水文学第二章第二节
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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
水文学第2章第2节
地球上的水循环
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水量平衡
水量平衡原理
水量平衡方程式 全球降雨量与蒸发量的沿纬线的分布
研究水量平衡的意义
地球上的水循环
水量平衡 水循环过程
水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡时水循环内在的 规律 对于地球上的任何一个地区（或地段、流域、水体、圈层）在任 意时段内，收入的水量与支出的水量之差额必然等于该地区在该时 段内的蓄水变化量，这就是水量平衡原理(Water Balance)。
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程
外流区水量平衡方程 对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为： P外-E外-R地表-R地下= Δs外 对于多年平均而言Δs外=0，且R=R地表+R地下则有： P外- E外-R=0
地球上的水循环
水量平衡 全球水量平衡方程 2、全球陆地水量平衡方程 内流区水量平衡方程 P内-E内=0
I Q S2 S1 S
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式 通用水量方程式
现以陆地上任一地区为研究对象，取其三度空间的闭合柱体，其上
界为地表面，下界为地下无水分交换的深度。这样，对任一闭合柱 体，任一时间内的水量收入I为：
I＝P＋E1＋R 表＋R 地下
区域在给定时段内支出水量Q为：
流量R（R＝Rs+Rg）
地球上的水循环
水量平衡 流域水量平衡方程
闭合流域水量平衡方程式为：
S P - (R E)或P R E S 但就多年平均而论， S 0,即有 P0 E 0 R
若上式两边同时除以p0，得
/ / Q＝E2＋R 表 R 地下 q
地球上的水循环
水量平衡 水量平衡方程式
水文学与水资源概论2.2 水量平衡_海洋水量平衡方程和陆地水量平衡方程
第二节海洋水量平衡方程和陆地水量平衡方程1. 海洋水量平衡方程式若将全球的海洋视为一个完整的研究区，则对于这一研究区，有：P: 降水量R sI: 从地表流入海洋的水量R gI: 从地下流入海洋的水量E: 海水蒸发量而流出海洋的水量以及工农业生产和生活耗水量几乎可以完全忽略不计，因此：R sO=0 R gO=0 q=0对于处在任意时段的全球海洋，有：P+ R+ R gI-E=ΔS 1-5sIOS ∆0o o P R E +-=O P R OE2. 陆地水量平衡方程式前已论及，陆地水循环可分为外流区水循环系统和内流区水循环系统，故在讨论其水量平衡时，当分别叙述之。
1) . 外流区水量平衡方程式对于陆地上的外流区，有：P: 降水量；R sO: 从地表流出的水量；R gO: 从地下流出的水；E: 蒸发量而并无水从地表和地下流入外流区，同时，对工农业生产和生活耗水量忽略不计，因此：R sI=0 R gI=0 q=0对于处在任意时段的外流区，有：P-R sO-R gO-E=ΔS 1-8P-R sO-R gO-E=ΔS在上式中，ΔS为外流区蓄水的变化量+R gO, 以之表示从地表和地下流出外流又令R=RsO区的水量之和，并以英文单词“outflow (外流)”下标“P”、“E”和“ΔS”，便有：P outflow-R-E outflow=ΔS outflow1-9上式即为任意时段内的外流区水量平衡方程。
P outflow -R-E outflow =ΔS outflowΔS outflow 既可为正，也可为负；但若是多年平均，则→0，故有：1-10在上式中，、和分别为外流区多年平均降水量、外流区多年平均流出水量和外流区多年平均蒸发量。
outflow P R outflow E outflowS ∆0outflow outflow P R E --=2). 内流区水量平衡方程式对于陆地上的内流区，有：P: 降水量E: 蒸发量而既无水从地表和地下流入内流区，也无水从地表和地下流出内流区，同时，将工农业生产和生活耗水量忽略不计，因此：R sI=0 R gI=0 R sO=0 R gO=0 q=0对于处在任意时段的内流区，有：P-E=ΔS 1-11inflow S ∆P-E=ΔS在上式中，ΔS 为内流区蓄水的变化量又以英文单词“inflow (内流)”下标“P”、“E”和“ΔS”，便有：P inflow -E inflow =ΔS inflow 1-12上式即为任意时段内的内流区水量平衡方程。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
水文学2第二章降水
2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
3、降水强度： 简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。 根据雨强进行分级，常用分级标准：如12小时降水量来分级，0.2-5（小
雨）、5-15（中雨）、15-30（大雨）、 30-70（暴雨）、70-140（大暴 雨）、 >140（特大暴雨）。
水文学2第二章降水
2.热带气旋雨： 热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风 力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴 （10～11级）、台风（12级以上）。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
• 台风的低空结构如图，外围大风区，半径约 200～300km，风速向中心急增；涡旋风雨区， 半径约100km，上升气流强烈，狂风暴雨；台 风眼区，半径约5～30km，为下沉气流，晴空 风小。台风雨随其路径呈带状分布，雨量大， 强度高，常常带来洪水灾害。
• 即地面暖湿空气 -→ 抬升冷却 -→ 凝结为大 量的云滴 -→ 降落成雨。
水文学2第二章降水
二、降水的分类
• 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： • （一）对流雨 • （二）地形雨 • （三）锋面雨 • （四）气旋雨
水文学2第二章降水
（一）对流雨
• 地面局部受热，下层湿度比较大的空气 膨胀上升，与上层空气形成对流，动力 冷却致雨。这种降雨多发生在夏季酷热 的午后，降雨强度大、范围小、历时短， 常常形成小流域的暴雨洪水。
• 应用：从图上可以查知各地的降水量，以及降水的 面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历 时。
水文学2第二章降水
水文学2第二章降水
4、降水特性综合曲线
• 常用的有以下三种：
1）强度-历时曲线 • 绘制方法：根据一场降水的记录，统计其不同历时
水文学(第二章)-2
• 内 容：
2.1 河流和流域 2.2 径流形成及表示方法 2.3 流域水量平衡 2.4 水文资料的观测方法与收集
2.5 水位与流量关系曲线
13
• 第四节
水文资料的观测与收集
一、水文测站与站网
二、水文测验
三、水文资料的收集
14
一、水文测站与站网 （一）水文测站
在流域内一定地点(或断面)按统一标准对 所需要的水文要素作系统观测以获取信息， 并进行处理为即时观测信息，这些指定的地 点称为水文测站
部分面积 平均流速
部分 流量
全断面 流量
46
已知数据： n个测深垂线，n+1个部分断面
Hi, Vij, bi,
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
47
I 垂线平均流速的计算
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
48
I 垂线平均流速的计算
一点法: 或 二点法:
三点法: 或
49
五点法:
各式中 为垂线平均流速，其它为各 相对水深处的测点流速。
17
（二）水文站网
因为单个测站观测到的水文要素其信息只
代表了站址处的水文情况，而流域上的水文情
况则须在流域内的一些适当地点布站观测，这
些测站在地理上的分布网称为水文站网。
广义的站网是指测站及其管理机构所组成 的信息采集与处理体系。
18
水文站网布站的原则是：通过所设站
网采集到的水文信息经过整理分析后，
50
II 部分面积平均流速计算
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
51
II 部分面积平均流速计算
中间部分面积平均流速：
岸边部分面积平均流速： α为岸边系数 斜岸边α =0.67～0.75 陡岸边α =0.8～0.9 死水边α =0.5～0.67 在陡岸边，若岸壁不平整，取 α为0.80 ；光滑岸壁， α取用 0.90 。在死水与流水交界处的死水边， α取为0.60
2.1 河流和流域 2.2 径流形成及表示方法 2.3 流域水量平衡 2.4 水文资料的观测方法与收集
2.5 水位与流量关系曲线
13
• 第四节
水文资料的观测与收集
一、水文测站与站网
二、水文测验
三、水文资料的收集
14
一、水文测站与站网 （一）水文测站
在流域内一定地点(或断面)按统一标准对 所需要的水文要素作系统观测以获取信息， 并进行处理为即时观测信息，这些指定的地 点称为水文测站
部分面积 平均流速
部分 流量
全断面 流量
46
已知数据： n个测深垂线，n+1个部分断面
Hi, Vij, bi,
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
47
I 垂线平均流速的计算
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
48
I 垂线平均流速的计算
一点法: 或 二点法:
三点法: 或
49
五点法:
各式中 为垂线平均流速，其它为各 相对水深处的测点流速。
17
（二）水文站网
因为单个测站观测到的水文要素其信息只
代表了站址处的水文情况，而流域上的水文情
况则须在流域内的一些适当地点布站观测，这
些测站在地理上的分布网称为水文站网。
广义的站网是指测站及其管理机构所组成 的信息采集与处理体系。
18
水文站网布站的原则是：通过所设站
网采集到的水文信息经过整理分析后，
50
II 部分面积平均流速计算
流速
Vm2 Vm1 Vm3
水深
51
II 部分面积平均流速计算
中间部分面积平均流速：
岸边部分面积平均流速： α为岸边系数 斜岸边α =0.67～0.75 陡岸边α =0.8～0.9 死水边α =0.5～0.67 在陡岸边，若岸壁不平整，取 α为0.80 ；光滑岸壁， α取用 0.90 。在死水与流水交界处的死水边， α取为0.60
水文学课件：第二章 河 流(River)
面积（km2） 250
N（天）
2
1250 5000 12500 25000
3
4
5
6
（二）流量过程线的分割
1、地下径流的分割(在一次洪水过程线上的分割 )
（3）退水曲线法 设想：地下水在整个河流涨落过程中也有一个涨落过程，
起涨点是C点，D点是退水过程线的拐点。DB是标准退水 曲线，从D点反向延长至D点。ACDB线就是地下水的涨 落过程线。
下渗的总量：
t
W (t) 0 f (t)dt
超渗产流的条件：
i＞f
2、蓄满(饱和)产流：
在湿润地区，包气带很薄，地下水位较高，降雨 的下渗很快就会使包气带达到饱和，于是产流。
对全场降雨而言，降
雨的损失量为：WmW0 (包气带最大蓄水量与 降水前期土壤含水量 之差 )
产流量：
R X (Wm W0)
（3）其流量变化比雨水补给的河流更稳定。
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
4、湖泊与沼泽水的补给及特点
湖泊和沼泽地对河川径流有一定的调节作用， 水量变化比较均匀，流量过程线比较平缓， 变幅小。
5、地下水补给及特点
5、地下水补给及特点
地下水补给量稳定而连续，流量过程线较平缓， 是枯季河流的主要水源。
三、河流的分类
2、我国河流综合分为三类：
（1）雨水补给的河流
指秦岭—淮河以南，青藏高原以东，大约以1000mm等雨量线为界，
主要河流有长江和珠江水系。图
（2）雨水—融水补给河流
指秦岭—淮河以北的大部分地区，包括东北、华北地区和青藏高原
的东部，主要是我国的半干旱地区，大约以400mm等雨量线为界，
主要河流有黑龙江、松花江、黄河、海河、辽河等水系。图
第二章 水文循环与水量平衡2
海洋的多年平均水量平衡方 程为：
P c R Ec
Po R Eo
从上面分析看，则全球多年平均水量平衡方程为：
即
P c P o Ec Eo
说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。
PE
第二节
水文循环的尺度
水文循环具有全球水文循环、流域或区域水文循环和水— 土壤—植物系统水文循环等三种不同的尺度。
3、河道纵比降 落差、纵比降 比降计算公式： （ 1 ）当河道纵断面近于直线 时，比降计算式为：
J
h1 h0 h l l
（ 2 ）当河底高程沿程变化时， 如下图，比降计算式为：
(h0 h1 )l1 (h1 h2 )l2 (hn 1 hn )ln 2h0 L J L2
形成水文循环的内因是水的三态（固、液、气）在常温下 可以相互转化，水文循环的外因是太阳辐射和地心引力（重 力）。因下垫面的不同，水文循环的强度、规律和路径也不
同。
水文循环的存在，不仅是水资源和水能资源可再生的根本原因，而且是地 球上生命生生不息，能千秋万代延续下去的重要原因之一。水文循环是自 然界众多物质循环中最重要的物质循环。
Байду номын сангаас
二、流域
（一）流域 流域：汇集地面水和地下水的区域称为流域。也就是 分水线包围的区域。 （闭合流域、不闭合流域）
（二）流域的基本特征
1、流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面 积。 2 、 河网密度：流域河流干支流总长度与流域面 积的比值。 3、 流域的长度和平均宽度： 流域的长度（流域的轴长）：以流域出口为中心 向河源方向做一组不同半径的同心圆，在每个 圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的 连线的长度就是流域的轴长。 平均宽度：流域面积与流域长度之比。
水文学课件：第二章 河流(River)
南极洲 1398
欧洲
1050
澳大利亚 761.5
大洋洲 （各岛）
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
流域出口断面流量Q与流域面积F的比值，指单位时间 (S)，单位面积(Km2)上的产流量。
M Q / F Q 1000 F
一、径流特征值
4、径流深度（Y）： (mm)
将径流总量(W）平分在流域面积(F）上，
所得的水深为径流深度 。
W的单位是立方米(m3) F的单位是平方千米(Km2)
Y W W 100010001000 W F F 1000100010001000 F 1000
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
一、径流特征值
6、模比系数（ K ）：
某年的流量与多年平均流量的比值。
第二章 河 流（River）
第一节 水系和流域 第二节 河流的水情要素 第三节 河流的补给 第四节 河川径流的形成过程 第五节 河川径流的变化 第六节 河水的运动
第五节 河川径流的变化
径流特征值 河川径流的年际变化 河川径流的年内变化 洪水和枯水
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2.2.2 水量平衡方程
❖ 水量平衡方程式的通式 I−Q=ds/dt
式中收入项I和支出项Q，可视具体情况进一步细分。 其简繁程度与所研究的对象以及时段长短有关 ❖ 例如，对于多年平均来说，Δs→0，可忽略不计；
但对于短时段水量平衡方程式而言，蓄水变化量 Δs不可忽略 ❖ 水量平衡方程式是水循环的数学表达式
全球水量平衡方程
❖海洋多年平均：P海+R = E海 ❖陆地多年平均：P陆-R = E陆 ❖全球多年平均：P全球= E全球 ❖ E/P为多年平均蒸发系数 ❖ R/P为多年平均径流系数
区域水量平衡方程
P R’地表 R’地下
E
T
ΔS
R地表
R地下
❖ 通用方程：I−Q=ΔS ❖ 区域水量平衡方程： ❖P陆+R’地表+ R’地下−R地表−R地下−E−T =ΔS
区域水量平衡方程
❖ 区域水量平衡方程： P陆+R’地表+ R’地下−R地表−R地下−E−T =ΔS ❖ 闭合外流流域平衡方程： P陆−R地表−R地下−E−T =ΔS ❖ 闭合内流流域平衡方程： P陆−E−T =ΔS
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。
水量平衡方程中的符号说明
❖P: precipitation 降水 ❖ET: evapotranspiration 蒸散发 ❖E: evaporation 蒸发 ❖T: transpiration 蒸腾 ❖R: runoff 径流 ❖S: storage 蓄水量 ❖F: infiltration 下渗量
海洋水量平衡方程
❖ 通用方程：I−Q=ΔS ❖ 海洋水量平衡方程：P海+R−E海=ΔS海 ❖30多年平均：P海+R = E海
陆地水量平衡方程
P陆
E陆
T
ΔS陆
P海 R R地下
E海 ΔS海
❖ 通用方程：I−Q=ΔS
❖ 陆地水量平衡方程：P陆−R地表−R地下−E陆−T=ΔS陆 ❖多年平均：P陆-R= E陆
• 水量平衡是质量守恒原理在水循环过程中的具体 体现，是水循环持续不断的基本前提
• 水循环是地球上客观存在的自然现象，水量平衡 是水循环内在的规律
2.2.1 水量平衡概述
❖ 水量平衡的研究意义 • 定量地揭示水循环过程与全球地理环境、自然生
态系统以及人类活动之间的相互联系、相互制约 的关系 • 研究水循环系统内在结构和运行机制 • 水资源现状评价与供需预测研究工作的核心 • 为流域规划提供基本二节 水量平衡
2.2.1 水量平衡概述
❖ 定义 • 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
Q
I−Q=ΔS
质量守恒原理
2.2.1 水量平衡概述
❖ 水量平衡与水循环的关系：