水文学第二章第四节
❖ 典型实验：布朗实验
扩散方程
（二）紊动扩散
❖ 紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。
受到外力作用影响，水分子呈现“杂乱无章的运动 ”。
运动速度没有规律，而且引起大小不等的涡旋。
湍流运动： 这些涡旋也象分子运动一样，呈现不规则的交错 运动。通常大气运动大多属于湍流运动。由湍流引 起的扩散现象称为湍流扩散。
湍流对扩散的影响
✓ 紊动扩散作用远较分子扩散作用为大，也 具有质量、动量和热量转移、均匀化趋势；
✓ 分子扩散与紊动扩散现象经常是相伴而生 ，同时存在。
❖ 例如，水面蒸发时的水分子运动，就既有分子扩散 ，又可能受紊动扩散的影响。
二、水汽输送
1、涵义 水汽输送：指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。
第二章 地球上的水循环
第四节 水汽扩散与输送
1.水汽扩散 2.水汽输送
一、水汽扩散
1、涵义 指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展与给定 空间的一种不可逆现象。
➢ 将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带; ➢ 其方向与强度直接影响到地区（内陆地区）水循
环系统。
一、水汽扩散
❖ 扩散现象不仅存在于大气之中，也存在于液体分子 运动进程之中。
河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在北纬30-35度一带汇 合后东流入海； ✓ 在500百帕高度上，一年四季水汽输送呈现纬向分布（由 西向东）；
❖ 因而自低层到高层存在经向到纬向的顺时针方向 切变（注：淮河以南）。
P65表2—6
我国上空水汽的收支有如下特点：
1）全国年输入水汽总量为15023.2×109米3，总输出量为 12362.7× 109米3 ，净输入量为2660.5× 109米3 ，与全国入 海径流量很接近。这些水量折合全国平均水深为279.4毫 米。
❖ 在扩散过程中伴随着质量转移，还存在动量转移和 热量转移。
❖ 质量、动量与能量不均的气团或水团趋向一致，扩 散的结果带来混合。
❖ 扩散理论是水文学的重要基础理论。
➢ 分子扩散 ➢ 紊动扩散
（一）分子扩散
❖ 分子扩散又称分子混合，是水 汽、水分子运动的普遍形式。
❖ 蒸发过程中液面上的水分子由 于热运动结果，脱离水面进入 空中并向四周散逸的现象，就 是典型的分子扩散。
（二）影响水汽输送的主要因素
主要因素如下： 1、大气环流的影响（流场和风速场） 2、地理纬度的影响（纬度越高，水汽含量越少）
3、海陆分布的影响 海洋是水汽的主要源地；
4、海拔高度与地形屏障作用的影响 ➢ 随着海拔的增高，近地层湿空气层逐步变薄水，
水汽含量减少； ➢ 成为阻隔暖湿气流的屏障。
（三）我国水汽输送基本特点
➢ 而秦岭-淮河一线成为我国南北气流的经常汇合 的地区，是水汽流辐合带；
➢ 海陆的分布制约了我国上空湿度场的配置，并 呈现由东南向西北递减的趋势，进而影响我国 降水的地区分布。
四、水汽输送场垂直分布存在明显差异
✓ 低层大气中经向输送比较明显（由南向北）； ✓ 在850百帕气层上，一年四季水汽输送场形势比较复杂； ✓ 在700百帕气层上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮
➢ 对沿途的降水产生重大影响。 ➢ 影响当地天气过程和气候的重要原因。
水汽输送 大气环流输送 涡动输送
水汽平衡分析： A. 边界
下界为地面，上界为对流层顶， 四周为研究区域
B. 依据
水量平衡原理
(W1+Ei) －(W2+Pi) =ΔW
对于长时段ΔW→0，Pi=W1－W2+Ei
❖ 由于区域蒸发量远小于水汽输送量，因此区域P的 大小，取决于出入该区域的水汽量。
（一）水汽输送通量与水汽通量散度
1、水汽输送通量 ❖ 在单位时间内流经某一单位面积的水汽量； ❖ 水汽通量有水平输送通量和垂直输送通量之分； ❖ 通常说的水汽输送主要是指水平方向的水汽输送
水汽输送通量与水汽通量散度
❖ 水汽输送通量
❖ 水平水汽输送通量是一个向量，输送方向与风 速相同，并可分解为经向输送和纬向输送两个 分量。
✓ 纬向输送的水汽通量规定向东输送为正，向西 为负；
✓ 经向输送的水汽通量，规定向北输送为正，向 南为负。
2、水汽通量散度
水汽通量散度:指单位时间汇入单位体积或从该体积 辐散出的水汽量，单位为克每百帕平方厘米秒。
❖ 任一地点的水汽通量散度，均可由风和温度资料计 算出来，并可绘成等值线图，用以表示广大范围内 的水汽通量散度场。
➢ 孟加拉湾水汽流（印度洋）通常自北部湾入境，流向广西、 云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽 流汇合，而后亦进入长江中下游地区，然后出海，全年中春 季强盛，冬季限于华南沿海。
二、水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送， 又有移动性涡动输送
❖ 平均输送方向基本上与风场相一致。 ❖ 而涡动输送方向大体上与湿度梯度方向相一致，
即从湿度大的地区指向湿度小的地区。 ❖ 涡动输送的这一特点对于把东南沿海地区上空丰
沛的水汽向内陆腹地输送，具有重要作用。
三、地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制 约了全国水汽输送的基本态势。
➢ 青藏高原雄踞西南，决定了我国水汽输送场形 成南北两支水汽流，北纬30°以北地区盛行纬向 水汽输送；30°以南具有明显的经向输送。
一、存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径， 并有明显的季节变化。
❖ 三个来源： ❖ 极地气团的西北水汽流 ❖ 南海水汽流 ❖ 孟加拉湾水汽流
➢ 西北水汽流（北冰洋）自西北方向入境，于东 南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江， 夏季退居黄河以北。
➢ 南海气流（太平洋）自广东、福建沿海登陆北上，至长江中 下游地区偏转，并由长江口附近出境，夏季可深入华北平原 ，冬季退缩到北纬25°以南地区，水汽流呈明显的经向分布 ，由于水汽含量丰沛，所以输送通量值大；
✓ 散度为正的地区表示水汽自该地区的四周辐散，称该地区为 水汽源，在这种情况下降水比较少；
✓ 反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该 地区为水汽汇，降水比较多。
水汽通量散度
❖ 水汽通量散度
我国大陆东半部水汽总输送场中，其主 要水汽耦合区（水汽汇）与主要降水区的分 布就存在良好的对应关系。黄土高原与华北 平原常年为水汽源，东南沿海地区为主要水 汽耦合区，所以前者降水远少于后者。
扩散方程
（二）紊动扩散
❖ 紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。
受到外力作用影响，水分子呈现“杂乱无章的运动 ”。
运动速度没有规律，而且引起大小不等的涡旋。
湍流运动： 这些涡旋也象分子运动一样，呈现不规则的交错 运动。通常大气运动大多属于湍流运动。由湍流引 起的扩散现象称为湍流扩散。
湍流对扩散的影响
✓ 紊动扩散作用远较分子扩散作用为大，也 具有质量、动量和热量转移、均匀化趋势；
✓ 分子扩散与紊动扩散现象经常是相伴而生 ，同时存在。
❖ 例如，水面蒸发时的水分子运动，就既有分子扩散 ，又可能受紊动扩散的影响。
二、水汽输送
1、涵义 水汽输送：指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。
第二章 地球上的水循环
第四节 水汽扩散与输送
1.水汽扩散 2.水汽输送
一、水汽扩散
1、涵义 指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展与给定 空间的一种不可逆现象。
➢ 将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带; ➢ 其方向与强度直接影响到地区（内陆地区）水循
环系统。
一、水汽扩散
❖ 扩散现象不仅存在于大气之中，也存在于液体分子 运动进程之中。
河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在北纬30-35度一带汇 合后东流入海； ✓ 在500百帕高度上，一年四季水汽输送呈现纬向分布（由 西向东）；
❖ 因而自低层到高层存在经向到纬向的顺时针方向 切变（注：淮河以南）。
P65表2—6
我国上空水汽的收支有如下特点：
1）全国年输入水汽总量为15023.2×109米3，总输出量为 12362.7× 109米3 ，净输入量为2660.5× 109米3 ，与全国入 海径流量很接近。这些水量折合全国平均水深为279.4毫 米。
❖ 在扩散过程中伴随着质量转移，还存在动量转移和 热量转移。
❖ 质量、动量与能量不均的气团或水团趋向一致，扩 散的结果带来混合。
❖ 扩散理论是水文学的重要基础理论。
➢ 分子扩散 ➢ 紊动扩散
（一）分子扩散
❖ 分子扩散又称分子混合，是水 汽、水分子运动的普遍形式。
❖ 蒸发过程中液面上的水分子由 于热运动结果，脱离水面进入 空中并向四周散逸的现象，就 是典型的分子扩散。
（二）影响水汽输送的主要因素
主要因素如下： 1、大气环流的影响（流场和风速场） 2、地理纬度的影响（纬度越高，水汽含量越少）
3、海陆分布的影响 海洋是水汽的主要源地；
4、海拔高度与地形屏障作用的影响 ➢ 随着海拔的增高，近地层湿空气层逐步变薄水，
水汽含量减少； ➢ 成为阻隔暖湿气流的屏障。
（三）我国水汽输送基本特点
➢ 而秦岭-淮河一线成为我国南北气流的经常汇合 的地区，是水汽流辐合带；
➢ 海陆的分布制约了我国上空湿度场的配置，并 呈现由东南向西北递减的趋势，进而影响我国 降水的地区分布。
四、水汽输送场垂直分布存在明显差异
✓ 低层大气中经向输送比较明显（由南向北）； ✓ 在850百帕气层上，一年四季水汽输送场形势比较复杂； ✓ 在700百帕气层上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮
➢ 对沿途的降水产生重大影响。 ➢ 影响当地天气过程和气候的重要原因。
水汽输送 大气环流输送 涡动输送
水汽平衡分析： A. 边界
下界为地面，上界为对流层顶， 四周为研究区域
B. 依据
水量平衡原理
(W1+Ei) －(W2+Pi) =ΔW
对于长时段ΔW→0，Pi=W1－W2+Ei
❖ 由于区域蒸发量远小于水汽输送量，因此区域P的 大小，取决于出入该区域的水汽量。
（一）水汽输送通量与水汽通量散度
1、水汽输送通量 ❖ 在单位时间内流经某一单位面积的水汽量； ❖ 水汽通量有水平输送通量和垂直输送通量之分； ❖ 通常说的水汽输送主要是指水平方向的水汽输送
水汽输送通量与水汽通量散度
❖ 水汽输送通量
❖ 水平水汽输送通量是一个向量，输送方向与风 速相同，并可分解为经向输送和纬向输送两个 分量。
✓ 纬向输送的水汽通量规定向东输送为正，向西 为负；
✓ 经向输送的水汽通量，规定向北输送为正，向 南为负。
2、水汽通量散度
水汽通量散度:指单位时间汇入单位体积或从该体积 辐散出的水汽量，单位为克每百帕平方厘米秒。
❖ 任一地点的水汽通量散度，均可由风和温度资料计 算出来，并可绘成等值线图，用以表示广大范围内 的水汽通量散度场。
➢ 孟加拉湾水汽流（印度洋）通常自北部湾入境，流向广西、 云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽 流汇合，而后亦进入长江中下游地区，然后出海，全年中春 季强盛，冬季限于华南沿海。
二、水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送， 又有移动性涡动输送
❖ 平均输送方向基本上与风场相一致。 ❖ 而涡动输送方向大体上与湿度梯度方向相一致，
即从湿度大的地区指向湿度小的地区。 ❖ 涡动输送的这一特点对于把东南沿海地区上空丰
沛的水汽向内陆腹地输送，具有重要作用。
三、地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制 约了全国水汽输送的基本态势。
➢ 青藏高原雄踞西南，决定了我国水汽输送场形 成南北两支水汽流，北纬30°以北地区盛行纬向 水汽输送；30°以南具有明显的经向输送。
一、存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径， 并有明显的季节变化。
❖ 三个来源： ❖ 极地气团的西北水汽流 ❖ 南海水汽流 ❖ 孟加拉湾水汽流
➢ 西北水汽流（北冰洋）自西北方向入境，于东 南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江， 夏季退居黄河以北。
➢ 南海气流（太平洋）自广东、福建沿海登陆北上，至长江中 下游地区偏转，并由长江口附近出境，夏季可深入华北平原 ，冬季退缩到北纬25°以南地区，水汽流呈明显的经向分布 ，由于水汽含量丰沛，所以输送通量值大；
✓ 散度为正的地区表示水汽自该地区的四周辐散，称该地区为 水汽源，在这种情况下降水比较少；
✓ 反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该 地区为水汽汇，降水比较多。
水汽通量散度
❖ 水汽通量散度
我国大陆东半部水汽总输送场中，其主 要水汽耦合区（水汽汇）与主要降水区的分 布就存在良好的对应关系。黄土高原与华北 平原常年为水汽源，东南沿海地区为主要水 汽耦合区，所以前者降水远少于后者。
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水文学2
发生在海洋与陆地 2降水之间的水文循环， 是形成陆降水、径 流的主要形式。 （2）小循环： 仅仅发生在海洋 或陆地上的水文 循环。
水分循环ห้องสมุดไป่ตู้要形式：降雨、蒸发、下渗、径流
2010-11-24 3
2) 水量更新
水体通过水循环得到更新，更新所需时间tr ：
tr=W/Q
水量 流量
(2-1)
例如，由书中表2-1，全球河流淡水总储水量为 2120km3，每年入海的径流总量为47000km3，则一年中 河川水量需更新再生22次之多，更新期0.045年。 水文循环供给陆地源源不断的降水、径流，某一区域 多年平均的年降水量或年径流量，即是该地区的水资 源量，因此水文循环的变化将引起水资源的变化 。
2010-11-24
常用的方法有水量平衡法、经验公 式法或流域蒸发模型法。
E β0 = P
（2-13）
蒸发系数，干旱地 区较大，湿润地区较小。
24
3
下 渗
1） 下渗及其过程 下渗：即降水由地表渗 入土壤内的运动过程。 对研究降雨形 成径流和划分 地表水和地下 水重要。 下渗过程按分子力、毛 管力及重力作用，大致 可分为3个阶段：渗润、 渗漏、渗透。
稳渗 下渗率 很大
25
下渗运动是在地表以下、 地下水面以上土壤含气 层内进行，如图。
不稳定 下渗
2010-11-24
2） 下渗的定量描述 下渗率——单位时间内、单位面积上渗入土中的水量， 以f 表示 (mm/h或 mm/min) 下渗能力fp——充分供水条件下的下渗率。 实验表明，在地面充分 供水条件下，下渗率 （f ）随时间（t ）呈 递减变化，见图动画， 称为下渗能力曲线。 下渗率递减过程中， 一旦达到重力起主导 作用时，则下渗率趋 于稳定，称为稳定下 渗率fc
第四节 自然界的水文循环 水文学原理课件
第四节 自然界的水文循环
一 水文循环的内外因 • 内因：水的三态（气态、液态、固态）
在常温下可以相互转化。 • 外因：太阳辐射和地心引力。 二大循环与小循环 • 大循环 • 小循环
四 水文循环的作用和意义 ➢1 直接影响气候的变化 ➢2 形成江河、湖、沼等水体及各种地貌 ➢3 造成巨大的水利资源 ➢4 形成一切水利资源 五 我国水文循环的路径
南边输入，东边输出
小循环
雨云
陆
降
地
雨
蒸
发
层云
降 雨
海 洋 蒸
发
大循环
雨云
层云
降
雨
植物蒸(散)发
河流蒸发
地下水
地面径流
下 渗
降
雨
海
洋
蒸
发
一 水文循环的内外因 • 内因：水的三态（气态、液态、固态）
在常温下可以相互转化。 • 外因：太阳辐射和地心引力。 二大循环与小循环 • 大循环 • 小循环
四 水文循环的作用和意义 ➢1 直接影响气候的变化 ➢2 形成江河、湖、沼等水体及各种地貌 ➢3 造成巨大的水利资源 ➢4 形成一切水利资源 五 我国水文循环的路径
南边输入，东边输出
小循环
雨云
陆
降
地
雨
蒸
发
层云
降 雨
海 洋 蒸
发
大循环
雨云
层云
降
雨
植物蒸(散)发
河流蒸发
地下水
地面径流
下 渗
降
雨
海
洋
蒸
发
径流形成过程及其度量
关，尤其是土壤含水量。 对于天然情况下，温度、光照基本适宜，植物的
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
桥涵水文教学大纲
《桥涵水文》课程教学大纲（开放本科）一．课程的地位和任务《桥涵水文》是中央广播电视大学开放教育土木工程（道桥）专业本科的一门技术基础课。
通过对本课程的学习，它的任务是使学生掌握必要的桥涵水文学的基本概念、基本理论、基本计算方法，为今后学习相关专业课程、从事专业工作和科学研究工作打下一定的基础。
二．教学内容和教学要求第一章绪论第一节水文现象与桥涵水文的研究意义第二节河川水文现象的特点和桥涵水文的研究方法了解水文现象等有关概念，理解河川水文现象的特点。
第二章河流概论第一节河流与流域第二节河川径流形成第三节河川的泥沙运动第四节河床演变第五节河川水文资料的收集和整理熟悉河流和流域、河川径流的有关概念，了解水文测验和资料整理方法。
重点河川径流形成过程。
第三章水文统计基本原理与方法第一节概率统计理论基础第二节随机变量的概率分布第三节水文经验频率曲线第四节水文理论频率曲线线型与参数估计第五节抽样误差与相关分析第六节水文频率计算适线法了解随机事件、设计洪水频率、频率分布及其特性、统计参数与频率曲线的关系、皮III型曲线以及相关的概念，熟悉经验频率、统计参数、理论频率曲线的计算公式，掌握适线法在设计流量推算及相关分析在水文计算中的应用。
重点难点适线法在设计流量推算的应用。
第四章设计洪水与设计水位推算第一节根据流量观测资料推算第二节根据洪水调查资料推算第三节根据暴雨资料推算第四节水流域设洪水第五节设计洪水位的推求了解观测资料的审查、插补与延长的方法，正确理解特大洪水处理和小流域径流理论，掌握有观测资料时设计流量的推算方法、利用少量洪水资料推算大中桥设计流量和小流域计算方法。
重点有观测资料时设计流量的推算；难点特大洪水处理。
第五章大中桥孔径计算第一节桥位河段水流图式和桥孔布设原则第二节桥孔长度第三节桥面设计高程了解桥位河段水流图式和各类河段的桥孔布置原则、要求、河段分类、桥长计算的经验公式、引起桥下水位升高的因素和桥下净空的概念，掌握冲刷系数法计算桥孔长度和桥面中心最低标高的计算方法。
水文学原理 复习资料 (第二章)
水文学原理复习资料第一章绪论 (略)第二章水文循环与水量平衡1.水文循环: 水文循环是地球上的一个重要的自然过程，它通过降水、蒸散发、下渗、地面径流和地下径流等环节，将大气圈、水圈、岩石圈与生物圈联系起来，并与他们之间进行着水量和能量的交换。
2.水文现象：水圈中的水主要受太阳辐射和地心引力的作用而不停的运动，主要表现形式可概括为降水、蒸发、径流和下渗四大类型，统称水文现象。
3.水量平衡的原理（基于质量守恒和物质不灭定律）水量平衡原理：根据物质不灭定律，在水文循环过程中，对任一区域（或水体）、任一时段内输入水量与输出水量之差等于其蓄水量变化量。
根据该原理可写出某一区域或水体任一时段△t内的水量平衡方程：I-O =△W = W1 – W2 式中：I为给定时段△t内输入水量；O为给定时段内△t输出水量；W1、W2分别为时段△t初、末蓄水量；△W为时段△t内蓄水量的变化量，△W = W1– W2，△W＞0，蓄水量增加;△W=0，蓄水量不变；△W＞0，蓄水量减少4.流域水量平衡时段为△t的流域水量平衡方程式为：(通用水量平衡方程式)P + R s I + R g I-(E + R s O + R gO + q)= △W 式中：P为时段△t内流域上的降水量；R s I为时段△t内的流入流域的地表径流量；R g I为时段△t内的流入流域的地下径流量；E为时段△t 内流域上的蒸发量；R s O为时段△t内流出流域的地表径流量；R g O为时段△t内流出流域的地下径流量；q为时段△t内流域的用水量；△W为时段△t内流域的蓄水变化量。
上式为流域水量平衡方程的一般形式。
如果流域为闭合流域，且用水量很小，即q≈0，则上式可写成简单的形式P – E – R = △W式中：Ｒ为时段内流出流域的地下、地面径流之和。
同样，还可以写出多年平均情况下闭合流域水量平衡方程Ｐˉ＝Ｅˉ＋Ｒˉ式中：Ｐˉ为流域多年平均年降水量；Ｅˉ为流域多年平均蒸发量；Ｒˉ为流域多年平均年径流量。
工程水文学流域径流形成过程
等压面上位势高度分布图
（高空天气图）
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
地面天气图
高 低 鞍 低压槽
高
高压脊
高压脊 低
鞍
低压槽 高
低
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
3. 风：空气的水平运动 地转风: 由于在北半球地转偏向力A总是偏于风向的右侧，使气流开始与 气压梯度力G一致的方向，最终变成与G垂直，即与等压线平行，指向G 的右方，因G＝ - A，使空气作等速运动 地面风：在地面附近，空气的水平运动同时受G、A、R（地面阻力）三 者的作用，最终三者达到平衡，风速趋于稳定，风向偏于G的右方，但 与等压线成一夹角
第三节
2. 降水分类
Ø
降
水
对流雨
当地面局部受热，温度升高，下层空气膨胀和上层空气形成对流运 动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。对流雨多发生在夏季 酷热的午后，它的强度一般较大，降雨面积小，历时短。
第三节
Ø
降
水
地形雨
当暖湿气流遇到山岭障碍时，被迫沿迎风坡上升，由于动
力冷却成云致雨，称为地形雨。如地形抬高作用强烈，迎风 坡上的雨量就大，而背风坡的雨量则较小。
•
第三节
降
水
一、与降水有关的气象因素
5. 云：水汽凝结或凝华而成的水滴或冰晶
通常由云量、云状两个状态参量表示： 1．云量 表示云的多少，以云块占据天空的面积，即云遮盖天 空的成数。将天空分为十分，遮盖几份就是几。 2．云状 国际通用的方法是按照云的外貌特征、云高分为3族10 属： 高云族、中云族、 低云族（直展云族）
锋的分类
冷锋:锋面向暖气团移动的锋 暖锋:暖气团占主导地位，锋面向冷气团移动 准静止锋:冷暖气团势力相当 锢囚锋:两锋相遇后合并所成的锋
水文学原理 ppt课件
海洋水文学 水文气象学
陆地水文学
地表水水文学 土壤水水文学
地下水水文学
河川水文学 湖泊水文学 冰川水文学 河口水文学
按应用分 环境水文学、农业水文学、城市水文学······
二、传统水文学的内容
1.水文测验 (或水文信息采集) 2.水文预报 3.水文水利计算
第二节 水文学的发展
一、水文学简史
英文Hydrology，来源于拉丁语，“水的知识”。 经历了四个发展时期：
展进入了一个新时代，流域数学模型、水资源学、水环境 学、随机水文学相继形成。
五、发展史
• 水文学的分类
分类依据
划分的分类与分支学科
研究方法 研究对象
动力水文学、系统水文学、计算水文学、水文统计学、 随机水文学、地理水文学、同位素水文学、数字水文学 等
河流水文学、湖泊水文学、沼泽水文学、冰川水文学、 河口海岸水文学、水文气象学、地下水文学、海洋水文 学和水资源学等
------333---333333000000000
------111---111111000000000
------111---111111000000000
------444---444444000000000
000000000 ------222---222222000000000
茆
000000000
新泾河
钱 泾 口
圩角港
000000000
------111---111111000000000
青
龙
港
------111---111111000000000
000000000
崇头
崇
明
白
000000000 ------111---111111000000000
水文学(黄锡荃) 第二章 地球上的水循环
24
2.2 水量平衡
2.2.1 水量平衡概述 • 定义
o 是指任意选择的区域（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。
I
S
I−Q=∆S
Q
质量守恒原理
25
2.2.1 水量平衡概述
水量平衡与水循环的关系： 水量平衡是质平衡方程
区域水量平衡方程： P陆+R’地表 + R’地下 − R地表 − R地下− E− T =∆S
闭合外流流域平衡方程： P陆− R地表 − R地下− E− T =∆S
闭合内流流域平衡方程： P陆− E− T =∆S
34
作业
• 结合水循环示意图，分别写出鄱阳湖及鄱 阳湖流域的水量平衡方程，并注明方程中 各符号的含义。
桦树
9
43
2.3.2 影响蒸发的因素
供水条件
蒸发
土壤特性
动力学及热力 学因素
44
供水条件
• 不充分供水 • 充分供水
o 水面蒸发 o 含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发
o 蒸发能力，又称潜在蒸发量或最大可能蒸发量
45
动力学和热力学因素
• 动力学因素：影响蒸发面上的水汽分布梯 度
o 水汽分子的垂向扩散 o 大气垂向对流运动 o 大气的水平运动和湍流扩散
35
2.3 蒸发
• 蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过 程，亦是海洋与陆地上的水返回大气的惟 一途径。
o 2.3.1 蒸发的物理机制 o 2.3.2 影响蒸发的因素 o 2.3.3 蒸发量的计算
36
2.3.1 蒸发的物理机制
• 蒸散发（Evapotranspiration，简写为ET） 包括 蒸发（Evaporative，简写为E） 和 散发 （蒸腾，Transportation，简写为T）。
水文学原理(第四节1)
低了水的自由能，因而其水势低于纯水的水势,这种水 势差即为溶质势。因为纯水水势被定为零，所以溶质 势为负值。
总水土势 1）非饱和土壤中，总水土势=基质势+重力势 2）在饱和土壤中，总水土势=压力势+重力势
土壤水的运动方向总是从总势大的地方指向总势小 的地方。 当土壤水总势梯度≠0时，土壤水就处于运动状态。 当土壤水总势梯度=0时，土壤水就处于静止状态。
重力势（ψg） 指在其他条件不变的情况下，将单位数量的土壤水分 从某一点移到参考面处对土壤水所做的功。
g mgZ
以单位重量的水为研究对象，则重力势可直接用高 度Z表示。
g Z
压力势（ψp） 饱和土壤中任一深度处的水滴，因受到来自其上的水 压力的作用而具有的势能。
土壤水体积
p Vp 压力差
分子力：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力 重力：土壤中水分受到的地心引力
毛管力：土壤中的毛管现象引起的力。 土壤颗粒间细小的连通孔隙可视为毛管。毛管中水 气界面为一弯月面，弯月面下的液态水因表面张力 作用而承受吸持力，该力又称毛管力。
毛细现象：当水与毛管接触时， 由于管壁对水分子的吸附力大于 水分子之间的内聚力，在毛管中 形成凹形的弯月面，使液体表面 变大；因表面张力和收缩的作用， 迫使液面又趋向水平，管内液体 随着上升，以减少面积。这样， 直到表面张力向上的拉引力与毛 管内升高的液柱重量达到平衡时， 管内的液体停止上升，该现象为 毛细现象。
土壤剖面中的水是从A点流向B点，由D点流向C点。
3、土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线—反映基质势与土壤含水率之间 关系的曲线。
湿化过程线：吸水过程中，土壤水分基质势随含水率 的变化曲线。 干化过程线：对饱和后的同一土壤进行干化，得到的 土壤水分基质势随含水率的变化曲线。
总水土势 1）非饱和土壤中，总水土势=基质势+重力势 2）在饱和土壤中，总水土势=压力势+重力势
土壤水的运动方向总是从总势大的地方指向总势小 的地方。 当土壤水总势梯度≠0时，土壤水就处于运动状态。 当土壤水总势梯度=0时，土壤水就处于静止状态。
重力势（ψg） 指在其他条件不变的情况下，将单位数量的土壤水分 从某一点移到参考面处对土壤水所做的功。
g mgZ
以单位重量的水为研究对象，则重力势可直接用高 度Z表示。
g Z
压力势（ψp） 饱和土壤中任一深度处的水滴，因受到来自其上的水 压力的作用而具有的势能。
土壤水体积
p Vp 压力差
分子力：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引力 重力：土壤中水分受到的地心引力
毛管力：土壤中的毛管现象引起的力。 土壤颗粒间细小的连通孔隙可视为毛管。毛管中水 气界面为一弯月面，弯月面下的液态水因表面张力 作用而承受吸持力，该力又称毛管力。
毛细现象：当水与毛管接触时， 由于管壁对水分子的吸附力大于 水分子之间的内聚力，在毛管中 形成凹形的弯月面，使液体表面 变大；因表面张力和收缩的作用， 迫使液面又趋向水平，管内液体 随着上升，以减少面积。这样， 直到表面张力向上的拉引力与毛 管内升高的液柱重量达到平衡时， 管内的液体停止上升，该现象为 毛细现象。
土壤剖面中的水是从A点流向B点，由D点流向C点。
3、土壤水分特性曲线
土壤水分特性曲线—反映基质势与土壤含水率之间 关系的曲线。
湿化过程线：吸水过程中，土壤水分基质势随含水率 的变化曲线。 干化过程线：对饱和后的同一土壤进行干化，得到的 土壤水分基质势随含水率的变化曲线。
水文学原理(1-3章)
荡茜口 鹿鸣 泾口
-2 00 -2 0 -2 -2 00 -2 0 -2 -2 00 -2 0 -2 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 00 0 00 0 00 0
沙
浪港
-3 00 -3 0 -3 -3 00 -3 0 -3 -3 00 -3 0 -3
新 00 0 00 0
00 0
新开港闸
-1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1
开
-1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1
青 龙 港
-1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1
沙
蒸腾ET
P E
海洋
地下径流Rg
水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程
第四节 自然界的水循环（续）
大循环和小循环
大循环：海洋→大气→大陆→海洋（纵向+横向） 小循环：海洋→大气→海洋（海洋小循环） 大陆→大气→大陆（内陆小循环）
水文循环的规律
1)
海洋的蒸发量多于降水量；
2)
3)
大陆的降水量多于蒸发量；
横
-2 00 -2 0 -2 -2 00 -2 0 -2 -2 00 -2 0 -2
港-100 -1 00 -1 0 -1 00 -1 -1 -1 0 -1 0 -1
-1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1 -1 00 -1 0 -1
-2 00 -2 0 -2 -2 00 -2 0 -2 -2 -3 00 -2 00 -3 0 -2 0 -3 -3 00 -3 0 -3 -3 00 -3 0 -3