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1、第二章水文循环与径流形成第一节水文循环2第二节河流和流域2第三节降水3第四节土壤水、下渗和地下水 6第五节蒸散发8第六节径流9小结10课前学习指导课程要求要求学员建立水文循环、流域、河流、水文要素等基本概念，认识流域降雨形成径流 过程的基本原理。课时安排共需6个课内学时，12个课外学时课前思考水循环与水资源的联系流域、河流、出口断面、水利工程之间的关系流域降雨、蒸发、下渗、径流之间的物理关系学习重点流域降雨径流的产生机制和水文物理过程难点对于初步接触水文学的学员，本章涉及大量水文词汇、概念、原理和基本知识，不易 记住和掌握，在授课时注意用通俗的语言和形象的图表加以介绍。知识点自然界水循环基本概
2、念流域、流域特性河流、河道特性流域水量平衡原理降雨成因、分类、分布与观测下渗物理过程与下渗曲线定性描述径流形成的物理过程第一节水文循环一、水文循环海洋是陆地降水的主要水汽来源，从海洋蒸发的水汽，被气流输送到大陆而成降 水。其中一部分以地面和地下径流的形式从河流汇归海洋；另一部分重新蒸发返回大 气。这种海陆间的水分交换过程，称为大循环或外循环。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，这种局部的水文循环称为小循环或内循环。因为内陆地区距离海洋很远，从海洋直接输送到内陆的水气来源，通过陆地内循环，水汽 逐渐向内陆输送，在输送过程中会沿途损耗，
3、故内陆距海洋越远，输送的水汽量越少，降 水量越小。研究水文循环的目的水在自然界循环的路径和过程极其复杂且多变。有的地区湿润多雨，水量丰沛，有的 地区则干旱少雨，河湖干涸。同一地区，有时大雨滂沱，江河横溢；有时却久旱不雨，江 河枯竭。研究水文循环的目的，在于认识它的基本规律，揭示其内在联系，这对合理开发 和利用水资源，抗御洪旱灾害，改造自然，利用自然都有十分重要的意义。二、地球上的水量平衡在自然界的水循环中，地球上的总水量是不会产生损耗的，满足水量平衡原理。特征值海洋陆地降水（km3/a）458000119000蒸发（km3/a）50500072000总径流（km3/a）47000第二节河流和流
4、域一、河流1、河流形成和分段河流流经的谷地为河谷，河谷底部有水流的部分称为河床或河槽。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。面向河流下游，左边 的河岸称为左岸，右边和河岸称为右岸。一条河流沿流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。河源是河 流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。上游紧接河源，多处于深山峡谷中，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩和瀑布。 中游河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。下遊是河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。 河口是河流的终点，是河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流
5、速骤减，泥沙大量淤积，往 往形成三角洲。注入海洋的河流，称为外流河，如长江、黄河等；流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流， 称为内流河或内陆河，如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。2、河流特性河流长度（L）:自河源沿河道至河口的长度，单位km,可在适当比例尺的地形图上 量出。河流横断面：垂直于水流方向的断面称为横断面，简称断面。只有主槽而无滩地的断 面称单式断面，有主槽又有滩地的断面称为复式断面。断面内通过水流的部分称为过水断 面，其面积称为过水断面面积，单位m2。河流纵断面：河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线，沿中泓线的断面称为 河流的纵断面。河流纵断面能反映河床的沿程变化。河道纵比
6、降（J）:河段两端的河底高程差/h叫做落差。单位河长的落差称为河道纵 比降或比降。当河流纵断面近于直线时，按下式计算：当河段纵断面呈折线时，可在纵断面图上，通过下游端断面河底处作一斜线，便此斜线以 下的面积3 2原河底线以下的面积W 1相等，此斜线坡度即为河道平均纵比降。计算公式如 下：式中：h ，h自下游到上游沿程各河底高程,m；0,nl，l 相邻二点间的距离，m；1nL河段全长，m。第三节降水一、降水成因水汽压（e）:指空气中水汽压力，以Hpa计，在一定温度下，空气中所含水汽量的最 大值，称为饱和水汽压E。饱和水汽压随气温而变，温度越高，空气中饱和水汽压越大， 反之则越小。饱和差：在一定温
7、度下，饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差E-e,称为饱和差。 若实际水汽压超过了饱和水汽压，空气中多余的水汽就会发生凝结。露点（T ）:水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水气压时d的温度称为露点温度。露点高，实际水汽压大；露点低，实际水汽压小。饱和湿度：在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。如果空气中的水汽量 达到了饱和或过饱和，多余的水汽就可能发生凝结。如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作用下上升，上升过程中随气压降低，这 团空气的体积膨胀，温度下降，当降到其露点温度时，就达到饱和状态，再上升就会过饱 和而发生凝结形成云滴。云滴在空气上升过程中不断凝聚，相互碰
8、撞，合并增大。一旦云 滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降到地面成为降水。水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。在水汽条件具备时，水汽冷却凝 结的条件是空气垂直上升运动。二、降水分类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、锋面雨与气旋雨。对流雨：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，特点是降雨的强度大，雨区小，历时短。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，
9、运行速度以及地形特点而异。 锋面雨：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团称为气团。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。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。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。三、我国降水时空分布1、降水量地理分布十分湿润带：年降水量超过1600mm，年降水日数平均在160 d以上。其区域包括广 东、海南、福建、台
10、湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山 区、四川西部山区。湿润带：年降水量8001600mm，年降水日数平均120160d。其区域包括秦岭一淮河 以南的长江中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。半湿润带：年降水量400800mm，年降水日数平均800100d。其区域包括华北平 原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。半干旱带：年降水量200400mm，年降水日数平均6080d。包括东北西部、内蒙、 宁夏、甘肃大部、新疆西部。干旱带：年降水量少于200mm，年降水日数低于60d。其区域包括内蒙、宁夏、甘肃、 沙漠区、青海柴达木盆地、
11、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。2、降水量年内分配我国大部分地区降水的季节分配不均匀，主要集中在春夏季。长江以南地区，雨季较长，为36月或47月，雨量约占全年的50%60%。东北地区，雨季为69月，雨量约占全年的70%80%,华北地区雨季最短，大部分集中在78两月。西南地区降水旱季雨季分明，510月为雨季。四川、云南和青藏高原东部，69月雨量占全年的70%80%,冬季则不到5%。新疆西部降水量不大，但四季分配较均匀。台湾的东北端，是我国降水量年内分配较均匀的地区，冬季降水量约占全年的30%。3、降水量年际变化年降水量越小的地区，年际变化越大，以历年年降水量最大值与最小值之比K来表示 年
12、际变化。西北地区K或可达8以上；华北为36；东北为34；南方一般为23,个 别地方达4；西南最小，一般在2以下。4、大暴雨时空分布46月，东亚季风初登东亚大陆，大暴雨主要出现在长江以南地区，是华南前汛期和 江南梅雨期暴雨出现的季节。在此期间出现的大暴雨，其量级有明显从南向北递减的趋 势。78月，西南和东南季风最为强盛，随西太平洋副高北抬西伸，江南梅雨结束，大暴 雨移到川西、华北一带。同时，受台风影响，东南沿海多台风暴雨。911月，北方冷空气增调，雨区南移，但东南沿海，海南、台湾一带受台风和南下 冷空气的影响而出现大暴雨。四、降水量的观测实际降水量可采用器测法、雷达探测或利用气象卫星云图估算。器
13、测法用来测量降水 量，雷达探测和卫星云图一般用来预报降水量。每日8时至次8时降水量为当日降水量。1、雨量器雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，承雨器 口径为200mm，分辨率为0.1mm。一般采用2段制进行观测，即每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次，如4 段制或8时段制，雨大时加测。2、自记雨量计(1) 称重式：这种仪器可以连续记录接雨杯上的以及储积在其内的降水的重量。这种 仪器的优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。(2) 虹吸式：记录纸上记录下来的曲线是累积曲线，既表示雨量的大小，又表示降雨 过程的变化情况，曲线的坡度表示降雨强度。(3) 翻斗式
14、：翻斗每承接0.1mm雨水后倾倒一次，同时向记录器输送一个脉冲信号。较为适用作遥测雨量计。称重式、虹吸式和翻斗式雨量计的记录系统可以将机械记录装置的运动变换成电讯 号，用导线或无线电将信号传到控制中心的接收器，实现有线远传或无线遥测。第四节土壤水、下渗和地下水一、包气带和饱和带在地下水面以下，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；地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时存在的三相 系统，称为包气带或通气层。二、土壤水水文学中把存于包气带中的水称为土壤水，而将饱和带中的水称为地下水，包括潜水 和承压水。1、土壤水存在形式土壤水是指吸附于土壤颗粒和
15、存在于土壤孔隙中的水。吸湿水：土粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力。由于子力所吸附的水分子称 为吸湿水。吸湿水被紧紧地束缚在土粒表面，不能流动也不能被植物利用。薄膜水：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。薄膜水不受重力 的影响，但能从水膜厚的土粒(分子引力小)向水膜薄的土粒(分子引力大)缓慢移动。毛管水：土壤孔隙中由毛管力所持有的水分称为毛管水。在地下水面以上由毛管力所 支持而存在于土壤孔隙中的水分称支持毛管水；悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触的水 分称为毛管悬着水。重力水：在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水，是地下水的主要补充源。三、下渗下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。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。对于充分干燥的土壤，在充分供水条件下，下渗分为三个阶段：渗润阶段：下渗水分受分子力作用，被干燥土壤颗粒吸附形成薄膜水，直至土壤含水 量达最大分子持
