第二章 河川水文
? § 2.1 水循环及水量平衡
? § 2.2 河流与流域
? § 2.3 降水
? § 2.4 蒸发
? § 2.5 下渗
? § 2.6 径流
? § 2.7 水量平衡方程
2.1 水循环及水量平衡
? 地球上的水因蒸发成为水汽，经输
送、上升、冷却、凝结，在适当的条件
下，再降落到地面。这种不断循环过程，
称为 水循环 。
? 水循环包括了多种的复杂过程，如
蒸发、水汽输送、冷凝、降水、植物截
留、滞蓄、下渗、径流等。其中最重要
的基本现象是 蒸发, 降水, 下渗, 径流 。
111
385
3 水汽输送
1蒸发 4 降水 1蒸发 4 降水
1 植物蒸腾
湖 6 地表径流
6 地下径流
海洋
5 蒸发
2 降水
设问 1,上述水质点的循环运动
是在水圈, ______,______,
_____范围内进行的, 是通
过 ____,_____,_____
等环节得以实现的, 是一个
_____运动过程 。
生物圈
蒸发
岩石圈
大气圈
连续
降水 径流
水
循
环
1、概念
2、类型
3、意义和作用
海陆间循环
内陆循环
海上内循环
一,
1,填写下表,
类型 （ 发生领域 ）
环节代号
海陆间循环
内陆循环
海上内循环
2,海洋上的水经过 —— 变成水汽升入高空, 被
风输送到大陆上空, 一部分水汽在适当条件下
—— 形成 ——, 大陆上的水又通过 —— 和
—— 径流流入海 洋, 这就是海陆间循环 。
① ③ ④
⑤ ④
① ②
蒸发
凝结 降水 地表
地下
水平衡原理示意图
图 A 图 B
某一地区
某一段时期内
某一地区
某一段时期内
储水变量
（增加）
储水变量
（减少）
原有水量 水量的支出 水量的收入
海洋,① =② +③ ① =② +⑥ Ⅰ
③ =⑥
陆地外流区域：⑤ +⑥ =④ Ⅱ
陆地内流区域：⑧ =⑦ Ⅲ
Ⅰ + Ⅱ = Ⅲ 得,
全球情况,① +⑤ +⑧ =② +④ +⑦ Ⅳ
二、水平衡
三、人类活动对水循环、水平衡的影响
1、有利影响,
修建水库
引水灌溉
跨流域调水
2、不利影响,
大面积滥伐森林
排干湖、沼
过度抽取地下水
小结,（一） 自然界的水循环,
1、水循环的意义； 2、类型； 3、意义和作用
（二）水平衡,
1、定义； 2、原理,P-E-R= S
（三）人类活动对水循环、水平衡影响,
1、有利影响,2、不利影响,
2.2 河流与流域
? 一、概述
? 流动的水体与容纳流水的河槽是构成 河流
的两个要素。河槽亦称河床，枯水期水流所占部
位为基本河床，或称主槽；洪水泛滥及部位为洪
水河床，或称滩地。
? 河流某断面的集水区域称为该断面的 流域 。
流域的周界称为分水线。如果地面分水线与地下
分水线重合，这样的流域称为闭合流域。地面分
水线与地下分水线不一致的流域称为不闭合流域。
流域各条河流构成脉络相通的系统，称为 水
系,河系或河网。
? 二、河道及流域的主要特征
? 河流长度 L（ km）,自河源沿河道至
河口的长度称为河流长度，或称河长，可在
地形图上量出。
? 落差：河段两端的河底高程差。
河道纵比降 J,当河流纵断面近于直线时
当河流纵断面呈折线时,
10 hhh ???
L
hJ ??
? ? ? ? ? ?
2
0nn1-n221110
L
L2hLhhLhhLhhJ ???????? ?
? 流域面积 F（ km2）, 流域面积是流域的
主要几何特征。通常先在适当比便例尺的地形
图上定出流域分水线，然后量出它所包围的面
积。
? 河网密度, 单位面积内的河流总长度称为
河网密度。它表示一个地区河网的疏密度。
? 流域长度 L（ km）：流域的轴长。
? 流域平均宽度 B（ km）：流域面积与流域
长度的比值 B = F / L
? 流域形状系数：流域平均宽度与流域长度
的比值 r = B / L = F / L^2
? 流域平均高度 H（ m） 与 平均坡度 J：将流
域划分成 100以上的正方格，定出每个方格交
叉点上的高程及坡度，这些格点的高程和坡度
的平均值为流域平均高度和平均坡度。
流域平均高度直接影响流域的气温与降水，
流域平均坡度对径流的产流、汇流、下渗、土
壤流失等有很大的影响,
? 流域的自然地理特征,流域的地理位置、
气候、地形、植物被覆、土壤特性，地质构造，
沼泽及湖泊情况等，都是与流域水文特性密切
有关的自然地理特征。
2.3 降水
? 一、降水的成因及分类
? 在一定温度下，空气中最大的水汽含
量称为 饱和湿度 。
如果空气中的水汽达到饱和湿度，就
说这团空气处于饱和状态。
在一定水汽含量下，空气达饱和状态
时对应的温度称 露点温度 。
空气中水汽量超过饱和湿度，则达到
过饱和状态。
? 空气达到饱和的原因是空气温度下降
至露点温度以下。水汽在过饱和状态下是
不稳定的，多余的水汽很容易凝结成水。
空气冷却是降水的主要条件，而造成
空气冷却的主要原因是气团抬升，气压下
降，体积膨胀耗能。
? 降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的
原因分为对流性降水、地形性降水、锋面
性降水和气旋性降水，习惯上把它们分别
称为 对流雨, 地形雨, 锋面雨 与 气旋雨 。
? 对流雨,是因地表局部受热而发生垂直上升
运动所形成。因上升速度较快，形成的云多为垂
直发展的积状云，降雨强度大，雨面不广，历时
较短。
? 地形雨, 地形雨是空气在迁移途中，因所经
地面的地形天然升高而被抬升时，受动力冷却而
成云致雨地形雨降雨特性，随空气自身温湿特性，
运行速度以及地形特点而异。
? 锋面雨,具有均匀的温湿特性，在气压场作
用下向同方向移动的大气团称为气团。两个温湿
特性不同的气团相遇来不及混合而形成一个不连
续面，称为锋面或锋区。锋面与地面的交线称为
锋线。习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称
为锋面雨。其特点是降雨范围大，历时长。
? 冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气
团的地区，这种锋称为 冷锋 ；暖气团赂冷气团方
向稀移动并占据原属冷气团的地区，这种锋称为
暖锋,冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或
停滞的锋称为准静止锋，简称 静止锋 。
? 气旋雨,当一地区气压低于四周气压时，四
周气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层，
上升气流中的水汽因动力次序冷却凝结成云，条
件具备时，形成气旋雨。
? 在低纬度的海洋上形成的气旋，称为 热带气
旋,气象部门将其分为三类,热带低压 — 近中心
最大风速 10.8 ~ 17.1 m/s（风力 6 ~ 7级）； 台
风 — 近中心最大风速 17.2 ~ 32.6m/s（ 8 ~ 11级
风）； 强台风 －近中心最大风速大于 32.6m/s（风
力 12级以上）。台风中心附近气流抬升剧烈，水
汽供应充分，多属阵性暴雨。
? 二、降水量的观测
? 降水量以降落在地面上的水层深度表示，以
mm为单位。观测降水量的仪器有雨量筒和自记雨
量计。
雨量筒 口径为 20cm，一般采用定时观测，通
常在每天 8时与 20时，称两段制观测。雨季增加观
测段次，如四段制，八段制制，雨大时还要加测。
? 自记雨量计 有各种型式。虹吸式自记雨量计，
雨水从承雨器流入容器内，器内浮子随水面上升，
并带动自记笔在附于时钟上记录纸上画出曲线，当
容器内的水面升至虹吸筒的喉部时，容器内的水就
通过虹吸管排至储水瓶，与此同时，自记笔亦下落
至原点，以后再随着降再量增加而上升。
? 三、流域平均雨深的计算
? 算术平均法,当流域内雨量站分布
较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术
平均法求得流域上的平均降水量,
式中,P — 流域平均降水量,mm;
P1…… Pn — 各雨量站同时期内的
降水量,mm;
n — 测站数。
?
?
?????
n
1i
i
n21 p
n
1
n
PppP ?
? 泰森多边形法,当流域内雨量站分布不
太均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近
的雨量站代表。设 P1,P2,……, Pn为各站雨
量,f1,f2,……,fn 为各站所在的部分面积，
F为流域面积，则流域平均降水量 P可由下式计
算,
式中 fi / F表示第 i 雨量站所代表面积
占整个流域面积的份额，通常称为权重。求得
的流域平均雨深又称为加权平均雨深。
?
?
?
n
1i
ii fpF
1P
? 等雨深线图法,当流域上雨量站分布较
密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。
式中,fi — 两条等雨深线间的面积；
Pi — fi 上的平均雨深。
优点,反映降水量空间分布情况，使平均
雨量计算精度提高。
缺点,要求观测站点较多，每次都需重绘
等雨深线图。
F
fp
F
fpfpfpP in
1i
i
nn2211 ?
?
????? ?
2.4 蒸 发
蒸发 是水由液态或固态转化为气态的物理反
应，是水分子克服了分子间的引力进入空气的过
程。影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、
空气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运
动速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度。
蒸发量常用蒸发水层深度（ mm）表示。
? 水面蒸发 观测水面蒸发量的蒸发器有 20cm口
径蒸发器,80cm口径套盆蒸发器、还埋在地下
的 60cm口径带套盆蒸发器（ E601） 。
这三者都属于小型蒸发器皿，观测到的蒸发
量，都应乘一折算系数，才能作为天然水体蒸发
量的估计值。折算系数随蒸发皿（器）的类型而
异，且与月份及所在地区有关。
? 土壤蒸发,土壤中所含水分以水汽的形式递入大气。
润湿的土壤，其湿润土壤干化过程一般可分为三个阶段。
第一阶段，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定，
其蒸发量接近蒸发能力。
第二阶段，土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发一
部分在地表进行，另一部分发生在土壤内部。蒸发速度逐
渐降低。
第三阶段，当毛管水完全不能到达地表，土壤水分蒸
发生发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大
气，蒸发速度缓慢。
? 植物散发,土壤中的水分经植物根系吸收后，输送
至叶面，经帽气孔逸入大气，称为植物散发。植物散发的
水量随 植物的品种和季节而不同。植物散发与蒸发总是
同时存在的。通常将此二者结合称为陆面蒸发。
? 流域蒸发 =水面蒸发 +陆面蒸发 =水面蒸发 +土壤蒸发
+植物散发。
?
2.5 下渗
? 下渗 是从土壤表面进入土壤内的运动过程。
当雨水落在干燥土壤表面后，渗入土壤的
水分受附着力的作用，吸附于土垃表面，形
成薄膜水。当薄膜水满足以后，继续渗入的
水分充填土壤形成毛管水。当表层土壤中的
毛管水满足以后，继续入渗的水分使表层土
壤饱和。水分在毛管力的作用下向下层透水
同时，空隙中的自由水在重力作用下，也沿
空隙向下游以动，形成重力水。如果地下水
埋藏不深，重力水可能渗过整个包气带,形
成地下径流。
? 随着土壤含水量的持续增加，下渗率不断
降低。当下渗仅靠重力作用时，达到稳定状
态，此时的下渗率称 稳定下渗率 。
?
? 影响一次降水下渗过程的主要因素，有降雨
强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。
此外，地表坡度与糙率、植被及土地利用状况
对下渗亦有影响。
? 下渗过程可用各时段下渗量 F（ mm）和各时刻
下渗率 f (mm/h)表示。
? 在充分供水条件下，下渗率的变化规律，
也可用数学公式表示，如常用的霍顿公式,
ft =（ f0－ fC） e -β t + fc
式中,ft— t 时刻的下渗率； f0— 初始下渗
率； fc— 稳定下渗率； β — 递减指数；
式中 f0,fc及 β 都是反映土壤特性的参数，只
能根据实验资料推求。
2.6 径流
? 一、径流形成过程
? 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面
与地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。
降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称为
植物截留 。
降落到地面上的水量一般是向土中入渗，除
补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到
地下水面，则成为 地下径流 。
位于不透水层之上的冲积层地下水，称为 潜
水 或浅层地下水，它具有自由水面；在两个不透
水层之间的地下水，称为 深层地下水 。
? 当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生超渗雨。
沿坡面向低处流动，称为 坡面漫流 。超渗雨要把流
动途径上的洼坑填满以后，才能往更低处流去。扣
除植物截留、下渗、填洼后的降雨量进入溪沟，最
后成为流域出口径流。这部分径流称为 地面径流 。
表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的
雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽
形成径流，称为 壤中流 （表层流）。
进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流
汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流
过程称为 河网汇流 。
? 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为 产
流阶段,把坡面汇流及河网汇流称为 汇流阶段 。
? 二、径流的表示法和度量单位
? 流量 Q,单位时间通过某一断面的水量，
单位为 m3/s,L/s 。流量随时间的变化过程，
用流量过程线来表示。
? 径流量 W,指时段内通过某一断面的总
水量。常用单位为 m3,万 m3,亿 m3，
（ m3/s）月，（ m3/s） d 等。
? 径流深 R, 指将径流量平铺在整个
流域面积上所求得的水层深度，以 mm为单位。
?
? 径流模数 M (L/s/km2）,流域出口断
面流量与流域面积的比值
?
?
?
? 径流系数 α,某一时段的流深度与相
应的降雨深度的比值
? α = R / P
F
QM ?
三 人类活动对径流的影响
?
? 人类生活对径流的影响，包括量和质两
个方面。对量的影响，主要是通过工程措施
和农林措施对水循环过程的干扰，以改变水
平衡要素，影响蒸发与径流，地面径流和地
下径流的比例，以及径流在时间上和空间上
的分布等等；对质的影响，主要是人类生活
和生产活动对水资源的污染。
2.7 水量平衡方程
? 流域水量平衡
沿任一区域边界取出底部无水量交换的柱体。
在一定时段内，进入住体的水量有：降水量 P、
凝结量 E1，地面径流量 RS1，地下径流量 RG1，柱
体内初始蓄水量 S1。
流出此柱体的水量有：蒸发量 E2，地面径流量
RS2，地下径流量 RG2，时段末蓄水量 S2。
这一柱体任意时段的通用水量平衡方程如下,
? P+E1+RS1+RG1+S1= E2+RS2+RG2+S2
? 令 E=E2-S2 代表净蒸发量，则上式成为
P+RS1+RG1+S1= E+RS2+RG2+S2
? 对于一个闭合流域,RS1=0,RG1=0，若令
? R= RS1+RG1 Δ S=S2-S1
? 则闭合流域水量平衡方程为
R = P - E -Δ S
? 对多年平均情况而言,Δ S 的多年平均值
趋近于零，水量平衡方程简化为
EPR ??
本章小结,
?⑴ 掌握流域的（ F,L,J）等特征值。掌握径流的
计算方法，度量单位，以及水
?量平衡方程。掌握平均流域降水量计算方法。
?⑵掌握蒸发和入渗的自然规律，熟悉下渗能力曲
线。
?⑶了解水文循环概念。理解其循环机制。掌握径
流形成物理过程以及特点。
?⑷重点难点：水文循环由大、小循环组成，水量
平衡方程。
? § 2.1 水循环及水量平衡
? § 2.2 河流与流域
? § 2.3 降水
? § 2.4 蒸发
? § 2.5 下渗
? § 2.6 径流
? § 2.7 水量平衡方程
2.1 水循环及水量平衡
? 地球上的水因蒸发成为水汽，经输
送、上升、冷却、凝结，在适当的条件
下，再降落到地面。这种不断循环过程，
称为 水循环 。
? 水循环包括了多种的复杂过程，如
蒸发、水汽输送、冷凝、降水、植物截
留、滞蓄、下渗、径流等。其中最重要
的基本现象是 蒸发, 降水, 下渗, 径流 。
111
385
3 水汽输送
1蒸发 4 降水 1蒸发 4 降水
1 植物蒸腾
湖 6 地表径流
6 地下径流
海洋
5 蒸发
2 降水
设问 1,上述水质点的循环运动
是在水圈, ______,______,
_____范围内进行的, 是通
过 ____,_____,_____
等环节得以实现的, 是一个
_____运动过程 。
生物圈
蒸发
岩石圈
大气圈
连续
降水 径流
水
循
环
1、概念
2、类型
3、意义和作用
海陆间循环
内陆循环
海上内循环
一,
1,填写下表,
类型 （ 发生领域 ）
环节代号
海陆间循环
内陆循环
海上内循环
2,海洋上的水经过 —— 变成水汽升入高空, 被
风输送到大陆上空, 一部分水汽在适当条件下
—— 形成 ——, 大陆上的水又通过 —— 和
—— 径流流入海 洋, 这就是海陆间循环 。
① ③ ④
⑤ ④
① ②
蒸发
凝结 降水 地表
地下
水平衡原理示意图
图 A 图 B
某一地区
某一段时期内
某一地区
某一段时期内
储水变量
（增加）
储水变量
（减少）
原有水量 水量的支出 水量的收入
海洋,① =② +③ ① =② +⑥ Ⅰ
③ =⑥
陆地外流区域：⑤ +⑥ =④ Ⅱ
陆地内流区域：⑧ =⑦ Ⅲ
Ⅰ + Ⅱ = Ⅲ 得,
全球情况,① +⑤ +⑧ =② +④ +⑦ Ⅳ
二、水平衡
三、人类活动对水循环、水平衡的影响
1、有利影响,
修建水库
引水灌溉
跨流域调水
2、不利影响,
大面积滥伐森林
排干湖、沼
过度抽取地下水
小结,（一） 自然界的水循环,
1、水循环的意义； 2、类型； 3、意义和作用
（二）水平衡,
1、定义； 2、原理,P-E-R= S
（三）人类活动对水循环、水平衡影响,
1、有利影响,2、不利影响,
2.2 河流与流域
? 一、概述
? 流动的水体与容纳流水的河槽是构成 河流
的两个要素。河槽亦称河床，枯水期水流所占部
位为基本河床，或称主槽；洪水泛滥及部位为洪
水河床，或称滩地。
? 河流某断面的集水区域称为该断面的 流域 。
流域的周界称为分水线。如果地面分水线与地下
分水线重合，这样的流域称为闭合流域。地面分
水线与地下分水线不一致的流域称为不闭合流域。
流域各条河流构成脉络相通的系统，称为 水
系,河系或河网。
? 二、河道及流域的主要特征
? 河流长度 L（ km）,自河源沿河道至
河口的长度称为河流长度，或称河长，可在
地形图上量出。
? 落差：河段两端的河底高程差。
河道纵比降 J,当河流纵断面近于直线时
当河流纵断面呈折线时,
10 hhh ???
L
hJ ??
? ? ? ? ? ?
2
0nn1-n221110
L
L2hLhhLhhLhhJ ???????? ?
? 流域面积 F（ km2）, 流域面积是流域的
主要几何特征。通常先在适当比便例尺的地形
图上定出流域分水线，然后量出它所包围的面
积。
? 河网密度, 单位面积内的河流总长度称为
河网密度。它表示一个地区河网的疏密度。
? 流域长度 L（ km）：流域的轴长。
? 流域平均宽度 B（ km）：流域面积与流域
长度的比值 B = F / L
? 流域形状系数：流域平均宽度与流域长度
的比值 r = B / L = F / L^2
? 流域平均高度 H（ m） 与 平均坡度 J：将流
域划分成 100以上的正方格，定出每个方格交
叉点上的高程及坡度，这些格点的高程和坡度
的平均值为流域平均高度和平均坡度。
流域平均高度直接影响流域的气温与降水，
流域平均坡度对径流的产流、汇流、下渗、土
壤流失等有很大的影响,
? 流域的自然地理特征,流域的地理位置、
气候、地形、植物被覆、土壤特性，地质构造，
沼泽及湖泊情况等，都是与流域水文特性密切
有关的自然地理特征。
2.3 降水
? 一、降水的成因及分类
? 在一定温度下，空气中最大的水汽含
量称为 饱和湿度 。
如果空气中的水汽达到饱和湿度，就
说这团空气处于饱和状态。
在一定水汽含量下，空气达饱和状态
时对应的温度称 露点温度 。
空气中水汽量超过饱和湿度，则达到
过饱和状态。
? 空气达到饱和的原因是空气温度下降
至露点温度以下。水汽在过饱和状态下是
不稳定的，多余的水汽很容易凝结成水。
空气冷却是降水的主要条件，而造成
空气冷却的主要原因是气团抬升，气压下
降，体积膨胀耗能。
? 降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的
原因分为对流性降水、地形性降水、锋面
性降水和气旋性降水，习惯上把它们分别
称为 对流雨, 地形雨, 锋面雨 与 气旋雨 。
? 对流雨,是因地表局部受热而发生垂直上升
运动所形成。因上升速度较快，形成的云多为垂
直发展的积状云，降雨强度大，雨面不广，历时
较短。
? 地形雨, 地形雨是空气在迁移途中，因所经
地面的地形天然升高而被抬升时，受动力冷却而
成云致雨地形雨降雨特性，随空气自身温湿特性，
运行速度以及地形特点而异。
? 锋面雨,具有均匀的温湿特性，在气压场作
用下向同方向移动的大气团称为气团。两个温湿
特性不同的气团相遇来不及混合而形成一个不连
续面，称为锋面或锋区。锋面与地面的交线称为
锋线。习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称
为锋面雨。其特点是降雨范围大，历时长。
? 冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气
团的地区，这种锋称为 冷锋 ；暖气团赂冷气团方
向稀移动并占据原属冷气团的地区，这种锋称为
暖锋,冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或
停滞的锋称为准静止锋，简称 静止锋 。
? 气旋雨,当一地区气压低于四周气压时，四
周气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层，
上升气流中的水汽因动力次序冷却凝结成云，条
件具备时，形成气旋雨。
? 在低纬度的海洋上形成的气旋，称为 热带气
旋,气象部门将其分为三类,热带低压 — 近中心
最大风速 10.8 ~ 17.1 m/s（风力 6 ~ 7级）； 台
风 — 近中心最大风速 17.2 ~ 32.6m/s（ 8 ~ 11级
风）； 强台风 －近中心最大风速大于 32.6m/s（风
力 12级以上）。台风中心附近气流抬升剧烈，水
汽供应充分，多属阵性暴雨。
? 二、降水量的观测
? 降水量以降落在地面上的水层深度表示，以
mm为单位。观测降水量的仪器有雨量筒和自记雨
量计。
雨量筒 口径为 20cm，一般采用定时观测，通
常在每天 8时与 20时，称两段制观测。雨季增加观
测段次，如四段制，八段制制，雨大时还要加测。
? 自记雨量计 有各种型式。虹吸式自记雨量计，
雨水从承雨器流入容器内，器内浮子随水面上升，
并带动自记笔在附于时钟上记录纸上画出曲线，当
容器内的水面升至虹吸筒的喉部时，容器内的水就
通过虹吸管排至储水瓶，与此同时，自记笔亦下落
至原点，以后再随着降再量增加而上升。
? 三、流域平均雨深的计算
? 算术平均法,当流域内雨量站分布
较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术
平均法求得流域上的平均降水量,
式中,P — 流域平均降水量,mm;
P1…… Pn — 各雨量站同时期内的
降水量,mm;
n — 测站数。
?
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n
PppP ?
? 泰森多边形法,当流域内雨量站分布不
太均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近
的雨量站代表。设 P1,P2,……, Pn为各站雨
量,f1,f2,……,fn 为各站所在的部分面积，
F为流域面积，则流域平均降水量 P可由下式计
算,
式中 fi / F表示第 i 雨量站所代表面积
占整个流域面积的份额，通常称为权重。求得
的流域平均雨深又称为加权平均雨深。
?
?
?
n
1i
ii fpF
1P
? 等雨深线图法,当流域上雨量站分布较
密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。
式中,fi — 两条等雨深线间的面积；
Pi — fi 上的平均雨深。
优点,反映降水量空间分布情况，使平均
雨量计算精度提高。
缺点,要求观测站点较多，每次都需重绘
等雨深线图。
F
fp
F
fpfpfpP in
1i
i
nn2211 ?
?
????? ?
2.4 蒸 发
蒸发 是水由液态或固态转化为气态的物理反
应，是水分子克服了分子间的引力进入空气的过
程。影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、
空气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运
动速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度。
蒸发量常用蒸发水层深度（ mm）表示。
? 水面蒸发 观测水面蒸发量的蒸发器有 20cm口
径蒸发器,80cm口径套盆蒸发器、还埋在地下
的 60cm口径带套盆蒸发器（ E601） 。
这三者都属于小型蒸发器皿，观测到的蒸发
量，都应乘一折算系数，才能作为天然水体蒸发
量的估计值。折算系数随蒸发皿（器）的类型而
异，且与月份及所在地区有关。
? 土壤蒸发,土壤中所含水分以水汽的形式递入大气。
润湿的土壤，其湿润土壤干化过程一般可分为三个阶段。
第一阶段，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定，
其蒸发量接近蒸发能力。
第二阶段，土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发一
部分在地表进行，另一部分发生在土壤内部。蒸发速度逐
渐降低。
第三阶段，当毛管水完全不能到达地表，土壤水分蒸
发生发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大
气，蒸发速度缓慢。
? 植物散发,土壤中的水分经植物根系吸收后，输送
至叶面，经帽气孔逸入大气，称为植物散发。植物散发的
水量随 植物的品种和季节而不同。植物散发与蒸发总是
同时存在的。通常将此二者结合称为陆面蒸发。
? 流域蒸发 =水面蒸发 +陆面蒸发 =水面蒸发 +土壤蒸发
+植物散发。
?
2.5 下渗
? 下渗 是从土壤表面进入土壤内的运动过程。
当雨水落在干燥土壤表面后，渗入土壤的
水分受附着力的作用，吸附于土垃表面，形
成薄膜水。当薄膜水满足以后，继续渗入的
水分充填土壤形成毛管水。当表层土壤中的
毛管水满足以后，继续入渗的水分使表层土
壤饱和。水分在毛管力的作用下向下层透水
同时，空隙中的自由水在重力作用下，也沿
空隙向下游以动，形成重力水。如果地下水
埋藏不深，重力水可能渗过整个包气带,形
成地下径流。
? 随着土壤含水量的持续增加，下渗率不断
降低。当下渗仅靠重力作用时，达到稳定状
态，此时的下渗率称 稳定下渗率 。
?
? 影响一次降水下渗过程的主要因素，有降雨
强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。
此外，地表坡度与糙率、植被及土地利用状况
对下渗亦有影响。
? 下渗过程可用各时段下渗量 F（ mm）和各时刻
下渗率 f (mm/h)表示。
? 在充分供水条件下，下渗率的变化规律，
也可用数学公式表示，如常用的霍顿公式,
ft =（ f0－ fC） e -β t + fc
式中,ft— t 时刻的下渗率； f0— 初始下渗
率； fc— 稳定下渗率； β — 递减指数；
式中 f0,fc及 β 都是反映土壤特性的参数，只
能根据实验资料推求。
2.6 径流
? 一、径流形成过程
? 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面
与地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。
降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称为
植物截留 。
降落到地面上的水量一般是向土中入渗，除
补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到
地下水面，则成为 地下径流 。
位于不透水层之上的冲积层地下水，称为 潜
水 或浅层地下水，它具有自由水面；在两个不透
水层之间的地下水，称为 深层地下水 。
? 当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生超渗雨。
沿坡面向低处流动，称为 坡面漫流 。超渗雨要把流
动途径上的洼坑填满以后，才能往更低处流去。扣
除植物截留、下渗、填洼后的降雨量进入溪沟，最
后成为流域出口径流。这部分径流称为 地面径流 。
表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的
雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽
形成径流，称为 壤中流 （表层流）。
进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流
汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流
过程称为 河网汇流 。
? 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为 产
流阶段,把坡面汇流及河网汇流称为 汇流阶段 。
? 二、径流的表示法和度量单位
? 流量 Q,单位时间通过某一断面的水量，
单位为 m3/s,L/s 。流量随时间的变化过程，
用流量过程线来表示。
? 径流量 W,指时段内通过某一断面的总
水量。常用单位为 m3,万 m3,亿 m3，
（ m3/s）月，（ m3/s） d 等。
? 径流深 R, 指将径流量平铺在整个
流域面积上所求得的水层深度，以 mm为单位。
?
? 径流模数 M (L/s/km2）,流域出口断
面流量与流域面积的比值
?
?
?
? 径流系数 α,某一时段的流深度与相
应的降雨深度的比值
? α = R / P
F
QM ?
三 人类活动对径流的影响
?
? 人类生活对径流的影响，包括量和质两
个方面。对量的影响，主要是通过工程措施
和农林措施对水循环过程的干扰，以改变水
平衡要素，影响蒸发与径流，地面径流和地
下径流的比例，以及径流在时间上和空间上
的分布等等；对质的影响，主要是人类生活
和生产活动对水资源的污染。
2.7 水量平衡方程
? 流域水量平衡
沿任一区域边界取出底部无水量交换的柱体。
在一定时段内，进入住体的水量有：降水量 P、
凝结量 E1，地面径流量 RS1，地下径流量 RG1，柱
体内初始蓄水量 S1。
流出此柱体的水量有：蒸发量 E2，地面径流量
RS2，地下径流量 RG2，时段末蓄水量 S2。
这一柱体任意时段的通用水量平衡方程如下,
? P+E1+RS1+RG1+S1= E2+RS2+RG2+S2
? 令 E=E2-S2 代表净蒸发量，则上式成为
P+RS1+RG1+S1= E+RS2+RG2+S2
? 对于一个闭合流域,RS1=0,RG1=0，若令
? R= RS1+RG1 Δ S=S2-S1
? 则闭合流域水量平衡方程为
R = P - E -Δ S
? 对多年平均情况而言,Δ S 的多年平均值
趋近于零，水量平衡方程简化为
EPR ??
本章小结,
?⑴ 掌握流域的（ F,L,J）等特征值。掌握径流的
计算方法，度量单位，以及水
?量平衡方程。掌握平均流域降水量计算方法。
?⑵掌握蒸发和入渗的自然规律，熟悉下渗能力曲
线。
?⑶了解水文循环概念。理解其循环机制。掌握径
流形成物理过程以及特点。
?⑷重点难点：水文循环由大、小循环组成，水量
平衡方程。
