工程水文学-第二章

1第二章

流域径流形成过程上海大学土木工程系武亚军2第二章流域径流形成过程概述河流与流域降水土壤水、下渗与地下水蒸散发径流3水文循环与水量平衡水文循环水圈：地球上以气、液、固形式分布于大气、海洋、陆地和生物体内的水构成了水圈。水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程。水量平衡陆地水量平衡海洋水量平衡整体平衡4水文循环5一个大循环两个小循环外循环和内循环6水循环地球上水体的四种运动方式：蒸发、降水、渗流与径流。地球上水体通过蒸发、水汽输送、降水和径流四个环节进行着交换。7地球上的水量平衡水量平衡原理：在水循环过程中，对任一区域、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。I-O=⊿SI—给定时段内输入该区域的总水量；

O—给定时段内输出该区域的总水量；⊿S—时段内区域蓄水量的变化量。8以大陆为对象水量平衡以地球的整个大陆作为研究范围的平衡方程式为：Pc-R-Ec=⊿ScPc—大陆上的降水量；

Ec—大陆上的蒸发量；

R—流入海洋的径流量(包括地面和地下径流量)⊿Sc—大陆在研究时段内蓄水量的变化量9以海洋为对象水量平衡以地球的整个海洋作为研究范围的平衡方程式为：Po+R-Eo=⊿SoPo—海洋上的降水量；

Eo—海洋上的蒸发量；

R—流入海洋的径流量(包括地面和地下径流量)⊿So—海洋在研究时段内蓄水量的变化量10整体平衡水体长期循环中有如下平衡：对于大陆：对于海洋：对于整个水圈来说全球多年平均降水量=平均蒸发量112.1概述径流：降水形成的沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等处流动的水流。地表径流：沿着地面流动的水流；地下径流：沿着土壤、岩石孔隙流动的水流；河川径流：水流汇集到河流后，在重力作用下沿着河道流动的水流；12河川径流河川径流主要来源是大气降水降水降雨和降雪以降雨为来源的河川径流为降雨径流以融雪为来源的河川径流为融雪径流13流域、河流、降水等关系降水、下渗、蒸发是地球上水文循环中最活跃的因子，也是径流形成的主要影响因素。流域是降水的承受面，也是蒸发的逸出面，也是径流形成的下垫面。流域的最主要功能是将降水转化为径流，流域的基本特征是形成径流量大小及其变化过程的重要影响因素。河流是径流的通道，在水文循环过程中，河流是陆地和海洋之间进行水量横向交换的路径之一。142.2河流与流域河流的形成地面径流：降落到地面的雨水，除下渗、蒸发等损失外，在重力作用下沿着一定的方向和路径流动。降水地面径流溪流河流河谷：河流流径的谷地河床(河槽)：河谷底部有水流的部分面向下游，左边称左岸，右边称右岸15河流纵向剖面河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。河源：河流的发源地；上游：紧接河源，坡陡流急，常有急滩或瀑布；中游：河面坡度渐缓，但积淤不明显；下游：河流最下段，一般为平原区，积淤明显；河口：河流的终点，大量积淤，往往形成三角洲，注入海洋或内湖泊的地方。16河流纵向剖面河源河流的发源地上游紧接河源,坡陡流急,常有急滩或瀑布中游河面坡度渐缓,河床稳定,积淤不明显下游河流的最下段,一般处于平原区,积淤明显河口河流的终点,大量积淤,往往形成三角洲(长三角,珠三角)17河流的基本特征-河流长度河流长度：从河源沿主河道至河口的距离，简称河长，表示为L，单位km。河流的平面形态山区河流：平面形态复杂，河岸陡峭曲折不齐，多急弯卡口，宽窄相间，等深线变化大。平原河流：微弯型、分叉型、蜿蜒型和散乱型，在凹岸，水深较大，为深槽；凸岸则形成浅滩。两反向河湾之间直段，水深较浅，为浅槽，深浅呈有规律的交替出现。18河流的基本特征-平面形态19河流横断面横断面：垂直于水流方向的断面主槽：枯水期水流所占部分为基本河床滩地：洪水泛滥所及部分为洪水河床过水断面：河流横断面内通过水流的部分单式断面：只有主槽而无滩地复式断面：即有主槽又有滩地20河流纵断面纵断面：中泓线：河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线，又称溪线纵断面：沿中泓线的断面，可以反映河床的沿程变化。河底LZ2Z121河流的基本特征2河道的纵比降落差：任意河段两端(水面或河底)的高差。河道的纵比降(又称为坡度)：单位河长的落差。特点:沿程各河段的比降都不同，自河源向下游方向逐渐减小。水面比降：变化比较大河底比降：比较稳定22河道的纵比降23河道的比降直线情况曲线情况24水系水系：河流中的溪涧、小沟、支流、干流和湖泊等构成的脉络相通的系统，又称河系。干流：水系中直接流入海洋、湖泊的河流。支流：流入干流的河流。25河流分级1级河流2级河流干流分水线26河流分级法:斯特拉勒法直接发源于河源的小河流为一级河流；两条同级别的河流汇合而成的河流级别比原来高一级；两条不同级别的河流汇合而成的河流的级别为两条河流中的较高者；干流是水系中的最高级别的河流。27流域流域：汇集地面水和地下水的区域，指分水线包围的区域。分水线(分水岭)：当地形向两侧倾斜，使雨水分别汇集到两条不同的河流中去，这一地形上的脊线起着分水的作用，是相邻两流域的界线。秦岭即为长江与黄河的分水岭：秦岭以南的雨水流入长江，秦岭以北的雨水流入黄河。

28分水线地面分水线地下分水线29分水线30流域基本特征1流域面积：分水线所包围区域的平面投影面积，用F表示，km2河网密度:

流域内河流干支流总长度与流域面积的比值，km/km2流域长度:指流域轴长。流域平均宽度:流域面积与流域长度之比。流域形状系数:流域平均宽度与流域长度之比。31流域轴长(流域长度)图中紫色连线32流域基本特征2流域的平均高度及平均坡度：将流域地形图划分为100个以上的正方格，依次定出每个方格交叉点上的高程以及与等高线正交方向的坡度，其平均值即为平均高度和平均坡度。33流域基本特征3流域的自然特征流域的地理位置(用该处的经纬度表示)流域的气候特征流域的下垫面条件人类活动类型与程度反映流域所处的气候带、距离海洋的远近和水文循环的强弱包括降水、蒸发、气温、风等，决定流域的水文特征指流域的地形地貌、地质构造、岩土性质、植被、湖泊等，反映了水系条件天然情况下水文循环无法满足人类的需求时,兴修水利,植树造林,水土保持,城市化等，这些活动改变了下垫面条件。342.3降水降水：是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象，如雨雪霰雹露霜等，以雨雪为主。降水主要是指降雨。降水是一种水文要素，也是一种气象要素，故它为水文学和气象学共同研究的对象。降水的衡量指标：降水量、降水历时、降水强度、降水面积及暴雨中心等。35降水量降水量：指一定时段内降落在某一面积上的总水量，用降落到地面上相应的水层深度表示，mm。日降水量：指一日内的降水总量，一般分为7级。暴雨：日降水量达到和超过50mm的降水。36降水量等级表24h雨量(mm)<0.10.1~1010~2525~5050~100100~200>200等级微量小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨表2-1北京2012.7.21降雨等级37降水历时和降水强度等降水历时：是指降水持续的时间。计为min、h或d。降水强度：是指单位时间的降水量。又称雨率。mm/min或mm/h。降水面积：降水笼罩的平面面积。km2。暴雨中心：暴雨集中的较小的局部地区。382.3.1与降水有关的气象因素降水是发生在对流层内的一种自然现象。对流层是地球大气中最低的一层，云、雾、雨、雪等天气现象都出现在这一层，厚度约8~18km。39对流层0~1.5km为下层，又称摩擦层或扰动层，该层受地面热辐射和扰动影响显著；1.5~6km为中层，大气中云和降水大都产生在这一层；6~8(18)km为上层，上层水汽含量很少，气温常在0oC以下。40对流层的特点气温随高度增加而降低(0.65oC/100m)对流层主要从地面获得热能，使它具有强烈的上升和下降的气流，即气流的对流运动，一般低纬度较强，高纬度较弱；夏季强，冬季弱；1%的厚度集中了3/4质量的大气及全部水汽。地表特性对对流层影响较大，湿度、温度等分布不均匀。41与降水有关的几个气象因素云对流层风气温蒸发湿度气

压42气温气温：表示空气冷热程度的物理量气温的高低取决于空气吸收太阳辐射热能的多少。大气直接吸收太阳辐射的能力很差。43大气升温过程对流层H20，CO2吸收长波使大气增温，再逆辐射使地面增温地面吸收短波辐射热增温,再发出长波辐射气温直减率g=0.65oC/100m接近地面的大气温度较高，距地面越高，气温越低，平均每升高100m，气温约下降0.65oC44气压气压：单位面积上所承受大气的重力。气压数值上为单位面积上所受的该高度以上大气的重量，以hPa计。气压随高度增加而减小，由于大气密度不是常数，故气压与高度不是线性关系。气压场：气压的空间分布。等压面：空间上气压相等的点组成的曲面。等压面上各点的高度是不同的，用位势高度表示，单位为位势米。等高线：某等压面上的等位势高度线。45等位势高度线(等高线)46地面气压场地面气压场用地面天气图表示。地面天气图：是将各地气象站在同一时刻测得的气压，换算为海平面上的数值，再勾绘等压线来表示各地气压高低情况。气压分布的基本形式(气压系统)：高气压、低气压、高压脊、低压槽、鞍形气压区高气压：越往中心气压越高(晴朗天气)，闭合等压线高压脊：中间高两侧低(脊线)，不闭合等压线低气压：越往中心气压越低(阴雨天气)，闭合等压线低压脊：中间低两低高(槽线)，不闭合等压线鞍形气压区：两高气压和两低气压中间区域。47气压分布型式(5个气压系统)高气压高气压低气压低气压48天气系统不同的气压系统天气是不同的。高气压区天气晴朗，低气压低压槽和鞍形气压区都可能降水。天气系统：气压系统在不断地运动着，一个地方的天气变化是由大气中一个个移动的大大小小的气压系统引起的，这些系统称为天气系统。天气系统在不断变化、演化，不同天气系统组合形成了复杂多变的天气。49风对流：大气的垂直运动风：大气近似水平的运动风：风为矢量，由风向和风速表示。(风速与风力的关系用蒲福风级表2-2表示)风的形成：风是由气压不同引起的，大气由高气压向低气压流动的过程。(由气压梯度G的推动)50地转偏向力地转偏向力：地球上运动的物体都受到一种力的影响，这种力在北半球促使物体向右偏，在南半球促使物体向左偏，并且地球自转偏向力随地理纬度的降低而减小，在赤道地区为零。地球自转偏向力对水流和气流的水平运动影响最为突出。51地转偏向力的原理地球是自西向东旋转的，赤道地区旋转的线速度最大，随着纬度越高，线速度越来越小，到了极点减为零。设想空气或洋流从低纬度地区移向北极：在最初，空气或洋流具有与源地相同的向东的速度；当接近极点时，地球转动线速度几乎为零，而这股空气或洋流由于惯性，仍保持着它原来的向东的速度，于是它会相对于北极转向东面。这样，即使空气以相当直的路线向极地方向前进，相对于地球，它看起来却是同时朝东偏转，即相对于空气出发时的方向向右偏转。52地转偏向力空气自极地向赤道方向移动时，空气向东的速度很小。向赤道方向移动过程中仍保持原来很小的向东的速度，而地球向东的线速度一直在增大，于是，空气相对于地球向西偏转，相对于空气的出发时的方向，也向右偏转了。在南半球同理可推出是向左偏转了。53地转偏向力水流：地球自转偏向力对河流的影响表现为，在北半球，从南向北流的河流，河水冲刷东岸；从北向南流的河流，河水冲刷西岸。这样使自然河道右岸冲刷，左岸堆积，结果造成河床“摆动”，形成河弯，也造成了地球上南北流向河流的河谷不对称(冲刷右岸)。气流：赤道两边地区的气流向赤道方向流动时，假如没有这种偏向力的影响，赤道以北应该经常刮北风，赤道以南应该经常刮南风。但是由于受到地转偏向力的作用，风向发生了改变，赤道以北向右偏，形成了东北风；赤道以南向左偏，形成了东南风。地球自转偏向力对天气系统的影响也尤为重要。54地转偏向力在热带海洋的表面，受气压梯度力和地转偏向力的共同影响，会使水蒸气生成最严重的自然灾害─热带气旋(热带风暴、台风、飓风)，其发生频率之高、累积损失之大，远远超过了地震带来的灾害。另外，大气运动和近地面风带造成海洋水体运动，形成规模很大的洋流。55辐合与辐散低压区：气压差、地转偏向力和摩擦力三者作用使得气流从高压地带向低压地带斜穿过等高线，向低压区中心逆时针运动，称为辐合，其流场称为气旋性流场。高压区：气压差、地转偏向力和摩擦力三者作用使得气流从高压地带向低压地带斜穿过等高线，离开高压区中心顺时针运动，称为辐散，其流场称为反气旋性流场。56风向风向：指风的来向，16个方位，22.5度一个。季风：随季节变化的风。影响我国降水的风主要是季风，在我国，夏季，风自海洋吹入大陆，引起夏季的暴雨洪水；冬季，风自大陆吹入海洋，盛行西北风或东北风，形成寒冷少雨的天气。57湿度湿度：大气中水汽的含量。表示方法：水汽压e绝对湿度a与相对湿度f露点Td比湿q58水汽压水汽压e:指空气中的水汽含量，用hPa(百帕)表示。饱和水汽压E:在一定温度下，空气中所含水汽量的最大值。特点：饱和水汽压随气温而变化，气温越高，空气中饱和水汽压越大，反之越小。特点：在一定温度下，饱和水汽压E与空气中的实际水汽压之差E-e，称为饱和差，若实际水汽压超过饱和水汽压，多余的水汽就会发生凝结。59绝对湿度与相对湿度绝对湿度a：单位体积空气中所含的水汽质量，也即空气中水汽的密度，g/m3。相对湿度f

：空气中的水汽压与同温度下饱和水汽压的比值f=e/E*100%60露点Td露点Td：水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水汽压时的温度。气压一定时露点的高低只与空气中的水汽含量有关，水汽含量越多，露点越高。当空气达到饱和时，露点和气温相等。由于空气经常处在未饱和状态，露点常比气温低，根据气温与露点之差t-Td，就可以判断空气的饱和程度。61比湿q比湿q：在一团湿空气中，水汽质量与该团空气的总质量之比。水汽是降水的必要条件，尤其是大暴雨必须具备充沛的水汽条件。据分析，发生大暴雨时在700hPa高度上，比湿大多数大于8g/kg，比湿小于5g/kg，一次暴雨也没有出现过。62云云：由大气中的水汽凝结或凝华产生的。按云底的高度和性状分类：高云族：在6000m以上，包括卷云、卷层云，卷积云，由小冰晶结成，一般不会降水。中云族：在2500~6000m之间，包括高层云、高积云，由水滴、过冷却水滴和冰晶结成，其中高层云常有雨雪产生。低云族：在2500m以下，包括积云、雨层云、层云，由水滴结成，一般都会有降水，雨层云有连续雨雪。直展云族：包括积云、积雨云，云底在1000~2500m,云顶可达到高云的高度，积雨云常有雷阵雨、伴有狂风、冰雹。63蒸发水汽是产生降水的必要条件，而水汽是从海洋、河流、湖泊、土壤及植物表面等蒸发出来的，所以蒸发过程是水汽进入大气的过程。是形成降水的一个重要环节。64作业径流的概念?简述斯特拉勒河流分级法。简述空气气温升高过程。气压系统有哪些，分别与什么样的天气相对应？北半球地转偏向力使运动物体向___偏移，河流一般侵蚀___岸。表示空气中湿度的指标主要有哪些？652.3.2降水的形成与分类降水的形成降水的分类66重要概念饱和湿度：空气中的水汽含量有一定的限度，在一定温度下空气中最大的水汽含量。凝结：空气中的水汽量达到了饱和或过饱和，多余的水汽就会发生凝结。潜热：相变潜热的简称，指单位质量的物质在等温等压情况下，体积发生变化，从一个相变化到另一个相吸收或放出的热量。动力冷却：在某种外力作用下，气团上升，体积膨胀，在绝热条件下体积膨胀必然导致气团温度下降。67降水的形成降水的形成：当湿热未饱和团上升到一定高度后，周围压力降低，体积膨胀，温度降低，当温度降低到其露点温度(该团空气达到了饱和状态)，再继续上升发生凝结形成云滴，云滴在上升过程中不断凝聚，相互碰撞，合并增大，一旦云滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降落到地面形成降水。降水形成三要素：水汽上升运动冷却凝结68绝热过程绝热过程任一气块与外界无热量交换时的状态变化过程(可逆过程)。干绝热过程上升气块内既没有发生水相变化，又没有与外界发生热量交换的过程。湿绝热过程气块中的水汽凝结后(有水相变化)，凝结的水滴或冰晶仍保留在气块中随气块作垂直运动。假绝热过程气块中的水汽凝结后(有水相变化)，凝结的水滴或冰晶全部脱离气块降落于地面成为降水(不可逆，非真正的绝热过程)。

降水的天气过程接近于假绝热过程69空气的绝热变化空气的绝热变化：与外界不发生热量交换而引起的空气温度的变化。气温直减率(γ)：周围空气气温随高度的变化率，γ=0.65℃/100m。干绝热直减率(γd)：干空气或未饱和湿空气在绝热上升或下沉过程中温度随高度的变化率。γd≈1℃/100m。湿绝热直减率(γm)：饱和状态的湿空气在绝热上升或下沉过程中的温度随高度的变化率。γm=0.3-0.6℃/100m。70降水的分类当湿热空气在某种外力作用下被抬升作强烈的上升运动时就会促使空气冷却，导致降水。故降水可按照空气抬升形成动力冷却的原因分类：对流雨地形雨锋面雨气旋雨71对流雨对流雨：因地表局部受热，气温向上递减率过大，大气稳定性降低，下层空气因受热密度变小而上升，上层空气因温度低密度较大而下沉，形成对流运动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。特点：上升速度快，形成的云多为垂直发展的积状云，降雨强度大、历时短，常伴有暴风、雷电，又称雷阵雨。由于上升气流处形成云，下沉处不会形成云，造成云块之间有空隙，呈孤立分散状态，因而雨区较小。72地形雨地形雨：空气在运移过程中，遇山脉的阻挡，气流被迫爬坡上升，由于动力冷却而成云致雨称为地形雨。山脉的形状对降雨也有影响，如喇叭口、马蹄形地形，若它们开口朝向气流来向，易使气流辐合上升，产生较大降雨。特点：因空气本身温湿特性、运行速度及地形特点而异,差别较大.73地形雨74地形雨当气流经过山脉时，沿迎风坡上升冷却，在所含水汽达饱和之前按干绝热过程降温(1/100)，达饱和后相对湿度达到100%，按湿绝热直减率增温(0.6/100)，凝结出来的水滴在山的迎风面形成云，空气继续不断上升会产生雨和雪，从山的背风面看上去可看到山脊上形成一堵云墙，而它的后面则是蓝天。75地形雨过后地形雨过后，空气继续前行。气流翻过山岭时在背风坡绝热下沉。接下来会发生什么？？76地形雨之后77地形雨之后78焚风效应过山后空气沿背风坡下沉，按干绝热直减率增温，故气流过山后的温度比同高度上的温度高得多，湿度也显著减少，形成焚风。焚风可造成融雪、洪水泛滥，甚至森林火害等灾害，但也可促使作物、水果早熟、及早提供青草。如天山南坡、太行山东坡，大兴安岭东坡等。欧州的阿尔卑斯山(德国、奥地利、瑞士山谷)、北美的落基山等。79锋面雨锋面(锋区)、锋线(锋)：两个温湿特性不同的气团相遇时，在其接触区由于性质不同、来不及混合而形成一个不连续面，称为锋面。所谓不连续面实际上是一个过渡区，又称为锋区。锋面与地面的交线称为锋线，习惯上又称为锋。长度：几百公里到几千公里高度：1~10公里以上。80锋面雨锋面雨：暖空气总是在冷空气上方，由于锋面两侧温度、湿度、气压等气象要素有明显的差别，因此，锋面附近常伴有云、雨、大风等天气现象，锋面活动产生的降水统称为锋面雨。我国南方的梅雨是典型的锋面雨。四种主要气团：冰洋气团、极地气团、热带气团和赤道气团。存在极锋、副热带锋和赤道锋三种主要的行星锋带，决定着各地雨季的起始和终止。81锋面类型锋面随冷暖气团的移动而移动，按运动学观点分为冷锋、暖锋、静止锋和锢囚锋。冷锋：冷气团主导，推动锋面向暖气团一侧移动。暖锋：暖气团主导，推动锋面向冷气团一侧移动。静止锋：冷暖气团势均力敌，在某一地区停滞少动或来回摆动的锋。锢囚锋：当三种热力性质不同的气团相遇，如冷锋追上暖锋，或两条冷锋相遇，暖空气被抬离地面，锢囚在高空。82冷锋根据移动快慢分两类：移运慢的称为第一型冷锋(或缓行冷锋)：坡度小(1/100)、移动慢，多为稳定性降水，雨区宽度在300km之内。移运快的称为第二型冷锋(或急行冷锋)：坡度大(1/80~1/40)、移动快，冷锋过境时往往乌云翻滚，狂风大作，大雨倾盆，降雨强度大，历时短，雨区窄，一般仅数十公里。83暖锋暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋称为暖锋。暖锋锋面坡度较小，约1/50，暖空气沿锋面缓慢上升，在上升过程中绝热冷却，水汽凝结致雨。暖锋的雨区出现在锋线前，宽度常在300~400km，沿锋线分布较广。降雨强度不大，但历时较长。在夏季当暖气团不稳定时，也可出现积雨云和雷阵雨天气。84冷锋雨与暖锋雨冷锋降水在锋后——地面的锋线后。气象图中冷锋图标中尖端指向的后面。暖锋降水在锋前——地面的锋线前。气象图中暖锋图标中尖端指向的前面。858687静止锋冷暖气团势均力敌，在某一地区停滞少动或来回摆动的锋称为准静止锋，简称静止锋。坡度小，1/200，有时甚至小到1/300，沿锋面上滑的暖空气可以一直伸展到距地面锋线很远的地方，雨区范围大。降雨强度小，但持续时间长，可达10天或半月，甚至一个月。88锢囚锋是由三种热力性质不同的气团相遇，如冷锋追上暖锋或两条冷锋相遇，暖空气被抬离地面，锢囚在高空。由于锢囚锋是两条移动的锋相遇合并而成，故其不仅保留了原来锋面的降水特性；而且锢囚后暖空气被抬升到锢囚点以上，上升运动进一步发展。使云层变厚，降水量增加，雨区扩大。89考虑南方梅雨期的雨属于哪一种降雨？90南方降雨特征南方总下小雨,一般是由暖锋形成的。偶尔下的大雨,一般是由冷锋(第二冷锋)形成的。梅雨持续时间较长,一般是由静止锋形成的。南方也有对流雨和地形雨。对流雨一般发生在夏季午后，产生的暴雨，原因是下午两点气温最高，空气上升运动强烈，上升后遇冷凝结，产生降雨。91气旋雨气旋：中心气压低于四周的大气旋涡。气旋雨：气旋内空气做逆时针旋转(北半球)，并向中心辐合，引起大规模上升运动，水汽因动力冷却而致雨。气旋雨分类：温带气旋雨和热带气旋雨温带气旋雨：温带地区由锋面波动产生的气旋雨。热带气旋雨：指发生在低纬度海洋上的强大而深厚的气旋性旋涡。92锋面气旋93热带气旋分类根据热带气旋地面中心附近风速的大小，将其分为：超强台风：最大平均风速≥51.0米/秒，也即16级或以上。强台风：最大平均风速41.5-50.9米/秒，也即14-15级。台风：最大平均风速32.7-41.4米/秒，也即12-13级。强热带风暴：最大平均风速24.5-32.6米/秒，也即风力10-11级。热带风暴：最大平均风速17.2-24.4米/秒，也即风力8-9级。热带低压：最大平均风速10.8-17.1米/秒，也即风力为6-7级。

94台风台风：为地面中心附近风速大于12级的热带气旋。台风外围(为外圈)：自台风边缘向内到最大风速区外缘为外圈，风速向中心急增，在6级以上,半径约200~300km。台风中心外围(为中圈)：从最大风速区外缘向内到台风眼壁为中圈，是台风中对流和风雨最强烈的区域，半径约100km。台风中心(为内圈)：风速迅速减小或静风，半径为5~30km.台风大多产生在对流性云团中，由于上升气流不断加强，云区常可发展为宽几十公里，高十几公里的垂直云墙。台风区内水汽充沛，气流上升强烈，往往造成大量降雨，强度很大，且不均匀。95台风眼从卫星云图上看一些结构清晰的台风，它们的内圈是无云区，就像是一个眼睛一样，"台风眼"由此得名。在台风内圈，风速迅速减小，或者出现静风，雨也停下来，甚至可以看到干净的天空。但是好景不长，这个区域直径只有5-30公里，台风中圈很快又会移至，强风大雨又开始了。96台风形成洋面上气温比较高，相对湿度大，上升，形成气压差，周围气体补充进来。在近台风中心处，风速很大，惯性离心力使得流入气流由流向中心变为绕台风中心旋转，并产生螺旋式上升运动，从而产生高耸的云墙。由于随着高度的升高，台风由外到内的气压变化率（气压梯度，由此产生的气压梯度力指向台风中心）减低，所以上升气流到达一定的高度以后，惯性离心力和地转偏向力的合力大于气压梯度力，在该高度以上直到台风顶部的气流从台风中心向四周流出，并在距离中心一定远处开始下沉。由于空气从台风顶部向四周流散，其更高层必然有空气从四周向这里辐合补充，然后在台风中心形成下沉气流。我们知道，只有上升气流才利于云的形成，所以，台风中心的下沉气流使这里形成了无云区。97台风台风其实就是在大气中绕着自己的中心急速旋转的、同时又向前移动的空气涡旋。它在北半球作逆时针方向转动，在南半球作顺时针方向旋转。气象学上将大气中的涡旋称为气旋，因为台风这种大气中的涡旋产生在热带洋面，所以称为热带气旋。98各地区的不同叫法在西北太平洋和南海一带的称台风；在大西洋、加勒比海、墨西哥湾以及东太平洋等地区的称飓风。99上海受台风影响上海地处太平洋西岸，东濒东海，属北亚热带季风性气候。每年的7、8、9三个月是台风影响东南沿海的主要季节，根据常年情况来看，一般每年影响上海的台风数为1-2个。1956年8月2日出现了近五十年来影响上海最强的台风，上海最大风速30米/秒、极大风速34米/秒。强风将徐家汇天主教堂尖顶重达4百公斤的十字架吹折倒挂。这次台风造成倒损房屋4万多间、行道树1万多棵，死亡9人，伤100多人。郊县作物近30万亩受损。

100上海受台风影响2005年的“麦莎”台风是今是近十年对上海影响最严重的一次。市区最大风力8~10级，长江口区和沿江沿海最大风力达10~12级，东海大桥、洋山港海域最大风力达12级以上。全市普遍出现了暴雨和大暴雨，过程总雨量大部分地区在100—250毫米之间，普陀区、静安区分别达到309和306毫米。2006年第1号台风“珍珠”5月18日凌晨2时15分在广东省饶平到澄海之间沿海登陆。登陆后迅速减弱为了热带风暴，但是“珍珠”的外围对上海的风雨影响却有增强趋势，5月18日上海市区下了暴雨，成为了80多年来影响上海最早的一次台风。

101上海受台风影响2012年8月8日3时20分“海葵”在浙江象山县鹤浦镇沿海登陆，成为近5年来首个正面袭击浙江的台风。“海葵”登陆时中心附近最大风力有14级(42米/秒)。强度超越之前的姐妹台风“苏拉”、“达维”，成为今年登陆我国的最强台风。102台风海葵影响103台湾“凡亚比”台风超强台风“凡亚比”于2010年9月19日9时在台湾花莲县丰滨乡附近沿海登陆，登陆时中心附近最大风力有15级。台湾南部地区遭到重创，高雄市出现50年来最严重灾情。104台湾“凡亚比”台风105台风与暴雨预警信号等级1062.3.3影响我国降水的主要天气系统我国地处中低纬度地区，西有青藏高原，东临太平洋，既受中纬度天气系统的影响，又受低纬度天气系统的作用。影响我国降水的主要天气系统有：高空槽，锋面气旋，低涡，切变线，静止锋，锋区与降水，副热带高压，热带风暴。1072.3.4我国降水量及时空分布年降水量特性年降水量地理分布降水量年内分配降水量年际变化我国大暴雨时空分布108年降水量地理分布根据多年平均雨量、雨日等，全国大体上可分为5个带，即十分湿润带:

＞1600mm、＞160天，分布在广东、海南、福建、台湾、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：

800~1600mm、120~160天，分布在秦岭-淮河以南的长江中下游地区、云、贵、川和广西的大部分地区。109年降水量地理分布半湿润带：

400~800mm、80~100天，分布在华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西北和西藏东部。半干旱带：

200~400mm、60~80天，分布在东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。干旱带：

＜200mm、＜60天，分布在内蒙、宁夏、甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和准噶尔盆地、藏北羌塘地区。110降水量年内分配及年际变化降水量的年内分配很不均匀，主要集中在春夏季，例如长江以南地区，3~6月或4~7月雨量约占全年的50~60%；华北、东北地区，6~9月雨量约占全年的70~80%。降水量的年际变化很大，并有连续枯水年组和丰水年组的交替。年降水量越小的地方往往年际间变化越大。111我国大暴雨时空分布4～6月大暴雨主要出现在长江以南地区，其量级明显自南向北递减，山区往往高于丘陵区与平原区。7～8月大暴雨分布很广，全国许多地方都出现过历史上罕见的特大暴雨。9～11月东南沿海、海南、台湾一带，受台风和南下冷空气影响而出现大暴雨。112我国一些地区大暴雨1975年8月5~7日，台风深入河南，滞留、徘徊20多小时，林庄站24h雨量达1060.3mm，其中6h达830.1mm是我国大陆强度最大的雨量记录；1977年8月1日，在内蒙、陕西交界的乌审召出现强雷暴雨，据调查，8~10h内4处雨量超1000mm，最大一处超1400mm，强度之大为世界所罕见。台湾新潦1967年10月17~19日曾出现24h降雨1672mm，3日总雨量达2749mm的特大暴雨，为全国最大记录。

1132.3.5降水量观测

降水量的观测方法有：器测法、雷达探测、气象卫星云图器测法主要用来测量降水量，雷达探测和气象卫星云图用来预报降水量。114器测法器测法是观测降水量最常用的方法，观测仪器有雨量器和自记雨量计。雨量器：可以测量各种类型的降水自记雨量计：自动记录降水过程的仪器称重式：可以测量各种类型的降水虹吸式：只能测降雨翻斗式：只能测降雨115雨量器由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成承雨器口径200mm器口距地面高700mm116称重式(自记式)可以连续记录接雨杯上的以及储积在其内的降水的重量。记录方式可以用机械发条装置或平衡锤系统，降水时全部降水量的重量如数记录下来。其优点是能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。117虹吸式(自记式)只能测量降雨。雨水收集到装有浮球的虹吸室，浮球会随虹吸室内的水位上升而升高，带动自动笔在记录纸上划线。虹吸室满后，盛载的雨水会通过虹吸管抽走记录纸上是一个连续性的雨量纪录，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。虹吸式雨量器所得出的数据会用作核对邻近普通雨量器的记录118翻斗式(自记式)只能测量降雨。由感应器及信号记录器组成。翻斗式雨量器内有一对承接雨水的斗状容器置于一个支点上。当其中一个翻斗接满相当于0.1mm的雨量时，受重力的作用而翻侧，并倾出雨水。另一个翻斗处于接水状态承接雨水。每次翻斗倾倒之际接通了电路，发出信号到附近的自动记录器。自记笔记录100次后，自动归零重新记录。119雷达及气象卫星雷达是利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标，根据反射回的信息可以预报出降水、强度以及开始与终止时间。有效范围一般是40~200km。气象卫星是利用地球静止卫星发回的高分辨数字云图资料(可见光云图和红外云图)，再利用某种模型进行估算，从而识别云图、计算降雨量、预测云区移动等。1202.4下渗地表水、土壤水和地下水是陆地水普遍存在的三种水体。在水文循环中，地表土层对降雨的再分配作用。降雨落到地表之后：一部分渗入土壤中渗入土中的水一部分被土壤吸收成为土壤水，另一部分渗入地下补给地下水另一部分形成地表水1212.4.1包气带和饱和带土体为多孔介质，能吸收、储存和向任何方向输送水分。包气带：指地面与地下潜水面之间的区域，是包含有空气、水、土的三相系统，故称包气带。这里的水分，水文上称土壤水，水压力小于大气压，为负压，P＜0。包气带中的水称为土壤水。饱和带(饱水带)：指地下潜水面下边的区域，土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱水带。这里的水在水文上称为地下水，P≥0。包括潜水和承压水。1222.4.2土壤水降雨渗入地下土壤水蒸发或散发到空气汇入河流地下水123土壤水的存在形式土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分。按照分子力、毛管力、重力作用的情况分为以下4种形式：吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用的土壤水分。薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，这部分水可从薄膜厚的地方缓慢地流到薄膜较薄的地方。毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分，不能在重力作用下流走。重力水：在当土壤含水量超过颗粒分子力和毛管力作用范围而不能被土壤所保持时，在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源。124毛管水毛管水又分为支持毛管水和毛管悬着水支持毛管水：又称毛管上升水，是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。毛管悬着水：在土壤孔隙中，由于毛管孔径不同，毛管力的大小就不同，如果向上的毛管力大于向下的毛管力，其合力就能支持一部分水悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触，称为毛管悬着水。125重力水的特点能传递压力只要有静水压力存在，就会产生流动。当到达不透水层时，就会聚集使一定厚度的土层饱和形成饱和带。当它到达地下水面时，补充了地下水使地下水面升高。126重力水土壤水分类依据毛管水薄膜水吸湿水与土力学中对应吸湿水：结合水薄膜水：弱结合水重力水和毛管水：自由水127土壤含水量与水分常数土壤中的水分与周围介质中的水分不断发生交换，并处于运动之中。土壤含水量(率)，又称土壤湿度，它表示一定量的土壤中所含水分的数量。一般用水层深度表示，以mm计。与土力学中的区别：土体含水率是指土中水的质量与土颗粒的干质量之比。无单位。水分常数：表征土壤水分形态和运动特性发生明显变化的特征值。

128土壤水分常数最大吸湿量：饱和空气中，土壤能够吸附的最大水汽量。最大分子持水量：由土粒分子力所结合的水分的最大量。此时薄膜水厚度达到最大值。凋萎含水量：植物根系无法从土壤中吸收水分，开始凋萎，即开始枯死时的土壤含水量。129水分常数毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。田间含水量：指土壤中所能保持的毛管悬着水的最大量，当超过该值时多余的水分不能被土壤所保持，将以自由重力水的形式向下渗透。它是划分土壤持水量与向下渗透水量的重要标志(也即土壤水分运动性发生明显变化的重要标志)。饱和含水量：指土壤中所有孔隙都被水充满时的土壤含水量。取决于土壤孔隙的大小。介于田间含水量与饱和含水量之间的水量，就是在重力作用下向下自由重力水分。130水分常数之间的关系最大分子持水量包括吸湿水和薄膜水，吸湿水受土粒的吸力为31~10000个大气压；薄膜水受土粒的吸力为6.25~31个大气压。植物根系的吸力为10~20个大气压(15个)。排序：饱和含水量>田间含水量>毛管断裂含水量>凋萎含水量>最大分子持水量131土壤水分布特征土壤水存在于包气带中，包气带分为三个：毛管悬着水带、中间带和毛管水上升带。毛管悬着水带：包气带上部靠近地表面的土壤，具有吸附空气中的水汽和液态水分子的性能。毛管水上升带：在地下水面以上，由于土壤毛管力作用，一部分水分沿着土壤孔隙侵入地下水面以上的土壤中，形成一个水分带。中间带：是处于悬着水带和毛管水带之间的水分过渡带。132包气带(毛管悬着水带)包气带上部靠近地表面的土壤，具有吸附空气中的水汽和液态水分子的性能(中间带)是处于悬着水带和毛管水带之间的水分过渡带。(毛管水上升带)在地下水面以上，由于土壤毛管力作用，一部分水分沿着土壤孔隙侵入地下水面以上的土壤中，形成一个水分带。地下水/饱和带133各自特点毛管悬着水带：直接或间接与外界进行水分交换毛管水上升带：在毛管水带最大活动范围内，土壤含水量自下而上逐渐减小，由饱和含水量减至与中间包包气带下端相衔接的含水量。中间带：本身不直接与外界交换水分，而是水分蓄存及输送带，水分沿深度变化小，且时程上也具有相对稳定的性质。134土壤水分消退土壤水分的增长主要来源于降水的下渗，而土壤水分的消退主要耗于土壤蒸发和植物散发。一般情况下，悬着水带直接参与和影响径流循环，特殊情况下，即当悬着水带与地下水有水力联系时，饱和带也参与水分的增长与消退活动。地下水位的升降影响着毛管水带的位置及包气带的厚度。135作业降水如何分类?影响我国降水的主要天气系统有哪些?测量降水量的方法有哪些?土壤水的存在形式分哪几种？1362.4.3下渗下渗：是指降落到地面上的雨水从地表渗入土壤内的运动过程。特点：下渗不仅直接决定地面径流量的大小，而且也影响土壤水分的增长，以及表层流与地下径流的形成。137下渗的物理过程下渗过程分为三个阶段：渗润阶段:

下渗的水分主要受分子力的作用，被土壤颗粒吸收而成薄膜水。渗漏阶段:

下渗水分主要在毛管力、重力作用下，沿土壤孔隙向下作不稳定流动，并逐步充填土壤孔隙直至饱和，此时毛管力消失。渗透阶段:

当土壤孔隙水充满水达到饱和时，水分在重力作用力呈稳定流动。渗润阶段和渗漏阶段可以合并为渗漏阶段，为不稳定流动阶段。138下渗率和下渗能力下渗率(f)：单位时间内渗入单位面积土壤中的水量。又称下渗强度。用mm/min或mm/h。下渗能力：充分供水条件下的下渗率。下渗曲线：一般用下渗能力随时间的变化过程来定量描述土壤下渗规律，该规律称为下渗能力曲线，简称下渗曲线。如下图所示。139下渗能力曲线f(下渗率)f0f~totfc①分子力作用下，水分被土壤颗粒吸收以及充填土壤孔隙，下渗率很大.②随时间的增长，下渗水量越来越多，含水量也逐渐增大,下渗率逐渐递减.③土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定.①②③①+②:渗漏阶段(非饱和水流的不稳定运动)③:渗透阶段(饱和水流的稳定运动)140下渗累积曲线f(下渗率)f0f~tF(下渗量)F~totfcF(下渗量)’=f(下渗率)141霍顿公式(描述下渗率的变化)霍顿公式：在下渗过程中，任一时刻t的下渗率f(t)最终将变到稳定的下渗率fc。霍顿认为下渗过程是一个消退过程，消退的速率与剩余量成正比。霍顿公式表示，在下渗过程中下渗率逐渐变小，最终稳定到某一个值。142自然条件下的下渗下渗与雨强的关系在天然条件下，满足土壤下渗能力的必要条件是任一时刻的降雨强度i要大于或等于该时刻的下渗能力fp，即i≥

fp。两个明确稳定下渗率fc；任一时刻的下渗能力fp。下渗的空间分布指一个流域的下渗过程。143降雨强度与下渗能力曲线otfi1i3i2f0fcACDBi1≥fpfc<i3<fpi2≤fc144降雨强度与下渗能力当i1≥fp时相当于供水条件充分，各时刻均按下渗能力下渗。(A线)当i2≤fc时下渗过程与降雨过程完全相同，下渗能力取决于降雨强度。(B线)当fc<i3<fp时开始时雨强小于下渗能力，全部降雨渗入土壤，随着下渗水量增加，土壤含水量增加，下渗能力降低，到某时刻时雨强大于下渗能力，则按下渗能力下渗。(先C线后D线)145下渗的空间分布对一个流域而言，下渗过程比单点复杂得多。下渗的空间分布是指流域的下渗过程。具有如下特征：流域中土壤性质的空间分布不同，与地表坡度、植被和土地开发利用有关。降雨开始时流域内土壤含水量的空间分布也不同。降雨在时间与空间上分布不均匀。流域内各处地下水位高低不同。造成流域的下渗在空间上分布具不均一性，一般采用概化方法进行分析146下渗实验与分析天然条件下的下渗可通过野外现场实验来确定。两种途径：直接测定法：在流域内选定若干具有代表性的场地，直接测定下渗过程。分析法：利用径流试验或小流域实测的降雨径流资料分析下渗过程。反映流域内某些单点的下渗特性及定量规律。反映流域的平均下渗特性及定量规律。147下渗实验与分析直接测定法(按供水方式分类,反映单点下渗特性)注水法：采用同心环下渗仪，将同心环下渗仪安置在选定的地点，通过不断地向环内注水(保持固定水深，注水速率即下渗率)，记录各时段的下渗量，计算下渗率随时间的变化。人工降雨法：选定地点安置人工降雨器，按能够超过下渗能力的雨强对实验小区进行人工降雨，同时观测小区的累积雨量过程和累积地面径流过程。148下渗实验与分析水文分析法：利用径流试验站或小流域实测的降雨及流量资料，根据流域水量平衡方程分析平均下渗过程。表示t时刻流域平均滞蓄水量1492.4.4地下水地下水类型(广义)指埋藏在地表以下各种状态下的水。按地下水埋藏条件为依据，可划分为：包气带水:地表以下、地下水面以上包气带中的水分。潜水:埋藏于饱和带中，处于在地表以下第一个不透水层上，具有自由水面的地下水(浅层地下水)。承压水:饱和带中，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水(深层地下水)。地下水特征潜水特征承压水特征150潜水的特征潜水补给的主要来源是降水和地表水，干旱地区还有凝结水补给源。潜水排泄方式：侧向和垂向侧向排泄是指潜水在重力作用下沿水力坡度方向补给河流或其他水体，或露出地表成为泉水；垂向排泄主要是潜水蒸发。通过包气带与大气相通不承受静水压力具有自由表面潜水151水力联系水力联系潜水与地表水之间相互补给和排泄的关系。潜水与河水之间的水力联系无水力联系间歇性水力联系周期性水力联系单向水力联系152潜水与河水水力联系无水力联系洪枯水一致：潜水河流潜水隔水层高于河流最高水位间歇性洪水期：河流潜水枯水期：潜水河流潜水隔水层介于河流洪枯水位之间周期性洪水期：河流潜水枯水期：潜水河流潜水水位介于河流洪枯水位之间。单向水力联系洪枯水一致：河流潜水河流水位始终高于潜水位153承压水特征主要特性是处于两个不透水层之间,具有压力水头。动态变化较稳定。分三个区：补给区、承压区和排泄区。154承压水组成部分补给区：含水层出露于地表较高的部分，直接承受大气降水和地表水体的补给，实际上该区地下水仍具有潜水的性质，并主要由下渗补给。排泄区：含水层位置较低，出露地表。承压区：在补给区和排泄区之间，承受静力压力，具有压力水头。含水层的厚度：与透水性、贮水区构造、补给区大小及补给量多少有关。1552.5蒸散发蒸散发：是水文循环中降水到达地面后由液态或固态转化为水汽返回大气的过程。一年中有66%的降水返回大气。蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程。散发(或蒸腾)：被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程。156蒸发分类蒸散发是发生在具有水分子的物体表面上的一种分子运动现象。蒸发面：具有水分子的物体表面。蒸发按蒸发面分类：水面蒸发土壤蒸发植物散发陆面蒸发流域蒸散发土壤蒸发植物散发各类蒸发的总和157蒸发率蒸发量：单位时间内蒸发的水量，用E表示，单位mm。蒸发能力：充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量就是在同一气象条件下可能达到的最大蒸发量，称为可能最大蒸发量或蒸发能力，计为EM。蒸发量都小于或等于蒸发能力。1582.5.1水面蒸发水面蒸发：在自然条件下，水面的水分从液态转化为气态逸出水面的物理过程。过程划分：划分为水分气化和水分扩散。单位：用相应于水面上的水层深度来度量，记为E，以mm计。水面蒸发是充分供水条件下的蒸发。159水分气化和水分扩散水分气化阶段：水面上的水分子在获得太阳辐射能量后，温度升高，动能增大，当达到大于水分子间的内聚力时，跃离水面逸入空气中成为水汽.水分扩散阶段：逸出水面的水汽，在水汽的扩散作用及空气的对流和湍涡作用下，离开紧贴水面的上空而跑到更远更高的地方去了，从而有利于蒸发继续进行.160影响蒸发的因素-水分扩散阶段水汽压:水汽的扩散作用很缓慢,一旦饱和蒸发就会停止.空气的对流:接近水面的空气温度高于上层空气的温度，上层下降而下层上升，形成对流使蒸发继续进行。大气湍流:大气湍流是指空气随机的不规则运动形式(大气紊流)。湍流由大小不同的若干湍涡构成。总的来说，影响蒸发的因素包括温度、水汽压的饱和差、水分子扩散、空气对流与紊流。161水面蒸发的观测-器测法器测法:应用蒸发器或蒸发池直接观测水面蒸发量。水面蒸发器有E601型蒸发器(直径为61.8cm的空心圆柱)，以及面积为20m2和100m2的大型蒸发池。折算系数：当蒸发面直径大于3.5m时，其蒸发量与天然大水体较为接近，因此可用20m2或100m2的蒸发量与小型蒸发器的蒸发量之比作为折算系数。1622.5.2土壤蒸发土壤蒸发：是指在自然条件下，土壤保持的水分从液态转化为气态逸出土壤进入大气的物理过程。土壤是一种有孔介质，具有吸收、保持和输送水分的能力，因此土壤蒸发还受到土壤水分运动的影响，土壤蒸发比水面蒸发复杂。163(I)I:土壤湿润，毛细管上下沟通，表层水得到下层的充分供应；含水量到田间含水量(II)II:水分减少,供水条件差,蒸发率越小,直到毛管水开始断裂,毛管水无法达到地面；含水量到毛管断裂含水量湿润土壤蒸发三阶段oW1.0EEMW饱W田W断(III)III:毛管向地表输送水分的机制完全遭到破坏；薄膜水或气态水缓慢向地表移动。蒸发量微小1642.5.3植物散发植物散发：指在植物生长期，水分从叶面和枝干进入大气的过程，又称蒸腾。与土壤环境、植物结构、大气状况等密切相关.对于天然情况下，温度、光照基本适宜，植物的散发过程与土壤的蒸发过程很相似，因此常与土壤蒸发一起计算。1652.5.3植物散发植物散发过程分析：植物根细胞液的浓度和土壤水的浓度存在较大的差异，由此产生高达10多个大气压的渗压差，促使土壤水分通过根膜液渗入根细胞内。进入根系的水分，受到根细胞生理作用产生的根压和蒸腾拉力的作用通过茎干输送到叶面，当叶面气孔张开，水分便通过开放的气孔逸出。1662.5.3植物散发气孔的调节作用：当气温<40度时，叶面气孔能随外界条件的变化而张缩，控制散发的强弱，甚至关闭气孔。当气温>40度后，便失去了这种能力，气孔全部打开，植物由于散发消耗大量水分，加上天气炎热，空气干燥，植物就会枯萎死亡。植物本身参与了散发过程，故散发不仅是一种物理过程，也是一种生理过程。植物吸收的水分90%耗于散发。167植物散发的测定和估算器测法在天然条件下，由于无法对大面积的植物散发进行观测，只能在实验条件下对小样本进行测定分析。一般只能用于理论研究。水量平衡法依据水量平衡方程推算植物生长期的散发量。1682.5.4流域总蒸发流域总蒸发

包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发及植物散发。流域总蒸发确定方法先分别计算流域内各个单项的蒸发量，然后再加权求出总蒸发量(该方法很难实现)。先对流域综合研究，再用水量平衡法或经验公式，或根据流域总蒸发规律拟定计算模式，确定流域的总蒸发量。常用的方法有水量平衡法和模式计算法。169总平衡方程利用流域水量平衡原理建立方程多年平均蒸发量=多年平均降水量-多年平均径流量

E=P-R

1702.5.5我国蒸发量概况我国年总蒸发量为364mm(年降水量648mm)；我国年蒸发量最大的地区：海南东部和西藏东南隅年蒸发量可达1000mm。我国年蒸发量最小的地区：塔里木盆地、柴达木盆地和新疆若羌以东地区，年总蒸发量不足25mm。1712.6径流径流:指降水所形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。地表径流：沿地面流动的水流；地下径流：沿土壤、岩石孔隙流动的水流；河川径流：汇集到河流后，在重力作用下沿河床流动的水流。1722.6.1径流的形成过程径流形成过程流域内自降雨开始到水流汇集至流域出口断面的整个物理过程。通常划分为两个阶段(方便分析)产流过程汇流过程注意二者的分界点173产流过程降水植物蒸散发河流直接形成径流

地表超渗雨地面积水填洼地面径流(1)下渗包气带水达到田间含水量下渗稳定表层流径流(2)下渗补给地下水水面升高补给河流地下径流(3)174径流形成过程示意图P：降水E：蒸发f：下渗Vd：填洼Qs：地面径流Q1：壤中流Qg1：浅层地下径流Qg2：深层地下径流175产流过程—净雨与径流如上产流过程其实是降雨扣除损失的过程。