WUHEE
工程水文学武汉大学水利水电学院
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第二章 水文循环与径流形成
第一节 水文循环与水量平衡一、自然界的水文循环地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地
、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。
水圈中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，称为水文循环。
水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到 10km左右，下至地表以下平均 1km深处。
WUHEE
大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。
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。前者称为海洋小循环，后者称为陆地小循环。
水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一
。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变万化的水文现象。
水文循环也是水资源具有再生性的原因。
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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：
SOI
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。
WUHEE
若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：
ccc SERP
若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：
ooo SERP
△ Sc—— 大陆在研究时段内蓄水量的变化量
△ So—— 海洋在研究时段内蓄水量的变化量对多年平均情况,△ Sc,△ So趋于零。所以：
oocc ERPERP
合并得：
ococ EEPP
或
EP?
全球多年平均降水量等于多年平均蒸发量，
为 1130mm
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第二节 河流与流域一、河流
（一）河流的形成与分段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、河槽或河床。
上游、下游、左岸、右岸。
分段：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。
外流河、内流河或内陆河。
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（二）河流的基本特征
1,河流的长度自河源沿主河道至河口的距离称为河长（ km）。
2,河流的断面：
横断面中泓线纵断面
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3,河道纵比降：
任意河段两端（水面或水底）的高差△ h称为落差
，单位河长的落差称为河道纵比降。
水面比降、河底比降
2
01221110 2)(.,,)()(
L
LhlhhlhhlhhJ nnn
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二、水系及河流地貌定律斯特拉勒河流分级法,
河流地貌定律：
河数律河长律面积律河流比降律
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流域
（一）流域汇集地面水和地下水的区域即分水线所包围的区域
WUHEE
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（二）流域基本特征流域面积（ F,km2）
河网密度（ ∑L/F,km/km2）
流域长度（ L）和平均宽度（ M）
流域形状系数（ M/L）
（扇状流域、羽状流域）
流域平均高度和平均坡度流域自然地理特征
（位置、气候、下垫面）
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第三节 降水
形式：
雨、雪,霰、雹、露、霜等
特征要素：
降水量（ mm)
降水历时 (min,h,d)
降水强度 (mm/h,mm/d)
降水面积 (km2)
暴雨中心
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与降水有关的气象因素降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气中最底的一层。
对流层的特点：
1,气温随高度的增加而降低
2,具有强烈的上升和下降的气流
3,受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布不均匀。
对流层又可分三部分,下层（地面 -1.5km）
中层（ 1.5km-6km）
上层（ 6km-对流层顶部）
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对流层中与降水有关的主要气象因素有：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
降水的形成与分类
（一）降水的形成水汽,上升运动 和 冷却凝结 三因素
（二）降水的分类
1,对流雨降雨强度大，历时短、雨区较小
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地形雨
WUHEE
锋面雨
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气旋雨
（ 1）温带气旋雨
WUHEE
（ 2）热带气旋雨
WUHEE
影响我国降水（暴雨）的主要天气系统高空槽锋面气旋低涡切变线静止锋锋区与降雨副热带高压热带风暴（台风）
WUHEE
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四、降水量观测
（一）器测法
1,雨量器分辨率 0.1mm。
两段制观测，即每日 8时及 20时各观测一次。雨季增加观测段次。
每日 8时至次日 8
时降水量为当日降水量。
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2,自计式
（ 1）虹吸式分辨率,0.1mm
降雨强度适用范围：
0.01～ 4.0mm/min
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（ 2）翻斗式分辨率,0.1mm
降雨强度适用范围：
4.0mm/min以内
（ 3）称重式记录降水时全部降水的重量。优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。
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（二）雷达探测气象雷达是利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象来发现目标的。
有效范围,40～ 200km。
（三）气象卫星云图极轨卫星地球静止卫星,可见光云图红外云图
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第四节 土壤水、下渗与地下水
陆地上的三种水体：
地表水、土壤水、地下水
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一、包气带和饱和带包气带,土壤颗粒、水分、空气三相系统饱和带,土壤颗粒、水分二相系统
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二、土壤水包气带中的水称为土壤水。水分变化剧烈，是水分通道，联系降雨、下渗、蒸发与径流的纽带。
（一）土壤水分存在形式：
1,吸湿水
2,薄膜水
3,毛管水
（ 1）支持毛管水（毛管上升水）
（ 2）毛管悬着水
4.重力水
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（二）土壤含水量和水分常数
1,土壤含水量（率）
一定量的土壤中所含水分的数量（ mm）。
土壤重量含水率、土壤容积含水率
2,土壤水分常数
（ 1）最大吸湿量
（ 2）最大分子持水量
（ 3）凋萎含水量（凋萎系数）
（ 4）毛管断裂含水量
（ 5） 田间持水量
（ 6）饱和含水量
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（三）土壤水分分布特征
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三、下渗
（一）下渗的物理过程
1,渗湿阶段分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
2,渗漏阶段毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3,渗透阶段重力作用，水分饱和。
饱和水流非饱和水流
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（二）下渗率和下渗能力单位时间内渗入单位面积土壤中的水量记为,f （ mm/min,mm/h）
霍顿下渗公式：
f0,起始下渗率
fc,稳定下渗率
β,系数
tcc effftf )()( 0
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（三）自然条件下的下渗过程
1,下渗与雨强的关系
（ 1） i1≥fp
（ 2） i2≤fc
（ 3） fc≤i3≤fp
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2,下渗的空间分布
（ 1）流域中土壤性质的空间分布不同
（ 2）流域内土壤含水量空间分布不同
（ 3）降雨在时间空间上分布不均匀
（ 4）流域内各处地下水位高低不一
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（四）下渗实验与分析
1,直接测定法
（ 1）注水法,同心环下渗仪
（ 2）人工降雨法
2,水文分析法,流域水量平衡方程分析
)()()( tRtPtF )()()( trtitf
)()()()( dvs SSStRtPtF
dt
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四、地下水
（一）类型：包气带水、潜水、承压水
（二）地下水特征：
WUHEE
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第五节 蒸散发
蒸散发是水文循环的重要环节。
对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。
蒸发,水由液态或固态转化为气态的过程；
散发或蒸腾,被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气的过程。
水面蒸发土壤蒸发
陆面蒸发植物散发流域总蒸发或流域蒸散发
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蒸发率,单位时间内的蒸发量充分供水、不充分供水两种情况
可能最大蒸发率或蒸发能力 （ EM)：
在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率。
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水面蒸发的观测
1,器测法：
水文部门普遍采用
E601蒸发器。
每日 8时观测一次，
得 日蒸发量 ；
月蒸发量年蒸发量折算系数,K=E池 /E器
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2,间接计算法利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平衡法、经验公式法等。
彭曼水面蒸发公式：
)(1 an rEQrE
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土壤蒸发
（一）土壤蒸发过程三个阶段：
第一阶段,土壤充分湿润，
供水充足 E接近最大蒸发能力 EM；
第二阶段,土壤水分减少,W<W田,供水条件变差,E逐渐减小；
E=W/W田 × EM
第三阶段,W<W断,水分运动十分缓慢，蒸发率很小。
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（二）土壤蒸发观测
1,器测法；
ΓΓИ500型
2,间接计算法
PqRGGE )()(02.0 21
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流域总蒸发包括 水面蒸发,土壤蒸发,植物截留蒸发及 植物散发 。
确定方法：
1,单项计算，加权求和，例如面积加权
E=F水 /F总 × E水 +F土 /F总 × E土
2.水量平衡法或蒸发模式计算法,
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模式计算法
1,一层模式
E=W/W田 × EM
2,二层模式上层,E上 =EM 下层,E下 =W下 /W田 × EM剩
3,三层模式上层,E上 =EM 下层,E下 =W下 /W田 × EM剩深层：量小且稳定，（ 1/5～ 1/10） × EM
0.3-1.0mm/d
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第六节 径流
降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。
地面径流或地表径流地下径流河川径流融雪径流降雨径流
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一、径流的形成过程流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。
1,产流过程,降雨扣除损失成为净雨的过程降雨扣除损失后的雨量称为 净雨,净雨和它形成的径流在数量上是相等的。
但二者的过程却完全不同，净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。
地面净雨 → 地面径流表层流净雨 → 表层流或壤中流地下净雨 → 地下径流地面径流总径流过程
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2.汇流过程：净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，再沿河网汇集到流域出口断面的过程坡地汇流：
坡面漫流，流程历时较短，大雨时是构成河流流量的主要来源；
表层流径流，由土壤孔隙流入河网，流程历时较坡面漫流长，对历时较长的暴雨，也是构成河流流量的主要来源。
坡地地下汇流，地下水补给河流，构成河流的基流。
河网汇流：
从支流到干流，从上游到下游，流域出口断面河槽调蓄作用降雨损失，进入河网的水量小于降雨量；
汇流工程，径流过程比降雨过程变化缓慢。
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二、径流的表示方法和度量单位河川径流在一年内和多年期间的变化特性，称为径流情势。
年内变化或年内分配，年际变化
1,流量（ Q）,m3/s，洪峰流量 Qm，日平均流量,..
2,径流量（ W）：
时段 T内通过河流某一断面的总水量,m3、万 m3
3,径流深（ R）：
将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度,mm
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
5,径流系数（ α）
径流深与流域平均降雨量的比,α<1
WUHEE
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一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？
为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？
某流域面积 1000km2，流域多年平均降雨量
1400mm，多年平均流量 20m3/s，问该流域多年平均蒸发量为多少？若修建一水库，水库面积为 100km2，当地实测蒸发器读数的多年平均值为 2000mm，蒸发器折算系数为 0.8
，问建库后流域多年平均流量是多少？
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第二章 水文循环与径流形成
第一节 水文循环与水量平衡一、自然界的水文循环地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地
、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。
水圈中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，称为水文循环。
水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到 10km左右，下至地表以下平均 1km深处。
WUHEE
大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。
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。前者称为海洋小循环，后者称为陆地小循环。
水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一
。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变万化的水文现象。
水文循环也是水资源具有再生性的原因。
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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：
SOI
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。
WUHEE
若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：
ccc SERP
若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：
ooo SERP
△ Sc—— 大陆在研究时段内蓄水量的变化量
△ So—— 海洋在研究时段内蓄水量的变化量对多年平均情况,△ Sc,△ So趋于零。所以：
oocc ERPERP
合并得：
ococ EEPP
或
EP?
全球多年平均降水量等于多年平均蒸发量，
为 1130mm
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第二节 河流与流域一、河流
（一）河流的形成与分段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、河槽或河床。
上游、下游、左岸、右岸。
分段：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。
外流河、内流河或内陆河。
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（二）河流的基本特征
1,河流的长度自河源沿主河道至河口的距离称为河长（ km）。
2,河流的断面：
横断面中泓线纵断面
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3,河道纵比降：
任意河段两端（水面或水底）的高差△ h称为落差
，单位河长的落差称为河道纵比降。
水面比降、河底比降
2
01221110 2)(.,,)()(
L
LhlhhlhhlhhJ nnn
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二、水系及河流地貌定律斯特拉勒河流分级法,
河流地貌定律：
河数律河长律面积律河流比降律
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流域
（一）流域汇集地面水和地下水的区域即分水线所包围的区域
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（二）流域基本特征流域面积（ F,km2）
河网密度（ ∑L/F,km/km2）
流域长度（ L）和平均宽度（ M）
流域形状系数（ M/L）
（扇状流域、羽状流域）
流域平均高度和平均坡度流域自然地理特征
（位置、气候、下垫面）
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第三节 降水
形式：
雨、雪,霰、雹、露、霜等
特征要素：
降水量（ mm)
降水历时 (min,h,d)
降水强度 (mm/h,mm/d)
降水面积 (km2)
暴雨中心
WUHEE
与降水有关的气象因素降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气中最底的一层。
对流层的特点：
1,气温随高度的增加而降低
2,具有强烈的上升和下降的气流
3,受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布不均匀。
对流层又可分三部分,下层（地面 -1.5km）
中层（ 1.5km-6km）
上层（ 6km-对流层顶部）
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对流层中与降水有关的主要气象因素有：
气温、气压、风、湿度、云、蒸发
降水的形成与分类
（一）降水的形成水汽,上升运动 和 冷却凝结 三因素
（二）降水的分类
1,对流雨降雨强度大，历时短、雨区较小
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地形雨
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锋面雨
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气旋雨
（ 1）温带气旋雨
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（ 2）热带气旋雨
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影响我国降水（暴雨）的主要天气系统高空槽锋面气旋低涡切变线静止锋锋区与降雨副热带高压热带风暴（台风）
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四、降水量观测
（一）器测法
1,雨量器分辨率 0.1mm。
两段制观测，即每日 8时及 20时各观测一次。雨季增加观测段次。
每日 8时至次日 8
时降水量为当日降水量。
WUHEE
2,自计式
（ 1）虹吸式分辨率,0.1mm
降雨强度适用范围：
0.01～ 4.0mm/min
WUHEE
（ 2）翻斗式分辨率,0.1mm
降雨强度适用范围：
4.0mm/min以内
（ 3）称重式记录降水时全部降水的重量。优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。
WUHEE
（二）雷达探测气象雷达是利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象来发现目标的。
有效范围,40～ 200km。
（三）气象卫星云图极轨卫星地球静止卫星,可见光云图红外云图
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第四节 土壤水、下渗与地下水
陆地上的三种水体：
地表水、土壤水、地下水
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一、包气带和饱和带包气带,土壤颗粒、水分、空气三相系统饱和带,土壤颗粒、水分二相系统
WUHEE
二、土壤水包气带中的水称为土壤水。水分变化剧烈，是水分通道，联系降雨、下渗、蒸发与径流的纽带。
（一）土壤水分存在形式：
1,吸湿水
2,薄膜水
3,毛管水
（ 1）支持毛管水（毛管上升水）
（ 2）毛管悬着水
4.重力水
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（二）土壤含水量和水分常数
1,土壤含水量（率）
一定量的土壤中所含水分的数量（ mm）。
土壤重量含水率、土壤容积含水率
2,土壤水分常数
（ 1）最大吸湿量
（ 2）最大分子持水量
（ 3）凋萎含水量（凋萎系数）
（ 4）毛管断裂含水量
（ 5） 田间持水量
（ 6）饱和含水量
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（三）土壤水分分布特征
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三、下渗
（一）下渗的物理过程
1,渗湿阶段分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。
2,渗漏阶段毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。
3,渗透阶段重力作用，水分饱和。
饱和水流非饱和水流
WUHEE
（二）下渗率和下渗能力单位时间内渗入单位面积土壤中的水量记为,f （ mm/min,mm/h）
霍顿下渗公式：
f0,起始下渗率
fc,稳定下渗率
β,系数
tcc effftf )()( 0
WUHEE
（三）自然条件下的下渗过程
1,下渗与雨强的关系
（ 1） i1≥fp
（ 2） i2≤fc
（ 3） fc≤i3≤fp
WUHEE
2,下渗的空间分布
（ 1）流域中土壤性质的空间分布不同
（ 2）流域内土壤含水量空间分布不同
（ 3）降雨在时间空间上分布不均匀
（ 4）流域内各处地下水位高低不一
WUHEE
（四）下渗实验与分析
1,直接测定法
（ 1）注水法,同心环下渗仪
（ 2）人工降雨法
2,水文分析法,流域水量平衡方程分析
)()()( tRtPtF )()()( trtitf
)()()()( dvs SSStRtPtF
dt
tdStrtitf )()()()(
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四、地下水
（一）类型：包气带水、潜水、承压水
（二）地下水特征：
WUHEE
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第五节 蒸散发
蒸散发是水文循环的重要环节。
对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。
蒸发,水由液态或固态转化为气态的过程；
散发或蒸腾,被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气的过程。
水面蒸发土壤蒸发
陆面蒸发植物散发流域总蒸发或流域蒸散发
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蒸发率,单位时间内的蒸发量充分供水、不充分供水两种情况
可能最大蒸发率或蒸发能力 （ EM)：
在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率。
WUHEE
水面蒸发的观测
1,器测法：
水文部门普遍采用
E601蒸发器。
每日 8时观测一次，
得 日蒸发量 ；
月蒸发量年蒸发量折算系数,K=E池 /E器
WUHEE
2,间接计算法利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：
水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平衡法、经验公式法等。
彭曼水面蒸发公式：
)(1 an rEQrE
WUHEE
土壤蒸发
（一）土壤蒸发过程三个阶段：
第一阶段,土壤充分湿润，
供水充足 E接近最大蒸发能力 EM；
第二阶段,土壤水分减少,W<W田,供水条件变差,E逐渐减小；
E=W/W田 × EM
第三阶段,W<W断,水分运动十分缓慢，蒸发率很小。
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（二）土壤蒸发观测
1,器测法；
ΓΓИ500型
2,间接计算法
PqRGGE )()(02.0 21
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流域总蒸发包括 水面蒸发,土壤蒸发,植物截留蒸发及 植物散发 。
确定方法：
1,单项计算，加权求和，例如面积加权
E=F水 /F总 × E水 +F土 /F总 × E土
2.水量平衡法或蒸发模式计算法,
WUHEE
模式计算法
1,一层模式
E=W/W田 × EM
2,二层模式上层,E上 =EM 下层,E下 =W下 /W田 × EM剩
3,三层模式上层,E上 =EM 下层,E下 =W下 /W田 × EM剩深层：量小且稳定，（ 1/5～ 1/10） × EM
0.3-1.0mm/d
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第六节 径流
降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。
地面径流或地表径流地下径流河川径流融雪径流降雨径流
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一、径流的形成过程流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。
1,产流过程,降雨扣除损失成为净雨的过程降雨扣除损失后的雨量称为 净雨,净雨和它形成的径流在数量上是相等的。
但二者的过程却完全不同，净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。
地面净雨 → 地面径流表层流净雨 → 表层流或壤中流地下净雨 → 地下径流地面径流总径流过程
WUHEE
2.汇流过程：净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，再沿河网汇集到流域出口断面的过程坡地汇流：
坡面漫流，流程历时较短，大雨时是构成河流流量的主要来源；
表层流径流，由土壤孔隙流入河网，流程历时较坡面漫流长，对历时较长的暴雨，也是构成河流流量的主要来源。
坡地地下汇流，地下水补给河流，构成河流的基流。
河网汇流：
从支流到干流，从上游到下游，流域出口断面河槽调蓄作用降雨损失，进入河网的水量小于降雨量；
汇流工程，径流过程比降雨过程变化缓慢。
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二、径流的表示方法和度量单位河川径流在一年内和多年期间的变化特性，称为径流情势。
年内变化或年内分配，年际变化
1,流量（ Q）,m3/s，洪峰流量 Qm，日平均流量,..
2,径流量（ W）：
时段 T内通过河流某一断面的总水量,m3、万 m3
3,径流深（ R）：
将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度,mm
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
5,径流系数（ α）
径流深与流域平均降雨量的比,α<1
WUHEE
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一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？
为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？
某流域面积 1000km2，流域多年平均降雨量
1400mm，多年平均流量 20m3/s，问该流域多年平均蒸发量为多少？若修建一水库，水库面积为 100km2，当地实测蒸发器读数的多年平均值为 2000mm，蒸发器折算系数为 0.8
，问建库后流域多年平均流量是多少？
