ch水循环的基本环节实用实用教案

《ch水循环的基本环节实用实用教案》由会员分享，可在线阅读，更多相关《ch水循环的基本环节实用实用教案（66页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。

1、1 蒸发(zhngf)一、蒸发(zhngf)的含义蒸发：是指水由液态转化为气态(qti)，逸入大气的相变过程。 在蒸发过程中，由于水汽分子的不规则运动，会使一部分逸出去的水分子又回到水或冰面。从水或冰面飞出的水汽分子通量与回到水或冰面的水汽分子通量的差值称为蒸发量。 在自然界中，蒸发是海洋和陆地上的水分进入大气的唯一途径。所以，蒸发是大气现象之一，也是地球水文循环的重要环节之一。第1页/共65页第一页，共66页。1 蒸发(zhngf) 由于蒸发需要一定(ydng)的热量，因而蒸发不仅是水分的交换过程，亦是热量的交换过程，是水和热量的综合反映。二、蒸发的物理(wl)机制 不同类型的蒸发，其蒸发机

2、制不同。根据蒸发面的不同，可将蒸发分类：蒸发陆面蒸发水面蒸发土壤蒸发植物散发（蒸腾）蒸腾：是指在植物生长期，水分从植物叶面和枝干逸入大气的过程。第2页/共65页第二页，共66页。1 蒸发(zhngf)1、水面蒸发(shu min zhn f) 在自然条件下，影响水面蒸发速度的因素主要有：水源、热源、饱和差、风速、湍流扩散强度(qingd)等。水质也有一定的影响：含杂质的水蒸发减慢减少，如海洋比淡水的蒸发少23。2、土壤蒸发 指发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象。 土壤蒸发与水面蒸发相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。土壤水在蒸发过程中，除了要克服水分子之间的内聚力，还要克服土壤

3、颗粒对水分子的吸附力。第3页/共65页第三页，共66页。1 蒸发(zhngf) 从本质(bnzh)上说，土壤蒸发是土壤失去水分的干化过程，随着蒸发过程的持续进行，土壤中的含水量会逐渐减少，因而其供水条件越来越差，土壤的实际蒸发量亦随之降低。 根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤蒸发划分为三个阶段：定常蒸发率阶段。在充分供水条件下，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表层并蒸发掉。此时(c sh)蒸发快速进行，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发，在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的影响。第4页/共65页第四页，共66页。1 蒸发(zhngf)土壤含水率土壤蒸发

4、/土壤蒸发能力蒸发率下降阶段。 由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减少，当降到临界值 田间持水量以后，土壤的供水能力，不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减少而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。此时，由于供水不足，毛管水上升能力达不到土壤表层。土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动，蒸发量的大小主要决定于土壤含水量，气象因素则退居次要地位。田间持水量是田间土壤的最大的持水能力，也就是土壤所能稳定(wndng)保持的最高土壤含水量。第5页/共65页第五页，共66页。1 蒸发(zhngf)蒸发率微弱阶段。 当土壤含水量逐步降低到毛管断裂含水量 植物无法从土壤中吸收水

5、分而开始凋萎枯死时的土壤含水量，称为凋萎系数。 土壤蒸发进入蒸发率微弱阶段。土壤水由底层向土面的薄膜运动亦基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散，汽化扩散速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发愈来愈弱。第6页/共65页第六页，共66页。1 蒸发(zhngf)田间持水量：指在含水量饱和的土壤中，允许水分充分下渗，并防止(fngzh)其水分蒸发，经过一定时间，土壤剖面所能维持的较稳定的土壤水含量。 凋萎系数：植物开始发生永久(yngji)凋萎时的土壤含水率。第7页/共65页第七页，共66页。1 蒸发(zhngf)影响(yng

6、xing)土壤蒸发的因素 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除受到气象因素（如气温(qwn)、水面温度、饱和差及风速）影响以外，还受到土壤特性的影响，包括土壤的孔隙性、与地下水位的关系、土壤温度梯度等。土壤的孔隙性 土壤孔隙性指孔隙的形状、大小和数量。直径为0.10.001mm的孔隙毛管现象最明显，土壤蒸发也最大。直径8mm的孔隙不存在毛管现象，直径温度：土温较高时，植物根系从土壤中吸收的水分增多，散发(snf)加强；土温较低时，散发(snf)减小。2日照(rzho)：植物在阳光照射下，散发加强。3土壤含水量：当土壤含水量充足时植物根系可以从周围土壤中吸取足够的水分供给散发；当土壤含水量减小时，植

7、物散发率也减小，直至土壤含水量减到凋萎系数时，植物就因不能从土壤中吸取水分来维持正常生长而逐渐枯死，植物散发也因此趋于零。4植物生理特性：植物生理特性与植物种类及生长阶段有关。如针叶树比阔叶树的散发率小；水稻抽穗期要比成熟期、复青期散发率大。第14页/共65页第十四页，共66页。2 水汽(shu q)扩散与输送一、水汽扩散 扩散是指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。扩散现象不仅存在于大气之中，亦存在于液体分子运动中。 在扩散过程中伴随着质量转移，还存在动量转移和热量转移。这种转移的结果，是使得质量、动量与能量不均的气团或水团趋向(qxing)一致。可见，扩散的结果将

8、导致混合（均匀一致）。1、分子扩散（分子混合） 是大气中的水汽、各种水体中的水分子运动的普遍形式。蒸发过程中液面上的水分子由于热运动，脱离水面进入空中并向四周散逸(sn y)的现象，就是典型的分子扩散。第15页/共65页第十五页，共66页。2、紊动扩散（紊动混合） 由于受到外力作用，水分子原有的运动规律受到破坏，呈现杂乱无章的运动。运动中无论是速度(sd)的空间分布还是时间变化过程都没有规律，而且引起大小不等的涡旋。这些涡旋也象分子运动一样，呈现不规则的交错运动。这种涡旋运动又称为湍流运动，通常大气运动大多属于湍流运动。由湍流引起的扩散现象称为湍流扩散。 与分子扩散一样，大气紊流扩散过程中，也

9、具有质量转移、动量转移和热量转移，其转移的结果，促使质量、动量、热量趋向均匀，因而亦称紊动混合。但与分子扩散相比较，紊动扩散作用远较分子扩散作用为大。2 水汽扩散(kusn)与输送第16页/共65页第十六页，共66页。 空中水汽含量的变化，除了(ch le)与大气中比湿的大小有关外，还要受到水分子热运动过程、大气中湍流运动以及水平方向上的气流的影响。所以说上述两种扩散现象经常是相伴而生，同时存在。例如，水面蒸发时的水分子运动，就既有分子扩散，又可能受紊动扩散的影响。一般地，当讨论紊动扩散时，由于分子扩散作用很小，可以忽略不计；反之，讨论层流运动中的扩散时，则只考虑分子扩散，忽略紊动扩散。2 水

10、汽扩散(kusn)与输送第17页/共65页第十七页，共66页。二、水汽输送 水汽输送就是大气中水分因扩散而由一地向另一地移动，或由低空输送到高空的过程。在水汽输送过程中，水汽的含量(hnling)、运动方向与路线，以及输送强度等随时会发生改变，从而对沿途的降水产生影响。 同时由于水汽输送过程中，伴随有动量和热量的转移，因而要影响沿途的气温、气压等其它气象(qxing)因子，所以水汽输送是水循环过程的重要环节，也是影响当地天气过程和气候的重要因子。水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式，并具有强烈的地区性特点和季节变化，时而环流输送为主，时而以涡动输送为主。2 水汽(shu q)扩散与输送

11、第18页/共65页第十八页，共66页。 水汽(shu q)输送主要集中于对流层的中下层，其中最大输送量出现在近地面的850900hPa之间，由此向上或向下，水汽(shu q)输送量均迅速减小，到400hPa以上的高度处，水汽(shu q)的输送量已很小，以致可以忽略不计。影响水汽输送(sh sn)的主要因素1、大气环流的影响 大气环流决定着全球的流场(风场)，而流场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输送的路径和强度(qingd)。因此大气环流的任何改变，必然通过流场的变化而影响到水汽输送的方向、路径和强度(qingd)。2 水汽扩散与输送第19页/共65页第十九页，共66页。2 水汽扩散(k

12、usn)与输送2、地理纬度的影响 不同的地理纬度具有不同的辐射平衡值，影响了气温、水温的纬向分布，进而影响蒸发以及空中水汽(shu q)含量的纬向分布。基本规律是水汽(shu q)含量随纬度的增高而减少。3、海陆分布的影响 海洋是水汽(shu q)的主要源地，因而距海远近直接影响空中水汽(shu q)含量的多少，因此我国东南沿海暖湿多雨，愈向西北内陆，水汽(shu q)含量愈小、降水愈少。第20页/共65页第二十页，共66页。2 水汽扩散(kusn)与输送4、海拔高度与地形屏障作用的影响 这一影响包括两方面：其一是随着地表海拔高度的增加，近地层湿空气层逐步变薄，水汽含量相应减少，这也是青藏高原

13、上雨量较少的重要原因；其次是那些垂直于气流运行方向的山脉(shnmi)，常常成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成为多雨区，背风坡绝热升温，湿度降低，水汽含量减少，成为雨影区。我国水汽(shu q)输送基本特点1、影响我国的水汽输送存在三个水汽来源(三条出入路径)，并有明显的季节性变化。第21页/共65页第二十一页，共66页。2 水汽(shu q)扩散与输送 三个来源分别是极地气团的西北水汽流、南海水汽流及孟加拉湾水汽流。 西北水汽流自西北方向入境，于东南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江，夏季退居黄河以北； 南海气流自广东、福建沿海登陆北上，至长江中下游地区偏转，并由长江口附近出境，夏

14、季可深入华北平原，冬季退缩(tu su)到25oN以南地区，水汽流呈明显的经向分布，由于水汽含量丰沛，所以输送通量大； 孟加拉湾水汽流通常自北部湾入境，流向广西、云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽流汇合，而后进入长江中下游地区并出海，春季强盛，冬季限于华南沿海。第22页/共65页第二十二页，共66页。2 水汽扩散(kusn)与输送2、水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，也有移动性涡动输送。平均输送方向基本上与风场一致，而涡动输送方向大体上与湿度梯度方向相一致，即从湿度大的地区指向湿度小的地区。涡动输送的这一特点对于把东南沿海地区上空丰沛的水汽向内陆腹地输送，具有重要作用。

15、3、地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制约了全国水汽输送的基本态势。青藏高原雄踞西南，决定了我国水汽输送场形成南北(nnbi)两支水汽流，30oN以北地区盛行纬向水汽输送；30oN以南具有明显的经向输送特点。而秦岭-淮河一线成为我国南北(nnbi)气流汇合的地区，是水汽流辐合带；海陆的分布制约了我国上空湿度场的配置，并呈现由东南向西北递减的趋势，进而影响我国降水分布。第23页/共65页第二十三页，共66页。2 水汽(shu q)扩散与输送4、水汽输送场垂直分布存在明显差异：在850hPa气层上，一年四季(y nin s j)水汽输送场形势比较复杂；在700hPa气层上，在淮河流域以北盛行西北

16、水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在3035oN一带汇合后东流入海；在500hPa高度上，一年四季(y nin s j)水汽输送呈现纬向分布；而低层大气中则经向输送比较明显，因而自低层到高层存在经向到纬向的顺钟向切变。第24页/共65页第二十四页，共66页。3 降水(jingshu) 降水是水文循环过程(guchng)中的一个最基本环节，又是水量平衡方程中的基本参数。 从闭合流域多年平均水量平衡方程 p=R+E 可知，降水是地表径流的本源，亦是地下水的主要补给来源。降水在空间分布上的不均匀性以及在时间变化上的不稳定性又是引起洪、涝、旱灾的直接原因。 关于降水的形成机制、类型以及影响因素

17、等，已在气象学与气候学课程(kchng)中有所介绍，在此仅仅就水文工作中常用的“面雨量的计算”作个简单介绍。第25页/共65页第二十五页，共66页。3 降水(jingshu) 通常，气象观测站所观测的降水记录，只代表该地小范围的降水情况，称为“点降水量”。在水文工作中常常需要大面积以至全流域的降水量值，即面降水量值（即流域平均雨量，简称(jinchng)面雨量）。常用的面雨量的计算方法有如下几种。1、算术平均法：以所研究的区域(qy)、流域内各观测站同时期的降水量相加，再除以总站数后得出的算术平均值作为该区域(qy)的平均降水量。一、面雨量的计算 为所选区域内第i个站点的降水量， 为总站点数，

18、 即为算术平均的面雨量值。第26页/共65页第二十六页，共66页。3 降水(jingshu)2、泰森(Thiessen)多边形法(面积(min j)加权平分法、垂直平分法)： 算术平均法简单易行，适合于区域内地形起伏不大，观测站网稠密且分布(fnb)较均匀的地区。 根据计算区域、流域内的观测站网，在图上以站点为顶点将相邻雨量站用直线连结形成若干个三角形，而后对各连线作垂直平分线，连接这些垂线的交点，得若干个多边形，每个多边形内各有一个雨量站。以该多边形面积为该雨量站所控制的面积，区域平均降水量就以面积为权重加权求得：第27页/共65页第二十七页，共66页。3 降水(jingshu)fi为各多边

19、形的面积，pi为对应(duyng)多边形内所包含的雨量站的雨量观测值。 泰森多边形法主要适用于雨量站分布不均匀的地区，特别是有些站偏于一角的情形。其缺点(qudin)是把各雨量站所控制的面积在不同的降水过程中都视作固定不变，这与实际降水情况不符。3、等雨量线法 等雨量线法适用于面积较大，地形变化显著而有足够数量雨量站的地区。第28页/共65页第二十八页，共66页。3 降水(jingshu) 先绘制出等雨量线，再用求积仪或其它方法量得各相邻(xin ln)等雨量线间的面积，乘以两等雨量线间的平均雨深，得出该面积上的降水量，而后将各部分面积上降水总量相加，再除以全流域面积即得出区域平均降水量。pi

20、-1、pi是第i-1和第i条等雨量线代表(dibio)的降水量值，ai为第i-1和第i条等雨量线之间的面积，n为等雨量线的条数。 等雨量线法考虑了降水在空间的分布情况，理论上较充分，计算流域平均降水量的精度较高，适合于地形变化显著的流域，能反映出降水量在空间的实际分布情况。第29页/共65页第二十九页，共66页。3 降水(jingshu) 但绘制等雨量线需较多站点的雨量资料，对雨量站的数量和代表性有较高的要求(yoqi)，而且不同时段的等值线图需重绘，工作量大。4、客观(kgun)运行法 先将区域、流域分成若干网格，而后用邻近各雨量站的雨量资料确定各格点雨量（插值求出交点上的雨量值），再求出所

21、有格点雨量的算术平均值，即为流域的平均降雨量。 插值求格点上的雨量时，采用该格点周围邻近雨量站按距离平方的倒数做权重进行加权平均计算（可见，雨量站到格点的距离越近，其权重越大，对该格点降水值的贡献越大）：第30页/共65页第三十页，共66页。3 降水(jingshu)xj为第j个格点的雨量，pi为第j个格点周围邻近的第i个雨量站雨量，di为第j个格点到第i个雨量站的距离(jl)，m为第j个格点周围邻近的雨量站的数目。 由于格点的数目(shm)足够多，而且分布均匀，因此求出每个格点的雨量后，可按算术平均法计算流域面雨量：第31页/共65页第三十一页，共66页。3 降水(jingshu) 客观运行

22、法可以根据实际雨量站网的降水量插补得到每个网格点的雨量，为分布式流域模型要求分布式降水量的输入提供了客观可行的方法。并且改进了站与站之间的雨量呈线性变化的假设，整个计算过程虽然较为复杂，但十分便于计算机自动化处理，因此应用(yngyng)越来越普及（美国天气局最早提出并业务应用(yngyng)）。n为格点总数。二、面雨量(yling)特征分析方法 通常利用以下两种降水特性综合曲线来反映区域或流域面雨量的特性：第32页/共65页第三十二页，共66页。3 降水(jingshu)1、雨深面积(min j)曲线 首先绘制出一场或一定(ydng)历时降水的等雨量线，从最大降水中心处开始计算每一条等雨量线

23、所包围的累计面积，并求出相应面积上的面平均雨深，点绘面平均降水量与相应面积曲线，即为雨深-面积曲线。 雨深面积曲线是一条随面积增加而递减的曲线：面积越大，平均雨深越小。该曲线表示了不同累计面积上相应最大平均雨深。 第33页/共65页第三十三页，共66页。3 降水(jingshu)2、雨深面积历时(l sh)曲线 对一场降水，分别取不同历时(l sh)（如1日、2日等）的等雨量线图点绘雨深面积关系曲线，则可以得到一组以历时(l sh)为参变量的雨深面积曲线。此曲线簇称为雨深面积历时(l sh)关系曲线，简称时面深曲线。 雨深面积历时曲线图上，面积一定时，历时越长，平均雨深越大；历时一定时，则面积

24、越大，平均雨深越小。第34页/共65页第三十四页，共66页。4 下渗 下渗又称为入渗，指大气降水或灌溉水从地表渗入土壤(trng)和地下的运动过程。它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤(trng)中发生的物理过程。 下渗不仅影响着土壤水和地下水的动态，直接决定了壤中流和地下径流的生成，而且影响河川径流的组成。在超渗产流地区，只有当降水强度超过下渗率时才能(cinng)产生径流。可见，下渗是将地表水与地下水、土壤水联系起来的纽带，是径流形成过程、水循环过程的重要环节。一、下渗的概念(ginin)第35页/共65页第三十五页，共66页。4 下渗分子力：土壤颗粒表面的分子对水分子的吸引

25、力称为分子力。分子力的大小(dxio)与土壤固体颗粒分子和水分子之间的距离平方成反比。土壤固体颗粒越小，单位体积的土壤颗粒的总的表面积越大，单位体积的土壤颗粒对水分子的作用越大。毛细管引力（毛管力）：由土壤中毛管现象引起的力。毛管现象就是水在细小管子中沿管壁(un b)上升的现象。 将一根细管子插入静止的水体，则细管内的水面在管壁分子(fnz)对水分子(fnz)的吸引力的作用下，上升而形成半球形凹面。 毛管内水的上升高度与管子半径成反比，因此，土壤颗粒越小，形成的孔隙越细，毛管力越大。当如果孔径太细或太粗，毛管力则不复存在。重力：即土壤中水分受到的地心引力。第36页/共65页第三十六页，共66

26、页。4 下渗二、下渗过程的阶段(jidun)划分 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分子力和毛管力的综合作用下进行的，其运动过程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。整个下渗的物理(wl)过程可划分如下3个阶段：1.渗润阶段：降水初期，土壤干燥，下渗水主要受分子力作用，被土粒所吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水，直至土壤含水量达到岩土最大分子持水量。吸湿水：被干燥土粒表面分子引力(ynl)所强烈吸附的水分。毛管水：由毛管作用保持在土壤毛管孔隙中的水。第37页/共65页第三十七页，共66页。4 下渗2.渗漏阶段：随着土壤含水率的不断增大(zn d)，分子作用力渐由毛管力和重力作用取代，水在岩土孔隙中

27、作不稳定流动，并逐渐充填土壤孔隙，直到基本达到饱和为止。3.渗透阶段：在土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，水分主要受重力作用而稳定流动。三、下渗水(shn shu)的垂直分布 下渗水在土体中的垂直分布，大致可划分为4个带，它们具体反映了下渗水的垂直运动(yndng)特征。1.饱和带：位于土壤表层，在持续不断的供水条件下，土壤含水量处于饱和状态，但无论下渗强度有多大、土壤浸润深度怎样增大，饱和带的厚度不超过1.5cm。第38页/共65页第三十八页，共66页。4 下渗2.过渡带：在饱和带之下，土壤含水量随深度的增加急剧减少，形成一个水的过渡带。过渡带的厚度(hud)不大，一般在5cm左右。3.水分传

28、递带：位于过渡带之下，其中土壤含水量沿垂线(chu xin)均匀分布，大小介于饱和含水量与田间持水量之间，在数值上大致为饱和含水量的6080。带内水分的传递主要靠重力作用，在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值。其中为土壤含水量第39页/共65页第三十九页，共66页。4 下渗4.湿润带：水分传递带之下，是一个含水量随深度迅速递减(djin)的水分带湿润带。湿润带的末端称为湿润锋面，锋面两边土壤含水量突变。此锋面是上部湿土与下层干土之间的界面。四、下渗要素(yo s) 为了定量研究水下渗的物理(wl)过程，经常要运用到下渗率和下渗能力等要素。 随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸，直至与

29、地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。在此过程中，如中途停止供水，地表下渗结束，但土壤水仍将继续运动一定时间。第40页/共65页第四十页，共66页。4 下渗1.下渗总量f：指从下渗开始到某一指定时刻渗入到土壤中的累积(lij)水量(单位：mm)，用下渗量累积(lij)曲线表示下渗量随时程的增长过程。第41页/共65页第四十一页，共66页。4 下渗2.下渗率fi(下渗强度)：指单位时间内单位面积上渗入土壤(trng)中水量，常用mm/h或mm/min计量。第42页/共65页第四十二页，共66页。4 下渗3.下渗能力fp(下渗容量)：在充分供水、一定(ydng)土壤类型和一定(ydng)土壤湿度条件下

30、的最大下渗率。下渗能力随时程而递减，单位为mm/h。通常用下渗能力曲线来表示下渗率随时程的变化过程。4.稳定下渗率fc：通常在下渗最初阶段，下渗率具有较大的数值，称为初渗fo，其后随着下渗作用的不断进行，土壤含水量增加，下渗率逐步递减，递减的速率也是先快后慢。当下渗锋面推进(tujn)到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值称为稳定下渗率。第43页/共65页第四十三页，共66页。4 下渗五、影响(yngxing)下渗的因素1、土壤特性的影响 土壤特性对下渗的影响，主要决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质地、孔隙(kngx)的多少与大小有关。一般来说土壤颗粒愈粗，孔隙(kn

31、gx)直径愈大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。2、流域植被、地形条件的影响 植被及地面上枯枝落叶具有(jyu)滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。而地面起伏，切割程度不同，要影响地面漫流的速度和汇流时间。在相同的条件下，地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小。第44页/共65页第四十四页，共66页。4 下渗3、降水特性的影响 降水特性包括降水强度、历时、降水时程分配(fnpi)及降水空间分布等。其中降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量，在降水强度小于下渗率的条件下，降水全部渗入土壤，下渗过程受降水过程制约。在相同土壤水分条件下，下渗率随雨强增大而增大。尤其

32、是在草被覆盖条件下情况更明显。但对裸露的土壤，由于强雨点可将土粒击碎，并充填土壤的孔隙中，从而可能减少下渗率。此外，降水的时程分布对下渗也有一定的影响，如在相同条件下，连续性降水的下渗量要小于间歇性下渗量。第45页/共65页第四十五页，共66页。4 下渗4、人类活动的影响 人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划(jhu)、有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划(j

33、hu)有目的控制下渗，控制地下水的活动。从这意义上说，人们研究水的下渗规律，正是为了有计划(jhu)、有目的控制下渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。第46页/共65页第四十六页，共66页。5 径流(jngli)一、径流(jngli)的涵义及其表示方法1、径流的涵义及径流类型 流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为径流。 液态降水形成降雨径流，固态降水则形成冰雪(bn xu)融水径流。由降水到达地面时起，到水流流经出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。 降水的形式不同，径流的形成过程也各异。我国的河流以降雨径流为主，冰雪(bn xu)融水径流只是在西部高山及高纬度

34、地区河流的局部地段发生。根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径流组成。第47页/共65页第四十七页，共66页。5 径流(jngli)按照(nzho)降水形态分类：径流降雨径流冰雪融水径流按照径流形式及其流经路径(ljng)分类：地下径流径流地表径流地面径流壤中流(表层流)(直接径流)地面径流：生成于地面并在地面流动的水流。壤中流：沿土壤表层相对不透水层界面流动的水流。地下径流：下渗水流达地下水面后，以地下水形式流动的水流。第48页/共65页第四十八页，共66页。5 径流(jngli)2、径流(jngli)的表示方法流量(liling)(Q)：单位时

35、间内通过某一断面的水量，单位为m3/s。流量(liling)随时间的变化过程，可用流量(liling)过程线表示。此外，常用的还有日平均流量(liling)、月平均流量(liling)、年平均流量(liling)等指定时段的平均流量(liling)。径流总量(W)：指T时段内通过某一断面的总水量，单位为m3。有时也用时段平均流量与时段的乘积表示：W=QT径流深度(R)：将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，单位为mm。若T时段内的平均流量为 (m3/s)，流域面积为F(km2)，则径流深度R(mm)可由下式计算：第49页/共65页第四十九页，共66页。5 径流(jngli)径流模数(

36、M)：流域出口断面流量Q与流域面积F的比值，单位为升/秒平方公里。随着对Q赋予的意义(yy)不同，如洪峰流量、多年平均流量等，径流模数意义(yy)有所不同。径流系数(a)：某一时段的径流深度R与相应(xingyng)的降水深度P之比值。因为RP，所以总有a1例：鄱阳湖湖口以上集水面积162225km2，年平均流量4810m3/s，年平均降水量1620mm。试求鄱阳湖流域年平均年径流量、年平均年径流深度、年平均年径流模数、年平均年径流系数。第50页/共65页第五十页，共66页。5 径流(jngli)51我国年均径流我国年均径流(jngli)(jngli)深度深度5-505-50600-10006

37、00-100050-10050-100200-400200-400551000-16001000-16001600-20001600-2000第51页/共65页第五十一页，共66页。5 径流(jngli)二、径流(jngli)的形成 径流的形成就是指流域中从产生降水到水流汇集于流域出口断面的整个物理过程。实质上，径流的形成过程是水在流域的再分配与运行过程。它是一个连续(linx)的过程，可以分为如下3个阶段：1、流域蓄渗过程 降雨初期，除极小部分(不超过5)降落在河槽水面上的雨水直接形成径流外，大部分降水并不立即产生径流，而是消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸腾。可见降水初期并不立即产生径流。植物

38、截留量与降水量、植被类型及郁闭程度有关。森林茂密的植被，年最大截留量可达年降水量的2030,截留的雨水最终消耗于蒸发。第52页/共65页第五十二页，共66页。5 径流(jngli)下渗发生在降雨期间及雨停后地面尚有积水的地方,下渗强度的时空变化很大。在降雨过程中，当降水强度小于下渗能力时，雨水将全部渗入土壤中。渗入土中的水，首先满足土壤吸收的需要，一部分滞蓄于土壤中，在雨停后耗于蒸发，超出土壤持水力的水将继续向下渗透。当降水强度大于下渗能力时，超出下渗强度的降水(也称超渗雨)，形成地面积水，蓄积于地面洼地，称为填洼。地面洼地通常都有一定的面积和蓄水(x shu)容量，填洼的雨水在雨停后也消耗于

39、蒸发和下渗。平原和坡地流域，地面洼地较多，填洼量可高达100mm，一般流域的填洼水量约10mm左右。随着降水继续，满足填洼后的水开始产生地面径流，在一次降水过程中，流域上各处的蓄渗量及蓄渗过程的发展是不均匀的，因此，地面径流产生的时间、地点有先有后，先满足蓄渗的地方先产流。第53页/共65页第五十三页，共66页。5 径流(jngli) 在流域蓄渗过程中，无论是植物截留、下渗、填洼、蒸散发及土壤水的运动，水的运行以垂向运动为主。水的垂向运行过程构成了降水在流域空间上的再分配，从而(cng r)构成了流域不同的产流机制，形成了不同径流成分的产流过程。流域上继续不断产生降水，渗入土壤的水使土层达到饱

40、和后，在一定条件下，部分水沿坡地(pd)土层侧向流动，形成壤中径流（表层径流）。下渗水流达到地下水面后，以地下水的形式沿坡地(pd)土层汇入河槽，形成地下径流。因此，流域上的降水，经过蓄渗过程产生了地面径流，壤中径流和地下径流。2、坡地汇流过程 包括坡面漫流、壤中流、地下水汇流三种类型的汇流。第54页/共65页第五十四页，共66页。5 径流(jngli) 降水进行到植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，超渗雨水在重力作用下在坡面上呈片流、细沟流运动，地表(dbio)开始出现沿天然坡向流动的细小水流，即坡面漫流。坡面漫流通常是在蓄渗容易得到满足的地方先发生，如透水性较低的地面或较潮湿的

41、地方(如河边)等，然后其范围逐渐扩大。坡面漫流的流程不超过(chogu)数百米，历时短，故对小流域很重要，而大流域则因历时短而在整个过程中可以忽略。地面径流经过坡面漫流而注入河网，一般说仅在大雨或高强度的降雨后，地面径流才是构成河流流量的主要源流。地面径流的产流过程与坡面汇流是相互交织在一起的，前者是后者发生的必要条件，后者是前者的继续和发展。在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受降水的直接补给而增加地面径流，另一方面又在运行中不断地消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。第55页/共65页第五十五页，共66页。5 径流(jngli) 壤中流及地下径流也同样具有(jyu)沿坡地土层的汇流过程，它们都是

42、在有孔介质中的水流运动。由于它们所通过的介质性质不同，所流经的路途各异，沿途所受的阻力也有差别，因此流速不同。在两种不同透水性土壤的界面上形成的、在适当条件下可以沿界面流动(lidng)的径流就是壤中水径流。 如包气带由上下两种不同质地的土壤构成：上层土壤质地较粗，下层土壤质地较细。这时，上层土壤下渗率大于下层土壤下渗率，在降水或灌溉水下渗过程中，当上层土壤达到田间 持水量后，如果继续有下渗，就会有水分积聚在上下层界面上形成临时饱和带，在适当的条件下可产生侧向流动，形成壤中流。第56页/共65页第五十六页，共66页。5 径流(jngli)壤中流发生在透水性较弱的土层中，它是在临时(ln sh)

43、饱和带内的非毛管孔隙中侧向运动的水流。通常壤中流汇流速度比地面径流慢，但比地下径流快得多。壤中流在总径流中的比例与流域土壤和地质条件有关。当表层土层薄而透水性好，下伏有相对不透水层时，可能产生大量的壤中流。在这种情况下，虽然其流速比地面径流缓慢，如遇中强度暴雨时，壤中流的数量可以增加很多，而成为河流流量的主要组成部分。壤中流产生的条件：一是包气带中必须存在相对不透水层，并且上层土壤的质地比下层的粗；二是下渗过程中上层土壤的含水量要达到田间持水量。均匀透水的土壤有利于水渗透到地下水面，形成地下径流。地下径流运动缓慢，变化亦慢，补给河流的地下径流平稳而持续时间长，构成流量的基流。第57页/共65页

44、第五十七页，共66页。5 径流(jngli) 地面径流、壤中流、地下径流三种径流的汇流过程，构成了坡地汇流的全部内容，就其特性而言，它们(t men)之间的量级有大小、过程有缓急，出现时刻有先后，历时有长短之差别。对某一个具体的流域而言，它们(t men)并不一定同时存在于一次径流形成过程中。在径流形成中，流域上的净雨量有8595通过(tnggu)坡地漫流而进入河网。降水停止后，坡地汇流仍持续一定时间。第58页/共65页第五十八页，共66页。5 径流(jngli)3、河网汇流(huli)过程 各种径流经过坡地汇流(huli)注入河网后，沿河网向下游干流出口断面汇集的过程,即河网汇流(huli)

45、过程. 河网汇流过程自坡地汇流注入河网开始，直至将最后汇入河网的降水输送到出口断面为止。坡地汇流注入河网后，河网水量增加、水位上涨、流量增大，成为流量过程线的涨洪段。在涨洪阶段，由于河网水位上升速度大于其两岸地下水位的上升速度，当河水与两岸地下水之间有水力联系时，一部分河水补给地下水，增加两岸的地下蓄水量，这称为河岸容蓄。同时，涨洪阶段，出口断面以上坡地汇入河网的总水量必然大于出口断面的流量，因河网本身可以滞蓄一部分水量，称为河网容蓄。第59页/共65页第五十九页，共66页。5 径流(jngli)当降水和坡地汇流停止时，河岸和河网(hwng)容蓄的水达最大值，而河网(hwng)汇流过程仍在继续

46、进行。 当上游补给量小于出口(ch ku)排泄量时，即进入一次洪水过程的退水段。在退水阶段，河网蓄水开始消退，流量逐渐减小，水位相应降低，涨洪时容蓄于两岸土层的水量又补充入河网，直到降水在最后排到出口断面为止。此时河槽泄水量与地下水补给量相等，河槽水流趋向稳定。河岸调节、河槽调节的现象，统称为河网调蓄作用。河网调蓄是对净雨量在时程上的又一次再分配，故出口断面的流量过程线比降水过程线平缓得多。 河网汇流的水分运行过程，是河槽中不稳定水流运动过程，当洪水波全部通过出口断面时，河槽水位及流量恢复到原有的稳定状态，一次降雨的径流形成过程即告结束。第60页/共65页第六十页，共66页。5 径流(jngl

47、i) 在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期的表层流过程，称为产流过程，坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程。 径流形成过程实质上是水在流域的再分配与运行过程。产流过程中水以垂向运行为主，它构成降水(jingshu)在流域空间上的再分配过程，是构成不同产流机制和形成不同径流成分的基本过程。汇流过程中水以水平侧向运行为主，水平运行机制是构成降水(jingshu)过程在时程上再分配的过程，是构成流域汇流过程的基本机制第61页/共65页第六十一页，共66页。5 径流(jngli)三、影响(yngxing)径流的因素 影响径流形成和变化的因素主要有三个：气候因素、流域下垫面因素和人类活动

48、。1、气候因素 对径流影响较为显著的气候因素包括降水、蒸发、气温、风、湿度等。降水是径流的源泉，一般地，降水量大则径流量也大，蒸发量大则径流小。降水和蒸发的总量、时空分布(fnb)、变化特性，直接导致径流组成的多样性、径流变化的复杂性。气温、湿度和风是通过影响蒸发、水汽输送和降水而间接影响径流的。因此，人们称“河流是气候的产物”。第62页/共65页第六十二页，共66页。5 径流(jngli)2、流域下垫面因素 流域下垫面因素包括：地理位置(如纬度、距海远近、面积、形状等)、地貌特征(如山地、丘陵、盆地、平原、谷地、湖沼等)、地形特征(如高程、坡度、坡向)、地质条件(如构造、岩性)、植被特征(如

49、类型、分布)等。 这些因素在空间上的随机组合，构成了下垫面条件的差异，这种差异构成了产流方式、产流条件上的差异，从而造成径流成分、流量过程的不同(b tn)。因此，相对于降水是径流的源泉来说，流域则是径流的发生场和分配场，是径流形成中的重要因素。第63页/共65页第六十三页，共66页。5 径流(jngli)3、人类活动的影响(yngxing) 人类活动对径流的影响(yngxing)既广泛、又深远，并且影响(yngxing)日趋严重。人类活动对径流的影响(yngxing)主要是通过改变下垫面条件从而直接或间接影响(yngxing)了径流的过程、径流的数量、质量的变化。如人类开展的农业活动、林业活

50、动、各种水利工程措施、水土保持措施、交通建设和都市化活动都会影响(yngxing)径流量的大小和过程。第64页/共65页第六十四页，共66页。感谢您的欣赏(xnshng)！第65页/共65页第六十五页，共66页。内容(nirng)总结1 蒸发。土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动，蒸发量的大小主要决定于土壤含水量，气象因素则退居次要地位。汽态水总是从水汽(shu q)压大的地方向水汽(shu q)压小的地方运行，液态水总是从表面张力小的地方向表面张力大的地方运行。由于植物的散发主要是通过叶片上的气孔进行的，所以叶片的气孔是植物和外界环境之间进行水汽(shu q)交换的门户第六十六页，共66页。