第二章 河川 径流形成的基本知识教材

1/97《

工

程

水

文

学

》2/972.12.22.32.42.52.62.7水文循环及水量平衡河流与流域降水蒸散发下渗径流流域水量平衡方程第二章

河川径流形成的基本知识2.1.1

水文循环

定义：存在于地球上各种水体中的水，在太阳辐射与地心

引力的作用下，因蒸发成为水汽，经输送、上升、冷却、凝

结，并在适当条件下，降落到地面，再经过入渗和径流等方

式进行不断交替转移的现象，也叫水文循环。

p.9图2-13/972.1

水文循环及水量平衡水文循环的要素：

蒸发(E)、降水(P)、下渗量(I)、径流(R)Infiltration

4/97水文循环的分类：大循环——

海洋与陆地之间的水分交换小循环——

海洋与大气之间、陆地与大气之间水分交换水文循环的内外因：

外因——

太阳辐射、地心引力

内因——

水的汽、液、固三态在一定条件下彼此之间的转化5/976/977/97水文循环剖面图8/97中国水分循环的路径：我国位于欧亚大陆东部，太平洋西岸，处于西伯利亚干冷气团和太平洋暖湿气团的交绥带。9/97

——太平洋是水汽的主要来源，由东南季风和热带风暴降大量水汽输向内陆形成降水，雨量自东南沿海向西北内陆递减，而相应的大多数河流则自西向东注入太平洋，如长江、黄河、珠江等；

——其次是印度洋，水汽随西南季风进入我国西南、中南、华北以至河套地区，成为夏秋季降水的主要源泉之一，径流的一部分自西南一些河流注入印度洋，如雅鲁藏布江、怒江等；另一部分分流入太平洋；10/97——北冰洋水汽借强盛的北风经西伯利亚和内蒙古进入我国西北地区，但水汽含量少，引起的降雨并不多，且大部分回归太平洋；——鄂霍茨克海和日本海的水汽随东北季风进入我国，对东北地区春夏季降水起着相当大的作用，径流注入太平洋；——大西洋的少量水汽随盛行的西风环流东移，也能参加我国内陆腹地的水分循环。水体永冻层中的冰极地冰川和雪盖海洋高山冰川深层地下水湖泊更替周期10000年9700年2650年1600年1400年17年水体沼泽土壤水河流大气水生物水……更替周期5年1年16天8天几小时水体更替周期:

水体通过水循环得到更新，其更新时间称为更替周期。计算公式为：tr=

S/Q

式中，tr为更新所需时间；S为水体的储量；Q为流量。

水文循环各环节中的近似水量及其更新所需时间

p.1表1-111/9712/972.1.2

水量平衡

概念：在任一区域给定时段内，输入水量与输出水量之差等于该区域内的蓄水量变化。水量平衡方程——

I

–

O

=

△S

式中，

I—

给定时段内的输入水量；

O—

给定时段内的输出水量；△S—

给定时段内的蓄水量变化，可正可负。O

I△S13/97地球上的水量平衡：陆地水量平衡方程——P陆－(E陆＋R)＝陆S多年平均情况——△S陆P陆E陆RP陆

−E陆

−R=ΔU陆

R

=

P陆

−

E

陆S14/97△S海RP海E海海洋水量平衡方程——

R＋P海－E

＝海

S海多年平均情况——海R

+

P海

=

E地球多年平均水量平衡方程——E海

+

E陆

=

P海

+

P陆E

=

P海海R

+

P−

E=

ΔU

海S区域面积2(万km）3水量（km）降水径流蒸发全球海洋3610045800047000505000全球陆地149001190004700072000全球51000577000577000流域水量平衡：非闭合流域水量平衡方程——

P－E－R地－R

－表

S＝0闭合流域水量平衡方程——

P－E－

－R

S＝0多年平均情况——

地球的水量平衡见下表所示。15/97P

−

E

−

R

=

016/972.2

河流与流域2.2.1

河流

概念：天然水体在一定地质和气候条件下形成的河槽与在其中流动的水流之总称。河流是水文学研究的主要对象。河流的分段及其特点：河流可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源——

可以是溪涧、泉水、湖泊和沼泽等；

上游——

落差大，多急流险滩和

瀑布，下切和侵蚀较强；中游——

比降变缓，下切力减弱，但旁蚀力加强；河道弯曲，河床稳定，且两岸出现河滩；下游——

比降平缓，流速较小，常有浅滩、沙洲、泥沙淤积显著；河口——

有的是没有河口的内陆河，或成为瞎尾(落河17/97

水河)，或形成冲击扇，或有海水侵蚀等。18/97河流的基本特征：

地表水和地下水在重力作用下，由高处向低处沿地表面的线形凹地流动，这个线形凹地便是河槽，也称为河床，含有立体概念。枯水期水流所占河床为主槽，汛期洪水泛滥所及部位为河滩，当仅指其平面的位置时，称为河道。从更大范围讲，凡是地形低凹可以排泄水流的谷地称为河谷。p.10图2-2河流的基本特征：

河流长度(河长L

)

自河源沿河道至河口的长

度(中泓线)，常以km计。

河流纵断面(纵剖面)

河道中泓线(最深点连线)

沿海拔高度的变化。

河流横断面(河宽W

)

河段某处垂直于水流方向

沿水深的变化。

p.10图2-219/97

河

底

高

程(m)河长(Km)宜宾L宜宾河道纵比降(J

)指单位河长的河床落差（河段两端的河底高程之差为河床落差），即J＝(h1－h0)/

＝l

h/

l式中，J

为河段的总比降；h1、h0

分别为河段上、下断面河底高程，△h＝h1、h0

，m；l

河段的长度，m。

河道的平均比降

J＝[(h0+h1)/

l1+

…

+

(hn-1+hn)/

ln

－2h0L]

/

L2

式中，L

河道全长，m。

p.11

图2-320/97河流弯曲系数(φ)

指河流实际长度L

与河流两端间的直线

ℓ

之比值，即

φ=L/ℓ

表示河流平面形状的弯曲程度，

一般平原区河流弯曲系数比山区的

大，下游的比上游的大。21/97ℓL22/972.2.2

水系及其形态水系是由干流、支流及流域内水库、湖泊连成的一个庞大系统，成为水系、河系或河网。

p.11图

2－4水系中直接流入海洋、湖泊的河流称为干流，流入干流的河流称为支流。干流是水系中最高级别的河流。水系可分为羽毛状、扇形、平行状、混合形，且各有其水文特点。譬如：羽毛形——

支流交错，水情复杂；扇形——

汇流时间短，易形成洪水。水系示意图23/972.2.3

流域

概念：由分水线包围的汇流域示意图系统边界

流域出流Q(t)底面集地表水和地下水的区域，称为该河流的流域。

降水

顶面

蒸发

流域流域水文系统示意图24/97流域可分闭合流域(地面分水线与地下分水线相重合)和非闭合流域(地面分水线与地下分水线不相重合)。P.12图2-5地面分水线地下分水线流域几何基本特征：

流域面积(F)——

通常把地面水的集水面积称作为流域面积；或分水线所包围的集水面积；或用面积公式法计算所包围的面积，单位：Km2。用于表征河流的大小。

河网密度(D)——

流域内干支流的总长度∑L

和流域面积F

之比：D=

∑L/F单位：km/km2

流域长度(L')——

流域的几何中心轴长；或以河口为圆心，

画不同半径的若干圆弧与分水线相交于两点，连两点成割线，取

这些割线中点的连线长度，即为流域长度，单位：Km。

“源远流长”25/97其形状不同，对降雨径流的影响也有所不同。26/97流域平均宽度(B)——

流域面积F

与流域长度L‘

的比值B=F/L’

，被称为流域平均宽度。集水面积近似相等时，B值的大小，反映径流集中的易难程度。流域形状系数(K)——

流域平均宽度B

和流域长度L‘的比值，K=B/L'

＝F/L'

2

，是一个无单位系数。K<1流域为狭长形，K≈1近似为方形，K>1为宽扁形，27/97流域自然地理特征：地理位置——

经纬度表示，反映出流域所处的气候带与地理环境，是水文区域性变化的一个标志。

气候特征——

包括降水、蒸发、温度、湿度、气压、风等要素，是河流形成和发展的主要因素，也是决定流域水文特征的重要因素。

流域下垫面条件——

包括地形、地貌、土壤、地质、植被、湖泊和沼泽等因素，它们将影响径流的变化规律。

植被率(f/F)——

指植被面积

f

流域面积

F

之比值，反映出流域的植被覆盖程度。流域地形特征:

流域平均高程——

受垂直气候带的影响Z＝∑fiZi/F，i＝1,2,3,……,n

流域平均坡度——

影响下渗、产流和汇流

J＝△Z(0.5

l0

+

l1

+

l2

+,……,+0.5

ln)/

F

流域坡向空间分布——

决定接受太阳辐射情况，从而

影响蒸发。28/9729/972.3

降水从云雾中降落到地面的液态水或固态水，如雨、雪、雹、霰及露、霜等均称为降水。30/97*

与降水有关的气象要素：气温——

℃，平均每升高100m气温约降低0.65

℃气压————

hPa，气压场风————

m/s，垂直对流，高空平流，低空风湿度————

绝对湿度a

，相对湿度f

云————

高云，中云，低云，直展云蒸发——

mm，31/972.3.1

降水的成因与类型

地面湿热气团因各种原因而上升，体积膨胀做功，消耗内能而冷却。当温度降低到露点以下时，气团中的水汽开始凝结为水滴或冰晶，形成云。云中的水滴或冰晶，继续吸附水汽凝结于其表面，或由于互相碰撞而结合成大水滴或冰粒，当其重量达到不再能被上升气流

所顶托的时候，即形成降水。可形成雷雨的鬃积雨云（云图）32/97降水的类型：

根据气流上升的特征，可分为对流性降水、地形性降水、系统性降水。

对流雨——

因局部地区的暖湿空气上升冷却而降雨。

特点：雨面小，强度大，历时短，常发生在夏季酷热的午后，又称雷阵雨。可形成雷雨的秃积雨云（云图）33/97

地形雨——

水平运动的湿热气团受山脉、高原阻挡，气流被迫沿迎风坡上升，因动力冷却形成的降雨。

特点：迎风坡降雨多，背风面降雨少；降雨量随高程增加而增加，到一定高度后，又随高程增加反而减少。34/97

系统性降水——

包括冷/暖锋面雨、气旋雨/台风雨等。

“锋面”：指两种温湿特性不同的气团相遇时所形成的较大温差过渡区域，因此而致雨称为锋面雨。

冷锋雨——

冷气团楔入暖气团发生的动力冷却成雨。特点：雨区范围小，强度大，历时短。暖锋雨——

暖气团爬升到冷气团之上冷却致雨。特点：雨区范围大，强度小，历时长。35/97

气旋雨(台风雨)——

冷暖空气交汇形成涡旋运动，气流向低压中心辐合引起大规模空气上升冷却致雨。热带海洋上的暖心气旋性涡旋，构成狂风暴雨时也称为台风雨。*准静止锋：

冷暖气团势均力敌，类似缓行冷锋天气，出现阴天。36/97

在这四种类型中，锋面雨和台风雨对我国河流洪水影响较大。其中锋面雨对大部分地区影响显著，各地全年锋面雨都在60％以上，华中和华北地区超过80％，也是大多数河流洪水的主要来源。台风雨在东南沿海诸省发生机会较多，极易造成洪水灾害。*人工降雨——

采用云催化方法，如干冰、碘化银、碘化铅等使水滴或冰晶凝结而致雨。37/97*

影响中国降水(暴雨)的主要天气系统：我国降水量及时空分布——•

年降水量特征地理分布：十分湿润带(≥1600mm)湿润带(1600～800mm)半湿润带(800～400)半干旱带(400～200)干旱带(≤200mm)五类地区。38/97

年内分布：年内季节分配不均匀，主要集中在春夏季。

年际变化：年际变化较大。我国大暴雨时空分布——受季风环流、地理纬度、距海远近、地势与地形的影响十分显著。季要增加观测次数。

见p.10

图2-239/972.3.2

降雨观测

我国大部分地区的降水以降雨为主。降雨一般通过雨量器和自记雨量计两种方式进行观测。

人工雨量器——

一般采用人工定时(8时，20时等)

观测，雨40/97

自记雨量计——

自动记录降雨量，不需人为干预，方便、快捷。有三种类型：称重式、虹吸式和翻斗式。见p.

10

图2-35—41/97雷达探测——利用云、雨、雪等对雷达无线电波的反射现象来研究天气系统。不同形状的雷达回波反映不同性质的天气系统，从而预测探测范围内的降水量、强度及开始和终止时刻。随着科学技术的发展，也利用雷达探测和气象卫星云图来预估未来一定时期的降雨量。42/97气象卫星云图——

将卫星云图资料结合气象模型，通过专家系统进行降雨量预测。43/972.3.3

降雨的特性及降雨资料的图示法降雨特性主要包括：降雨量、降雨历时、降雨强度及降雨面积及降雨中心等指标。

降雨量——

指一定时段内降落在某点或某区域上的总水量，以深度表示，单位mm。如12小时降雨量、日降雨量，月降雨量，年降雨量等。降雨量反映了时段内雨量的多少。

降雨历时——

是一次降雨所经历的时间。常用分(min)、小时(h)、日(d)等单位来表示。24h雨量(mm)<0.10.1-1010-2525-5050-100100-200>200等级微雨小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨44/97降雨强度——

为单位时间内的降雨量，单位以mm/min或mm/h计，常用i表示。雨强反映了降雨的强弱，一般用雨强进行降雨分级。降雨等级划分。某站99年日降雨强度过程线短历时暴雨公式：降雨强度是随降雨历时的增加而递减的，通常把降雨历时小于24h的暴雨称为短历时暴雨，其公式为式中，i为t历时内的平均雨强；t为暴雨历时，h；S为暴雨参数，习惯上称雨力，mm/h，相当于t＝1时的雨强；n为暴雨衰减指数。

St

ni

=

降雨面积——

指降雨笼罩的水平面积，单位km2。

降雨中心——

指降雨量最大的局部地区。45/971

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

13

14

15

16时间（h）

雨强(mm/h)某站一次降雨过程线及累积降雨曲线图降雨过程线：

一定时段内的降雨随时间变化的过程，称降雨过程，一般用直方图表示。

P.11

图2-4

降雨量累积曲线：

自降雨开始到各时刻降雨量的累积值。P.11

图2-4

“面”雨量：指一定区域面积上的平均降雨量。46/9747/97流域降雨特性及其分析与计算：

降雨量等值线——

流域内降雨量相等点的连线，表示一定时间内降雨量的空间分布，也称等雨量线。

降雨强度～历时曲线——

不同历时内平均雨强随时间的变化过程

i～t。

P.11

图2-5

平均雨量(深)～面积曲线——

不同等雨量线所包围的面积与其平均雨量(深)的关系。平均雨量(深)随笼罩面积的增大而减小。

P.11

图2-648/97

平均雨量(深)～面积～历时曲线——

不同历时情况下的平均雨量(深)～面积曲线。当降雨历时一定时，暴雨笼罩面积越大，则平均雨量(深)越小；但当暴雨笼罩面积一定时，历时越长，平均雨量(深)也越大。

P.11

图2-6

也被称为时~面~深曲线。在水文计算中，常需要推求一个流域或一个区域特定时段的平均降水量，即面降水量。1∑

P

i2.3.4

流域平均降雨量的计算

算术平均法——

流域内有n个雨量站，具有同步、同时段观测资料，则流域面平均雨量为

式中，Pi为第i站的点降雨量，mm。

适用条件：流域地形起伏不大，

雨量站分布较均匀。

优点：简便。缺点：精度不高。49/97

nn

i

=

1P

=50/97

泰森多边形法

——

假定流域各处的降水量可由其最近的雨量站代表。将相邻雨量站用直线连接起来，形成多个三角形，然后对每个三角形各边作垂直平分线，这些垂直平分线将流域分成若干多边形，再按面积加权计算面雨量。p.13

图2-7泰森多边形示意图∑

A

F

j

P泰森多边形法计算公式：

式中，Pj为第j站点降雨量mm；Fj为第j站控制的多边形

面积(j=1,2,…,n)，km2；n为多边形个数；F为研究流域面

积，km2，F=∑Fj。

适用条件：流域地形起伏大，雨量站分布不均匀。

优点：精度较高。

缺点：计算繁琐；降雨量空间分布不完全符合实际情况；

当流域增加雨量站时，需重新绘制泰森多边形，不灵活。51/97

nj=

1j

1AP

=F52/97

等雨量线图法——

降雨量具有地区分布规律，根据雨量站的降雨量的空间分布，绘制等雨深线，按面积加权计算流域面雨量。p.13

图2-8降雨量等值线示意图1∑

P

i

F

A为相邻两等雨深线的平均降雨量，mm；等雨量线法计算公式：式中，

Pi为第i条等雨深线雨量，mm；Fi为相邻两等雨深线间的面

积(i=1,2,…,n)，km2；F为流域面积，km2，F=∑Fi。

适用条件：流域雨量站足够多。

优点：精度高，能了解降水量在空间的真实分布；当流

域增加雨量站时，不需重新绘制等雨深线，灵活方便。

缺点：需要的雨量站多，工作量大。53/97=iPPi

=Pi−1

+

Pi

2

nF

A

i

=

154/97

点～面关系——

指降雨中心或流域中心附近代表站的点雨量与一定范围内的面降雨量之间的关系。表达式为：Pi＝aiPc式中，Pi为各调等雨量线包围面积内的面平均雨量，mm

；

ai为点面雨量折算系数；

PC为某种历时暴雨中心点雨量，mm。适用条件：流域内雨量资料缺乏或各雨量站观测不同步。优点：计算简单。缺点：需知道点面关系。2.4

蒸发

概念：水从液态或固态变为汽态的过程，是水循环和水量平衡的基本要素之一。蒸发量用蒸发率(单位时间内的蒸发量)表示，mm/d、mm/月，mm/年。

E土壤大气蒸发能力E0辐射、气温、湿度和风速等气象因素

土壤供水能力

土壤中含水率大小和分布

蒸发的种类：水面蒸发、土壤蒸发、植物散发55/9756/972.4.1

水面蒸发指充分供水条件下的蒸发现象。水面蒸发的影响因子有：气温、水温、风速、饱和汽压差、水面面积、水质等。水面蒸发观测：蒸发量的单位为mm。水面蒸发量常用方法有器测法、水量平衡法、热量平衡法和经验公式法等。57/97器测法——

用蒸发器或蒸发池观测水面蒸发。E池＝kE器式中，E为天然水面蒸发量；E器为蒸发器实测蒸发量；k为蒸发器折算系数。58/97经验公式法——

常用的经验公式为E＝f(u)(es－ed)

式中，E为天然水面蒸发量；

u为水面上某高处风速；f(u)是与风速u有关的经验函数，不同地区的形式不一样

；

es为水面温度下的饱和水汽压；ed为距水面上d处的水汽压，(es－ed)为饱和汽压差

。

土壤蒸发的三个阶段：

第一阶段，土壤充分湿润，

供水充足，接近最大蒸发能力

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，蒸发率很小。59/972.4.2

土壤蒸发土壤中的水以水汽形式跃入大气的现象。土壤蒸发的影响因素有：气象因素（气温、风速、饱和水汽压差）和土壤因素（土壤含水量、土壤特性、植被、地形地势等）。60/97土壤蒸发观测：土壤蒸发量常用方法有器测法、水量平衡法和经验公式法等。器测法计算公式——

E

=

0.02(G1

−G2)−(R

+

q)+

P

式中，G1，G2分别蒸发前后土壤干重；P为降落在土壤蒸发器上的降雨量；R为径流；q为引流量。61/972.4.3

植物散发植物中的水通过枝干、叶面散逸导大气中的现象。植物的散发过程是一种生物物理过程，散发的水分很大，吸收的水分约90％耗于散发。测定和估算方法包括器测法、水量平衡法和经验公式法等。

E＝G＋(G1－G2)式中，E为时段散发量，m3；G为时段注水量，m3；G1、G2分别为时段初和时段末圆筒内土壤的水量，m3。62/972.4.4

流域总蒸发指以上三种蒸发的总和，即E＝E水＋E陆＋E植流域总蒸发量，可采用水量平衡E＝P－

－R

S或多年平均情况为E＝P－R上面式中符号意义，同前。63/97我国蒸发量概况：

年总蒸发量地理分布——地理分布与年降水量地区分布大体相当，总的趋势由东南向西北递减，年总蒸发量约为364mm。年总蒸发量年内变化——年总蒸发量的年内与气象要素及太阳辐射的年内变化趋势一致。一年中连续最大四个月蒸发量约占全年总蒸发量的50～60％。64/972.5

下渗概念：水分从土壤表面进入土壤内的运动过程，是径流形成的重要环节。

影响下渗的因素有：土壤性质(土壤粒径大小、初始土壤含水量)、降雨、雨强、降雨时程分布、植被、流域地形、人类活动等。下渗的物理过程：

在重力、分子吸引力和毛管力作用下，水分进入土壤的过程大致分为三个阶段。

渗润阶段——分子吸引力作用，被土壤表面吸附。

渗漏阶段——毛管力和重力共同作用。渗透阶段——重力作用。

p.14

图2-965/97渗润渗透渗润阶段渗漏阶段渗透阶段ft图2-9

下渗曲线66/97下渗量的计算：下渗率——

指单位时间内，单位面积内渗入土中的水量，单位mm/h，也称下渗强度。

下渗量一般用下渗率描述，可通过野外实验获得，也可以由经验公式推求。目前，常使用Horton公式和Philiph公式。Horton公式：ft＝

(f0－fc)e－βt＋fc式中，ft为t时刻下渗率；fc为稳定下渗率；f0为t＝0时的初始下渗率；β为衰退系数，fc、f0、β由实测资料获得。67/97下渗能力：

在充分供水条件下的下渗率。用Horton公式所表示的下渗变化规律，表明土壤的下渗能力是随时间按指数规律递减的。Philiph公式：ft＝fc＋0.5st–1/2式中，ft为t时刻下渗率；fc为稳定下渗率；st为t时刻土壤吸水系数。68/97

自然条件下的下渗：

在一次实际的降雨过程中，就单点下渗而言，若

i≥ft时，下渗按下渗能力进行；当i<ft

时，仅为实际下渗率。

下渗与雨强的关系：

随降雨强度及该时刻的下渗能力而变。天然将于条件下的下渗过程。下渗的空间分布：具有时空分布的非均匀结构。*

下渗实验与分析fi1i3i2f0fc0ABCDt地下水和土壤水：包气带和饱和带：

地下水类型：包气带水、潜水和承压水。69/97

包气带▽地下水面

饱和带

P<0

P＝0P>0土壤水分存在形式：结合水

吸湿水薄膜水土壤水自由水

毛管水重力水

支持毛管水

毛管悬着水自由重力水支持重力水

土壤含水量(率)：

又称土壤湿度，mm70/9771/97毛管水上升带▽土壤水分常数：

最大吸湿量

最大分子持水量

调萎含水量(调萎系数)

毛管断裂含水量

田间持水量

饱和含水量土壤水分布特征：

毛管悬着水带

中间带张力水超过部分72/97土壤水概念模型(垂向)地下水蓄水体张力水蓄水体自由水蓄水体入渗蒸散发地面饱和含水量

地下

水面

含水量

均衡剖面

自由水张力水地下水

活跃

水分(根系层)

重力

排水

非活跃

水分

渗透

潜水蒸发2.6

径流2.6.1

径流形成过程及影响因素

径流的含义：指由流域上的降水所形成的、沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。

流动的水体称为广义的径流，其中水流挟带的泥沙称为固体径流。PQ

t

t73/9774/97按流动的路径可分为：地表径流——

沿地表流动的水流。表层流(壤中流)——

沿土壤表层相对不透水层界面流动的水流。地下径流——

在地表以下，沿着岩土空隙流动的水流，可细分为深层地下径流和浅层地下径流。径流的形成过程：概念：指水体在流域中从降水到达地面至水流汇集于流域出口断面的物理过程。

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图2-10蒸发蒸腾概化的径流形成过程：

地下水运动75/97降水蒸散水文过程

地表径流

入渗土壤水运动汇流径流形成分为两个过程（阶段）：

产流过程(阶段)

和

汇流过程(阶段)。tPQtR产流汇流

降雨过程76/97净雨过程

t流域出口断面流量过程77/97

产流过程(阶段)——

由降雨P形成净雨R的过程。即

R＝P－P损

式中，P损包括植物截留、填洼、下渗、蒸发等损失水量。植被截留：林冠在短时间内截持并释放出雨水的现象。植被的截留类似于土壤的渗透现象，降雨进入林冠后产生初始截留强度，林冠饱和后，仍有一定截留能力－稳定截留强度，可用Horton入渗理论描述。78/97汇流过程(阶段)——

净雨通过坡地、河网汇集到流域出口断面的过程，可细分为坡地汇流和河网汇流。79/97山坡水文过程(a)

无雨期：地下水补给基流(b)暴雨期：直接降水、饱和坡流、回归流、地下水出流（c)

暴雨期：表层暴雨流80/97影响径流的因素：气候因素——

是影响径流的主要因子，属急变因素。由水量平衡方程

R＝P－E－ΔS

可知：P、E属于气候因素；R随P增大而增大，随E增大而减少，E又与气温、湿度有关。

地理因素(下垫面因素)——

如地理位置、地形、植被、湖泊和沼泽率、流域大小等，从不同角度影响径流。

人类活动因素——

人类在流域上进行的各种活动，包括兴建水利工程、大面积灌溉、水土保持措施、土地利用方式等。直接影响（引水工程、南水北调、修建水库、……）间接影响（植树造林、都市化、……）81/97城镇化产生的水文效应82/97蒸发E降雨P地面径流R1总径流R植物截留、填洼和表层土壤储存

土壤储存浅层地下储存深层地下储存深层地下径流R4

壤中流R2浅层地下径流R3不透水面积上的径流2.6.2

河流水量补给形式83/81自由水张力水地表径流地表流表层流地下水流河道调蓄Q地表调蓄表层径流

表层

调蓄地下水径流

地下

调蓄

概念性流域水文模型（新安江模型）PETet

P总径流84/81物理基础模型（SHE）85/81

地形基础（TOPMODEL）

模型采用一系列的“蓄水体”来模拟流域系统：86/972.6.3

径流的表示方法和度量单位流量(Q)——

指单位时间内通过流域出口断面的水量，获得的流量都是瞬时值，

Q=AW

。