒸发）。
2）动力学因素：
水汽分子的垂相扩散大气垂相对流运动大气中的水平运动和湍流扩散
3）热力学因素：
太阳辐射平流时的热量交换
4）土壤特性和土壤含水量
蒸发能力：
潜在蒸发量或最大可能蒸发量，处于特定气象环境中们具有充分供水条件的可能达到的最大蒸发量。
土壤水分测定方法
烘干法中子仪法伽玛射线法张力计TDRLysimeter
土壤水分监测的难点：
1）空间变异：
土壤质地土地利用地形地貌垂直剖面
2）时间变异：
降水蒸发土地利用季节变化
流域土壤水分状况：
遥感技术水量平衡原理
我国蒸发量概况
1）年总蒸发的地理分布：
与年降水量在地理位置上的变化大体相当。
自东南向西北有明显的递减趋势。
2）年总蒸发的年内变化：
与气象要素与太阳辐射的年内变化过程一致。
夏季有明显的增强，全年最小蒸发量一般出现在12月及1月。
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。
有质量、动量、热量的转移。
由湍流引起的扩散现象称为湍流扩散。
1）分子扩散：
又称分子混合，是各种形式的水分子运动的普遍形式。
2）紊动扩散：
又称紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。
由于受到外力作用影响，水分子原有的运动规律受到破坏，呈现无规则运动。
水汽输送：
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。
主要有大气环流输送和涡动输送形式，并具有强烈的地区性特点和季节性变化。
水汽输送通量：
单位时间内流经某一单位面积的水汽量。
水汽通量散度：
单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量。
影响水汽输送的因素：
大气环流地理纬度海陆分布海拔高度地形屏障
我国水汽输送的基本特点：
三个水汽源（极地气团的西北水汽流、南海水汽流和孟加拉湾水汽流）、三条输入途径，并具有明显的季节变化规律；
水汽输送既有大气环流引起的平均输送，也有移动性涡动输送，前者与风场一致，后者与湿度梯度一致；
地理位置、海陆分布与地貌上的总体布局，制约了全国水汽输送的基本特征；
水汽输送场垂直分布存在明显差异；
我国上空水汽收支的特点：
全国净输入水汽量折合平均水深为279mm；
水汽主要从南部和西部边境进入，从东南输出；
长江地区净输入两最大，依次为华南、西南、东北、西北区，华北地区为负值区；
经向输入占55.8%，纬向输入占44.2%；
输出纬向占89.2%，经向占10.8%；
降水：
降水是液态或固态的水汽凝结物，从云中下降至地面的现象。
雨、雪、霰、雹等都是降水现象。
降水量:
一定时段内降落在某一面积上的总水量。
降水历时：
一场降水自始至终所经历的时间。
降水时间：
针对某一降水而言，时间是人为划定的。
降水面积：
降水所笼罩的面积。
降水强度：
单位时间内的降水量。
也称雨强。
降水过程线：
一段时间内（日、月、年）的降水量随时间的变化过程。
一般以直方图表示。
它是分析流域产汇流的基本资料。
降水累积曲线：
以时间为横坐标，以自降水开始到各时刻降水量的累计值为纵坐标绘制的曲线，自记雨量计中的曲线即为降水累计曲线。
强度-历时线：
根据一场降水资料，统计其不同时段内最大平均雨强，然后以雨强为纵坐标，时间为横坐标绘制而成。
同一场降雨中雨强与历时成反比。
等雨量线：
地区内降水量相等各点的连线。
综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布变化规律。
面降水的计算：
算术平均法泰森多边形法等雨量线法客观运行法
影响降水的因素：
地形条件:
屏障作用和抬升作用；
地面坡向，气流方向和地表高程。
森林：
3种观点；
原因：
抑制林区日间地面气温升高，削弱对流，使降水减小；
截留作用；
水体：
水面风速增大、气流辐散；
随季节变化。
人类社会活动
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段内，可能发生的最大降水量。
估算可能最大降水的方法
PMP模型当地暴雨放大法暴雨移置法暴雨组合法
面降水特性分析
（1）平均雨深－面积曲线
反映同一场降雨过程中，雨深与面积间对应关系的曲线，面积越大，平均雨深越小。
曲线绘制方法是，从暴雨中心开始，分别量取不同等雨量线所包围的面积及此面积内的平均雨深，点绘而成。
（2）面平均雨深－面积－历时曲线
反映同一场降雨过程中，不同降雨历时，其面平均雨深随面积的变化规律。
曲线绘制方法是，分别选取不同时段（12、24、72小时）的等雨量线图，求出各时段平均雨深～面积曲线，绘于同一张图上，即可得到。
入渗：
指水从地表渗入土壤和地下的运动过程。
1入渗过程阶段划分
（1）渗润阶段
（2）渗漏阶段（3）渗透阶段
2入渗水的垂向分布饱和带过渡带水分传递带湿润带
3、入渗要素入渗率入渗能力（入渗容量）稳定入渗率（稳渗）入渗曲线及累积入渗量
影响入渗的要素：
土壤性质：
渗透性能及前期含水量
降雨：
强度、历时、降水时间及空间分布
植被：
枯枝落叶、土壤结构
流域地形：
坡度、坡型
人类活动：
双重性
下渗理论：
根据土壤水运动的一般原理，用以研究下渗规律及其影响因素的理论。
（非饱和/饱和下渗理论模式P77）
径流
谢才公式：
v=CR1/2J1/2
曼宁公式：
v=1/nR2/3J1/2
河系：
河流水系的简称，它由干流和大大小小的支流交汇而成。
河网密度：
流域内河流的总长度与流域面积的比值。
单位：
km/km2。
流域形状系数：
径流：
由流域上降水所形成的、沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。
径流形成过程：
从降水到达地面至水流从流域出口断面流出的物理过程。
我国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流分布在西部高山及高危地区河流的局部地段。
根据行成过程及径流途径不同，河川径流可分为地面径流、地下径流及壤中流。
流量：
单位时间内通过某一断面的水量。
径流总量：
T时段内通过某一断面的总水量。
精馏深度：
将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度。
径流模数：
流域出口断面流量与流域面积的比值。
径流系数：
某一时段的径流深度与相应的降水深度比值。
流域蓄渗过程：
（P83）
蒸散发、截留、填洼、入渗、产流
损失量：
蒸散发量、植物截留量、土层中的持水量及部分填洼量。
净雨量/径流量/产流量：
降雨量与损失量之差。
包括坡面径流、壤中径流和地下径流。
降雨初期，除一小部分降落在禾草水面上的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。
植物截留量：
与降水量、植被类型及其结构、郁闭程度有关。
坡地汇流过程
坡面漫流：
雨水在坡面上呈片状、细沟状运动的现象。
•坡地汇流过程
坡面漫流的形态：
层流：
当流速较小时，各流层的液体质点都有条不紊的运动，互不混杂。
紊流：
当流速较大时，各流层的液体质点形成涡体，互相混掺。
水流流态的判别－－雷诺数
坡地汇流过程：
壤中流和地下径流：
它们属于多
孔介质中的水体流动，服从Darcy定律。
河网汇流过程：
各种径流成分经过坡地汇流注入
河网后，沿河网向下游干流出口断面汇集
的过程。
河网调蓄作用
影响径流的因素：
1气候因素
降水、蒸发、气温、风、湿度等。
2流域下垫面因素
地理位置：
如纬度、距海远近、面积、形状等。
地貌特征：
山地、丘陵、盆地、平原等。
地形特征：
坡度、坡向等。
地质条件：
构造、
岩性。
植被特征：
类型、分布、水理性质等。
3人类活动影响
流域具有对将于再分配的功能。
华丽丽滴终于到下一章了~！
陆地表面水的结构：
水循环是一动态有序的大系统，不仅海水、大气水、地表水、地下水各亚系统，而且地表水亚系统里的冰川、湖泊、沼泽、河流等子系统，都是开放系统，相互间存在着频繁的物质与能量的转变。
各个水体的功能各不相同：
河流槽蓄量最小，但河水是地表唯一的畅流液态水，是地表水循环亚系统中的主干子系统。
在全球水循环大系统中，是大气、海洋、地表、地下4大亚系统的传递支系统。
冰川是地表第一大水体，稳定少变，位于高山河源区的冰川给河流提供了稳定可靠的补给水源。
在地表水的水循环系统中，湖泊主要起传递、调蓄的功能。
流域产流过程：
流域中各种径流成分的生成过程，也是流域下垫面对将于的再分配过程。
实质是流域降水后，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相运行时，供水与下渗一组矛盾相互作用的产物。
产流机制：
水在沿土层垂向运行中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程。
超渗产流：
供水与下渗矛盾发生在包气带上界面（地面）的产流机制。
下渗在地面的产流过程中具有决定性的作用。
壤中径流：
发生于非均质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上。
当上层水流渗达两层交界面时，因下层土壤导水性能小于上层，出现饱和积水，当上层土壤含水量大于田间持水量时，在下层界面上形成自由水，随着上层继续供水，饱和水层继续增厚，从而形成壤中流。
饱和情况下的壤中流是形成洪水径流的主要部分。
地下径流：
包气带较薄、地下水位较高时的地下水产流机制。
饱和地面径流：
表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制（上层土壤未饱和，但降雨强度大于下层下渗率，形成壤中流，继而形成饱和地面径流）
产生条件：
要有供水；
有足够大的供水强度；
对壤中流和地下径流而言，还需要存在临时饱和带，对饱和地面径流而言，地表全层需要饱和；
产流需要侧向动力（水力坡度、水流归槽的条件）；
所有产流形式都发生在一定的包气带界面上，上界面产生地面径流，中截面产生壤中流和饱和地面径流，下界面产生地下径流。
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，直到流域出口的整个过程。
汇流可以分为坡地汇流和河网汇流两个部分，通常河网的长度和汇流速度都比坡地汇流大得多，所以河网汇流分析更为重要。
不同成分的径流汇集到流域出口断面所经历的时间不同，直接降到河槽内的径流汇流最快，其次是坡面径流，再次是壤中流，最后是地下径流。
同一类型的径流，因在流域上的分布不同，因而具有不同的汇流途径和汇流时间。
河流：
汇集地面水和地下水的天然泄水通道。
干流：
将汇集的水流注入海洋或内陆湖泊的河流
支流：
汇入另一条河流的（直接流入干流的河流为一级支流）
水系：
由干流及其全部支流组成的脉络相同的网状系统。
（树枝状网状）
流域：
汇集地面水和地下水的区域
影响流域汇流的因素：
降水特性：
暴雨中心的空间分布及其移动方向面包与中心越靠近流域出口，，则流量过程线越陡，汇流越快；
相同降雨量条件下，雨强越大，则降雨损失越小，产流越快，洪峰越大。
地形坡度：
地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，流量过程线越陡。
（3）流域形状：
在其他条件相同的条件下，不同流域形状会产生不同的流量过程线，狭长形的流域汇流时间较长，径流过程线比较平缓，而扁行的流域有汇流集中，洪水涨落迅速，洪水过程线比较偏陡。
（4）水力条件：
在畅流条件下，水位越高、流速越快，则汇流时间越小，流量过程线就越陡。
最大流域汇流时间：
流域中路径最大的水质点流到出口断面的时间。
流域滞时：
流域出口断面洪水过程线的形心出现时间与净雨过程形心出现时间的间隔。
如果流域各处流速变化不大，则流域滞时基本上相当于流域平均汇流时间。
3、等流时线法（P101）
概念：
流域上各点的径流汇集到出口断面的速度有快有慢，汇流时间各不相同。
把流域内汇流时间相等的各点连接成的线，称为等流时线。
降落在同一条线上的降水形成的径流，同时到达流域出口。
相邻两条等流时线间的面积，称为等流时面积，等流时面积上同时产生的径流，在同一时段t内到达出口断面。
4单位线法（P104）
单位线是指单位时间内，均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线。
利用单位线来推求洪水汇流过程线的方法为单位线法。
单位净雨深为10mm，时段可以不等。
基本假定：
A倍比假定：
如果单位时段内的净雨深不是一个单位，而是n个单位，那么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，其历时与单位线相同。
B叠加假定：
如果净雨历时不是一个时段，而是m个时段，那么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所形成流量的总和。
缺点：
单位线法是将流域线性化的结果，事实上河水的运动并不是线性的，所以与实际情况存在一定的差异。
净雨在流域上的分布并不一定均匀，同时暴雨中心的运动方向也对单位线有影响。
地下水的影响，地下径流所占比例越大，则单位线越平缓。
瞬时单位线（P106）
河流水情要素：
包括水位、流速、流量等，是用于表达河流水文情势变化的主要尺度。
年径流量：
一个年度内通过河流某断面的水量。
多年平均径流量：
实测多年年径流量的平均值。
正常年径流量：
当统计的实测年限趋于无限大时，多年平均流量将趋向于一稳定值，该值即为正常年径流量。
它反映了天然情况下河流储藏水资源的理论数量，同时也反映了能开发利用的地面水资源的最大程度。
是水文、水利计算中的一个重要参数。
一般情况只要资料系列足够长，则其年径流量的平均值即可认为是正常年径流量，在一定条件下正常年径流量也会发生变化。
四、正常年径流量的计算（p114）
▪水文资料的“三性”审查
✓可靠性
水位资料：
检查原始资料和水位过程线形状
水位流量关系曲线：
绘制和延长方法
水量平衡
✓一致性
应用数理统计法的前提是数据要有一致性，即要求数据具有相同的成因。
✓代表性
五、径流的年际变化（p116）
六、洪水和枯水
1、洪水：
大量降水或积雪融化后在短时间内汇入河流，形成特大径流，即为洪水。
分析洪水需要对洪峰流量、洪水总量和洪水历时三个特征值进行研究。
2、影响洪水的因素
A天气因素：
降水（强度、历时、总量）、空气上升运动及强度。
B流域下垫面特性：
地形起伏、流域面积的大小、形状、土壤性质、植被状况。
3、枯水：
是河流断面上较小流量的总称。
当月平均水量占全年水量的比例小于5%时，为枯水期。
4、枯水的影响因素
•流域蓄水量（枯水前期降水量、流域地质、土壤性质、湖沼率、植被覆盖率）
•河流大小（大河蓄水量多，枯水径流稳定，同时河床下切越厉害，地下水补给较为丰富）
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