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1、第二章第二章水循环及径流形成水循环及径流形成2.1 水循环及水量平衡水循环及水量平衡2.1.1自然界中的水循环自然界中的水循环地球上的水循环地球上的水循环是指海洋水、陆地水和大气水之间的互相转换是指海洋水、陆地水和大气水之间的互相转换和运动和运动水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈四大圈水循环是指自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈四大圈层中通过各个环节连续运动的过程。层中通过各个环节连续运动的过程。 大循环大循环：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程：发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程 小循环小循环：发生于海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水：发生于海洋与大气之间，或
2、陆地与大气之间的水分交换过程分交换过程(1)大循环与小循环大循环与小循环水循环通过各个环节，使水循环通过各个环节，使大气圈、水圈、大气圈、水圈、岩石圈和生物圈相互联系起来岩石圈和生物圈相互联系起来，并在它们之间，并在它们之间进行能量交换；水在运动中夹带溶解物质和泥进行能量交换；水在运动中夹带溶解物质和泥沙而使物质迁移；通过水循环运动，使各种水沙而使物质迁移；通过水循环运动，使各种水体相互转化，使水资源形成不断更新的统一系体相互转化，使水资源形成不断更新的统一系统。统。(2)水循环的意义水循环的意义(3)影响水循环的因素影响水循环的因素自然因素自然因素气象因素气象因素:温度、湿度、风速、温度、湿
3、度、风速、 风向等风向等自然地理条件自然地理条件:地形、地质、土壤、地形、地质、土壤、 植被等植被等地理位置地理位置人为因素人为因素2.1.2 水量平衡水量平衡2.1.2.1 水量平衡原理水量平衡原理 在水循环过程中，对于任一地区在水循环过程中，对于任一地区(或任意水体或任意水体),在给定的时在给定的时段内段内,输入的水量和输出的水量之差必等于蓄水量的变化量输入的水量和输出的水量之差必等于蓄水量的变化量,这这就是水量平衡原理就是水量平衡原理.是水文计算中始终遵循的一项基本原理。是水文计算中始终遵循的一项基本原理。 水量平衡的基本方程水量平衡的基本方程: I-O=W2-W1=W （2-1）式中式
4、中:I 给定时段内输入区域给定时段内输入区域(或水体或水体)的水量的水量,mm; O 给定时段内输出区域给定时段内输出区域(或水体或水体)的水量的水量,mm; W1、W2 给定时段始末区域给定时段始末区域(或水体或水体)的蓄水量的蓄水量,mm; W 时段内蓄水量的变化量时段内蓄水量的变化量, W0表示区域蓄水量增加表示区域蓄水量增加, W0则蓄水量减少则蓄水量减少,mm 2.1.2.2 全球水量平衡方程全球水量平衡方程(1)对于某一时段对于某一时段tv就就全球的海洋全球的海洋,其水量平衡方程为其水量平衡方程为: P洋洋+R-E 洋洋=Ws (2-2)v就就全球的陆地全球的陆地,其水量平衡方程为
5、其水量平衡方程为: P陆陆-R-E 陆陆=Wl (2-3)式中式中: P洋、洋、 P陆陆 分别为海洋和陆地在时间段分别为海洋和陆地在时间段 t内的内的降水量降水量; R 在时间段在时间段t内内流入海洋的径流量流入海洋的径流量; E 洋、洋、 E 陆陆分别为海洋和陆地在时间段分别为海洋和陆地在时间段 t内的内的蒸发量蒸发量; Ws、 Wo 分别为海洋和陆地在时间段分别为海洋和陆地在时间段 t内内蓄水蓄水 量量 的变化量的变化量v对于对于全球全球,显然为显然为(2-2)和和(2-3)式相加式相加,即即: P洋洋+P陆陆-(E 洋洋+E 陆陆)=Ws+ Wo （2-4）(2)对于多年平均对于多年平均
6、:由于每年的由于每年的Ws、Wo有正有负有正有负,多年平均值为零多年平均值为零,故有故有: 海洋海洋: P洋洋+R=E 洋洋 （2-5） 大陆大陆: P陆陆-R=E 陆陆 （2-6） 全球全球: P洋洋+ P陆陆= E 洋洋+ E 陆陆 （2-7a）即即:全球多年的平均蒸发量等于多年平均降水量全球多年的平均蒸发量等于多年平均降水量 (2-7b)2.1.2.3 流域水量平衡流域水量平衡v对于一个对于一个天然流域天然流域,时间段时间段t内的水量平衡方程式为内的水量平衡方程式为: P+W入入=R+E+W出出+ W （2-8）式中式中:P、R、E 时间段时间段t内流域内流域降水量、径流量和蒸发量降水量
7、、径流量和蒸发量; W入入时间段时间段t内内从外流域流入本流域从外流域流入本流域的水量的水量; W出出时间段时间段t内内本流域流入外流域本流域流入外流域的水量的水量; W 时间段时间段t流域地面及地下流域地面及地下蓄水量的变化量蓄水量的变化量v对于对于无跨流域引水的闭合流域无跨流域引水的闭合流域, W入、入、 W出出均为均为0,则一般常用的流则一般常用的流域年内水量平横方程式为域年内水量平横方程式为: P=R+E+ W （2-9）（2-10）v就就长期长期来说来说, W各年有正有负各年有正有负,其多年平均的流水量平衡方称为其多年平均的流水量平衡方称为:2.2河流和流域河流和流域河流是接纳地面和
8、地下河流是接纳地面和地下水的天然泄水道，是水的天然泄水道，是水循环水循环的路径之一的路径之一。降水降水经地面和经地面和地下补给河流，是地下补给河流，是河水的主河水的主要来源。要来源。 由于重力的作用，河水由于重力的作用，河水不断切割和冲刷河床，在顺不断切割和冲刷河床，在顺流而下的过程中，水流又不流而下的过程中，水流又不断的向两旁断的向两旁侵蚀侵蚀，使，使河床逐河床逐渐扩大渐扩大。这样，最初的。这样，最初的小沟小沟变成变成小溪小溪，再由小溪发展成，再由小溪发展成为为小河小河，直至，直至大江大河大江大河。2.2.1河流的河流的水情要素水情要素(1)水位水位:指水体的自由水面高出某一指水体的自由水面
9、高出某一基面基面以上的高程以上的高程. 基面基面: 绝对基面绝对基面:它是以某河河口平均海平面为零点它是以某河河口平均海平面为零点,目前全国统一目前全国统一采用青岛基面采用青岛基面(即黄海基面即黄海基面) 测站基面测站基面:指测站最枯水位以下指测站最枯水位以下0.5-1米做起算零点的基面米做起算零点的基面 假定基面：假定基面：为计算测站水位或高程而暂时假定的水准基面为计算测站水位或高程而暂时假定的水准基面(常在水文测站附近没有国家水准点常在水文测站附近没有国家水准点,而一时不具备接测条件而一时不具备接测条件)(2)流速流速:指河流中水质点在单位时间内移动的距离指河流中水质点在单位时间内移动的距
10、离(3)流量流量:指单位时间内流经某一过水断面的水量指单位时间内流经某一过水断面的水量2.2.2河流特征河流特征(1)河流分段河流分段(2) 河流分段河流分段：河源、上：河源、上游、游、 中游、下游、河口中游、下游、河口(3) 河长河长 ：自河源沿：自河源沿干流干流到河口的到河口的流程长度流程长度(2)河流断面河流断面河流横断面河流横断面:与水流方向垂直与水流方向垂直的断面的断面(图图2-1)图图2-1 河谷横断面河谷横断面1-枯水位枯水位; 2-洪水位洪水位河流纵断面河流纵断面:指沿河流中线或溪指沿河流中线或溪线垂直剖切的河道断面线垂直剖切的河道断面(图图2-2)图图2-2 河流纵断面图河流
11、纵断面图(3)河道纵比降河道纵比降(河道坡度河道坡度): 单位河长的落差单位河长的落差.河道纵比降是推算河道纵比降是推算河流水能蕴藏量河流水能蕴藏量的主要依据的主要依据v当河段纵断面近于当河段纵断面近于直线直线时时,比降可按下式计算比降可按下式计算:v当河段纵断面呈当河段纵断面呈折线折线时时,按下式计算河道的平均纵按下式计算河道的平均纵比降比降:图图2-2 河流纵断面图河流纵断面图(4)水系、河网水系、河网水系水系:河流的干流及全部支流构成脉络相通的系统河流的干流及全部支流构成脉络相通的系统,又称河系又称河系 或河网或河网水系分类水系分类:扇形水系、羽状水系、平行水系、混合水系扇形水系、羽状水
12、系、平行水系、混合水系(5)河网密河网密度度河网密度河网密度是指流域或一定地区平均单位面积内的河流长度是指流域或一定地区平均单位面积内的河流长度, 单位单位km/km2, 它表示一个地区河网的疏密程度它表示一个地区河网的疏密程度,能综合反映一个地区能综合反映一个地区的自然地理条件的自然地理条件,河网密度越大，泄水能力越强河网密度越大，泄水能力越强2.2.3流域特征流域特征闭合流域闭合流域:地面分水线与地地面分水线与地下分水线下分水线一致一致的流域的流域. 非闭合流域非闭合流域:地面分水线与地面分水线与地下分水线地下分水线不一致不一致的流域的流域.大中大中型流域通常可认为是闭合流域。型流域通常可
13、认为是闭合流域。河流出口断面的地表水和地下水的河流出口断面的地表水和地下水的集水区域集水区域称河流的流域称河流的流域 2.2.3.1 分水线分水线分水线分水线:相邻两流域的界线。分水线是一个流域的边界线相邻两流域的界线。分水线是一个流域的边界线. 分水线有地面分水线和地下分水线之分，分水线有地面分水线和地下分水线之分，图图2-3 地面分水线与地下分水线示意地面分水线与地下分水线示意2.2.3.2流域几何特征流域几何特征:(1)流域面积流域面积:河流出口断面河流出口断面集水区域的面积集水区域的面积。 由河源至河口集水面积是随着河长的增加而增加的。由河源至河口集水面积是随着河长的增加而增加的。(2
14、)流域长度：流域长度：从流域出口到流域最远点的流域轴线长度从流域出口到流域最远点的流域轴线长度(3)流域平均宽度流域平均宽度:流域面积除以流域长度流域面积除以流域长度(4)流域形状系数流域形状系数:流域平均宽度与流域长度之比值流域平均宽度与流域长度之比值2.2.3.3 流域的自然地理特征流域的自然地理特征(1)地理位置地理位置:流域所处的地理坐标及其离海洋的距离以及与别的流域、山流域所处的地理坐标及其离海洋的距离以及与别的流域、山岭的相对位置岭的相对位置（2）气候）气候:降水、蒸发、温度、湿度和风降水、蒸发、温度、湿度和风（3）地形）地形:地形特征可用流域平均高程和平均坡度来表示。它地形特征可
15、用流域平均高程和平均坡度来表示。它是河川径流的主要影响因素之一是河川径流的主要影响因素之一（4）土壤及地质土壤及地质:土壤的性质（如结构）、岩石的水理性土壤的性质（如结构）、岩石的水理性（如透水性和给水性）、流域的地质构造（如地层的褶皱、断（如透水性和给水性）、流域的地质构造（如地层的褶皱、断层等）。对下渗水量及河流的泥沙都有影响。层等）。对下渗水量及河流的泥沙都有影响。（5）植被）植被（6）湖泊和沼泽）湖泊和沼泽2.3降水及其特征降水及其特征大气中的水汽以液态或固态形式到达地面，称为降水。其主大气中的水汽以液态或固态形式到达地面，称为降水。其主要形式是降雨和降雪，其他形式有雹、露、霜等要形式
16、是降雨和降雪，其他形式有雹、露、霜等 2.3.1降水的成因及分类降水的成因及分类v降水的形成过程降水的形成过程:地面暖湿空气地面暖湿空气 2.3.1.1 降水的成因降水的成因抬升冷却抬升冷却凝结为大量的云滴凝结为大量的云滴降落成雨降落成雨 、雪、雹、雪、雹v 降水的先决条件降水的先决条件:气流上升产生动力冷却而凝结气流上升产生动力冷却而凝结, 而水气含量的而水气含量的大小及动力冷却程度大小及动力冷却程度,则决定着降水量和降水强度的大小则决定着降水量和降水强度的大小2.3.1.2 降水类型降水类型根据根据气流上升冷却的原因不同气流上升冷却的原因不同,可把降水划分为可把降水划分为4种类型种类型:
17、l气旋雨气旋雨l对流雨对流雨l地形地形雨雨u台风雨台风雨冷空气和暖空气相遇时，相对较轻的暖空气被“抬升”，遇冷凝结而产生的降水，叫锋面雨(1)气旋雨气旋雨:由于气旋或低压过境而产生的雨由于气旋或低压过境而产生的雨非锋面雨和锋面雨非锋面雨和锋面雨(冷锋雨、暖锋雨、静止锋雨和锢囚锋雨冷锋雨、暖锋雨、静止锋雨和锢囚锋雨)在中纬度的季风区中纬度的季风区，锋面雨较多。全国各地锋面雨都在全国各地锋面雨都在60%60%以上；华中和以上；华中和华北地区超过华北地区超过80%80%冷锋雨的特点冷锋雨的特点：强度大、历时短、雨区面积小：强度大、历时短、雨区面积小暖锋雨的特点暖锋雨的特点：强度小、历时长、雨区面积大
18、：强度小、历时长、雨区面积大（2）对流雨）对流雨地面局部受热，下层湿度比较大的空气膨胀上地面局部受热，下层湿度比较大的空气膨胀上升，与上层空气形成对流，动力冷却致水，叫对流升，与上层空气形成对流，动力冷却致水，叫对流雨。雨。对流雨以低纬度最多，特别是对流雨以低纬度最多，特别是赤道地区赤道地区。在中。在中高纬度，这种降雨多发生在高纬度，这种降雨多发生在夏季夏季酷热的午后，酷热的午后，降雨降雨强度大、范围小、历时短强度大、范围小、历时短，常常形成小流域的暴雨，常常形成小流域的暴雨洪水。洪水。（3）地形雨）地形雨近地面的暖湿空气运移过程中近地面的暖湿空气运移过程中,遇山脉阻挡时，遇山脉阻挡时，将沿山
19、坡抬升，由于动力冷却而致雨将沿山坡抬升，由于动力冷却而致雨。（4）台风雨：）台风雨：大量暖湿空气围绕台风中心旋转上升，其中的水汽冷却凝结而大量暖湿空气围绕台风中心旋转上升，其中的水汽冷却凝结而形成的降水形成的降水 台风又叫热带风暴。当台风登陆后，将强大的海洋湿热气团带台风又叫热带风暴。当台风登陆后，将强大的海洋湿热气团带到大陆，造成狂风暴雨到大陆，造成狂风暴雨浙江临安特大暴雨引发泥石流，浙江临安特大暴雨引发泥石流，一辆汽车被泥石流掩埋一辆汽车被泥石流掩埋 安徽含山县街道被洪水淹没，官安徽含山县街道被洪水淹没，官兵驾冲锋舟抢救灾民兵驾冲锋舟抢救灾民 今年今年1313号台风号台风“泰利泰利”9 9
20、月月1 1日在福建莆田登陆后，先日在福建莆田登陆后，先后影响福建、浙江、江西、安徽、湖北等省，一些地区后影响福建、浙江、江西、安徽、湖北等省，一些地区发生了高强度的发生了高强度的特大暴雨特大暴雨，局部降雨高达，局部降雨高达900900多毫米，由多毫米，由此引发部分地区出现了严重的此引发部分地区出现了严重的山洪、泥石流和滑坡山洪、泥石流和滑坡等灾等灾害。截至害。截至9 9月月5 5日统计，此次灾害过程因灾死亡日统计，此次灾害过程因灾死亡9595人，失人，失踪踪3030人，直接经济损失人，直接经济损失121.9121.9亿元。亿元。2.3.2影响降水的因素影响降水的因素2.3.2.1 自然因素自然
21、因素2.3.3.2人为因素人为因素(1)地理位置地理位置(2)地形地形(3)森林和水体森林和水体(4)气旋、台风途径气旋、台风途径2.3.3降水的基本要素降水的基本要素（1）降水量）降水量降水量是指在一定时段内降落在某一面积上的总水量。降降水量是指在一定时段内降落在某一面积上的总水量。降水量可以用体积（水量可以用体积（m3）表示，但通常以深度（表示，但通常以深度（mm）表示。表示。（2）降水历时和降水时间）降水历时和降水时间降水历时：一次降水过程所经历的时间降水历时：一次降水过程所经历的时间 降水时间：对应于某一降水量而言的时间长降水时间：对应于某一降水量而言的时间长（3）降水强度）降水强度单
22、位时间内的降水量，以单位时间内的降水量，以mm/min或或mm/h计计(4)降水面积降水面积某次降水所笼罩的水平面积某次降水所笼罩的水平面积(5)降水中心降水中心指一次笼罩面积上降水量最为集中且范围较小的局部地点。指一次笼罩面积上降水量最为集中且范围较小的局部地点。降水强度的等级标准降水强度的等级标准 我国气象部门按一日雨量大小，将降雨分为小雨、中雨、我国气象部门按一日雨量大小，将降雨分为小雨、中雨、大雨和暴雨大雨和暴雨4级。级。10mm以下为小雨；以下为小雨；10-25mm为中雨；为中雨；25-50mm为大雨；为大雨；50-100mm为暴雨；超过为暴雨；超过100mm为大暴雨；超过为大暴雨；
23、超过 200mm为特大暴雨为特大暴雨 在实际工作中常根据雨强进行分级，常用分级标准如表在实际工作中常根据雨强进行分级，常用分级标准如表2-1 所示所示表表2-1 降水强度分级降水强度分级2.3.4降水的时空分布特征表示方法降水的时空分布特征表示方法（1）降水量过程线）降水量过程线降水量过程线：以时段降水量为纵坐标，时段顺序为横降水量过程线：以时段降水量为纵坐标，时段顺序为横坐标绘制而成的柱状图（或曲线）坐标绘制而成的柱状图（或曲线）（2）降水量累积曲线降水量累积曲线以时间为横坐标以时间为横坐标,以降水开始到该时刻的累积降水量为纵以降水开始到该时刻的累积降水量为纵坐标的折线坐标的折线(或曲线或曲
24、线) 该曲线某段的坡度该曲线某段的坡度,即为该时段的平均降水强度。即为该时段的平均降水强度。（3）等雨量线等雨量线等雨量线能清晰地反映一次降雨的空间分布等雨量线能清晰地反映一次降雨的空间分布.等雨量线图是等雨量线图是研究降水分布、暴雨中心移动及计算流域平均雨量的有力工具研究降水分布、暴雨中心移动及计算流域平均雨量的有力工具2.3.5流域平均降水量计算流域平均降水量计算雨量站雨量站观测的观测的降水量降水量只代表那一点的只代表那一点的降水降水，而形成河川，而形成河川径流径流的则是整的则是整个个流域流域上的上的降水量降水量，对此，可用流域，对此，可用流域平均降水量平均降水量来反映来反映(1)算术平均
25、法算术平均法当流域内雨量站网当流域内雨量站网密度较大密度较大，且雨量站，且雨量站分布均匀分布均匀，流域内，流域内地形地形起伏变化不大起伏变化不大时，可用流域内各站同时段降水量（时，可用流域内各站同时段降水量（X1，X2.X）之和除以雨量站数之和除以雨量站数n，即时段流域平均降水量值即时段流域平均降水量值，其计算式为其计算式为当流域当流域雨量站分布不均匀雨量站分布不均匀时多用此法。先在流域平面时多用此法。先在流域平面图上将就近的各相邻雨量站用直线连接，构成若干个三角图上将就近的各相邻雨量站用直线连接，构成若干个三角形。然后作三角形各边的垂直平分线。这些垂直平分线将形。然后作三角形各边的垂直平分线
26、。这些垂直平分线将流域划分成若干个部分面积流域划分成若干个部分面积f1、f2.fn。每块面积内正好每块面积内正好有一个雨量站。如同时段降雨量为有一个雨量站。如同时段降雨量为X1、X2.Xn，则流域则流域平均降雨量可用下式计算平均降雨量可用下式计算(2)泰森多边形法（垂直平分线法、加权平均法）泰森多边形法（垂直平分线法、加权平均法）(3)等雨量线法等雨量线法在较大流域内，在较大流域内，地形起伏大地形起伏大且对降雨影响显著，最好用且对降雨影响显著，最好用等雨量线法求流域平均雨量。等雨量线法求流域平均雨量。2.4蒸发与散发蒸发与散发蒸发是水由液态或固态变成气态的过程。蒸发是水由液态或固态变成气态的过
27、程。流域内总蒸发量包括流域内总蒸发量包括水面蒸发水面蒸发和和陆面蒸发陆面蒸发。陆面蒸发包。陆面蒸发包括土壤蒸发和植物散发两部分。括土壤蒸发和植物散发两部分。 2.4.1 水面蒸发水面蒸发水面蒸发水面蒸发:水面的水分子由液态转化为气态向大气扩散、运移的水面的水分子由液态转化为气态向大气扩散、运移的过程过程蒸发潜热蒸发潜热:单位水量从液态变为气态所吸收的热量单位水量从液态变为气态所吸收的热量凝结潜热凝结潜热:水汽分子因本身受冷或受到水面分子的吸引作用而重水汽分子因本身受冷或受到水面分子的吸引作用而重回水面所放出的热量回水面所放出的热量蒸发量蒸发量:从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值从蒸发面
28、跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值,称为称为有效蒸发量有效蒸发量蒸发率蒸发率(蒸发强度蒸发强度):单位时间蒸发的水深单位时间蒸发的水深2.4.1.1基本概念基本概念2.4.1.2 水面蒸发的物理过程水面蒸发的物理过程（1）太阳辐射）太阳辐射 蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发蒸发必须消耗热量，在蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面就会逐渐冷却，从而使蒸发面上的水汽压降低，于是蒸发减面就会逐渐冷却，从而使蒸发面上的水汽压降低，于是蒸发减缓或逐渐停止。因此缓或逐渐停止。因此蒸发速度在很大程度上决定于热量的供给蒸发速度在很大程度上决定于热量的供给。（2）饱和水汽差）饱和水汽差 饱和水
29、汽压差是指水面温度的饱和水汽压与水面上空一定饱和水汽压差是指水面温度的饱和水汽压与水面上空一定高度的实际水汽压之差。高度的实际水汽压之差。蒸发速度与饱和差成正比蒸发速度与饱和差成正比。（3）风）风 2.4.1.3 影响水面蒸发的因素影响水面蒸发的因素自然因素自然因素（4）气温）气温 气温决定空气中水汽含量的能力和水汽分子扩散的速度。当气温决定空气中水汽含量的能力和水汽分子扩散的速度。当风速等其他因素变化不大时，蒸发量随气温的变化成指数关系风速等其他因素变化不大时，蒸发量随气温的变化成指数关系 （5）水质）水质 溶液中有溶质存在时溶液内分子间的作用力大于纯水内分子溶液中有溶质存在时溶液内分子间的
30、作用力大于纯水内分子的作用力；混浊程度、水体的颜色都会影响反射率。的作用力；混浊程度、水体的颜色都会影响反射率。 （6）蒸发表面情况）蒸发表面情况蒸发表面面积大蒸发表面面积大,蒸发作用进行的快蒸发作用进行的快水体的深浅对蒸发有一定的影响水体的深浅对蒸发有一定的影响2.4.2土壤蒸发土壤蒸发 2.4.2.1土壤蒸发过程土壤蒸发过程土壤的水份蒸发过程一般可分为土壤的水份蒸发过程一般可分为3个阶段个阶段(1)第一阶段第一阶段:稳定蒸发阶段稳定蒸发阶段在在充分供水充分供水条件下，条件下，土壤十分湿润的，土壤蒸发强度为土壤十分湿润的，土壤蒸发强度为:Em-土壤蒸发能力土壤蒸发能力(指在一定的气象条件下指
31、在一定的气象条件下, ,充分湿润的土壤充分湿润的土壤表面可能最大蒸发量表面可能最大蒸发量)，近似等于这时的水面蒸发率，近似等于这时的水面蒸发率在这阶段中在这阶段中,蒸发速率主要蒸发速率主要受气象条件受气象条件的影响的影响(2)第二阶段第二阶段:蒸发强度显著下降阶段蒸发强度显著下降阶段其蒸发量的大小主要决定于其蒸发量的大小主要决定于土壤含水量土壤含水量,另外另外,还与土壤还与土壤的质地有关的质地有关.气象因素则退居次要位置气象因素则退居次要位置当土壤含水量减少到当土壤含水量减少到临界含水量临界含水量以后以后,即即 （其（其值相当于田间持水量值相当于田间持水量:土壤能够保持而不在重力作用下流走的最
32、土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量大含水量），蒸发速率随着表层土壤含水量的变小而变小，），蒸发速率随着表层土壤含水量的变小而变小，这时的土壤蒸发为：这时的土壤蒸发为：WW田(3)第三阶段第三阶段:蒸发微弱阶段蒸发微弱阶段 蒸发率微弱阶段蒸发率微弱阶段,土壤含水量逐步降低到土壤含水量逐步降低到第二个临界点第二个临界点W凋凋(其值相当于植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时其值相当于植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量的土壤含水量, ,称凋萎系数称凋萎系数)，土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶，土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段段 在这个阶段，蒸发过程发生在土壤的深层中，气象因在这个阶段
33、，蒸发过程发生在土壤的深层中，气象因素对蒸发速率的影响很不显著素对蒸发速率的影响很不显著2.4.2.2 影响土壤蒸发的因素影响土壤蒸发的因素(1)土壤蒸发能力土壤蒸发能力 温度、湿度、风速等温度、湿度、风速等(2)土壤的供水条件土壤的供水条件 土壤含水量、土壤孔隙型、地下水位、温度等土壤含水量、土壤孔隙型、地下水位、温度等 2.4.3植物蒸腾植物蒸腾 所谓蒸腾作用所谓蒸腾作用(transpiration)(transpiration) 是指植物体内的水分以气是指植物体内的水分以气态散失到大气中去的过程。与一般的蒸发不同，蒸腾作用是一态散失到大气中去的过程。与一般的蒸发不同，蒸腾作用是一个生理过
34、程，受到植物体结构和气孔行为的调节。个生理过程，受到植物体结构和气孔行为的调节。 过程过程:植物的根系从土壤中吸收水后植物的根系从土壤中吸收水后,经由根、茎、叶柄、经由根、茎、叶柄、和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其中除一小部分流和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其中除一小部分流在植物体内外，在植物体内外，90%以上的水分在叶片的气孔中气化而向大气以上的水分在叶片的气孔中气化而向大气逸散。逸散。2.4.3.1 植物蒸腾植物蒸腾(植物散发植物散发) (1)气孔频度气孔频度: 气孔频度气孔频度(stomatal frequency)为为1mm2叶片上的叶片上的气孔数，气孔频度大有利于蒸腾
35、的进行。气孔数，气孔频度大有利于蒸腾的进行。 (2)气孔大小气孔大小: 气孔孔径较大，内部阻力小，蒸腾较强。气孔孔径较大，内部阻力小，蒸腾较强。 (3)气孔下腔气孔下腔: 气孔下腔容积大，叶内外蒸气压差大，蒸腾快。气孔下腔容积大，叶内外蒸气压差大，蒸腾快。 (4)气孔开度气孔开度: 气孔开度大，蒸腾快，反之，蒸腾减弱。气孔开度大，蒸腾快，反之，蒸腾减弱。 (5)气孔构造气孔构造 :气孔构造不同也会影响蒸腾作用，气孔下陷的，气孔构造不同也会影响蒸腾作用，气孔下陷的，扩散层相对加厚，阻力大，蒸腾较慢。扩散层相对加厚，阻力大，蒸腾较慢。2.4.3.2 植物蒸腾植物蒸腾(植物散发植物散发)的影响因素的
36、影响因素.内部因素内部因素 (1)光照光照 :光对蒸腾作用的影响首先是引起气孔的开放，减少气孔光对蒸腾作用的影响首先是引起气孔的开放，减少气孔阻力，其次，光可以提高大气与叶子温度，增加叶内外蒸气压差，阻力，其次，光可以提高大气与叶子温度，增加叶内外蒸气压差，加快蒸腾速率。加快蒸腾速率。 (2)温度温度: 温度对蒸腾速率影响很大。当大气温度升高时，叶温温度对蒸腾速率影响很大。当大气温度升高时，叶温比气温高出比气温高出210, 蒸腾加强。当气温过高时，叶片过度失水，气蒸腾加强。当气温过高时，叶片过度失水，气孔会关闭，使蒸腾减弱。孔会关闭，使蒸腾减弱。 (3)湿度湿度 :在温度相同时，大气的相对湿度
37、越大，其蒸气压就越大，在温度相同时，大气的相对湿度越大，其蒸气压就越大，叶内外蒸气压差就变小，气孔下腔的水蒸气不易扩散出去，蒸腾减叶内外蒸气压差就变小，气孔下腔的水蒸气不易扩散出去，蒸腾减弱；反之，大气相对湿度较低，则蒸腾速度加快。弱；反之，大气相对湿度较低，则蒸腾速度加快。 (4)风速风速: 风速较大时，可将叶面气孔外水蒸气扩散层吹散，可以风速较大时，可将叶面气孔外水蒸气扩散层吹散，可以加速蒸腾。强风可能会引起气孔关闭或开度减小，内部阻力加大，加速蒸腾。强风可能会引起气孔关闭或开度减小，内部阻力加大，蒸腾减弱。蒸腾减弱。2.外界条件外界条件 同一地区的多年平均雨量山区的往往大于平原同一地区的
38、多年平均雨量山区的往往大于平原的，而多年平均蒸发量则往往相反，为什么？的，而多年平均蒸发量则往往相反，为什么？思考题思考题2-12.5土壤水与下渗土壤水与下渗2.5.1.1土壤水的存在形式土壤水的存在形式2.5.1 土壤水土壤水土壤水土壤水：吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分土土壤壤水水吸湿水吸湿水汽态水汽态水薄膜水薄膜水毛管水毛管水重力水重力水最大吸湿量最大吸湿量最大分子持水量最大分子持水量田间持水量田间持水量悬着毛管水悬着毛管水上升毛管水上升毛管水重力水重力水（gravitationalwater）：土壤中超出毛管含水率的水土壤中超出毛管含水率的水分在重力
39、作用下很容易排出，这部分土壤水称为重力水。分在重力作用下很容易排出，这部分土壤水称为重力水。汽态水汽态水（vapor）：）：土壤中以气态形式存在的水分，即水汽，土壤中以气态形式存在的水分，即水汽，主要赋存、活动于地表附近，由于数量较少，计算时多忽略不主要赋存、活动于地表附近，由于数量较少，计算时多忽略不计计吸湿水吸湿水（hygroscopic water, hydroscopic water）：）：土壤颗粒具土壤颗粒具有很强的吸附力，能将周围环境中的有很强的吸附力，能将周围环境中的水汽分子水汽分子吸附于其表面，吸附于其表面，这种束缚在土壤颗粒表面的水分称为吸湿水。这种束缚在土壤颗粒表面的水分称
40、为吸湿水。薄膜水薄膜水（pellicular water, film water）：当吸湿水达最大数量后，当吸湿水达最大数量后，土粒已无足够力量吸附空气中活动力较强的水汽分子，只能吸持土粒已无足够力量吸附空气中活动力较强的水汽分子，只能吸持周围环境中处于液态的水分子，由于这种吸着力吸持的水分使吸周围环境中处于液态的水分子，由于这种吸着力吸持的水分使吸湿水外面的水膜逐渐加厚，形成连续的水膜，故称为薄膜水。湿水外面的水膜逐渐加厚，形成连续的水膜，故称为薄膜水。毛管水毛管水（capillarywater,capillaryhumidity）：）：土壤中薄膜土壤中薄膜水达最大值后，多余的水分便由毛管力
41、吸持在土壤的细小孔水达最大值后，多余的水分便由毛管力吸持在土壤的细小孔隙中，称为毛管水。可分为上升毛管水和悬着毛管水。隙中，称为毛管水。可分为上升毛管水和悬着毛管水。上升毛管水：上升毛管水：在毛管力的作用下，地下水沿土壤毛细管上升在毛管力的作用下，地下水沿土壤毛细管上升而保持在毛管孔隙中的水分而保持在毛管孔隙中的水分悬着毛管水：悬着毛管水：不受地下水补给时（地下水埋深较大），由不受地下水补给时（地下水埋深较大），由于毛管作用而在上层土壤细小孔隙中所保持的水分（源于于毛管作用而在上层土壤细小孔隙中所保持的水分（源于降水或灌溉）降水或灌溉）2.5.1.2 土壤含水量及分类土壤含水量及分类土壤含水量
42、土壤含水量：指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积内指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积内包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。 最大吸湿水量最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水量。：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水量。最大分子持水量最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大最大值。值。凋萎含水量（凋萎系数）凋萎含水量（凋萎系数）：植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量枯死时的土壤含水量毛管断裂含水量毛管断裂含水量：湿
43、润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态：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。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，：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。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。饱和含水量饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情
44、况下的土壤含水量。：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。2.5.2 下渗下渗下渗又称入渗下渗又称入渗指水分通过土壤表面垂直向下进入土壤的指水分通过土壤表面垂直向下进入土壤的运动运动渗透渗透水分在重力作用下向下运动水分在重力作用下向下运动2.5.2下渗的物理过程下渗的物理过程v渗润阶段渗润阶段：入渗初期，下渗水主要受分子力作用：入渗初期，下渗水主要受分子力作用,被土粒所吸被土粒所吸附形成附形成吸湿水吸湿水，进而形成，进而形成薄膜水薄膜水，雨水迅速下渗，使初期具有，雨水迅速下渗，使初期具有很大的下渗率很大的下渗率。当入渗使土壤达最大分子持水量时，这一阶段。当入渗使土壤达最大分子持水量时，这
45、一阶段结束。结束。v渗漏阶段渗漏阶段：随着土壤含水率的不断：随着土壤含水率的不断增大增大,分子作用力逐渐由毛管力和重力分子作用力逐渐由毛管力和重力作用取代，水沿土壤孔隙向下作不稳作用取代，水沿土壤孔隙向下作不稳定运动，直到土壤饱和，毛管力消失。定运动，直到土壤饱和，毛管力消失。这一阶段下渗率这一阶段下渗率变化很大变化很大v渗透阶段渗透阶段：土壤孔隙被水充满达：土壤孔隙被水充满达到饱和状态时，水分在重力作用下到饱和状态时，水分在重力作用下呈稳定流动。呈稳定流动。2.5.3下渗要素下渗要素(1)下渗率下渗率：单位面积单位时间的下渗水量，又称单位面积单位时间的下渗水量，又称下渗强度下渗强度（mm/m
46、in或或mm/h） (2)下渗能力下渗能力： 在充分供水（或地面有积水）条件下的下渗率在充分供水（或地面有积水）条件下的下渗率,又称又称下渗容量下渗容量 实际下渗率随时间的变化与降雨时程分配、土壤性实际下渗率随时间的变化与降雨时程分配、土壤性质质(土壤的空隙状况、土壤质地、土壤结构的稳定性土壤的空隙状况、土壤质地、土壤结构的稳定性)、植被、微地形、前期土壤含水量、地表是否有结皮等植被、微地形、前期土壤含水量、地表是否有结皮等因素有关因素有关2.6径流径流 对一个流域来说，径流是指降落到流对一个流域来说，径流是指降落到流域表面上的降水在重力作用下，由地表和域表面上的降水在重力作用下，由地表和地下
47、的途径汇入河川流出流域出口断面的地下的途径汇入河川流出流域出口断面的水流。按径流途径不同，可分为地面径流水流。按径流途径不同，可分为地面径流和地下径流。和地下径流。(1)流域渗蓄流域渗蓄:降雨初期降雨初期,一部分雨水直接落在河槽水面上，大一部分雨水直接落在河槽水面上，大部分雨水落在地表面上。地面上如有植被覆盖，先部分雨水落在地表面上。地面上如有植被覆盖，先截留截留一部分雨一部分雨水多余的落下，落下的雨水先满足水多余的落下，落下的雨水先满足地面下渗地面下渗的需要，当降雨强度的需要，当降雨强度超过下渗强度时，则在地面的洼陷处停蓄部分水量称为超过下渗强度时，则在地面的洼陷处停蓄部分水量称为填洼量填洼
48、量。渗入到地下的水分一部分在近地表层形成渗入到地下的水分一部分在近地表层形成壤中流壤中流，另一部分形成，另一部分形成地下水地下水。(2)流域产流流域产流:当降雨满足土壤下渗、植物截留、雨期蒸发、当降雨满足土壤下渗、植物截留、雨期蒸发、洼地填蓄的水量，洼地填蓄的水量，降雨强度超过下渗强度降雨强度超过下渗强度，产生超渗雨时便可产，产生超渗雨时便可产生生径流径流。因降雨强度分布不均匀及下垫面情况的不同，可能是全。因降雨强度分布不均匀及下垫面情况的不同，可能是全面积产流，也可能是局部面积产流。面积产流，也可能是局部面积产流。2.6.1径流的形成过程径流的形成过程1产流阶段产流阶段2 汇流阶段汇流阶段(
49、2)河槽集流河槽集流(河网汇流河网汇流)水自坡面流入河槽后，通过河网由上游到下游，从支流到干流，水自坡面流入河槽后，通过河网由上游到下游，从支流到干流，沿河槽作纵向流动，直到流出流域出口断面，这种现象叫做沿河槽作纵向流动，直到流出流域出口断面，这种现象叫做河河槽集流槽集流。(1)坡面漫流坡面漫流当流域上发生当流域上发生超渗雨超渗雨，就会产生，就会产生坡面漫流坡面漫流。漫流首先在流域。漫流首先在流域透水性较差透水性较差及及坡度较陡坡度较陡的地方出现，而后随降雨强度的加大的地方出现，而后随降雨强度的加大逐步扩大范围。逐步扩大范围。2.6.2径流的表示法和度量单位径流的表示法和度量单位(1)流量流量
50、(Q)单位时间通过某一段面的水量单位时间通过某一段面的水量(2)径流总量径流总量(W) 时间段时间段T内通过河流某一段面的总内通过河流某一段面的总水量水量 (3)径流深径流深(R) 将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度(4)径流模数径流模数(M) 流域出口断面流量与流域面积的比值流域出口断面流量与流域面积的比值(5)径流系数径流系数() 某一时段内的径流深度某一时段内的径流深度R与相应的降水深度与相应的降水深度P之比值之比值(1)1.河川径流是由流域降水形成的，为什么久晴河川径流是由流域降水形成的，为什么久晴不雨河水仍然川流不息？不雨河水
51、仍然川流不息？2.毁林开荒为什么会加剧下游的洪水灾害？毁林开荒为什么会加剧下游的洪水灾害？3.同样暴雨情况下，为什么流域城市化后的洪同样暴雨情况下，为什么流域城市化后的洪水比天然流域的显著增大？水比天然流域的显著增大？4.某流域面积某流域面积300平方公里，年平均流量为平方公里，年平均流量为35m3/s，则径流深（，则径流深（）mm，径流模数为（，径流模数为（）。）。思考题思考题2-2降雨量等值线图降雨量等值线图是表示某一地区是表示某一地区或流域的或流域的次降雨次降雨量或时段（如日、量或时段（如日、月、年等）降雨月、年等）降雨量地理分布量地理分布的常的常用工具。在地形用工具。在地形图上将各雨量站图上将各雨量站相同起止时间内相同起止时间内的时段雨量标注的时段雨量标注在相应的地理位在相应的地理位置上，根据直线置上，根据直线内插的原理，并内插的原理，并考虑地形对降雨考虑地形对降雨的影响，勾绘出的影响，勾绘出等值线。等值线。
