河川徑流的基礎(chǔ)知識(shí)

第2章河川徑流形成的基本知識(shí)2.1水循環(huán)及水量平衡一、水循環(huán)

自然界中的水從形態(tài)上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不斷地、周而復(fù)始地變化過(guò)程構(gòu)成了水循環(huán)。（圖示）1、概念

地球上各種形態(tài)的水，在太陽(yáng)輻射、重力等作用下，通過(guò)蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運(yùn)動(dòng)的過(guò)程，稱為水循環(huán)。地球上各類水體，通過(guò)水循環(huán)形成了一個(gè)連續(xù)而統(tǒng)一的整體。Back2、成因水分循環(huán)的產(chǎn)生有其內(nèi)因和外因。內(nèi)因是水的“三態(tài)”變化。外因是太陽(yáng)輻射和地心引力。太陽(yáng)輻射分布的不均勻性和海陸的熱力性質(zhì)的差異，造成空氣的流動(dòng)，為水汽的移動(dòng)創(chuàng)造了條件。地心引力（重力）則促使水從高處向低處流動(dòng)。從而實(shí)現(xiàn)了水分循環(huán)。

水循環(huán)過(guò)程圖3、水循環(huán)類型根據(jù)其路徑和規(guī)模分為：大循環(huán)（又稱外循環(huán)、海陸間循環(huán)）小循環(huán)（又稱內(nèi)部循環(huán)，包括海洋小循環(huán)和陸地小循環(huán)）。大陸海洋水汽輸送徑流輸送蒸發(fā)海陸間循環(huán)：是指海洋水與陸地水之間通過(guò)一系列過(guò)程所進(jìn)行的相互轉(zhuǎn)換運(yùn)動(dòng)。這種循環(huán)又稱為大循環(huán)。意義：使得陸地上的水不斷得到補(bǔ)充，水資源得以再生。海洋蒸發(fā)降水蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸發(fā)陸地蒸發(fā)4、水循環(huán)機(jī)理水循環(huán)服從質(zhì)量守恒規(guī)律。水循環(huán)的基本動(dòng)力是太陽(yáng)輻射和重力作用。水循環(huán)遍及整個(gè)水圈，并深入大氣圈、巖石圈及生物圈，同時(shí)通過(guò)無(wú)數(shù)條路線實(shí)現(xiàn)循環(huán)。從全球看，水循環(huán)是個(gè)閉合系統(tǒng)，從局部地區(qū)看水循環(huán)是開放系統(tǒng)。5、水循環(huán)意義水分循環(huán)有如自然地理環(huán)境的“血液循環(huán)”，它溝通了各基本圈層的物質(zhì)交換，促使各種聯(lián)系的發(fā)生。水循環(huán)不僅形成統(tǒng)一的水圈，而且將四大圈層聯(lián)系起來(lái)，深刻影響著地球表層結(jié)構(gòu)的形成、演化與發(fā)展。地球上的水循環(huán)是巨大的物質(zhì)和能量流動(dòng)，是具有全球意義的能量傳輸過(guò)程。水循環(huán)是海陸間聯(lián)系的主要紐帶。從而實(shí)現(xiàn)海陸之間的相互作用。水循環(huán)不斷塑造地表形態(tài)。流水的沖刷、侵蝕、搬運(yùn)和堆積作用，溶蝕作用。由于存在水循環(huán)，水才能周而復(fù)始的被重新利用，成為可再生資源。水又是造成洪、澇、旱等自然災(zāi)害的主要原因。1、定義：某一地區(qū)在某一時(shí)段內(nèi)，其收入水量和支出水量的差額，等于該地區(qū)的蓄水變量。二、水量平衡2、水量平衡方程：

通用水量平衡方程:I-Q=ΔS全球水量平衡方程：

P全球=E全球

說(shuō)明全球多年平均降水量等于全球多年平均蒸發(fā)量，在水循環(huán)過(guò)程中，全球水量基本不變。a.海洋水量平衡方程

P海+R-E海=S海多年平均S海=0，

P海+R-E海=0（對(duì)整個(gè)海洋適用）P海+R=E海式中，P海、E海和R分別為海洋上任意時(shí)段降水量、蒸發(fā)量和入海徑流量；P海、

E海和R分別為海洋上多年平均降水量、蒸發(fā)量和入海徑流量，S海為海洋蓄水變化量。b.陸地水量平衡方程外流區(qū)水量平衡方程

P外-E外-R地表-R地下=S外多年平均P外-R-E外=0P外-R=E外式中，P外、E外、R地表、R地下、S外分別為外流區(qū)任意時(shí)段內(nèi)降水量、蒸發(fā)量、入海的地表和地下徑流量及蓄水變化量；P外、R

、E外分別為外流區(qū)多年平均降水量、蒸發(fā)量和徑流量。內(nèi)流區(qū)水平衡方程（水循環(huán)系統(tǒng)基本閉合，內(nèi)流區(qū)的降水全部轉(zhuǎn)化為蒸發(fā)，沒(méi)有水量入海。）多年平均P內(nèi)=E內(nèi)式中，P內(nèi)、E內(nèi)分別為內(nèi)流區(qū)多年平均降水量和蒸發(fā)量。陸地水平衡方程：（P外+P內(nèi)）-（E外+E內(nèi)）=RP陸-E陸=R陸地：P=E+R海洋：E=P+RBack工程水文學(xué)的內(nèi)容及意義主要研究方法水循環(huán)水量平衡第二節(jié)河流和流域一、概述1、河流：

（周期性）沿連續(xù)延伸的（本身營(yíng)造）凹處流動(dòng)的天然水體。由水與河槽兩個(gè)要素構(gòu)成。（矛盾統(tǒng)一體）2、河流分段：一條河流沿水流方向，自高向低可分為河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源是河流的發(fā)源地，多為泉水、溪澗、冰川、湖泊或沼澤等。

河口是河流的終點(diǎn)，即河流注入海洋或內(nèi)陸湖泊的地方。上游緊接河源，多處于深山峽谷，呈“V”形，坡陡流急，河谷下切強(qiáng)烈，常有急灘瀑布。中游河段坡度漸緩，河槽變寬，兩岸常有灘地，河床較穩(wěn)定，呈“U”形。下游河流的最下段，一般處于平原區(qū)，河槽寬闊，淤積明顯，淺灘和河灣較多。黃河中游急流長(zhǎng)江下游段左岸右岸

河流有關(guān)術(shù)語(yǔ)示意圖（深泓線）中泓線過(guò)水?dāng)嗝嫠痪€3、河流分級(jí)：干流：從河源到河口，水量最集中，河長(zhǎng)最大的水流稱作干流。水系中直接流入海洋、湖泊的河流稱為干流，流入干流的河流稱為支流。干流是水系中最高級(jí)別的河流。

一級(jí)支流：直接入干流的水流；（不考慮河長(zhǎng)與水量）

二級(jí)支流：直接入一級(jí)支流的水流。4、河系（水系）：脈絡(luò)相通的大小河流及湖泊、沼澤等水體所構(gòu)成的脈絡(luò)相通的水流系統(tǒng)稱為水系、河系或河網(wǎng)．如圖所示。斯特拉勒(strahler)流域與水系示意圖1、2、3一河流的級(jí)別6、流域：河流的集水區(qū)域稱為流域。指匯集地面水和地下水的區(qū)域，也就是分水線包圍的區(qū)域。分水線：

流域的周界線，有地面、地下之分。閉合流域：

當(dāng)?shù)孛娣炙€與地下分水線相重合，且河道下切較深，能全部匯集本流域地下水的流域稱為閉合流域，否則為非閉合流域。一般將大、中流域當(dāng)作閉合流域。分水線集水面積出口斷面干流支流不閉合流域二、河流及流域的主要特征1、河流長(zhǎng)度L（km）：

自河源沿主河道至河口的距離稱為河流長(zhǎng)度，簡(jiǎn)稱河長(zhǎng)，以km計(jì)?？稍谶m當(dāng)比例尺的地形圖上量得。2、河流橫斷面：分單式斷面復(fù)式斷面；3、河道縱比降J：

任意河段兩端(水面或河底)的高差△h稱為落差，單位河長(zhǎng)的落差稱為河道縱比降，簡(jiǎn)稱比降，用小數(shù)或干分?jǐn)?shù)表示。水面比降河底比降。河流沿程各河段的比降都不相同，一般自河源向河口逐漸減小。水面比降隨水位的變化而變化，河底比降則較穩(wěn)定。當(dāng)河段縱斷面近于直線時(shí)．比降按下式計(jì)算；式中h0,…,hn——自下游到上游沿程各點(diǎn)河底高程、

l1,…,ln——相鄰兩點(diǎn)間的距離。m；

L——河段的全長(zhǎng)．m。如果縱剖面呈曲線形，則用折線逼近。虛擬河底4、河網(wǎng)密度：

流域內(nèi)河流干支流總長(zhǎng)度與流域面積的比值稱為河網(wǎng)密度，以km／km2計(jì)。即流域平均單位面積上的河流長(zhǎng)度。表示流域內(nèi)河網(wǎng)疏密程度，反映流域匯流能力。密，匯流強(qiáng)；疏，弱。5、流域面積：

流域分水線包圍區(qū)域的平面投影面積，稱為流域面積，記為F，以km2計(jì)?？稍谶m當(dāng)比例尺的地形圖上勾繪出流域分水線．量出其流域面積。反映流域大小，是流域的主要幾何特征。式中，∑L~流域內(nèi)干支流的總長(zhǎng)度(km)；A~流域面積(km2)6、流域的長(zhǎng)度和平均寬度

流域長(zhǎng)度就是流域軸長(zhǎng)。以流域出口為中心向河源方向作一組不同半徑的同心圓，在每個(gè)圓與流域分水線相交處作割線，各割線中點(diǎn)的連線的長(zhǎng)度即為流域的長(zhǎng)度，以km計(jì)。流域面積與流域長(zhǎng)度之比稱為流域平均寬度，以km計(jì)。7、流域的平均高度和平均坡度將流域地形圖劃分為100個(gè)以上的正方格，依次定出每個(gè)方格交叉點(diǎn)上的高程以及與等高線正交方向的坡度，取其平均值即為流域的平均高度和平均坡度。8、流域自然地理特征包括流域的地理位置、氣候特征、下墊面條件等。(1)流域的地理位置。流域的地理位置以流域所處的經(jīng)緯度來(lái)表示，它可以反映流域所處的氣候帶，說(shuō)明流域距離海洋的遠(yuǎn)近，反映水文循環(huán)的強(qiáng)弱。(2)流域的氣候特征。包括降水、蒸發(fā)、濕度、氣溫、氣壓、風(fēng)等要素。它們是河流形成和發(fā)展的主要影響因素，也是決定流域水文特征的重要因素。(3)流域的下墊面條件。下墊面指流域的地形、地質(zhì)構(gòu)造、土壤和巖石性質(zhì)、植被、湖泊、沼澤等情況，這些要素以及上述河道特征、流域特征都反映了每一水系形成過(guò)程的具體條件，并影響徑流的變化規(guī)律。PP/PL/PM植被率PP=AP/A

湖泊率PL=AL/A

沼澤率PM=AM/A式中，PP、PL、PM

～分別為流域內(nèi)的植被、湖泊和沼澤面積；P～流域總面積。降雨截留量徑流R通過(guò)調(diào)查或遙感信息提取第三節(jié)降水一、降水的成因

降水是指液態(tài)或固態(tài)的水汽凝結(jié)物從云中降落到地面的現(xiàn)象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等等，其中以雨、雪為主。降水是水文循環(huán)中最活躍的因子，它是一種水文要素，也是一種氣象要素。成因:

自海洋、河湖、水庫(kù)、潮濕土壤及植物葉面等蒸發(fā)出來(lái)的水汽進(jìn)入大氣后，由于分子本身的擴(kuò)散和氣流的傳輸作用分散于大氣中?？諝庵械乃坑幸欢ǖ南薅?，在一定溫度下空氣中最大的水汽含量稱為飽和濕度。如果空氣中的水汽量達(dá)到了飽和或過(guò)飽和。多余的水汽就要發(fā)生凝結(jié)。如果地面有團(tuán)濕熱未飽和空氣，在某種外力作用下上升、上升高度越高、氣壓越低。因此，在上升過(guò)程中，這團(tuán)空氣的體積就要膨脹．在與外界沒(méi)有發(fā)生熱量交換、即絕熱條件下，體積膨脹的結(jié)果必然導(dǎo)致氣團(tuán)溫度下降。這種現(xiàn)象稱為動(dòng)力冷卻。當(dāng)氣團(tuán)上升到一定高度，溫度降到其露點(diǎn)溫度時(shí)，這團(tuán)空氣就達(dá)到了飽和狀態(tài)，再上升就會(huì)過(guò)飽和而發(fā)生凝結(jié)形成云滴。云滴在上升過(guò)程中不斷凝聚，相互碰撞，合并增大。—旦云滴不能被上升氣流所頂托時(shí)，在重力作用下降落到地面成為降水。必備條件：①充足的水汽②上升運(yùn)動(dòng)③冷卻凝結(jié)、凝結(jié)核冷卻機(jī)制上升(日間強(qiáng)烈受熱,對(duì)流,地形)接觸性冷卻(暖空氣流過(guò)冷的海面)輻射冷卻(晚上地面輻射大量流失于太空)蒸發(fā)冷卻(水由液態(tài)轉(zhuǎn)為氣態(tài)，空氣溫度下降)增加水分太大的云層有助雨的形成，而水從上面降下。在日間有強(qiáng)烈蒸發(fā)發(fā)生于水面。二、降雨的分類

按空氣抬升的原因降雨可分為：對(duì)流雨降雨的分類氣旋雨地形雨鋒面雨⑴對(duì)流雨因地表局部受熱．氣溫向上遞減率過(guò)大．大氣穩(wěn)定性降低，下層空氣膨脹上升與上層空氣形成對(duì)流運(yùn)動(dòng)。上升的空氣形成動(dòng)力冷卻而致雨稱為對(duì)流雨。因?qū)α魃仙俣瓤欤纬傻脑贫酁榇怪卑l(fā)展的積狀云。降雨強(qiáng)度大，歷時(shí)短。雨區(qū)較小。對(duì)流雨特點(diǎn)：強(qiáng)度大，歷時(shí)短，范圍小，還常伴有暴風(fēng)，雷電，故又稱熱雷雨、雷陣雨。在熱帶雨林氣候區(qū)和夏季的亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)多見(jiàn)。返回淡積云濃積云積雨云(2)地形雨空氣在運(yùn)移過(guò)程中，遇山脈的阻擋．氣流被迫沿迎風(fēng)坡上升，由于動(dòng)力冷卻而成云致雨稱為地形雨。此外，山脈的形狀對(duì)降雨也有影響。如：喇叭口、馬蹄形的地形，若它們的開口朝向氣流來(lái)向，則易使氣流輻合上升．產(chǎn)生較大的降雨．如圖2—11所示。地形雨的降雨特性．因空氣本身溫濕特性，運(yùn)行速度以及地形特點(diǎn)而異，差別較大。地形雨特點(diǎn)：地形雨多集中在迎風(fēng)坡，背風(fēng)坡雨量較少。返回地形雨形成示意圖山脈地形雨實(shí)例西安市漢中秦嶺山脈P<600mmP>800mm(3)鋒面雨基本概念：氣團(tuán)：溫度、濕度、氣壓等物理性質(zhì)比較均勻、相似的大團(tuán)空氣。根據(jù)溫度特征分為冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)，根據(jù)濕度特征分為海洋氣團(tuán)和大陸氣團(tuán)鋒面：冷暖氣團(tuán)的交界面。類型：冷鋒：冷氣團(tuán)主動(dòng)向暖氣團(tuán)移動(dòng)的鋒。暖鋒：暖氣團(tuán)主動(dòng)向冷氣團(tuán)移動(dòng)而形成的鋒。準(zhǔn)靜止鋒：勢(shì)力相當(dāng)，兩個(gè)氣團(tuán)僵持在一起形成的鋒。由于冷暖空氣密度不同、暖空氣總是位于冷空氣上方。在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，鋒面向冷空氣一側(cè)傾斜，冷氣團(tuán)總是楔入暖氣團(tuán)下部．暖空氣沿鋒面上升。由于鋒面兩側(cè)溫度、濕度、氣壓等氣象要素有明顯的差別．因此，鋒面附近常伴有云、雨、大風(fēng)等天氣現(xiàn)象。鋒面活動(dòng)產(chǎn)生的降水統(tǒng)稱鋒面雨。(3)鋒面雨暖鋒雨暖鋒：冷暖氣團(tuán)相遇時(shí)，暖氣團(tuán)較強(qiáng)起主導(dǎo)作用，暖氣團(tuán)推動(dòng)鋒面向冷氣團(tuán)一側(cè)移動(dòng)。暖鋒雨示意圖水文氣象學(xué)將鋒面二側(cè)冷暖氣團(tuán)移動(dòng)方向的不同，所形成的鋒面雨分成以下幾種類型：暖鋒雨的特點(diǎn)：雨區(qū)位于鋒線前方；降雨強(qiáng)度較小(鋒面坡度小，介于1/100~1/300，暖濕氣團(tuán)上升緩慢）；云和降雨區(qū)面積較大。在夏季，當(dāng)暖氣團(tuán)不穩(wěn)定時(shí)，也可出現(xiàn)積雨云和雷陣雨天氣。冷鋒雨:冷暖氣團(tuán)相遇時(shí)，冷氣團(tuán)較強(qiáng)起主導(dǎo)作用，冷氣團(tuán)推動(dòng)鋒面向暖氣團(tuán)一側(cè)移動(dòng)。根據(jù)冷鋒推移速度的不同，又分為慢行冷鋒和急行冷鋒兩種：緩行冷鋒：?云和雨區(qū)分布及降雨強(qiáng)度與暖鋒雨相仿；雨區(qū)位于鋒線后方。

緩行冷鋒雨特點(diǎn)：冷鋒運(yùn)移速度較慢緩行冷鋒雨示意圖冷鋒運(yùn)移速度較快，使得暖濕氣團(tuán)產(chǎn)生劇烈的上升運(yùn)動(dòng)，鋒面坡度較陡，介于1/40~1/80（41～820）。降雨在鋒線附近，降雨強(qiáng)度大歷時(shí)短、雨區(qū)窄急行冷鋒雨特點(diǎn)：急行冷鋒：急行冷鋒雨示意圖當(dāng)冷暖鋒面勢(shì)均力敵，則鋒面在一定地區(qū)來(lái)回?cái)[動(dòng)，稱為準(zhǔn)靜止鋒?；蛑敢苿?dòng)很緩慢呈準(zhǔn)靜止?fàn)顟B(tài)的鋒。準(zhǔn)靜止鋒雨示意圖準(zhǔn)靜止鋒:準(zhǔn)靜止鋒雨的特點(diǎn)：

降雨持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng)降雨強(qiáng)度比較小

雨區(qū)比暖鋒雨更廣如江淮一帶6、7月的常出現(xiàn)的陰雨天氣即為典型的準(zhǔn)靜止鋒雨。當(dāng)有三種冷暖性質(zhì)不同的氣團(tuán)（如暖氣團(tuán)、較冷氣團(tuán)、更冷氣團(tuán)）相遇時(shí)，便會(huì)產(chǎn)生兩個(gè)鋒面，此兩鋒面相遇并逐漸合并起來(lái)，原來(lái)暖氣團(tuán)被迫抬離地面，錮囚在高空，這樣形成的鋒稱作錮囚鋒。圖中：

—

冷氣團(tuán)

—暖氣團(tuán)

—更冷氣團(tuán)

(1)(4)(2)(3)錮囚鋒形成示意圖

錮囚鋒：試做天氣預(yù)報(bào)員天氣預(yù)報(bào)：冷鋒將向（）移動(dòng)，受其影響，我國(guó)黃河中下游地區(qū)將出現(xiàn)（）天氣，氣溫也將明顯（）。暖鋒將朝（）移動(dòng)，受其影響，我國(guó)吉林北部、黑龍江南部將出現(xiàn)（）天氣，氣溫將（）。我國(guó)西北在（）控制下，以（）天氣為主。東南陰雨下降北方陰雨上升反氣旋晴朗冷鋒系統(tǒng).swf？該鋒面是什么鋒？該鋒過(guò)境前、過(guò)境時(shí)、過(guò)境后是什么樣的天氣？冷鋒過(guò)境前：晴朗；過(guò)境時(shí)：陰天下雨刮風(fēng)降溫；過(guò)境后：晴朗。思考？該鋒是什么鋒？該鋒過(guò)境前、過(guò)境時(shí)、過(guò)境后是什么天氣？暖鋒過(guò)境前：晴朗；過(guò)境時(shí)：連續(xù)性降水；過(guò)境后：晴朗返回(4)氣旋雨氣旋：北（南）半球，由于地球離心力、偏向力及摩擦力的共同作用下，大氣中水平氣流呈逆（順）時(shí)針旋轉(zhuǎn)的大型渦旋。在同高度上，氣旋中心的氣壓比四周低，又稱低壓。氣旋內(nèi)的空氣作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，并向中心輻合，引起大規(guī)模的上升運(yùn)動(dòng)，水汽因動(dòng)力冷卻而致雨，稱為氣旋雨。特點(diǎn)：雨強(qiáng)、雨量大，歷時(shí)不長(zhǎng)，面積不是很大，常伴大風(fēng)。氣旋雨特點(diǎn)：降水范圍最廣，時(shí)間最久。

1)暴雨(>50mm/24h)暴雨：50~100大暴雨：100~200特大暴雨：>2002)大雨：25~50mm/24h3)中雨：10~25mm/24h4)小雨：<10mm/24h二、降雨的觀測(cè)

按降雨強(qiáng)度大小，降雨可分為暴雨、大雨、中雨、小雨四種：1、雨量器承雨器；漏斗；儲(chǔ)水瓶；

雨量杯觀測(cè)降雨量的常用儀器有：

雨量器

自記雨量計(jì)70cm20cm雨量器示意圖安裝時(shí)器口一般距地面700mm，筒口保持水平。分辨率為0.1mm。雨量器分辨率0.1mm。兩段制觀測(cè)，即每日8時(shí)及20時(shí)各觀測(cè)一次。雨季增加觀測(cè)段次。每日8時(shí)至次日8時(shí)降水量為當(dāng)日降水量。2.自計(jì)式（1）虹吸式分辨率：0.1mm降雨強(qiáng)度適用范圍：0.01～4.0mm/min（2）翻斗式分辨率：0.1mm

降雨強(qiáng)度適用范圍：

4.0mm/min以內(nèi)（3）稱重式記錄降水時(shí)全部降水的重量。優(yōu)點(diǎn)在于能夠記錄雪、冰雹及雨雪混合降水。稱重式式雨量計(jì)雷達(dá)探測(cè)氣象雷達(dá)是利用云、雨、雪等對(duì)無(wú)線電波的反射現(xiàn)象來(lái)發(fā)現(xiàn)目標(biāo)的。有效范圍：40～200km。氣象衛(wèi)星云圖極軌衛(wèi)星地球靜止衛(wèi)星：可見(jiàn)光云圖紅外云圖由于雨量觀測(cè)站觀測(cè)到的降雨量?jī)H代表其周圍小范圍內(nèi)的降水量，故稱為點(diǎn)降水量。三、降雨的特性分析點(diǎn)降水量：降雨量

為一定時(shí)段內(nèi)降落到地面上的總雨量(mm)

降雨歷時(shí)

一次降雨所經(jīng)歷的時(shí)間(天或小時(shí))；降雨強(qiáng)度

為單位時(shí)間內(nèi)的降雨量(mm/min或mm/h)；點(diǎn)降雨特性可用以下幾個(gè)特征值描述:降雨面積：指降雨籠罩的水平面上的面積，其反映雨區(qū)的大小；降雨中心：指降雨面積上降雨量最為集中且范圍較小的局部地(區(qū))點(diǎn)。

降雨量過(guò)程線：降雨量在時(shí)空上的變化特性的圖形表示：★降雨量過(guò)程線/降雨強(qiáng)度過(guò)程線：一定時(shí)段內(nèi)的降雨隨時(shí)間變化的過(guò)程，稱降雨過(guò)程。實(shí)質(zhì)是降雨強(qiáng)度過(guò)程線，一般用直方圖表示。

12345678910111213141516時(shí)間（h）雨強(qiáng)(mm/h)某站小時(shí)降雨強(qiáng)度過(guò)程線某站99年日降雨強(qiáng)度過(guò)程線②累積降雨過(guò)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。累積降雨量曲線圖③等雨量線

反映一定時(shí)段內(nèi)降水量的空間分布。根據(jù)105個(gè)測(cè)站繪制的降水量等值線根據(jù)26個(gè)測(cè)站繪制的降水量等值線面平均降水量實(shí)際生產(chǎn)上水文工作多以流域作為研究對(duì)象，面降雨量多指流域平均雨量，通常稱為面平均雨量。一般由已知的各點(diǎn)雨量來(lái)推求面雨量。該法適用于流域內(nèi)地形起伏不大，雨量站分布較均勻較密的情況。由點(diǎn)雨量估算面雨量的常用方法：

1)算術(shù)平均法Arithmeticmethod：142365式中:

pi

各雨量站同時(shí)期的降雨量(mm)；

n

測(cè)站數(shù)；p

流域平均降雨量。分水嶺2)泰森多邊形法Thiessenpolygonmethod（面積加權(quán)平分法或垂直平分法）泰森多邊形法示意圖△A5P5適用條件：①雨量站分布不太均勻；②地形起伏較大時(shí)與算術(shù)平均法相比較：泰森多邊形法適用條件寬，計(jì)算結(jié)果較合理（能充分利用資料，不但要用流域內(nèi)，而且可以用流域附近雨量站的資料）。思路：①將流域及其附近雨量站繪在地形圖上；②把相鄰雨量站兩兩連接，構(gòu)成若干個(gè)三角形(n-２個(gè)銳角三角形)；③做每個(gè)三角形各邊的中垂線，這些中垂線和流域邊界把流域劃分為若干個(gè)多邊形，每個(gè)多邊形都對(duì)應(yīng)一個(gè)雨量站；④把每個(gè)多邊形占全流域面積的比例作為權(quán)數(shù)，用對(duì)應(yīng)的雨量站雨量加權(quán)平均計(jì)算流域的平均雨量。Pi=(Pi+Pi+1)/2=（40+20）/2=30

3)降雨量等值線法isohyetallinemethod等值線法計(jì)算示意圖(單位：mm)100.670.35966.447.758.938.22020404060604040F2F3FiPiF1(=Pi)(=Pi+1)80流域邊界求流域平均降水量精度較高，適合于地形變化顯著的流域；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。等值線法的優(yōu)點(diǎn)：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)：四、中國(guó)降雨特性我國(guó)多年平均年降水量：648mm全球陸面平均降水量：800mm亞洲：

740mm按年降水量多少劃分為五個(gè)降水量帶：分區(qū)年降水(mm)分布地區(qū)1)十分濕潤(rùn)帶>1600mm東南沿海，云南西南部，廣西南部，西藏東南角，湖南、江西、四川山地2)濕潤(rùn)帶800~1600mm長(zhǎng)江中下游地區(qū)，云貴川和廣西大部分地區(qū)3)半濕潤(rùn)帶400~800mm華北平原，東北大部分，山西、陜西大部及甘肅東南部，四川西北，西藏東部4)半干旱帶200~400mm內(nèi)蒙，寧夏，甘肅，新疆西北部5)干旱帶<200mm內(nèi)蒙、寧夏、甘肅沙漠區(qū)，青海、新疆的盆地

2.55204080120160200300(cm)十分濕潤(rùn)帶1600-2000濕潤(rùn)帶半濕潤(rùn)帶半干旱帶干旱帶<200200-400400-800800-12001200-1600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(zhǎng)短在地區(qū)上有所不同。

長(zhǎng)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，但四季較均勻降水量的年內(nèi)變化我國(guó)年降水量年際變化很大，且有連續(xù)多年雨量偏多或連續(xù)多年雨量偏少的現(xiàn)象。年降水量越少的地區(qū)，其年際之間的變化越大。降水的年際變化可用各地歷年最大年降水量(Pmax)與最小年降水量(Pmax)之比值K來(lái)表示：中國(guó)降水量的多年變化特點(diǎn)?西北地區(qū)：

K>8.0

說(shuō)明豐枯變化很大。?北京地區(qū)：

1959年P(guān)=1405mm，1869年P(guān)=242mmK=1405/242=5.8?南方多雨地區(qū)：

K=1.5-3.0

說(shuō)明年際間降雨相對(duì)均勻；?北方少雨地區(qū)：

K=3.0-6.0

說(shuō)明豐枯變化較大；作業(yè)11、某流域雨量站分布情況如圖1，根據(jù)五萬(wàn)分之一地形圖用求積儀量得流域面積為87.5km2。1974年8月19日發(fā)生一次暴雨，各雨量站觀測(cè)的雨量及其對(duì)應(yīng)的泰森多邊形面積如表1，要求：補(bǔ)畫出流域上的泰森多邊形；用泰森多邊形法計(jì)算流域各時(shí)段平均雨深及日平均雨深；選用較合理的一種成果繪制降雨量過(guò)程線和累積雨量線。

表1某流域降雨資料單位：mm

雨量站降雨歷時(shí)A站6.5km2B站10.0km2C站8.9km2D站23.1km2E站8.8km2F站11.8km2G站18.4km2算術(shù)平均法泰森多邊形法0.00～4.004.00～8.008.00～12.0012.00～16.0016.00～20.0020.00～24.005.819.9118.142.422.924.71.410.875.233.823.19.61.89.157.039.127.019.97.134.242.352.834.226.32.46.848.556.033.721.81.615.870.528.025.019.83.310.871.540.417.713.3合計(jì)圖1某流域雨量站分布圖

雨水降落到地面后，當(dāng)?shù)乇頌橥杆耐寥罆r(shí)，將有一部分滲入土層，即下滲。下滲的雨水，首先進(jìn)入包氣帶，當(dāng)那里吸收的水量超過(guò)它的蓄水能力（稱蓄滿）時(shí)，多余的雨水進(jìn)入飽水帶，成為潛水和地下徑流。第四節(jié)下滲infiltration

一、包氣帶和飽和帶包氣帶：指地面與地下潛水面之間的土層，是包含有空氣的水、土三相系統(tǒng)，因此，稱包氣帶。這里的水分，水文上稱土壤水，水壓力P小于大氣壓，為負(fù)壓，P＜0。

飽和帶：指地下潛水面下邊的土層，土粒間的孔隙完全被水充滿，故稱飽和帶。這里的水在水文上稱為地下水，P≥0。

土壤固體顆粒同水分子經(jīng)常處于相互作用中，作用于土壤水的主要的力有分子力、毛細(xì)管引力和重力。它們決定了土壤水的存在形式和運(yùn)動(dòng)。土壤水通常以下列幾種形式存在于土壤中：二、土壤水（一）土壤水分存在的形式汽態(tài)水：

存在于土壤空隙中的水汽

汽態(tài)水(Vapor)

吸著水(Hygroscopicwater)土粒吸濕水:

緊束在土粒表面，不能自由移動(dòng)薄膜水：

吸附于吸濕水外部，只能沿土粒表面做微小的移動(dòng)毛管水（CapillaryWater)

毛管水:受毛管力的作用保持在土壤中的水分上升毛管水:地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分懸著毛管水:當(dāng)?shù)叵滤惠^低時(shí)，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分地表積水地下水重力水（GravitationalWater）重力水：

受重力支配不能為土壤所保持的水分氣態(tài)水：被分子力緊緊吸附在土粒表面、不能流動(dòng)、也不能為植物利用的土壤水分。但有利于微生物的活動(dòng)，對(duì)植物根系有利，數(shù)量較少，在計(jì)算中被忽略。吸著水：包括吸濕水和薄膜水。吸濕水被緊束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下移動(dòng)。薄膜水吸附于吸濕水的外部，能沿土粒表面進(jìn)行數(shù)度極小的移動(dòng)。毛管水：在毛管力作用下土壤中所能保持的那部分水分，不能在重力作用下流走。重力水：在重力作用下可以流動(dòng)的土壤水，地下水的來(lái)源。

（二）土壤含水量與分類

1.土壤含水量

土壤含水量是指包氣帶土壤含水的多少，常用單位土壤體積包含的水體體積、或包含的水體質(zhì)量來(lái)表示。水文上也用水深（㎜）來(lái)表示，稱土壤蓄水量。2.土壤水分常數(shù)：最大吸濕水量：在飽和空氣中，干燥土粒能夠吸附的最大水汽量。最大分子持水量：土粒分子力所結(jié)合水分的最大量，薄膜水厚度達(dá)最大值。

凋萎含水量（凋萎系數(shù)）：植物根系的吸力約為15個(gè)大氣壓，對(duì)于土粒吸附的吸力大于該值的水分，植物則無(wú)法利用。當(dāng)土壤水分低于這時(shí)的含水量時(shí)，植物將缺水而凋萎死亡，該土壤含水量稱為凋萎含水量。膜狀水膜狀水毛管斷裂含水量：濕潤(rùn)的土壤逐漸干燥時(shí)，毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂，此時(shí)的土壤含水量稱毛管斷裂含水量。土壤含水量低于該值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的形式向蒸發(fā)面運(yùn)移。田間持水量：土壤能夠保持而不在重力作用下流走的最大含水量，稱田間持水量。這時(shí)繼續(xù)下滲的雨水，將補(bǔ)給潛水，形成地下徑流。飽和含水量：土壤中的孔隙全部被水充滿情況下的土壤含水量。分界線為保證旱作物豐產(chǎn)和水資源的高效利用，一般要求土壤含水量在_________和________之間。

入滲一般是指大氣降水或灌溉水通過(guò)土壤表面進(jìn)入土壤從而改變土壤內(nèi)水分狀況的過(guò)程。它是水在分子力、毛細(xì)管引力和重力的綜合作用下在土壤中發(fā)生的物理過(guò)程，是徑流形成過(guò)程的重要環(huán)節(jié)之一。下滲不僅直接決定地面徑流量的生成及大小，同時(shí)也影響土壤水和地下潛水的增長(zhǎng)，影響土壤中表層流、地下徑流的生成和大小。三、下滲（一）入滲的物理過(guò)程徑流量大小？1、滲潤(rùn)階段（分子力）：下滲開始時(shí)，土壤干燥，分子力很強(qiáng)，可達(dá)10000個(gè)大氣壓，土壤分子力很快把水吸附在土粒周圍，形成薄膜水。隨著入滲的繼續(xù)，薄膜厚度增大，分子力迅速衰減到消失。（引力與距離平方成反比）下滲可分為三個(gè)階段2、滲漏階段（毛管力）：入滲水分填充了土粒間的空隙，空隙連通，形成毛管，水沿管壁運(yùn)動(dòng)，構(gòu)成彎曲面，在表面張力作用下產(chǎn)生毛管力。表面張力的合力指向無(wú)水方，使水迅速入滲。當(dāng)水逐漸填滿毛管后，毛管力消失。圖下滲曲線和下滲累積曲線3、滲透階段（重力）：毛管力消失后，只剩下重力起作用，重力穩(wěn)定向下，一直起作用，可使下滲穩(wěn)定進(jìn)行。（fc）

1、下滲率f指單位時(shí)間內(nèi)單位面積上滲入土壤中的水量（單位：mm/h或mm/min）。（二）下滲率和下滲能力2、下滲能力fp在充分供水下的下滲率稱為下滲能力（單位：mm/h）3、下滲能力曲線下滲能力隨時(shí)間的變化過(guò)程線（單位：mm/h）大小關(guān)系？fp一定？和什么有關(guān)？

4、穩(wěn)定下滲率fc土壤孔隙充滿水，下滲趨于穩(wěn)定的下滲率。下滲能力隨時(shí)程而遞減，初期很大，后期逐漸變小，最后趨于穩(wěn)定下滲量~時(shí)間曲線下滲能力~時(shí)間曲線可通過(guò)同心環(huán)實(shí)驗(yàn)證明經(jīng)驗(yàn)公式（霍頓公式）其中，下滲率f，表示在單位時(shí)間內(nèi)，單位面積上滲入土中的水量（mm/h）ft：t時(shí)刻的下滲率，f0：初始下滲率，e：自然對(duì)數(shù)的底，β：遞減指數(shù)。如何確定？f0、fc、β與土壤性質(zhì)有關(guān)，需根據(jù)實(shí)測(cè)資料或?qū)嶒?yàn)資料分析確定。下滲曲線是充分供水條件下的某地面點(diǎn)上的下滲曲線。在天然降雨條件下，在降雨初期，一般降雨強(qiáng)度是小于下滲能力的，因此在降雨初期，實(shí)際的下滲強(qiáng)度等于降雨強(qiáng)度。當(dāng)土壤含水量增加至一定值時(shí)，降雨強(qiáng)度才會(huì)超過(guò)下滲率，這時(shí)就會(huì)形成徑流。如何計(jì)算下滲量？？

1、下滲與雨強(qiáng)的關(guān)系實(shí)際入滲過(guò)程概化為以下特點(diǎn)：（三）自然條件下的下滲（1）i≥fp

即降雨強(qiáng)度在研究時(shí)段內(nèi)大于土壤入滲能力（2）i<fp即降雨強(qiáng)度在研究時(shí)段內(nèi)總是小于土壤入滲能力，實(shí)際的入滲率取決于降雨強(qiáng)度，即f(t)=i(t)。在該情況下全部降雨滲入土壤。

（3）fc＜i＜fp下滲能力下降到穩(wěn)定下滲率前，全部雨水滲入土壤當(dāng)i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)當(dāng)i(t)>fp(t)=fct>t1f(t)=fp(t)=fc2、下滲在空間上的差異性（影響下滲的因素）下滲是一個(gè)較復(fù)雜的過(guò)程，受多方面因素的影響，主要有土壤性質(zhì)、降水、植被、地表、人類活動(dòng)影響。土壤：土壤特性空間分布的差異、植被、坡度及土地利用情況（人類活動(dòng)如水土保持、植樹造林、平整土地、農(nóng)田基本建設(shè)和都市化等）的不同；降雨：降雨時(shí)間和空間上分布不均勻性和強(qiáng)度差異。土壤含水率及土壤蒸散發(fā)在空間上的差異；由于空間的變異性，實(shí)際入滲情況要比以上分析單點(diǎn)的入滲復(fù)雜的多。如在研究流域入滲問(wèn)題時(shí)，需要進(jìn)行物理上的概化。

四、地下水存在于地表以下巖土的孔隙、裂隙和洞穴中的水。地表以下含水的巖土可分兩個(gè)帶。上部為包氣帶（非飽和帶），該帶巖土的空隙中除水以外還包含空氣。下部為飽水帶（飽和帶），巖土的空隙被水充滿。水文學(xué)中把地下水面以下飽和帶中的水稱作地下水。

（一）地下水分類根據(jù)埋存條件，地下水又可以分為以下二類：1、包氣帶水：它是地面以下，潛水位以上未被水飽和的巖土層中的水。具有自由水面的重力水。2、潛水：潛水是指埋存于地表以下，第一個(gè)連續(xù)穩(wěn)定的隔水層以上具有自由水面的重力水。它主要的補(bǔ)給來(lái)源是降水和地表水的滲入。3、承壓水：承壓水是充滿于上下兩個(gè)隔水層之間的含水層中的地下水，它承受一定的壓力，當(dāng)鉆孔打穿上覆隔水層時(shí)，水能從鉆孔內(nèi)上升到一定的高度。

（二）潛水的特點(diǎn)1）它具有自由水面（潛水面）通過(guò)包氣帶與大氣相通，因此潛水可以直接受到降水和地表水的補(bǔ)給，另一方面也可以通過(guò)蒸發(fā)、植物散發(fā)方式從包氣帶垂向向大氣排泄。2）潛水大致沿潛水位較高處向水位較低處流動(dòng)，由于地形切割或巖性變化，潛水流可集中排泄于地表成泉，稱作下降泉。潛水流還可分散泄流進(jìn)入河、湖或海中。

（三）承壓水的特點(diǎn)具有承壓性質(zhì)，含水層可明顯地分為補(bǔ)給區(qū)、承壓區(qū)及排泄區(qū)三個(gè)部分。1、補(bǔ)給區(qū)：補(bǔ)給區(qū)的上部沒(méi)有隔水層，該區(qū)地下水具有自由水面，實(shí)際上是潛水，它直接接受降水及地表水的補(bǔ)給。2、承壓區(qū)：系指隔水頂板以下，被水充滿的含水層。其主要特征是：a、承受靜水壓力具有壓力水頭；b、由于承壓區(qū)與補(bǔ)給區(qū)在地域上不一致，故其性質(zhì)受當(dāng)?shù)貧庀笏囊蛩赜绊戄^小，參與水文循環(huán)遠(yuǎn)不如潛水積極，因此水量不易補(bǔ)充恢復(fù)。

3、排泄區(qū)：指承壓水流出地表或流向潛水的地段。承壓水常以地表水、潛水、泉水的形式排出。面平均降水量：算術(shù)平均、泰森多邊形、等雨量線等。土壤水下滲（過(guò)程、規(guī)律）地下水2.5蒸散發(fā)

一、概述蒸發(fā)是水汽從水面、冰面或其他含水物質(zhì)表面逸出的過(guò)程。它屬于水由液態(tài)或固態(tài)變?yōu)闅鈶B(tài)的相變。蒸發(fā)是氣象要素之一。在自然界中，蒸發(fā)是海洋和陸地水分進(jìn)入大氣的唯一途徑，是地球水文循環(huán)的主要環(huán)節(jié)之一。流域蒸發(fā)包括：水面蒸發(fā)：蒸發(fā)面為水面時(shí)稱為水面蒸發(fā)；土壤蒸發(fā)：蒸發(fā)面為土壤表面時(shí)稱為土壤蒸發(fā)；植物散發(fā)：蒸發(fā)面是植物莖葉則稱為植物散發(fā)。

水面蒸發(fā)：水面蒸發(fā)是指在自然條件下，水面的水分從液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)進(jìn)出水面的物理過(guò)程，可概括為水分汽化和水分?jǐn)U散兩個(gè)階段。用以反映當(dāng)?shù)卣舭l(fā)能力的一個(gè)指標(biāo)。二、水面蒸發(fā)蒸發(fā)量的大小可用二個(gè)特征量表示：蒸發(fā)量：某個(gè)時(shí)段內(nèi)單位面積蒸發(fā)的水量。蒸發(fā)率／蒸發(fā)強(qiáng)度：指單位時(shí)間內(nèi)的蒸發(fā)量。

確定水面蒸發(fā)量通常有兩種途徑：對(duì)水面蒸發(fā)進(jìn)行實(shí)測(cè)；(器測(cè)法)通過(guò)氣象觀測(cè)資料進(jìn)行計(jì)算。(計(jì)算法)水面蒸發(fā)的觀測(cè)（充分供水條件下）：⑴器測(cè)法（用蒸發(fā)器進(jìn)行測(cè)定）蒸發(fā)器類型有：1φ-20型，φ-80型2E-601型3大型蒸發(fā)池(A=20m2和A=100m2兩種)。每日8時(shí)觀測(cè)一次，得日蒸發(fā)量；月蒸發(fā)量年蒸發(fā)量

1)器測(cè)法用蒸發(fā)器或蒸發(fā)池觀測(cè)水面蒸發(fā)。

E=kE`式中，E為天然水面蒸發(fā)量；E`為蒸發(fā)器實(shí)測(cè)蒸發(fā)量；k為蒸發(fā)器折算系數(shù)。蒸發(fā)器直徑61.8cm，外圈直徑161.8cmE601蒸發(fā)器讀數(shù)均為同期的觀測(cè)數(shù)據(jù)，K值隨蒸發(fā)皿類型、地區(qū)環(huán)境、季節(jié)的不同而異，可從各地的水文手冊(cè)查出，如：東北地區(qū)：K=0.9；長(zhǎng)江流域：K=0.8大型蒸發(fā)池直徑超過(guò)3.5m，面積超過(guò)100m2；觀測(cè)數(shù)據(jù)與天然蒸發(fā)量基本一致。套盆100cmΦ蒸發(fā)盆80cm水面指針靜水圈2)間接法之經(jīng)驗(yàn)公式法常用的經(jīng)驗(yàn)公式為：E=f(u)(es-ez)式中，E為天然水面蒸發(fā)量；

u為水面上某高處風(fēng)速；

es為水面溫度下的飽和水汽壓；

ez為距水面上z處的水汽壓，(es-ez)為飽和汽壓差；函數(shù)f，不同地區(qū)，形式不一樣。反映風(fēng)速、氣溫、湍流等氣象因子對(duì)蒸發(fā)的影響。彭曼公式：

土壤蒸發(fā)：土壤中的水分通過(guò)空隙上升和汽化以水汽形式從土壤表面進(jìn)入大氣的過(guò)程。土壤蒸發(fā)過(guò)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)(結(jié)構(gòu)、色澤等)、土壤中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有關(guān)。三、土壤蒸發(fā)土壤蒸發(fā)持續(xù)進(jìn)行的條件：

經(jīng)常有熱量到達(dá)土面，以提供水分汽化所需的汽化熱；氣溫

土面的水氣壓高于大氣的水氣壓；風(fēng)速，飽和水汽壓差(es-ez)

土面能從土壤內(nèi)部本身獲取到水分。(裸露)土壤水分蒸發(fā)過(guò)程：第1階段：大氣蒸發(fā)力控制階段（蒸發(fā)率不變過(guò)程），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。

EE

第2階段：（土壤導(dǎo)水率控制階段/蒸發(fā)率降低階段），在該階段由于含水率低于土壤某含水量值（田間持水率），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。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，則第二階段結(jié)束。E田間持水量水量持續(xù)減少水量持續(xù)減少

第3階段（擴(kuò)散控制階段）土壤表層變干，蒸發(fā)發(fā)生在干土層下面的濕潤(rùn)土層，蒸發(fā)形成的水汽以擴(kuò)散作用通過(guò)干土層逸入大氣中。當(dāng)土壤濕度達(dá)到某一臨界值(凋萎系數(shù))時(shí)，蒸發(fā)則基本停止。氣象因素不變則E恒定氣象因素不變則E近似與土壤含水量W成正比，線性關(guān)系氣象因素與土壤含水量W對(duì)E作用都不大，蒸發(fā)緩慢毛管斷裂含水量常用稱重式土壤蒸發(fā)皿，其根據(jù)水量平衡原理來(lái)確定土壤蒸發(fā)。該方法適合于點(diǎn)的測(cè)定。計(jì)算公式見(jiàn)后土壤蒸發(fā)量的測(cè)定：確定土壤蒸發(fā)量通常也有兩種途徑：①利用儀器直接測(cè)定:GEPRq式中:E～觀測(cè)時(shí)段內(nèi)土壤蒸發(fā)量(mm)

G1、G2～時(shí)段初和時(shí)段末筒內(nèi)土樣的重量(g) P～降水量(mm)

R～徑流量(mm)

q～滲漏量(mm)0.02～換算系數(shù)(500cm2為蒸發(fā)皿的蒸發(fā)面積)根據(jù)所測(cè)定的有關(guān)數(shù)據(jù)，按水量平衡對(duì)土壤蒸發(fā)建立公式計(jì)算求得：GEPRq

其中：Rs

～來(lái)自太陽(yáng)與天空的短波輻射的射入通量；

Rsρ～表示地球表面反射的短波輻射，ρ為反射率；Rl～表示長(zhǎng)波輻射的凈通量等于來(lái)自天空的長(zhǎng)波輻射與地表反射和發(fā)射的長(zhǎng)波輻射之差；②根據(jù)熱量平衡及土壤水動(dòng)力學(xué)原理對(duì)土壤蒸發(fā)

建立理論或半經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算求得式中，Rn～凈輻射，Rn=Rs(1-ρ)+RlLEt～散發(fā)作用中所吸收的能量。H～加熱空氣的能量，稱顯熱或感熱；G～用于加熱土壤的能量，稱為熱的儲(chǔ)存率。（單位：卡/d·cm2）

式中，Et

～水汽通量密度(g/cm2·sec)

Kv

～水汽渦流傳導(dǎo)系數(shù)(cm2/sec)

Z～高度(cm)

ρa(bǔ)～空氣的密度(在20oC和1013毫巴時(shí)為1.2×10-3g/cm3)

～水的分子量與空氣分子量之比(0.622)

Pa～大氣壓(毫巴)

e

～空氣的水汽壓(毫巴)③空氣動(dòng)力學(xué)法(剖面法，應(yīng)用紊流傳導(dǎo)方程)

植物散發(fā)（蒸騰）：在植物生長(zhǎng)期，水分從植物葉面和技干逸入大氣的過(guò)程。四、植物蒸散發(fā)植物散發(fā)影響條件：氣象因素：溫度、濕度、日照及風(fēng)速等土壤含水量：充分供水及非充分供水植物生理?xiàng)l件：種類及生長(zhǎng)階段生理上的差別，如針葉、闊葉。在水文學(xué)中認(rèn)為水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)是不可分割的，故統(tǒng)稱為陸面蒸發(fā)。陸面蒸發(fā)與土壤的結(jié)構(gòu)、含水量以及植物覆蓋的情況有關(guān)?？紤]植物散發(fā)計(jì)算：Penman-Monteith公式（1965）

流域總蒸發(fā)包括：流域內(nèi)的水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物散發(fā)的總稱。又稱流域蒸散發(fā)。在水文學(xué)中，通常指這些蒸發(fā)量的總和。陸地上的年降水量有60～70％通過(guò)蒸發(fā)和散發(fā)返回大氣，因此總蒸發(fā)是水文循環(huán)的重要組成要素，它是干旱和半干旱地區(qū)水文循環(huán)中陸相排水(通過(guò)陸地排泄)的主要水文過(guò)程。從水量損失角度來(lái)說(shuō)，總蒸發(fā)是降雨徑流形成過(guò)程中唯一損失，是流域水量平衡計(jì)算中重要項(xiàng)目之一。流域總蒸發(fā)不是靠實(shí)測(cè)而是通過(guò)估算求得。五、流域總蒸發(fā)量

總蒸發(fā)量估算方法：①水量平衡法：根據(jù)降水、徑流、流域蓄水量變化等資料估算總蒸發(fā)量。在資料充分而可靠的條件下，它是較好的估算方法，常用來(lái)推求多年平均總蒸發(fā)量，有較高的精度。②模式計(jì)算法：根據(jù)土壤含水量的垂直分布，流域總蒸發(fā)量的計(jì)算用一層模式、兩層模式和三層模式。一層模式把可蒸發(fā)層作為一個(gè)整體，并認(rèn)為蒸發(fā)量同該層土壤含水量成正比。

2.6

徑流徑流的含義：指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二個(gè)途徑流入河系，再流出流域出口斷面的水流，這樣的物理過(guò)程稱作徑流形成過(guò)程徑流形成過(guò)程。有時(shí)也指它的量，即在一定時(shí)段內(nèi)通過(guò)某一河流斷面的水量，稱徑流量徑流量。徑流是水文循環(huán)的一個(gè)重要環(huán)節(jié)，是河流水文情勢(shì)變化的根本因素。徑流量是水量平衡的基本要素之一。tPQt流域蓄滲指降雨的雨水耗于植物截留、下滲和填洼等綜合過(guò)程。降雨形成地面徑流之前，在流域中會(huì)被以上幾個(gè)方面所消耗，不參與徑流的形成：一、徑流形成過(guò)程可概化為二個(gè)過(guò)程：1、產(chǎn)流過(guò)程（流域蓄滲過(guò)程）（2）土壤蓄水量S指降雨入滲過(guò)程中被土壤吸附存儲(chǔ)于土壤孔隙中的水量。（1）

植物截留量

Is降雨被植物莖葉攔截的現(xiàn)象稱截留，APIS

S最大是多少？Is去哪里了？V以上各種量不參與徑流的形成，統(tǒng)稱為:雨量的損失量或地面滯留量。（3）填洼量Vd水分停蓄在地面洼陷處稱填洼。（4）雨間蒸散發(fā)量E降雨形成的徑流量/凈雨量徑流量(凈雨量)=降雨量-損失量?jī)粲炅堪ǘ€(gè)方面：

地面徑流R

地下徑流

Rg

壤中徑流/表層流

Rin

指下滲的雨水，一部分滯蓄在土壤中；一部分繼續(xù)向下運(yùn)行，遇到相對(duì)不透水層時(shí)，形成沿不透水層面的表層流。（1）地面徑流R

包括:坡面漫流Rs

指沿流域坡地成片連續(xù)流動(dòng)的水流。PRsRin（2）地下徑流Rg包括：a.淺層地下徑流Rgs下滲水流到達(dá)地下水面后，則形成：指潛水面以下和第一個(gè)不透水層以上的含水層中的水流，亦稱作無(wú)壓地下水。b.深層地下徑流

R