河川径流的基础知识

第2章河川径流形成的基本知识2.1水循环及水量平衡一、水循环

自然界中的水从形态上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不断地、周而复始地变化过程构成了水循环。（图示）1、概念

地球上各种形态的水，在太阳辐射、重力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程，称为水循环。地球上各类水体，通过水循环形成了一个连续而统一的整体。Back2、成因水分循环的产生有其内因和外因。内因是水的“三态”变化。外因是太阳辐射和地心引力。太阳辐射分布的不均匀性和海陆的热力性质的差异，造成空气的流动，为水汽的移动创造了条件。地心引力（重力）则促使水从高处向低处流动。从而实现了水分循环。

水循环过程图3、水循环类型根据其路径和规模分为：大循环（又称外循环、海陆间循环）小循环（又称内部循环，包括海洋小循环和陆地小循环）。大陆海洋水汽输送径流输送蒸发海陆间循环：是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的相互转换运动。这种循环又称为大循环。意义：使得陆地上的水不断得到补充，水资源得以再生。海洋蒸发降水蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸发陆地蒸发4、水循环机理水循环服从质量守恒规律。水循环的基本动力是太阳辐射和重力作用。水循环遍及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈及生物圈，同时通过无数条路线实现循环。从全球看，水循环是个闭合系统，从局部地区看水循环是开放系统。5、水循环意义水分循环有如自然地理环境的“血液循环”，它沟通了各基本圈层的物质交换，促使各种联系的发生。水循环不仅形成统一的水圈，而且将四大圈层联系起来，深刻影响着地球表层结构的形成、演化与发展。地球上的水循环是巨大的物质和能量流动，是具有全球意义的能量传输过程。水循环是海陆间联系的主要纽带。从而实现海陆之间的相互作用。水循环不断塑造地表形态。流水的冲刷、侵蚀、搬运和堆积作用，溶蚀作用。由于存在水循环，水才能周而复始的被重新利用，成为可再生资源。水又是造成洪、涝、旱等自然灾害的主要原因。1、定义：某一地区在某一时段内，其收入水量和支出水量的差额，等于该地区的蓄水变量。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

说明全球多年平均降水量等于全球多年平均蒸发量，在水循环过程中，全球水量基本不变。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（对整个海洋适用）P海+R=E海式中，P海、E海和R分别为海洋上任意时段降水量、蒸发量和入海径流量；P海、

E海和R分别为海洋上多年平均降水量、蒸发量和入海径流量，S海为海洋蓄水变化量。b.陆地水量平衡方程外流区水量平衡方程

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外分别为外流区任意时段内降水量、蒸发量、入海的地表和地下径流量及蓄水变化量；P外、R

、E外分别为外流区多年平均降水量、蒸发量和径流量。内流区水平衡方程（水循环系统基本闭合，内流区的降水全部转化为蒸发，没有水量入海。）多年平均P内=E内式中，P内、E内分别为内流区多年平均降水量和蒸发量。陆地水平衡方程：（P外+P内）-（E外+E内）=RP陆-E陆=R陆地：P=E+R海洋：E=P+RBack工程水文学的内容及意义主要研究方法水循环水量平衡第二节河流和流域一、概述1、河流：

（周期性）沿连续延伸的（本身营造）凹处流动的天然水体。由水与河槽两个要素构成。（矛盾统一体）2、河流分段：一条河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源是河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。

河口是河流的终点，即河流注入海洋或内陆湖泊的地方。上游紧接河源，多处于深山峡谷，呈“V”形，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。中游河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定，呈“U”形。下游河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。黄河中游急流长江下游段左岸右岸

河流有关术语示意图（深泓线）中泓线过水断面水位线3、河流分级：干流：从河源到河口，水量最集中，河长最大的水流称作干流。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。

一级支流：直接入干流的水流；（不考虑河长与水量）

二级支流：直接入一级支流的水流。4、河系（水系）：脉络相通的大小河流及湖泊、沼泽等水体所构成的脉络相通的水流系统称为水系、河系或河网．如图所示。斯特拉勒(strahler)流域与水系示意图1、2、3一河流的级别6、流域：河流的集水区域称为流域。指汇集地面水和地下水的区域，也就是分水线包围的区域。分水线：

流域的周界线，有地面、地下之分。闭合流域：

当地面分水线与地下分水线相重合，且河道下切较深，能全部汇集本流域地下水的流域称为闭合流域，否则为非闭合流域。一般将大、中流域当作闭合流域。分水线集水面积出口断面干流支流不闭合流域二、河流及流域的主要特征1、河流长度L（km）：

自河源沿主河道至河口的距离称为河流长度，简称河长，以km计。可在适当比例尺的地形图上量得。2、河流横断面：分单式断面复式断面；3、河道纵比降J：

任意河段两端(水面或河底)的高差△h称为落差，单位河长的落差称为河道纵比降，简称比降，用小数或干分数表示。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渐减小。水面比降随水位的变化而变化，河底比降则较稳定。当河段纵断面近于直线时．比降按下式计算；式中h0,…,hn——自下游到上游沿程各点河底高程、

l1,…,ln——相邻两点间的距离。m；

L——河段的全长．m。如果纵剖面呈曲线形，则用折线逼近。虚拟河底4、河网密度：

流域内河流干支流总长度与流域面积的比值称为河网密度，以km／km2计。即流域平均单位面积上的河流长度。表示流域内河网疏密程度，反映流域汇流能力。密，汇流强；疏，弱。5、流域面积：

流域分水线包围区域的平面投影面积，称为流域面积，记为F，以km2计。可在适当比例尺的地形图上勾绘出流域分水线．量出其流域面积。反映流域大小，是流域的主要几何特征。式中，∑L~流域内干支流的总长度(km)；A~流域面积(km2)6、流域的长度和平均宽度

流域长度就是流域轴长。以流域出口为中心向河源方向作一组不同半径的同心圆，在每个圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的连线的长度即为流域的长度，以km计。流域面积与流域长度之比称为流域平均宽度，以km计。7、流域的平均高度和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，取其平均值即为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、气候特征、下垫面条件等。(1)流域的地理位置。流域的地理位置以流域所处的经纬度来表示，它可以反映流域所处的气候带，说明流域距离海洋的远近，反映水文循环的强弱。(2)流域的气候特征。包括降水、蒸发、湿度、气温、气压、风等要素。它们是河流形成和发展的主要影响因素，也是决定流域水文特征的重要因素。(3)流域的下垫面条件。下垫面指流域的地形、地质构造、土壤和岩石性质、植被、湖泊、沼泽等情况，这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过程的具体条件，并影响径流的变化规律。PP/PL/PM植被率PP=AP/A

湖泊率PL=AL/A

沼泽率PM=AM/A式中，PP、PL、PM

～分别为流域内的植被、湖泊和沼泽面积；P～流域总面积。降雨截留量径流R通过调查或遥感信息提取第三节降水一、降水的成因

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、霜等等，其中以雨、雪为主。降水是水文循环中最活跃的因子，它是一种水文要素，也是一种气象要素。成因:

自海洋、河湖、水库、潮湿土壤及植物叶面等蒸发出来的水汽进入大气后，由于分子本身的扩散和气流的传输作用分散于大气中。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。多余的水汽就要发生凝结。如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作用下上升、上升高度越高、气压越低。因此，在上升过程中，这团空气的体积就要膨胀．在与外界没有发生热量交换、即绝热条件下，体积膨胀的结果必然导致气团温度下降。这种现象称为动力冷却。当气团上升到一定高度，温度降到其露点温度时，这团空气就达到了饱和状态，再上升就会过饱和而发生凝结形成云滴。云滴在上升过程中不断凝聚，相互碰撞，合并增大。—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成为降水。必备条件：①充足的水汽②上升运动③冷却凝结、凝结核冷却机制上升(日间强烈受热,对流,地形)接触性冷却(暖空气流过冷的海面)辐射冷却(晚上地面辐射大量流失于太空)蒸发冷却(水由液态转为气态，空气温度下降)增加水分太大的云层有助雨的形成，而水从上面降下。在日间有强烈蒸发发生于水面。二、降雨的分类

按空气抬升的原因降雨可分为：对流雨降雨的分类气旋雨地形雨锋面雨⑴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，下层空气膨胀上升与上层空气形成对流运动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。因对流上升速度快，形成的云多为垂直发展的积状云。降雨强度大，历时短。雨区较小。对流雨特点：强度大，历时短，范围小，还常伴有暴风，雷电，故又称热雷雨、雷阵雨。在热带雨林气候区和夏季的亚热带季风气候区多见。返回淡积云浓积云积雨云(2)地形雨空气在运移过程中，遇山脉的阻挡．气流被迫沿迎风坡上升，由于动力冷却而成云致雨称为地形雨。此外，山脉的形状对降雨也有影响。如：喇叭口、马蹄形的地形，若它们的开口朝向气流来向，则易使气流辐合上升．产生较大的降雨．如图2—11所示。地形雨的降雨特性．因空气本身温湿特性，运行速度以及地形特点而异，差别较大。地形雨特点：地形雨多集中在迎风坡，背风坡雨量较少。返回地形雨形成示意图山脉地形雨实例西安市汉中秦岭山脉P<600mmP>800mm(3)锋面雨基本概念：气团：温度、湿度、气压等物理性质比较均匀、相似的大团空气。根据温度特征分为冷气团和暖气团，根据湿度特征分为海洋气团和大陆气团锋面：冷暖气团的交界面。类型：冷锋：冷气团主动向暖气团移动的锋。暖锋：暖气团主动向冷气团移动而形成的锋。准静止锋：势力相当，两个气团僵持在一起形成的锋。由于冷暖空气密度不同、暖空气总是位于冷空气上方。在地转偏向力的作用下，锋面向冷空气一侧倾斜，冷气团总是楔入暖气团下部．暖空气沿锋面上升。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锋面雨。(3)锋面雨暖锋雨暖锋：冷暖气团相遇时，暖气团较强起主导作用，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动。暖锋雨示意图水文气象学将锋面二侧冷暖气团移动方向的不同，所形成的锋面雨分成以下几种类型：暖锋雨的特点：雨区位于锋线前方；降雨强度较小(锋面坡度小，介于1/100~1/300，暖湿气团上升缓慢）；云和降雨区面积较大。在夏季，当暖气团不稳定时，也可出现积雨云和雷阵雨天气。冷锋雨:冷暖气团相遇时，冷气团较强起主导作用，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动。根据冷锋推移速度的不同，又分为慢行冷锋和急行冷锋两种：缓行冷锋：•云和雨区分布及降雨强度与暖锋雨相仿；雨区位于锋线后方。

缓行冷锋雨特点：冷锋运移速度较慢缓行冷锋雨示意图冷锋运移速度较快，使得暖湿气团产生剧烈的上升运动，锋面坡度较陡，介于1/40~1/80（41～820）。降雨在锋线附近，降雨强度大历时短、雨区窄急行冷锋雨特点：急行冷锋：急行冷锋雨示意图当冷暖锋面势均力敌，则锋面在一定地区来回摆动，称为准静止锋。或指移动很缓慢呈准静止状态的锋。准静止锋雨示意图准静止锋:准静止锋雨的特点：

降雨持续时间较长降雨强度比较小

雨区比暖锋雨更广如江淮一带6、7月的常出现的阴雨天气即为典型的准静止锋雨。当有三种冷暖性质不同的气团（如暖气团、较冷气团、更冷气团）相遇时，便会产生两个锋面，此两锋面相遇并逐渐合并起来，原来暖气团被迫抬离地面，锢囚在高空，这样形成的锋称作锢囚锋。图中：

—

冷气团

—暖气团

—更冷气团

(1)(4)(2)(3)锢囚锋形成示意图

锢囚锋：试做天气预报员天气预报：冷锋将向（）移动，受其影响，我国黄河中下游地区将出现（）天气，气温也将明显（）。暖锋将朝（）移动，受其影响，我国吉林北部、黑龙江南部将出现（）天气，气温将（）。我国西北在（）控制下，以（）天气为主。东南阴雨下降北方阴雨上升反气旋晴朗冷锋系统.swf？该锋面是什么锋？该锋过境前、过境时、过境后是什么样的天气？冷锋过境前：晴朗；过境时：阴天下雨刮风降温；过境后：晴朗。思考？该锋是什么锋？该锋过境前、过境时、过境后是什么天气？暖锋过境前：晴朗；过境时：连续性降水；过境后：晴朗返回(4)气旋雨气旋：北（南）半球，由于地球离心力、偏向力及摩擦力的共同作用下，大气中水平气流呈逆（顺）时针旋转的大型涡旋。在同高度上，气旋中心的气压比四周低，又称低压。气旋内的空气作逆时针旋转，并向中心辐合，引起大规模的上升运动，水汽因动力冷却而致雨，称为气旋雨。特点：雨强、雨量大，历时不长，面积不是很大，常伴大风。气旋雨特点：降水范围最广，时间最久。

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、降雨的观测

按降雨强度大小，降雨可分为暴雨、大雨、中雨、小雨四种：1、雨量器承雨器；漏斗；储水瓶；

雨量杯观测降雨量的常用仪器有：

雨量器

自记雨量计70cm20cm雨量器示意图安装时器口一般距地面700mm，筒口保持水平。分辨率为0.1mm。雨量器分辨率0.1mm。两段制观测，即每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。每日8时至次日8时降水量为当日降水量。2.自计式（1）虹吸式分辨率：0.1mm降雨强度适用范围：0.01～4.0mm/min（2）翻斗式分辨率：0.1mm

降雨强度适用范围：

4.0mm/min以内（3）称重式记录降水时全部降水的重量。优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。称重式式雨量计雷达探测气象雷达是利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象来发现目标的。有效范围：40～200km。气象卫星云图极轨卫星地球静止卫星：可见光云图红外云图由于雨量观测站观测到的降雨量仅代表其周围小范围内的降水量，故称为点降水量。三、降雨的特性分析点降水量：降雨量

为一定时段内降落到地面上的总雨量(mm)

降雨历时

一次降雨所经历的时间(天或小时)；降雨强度

为单位时间内的降雨量(mm/min或mm/h)；点降雨特性可用以下几个特征值描述:降雨面积：指降雨笼罩的水平面上的面积，其反映雨区的大小；降雨中心：指降雨面积上降雨量最为集中且范围较小的局部地(区)点。

降雨量过程线：降雨量在时空上的变化特性的图形表示：★降雨量过程线/降雨强度过程线：一定时段内的降雨随时间变化的过程，称降雨过程。实质是降雨强度过程线，一般用直方图表示。

12345678910111213141516时间（h）雨强(mm/h)某站小时降雨强度过程线某站99年日降雨强度过程线②累积降雨过程线注：其横坐标为时序；纵坐标为降雨开始到各时段的降雨量的累积值。累积降雨量曲线图③等雨量线

反映一定时段内降水量的空间分布。根据105个测站绘制的降水量等值线根据26个测站绘制的降水量等值线面平均降水量实际生产上水文工作多以流域作为研究对象，面降雨量多指流域平均雨量，通常称为面平均雨量。一般由已知的各点雨量来推求面雨量。该法适用于流域内地形起伏不大，雨量站分布较均匀较密的情况。由点雨量估算面雨量的常用方法：

1)算术平均法Arithmeticmethod：142365式中:

pi

各雨量站同时期的降雨量(mm)；

n

测站数；p

流域平均降雨量。分水岭2)泰森多边形法Thiessenpolygonmethod（面积加权平分法或垂直平分法）泰森多边形法示意图△A5P5适用条件：①雨量站分布不太均匀；②地形起伏较大时与算术平均法相比较：泰森多边形法适用条件宽，计算结果较合理（能充分利用资料，不但要用流域内，而且可以用流域附近雨量站的资料）。思路：①将流域及其附近雨量站绘在地形图上；②把相邻雨量站两两连接，构成若干个三角形(n-２个锐角三角形)；③做每个三角形各边的中垂线，这些中垂线和流域边界把流域划分为若干个多边形，每个多边形都对应一个雨量站；④把每个多边形占全流域面积的比例作为权数，用对应的雨量站雨量加权平均计算流域的平均雨量。Pi=(Pi+Pi+1)/2=（40+20）/2=30

3)降雨量等值线法isohyetallinemethod等值线法计算示意图(单位：mm)100.670.35966.447.758.938.22020404060604040F2F3FiPiF1(=Pi)(=Pi+1)80流域边界求流域平均降水量精度较高，适合于地形变化显著的流域；绘制等雨量线需较多站点雨量资料；不同时段的等值线图需重绘，工作量大。等值线法的优点：能反映出降雨量在空间的实际分布情况。等值线法的不足点：四、中国降雨特性我国多年平均年降水量：648mm全球陆面平均降水量：800mm亚洲：

740mm按年降水量多少划分为五个降水量带：分区年降水(mm)分布地区1)十分湿润带>1600mm东南沿海，云南西南部，广西南部，西藏东南角，湖南、江西、四川山地2)湿润带800~1600mm长江中下游地区，云贵川和广西大部分地区3)半湿润带400~800mm华北平原，东北大部分，山西、陕西大部及甘肃东南部，四川西北，西藏东部4)半干旱带200~400mm内蒙，宁夏，甘肃，新疆西北部5)干旱带<200mm内蒙、宁夏、甘肃沙漠区，青海、新疆的盆地

2.55204080120160200300(cm)十分湿润带1600-2000湿润带半湿润带半干旱带干旱带<200200-400400-800800-12001200-1600全年降水主要在夏半年，由于季风的进退影响，导致雨季的迟早及历时的长短在地区上有所不同。

长江以南：雨季在3~6月或4~7月

华北与东北地区：雨季为6~9月（大部分集中在7、8两个月）

西南地区：雨季在5~10月（11~4月为旱季）

新疆西部地区：终年降水量不大，但四季较均匀降水量的年内变化我国年降水量年际变化很大，且有连续多年雨量偏多或连续多年雨量偏少的现象。年降水量越少的地区，其年际之间的变化越大。降水的年际变化可用各地历年最大年降水量(Pmax)与最小年降水量(Pmax)之比值K来表示：中国降水量的多年变化特点•西北地区：

K>8.0

说明丰枯变化很大。•北京地区：

1959年P=1405mm，1869年P=242mmK=1405/242=5.8•南方多雨地区：

K=1.5-3.0

说明年际间降雨相对均匀；•北方少雨地区：

K=3.0-6.0

说明丰枯变化较大；作业11、某流域雨量站分布情况如图1，根据五万分之一地形图用求积仪量得流域面积为87.5km2。1974年8月19日发生一次暴雨，各雨量站观测的雨量及其对应的泰森多边形面积如表1，要求：补画出流域上的泰森多边形；用泰森多边形法计算流域各时段平均雨深及日平均雨深；选用较合理的一种成果绘制降雨量过程线和累积雨量线。

表1某流域降雨资料单位：mm

雨量站降雨历时A站6.5km2B站10.0km2C站8.9km2D站23.1km2E站8.8km2F站11.8km2G站18.4km2算术平均法泰森多边形法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合计图1某流域雨量站分布图

雨水降落到地面后，当地表为透水的土壤时，将有一部分渗入土层，即下渗。下渗的雨水，首先进入包气带，当那里吸收的水量超过它的蓄水能力（称蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为潜水和地下径流。第四节下渗infiltration

一、包气带和饱和带包气带：指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气的水、土三相系统，因此，称包气带。这里的水分，水文上称土壤水，水压力P小于大气压，为负压，P＜0。

饱和带：指地下潜水面下边的土层，土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱和带。这里的水在水文上称为地下水，P≥0。

土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中，作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：二、土壤水（一）土壤水分存在的形式汽态水：

存在于土壤空隙中的水汽

汽态水(Vapor)

吸着水(Hygroscopicwater)土粒吸湿水:

紧束在土粒表面，不能自由移动薄膜水：

吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面做微小的移动毛管水（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悬着毛管水:当地下水位较低时，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积水地下水重力水（GravitationalWater）重力水：

受重力支配不能为土壤所保持的水分气态水：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。但有利于微生物的活动，对植物根系有利，数量较少，在计算中被忽略。吸着水：包括吸湿水和薄膜水。吸湿水被紧束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下移动。薄膜水吸附于吸湿水的外部，能沿土粒表面进行数度极小的移动。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动的土壤水，地下水的来源。

（二）土壤含水量与分类

1.土壤含水量

土壤含水量是指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。水文上也用水深（㎜）来表示，称土壤蓄水量。2.土壤水分常数：最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水汽量。最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大值。

凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。膜状水膜状水毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量。这时继续下渗的雨水，将补给潜水，形成地下径流。饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。分界线为保证旱作物丰产和水资源的高效利用，一般要求土壤含水量在_________和________之间。

入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。三、下渗（一）入渗的物理过程径流量大小？1、渗润阶段（分子力）：下渗开始时，土壤干燥，分子力很强，可达10000个大气压，土壤分子力很快把水吸附在土粒周围，形成薄膜水。随着入渗的继续，薄膜厚度增大，分子力迅速衰减到消失。（引力与距离平方成反比）下渗可分为三个阶段2、渗漏阶段（毛管力）：入渗水分填充了土粒间的空隙，空隙连通，形成毛管，水沿管壁运动，构成弯曲面，在表面张力作用下产生毛管力。表面张力的合力指向无水方，使水迅速入渗。当水逐渐填满毛管后，毛管力消失。图下渗曲线和下渗累积曲线3、渗透阶段（重力）：毛管力消失后，只剩下重力起作用，重力稳定向下，一直起作用，可使下渗稳定进行。（fc）

1、下渗率f指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h或mm/min）。（二）下渗率和下渗能力2、下渗能力fp在充分供水下的下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）3、下渗能力曲线下渗能力随时间的变化过程线（单位：mm/h）大小关系？fp一定？和什么有关？

4、稳定下渗率fc土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定的下渗率。下渗能力随时程而递减，初期很大，后期逐渐变小，最后趋于稳定下渗量~时间曲线下渗能力~时间曲线可通过同心环实验证明经验公式（霍顿公式）其中，下渗率f，表示在单位时间内，单位面积上渗入土中的水量（mm/h）ft：t时刻的下渗率，f0：初始下渗率，e：自然对数的底，β：递减指数。如何确定？f0、fc、β与土壤性质有关，需根据实测资料或实验资料分析确定。下渗曲线是充分供水条件下的某地面点上的下渗曲线。在天然降雨条件下，在降雨初期，一般降雨强度是小于下渗能力的，因此在降雨初期，实际的下渗强度等于降雨强度。当土壤含水量增加至一定值时，降雨强度才会超过下渗率，这时就会形成径流。如何计算下渗量？？

1、下渗与雨强的关系实际入渗过程概化为以下特点：（三）自然条件下的下渗（1）i≥fp

即降雨强度在研究时段内大于土壤入渗能力（2）i<fp即降雨强度在研究时段内总是小于土壤入渗能力，实际的入渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)。在该情况下全部降雨渗入土壤。

（3）fc＜i＜fp下渗能力下降到稳定下渗率前，全部雨水渗入土壤当i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)当i(t)>fp(t)=fct>t1f(t)=fp(t)=fc2、下渗在空间上的差异性（影响下渗的因素）下渗是一个较复杂的过程，受多方面因素的影响，主要有土壤性质、降水、植被、地表、人类活动影响。土壤：土壤特性空间分布的差异、植被、坡度及土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）的不同；降雨：降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；由于空间的变异性，实际入渗情况要比以上分析单点的入渗复杂的多。如在研究流域入渗问题时，需要进行物理上的概化。

四、地下水存在于地表以下岩土的孔隙、裂隙和洞穴中的水。地表以下含水的岩土可分两个带。上部为包气带（非饱和带），该带岩土的空隙中除水以外还包含空气。下部为饱水带（饱和带），岩土的空隙被水充满。水文学中把地下水面以下饱和带中的水称作地下水。

（一）地下水分类根据埋存条件，地下水又可以分为以下二类：1、包气带水：它是地面以下，潜水位以上未被水饱和的岩土层中的水。具有自由水面的重力水。2、潜水：潜水是指埋存于地表以下，第一个连续稳定的隔水层以上具有自由水面的重力水。它主要的补给来源是降水和地表水的渗入。3、承压水：承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的地下水，它承受一定的压力，当钻孔打穿上覆隔水层时，水能从钻孔内上升到一定的高度。

（二）潜水的特点1）它具有自由水面（潜水面）通过包气带与大气相通，因此潜水可以直接受到降水和地表水的补给，另一方面也可以通过蒸发、植物散发方式从包气带垂向向大气排泄。2）潜水大致沿潜水位较高处向水位较低处流动，由于地形切割或岩性变化，潜水流可集中排泄于地表成泉，称作下降泉。潜水流还可分散泄流进入河、湖或海中。

（三）承压水的特点具有承压性质，含水层可明显地分为补给区、承压区及排泄区三个部分。1、补给区：补给区的上部没有隔水层，该区地下水具有自由水面，实际上是潜水，它直接接受降水及地表水的补给。2、承压区：系指隔水顶板以下，被水充满的含水层。其主要特征是：a、承受静水压力具有压力水头；b、由于承压区与补给区在地域上不一致，故其性质受当地气象水文因素影响较小，参与水文循环远不如潜水积极，因此水量不易补充恢复。

3、排泄区：指承压水流出地表或流向潜水的地段。承压水常以地表水、潜水、泉水的形式排出。面平均降水量：算术平均、泰森多边形、等雨量线等。土壤水下渗（过程、规律）地下水2.5蒸散发

一、概述蒸发是水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程。它属于水由液态或固态变为气态的相变。蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要环节之一。流域蒸发包括：水面蒸发：蒸发面为水面时称为水面蒸发；土壤蒸发：蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；植物散发：蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。

水面蒸发：水面蒸发是指在自然条件下，水面的水分从液态转化为气态进出水面的物理过程，可概括为水分汽化和水分扩散两个阶段。用以反映当地蒸发能力的一个指标。二、水面蒸发蒸发量的大小可用二个特征量表示：蒸发量：某个时段内单位面积蒸发的水量。蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。

确定水面蒸发量通常有两种途径：对水面蒸发进行实测；(器测法)通过气象观测资料进行计算。(计算法)水面蒸发的观测（充分供水条件下）：⑴器测法（用蒸发器进行测定）蒸发器类型有：1φ-20型，φ-80型2E-601型3大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。每日8时观测一次，得日蒸发量；月蒸发量年蒸发量

1)器测法用蒸发器或蒸发池观测水面蒸发。

E=kE`式中，E为天然水面蒸发量；E`为蒸发器实测蒸发量；k为蒸发器折算系数。蒸发器直径61.8cm，外圈直径161.8cmE601蒸发器读数均为同期的观测数据，K值随蒸发皿类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出，如：东北地区：K=0.9；长江流域：K=0.8大型蒸发池直径超过3.5m，面积超过100m2；观测数据与天然蒸发量基本一致。套盆100cmΦ蒸发盆80cm水面指针静水圈2)间接法之经验公式法常用的经验公式为：E=f(u)(es-ez)式中，E为天然水面蒸发量；

u为水面上某高处风速；

es为水面温度下的饱和水汽压；

ez为距水面上z处的水汽压，(es-ez)为饱和汽压差；函数f，不同地区，形式不一样。反映风速、气温、湍流等气象因子对蒸发的影响。彭曼公式：

土壤蒸发：土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程。土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外，还与土壤性质(结构、色泽等)、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关。三、土壤蒸发土壤蒸发持续进行的条件：

经常有热量到达土面，以提供水分汽化所需的汽化热；气温

土面的水气压高于大气的水气压；风速，饱和水汽压差(es-ez)

土面能从土壤内部本身获取到水分。(裸露)土壤水分蒸发过程：第1阶段：大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变过程），开始时，土壤表面的含水量为饱和的情况，蒸发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸发能力控制。

EE

第2阶段：（土壤导水率控制阶段/蒸发率降低阶段），在该阶段由于含水率低于土壤某含水量值（田间持水率），某些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸发速率随表层土壤含水量变小而变小。当土壤中毛细管全部断裂，毛管水不再上升，土壤表层得不到水分供给，土壤表层干化，则第二阶段结束。E田间持水量水量持续减少水量持续减少

第3阶段（扩散控制阶段）土壤表层变干，蒸发发生在干土层下面的湿润土层，蒸发形成的水汽以扩散作用通过干土层逸入大气中。当土壤湿度达到某一临界值(凋萎系数)时，蒸发则基本停止。气象因素不变则E恒定气象因素不变则E近似与土壤含水量W成正比，线性关系气象因素与土壤含水量W对E作用都不大，蒸发缓慢毛管断裂含水量常用称重式土壤蒸发皿，其根据水量平衡原理来确定土壤蒸发。该方法适合于点的测定。计算公式见后土壤蒸发量的测定：确定土壤蒸发量通常也有两种途径：①利用仪器直接测定:GEPRq式中:E～观测时段内土壤蒸发量(mm)

G1、G2～时段初和时段末筒内土样的重量(g) P～降水量(mm)

R～径流量(mm)

q～渗漏量(mm)0.02～换算系数(500cm2为蒸发皿的蒸发面积)根据所测定的有关数据，按水量平衡对土壤蒸发建立公式计算求得：GEPRq

其中：Rs

～来自太阳与天空的短波辐射的射入通量；

Rsρ～表示地球表面反射的短波辐射，ρ为反射率；Rl～表示长波辐射的净通量等于来自天空的长波辐射与地表反射和发射的长波辐射之差；②根据热量平衡及土壤水动力学原理对土壤蒸发

建立理论或半经验公式计算求得式中，Rn～净辐射，Rn=Rs(1-ρ)+RlLEt～散发作用中所吸收的能量。H～加热空气的能量，称显热或感热；G～用于加热土壤的能量，称为热的储存率。（单位：卡/d·cm2）

式中，Et

～水汽通量密度(g/cm2·sec)

Kv

～水汽涡流传导系数(cm2/sec)

Z～高度(cm)

ρa～空气的密度(在20oC和1013毫巴时为1.2×10-3g/cm3)

～水的分子量与空气分子量之比(0.622)

Pa～大气压(毫巴)

e

～空气的水汽压(毫巴)③空气动力学法(剖面法，应用紊流传导方程)

植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。四、植物蒸散发植物散发影响条件：气象因素：温度、湿度、日照及风速等土壤含水量：充分供水及非充分供水植物生理条件：种类及生长阶段生理上的差别，如针叶、阔叶。在水文学中认为水面蒸发、土壤蒸发与植物散发是不可分割的，故统称为陆面蒸发。陆面蒸发与土壤的结构、含水量以及植物覆盖的情况有关。考虑植物散发计算：Penman-Monteith公式（1965）

流域总蒸发包括：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素，它是干旱和半干旱地区水文循环中陆相排水(通过陆地排泄)的主要水文过程。从水量损失角度来说，总蒸发是降雨径流形成过程中唯一损失，是流域水量平衡计算中重要项目之一。流域总蒸发不是靠实测而是通过估算求得。五、流域总蒸发量

总蒸发量估算方法：①水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精度。②模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水量成正比。

2.6

径流径流的含义：指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二个途径流入河系，再流出流域出口断面的水流，这样的物理过程称作径流形成过程径流形成过程。有时也指它的量，即在一定时段内通过某一河流断面的水量，称径流量径流量。径流是水文循环的一个重要环节，是河流水文情势变化的根本因素。径流量是水量平衡的基本要素之一。tPQt流域蓄渗指降雨的雨水耗于植物截留、下渗和填洼等综合过程。降雨形成地面径流之前，在流域中会被以上几个方面所消耗，不参与径流的形成：一、径流形成过程可概化为二个过程：1、产流过程（流域蓄渗过程）（2）土壤蓄水量S指降雨入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的水量。（1）

植物截留量

Is降雨被植物茎叶拦截的现象称截留，APIS

S最大是多少？Is去哪里了？V以上各种量不参与径流的形成，统称为:雨量的损失量或地面滞留量。（3）填洼量Vd水分停蓄在地面洼陷处称填洼。（4）雨间蒸散发量E降雨形成的径流量/净雨量径流量(净雨量)=降雨量-损失量净雨量包括二个方面：

地面径流R

地下径流

Rg

壤中径流/表层流

Rin

指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。（1）地面径流R

包括:坡面漫流Rs

指沿流域坡地成片连续流动的水流。PRsRin（2）地下径流Rg包括：a.浅层地下径流Rgs下渗水流到达地下水面后，则形成：指潜水面以下和第一个不透水层以上的含水层中的水流，亦称作无压地下水。b.深层地下径流

R