第2章河川徑流形成的基本知識2.1水循環及水量平衡一、水循環

自然界中的水從形態上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不斷地、周而復始地變化過程構成了水循環。（圖示）1、概念

地球上各種形態的水，在太陽輻射、重力等作用下，通過蒸發、水汽輸送、凝結降水、下滲以及徑流等環節，不斷地發生相態轉換和周而復始運動的過程，稱為水循環。地球上各類水體，通過水循環形成了一個連續而統一的整體。Back2、成因水分循環的產生有其內因和外因。內因是水的“三態”變化。外因是太陽輻射和地心引力。太陽輻射分布的不均勻性和海陸的熱力性質的差異，造成空氣的流動，為水汽的移動創造了條件。地心引力（重力）則促使水從高處向低處流動。從而實現了水分循環。

水循環過程圖3、水循環類型根據其路徑和規模分為：大循環（又稱外循環、海陸間循環）小循環（又稱內部循環，包括海洋小循環和陸地小循環）。大陸海洋水汽輸送徑流輸送蒸發海陸間循環：是指海洋水與陸地水之間通過一系列過程所進行的相互轉換運動。這種循環又稱為大循環。意義：使得陸地上的水不斷得到補充，水資源得以再生。海洋蒸發降水蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸發陸地蒸發4、水循環機理水循環服從質量守恒規律。水循環的基本動力是太陽輻射和重力作用。水循環遍及整個水圈，并深入大氣圈、巖石圈及生物圈，同時通過無數條路線實現循環。從全球看，水循環是個閉合系統，從局部地區看水循環是開放系統。5、水循環意義水分循環有如自然地理環境的“血液循環”，它溝通了各基本圈層的物質交換，促使各種聯系的發生。水循環不僅形成統一的水圈，而且將四大圈層聯系起來，深刻影響著地球表層結構的形成、演化與發展。地球上的水循環是巨大的物質和能量流動，是具有全球意義的能量傳輸過程。水循環是海陸間聯系的主要紐帶。從而實現海陸之間的相互作用。水循環不斷塑造地表形態。流水的沖刷、侵蝕、搬運和堆積作用，溶蝕作用。由于存在水循環，水才能周而復始的被重新利用，成為可再生資源。水又是造成洪、澇、旱等自然災害的主要原因。1、定義：某一地區在某一時段內，其收入水量和支出水量的差額，等于該地區的蓄水變量。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

說明全球多年平均降水量等于全球多年平均蒸發量，在水循環過程中，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（對整個海洋適用）P海+R=E海式中，P海、E海和R分別為海洋上任意時段降水量、蒸發量和入海徑流量；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外分別為外流區任意時段內降水量、蒸發量、入海的地表和地下徑流量及蓄水變化量；P外、R

、E外分別為外流區多年平均降水量、蒸發量和徑流量。內流區水平衡方程（水循環系統基本閉合，內流區的降水全部轉化為蒸發，沒有水量入海。）多年平均P內=E內式中，P內、E內分別為內流區多年平均降水量和蒸發量。陸地水平衡方程：（P外+P內）-（E外+E內）=RP陸-E陸=R陸地：P=E+R海洋：E=P+RBack工程水文學的內容及意義主要研究方法水循環水量平衡第二節河流和流域一、概述1、河流：

（周期性）沿連續延伸的（本身營造）凹處流動的天然水體。由水與河槽兩個要素構成。（矛盾統一體）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。

河源是河流的發源地，多為泉水、溪澗、冰川、湖泊或沼澤等。

河口是河流的終點，即河流注入海洋或內陸湖泊的地方。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，河床較穩定，呈“U”形。下游河流的最下段，一般處于平原區，河槽寬闊，淤積明顯，淺灘和河灣較多。黃河中游急流長江下游段左岸右岸

河流有關術語示意圖（深泓線）中泓線過水斷面水位線3、河流分級：干流：從河源到河口，水量最集中，河長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別的河流。

一級支流：直接入干流的水流；（不考慮河長與水量）

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

流域的周界線，有地面、地下之分。閉合流域：

當地面分水線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、河流長度L（km）：

自河源沿主河道至河口的距離稱為河流長度，簡稱河長，以km計。可在適當比例尺的地形圖上量得。2、河流橫斷面：分單式斷面復式斷面；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，單位河長的落差稱為河道縱比降，簡稱比降，用小數或干分數表示。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，河底比降則較穩定。當河段縱斷面近于直線時．比降按下式計算；式中h0,…,hn——自下游到上游沿程各點河底高程、

l1,…,ln——相鄰兩點間的距離。m；

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

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

流域分水線包圍區域的平面投影面積，稱為流域面積，記為F，以km2計。可在適當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~流域內干支流的總長度(km)；A~流域面積(km2)6、流域的長度和平均寬度

流域長度就是流域軸長。以流域出口為中心向河源方向作一組不同半徑的同心圓，在每個圓與流域分水線相交處作割線，各割線中點的連線的長度即為流域的長度，以km計。流域面積與流域長度之比稱為流域平均寬度，以km計。7、流域的平均高度和平均坡度將流域地形圖劃分為100個以上的正方格，依次定出每個方格交叉點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緯度來表示，它可以反映流域所處的氣候帶，說明流域距離海洋的遠近，反映水文循環的強弱。(2)流域的氣候特征。包括降水、蒸發、濕度、氣溫、氣壓、風等要素。它們是河流形成和發展的主要影響因素，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、地質構造、土壤和巖石性質、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程的具體條件，并影響徑流的變化規律。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通過調查或遙感信息提取第三節降水一、降水的成因

降水是指液態或固態的水汽凝結物從云中降落到地面的現象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等等，其中以雨、雪為主。降水是水文循環中最活躍的因子，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、潮濕土壤及植物葉面等蒸發出來的水汽進入大氣后，由于分子本身的擴散和氣流的傳輸作用分散于大氣中。空氣中的水汽含量有一定的限度，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到了飽和或過飽和。多余的水汽就要發生凝結。如果地面有團濕熱未飽和空氣，在某種外力作用下上升、上升高度越高、氣壓越低。因此，在上升過程中，這團空氣的體積就要膨脹．在與外界沒有發生熱量交換、即絕熱條件下，體積膨脹的結果必然導致氣團溫度下降。這種現象稱為動力冷卻。當氣團上升到一定高度，溫度降到其露點溫度時，這團空氣就達到了飽和狀態，再上升就會過飽和而發生凝結形成云滴。云滴在上升過程中不斷凝聚，相互碰撞，合并增大。—旦云滴不能被上升氣流所頂托時，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上升運動③冷卻凝結、凝結核冷卻機制上升(日間強烈受熱,對流,地形)接觸性冷卻(暖空氣流過冷的海面)輻射冷卻(晚上地面輻射大量流失于太空)蒸發冷卻(水由液態轉為氣態，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。在日間有強烈蒸發發生于水面。二、降雨的分類

按空氣抬升的原因降雨可分為：對流雨降雨的分類氣旋雨地形雨鋒面雨⑴對流雨因地表局部受熱．氣溫向上遞減率過大．大氣穩定性降低，下層空氣膨脹上升與上層空氣形成對流運動。上升的空氣形成動力冷卻而致雨稱為對流雨。因對流上升速度快，形成的云多為垂直發展的積狀云。降雨強度大，歷時短。雨區較小。對流雨特點：強度大，歷時短，范圍小，還常伴有暴風，雷電，故又稱熱雷雨、雷陣雨。在熱帶雨林氣候區和夏季的亞熱帶季風氣候區多見。返回淡積云濃積云積雨云(2)地形雨空氣在運移過程中，遇山脈的阻擋．氣流被迫沿迎風坡上升，由于動力冷卻而成云致雨稱為地形雨。此外，山脈的形狀對降雨也有影響。如：喇叭口、馬蹄形的地形，若它們的開口朝向氣流來向，則易使氣流輻合上升．產生較大的降雨．如圖2—11所示。地形雨的降雨特性．因空氣本身溫濕特性，運行速度以及地形特點而異，差別較大。地形雨特點：地形雨多集中在迎風坡，背風坡雨量較少。返回地形雨形成示意圖山脈地形雨實例西安市漢中秦嶺山脈P<600mmP>800mm(3)鋒面雨基本概念：氣團：溫度、濕度、氣壓等物理性質比較均勻、相似的大團空氣。根據溫度特征分為冷氣團和暖氣團，根據濕度特征分為海洋氣團和大陸氣團鋒面：冷暖氣團的交界面。類型：冷鋒：冷氣團主動向暖氣團移動的鋒。暖鋒：暖氣團主動向冷氣團移動而形成的鋒。準靜止鋒：勢力相當，兩個氣團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。在地轉偏向力的作用下，鋒面向冷空氣一側傾斜，冷氣團總是楔入暖氣團下部．暖空氣沿鋒面上升。由于鋒面兩側溫度、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、大風等天氣現象。鋒面活動產生的降水統稱鋒面雨。(3)鋒面雨暖鋒雨暖鋒：冷暖氣團相遇時，暖氣團較強起主導作用，暖氣團推動鋒面向冷氣團一側移動。暖鋒雨示意圖水文氣象學將鋒面二側冷暖氣團移動方向的不同，所形成的鋒面雨分成以下幾種類型：暖鋒雨的特點：雨區位于鋒線前方；降雨強度較小(鋒面坡度小，介于1/100~1/300，暖濕氣團上升緩慢）；云和降雨區面積較大。在夏季，當暖氣團不穩定時，也可出現積雨云和雷陣雨天氣。冷鋒雨:冷暖氣團相遇時，冷氣團較強起主導作用，冷氣團推動鋒面向暖氣團一側移動。根據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：?云和雨區分布及降雨強度與暖鋒雨相仿；雨區位于鋒線后方。

緩行冷鋒雨特點：冷鋒運移速度較慢緩行冷鋒雨示意圖冷鋒運移速度較快，使得暖濕氣團產生劇烈的上升運動，鋒面坡度較陡，介于1/40~1/80（41～820）。降雨在鋒線附近，降雨強度大歷時短、雨區窄急行冷鋒雨特點：急行冷鋒：急行冷鋒雨示意圖當冷暖鋒面勢均力敵，則鋒面在一定地區來回擺動，稱為準靜止鋒。或指移動很緩慢呈準靜止狀態的鋒。準靜止鋒雨示意圖準靜止鋒:準靜止鋒雨的特點：

降雨持續時間較長降雨強度比較小

雨區比暖鋒雨更廣如江淮一帶6、7月的常出現的陰雨天氣即為典型的準靜止鋒雨。當有三種冷暖性質不同的氣團（如暖氣團、較冷氣團、更冷氣團）相遇時，便會產生兩個鋒面，此兩鋒面相遇并逐漸合并起來，原來暖氣團被迫抬離地面，錮囚在高空，這樣形成的鋒稱作錮囚鋒。圖中：

—

冷氣團

—暖氣團

—更冷氣團

(1)(4)(2)(3)錮囚鋒形成示意圖

錮囚鋒：試做天氣預報員天氣預報：冷鋒將向（）移動，受其影響，我國黃河中下游地區將出現（）天氣，氣溫也將明顯（）。暖鋒將朝（）移動，受其影響，我國吉林北部、黑龍江南部將出現（）天氣，氣溫將（）。我國西北在（）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.swf？該鋒面是什么鋒？該鋒過境前、過境時、過境后是什么樣的天氣？冷鋒過境前：晴朗；過境時：陰天下雨刮風降溫；過境后：晴朗。思考？該鋒是什么鋒？該鋒過境前、過境時、過境后是什么天氣？暖鋒過境前：晴朗；過境時：連續性降水；過境后：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）時針旋轉的大型渦旋。在同高度上，氣旋中心的氣壓比四周低，又稱低壓。氣旋內的空氣作逆時針旋轉，并向中心輻合，引起大規模的上升運動，水汽因動力冷卻而致雨，稱為氣旋雨。特點：雨強、雨量大，歷時不長，面積不是很大，常伴大風。氣旋雨特點：降水范圍最廣，時間最久。

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

按降雨強度大小，降雨可分為暴雨、大雨、中雨、小雨四種：1、雨量器承雨器；漏斗；儲水瓶；

雨量杯觀測降雨量的常用儀器有：

雨量器

自記雨量計70cm20cm雨量器示意圖安裝時器口一般距地面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，即每日8時及20時各觀測一次。雨季增加觀測段次。每日8時至次日8時降水量為當日降水量。2.自計式（1）虹吸式分辨率：0.1mm降雨強度適用范圍：0.01～4.0mm/min（2）翻斗式分辨率：0.1mm

降雨強度適用范圍：

4.0mm/min以內（3）稱重式記錄降水時全部降水的重量。優點在于能夠記錄雪、冰雹及雨雪混合降水。稱重式式雨量計雷達探測氣象雷達是利用云、雨、雪等對無線電波的反射現象來發現目標的。有效范圍：40～200km。氣象衛星云圖極軌衛星地球靜止衛星：可見光云圖紅外云圖由于雨量觀測站觀測到的降雨量僅代表其周圍小范圍內的降水量，故稱為點降水量。三、降雨的特性分析點降水量：降雨量

為一定時段內降落到地面上的總雨量(mm)

降雨歷時

一次降雨所經歷的時間(天或小時)；降雨強度

為單位時間內的降雨量(mm/min或mm/h)；點降雨特性可用以下幾個特征值描述: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)點。

降雨量過程線：降雨量在時空上的變化特性的圖形表示：★降雨量過程線/降雨強度過程線：一定時段內的降雨隨時間變化的過程，稱降雨過程。實質是降雨強度過程線，一般用直方圖表示。

12345678910111213141516時間（h）雨強(mm/h)某站小時降雨強度過程線某站99年日降雨強度過程線②累積降雨過程線注：其橫坐標為時序；縱坐標為降雨開始到各時段的降雨量的累積值。累積降雨量曲線圖③等雨量線

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

1)算術平均法Arithmeticmethod：142365式中:

pi

各雨量站同時期的降雨量(mm)；

n

測站數；p

流域平均降雨量。分水嶺2)泰森多邊形法Thiessenpolygonmethod（面積加權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地形起伏較大時與算術平均法相比較：泰森多邊形法適用條件寬，計算結果較合理（能充分利用資料，不但要用流域內，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，構成若干個三角形(n-２個銳角三角形)；③做每個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多邊形，每個多邊形都對應一個雨量站；④把每個多邊形占全流域面積的比例作為權數，用對應的雨量站雨量加權平均計算流域的平均雨量。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雨量資料；不同時段的等值線圖需重繪，工作量大。等值線法的優點：能反映出降雨量在空間的實際分布情況。等值線法的不足點：四、中國降雨特性我國多年平均年降水量：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降水量帶：分區年降水(mm)分布地區1)十分濕潤帶>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)濕潤帶800~1600mm長江中下游地區，云貴川和廣西大部分地區3)半濕潤帶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內蒙，寧夏，甘肅，新疆西北部5)干旱帶<200mm內蒙、寧夏、甘肅沙漠區，青海、新疆的盆地

2.55204080120160200300(cm)十分濕潤帶1600-2000濕潤帶半濕潤帶半干旱帶干旱帶<200200-400400-800800-12001200-1600全年降水主要在夏半年，由于季風的進退影響，導致雨季的遲早及歷時的長短在地區上有所不同。

長江以南：雨季在3~6月或4~7月

華北與東北地區：雨季為6~9月（大部分集中在7、8兩個月）

西南地區：雨季在5~10月（11~4月為旱季）

新疆西部地區：終年降水量不大，但四季較均勻降水量的年內變化我國年降水量年際變化很大，且有連續多年雨量偏多或連續多年雨量偏少的現象。年降水量越少的地區，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來表示：中國降水量的多年變化特點?西北地區：

K>8.0

說明豐枯變化很大。?北京地區：

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

K=1.5-3.0

說明年際間降雨相對均勻；?北方少雨地區：

K=3.0-6.0

說明豐枯變化較大；作業11、某流域雨量站分布情況如圖1，根據五萬分之一地形圖用求積儀量得流域面積為87.5km2。1974年8月19日發生一次暴雨，各雨量站觀測的雨量及其對應的泰森多邊形面積如表1，要求：補畫出流域上的泰森多邊形；用泰森多邊形法計算流域各時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A站6.5km2B站10.0km2C站8.9km2D站23.1km2E站8.8km2F站11.8km2G站18.4km2算術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合計圖1某流域雨量站分布圖

雨水降落到地面后，當地表為透水的土壤時，將有一部分滲入土層，即下滲。下滲的雨水，首先進入包氣帶，當那里吸收的水量超過它的蓄水能力（稱蓄滿）時，多余的雨水進入飽水帶，成為潛水和地下徑流。第四節下滲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，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、毛細管引力和重力。它們決定了土壤水的存在形式和運動。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水：

存在于土壤空隙中的水汽

汽態水(Vapor)

吸著水(Hygroscopicwater)土粒吸濕水:

緊束在土粒表面，不能自由移動薄膜水：

吸附于吸濕水外部，只能沿土粒表面做微小的移動毛管水（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:當地下水位較低時，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水：被分子力緊緊吸附在土粒表面、不能流動、也不能為植物利用的土壤水分。但有利于微生物的活動，對植物根系有利，數量較少，在計算中被忽略。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。薄膜水吸附于吸濕水的外部，能沿土粒表面進行數度極小的移動。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的土壤水，地下水的來源。

（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、或包含的水體質量來表示。水文上也用水深（㎜）來表示，稱土壤蓄水量。2.土壤水分常數：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：土粒分子力所結合水分的最大量，薄膜水厚度達最大值。

凋萎含水量（凋萎系數）：植物根系的吸力約為15個大氣壓，對于土粒吸附的吸力大于該值的水分，植物則無法利用。當土壤水分低于這時的含水量時，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：濕潤的土壤逐漸干燥時，毛管懸著水的連續狀態開始斷裂，此時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面運移。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。這時繼續下滲的雨水，將補給潛水，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土壤表面進入土壤從而改變土壤內水分狀況的過程。它是水在分子力、毛細管引力和重力的綜合作用下在土壤中發生的物理過程，是徑流形成過程的重要環節之一。下滲不僅直接決定地面徑流量的生成及大小，同時也影響土壤水和地下潛水的增長，影響土壤中表層流、地下徑流的生成和大小。三、下滲（一）入滲的物理過程徑流量大小？1、滲潤階段（分子力）：下滲開始時，土壤干燥，分子力很強，可達10000個大氣壓，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，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，水沿管壁運動，構成彎曲面，在表面張力作用下產生毛管力。表面張力的合力指向無水方，使水迅速入滲。當水逐漸填滿毛管后，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，重力穩定向下，一直起作用，可使下滲穩定進行。（fc）

1、下滲率f指單位時間內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間的變化過程線（單位：mm/h）大小關系？fp一定？和什么有關？

4、穩定下滲率fc土壤孔隙充滿水，下滲趨于穩定的下滲率。下滲能力隨時程而遞減，初期很大，后期逐漸變小，最后趨于穩定下滲量~時間曲線下滲能力~時間曲線可通過同心環實驗證明經驗公式（霍頓公式）其中，下滲率f，表示在單位時間內，單位面積上滲入土中的水量（mm/h）ft：t時刻的下滲率，f0：初始下滲率，e：自然對數的底，β：遞減指數。如何確定？f0、fc、β與土壤性質有關，需根據實測資料或實驗資料分析確定。下滲曲線是充分供水條件下的某地面點上的下滲曲線。在天然降雨條件下，在降雨初期，一般降雨強度是小于下滲能力的，因此在降雨初期，實際的下滲強度等于降雨強度。當土壤含水量增加至一定值時，降雨強度才會超過下滲率，這時就會形成徑流。如何計算下滲量？？

1、下滲與雨強的關系實際入滲過程概化為以下特點：（三）自然條件下的下滲（1）i≥fp

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

（3）fc＜i＜fp下滲能力下降到穩定下滲率前，全部雨水滲入土壤當i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)當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）下滲是一個較復雜的過程，受多方面因素的影響，主要有土壤性質、降水、植被、地表、人類活動影響。土壤：土壤特性空間分布的差異、植被、坡度及土地利用情況（人類活動如水土保持、植樹造林、平整土地、農田基本建設和都市化等）的不同；降雨：降雨時間和空間上分布不均勻性和強度差異。土壤含水率及土壤蒸散發在空間上的差異；由于空間的變異性，實際入滲情況要比以上分析單點的入滲復雜的多。如在研究流域入滲問題時，需要進行物理上的概化。

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，第一個連續穩定的隔水層以上具有自由水面的重力水。它主要的補給來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隔水層之間的含水層中的地下水，它承受一定的壓力，當鉆孔打穿上覆隔水層時，水能從鉆孔內上升到一定的高度。

（二）潛水的特點1）它具有自由水面（潛水面）通過包氣帶與大氣相通，因此潛水可以直接受到降水和地表水的補給，另一方面也可以通過蒸發、植物散發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，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入河、湖或海中。

（三）承壓水的特點具有承壓性質，含水層可明顯地分為補給區、承壓區及排泄區三個部分。1、補給區：補給區的上部沒有隔水層，該區地下水具有自由水面，實際上是潛水，它直接接受降水及地表水的補給。2、承壓區：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、由于承壓區與補給區在地域上不一致，故其性質受當地氣象水文因素影響較小，參與水文循環遠不如潛水積極，因此水量不易補充恢復。

3、排泄區：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：算術平均、泰森多邊形、等雨量線等。土壤水下滲（過程、規律）地下水2.5蒸散發

一、概述蒸發是水汽從水面、冰面或其他含水物質表面逸出的過程。它屬于水由液態或固態變為氣態的相變。蒸發是氣象要素之一。在自然界中，蒸發是海洋和陸地水分進入大氣的唯一途徑，是地球水文循環的主要環節之一。流域蒸發包括：水面蒸發：蒸發面為水面時稱為水面蒸發；土壤蒸發：蒸發面為土壤表面時稱為土壤蒸發；植物散發：蒸發面是植物莖葉則稱為植物散發。

水面蒸發：水面蒸發是指在自然條件下，水面的水分從液態轉化為氣態進出水面的物理過程，可概括為水分汽化和水分擴散兩個階段。用以反映當地蒸發能力的一個指標。二、水面蒸發蒸發量的大小可用二個特征量表示：蒸發量：某個時段內單位面積蒸發的水量。蒸發率／蒸發強度：指單位時間內的蒸發量。

確定水面蒸發量通常有兩種途徑：對水面蒸發進行實測；(器測法)通過氣象觀測資料進行計算。(計算法)水面蒸發的觀測（充分供水條件下）：⑴器測法（用蒸發器進行測定）蒸發器類型有：1φ-20型，φ-80型2E-601型3大型蒸發池(A=20m2和A=100m2兩種)。每日8時觀測一次，得日蒸發量；月蒸發量年蒸發量

1)器測法用蒸發器或蒸發池觀測水面蒸發。

E=kE`式中，E為天然水面蒸發量；E`為蒸發器實測蒸發量；k為蒸發器折算系數。蒸發器直徑61.8cm，外圈直徑161.8cmE601蒸發器讀數均為同期的觀測數據，K值隨蒸發皿類型、地區環境、季節的不同而異，可從各地的水文手冊查出，如：東北地區：K=0.9；長江流域：K=0.8大型蒸發池直徑超過3.5m，面積超過100m2；觀測數據與天然蒸發量基本一致。套盆100cmΦ蒸發盆80cm水面指針靜水圈2)間接法之經驗公式法常用的經驗公式為：E=f(u)(es-ez)式中，E為天然水面蒸發量；

u為水面上某高處風速；

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f，不同地區，形式不一樣。反映風速、氣溫、湍流等氣象因子對蒸發的影響。彭曼公式：

土壤蒸發：土壤中的水分通過空隙上升和汽化以水汽形式從土壤表面進入大氣的過程。土壤蒸發過程要比水面蒸發復雜，除影響水面蒸發的幾種因素(氣溫、水面溫度、飽和差及風速)外，還與土壤性質(結構、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。三、土壤蒸發土壤蒸發持續進行的條件：

經常有熱量到達土面，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；風速，飽和水汽壓差(es-ez)

土面能從土壤內部本身獲取到水分。(裸露)土壤水分蒸發過程：第1階段：大氣蒸發力控制階段（蒸發率不變過程），開始時，土壤表面的含水量為飽和的情況，蒸發量近似為一常數，其大小受氣象因子即大氣蒸發能力控制。

EE

第2階段：（土壤導水率控制階段/蒸發率降低階段），在該階段由于含水率低于土壤某含水量值（田間持水率），某些毛細管中水分連續狀態受到破壞而中斷，則毛管水供給表層蒸發的水分逐漸減少，故該階段蒸發速率隨表層土壤含水量變小而變小。當土壤中毛細管全部斷裂，毛管水不再上升，土壤表層得不到水分供給，土壤表層干化，則第二階段結束。E田間持水量水量持續減少水量持續減少

第3階段（擴散控制階段）土壤表層變干，蒸發發生在干土層下面的濕潤土層，蒸發形成的水汽以擴散作用通過干土層逸入大氣中。當土壤濕度達到某一臨界值(凋萎系數)時，蒸發則基本停止。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，線性關系氣象因素與土壤含水量W對E作用都不大，蒸發緩慢毛管斷裂含水量常用稱重式土壤蒸發皿，其根據水量平衡原理來確定土壤蒸發。該方法適合于點的測定。計算公式見后土壤蒸發量的測定：確定土壤蒸發量通常也有兩種途徑：①利用儀器直接測定:GEPRq式中:E～觀測時段內土壤蒸發量(mm)

G1、G2～時段初和時段末筒內土樣的重量(g) P～降水量(mm)

R～徑流量(mm)

q～滲漏量(mm)0.02～換算系數(500cm2為蒸發皿的蒸發面積)根據所測定的有關數據，按水量平衡對土壤蒸發建立公式計算求得：GEPRq

其中：Rs

～來自太陽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～表示長波輻射的凈通量等于來自天空的長波輻射與地表反射和發射的長波輻射之差；②根據熱量平衡及土壤水動力學原理對土壤蒸發

建立理論或半經驗公式計算求得式中，Rn～凈輻射，Rn=Rs(1-ρ)+RlLEt～散發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

～水汽渦流傳導系數(cm2/sec)

Z～高度(cm)

ρa～空氣的密度(在20oC和1013毫巴時為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空氣動力學法(剖面法，應用紊流傳導方程)

植物散發（蒸騰）：在植物生長期，水分從植物葉面和技干逸入大氣的過程。四、植物蒸散發植物散發影響條件：氣象因素：溫度、濕度、日照及風速等土壤含水量：充分供水及非充分供水植物生理條件：種類及生長階段生理上的差別，如針葉、闊葉。在水文學中認為水面蒸發、土壤蒸發與植物散發是不可分割的，故統稱為陸面蒸發。陸面蒸發與土壤的結構、含水量以及植物覆蓋的情況有關。考慮植物散發計算：Penman-Monteith公式（1965）

流域總蒸發包括：流域內的水面蒸發、土壤蒸發、植物散發的總稱。又稱流域蒸散發。在水文學中，通常指這些蒸發量的總和。陸地上的年降水量有60～70％通過蒸發和散發返回大氣，因此總蒸發是水文循環的重要組成要素，它是干旱和半干旱地區水文循環中陸相排水(通過陸地排泄)的主要水文過程。從水量損失角度來說，總蒸發是降雨徑流形成過程中唯一損失，是流域水量平衡計算中重要項目之一。流域總蒸發不是靠實測而是通過估算求得。五、流域總蒸發量

總蒸發量估算方法：①水量平衡法：根據降水、徑流、流域蓄水量變化等資料估算總蒸發量。在資料充分而可靠的條件下，它是較好的估算方法，常用來推求多年平均總蒸發量，有較高的精度。②模式計算法：根據土壤含水量的垂直分布，流域總蒸發量的計算用一層模式、兩層模式和三層模式。一層模式把可蒸發層作為一個整體，并認為蒸發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途徑流入河系，再流出流域出口斷面的水流，這樣的物理過程稱作徑流形成過程徑流形成過程。有時也指它的量，即在一定時段內通過某一河流斷面的水量，稱徑流量徑流量。徑流是水文循環的一個重要環節，是河流水文情勢變化的根本因素。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程。降雨形成地面徑流之前，在流域中會被以上幾個方面所消耗，不參與徑流的形成：一、徑流形成過程可概化為二個過程：1、產流過程（流域蓄滲過程）（2）土壤蓄水量S指降雨入滲過程中被土壤吸附存儲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-損失量凈雨量包括二個方面：

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；一部分繼續向下運行，遇到相對不透水層時，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流動的水流。PRsRin（2）地下徑流Rg包括：a.淺層地下徑流Rgs下滲水流到達地下水面后，則形成：指潛水面以下和第一個不透水層以上的含水層中的水流，亦稱作無壓地下水。b.深層地下徑流

R