径流形成过程及其度量
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水文学原理-第七章
A
f b ,h dhdb
B H
0 0
qi
0
n
Aiv i
0
n
二 径流及其表示方法
河川径流： 降落到地面的雨水（或冰雪融化水）， 由地面和地下汇流到河槽并沿河槽流动 的水流的统称。 地面径流 地下径流 固体径流 溶解质径流
径流与年径流
一定时段内流过某一断面的总水量称径流量。
在一个年度内，通过河流出口断面的水量，叫做该 断面以上流域的年径流量。 它可用年平均流量 （m3/s Q ）、年径流深 R （mm）、年径流总量 3或108m3）或年径流模数 （104m M W （L/s/km2或m3/s/km2 ）表示。
汇入河网。壤中流流动较慢，在降雨结束后仍可
产流。
3.地下径流（基流）：
降水下渗到达地下水面后，再注入河网
，这部分水量称为基流。地下水流动慢，可 长期补给河流，无降水时河网得到的补给绝 大部分来自基流。
坡地汇流过程
运 动 速 度
快
慢
坡面漫流 流 壤中流 地下径流
河槽
地面径
径流成分 在时程上的再分配
1 洪水特征（三要素）： 洪峰流量，洪水过程线，洪水总量
二、枯水：
河槽中在一定时期内的流量小于（或远小于） 平均流量，这个时期的径流称为枯水。 枯水是河流断面流量较小的总称。 枯水一般出现在冬、春季 枯水主要由流域内的地下水补给
枯水特征（三要素）： 枯水流量，枯水过程线，枯水总量
三、冰情：
河流中冰凌的发生、发展、运动和消退的过 程称为冰情。 冰情发展的三个阶段： 1 冻结过程 2 封冻过程 3 解冻过程
河槽的调节作用：涨水和退水体现了河槽 的储水能力，对降雨产流有一定的调节作用， 使流域出口处的径流量更加平滑（过程线变化 缓慢、滞后），实际上是对净雨在时程上进行 第二次再分配。
水文学原理(第七章 径流).
解：计算围湖造田后流域多年平均蒸发量：
E ' F陆' E 陆 F水' E 水
F
F
1500 400 200 700 200 1100
1500
1500
753.3mm
计算围湖造田后多年平均径流深：
R' P E' 1300.0 753.3 546.7mm
计算围湖造田后流域多年平均流量：
（二）汇流过程
净雨沿坡面从地面和地下汇入河网， 然后再沿河网汇集到流域出口断面，这一 完成过程称为流域汇流过程，（坡地汇流 和河网汇流）；
坡地汇流过程就是净雨汇入河网的过程，分为三 部分： 1.坡面漫流：
超渗雨水在坡面上以片流或时分时合的细沟 流运动的现象称为坡面漫流。降水经坡面漫流注 入河道，形成地表径流；
Q' R'F T
546.7 1500 10002 26.0m3 / s 1000 365 86400
2 河网汇流过程
各种径流成分经坡地汇流注入河网，在 河网内沿河槽作纵向流动和汇集的过程称为 河网汇流。（支流－干流、上游－下游、最 后流出流域出口断面的过程）。
涨水阶段： 河槽水量增加、水位升高，河槽出口断
面流量小于汇流流量。洪水形成过程。 退水阶段：
随着降雨和坡面漫流量的减少直至完全 停止，河槽水量减小，水位下降。
Q
—计算时段平均流量，（m3/s）
3.径流深：将径流量平铺在整个流域面积 上所得的水层深度，记为： R，单位：mm；
R W QT 1000F 1000F
4 径流模数：流域出口断面流量与流域面积之 比称为径流模数，单位：L/(s.km2)
M 1000Q F
5 径流系数:某一时段的径流深 R 与相应时段
径流概念与计算
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。
河网汇流过程：河网调蓄作用
三、径流度量方法
• 流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。
单位m3/s
Q=A×V 式中：A为过水断面面积（m2）；
V为过水断面的平均流速（m/s）。 • 径流量W：一定时期内通过河流某一横断面的
谢才公式：v = CR ½ J 1/2 曼宁公式：v = 1/n R 2/3 J 1/2
水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds）
Re = V×R/ 式中： v为流速，R为水力半径，
为运动粘滞系数。
对于明渠流而言，当Re<=500时为层流， 大于500时为紊流。
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。
第6节 河川径流
一、基本概念
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：
Rf
A L2
式中：A为流域面积（km2）；L为自流域出口至 最长河流的河源附近分水线按直线量取的流域 长度（km）。
•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。
值。单位：m3/（s.km2）。
• 径流模数M
M＝Q/A
• 径流系数：某一时期内的径流深与相应的流域 平均降雨深的比值。取值范围为0～1。
三、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、距海远近等。 地貌特征：山地、丘陵、盆地、平原等。
河网汇流过程：河网调蓄作用
三、径流度量方法
• 流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。
单位m3/s
Q=A×V 式中：A为过水断面面积（m2）；
V为过水断面的平均流速（m/s）。 • 径流量W：一定时期内通过河流某一横断面的
谢才公式：v = CR ½ J 1/2 曼宁公式：v = 1/n R 2/3 J 1/2
水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds）
Re = V×R/ 式中： v为流速，R为水力半径，
为运动粘滞系数。
对于明渠流而言，当Re<=500时为层流， 大于500时为紊流。
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。
第6节 河川径流
一、基本概念
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：
Rf
A L2
式中：A为流域面积（km2）；L为自流域出口至 最长河流的河源附近分水线按直线量取的流域 长度（km）。
•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。
值。单位：m3/（s.km2）。
• 径流模数M
M＝Q/A
• 径流系数：某一时期内的径流深与相应的流域 平均降雨深的比值。取值范围为0～1。
三、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、距海远近等。 地貌特征：山地、丘陵、盆地、平原等。
第八章 径流(runoff) 水文学原理课件
6 加积
3236 69.30 54.20 52.30 65.50 74.00 123.00
七月
八月
九月
十月
十一月
十二月
正常径 流量数
25.30 19.80 7.72 3.65 2.39 1.64 7.47
8.66 12.30 3.74 2.81 2.09 1.32 3.81
78.20 95.50 33.30 13.10 9.77 6.34 23.50
地下分水线
地面分水线 地面分水线
• 分水线是相邻两流
透水层
域间的界线。
地面分水线与地下分水线示意图
一、分水线
• 地面分水线和地下 地下分水线 分水线可能不一致。
地面分水线
• 定义：当流域的地
不透水层
面、地下分水线重 合时，称闭合流域；
地面分水线
反之，称非闭合流 地下分水线
域。
不透水层 地面分水线与地下分水线示意图
第三节 河流的水情
一、河流的水源补给 1. 降雨（主要来源）
1. 水情变化较大，年内、季节变化 明显，年际也有一些周期变化。
2. 冰雪融水 1. 水情变化小，年季变化明显；年际 周期长。
3. 地下水补给 年内变化小，年际变化大。
二 径流情势
（一）径流的计量单位
1. 流量Q：单位时间内通过某过水断面的水 量。
３ ３
２ ２
２
１ １１ １
２２
１ １ １
２ １
２
１
Байду номын сангаас
１
３３
干 流
干 流
河流等级 有两种计算方法： a、 从河口（干流）算起
b、从河源开始算起
第9章 径流
一过水断面的水量。
Q=A×V
(m3/s)
式中，A：过水断面的面积(m2) V：过水断面的平均流速(m/s)
流量过程线（Hydrograph）：用来表示流域 出口断面的径流随时间变化过程。 瞬时流量，Q：指某时刻
的流量, 如右图中的Q1，洪 峰流量Qm等。
Q(m3/s)
Qm
Q1 Q(t) W t1 T t2 t(s)
平均流量 (Average flow)：
指定时段内的平均流量，如 日平均流量、月平均流量、 年平均流量、多年平均流量 等。
W Q = T
(2) 径流量，W (Runoff Volume)：指一定的时段
内T(=t2- t1)通过的某一河流断面的总水量，(单 位：m3) W
式中,
=
∫t 1
t2
Q ( t )dt = QT
简化了径流形成过程．一般用图
来表示河川径流的形成过程。
2016/6/16 6
2、河川径流形成过程
产流过程
坡面汇流
汇流过程 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；坡面汇流及
河网汇流称为汇流阶段。
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7
（1）产流过程
净雨：降雨扣除损失后的雨量 产流过程：降雨扣除损失成为净雨 的过程，净雨量也称产流量 产流是流域上各种径流成分的生成
19
二、 河流水情及流量过程
河流水情：河流的水文情势，主要指河川径流的分布与变 化，洪水与枯水的特征等； 水情要素：用以表达河流水文情势变化的主要尺度，包括 水位、流速、流量等； 充分掌握水情要素资料是研究分析河流水文的重要基础。
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20
4.2.2 径流的度量（Measurement of runoff） (1) 流量，Q （Discharge）:单位时间内通过某
Q=A×V
(m3/s)
式中，A：过水断面的面积(m2) V：过水断面的平均流速(m/s)
流量过程线（Hydrograph）：用来表示流域 出口断面的径流随时间变化过程。 瞬时流量，Q：指某时刻
的流量, 如右图中的Q1，洪 峰流量Qm等。
Q(m3/s)
Qm
Q1 Q(t) W t1 T t2 t(s)
平均流量 (Average flow)：
指定时段内的平均流量，如 日平均流量、月平均流量、 年平均流量、多年平均流量 等。
W Q = T
(2) 径流量，W (Runoff Volume)：指一定的时段
内T(=t2- t1)通过的某一河流断面的总水量，(单 位：m3) W
式中,
=
∫t 1
t2
Q ( t )dt = QT
简化了径流形成过程．一般用图
来表示河川径流的形成过程。
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2、河川径流形成过程
产流过程
坡面汇流
汇流过程 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；坡面汇流及
河网汇流称为汇流阶段。
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（1）产流过程
净雨：降雨扣除损失后的雨量 产流过程：降雨扣除损失成为净雨 的过程，净雨量也称产流量 产流是流域上各种径流成分的生成
19
二、 河流水情及流量过程
河流水情：河流的水文情势，主要指河川径流的分布与变 化，洪水与枯水的特征等； 水情要素：用以表达河流水文情势变化的主要尺度，包括 水位、流速、流量等； 充分掌握水情要素资料是研究分析河流水文的重要基础。
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4.2.2 径流的度量（Measurement of runoff） (1) 流量，Q （Discharge）:单位时间内通过某
水文学径流课件
4.径流模数M
▪ 计算公式为：M Q （单位：L/s·km2） 1000F
▪ M反映一个流域的产水能力。
世界大河径流模数比较 河流名称 尼罗河 长江 亚马逊河 径流模数 0.79 17.6 17
刚果河 10.6
5.径流系数ɑ
▪ 计算公式为： R ▪ 对于闭合流域：α＜P 1
▪ 问题：径流系数为1的含义？ ▪ 不同地区，地理条件不同，径流系数差别很大。
1050
澳大利亚 大洋洲
（各岛）
761.5 133.5
全球内陆 14902.5
年降水
mm 103km3
741
32.2
740
22.3
756
18.3
1596 28.4
165 2.31
790 8.29
456 3.47
2704 3.61
798 118.88
年径流
mm 103km3
332 14.41
151
4.57
339
8.20
661 11.76
165
2.31
306
3.21
39
0.30
径流 系数
0.45 0.20 0.45 0.41 1.00 0.39 0.09
1566 2.09 0.58
314 46.85 0.39
总
课堂练习
1.某闭合流域面积为21901km2，多年平均降水量为476.1mm，多 年平均径流深66.1mm。试求多年平均年蒸发总量，并计算其多 年平均径流系数和蒸发系数。 2.某水文站有40年观测资料，多年平均流量为Q0＝830m3/s。 其控制流域面积为F＝120000km2，多年平均流域降雨量P0＝ 770mm。试计算该水文站控制流域的多年平均径流总量、多年 平均径流深、多年平均径流模数和多年平均径流系数。
水文学第二章第七节径流
松花江S=55.72万km2，据松花江河口控制站1956～1979 年资料推算，松花江多年平均W为734.7亿m3， R=131.6mm;Q=2329.7m3/s;M=4.18
精选课件
14
三、径流的形成过程
1.流域蓄渗过程 2.坡地汇流过程 3.河网汇流过程
精选课件
15
流域的蓄渗过程
降雨初期，只有少量(5%)雨水落入河槽，绝大部分落在流域 表面上，并不立即产生径流，而是消耗于植物截留(In)、 下渗(f)、填洼(D)和蒸散发(E)。
壤中流
地表径流
地下径流
沟流
片流
地表径流
坡地汇流
河网汇流
小河流
大河流
大海
精选课件
20
产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
29
精选课件
30
精选课件
31
[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖ 2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨河水
仍然川流不息？
1.某闭合流域面积为21901km2，多年平均降水量为476.1mm，多 年平均径流深66.1mm。试求多年平均年蒸发总量，并计算其多 年平均径流系数和蒸发系数。
2.某水文站有40年观测资料，多年平均流量为Q0＝830m3/s。 其控制流域面积为F＝120000km2，多年平均流域降雨量P0＝ 770mm。试计算该水文站控制流域的多年平均径流总量、多年 平均径流深、多年平均径流模数和多年平均径流系数。
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三、径流的形成过程
1.流域蓄渗过程 2.坡地汇流过程 3.河网汇流过程
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流域的蓄渗过程
降雨初期，只有少量(5%)雨水落入河槽，绝大部分落在流域 表面上，并不立即产生径流，而是消耗于植物截留(In)、 下渗(f)、填洼(D)和蒸散发(E)。
壤中流
地表径流
地下径流
沟流
片流
地表径流
坡地汇流
河网汇流
小河流
大河流
大海
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产流与汇流
❖ 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期 的表层流过程，称为产流过程，
❖ 坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。
流域蓄渗过程 地面汇流
流域产流过程
径流形 成过程
坡地汇流过程 壤中汇流 地下水汇流
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[思考题] ❖ 1.对于闭合流域来说，为什么径流系数必然小于1? ❖ 2.径流的度量方法有：( )
A 流量 B 径流量 C 径流深 D 径流系数 ❖ 3.径流形成过程中包括那些子过程，各有何特点？ ❖ 4.河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨河水
仍然川流不息？
1.某闭合流域面积为21901km2，多年平均降水量为476.1mm，多 年平均径流深66.1mm。试求多年平均年蒸发总量，并计算其多 年平均径流系数和蒸发系数。
2.某水文站有40年观测资料，多年平均流量为Q0＝830m3/s。 其控制流域面积为F＝120000km2，多年平均流域降雨量P0＝ 770mm。试计算该水文站控制流域的多年平均径流总量、多年 平均径流深、多年平均径流模数和多年平均径流系数。
河川径流
2.融水补给 融水补给为主的河流的水量及其变化， 与流域的积雪量和气温变化有关。这类河流在春季 气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。
融水补给
融水补给包括季节性积雪融水和 永久积雪或冰川融水的补给。
融水补给
融水补给特点主要决定于冰雪量和气温的变化。冰雪量决 定了补给量，冰雪量大,补给量大。由于气温变化具有连续 性和变化缓和，使融水补给也具有连续性和较缓和，流量 过程线与气温变化过程线一致，流量过程线较平缓和圆滑。 由于气温的年际变化小，融水补给的年际变化也较小。由 于气温具有日周期变化和年周期变化，故使融水补给量也 具有明显的日周期变化和年周期变化。如日周期变化，白 天气温高，融水多，补给量大；夜晚气温低，融水少，补 给量小。又由于融水对地表冲刷作用小，河流含沙量也较 小。
（四）河川径流的变化 1. 年际变化 影响径流年际变化主要因素是气候、其次是 下垫面因素和人类活动。径流量的年际变化往往 由降水量的年际变化引起。通常以径流的离差系 数来表示年径流的变化程度。
① 降水少的地区，其Cv值大于降水量多的地区。 南方地区Cv=0.2-0.3之间，北方Cv=0.4-0.8值之间， 甚至高达1.0； ② 以雨水补给为主的河流，Cv值大于以冰川积雪 或地下水补给的河流； ③ 平原和盆地的Cv值大于相邻的高山和高原地区； ④ 流域面积小的河流， Cv值大于流域面积大的河 流。
下游河床地貌结构、阶地、河滩地、砾石滩
历史洪水－关于山西沁河1482年“大洪水”
支流沟口有巨砾滩（1）
历史洪水－关于山西沁河1482年“大洪水”
沟口巨砾滩（2）
历史洪水－关于山西沁河1482年“大洪水”
沟口巨砾滩（3）
四、河流的补给
（一）河流补给的形式 河流补给的几种主要形式：降水、冰川积雪融水、 地下水、湖泊和沼泽。 （二）各种补给的特点 1.降水补给 雨水是全球大多数河流最重要的补给 来源。 据估计，我国河流年径流量降水补给约占70％。
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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。
表层流径流：表层流净雨沿坡面侧向表层土壤空隙流入
河网。表层流与坡面漫流常互相转化，因此通常把表层 流归入地面径流。
坡地地下汇流：地下净雨向下渗透到地下潜水面或深层
地下水体后，沿水力坡度最大的方向流入河网。深层地 下水汇流构成河川的基本流量，称为基流。
一、包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜 水面之间的土层，是包含 有空气的水、土三相系统 。这里的水分，水文上称 土壤水。 饱和带：指地下潜水面下边 的土层，土粒间的孔隙完全 被水充满，故称饱和带。
5
二、土壤水 存在形式
土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的 水分，按受分子力、毛管力、重力作用的情况 分为以下4种形式：
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
第五节 蒸散发
内容提要
水面蒸发 土壤蒸发 植物散发 流域总蒸发
蒸散发
蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆 地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要 环节之一。 蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。
一、径流形成过程
1.产流过程（降雨的一次再分配）
降雨损失：不能形成径流的那一 部分雨量
植物截留 填洼 雨期蒸发 初渗：补充土壤缺水量
这些部分雨量最终耗于流域蒸、 散发，不会形成径流，因此称之 为损失。
净雨过程： 降雨过程减去损失过程。
降雨形成净雨量h
净雨量 = 降雨量 - 损失量
净雨量包括三个方面：
读数均为同期的观测数据，K 值随蒸发皿类型、地 区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查 出，如：东北地区：K=0.9； 长江流域：K=0.82
二、土壤蒸发
土壤蒸发：土壤水分通过空隙上升和汽化以水汽 形式从土壤表面进入大气的过程。
土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外， 还与土壤性质(结构、色泽等)、土壤中水分含量、地 下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。
凋萎系数
吸薄 土粒 湿 膜
水水
毛管水
重力水
吸最
田
湿大
间
系分
持
数子
水
持
率
饱 和 含 水 率
水
率
三、下渗 物理过程
下渗：大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而 改变土壤内水分状况的过程。
它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在 土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节 之一。
下渗不仅直接决定地面径流量的产生及大小，同时也 影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤表层流、地 下径流的产生和大小。
(裸露)土壤水分蒸发过程：
➢ 第一阶段：大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变） ➢ 第二阶段：土壤导水率控制/蒸发率降低阶段） ➢ 第三阶段（扩散控制阶段）
三个阶段蒸发量：
➢ 第一阶段：土壤充分湿润 、供水充足，E=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，E=Emin (最 小土壤蒸发率，近于0）
三、植物散发
植物散发是一生物物理过程， 水分从叶面气孔中扩散出去 的量可由气孔开闭程度而受 到调节，同时受到根层土壤 含水量的影响。
三、植物散发
植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶 面和技干逸入大气的过程。 植物散发强度与土壤湿度、温度、光照等密切相
Ma Mw
M Ms
土壤三相图
二、土壤水 土壤水分常数
最大吸湿水量（吸湿系数）：在饱和空气中，干燥土 粒能够吸附的最大水汽量。 最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量， 薄膜水厚度达最大 值。 凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个 大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物 则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物 将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。
t
三、下渗 空间分布
空间分布不均，原因: （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 对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，
在实际工作中又不可能设立许多测点进行观测，所以多 采用概化的方法来描述下渗的空间变化。
二、土壤水 存在形式
重力水：在重力作用下可以流动的土壤水， 是地下水的来源。
二、土壤水 土壤含水量
体积
土壤含水量：包气带土壤
含水的多少，常用单位土
Va
壤体积内包含的水体体积、 或包含的水体质量来表示。V Vw
水文上还常用包气带土层
的含水量折合为水深(mm) Vs
来表示，称土壤蓄水量。
空气 水
土
重量
散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和枝干 逸入大气的过程。 蒸散发：自然界水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的总称
蒸发大小的特征量
蒸发量（mm）：某个时段内单位面积蒸发的水量。 蒸发率／蒸发强度（mm）：单位时间内的蒸发量。 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。
流量稳定； 地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流 枯水期的重要来源。
2．汇流过程（降雨的二次再分配）
坡地汇流： 坡面汇流 壤中流 地下径流
河网汇流：
小沟小溪 小河大河
流域 出流
一、径流形成过程
坡面漫流：超渗雨满足了填洼后，产生的地面净雨沿坡
面流到附近河网的过程。坡地漫流有无数股时分时合的 细小水流组成，无明显的固定沟槽，雨强很大时可形成 片流。坡地漫流流程短，历时亦短。地面净雨经坡面漫 流注入河网，形成地面径流。
二、土壤水 土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着 水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断 裂含水量。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只 能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。 田间持水量：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。 当超过这一限度时，多余的水分不能被土壤所保持， 将以自由重力水的形式向下渗透，补给潜水，形成地 下径流。 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土 壤含水量。
上层以蒸散发能力蒸发，直到上层水分耗尽，才 蒸发下层；下层土壤蒸散发量与剩余蒸散发能力及下 层土壤含水量成正比。
上层：E上=W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×（EM-EM上） 此模式没有考虑当下层土壤水分蒸发完之后，深 层水分对蒸发的补给。
（3）三层模式 把可蒸发层分为上、下、深层。降雨时先补给上层 ，后满足下层，最后才是深层。 计算方法：上层、下层与二层模式相同，当下层土 壤水分耗尽，深层开始蒸发。 上层：E上= W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×EM剩 深层：量小且稳定，采用（1/5～1/10）×EM ， 或0.3-1.0mm/d
吸湿水 薄膜水 毛管水 重力水
二、土壤水 存在形式
吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、 也不能为植物利用的土壤水分。 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜， 可从薄膜厚的地方缓慢地流动到薄膜较薄的地方。
土壤 颗粒
吸湿水
薄膜水
土壤 颗粒
二、土壤水 存在形式
毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分 ，不能在重力作用下流走。
每日8时观测一次
E601蒸发器
2020/12/3
2020/12/3
28
水面蒸发计算
水面蒸发器的观测值转换为大水体的蒸发量 : E=K × Eobs
式中，Eobs—观测的蒸发量; K—蒸发器折算系数， 随水面蒸发器类型和季节变化而不同，可在水文 计算规范等文献中查取。K=E池/E器
折算系数：
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
第四节 下渗
陆地上的重要水体：地表水、土壤水、地下水
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。
表层流径流：表层流净雨沿坡面侧向表层土壤空隙流入
河网。表层流与坡面漫流常互相转化，因此通常把表层 流归入地面径流。
坡地地下汇流：地下净雨向下渗透到地下潜水面或深层
地下水体后，沿水力坡度最大的方向流入河网。深层地 下水汇流构成河川的基本流量，称为基流。
一、包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜 水面之间的土层，是包含 有空气的水、土三相系统 。这里的水分，水文上称 土壤水。 饱和带：指地下潜水面下边 的土层，土粒间的孔隙完全 被水充满，故称饱和带。
5
二、土壤水 存在形式
土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的 水分，按受分子力、毛管力、重力作用的情况 分为以下4种形式：
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
第五节 蒸散发
内容提要
水面蒸发 土壤蒸发 植物散发 流域总蒸发
蒸散发
蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆 地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要 环节之一。 蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。
一、径流形成过程
1.产流过程（降雨的一次再分配）
降雨损失：不能形成径流的那一 部分雨量
植物截留 填洼 雨期蒸发 初渗：补充土壤缺水量
这些部分雨量最终耗于流域蒸、 散发，不会形成径流，因此称之 为损失。
净雨过程： 降雨过程减去损失过程。
降雨形成净雨量h
净雨量 = 降雨量 - 损失量
净雨量包括三个方面：
读数均为同期的观测数据，K 值随蒸发皿类型、地 区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查 出，如：东北地区：K=0.9； 长江流域：K=0.82
二、土壤蒸发
土壤蒸发：土壤水分通过空隙上升和汽化以水汽 形式从土壤表面进入大气的过程。
土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸 发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外， 还与土壤性质(结构、色泽等)、土壤中水分含量、地 下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。
凋萎系数
吸薄 土粒 湿 膜
水水
毛管水
重力水
吸最
田
湿大
间
系分
持
数子
水
持
率
饱 和 含 水 率
水
率
三、下渗 物理过程
下渗：大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而 改变土壤内水分状况的过程。
它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在 土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节 之一。
下渗不仅直接决定地面径流量的产生及大小，同时也 影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤表层流、地 下径流的产生和大小。
(裸露)土壤水分蒸发过程：
➢ 第一阶段：大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变） ➢ 第二阶段：土壤导水率控制/蒸发率降低阶段） ➢ 第三阶段（扩散控制阶段）
三个阶段蒸发量：
➢ 第一阶段：土壤充分湿润 、供水充足，E=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，E=Emin (最 小土壤蒸发率，近于0）
三、植物散发
植物散发是一生物物理过程， 水分从叶面气孔中扩散出去 的量可由气孔开闭程度而受 到调节，同时受到根层土壤 含水量的影响。
三、植物散发
植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶 面和技干逸入大气的过程。 植物散发强度与土壤湿度、温度、光照等密切相
Ma Mw
M Ms
土壤三相图
二、土壤水 土壤水分常数
最大吸湿水量（吸湿系数）：在饱和空气中，干燥土 粒能够吸附的最大水汽量。 最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量， 薄膜水厚度达最大 值。 凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个 大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物 则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物 将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。
t
三、下渗 空间分布
空间分布不均，原因: （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 对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多，
在实际工作中又不可能设立许多测点进行观测，所以多 采用概化的方法来描述下渗的空间变化。
二、土壤水 存在形式
重力水：在重力作用下可以流动的土壤水， 是地下水的来源。
二、土壤水 土壤含水量
体积
土壤含水量：包气带土壤
含水的多少，常用单位土
Va
壤体积内包含的水体体积、 或包含的水体质量来表示。V Vw
水文上还常用包气带土层
的含水量折合为水深(mm) Vs
来表示，称土壤蓄水量。
空气 水
土
重量
散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和枝干 逸入大气的过程。 蒸散发：自然界水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的总称
蒸发大小的特征量
蒸发量（mm）：某个时段内单位面积蒸发的水量。 蒸发率／蒸发强度（mm）：单位时间内的蒸发量。 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。
流量稳定； 地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流 枯水期的重要来源。
2．汇流过程（降雨的二次再分配）
坡地汇流： 坡面汇流 壤中流 地下径流
河网汇流：
小沟小溪 小河大河
流域 出流
一、径流形成过程
坡面漫流：超渗雨满足了填洼后，产生的地面净雨沿坡
面流到附近河网的过程。坡地漫流有无数股时分时合的 细小水流组成，无明显的固定沟槽，雨强很大时可形成 片流。坡地漫流流程短，历时亦短。地面净雨经坡面漫 流注入河网，形成地面径流。
二、土壤水 土壤水分常数
毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着 水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断 裂含水量。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只 能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。 田间持水量：土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。 当超过这一限度时，多余的水分不能被土壤所保持， 将以自由重力水的形式向下渗透，补给潜水，形成地 下径流。 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土 壤含水量。
上层以蒸散发能力蒸发，直到上层水分耗尽，才 蒸发下层；下层土壤蒸散发量与剩余蒸散发能力及下 层土壤含水量成正比。
上层：E上=W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×（EM-EM上） 此模式没有考虑当下层土壤水分蒸发完之后，深 层水分对蒸发的补给。
（3）三层模式 把可蒸发层分为上、下、深层。降雨时先补给上层 ，后满足下层，最后才是深层。 计算方法：上层、下层与二层模式相同，当下层土 壤水分耗尽，深层开始蒸发。 上层：E上= W上/WM上×EM 下层： E下=W下/WM下×EM剩 深层：量小且稳定，采用（1/5～1/10）×EM ， 或0.3-1.0mm/d
吸湿水 薄膜水 毛管水 重力水
二、土壤水 存在形式
吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、 也不能为植物利用的土壤水分。 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜， 可从薄膜厚的地方缓慢地流动到薄膜较薄的地方。
土壤 颗粒
吸湿水
薄膜水
土壤 颗粒
二、土壤水 存在形式
毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分 ，不能在重力作用下流走。
每日8时观测一次
E601蒸发器
2020/12/3
2020/12/3
28
水面蒸发计算
水面蒸发器的观测值转换为大水体的蒸发量 : E=K × Eobs
式中，Eobs—观测的蒸发量; K—蒸发器折算系数， 随水面蒸发器类型和季节变化而不同，可在水文 计算规范等文献中查取。K=E池/E器
折算系数：
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
第四节 下渗
陆地上的重要水体：地表水、土壤水、地下水