水文學(xué)第二章

第二章地球上的水循環(huán)第一節(jié)水循環(huán)概述第二節(jié)水量平衡第三節(jié)蒸發(fā)第四節(jié)水汽輸送與擴(kuò)散第五節(jié)降水第六節(jié)下滲第七節(jié)徑流第一節(jié)水循環(huán)概述一、水循環(huán)基本過程二、水循環(huán)的類型與層次結(jié)構(gòu)三、水體的更替周期四、水循環(huán)的作用與效應(yīng)一、水循環(huán)基本過程水循環(huán)—水文循環(huán)或水分循環(huán)概念：地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射和地球重力作用下，通過蒸發(fā)、蒸騰水氣輸送凝結(jié)降水下滲及徑流等環(huán)節(jié)，不斷發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始的運(yùn)動(dòng)過程。水循環(huán)可分解為五個(gè)環(huán)節(jié)：蒸發(fā)水汽輸送凝結(jié)降水水分下滲地表徑流、地下徑流水文循環(huán)(1)定義地球上或某一區(qū)域內(nèi)，在太陽輻射和重力的作用，水分通過蒸發(fā)、水汽輸送、降水、入滲、徑流等過程不斷變化、遷移的現(xiàn)象。(2)分類1)大循環(huán)：大區(qū)域（領(lǐng)域）內(nèi)的循環(huán)，也稱外循環(huán)。海洋云、大氣陸地海洋2)小循環(huán)：小區(qū)域（領(lǐng)域）內(nèi)的循環(huán)，也稱內(nèi)循環(huán)。海洋云、大氣海洋陸地云、大氣陸地(3)意義水文循環(huán)是地球上最重要、最活躍的物質(zhì)循環(huán)之一。認(rèn)識(shí)它的基本客觀規(guī)律，了解其各影響因素間的內(nèi)在聯(lián)系，對(duì)合理開發(fā)和利用水資源，抗御洪旱災(zāi)害，改造自然，利用自然都有十分重要的意義。水汽輸送蒸發(fā)降水蒸發(fā)降水植物蒸騰湖地表徑流地下徑流海洋蒸發(fā)降水云云小循環(huán)小循環(huán)111385從全球水循環(huán)來看1)在垂直方向：大氣與地球表面之間通過降水和蒸發(fā)進(jìn)行垂向水分交換，在全球尺度降水等于蒸發(fā)。2)在橫向，即海洋和陸地之間的水分交換，包括海洋向陸地輸送水汽而陸地也向海洋輸送水汽（是雙向交換），總的結(jié)果是水分以水汽形式由海洋向陸地輸送；陸地以地表徑流和地下徑流的形式向海洋輸送；上述二者是相等（平衡）的。海洋占地球面積的70％；海水占地球總水量的96.5%，為3703m深。水文循環(huán)的范圍、量及速度范圍：水文循環(huán)的范圍為從地面以上約11km的對(duì)流層頂?shù)降孛嬉韵?-2km深處的廣大空間。數(shù)量：據(jù)估算，地球上每年參加水文循環(huán)的總水量平均為577000km3(折合地球表面的水深為1130mm)。速度：大氣水分在降水－蒸發(fā)過程中，每年平均更換約45次，即更新期約8天；河川徑流的更新期約16天；土壤水約1年；湖泊和地下水的更新期則更長。四、水循環(huán)的作用與效應(yīng)水循環(huán)與地球圈層構(gòu)造水循環(huán)與全球氣候水循環(huán)與地貌形態(tài)及地殼運(yùn)動(dòng)水循環(huán)與生態(tài)平衡水循環(huán)與水資源開發(fā)水量平衡（WaterBalance）概念在水文循環(huán)中，任一地區(qū)（可以是流域、區(qū)域湖泊、海洋、大陸或全球）在一定時(shí)段內(nèi)（可以是日、月、年或更長）的輸入和輸出水量之差，等于該地區(qū)蓄水量的變化量（即該地區(qū)在時(shí)段始末的蓄水量之差）。水量平衡是水文學(xué)最基本的原理之一，是應(yīng)用質(zhì)量守恒定律對(duì)水文循環(huán)的定量描述。第二節(jié)水量平衡水量平衡的數(shù)學(xué)表達(dá)式：來水量-出水量=區(qū)域內(nèi)蓄水量的變化

Inflow－Outflow＝ChangeinStorage在Δt時(shí)段內(nèi)的水量平衡方程可表示為：I-O=△S(單位：m3或mm)式中:I：該時(shí)段內(nèi)輸入研究區(qū)域的總水量；

O：該時(shí)段內(nèi)輸出研究區(qū)域的總水量；

△S

：該時(shí)段內(nèi)研究區(qū)域蓄水量的變化量。全球水量平衡（globalWaterbalance）1)若以地球大陸（Continent）為對(duì)象，某時(shí)段△t內(nèi)的水量平衡方程可寫成：Pc－R－Ec＝△Sc式中Ec：在時(shí)段內(nèi)陸地的蒸發(fā)量；Pc：在時(shí)段內(nèi)陸地的降水量；R：時(shí)段內(nèi)由陸地流入海洋的徑流量；△Sc：在時(shí)段內(nèi)陸地蓄水量的變化量。2)若以地球海洋（Ocean）為對(duì)象，某時(shí)段△t內(nèi)的水量平衡方程可寫成：Po＋R－Eo＝△So

式中,Eo：海洋在時(shí)段內(nèi)的蒸發(fā)量；Po：海洋在時(shí)段內(nèi)的降水量；R

：時(shí)段內(nèi)由陸地流入海洋的徑流量；△So：海洋在該時(shí)段內(nèi)蓄水量的變化量。第三節(jié)蒸發(fā)蒸發(fā)是水由液體狀態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅怏w狀態(tài)的過程，亦是海洋與陸地上的水返回大氣的唯一途徑。蒸散發(fā)(Evapotranspiration)：水文學(xué)中指自然界水面蒸發(fā)、土壤表面蒸發(fā)和植物蒸騰（蒸散）的總稱。蒸發(fā)(Evaporation)：水面與土壤表面的水變成水汽的過程。植物蒸騰(Transpiration)：在植物生長期，水分從植物葉面和技干逸入大氣的過程。一、蒸發(fā)的物理機(jī)制(一)水面蒸發(fā)（Free-waterevaporation）水面蒸發(fā)是指在充分開闊的自由水面條件下的蒸發(fā)。水面蒸發(fā)率（也就是潛在蒸發(fā)率）是反映當(dāng)?shù)貧夂驐l件下蒸發(fā)能力的一個(gè)指標(biāo)。(二)土壤蒸發(fā)(SoilEvaporation)土壤蒸發(fā)過程要比水面蒸發(fā)復(fù)雜，除影響水面蒸發(fā)的幾種因素(氣溫、水面溫度、飽和差及風(fēng)速)外，還與土壤性質(zhì)、土壤含水率、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有關(guān)。濕潤土壤表面的水分蒸發(fā)過程可概括為三個(gè)階段。根據(jù)土壤供水條件的差別以及蒸發(fā)率的變化，可將土壤的干化過程劃分為如下三個(gè)階段：1.定常蒸發(fā)率階段2.蒸發(fā)率下降階段3.蒸發(fā)率微弱階段土壤蒸發(fā)過程三階段的特點(diǎn)：1.定常蒸發(fā)率階段：大氣蒸發(fā)能力控制階段（蒸發(fā)率不變）開始時(shí)，土壤表面的含水量為飽和的情況，蒸發(fā)量近似為一常數(shù)，其大小受氣象因子即大氣蒸發(fā)能力控制。2.蒸發(fā)率下降階段---土壤導(dǎo)水率控制階段（蒸發(fā)率降低）在該階段由于含水率低于土壤田間持水量，某些毛細(xì)管中水分連續(xù)狀態(tài)受到破壞而中斷，則毛管水供給表層蒸發(fā)的水分逐漸減少，故該階段蒸發(fā)速率隨表層土壤含水量變小而變小。3.蒸發(fā)率微弱階段---蒸發(fā)趨于停止當(dāng)土壤中毛細(xì)管全部斷裂，毛管水不再上升，土壤表層得不到水分供給，土壤表層干化，水分只能以氣態(tài)水或薄膜水的形式向地表移動(dòng)，但速率非常小，可以忽略。（三）植物蒸騰(Transpiration)植物的根系從土壤中吸收水后，經(jīng)由根、莖、葉柄和葉脈輸送到葉面，并為葉肉細(xì)胞所吸收，其中除一小部分留在植物體內(nèi)外，90％以上的水分在葉片的氣腔中汽化而向大氣散逸。植物蒸騰是一生物物理過程，水分從葉面氣孔中擴(kuò)散出去的量可由氣孔開閉程度而受到調(diào)節(jié)，同時(shí)受到根層土壤含水量的影響。植物截留和截留蒸發(fā)：降雨經(jīng)植物冠層時(shí)，一部分被截留，該水量稱為植物截留量。植物冠層截留的水分變成水汽進(jìn)入大氣，該部分蒸發(fā)稱為截留蒸發(fā)。二、影響蒸發(fā)的因素（一）供水條件:先決條件是蒸發(fā)面存在水通常將蒸發(fā)面的供水條件區(qū)分為充分供水:將水面蒸發(fā)及含水量達(dá)到田間持水量以上的土壤蒸發(fā)不充分供水:將土壤含水量小于田間持水量情況下的蒸發(fā)（二）影響蒸發(fā)的動(dòng)力學(xué)與熱力學(xué)因素動(dòng)力學(xué)因素水汽分子的垂向擴(kuò)散大氣垂向?qū)α鬟\(yùn)動(dòng)大氣中的水平運(yùn)動(dòng)和湍流擴(kuò)散熱力學(xué)因素太陽輻射平流時(shí)的熱量交換（三）土壤特性和土壤含水量的影響1.對(duì)土壤蒸發(fā)的影響2.對(duì)植物散發(fā)的影響三、蒸發(fā)量的計(jì)算(1)水面蒸發(fā)的測定方法通常采用蒸發(fā)皿（器）（evaporationpan）來直接觀測水面蒸發(fā)率，蒸發(fā)皿測得的水面蒸發(fā)率通常用Epan（mm/day）表示。蒸發(fā)皿（器）類型有：(1)φ-20型（口徑為20cm的蒸發(fā)皿）(2)φ-80型（口徑為80cm的蒸發(fā)皿）(3)E-601型（蒸發(fā)器口徑：618mm）2(4)大型蒸發(fā)池(φ=5m，A=20m和φ=11.3m，A=100m兩種)。蒸發(fā)皿的口徑愈小，所測得的蒸發(fā)率與廣闊自由水面的蒸發(fā)率差別愈大。換一種說法，就是蒸發(fā)器面積愈大，所測得的蒸發(fā)率愈接近于廣闊自由水面的蒸發(fā)率（即潛在蒸發(fā)率）。我國的蒸發(fā)概況我國多年平均的年總蒸散發(fā)量約為360mm，占多年平均年降水量的55.6%。年總蒸散發(fā)量的地區(qū)分布與年降水量的地區(qū)分布大體相當(dāng)，總趨勢由東南向西北遞減。年蒸發(fā)能力與年降水量之比反映氣候干濕程度，稱為干旱指數(shù):式中，E0～年蒸發(fā)能力；P～年降雨量。γ>1.0，即蒸發(fā)能力超過降水量，說明該地區(qū)氣候偏于干旱；反之，γ<1.0，則氣候濕潤。（二）土壤蒸發(fā)量的確定1.器測法

用以測定土壤蒸發(fā)量的儀器很多。常用的有蘇聯(lián)ГГИ-500型土壤蒸發(fā)器以及大型蒸滲儀。測定的基本原理是，通過直接稱重或靜水浮力稱重的方法測出土體重量的變化，據(jù)此計(jì)算出土壤蒸發(fā)量的變化。（三）植物散發(fā)量的確定直接測定法：器測法是將植物栽種在不漏水的圓筒內(nèi)，視植物生長需要隨時(shí)澆水，最后求出實(shí)驗(yàn)時(shí)段始末重量差以及總澆水量，就可計(jì)算出散發(fā)量。坑測法是通過兩個(gè)試坑的對(duì)比觀測，其中一個(gè)栽植物，另一個(gè)不栽。兩者土壤含水量之差即為散發(fā)量；棵枝稱重法是通過裹在植枝上的特制收集器，直接收集植枝分泌出的水分來確定其散發(fā)量。（四）區(qū)域（或流域）總蒸發(fā)量的估算

區(qū)域總蒸發(fā)：指研究區(qū)域內(nèi)所有蒸發(fā)面（水面、土壤、植被、以及潛水蒸發(fā)面等）上各種蒸發(fā)、散發(fā)之綜合。確定區(qū)域總蒸發(fā)量最合理的辦法應(yīng)是先求出區(qū)域內(nèi)各單項(xiàng)蒸發(fā)量，然后進(jìn)行綜合得出全區(qū)總蒸發(fā)量。第四節(jié)水汽擴(kuò)散與輸送

水汽擴(kuò)散是指由于物質(zhì)、粒子群等的隨機(jī)運(yùn)動(dòng)而擴(kuò)展于給定空間的一種不可逆現(xiàn)象。（一）分子擴(kuò)散又稱分子混合，是大氣中的水汽，各種水體中的水分子運(yùn)動(dòng)的普遍形式。（二）紊動(dòng)擴(kuò)散又稱紊動(dòng)混合，是大氣擴(kuò)散運(yùn)動(dòng)的主要形式。其特點(diǎn)是，由于受到外力作用影響，水分子原有的運(yùn)動(dòng)規(guī)律受到破壞，呈現(xiàn)“雜亂無章的運(yùn)動(dòng)”。二、水汽輸送概念：大氣中水分因擴(kuò)散而由一地向另一地運(yùn)移，或由低空輸送到高空的過程。（一）水汽輸送通量與水汽通量散度水汽輸送通量是表示在單位時(shí)間內(nèi)流經(jīng)某一單位面積的水汽量。水汽通量有水平輸送通量和垂直輸送通量之分。通常說的水汽輸送主要是指水平方向的水汽輸送。

水汽通量散度是指單位時(shí)間匯入單位體積或從該體積輻散出的水汽量，單位為克每百帕平方厘米秒。（二）影響水汽輸送的主要因素大氣環(huán)流的影響地理緯度的影響海陸分布的影響海拔高度與地形屏障作用的影響（三）我國水汽輸送基本特點(diǎn)第一，存在三個(gè)基本的水汽來源，三條輸出入路徑，并有明顯的季節(jié)變化。三個(gè)來源是極地氣團(tuán)的西北水汽流、南海水汽流及孟加拉灣水汽流。第二，水汽輸送既有大氣平均環(huán)流引起的平均輸送，又有移動(dòng)性渦動(dòng)輸。第三，地理位置、海陸分布與地貌上總體格局，制約了全國水汽輸送的基本態(tài)勢。第四，水汽輸送場垂直分布存在明顯差異。我國上空水汽的收支有如下特點(diǎn)：1）全國年輸入水汽總量為15023.2×109米3，總輸出量為12362.7×109米3，凈輸入量為2660.5×109米3，與全國入海徑流量很接近。2）從四方邊界來說，水汽主要從南部和西部邊境進(jìn)入（占總輸入量的89.1％），從東界輸出（占總輸出量的88.8％）。3）輸入的水汽量中，經(jīng)向的輸入占55.8％，緯向的輸入占44.2％；輸出情況相反，緯向的占89.2％，經(jīng)向的僅占總輸出量的10.8％。一、降水要素降水是自然界中發(fā)生的雨、雪、露、霜、霰、雹等現(xiàn)象的統(tǒng)稱。第五節(jié)降水1.降水（總）量指一定時(shí)段內(nèi)降落在某一面積上的總水量。2.降水歷時(shí)與降水時(shí)間3.降水強(qiáng)度簡稱雨強(qiáng)，指單位時(shí)間內(nèi)的降水量，以毫米/分或毫米/時(shí)計(jì)。4.降水面積即降水所籠罩的面積，以平方公里計(jì)。（二）降水特征的表示方法降水過程線降水累積曲線等降水量線降水特性綜合曲線1.降水過程線以一定時(shí)段（時(shí)、日、月或年）為單位所表示的降水量在時(shí)間上的變化過程，可用曲線或直線圖表示。它是分析流域產(chǎn)流、匯流與洪水的最基本資料。降雨強(qiáng)度過程線注：其縱坐標(biāo)為單位時(shí)間的降雨量（即為降雨強(qiáng)度），橫坐標(biāo)為時(shí)序，通常以直方圖或曲線表示。2.降水累積曲線此曲線以時(shí)間為橫坐標(biāo)，縱坐標(biāo)表示自降水開始到各時(shí)刻降水量的累積值。②累積降雨過程線注：其橫坐標(biāo)為時(shí)序；縱坐標(biāo)為降雨開始到各時(shí)段的降雨量的累積值。3.等降水量線又稱等雨量線。指地區(qū)內(nèi)降水量相等各點(diǎn)的連線。等降水量線圖的繪制方法與地形圖上的等高線圖作法類似。等雨量線綜合反映了一定時(shí)段內(nèi)降水量在空間上的分布變化規(guī)律。降雨等值線圖③等降水量線4.降水特性綜合曲線二、面降水的計(jì)算1）算術(shù)平均法2）垂直平分法3）等雨量線法4）客觀運(yùn)行法2）垂直平分法又稱太森多邊形法。方法原理是在圖上將相鄰雨量站用直線連結(jié)而成若干個(gè)三角形，而后對(duì)各連線作垂直平分線，連接這些垂線的交點(diǎn)，得若干個(gè)多邊形，各個(gè)多邊形內(nèi)各有一個(gè)雨量站，即以該多邊形面積（fi）作為該雨量站所控制的面積。適用于雨量站分布不均勻的地區(qū)。其缺點(diǎn)是把各雨量站所控制的面積在不同的降水過程中都視作固定不變，這與實(shí)際降水情況不符。3）等雨量線法是先繪制出等雨量線，再用求積儀或其它方法量得各相鄰等雨量線間的面積fi，乘以兩等雨量線間的平均雨深Pi，得出該面積上的降水量，而后將各部分面積上降水總量相加，再除以全面積即得出區(qū)域平均降水量P等值線法的優(yōu)點(diǎn)：求流域平均降水量精度較高，適合于地形變化顯著的流域；能反映出降雨量在空間的實(shí)際分布情況。等值線法的不足點(diǎn)：繪制等雨量線需較多站點(diǎn)雨量資料；不同時(shí)段的等值線圖需重繪，工作量大。4）客觀運(yùn)行法先將區(qū)域（或流域）分成若干網(wǎng)格，得出很多格點(diǎn)（交點(diǎn)），而后用鄰近各雨量站的雨量資料確定各格點(diǎn)雨量，再求出各格點(diǎn)雨量的算術(shù)平均值，即為流域的平均降雨量。三、影響降水的因素（一）地形條件影響地形主要是通過氣流的屏障作用與抬升作用對(duì)降水的強(qiáng)度與時(shí)空分布發(fā)生影響的。（二）森林對(duì)降水的影響陸地上的江河、湖泊、水庫等水域?qū)邓康挠绊?，主要是由于水面上方的熱力學(xué)、動(dòng)力學(xué)條件與陸面上存在差別而引起的。降雨的觀測

MeasurementofPrecipitation觀測降雨量的常用儀器有：雨量器自記雨量計(jì)氣象雷達(dá)（三）水體的影響（四）人類活動(dòng)的影響人類對(duì)降水的影響一般都是通過改變下墊面條件而間接影響降水，例如，植樹造林、或大規(guī)?？撤ド帧⑿藿ㄋ畮?、灌溉農(nóng)田、圍湖造田、疏干沼澤等，其影響的后果有的是減少降水量，有的增大降水量，我國的降雨特性PrecipitationinChina我國年平均年降水量：648mm全球陸面年平均降水量：800mm亞洲年平均降水量：740mm1975年八月，河南省南部駐馬店地區(qū)出現(xiàn)暴雨，板橋水庫和石漫灘水庫兩座大型水庫及竹溝、田崗等數(shù)五十八座中小型水庫幾乎同時(shí)潰壩，遂平、西平、汝南、平興、新蔡、漯河，臨泉七個(gè)縣城被水淹數(shù)米深，共29個(gè)縣市受災(zāi)，涉及一千二百萬人，毀房680余萬間，沖毀京廣線鐵路一百多公里，京廣線中斷18天，影響正常通車48天，直接經(jīng)濟(jì)損失約為100億。板橋水庫潰壩事件四川盆地西部山地，受地形抬升的作用，降水量可達(dá)到1500——2000mm，形成大陸內(nèi)部的暴雨區(qū)?！鞍蜕揭褂辍薄把虐蔡炻薄笆袢腿瘴覈_(tái)灣島平均年降水達(dá)到2429mm，臺(tái)灣山脈東部可達(dá)3000mm以上，火燒遼1912年P(guān)達(dá)到8408mm，平均為6558mm，最大一日降水量1672mm。降水量的年內(nèi)變化

Seasonalvariabilityofprecipitation全年降水主要在夏半年，由于季風(fēng)的進(jìn)退影響，導(dǎo)致雨季的遲早及歷時(shí)的長短在地區(qū)上有所不同.長江以南：雨季在3~6月或4~7月華北與東北地區(qū)：雨季為6~9月（大部分集中在7、8兩個(gè)月）西南地區(qū)：雨季在5~10月（11~4月為旱季）新疆西部地區(qū)：終年降水量不大，但四季較均勻四、可能最大降水所謂可能最大降水（PMP）或可能最大暴雨（PMS），系指在現(xiàn)代的地理環(huán)境和氣候條件下，特定的區(qū)域在特定的時(shí)段，可能發(fā)生的最大降水量（或暴雨）。第六節(jié)下滲下滲又稱入滲，是指水從地表滲入土壤和地下的運(yùn)動(dòng)過程。常用下滲率的大小來描述下滲的強(qiáng)弱。

下滲率就是單位時(shí)間內(nèi)入滲的水深，其單位與降雨強(qiáng)度相同，以mm/h、mm／miu表示一、下滲的物理過程當(dāng)降雨持續(xù)本斷地落在干燥的土層表面后，由于土粒分子吸力、土壤孔隙的毛管力和地球的重力作用，雨水將不斷地滲入土壤，隨著下滲過程中分子力和毛管力的先后消失，使下滲顯示出不同的階段和特點(diǎn)。（一）下滲過程的階段劃分1.滲潤階段降水初期，若土壤干燥，下滲水主要受分子力作用，被土粒所吸附形成吸濕水，進(jìn)而形成薄膜水，當(dāng)土壤含水量達(dá)到巖土最大分子持水量時(shí)，開始向下一階段過渡。2.滲漏階段隨著土壤含水率的不斷增大，分子作用力漸由毛管力和重力作用取代，水在巖土孔隙中作不穩(wěn)定流動(dòng)，并逐漸充填土壤孔隙，直到基本達(dá)到飽和為止，下滲過程向第三階段過渡。3.滲透階段滲透階段的特點(diǎn)是，在土壤孔隙被水充滿達(dá)到飽和狀態(tài)時(shí)，水分主要受重力作用呈穩(wěn)定流動(dòng)。（二）下滲水的垂向分布在積水條件下（保持5毫米水深），下滲水在土體中的垂向分布，大致可劃分為4個(gè)帶，它們具體反映了下滲水的垂向運(yùn)動(dòng)特征。它們具體反映了下滲水的垂向運(yùn)動(dòng)特征。1.飽和帶飽和帶位于土壤表層。2.過渡帶在飽和帶之下，土壤含水量隨深度的增加急劇減少，形成一個(gè)水的過渡帶。3.水分傳遞帶水分傳遞帶位于過渡帶之下，其特點(diǎn)是土壤含水量沿垂線均勻分布，在數(shù)值上大致為飽和含水量的60—80％左右。4.濕潤帶水分傳遞帶之下，則是一個(gè)含水量隨深度迅速遞減的水分帶，稱濕潤帶。下滲過程中土壤含水量的垂向分布規(guī)律討論條件：積水下滲、無地下水、初始含水量均勻、供水時(shí)間長含水量(%)深度(m)飽和含水量田間持水量風(fēng)干土飽和帶過渡帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤鋒飽和帶過渡帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤鋒（三）下滲要素1.下滲率f又稱下滲強(qiáng)度。是指單位面積上單位時(shí)間內(nèi)滲入土壤中水量，常用毫米/分或毫米/小時(shí)計(jì)。2.下滲能力fp，又稱下滲容量。指在充分供水條件下的下滲率。3.穩(wěn)定下滲率fc簡稱“穩(wěn)滲”。二、影響下滲的因素（一）土壤特性的影響土壤特性對(duì)下滲的影響，主要決定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。其中透水性能又和土壤的質(zhì)地、孔隙的多少與大小有關(guān)。（二）降水特性的影響降水特性包括降水強(qiáng)度、歷時(shí)、降水時(shí)程分配及降水空間分布等。（三）流域植被、地形條件的影響通常有植被的地區(qū)，由于植被及地面上枯枝落葉具有滯水作用，增加了下滲時(shí)間，從而減少了地表徑流，增大了下滲量（四）人類活動(dòng)的影響人類活動(dòng)對(duì)下滲的影響，既有增大的一面，也有抑制的一面。第七節(jié)徑流一、徑流的涵義及其表示方法流域上的雨水，除去損失以后，經(jīng)由地面和地下的途徑匯入河網(wǎng)，形成流域出口斷面的水流，稱之為河川徑流，簡稱徑流。由降水到達(dá)地面時(shí)起，到水流流經(jīng)出口斷面的整個(gè)物理過程，稱為徑流形成過程。（一）徑流的組成根據(jù)形成過程及徑流途徑不同，河川徑流又可由地面徑流、地下徑流及壤中流（表層流）三種徑流組成。﹡地面徑流（SurfaceRunoff）指沿著地表向河流、湖泊、沼澤、海洋等匯集的水流。﹡地下徑流（GroundwaterRunoff）指沿潛水層或隔水層的含水層，向河、湖、沼、海等匯集的地下水流。﹡壤中流（SubsurfaceRunoff）指包氣帶土壤中的一種飽和水流，匯流速度介于以上兩者。（二）徑流的表示方法1.流量（Q）

指單位時(shí)間內(nèi)通過某一斷面的水量，常用單位為立方米/秒。流量隨時(shí)間的變化過程，可用流量過程線表示。2.徑流總量（W）

是指T時(shí)段內(nèi)通過某一斷面的總水量。3.徑流深度（R）指將徑流總量平鋪在整個(gè)流域面積上所求得的水層深度，以毫米為單位。4.徑流模數(shù)（M）流域出口斷面流量與流域面積F的比值。5.徑流系數(shù)（a）是某一時(shí)段的徑流深度R與相應(yīng)的降水深度P之比值。二、徑流的形成過程1．流域蓄滲過程降雨初期，除一小部分（一般不超過5％）降落在河槽水面上的雨水直接形成徑流外，大部分降水并不立即產(chǎn)生徑流，而消耗于植物截留、下滲、填洼與蒸散發(fā)。四、徑流的形成過程徑流的形成過程植物截留下滲填洼（構(gòu)成降雨在流域空間上的再分配）

填洼

為流域中各處的土壤特性、土層厚度、土壤含水量、地表狀況等因素各不相同，所以，流域內(nèi)各點(diǎn)出現(xiàn)超滲產(chǎn)流和蓄滿產(chǎn)流的時(shí)間不同。首先出現(xiàn)產(chǎn)流的地方雨水在流動(dòng)過程中還要填滿流路上的洼坑,稱為填洼。

超滲產(chǎn)流在降雨過程中當(dāng)降雨強(qiáng)度小于土壤的入滲強(qiáng)度（能力）時(shí)，所有到達(dá)地表的雨水全部滲入土壤之中，但是下滲強(qiáng)度的空間變化很大，有些地方下滲能力強(qiáng)，有些地方下滲能力弱，在有些地方當(dāng)降雨強(qiáng)度大于土壤的入滲強(qiáng)度時(shí)多余的雨水便在地表形成地表徑流（超滲雨），這種產(chǎn)流方式稱為超滲產(chǎn)流。超滲雨開始蓄積形成地面積水。蓄滿產(chǎn)流如果降雨強(qiáng)度小于下滲強(qiáng)度，下滲過程持續(xù)進(jìn)行，當(dāng)土壤中所有孔隙都被雨水充滿后，多余的水分在地表形成徑流，這種產(chǎn)流方式稱為蓄滿產(chǎn)流。

流域上的降水，經(jīng)過蓄滲過程產(chǎn)生了地面徑流，壤中徑流和地下徑流三種。2．匯流過程凈雨沿坡地從地面和地下匯入河網(wǎng)，然后再沿著河網(wǎng)匯合到流域出口斷面，這一完整的過程稱流域匯流過程。前者稱坡地匯流，后者稱河網(wǎng)匯流。坡地匯流分為3種情況：一是地面凈雨沿坡面流到附近河網(wǎng)的過程，稱坡面漫流。在植被差、土層薄的干旱半干旱地區(qū)，大暴雨時(shí)，在山坡上容易看到這種水流。它一般沒有明顯的溝槽，常是許多股細(xì)流，時(shí)分時(shí)合，雨強(qiáng)很大時(shí)形成片流。在植被良好、土層較厚的山坡上，其量較少，通常僅在坡腳土壤飽和的地方出現(xiàn)。坡面流速度快，將形成陡漲陡落的洪峰。坡地匯流再是表層流(壤中流)，在植被良好、表層土壤疏松的大孔隙中，飽和壤中流也有較大的速度，對(duì)于較大的流域和歷時(shí)較長的暴雨，將是形成洪水的重要成分。坡地匯流第三種是地下凈雨向下滲透到地下潛水面或深層地下水體后，沿水力坡度最大的方向流入河網(wǎng)，稱此為坡地地下匯流。地下匯流速度很慢，所以降雨以后，地下水流可以維持很長很長的時(shí)間，較大的河流可以終年不斷，是河川的基本徑流。河網(wǎng)匯流過程各種徑流成分經(jīng)過坡地匯流注入河網(wǎng)后，沿河網(wǎng)向下游干流出口斷面匯集的過程，即河網(wǎng)匯流過程。（支流－干流、上游－下游、最后流出流域出口斷面的過程）。這一過程自坡地匯流注入河網(wǎng)開始，直至將最后匯入河網(wǎng)的降水輸送到出口斷面為止。漲水階段：坡地匯流注入河網(wǎng)后，使河網(wǎng)水量增加、水位上漲、流量增大，河槽出口斷面流量小于匯流流量。洪水形成過程。出口斷面退水階段：

此時(shí)，由于河網(wǎng)水位上升速度大于其兩岸地下水位的上升速度，當(dāng)河水與兩岸地下水之間有水力聯(lián)系時(shí)，一部分河水補(bǔ)給地下水，增加兩岸的地下蓄水量，這稱為河岸容蓄。同時(shí)，漲洪階段，出口斷面以上坡地匯入河網(wǎng)的總水量必然大于出口斷面的流量，因河網(wǎng)本身可以滯蓄一部分水量，稱為河網(wǎng)容蓄。當(dāng)降水和坡地匯流停止時(shí)，河岸和河網(wǎng)容蓄的水達(dá)最大值，而河網(wǎng)匯流過程仍在繼續(xù)進(jìn)行。當(dāng)上游補(bǔ)給量小于出口排泄量時(shí)，隨著降雨和坡面漫流量的減少直至完全停止，河槽水量減小，水位下降。即進(jìn)入一次洪水過程的退水段。此時(shí)，河網(wǎng)蓄水開始消退，流量逐漸減小，水位相應(yīng)降低，漲洪時(shí)容蓄于兩岸土層的水量又補(bǔ)充入河網(wǎng)，直到降水在最后排到出口斷面為止。此時(shí)河槽泄水量與地下水補(bǔ)給量相等，河槽水流趨向穩(wěn)定。上述河岸調(diào)節(jié)及河槽的調(diào)節(jié)現(xiàn)象，統(tǒng)稱為河網(wǎng)調(diào)蓄作用。河網(wǎng)調(diào)蓄是對(duì)凈雨量在時(shí)程上的又一次再分配，故出口斷面流量過程線比降雨過程線平緩得多。地下水位河岸調(diào)節(jié)作用河網(wǎng)匯流的水分運(yùn)行過程，是河槽中不穩(wěn)定水流運(yùn)動(dòng)過程，是河道洪水波的形成和運(yùn)動(dòng)過程，而河流斷面上的水位、流量的變化過程是洪水波通過該斷面的直接反映，當(dāng)洪水波全部通過出口斷面時(shí)，河槽水位及流量恢復(fù)到原有的穩(wěn)定狀態(tài)，一次降雨的徑流形成過程即告結(jié)束。在徑流形成中通常將流域蓄滲過程，到形成地面匯流及早期的表層流過程，稱為產(chǎn)流過程。坡地匯流與河網(wǎng)匯流合稱為流域匯流過程或匯流過程。徑流形成過程流域蓄滲過程坡地匯流過程河網(wǎng)匯流過程地面匯流壤中匯流地下水匯流流域產(chǎn)流過程流域匯流過程三、影響徑流的因素1、氣候因素2、流域下墊面因素3、人類活動(dòng)因素1、氣候因素氣候因素是影響河川徑流最基