内 容：ü2.1 概述ü2.2 河流与流域ü2.3 降水ü2.4 下渗ü2.5 蒸散发ü2.6 径流重 点：ü1.河川径流的基本特性；ü2.河川径流特征参数的表示方法ü3.河川径流形成的四个阶段动态过程的描述；ü4.降水、下渗的形成第二章 流域径流形成过程流域径流形成过程 2.1 概述 径流过程是地球上水文循环中最为重要的一环径流过程复杂多变，它与人类的生产生活活动密切相关，研究和揭示其变化规律十分重要 本章主要介绍河流和流域的基本概念，然后介绍降水、下渗、蒸发，最后阐述径流的形成过程及表示方法 第第1 1讲讲 2.2 河流与流域 2.2.1 2.2.1 河流 2.2.1.1 河流的形成和分段 一条河流可分为河源、上游、中游、下游及河口五段 长度最长或水量最大者作为干流，汇入干流的为一级支流，汇入一级支流的称二级支流，其余类推 河源：河源：河流的发源地，多为冰川、泉水、溪涧、湖泊或沼泽等 上游：上游：紧接河源，多处深山峡谷，坡陡水急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布 中游：中游：河段坡度减缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。
下游：下游：河流最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾多 河口：河口：河流注入大海或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲 2.2.1.2 河流的基本特征 ①河流长度河流长度 L L（km）： 自河源沿河道至河口的长度称为河流长度，或称河长，可在大比例地形图上用曲线仪或小分规量出 河源河源河口河口 ②河流的平面形态凹岸凸岸凸岸凹岸左岸右岸溪线溪线 落差：：河段两端的河底高程差河道纵比降 J ：：当河段纵断面比降相同时: 当河流纵断面各段比降不同时:③③ 河流的纵断面：河流的纵断面： l1l2l3l4l5L图图1－－1 河道纵比降计算示意图河道纵比降计算示意图ωω1 1ωω2 2h5h3h4h1h2h0ω1 = ω2 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 ④④ 河流的横断面河流的横断面 2.2.2 水系水系 河流某断面的集水区域称为该断面的流域流域。
流域的周界称为分水线分水线2.2.3 流域流域 地面分水线与地下分水线重合，这样的流域称为闭合流域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不闭合流域 ①①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 ②②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 河网河网 ③③流域长度 L（km） 河流河流流域面积流域面积1.以河口为圆心绘制同心圆以河口为圆心绘制同心圆2.2.做同心圆弧割线交于流域周线做同心圆弧割线交于流域周线3.3.通过割线中点作流域轴线，其长度为流域长度通过割线中点作流域轴线，其长度为流域长度 ④④流域平均宽度流域平均宽度B B：：流域面积与流域长度的比值流域面积与流域长度的比值 B B ＝＝ F F / / L L流域形状系数流域形状系数：流域平均宽度与流域长度的比值：流域平均宽度与流域长度的比值 r r ＝＝ B B / / L L ＝＝ F / L 2 ⑤⑤流域平均高度流域平均高度H H（（m m）与平均坡度）与平均坡度J J：：将流域划分成将流域划分成100100以上的正方格，定出每个方格交叉点上的高程及以上的正方格，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。
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、土壤流失等有均坡度对径流的产流、汇流、下渗、土壤流失等有很大的影响很大的影响 ⑥⑥流域的自然地理特征：流域的自然地理特征：流域的地理位置、气候、流域的地理位置、气候、地形、植被、土壤特性，地质构造，沼泽及湖泊地形、植被、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情况等，都是与流域水文特性密切有关的 降水：降水：是指液态或固态水汽凝结物从云中降落到地 面的现象降水要素：降水要素： 降水量、降水历时、降水强度、降水面积和暴雨中心降水等级：降水等级：24h降水量达到和超过50mm的降水量称为暴雨2.3 2.3 降水降水 Precipitation 第第2 2讲讲 2.3.1 基本概念 在一定温度下，空气中最大的水汽含量称为饱和湿度饱和湿度 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露点温度。
空气中水汽量超过饱和湿度，则达到过饱过饱和状态 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称为气团 空气达到饱和的原因是空气温度下降至露点空气温度下降至露点温度以下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 充足的水分、强烈持久的空气上升动力冷却是降水的充分必要条件，而造成空气冷却的主要原因是气团抬升，气压下降，体积膨胀耗能气团抬升，气压下降，体积膨胀耗能 降水的成因 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、锋面雨对流雨、地形雨、锋面雨与气旋气旋雨 降水的分类 对流雨对流雨: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 ：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 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，历时长锋面雨 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；暖气团向冷气团方向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 暴雨名称暴雨名称最大最大风速（速（m/sm/s））平均平均风力力热带低低压10.8~17.1 10.8~17.1 6~76~7级热带风暴暴17.2~21 17.2~21 8~98~9级强强热带风暴暴17.2~32.6 17.2~32.6 10~1110~11级强强台台风>32.6>32.61212及以上及以上热带气旋雨的分类热带气旋雨的分类 2.4.1 包气带和饱和带以地下水面为界，土层可分为两个不同的土壤含水带在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，是土壤颗粒和水分组成的二相系统，称为饱和带 在地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时组成的三相系统，称为包气带。
2.4 2.4 下渗下渗 第第3 3讲讲 2.4.2.1 土壤水分存在形式 土粒表面的分子对水分子的吸附力称为分子力由分子力所吸附的水分子称为吸湿水 由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水土壤空隙中由毛管力所持有的水分称为毛管水当土壤水的含量超过土壤颗粒分子力和毛管力作用范围而不能被土壤所保持时，在重力作用下沿土壤孔隙流动，这部分水称为重力水2.4.2 2.4.2 土壤水土壤水 2.4.2.2 土壤含水量和水分常数 土壤重量含水率 土壤容积含水率 Ø土壤水分常数土壤水分常数 最大分子持水量：最大分子持水量：土粒分子力所结合的水分土粒分子力所结合的水分 的最大量称为最大分子持水量的最大量称为最大分子持水量 凋萎含水量：凋萎含水量：植物根系无法从土壤中吸收水植物根系无法从土壤中吸收水分，开始枯死时的土壤含水量分，开始枯死时的土壤含水量 田间持水量：田间持水量：指土壤中所能保持的最大毛管指土壤中所能保持的最大毛管悬着水量悬着水量 饱和含水量：饱和含水量：指土壤中所有孔隙被水充满指土壤中所有孔隙被水充满时的土壤含水量。
时的土壤含水量 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2.4.3 2.4.3 下渗下渗 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 2.4.3 2.4.3 下渗下渗 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。
tfcfofcft= fc+(fo- fc)e- t 霍顿下渗曲线霍顿下渗曲线 ①①当当i i1 1≥f≥fp p时时, ,此时相当于此时相当于充分供水的情况充分供水的情况, ,各时刻各时刻均按下渗能力下渗均按下渗能力下渗ti1i3i2②②当当i i2 2≤f≤fc c时时, ,此时下渗率取此时下渗率取 决于降决于降 雨强度③③当当f fc c
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 2. 水面蒸发水面蒸发 20cm小型蒸发器小型蒸发器 蒸发实验站蒸发实验站 飘浮水面蒸发观测试验场飘浮水面蒸发观测试验场 3.土壤蒸发土壤蒸发 第一阶段第一阶段，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳，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定，其蒸发量接近蒸发能力 第二阶段第二阶段，土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发，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，其蒸发量与土壤含水量成正比度逐渐降低，其蒸发量与土壤含水量成正比 第三阶段第三阶段，当毛管水完全不能到达地表，土壤水分，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，蒸发速度缓慢入大气，蒸发速度缓慢 植物散发：植物散发：土壤中的水分经植物根系吸收后，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此二者结合称为陆面蒸发 2.6 径流形成及度量方法 一、径流的形成过程一、径流的形成过程径流形成过程可以概化成：产流过程和汇流过程产流过程产流过程：是指降雨经植物截留、下渗和填洼等过程，形成地面径流和地下径流的过程汇流过程汇流过程：是指坡面汇流和河网汇流的过程 蒸发蒸发通气层通气层通气层通气层E VR3R4浅层地下水层浅层地下水层浅层地下水层浅层地下水层深层地下水层深层地下水层深层地下水层深层地下水层河流河流不透水层不透水层不透水层不透水层不透水层不透水层p降水降水f植物截留或植物截留或填洼填洼R1地表径流地表径流R2壤中流壤中流潜水潜水深层地下深层地下水水下渗下渗 坡面漫流坡面漫流流域出口流域出口河网汇流河网汇流 二、径流的表示方法和度量单位二、径流的表示方法和度量单位流量流量 Q Q ：单位时间通过某一断面的水量，单位为：单位时间通过某一断面的水量，单位为m m3 3/s/s、、 L/s L/s 流量随时间的变化过程，用流量过程线来表示。
流量随时间的变化过程，用流量过程线来表示 Q(m3/s)t 径流量径流量 W W ：指时段内通过某一断面的总水量常用单位：指时段内通过某一断面的总水量常用单位为为m m3 3 , ,万万m m3 3 , ,亿亿m m3 3, ,（（m m3 3/s/s）月，（）月，（m m3 3/s/s））d d 等 平均流量平均流量 Q Q ：径流量：径流量W W与时段长度与时段长度T T的比值，单位为的比值，单位为m m3 3/s /s 径流深径流深 R R : : 指将径流量平铺在整个流域面积上所求 指将径流量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，以得的水层深度，以mmmm为单位 若时段若时段T T（（s s）内平均流量为）内平均流量为Q Q（（m m3 3/s/s），相应径流量），相应径流量W W （（m m3 3）流域面积为）流域面积为F F（（kmkm2 2））, ,则则径流深径流深R R(mm)(mm)由下列公式计由下列公式计算：算： 径流模数径流模数M M (L/s/km (L/s/km2 2）：）：流流域出口断面流量与流域面积域出口断面流量与流域面积的比值。
的比值径流系数径流系数αα：：某一时段的流某一时段的流深度与相应的降雨深度的比深度与相应的降雨深度的比值值 例：某闭合流域的流域面积F=1000km², 多年平均年降雨量=1400mm, 流域的多年平均流量为=20m3/s, 拟在本流域内增加的水面面积=100km²，测得的多年平均蒸发值=2000mm, 蒸发皿折算系数k=0.8,该流域原来的水面面积极微，可忽略若流域的气候条件保持不变，那么增加水面面积后流域的多年平均流量（m3/s）为多少? 。