第二章水文循環(huán)與徑流形成§2.1水文循環(huán)與水量平衡§2.2河流與流域§2.3降水§2.4蒸發(fā)§2.5下滲與土壤水§2.6徑流1自然界的水文循環(huán)

§2.1水文循環(huán)與水量平衡內(nèi)容提要

1.自然界的水文循環(huán)、大循環(huán)與小循環(huán)

2.地球上的水量平衡學(xué)習(xí)要求

1.了解自然界水文循環(huán)的現(xiàn)象、原因與作用

2.掌握海洋的、陸地的和全球的水量平衡原理與方程地球上的水量平衡2自然界的水文循環(huán)

§2.1水文循環(huán)與水量平衡1.含義：地球上的水在太陽輻射作用下，不斷地蒸發(fā)成水汽進入大氣，隨氣流輸送到各地；輸送中，遇到適當(dāng)?shù)臈l件，凝結(jié)成云，重力作用下降落到地面，即降水；降水直接地、或以徑流的形式補給地球上的海洋、河流、湖泊、土壤、地下和生態(tài)水等，如此永不停止的循環(huán)運動，稱為水文循環(huán)。水循環(huán)包括了多種的復(fù)雜過程，其中最重要的基本現(xiàn)象是蒸發(fā)、降水、下滲、徑流。地球上的水量平衡3自然界的水文循環(huán)

§2.1水文循環(huán)與水量平衡2.分類：大循環(huán)：發(fā)生在海洋與陸地之間的水文循環(huán)，是形成大陸降水、徑流的主要形式。小循環(huán)：僅僅發(fā)生在海洋或陸地上的水文循環(huán)。地球上的水量平衡411138553水汽輸送1蒸發(fā)4降水1蒸發(fā)4降水1植物蒸騰湖6地表徑流6地下徑流海洋5蒸發(fā)2降水6自然界的水文循環(huán)

§2.1水文循環(huán)與水量平衡3.與水資源的關(guān)系：水文循環(huán)供給陸地源源不斷的降水、徑流。某一區(qū)域多年平均的年降水量或年徑流量，即該地區(qū)的水資源量，因此水文循環(huán)的變化將引起水資源的變化。地球上的水量平衡7自然界的水文循環(huán)§2.1水文循環(huán)與水量平衡4.地球上的水量平衡水文循環(huán)過程中，對任一地區(qū)、任一時段進入的水量與輸出的水量之差，必等于其蓄水量的變化量，這就是水量平衡原理，是水文計算中始終要遵循的一項基本原理。地球上的水量平衡8自然界的水文循環(huán)§2.1水文循環(huán)與水量平衡依據(jù)水量平衡原理，可得任一地區(qū)、任一時段的水量平衡方程：1、對于某一時段△t：

大陸:PC-R-EC=△SC

海洋:P0+R-E0=△S0

全球:PC+P0-(EC+E0)=△SC+△S02、對于多年平均：

大陸:PC-R=EC

海洋:P0+R=E0

全球:PC+P0=EC+E0地球上的水量平衡9§2.1水文循環(huán)與水量平衡5.人類活動對水循環(huán)、水平衡的影響有利影響：修建水庫引水灌溉跨流域調(diào)水不利影響：大面積濫伐森林排干湖泊、沼澤過度抽取地下水101112§2.2河流與流域內(nèi)容提要

1.河流及其特征、河流地貌定律 2.流域及其特征學(xué)習(xí)要求

1.了解河流、水系的基本概念，掌握主要河流特征的計算方法

2.掌握流域、閉合流域、非閉合流域的基本概念和流域特征對徑流的影響河流流域水系及河流地貌律

13§2.2河流與流域-§2.2.1河流1.河流及其分段河流：自然界中脈絡(luò)相通的排泄降水徑流的天然輸水通道，其中分為各級支流及干流。

河流分段：河源、上游、中游、下游、河口。河流流域水系及河流地貌律

14§2.2河流與流域-§2.2.1河流2.河流基本特征河長L：自河源沿干流到出口的流程長度，以km計；河流橫斷面：如圖2-2-1，分單式斷面和復(fù)式斷面；河流縱斷面：沿河流中泓線（最大水深點的連線）的斷面；河道坡度（河道縱比降）：某一河段河底高程自上游向下游變化，縱斷面如圖2-2-2，其平均河道坡度J按下式計算：J=[(h0+h1)L1+(h1+h2)L2+…+(hn-1+hn)Ln-2h0L]/L2

河流流域水系及河流地貌律

15§2.2河流與流域-§2.2.2水系及河流地貌律§2.2.2水系及河流地貌律河系(水系或河網(wǎng))：脈絡(luò)相通的大小河流組成的輸水系統(tǒng)。河流地貌律：如圖2-2-3，其中的各個河流按自上而下的順序分為1級、2級……。規(guī)定2條同級的河流匯合為高一級的河流，例如2條1級河流匯合后為2級；不同級的匯合時，則不增加匯合后的河流級別，如2級與1級匯合后仍為2級。河流流域水系及河流地貌律

16§2.2河流與流域河系在發(fā)育過程中將遵循一定的規(guī)律，并歸納成河流地貌規(guī)律，如霍頓（Horton）提出的河流地貌律。河數(shù)律河長律面積律比降律河流流域水系及河流地貌律

17§2.2河流與流域-§2.2.2水系及河流地貌律河數(shù)律：水系中任一級河流數(shù)與該級河流的級別基本呈反幾何級數(shù)關(guān)系。

Ni=RbΩ-i

i=2,3,……,Ω

式中：

Ni--第i級的河流數(shù)

Rb--分叉比，Rb=Ni-1/Ni

Ω--水系中最高的河流級別河流流域水系及河流地貌律

18§2.2河流與流域-§2.2.2水系及河流地貌律河長律：水系中各級河流的平均河長與該河流級別近似于正幾何級數(shù)關(guān)系。河流流域水系及河流地貌律

19§2.2河流與流域-§2.2.2水系及河流地貌律面積律：水系中各級河流的平均流域面積與該河流級別近似于正幾何級數(shù)關(guān)系。河流流域水系及河流地貌律

20§2.2河流與流域-§2.2.2水系及河流地貌律比降律：水系中任一級河流的平均比降與該河流級別呈正幾何數(shù)關(guān)系。河流流域水系及河流地貌律

21§2.2河流與流域-§2.2.3流域1.流域及其分類

流域：河流出口斷面以上的集水區(qū)域，即該斷面（稱流域出口斷面）以上地面、地下分水線（圖2-2-4地面分水線及地下分水線示意圖）包圍的區(qū)域，地面分水線包圍區(qū)域為地面集水區(qū)，地下分水線包圍區(qū)域為地下集水區(qū)。河流流域水系及河流地貌律

22§2.2河流與流域-§2.2.3流域

流域分類：閉合流域：在垂直方向地面、地下分水線重合，地面集水區(qū)上降水形成的徑流正好由流域出口斷面流出，即地表水和地下水流向一致的流域。非閉合流域：地面、地下分水線不重合，即地表水和地下水流向不一致的地面流域。河流流域水系及河流地貌律23§2.2河流與流域-§2.2.3流域(a)閉合流域(b)非閉合流域24§2.2河流與流域-§2.2.3流域閉合及非閉合流域特點：閉合流域與周圍區(qū)域不存在水流聯(lián)系。較大的流域或水量豐富的流域，由于河床切割深度大，一般多為閉合流域。非閉合流域與周圍區(qū)域存在地下水流上的聯(lián)系。小流域或者干旱、半干旱地區(qū)水量小的流域，由于河床切割深度淺，一般多為非閉合流域。在水文地質(zhì)條件復(fù)雜的地區(qū)，例如巖溶即喀斯特(Karst)地區(qū)，非閉合流域也是常見的。

25§2.2河流與流域-§2.2.3流域2.流域基本特征(1)幾何特征(2)自然地理特征

河流流域水系及河流地貌律26§2.2河流與流域-§2.2.3流域幾何特征

流域面積F：在地形圖上繪出流域的分水線，用求積儀量出分水線包圍的面積，即流域面積，以km2計。

河網(wǎng)密度：流域內(nèi)河流干支流的總長度與流域面積的比值，km/km2。

流域長度LF：從流域出口到流域最遠點的流域軸線長度，km計

平均寬度B：流域面積與流域長度的比值，B=F/LF

流域形狀系數(shù)：流域平均寬度與流域長度的比值，K=B/LF

流域平均高程與平均坡度：將流域劃分成100以上的正方格，定出每個方格交叉點上的高程及坡度，這些格點的高程和坡度的平均值為流域平均高度和平均坡度。河流流域水系及河流地貌律27§2.2河流與流域-§2.2.3流域自然地理特征

地理位置：流域所處的經(jīng)緯度氣候：溫度、濕度、降水、蒸發(fā)地形地貌：山區(qū)、山丘區(qū)、平原湖區(qū)…土壤、地質(zhì)植被湖泊、沼澤人類活動措施河流流域水系及河流地貌律28§2.3降水內(nèi)容提要

1.關(guān)于降水的基本水文氣象知識 2.降水的成因、分類與特點 3.我國降水的時空分布 4.降水觀測學(xué)習(xí)要求

1.了解有關(guān)水文氣象知識基礎(chǔ)上，掌握降水的成因、分類與特點的基本概念 2.了解降水觀測與整編 3.正確認識我國降水的時空分布與特點29§2.3降水什么是降水：降水是指液態(tài)或固態(tài)的水汽凝結(jié)物從云中降落到地面的現(xiàn)象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等等。降水是水文循環(huán)中最活躍的因子，既是一種水文要素，也是一種氣象要素。降水量等級表中，把降水分為：微雨、小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨。30§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識

降水現(xiàn)象發(fā)生在大氣中的對流層。對流層有三個顯著特點：1.氣溫隨高度的增加而減低；2.從地面獲得熱量，具有強烈的上升和下降的氣流；3.由于地表性質(zhì)差異大，溫度、濕度的水平分布不平均；與降水有關(guān)的氣象因素：氣溫、氣壓、風(fēng)、濕度、云、蒸發(fā)。31§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識1.氣溫：表示空氣的冷熱程度，以℃計

垂直方向：平均每升高100m，氣溫降低0.65℃；

水平方向：

同一季節(jié)，氣溫自赤道向兩極遞減，近地面的空氣自極地流向赤道。

同一緯度，暖季，陸地上的氣溫常高于海洋上的，海洋上的暖濕空氣吹向陸地；冷季，則相反。32§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識2.氣壓：單位面積上承受的大氣重力高程愈高，其上的單位面積氣柱的重力愈小，即氣壓愈低；反之，則高。標準大氣壓強的值在一般計算中常取1.01×10^5Pa（101KPa），在粗略計算中還可以取作10^5Pa（100KPa）。33§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識

氣壓場：氣壓的空間分布。

等壓面：空間上氣壓相等的點組成的曲面。

高空天氣圖：如圖2-3-2某一等壓面的等高線圖。 地面天氣圖：將各地氣象站的同一時刻測得的氣壓，都換算到海平面上的等壓線分布圖，如圖2-3-3。34§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識

氣壓系統(tǒng)：氣壓分布的基本形式，如圖2-3-3。

高氣壓區(qū)：晴朗天氣

高壓脊：

低氣壓區(qū)：陰雨天氣

低壓槽：

鞍形氣壓區(qū)35§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識3.風(fēng)：壓力不平衡引起的大氣在低空的水平運動 從氣候?qū)W觀點看，影響我國降水的風(fēng)，最重要的是季風(fēng)。夏季，風(fēng)自海洋吹入大陸；冬季，風(fēng)自大陸吹入海洋，這種隨季節(jié)變化的風(fēng)稱為季風(fēng)。36§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識4.濕度：單位體積空氣中水汽的含量水汽壓e絕對濕度a與相對濕度f露點Td比濕q37§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識水汽壓e：空氣中的水汽壓力，以hPa計飽和水汽壓E：一定溫度t下，空氣中所含水汽量的最大值

E0為溫度t=0℃時的飽和水汽壓；a,b

常數(shù)，水面上分別為7.45和237；冰面上分別為9.5和265;飽和差=E–e，當(dāng)飽和差小于0時，將會發(fā)生凝結(jié)。38§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識絕對濕度a與相對濕度f

a:單位體積空氣中所含的水汽質(zhì)量，以g/m3計

f:空氣中的水汽壓與同溫度下的飽和水汽壓之比，及f=e/E，,當(dāng)e＞E（即f=e/E＞1）時，將會發(fā)生凝結(jié)。39§2.3降水-§2.3.1關(guān)于降水的基本氣象知識露點Td

某一水汽含量下，氣壓保持一定，氣溫降低，空氣達到飽和時的溫度稱為露點。實際氣溫低于露點時，將會發(fā)生凝結(jié)。比濕q一團濕空氣中，水汽質(zhì)量與空氣的總質(zhì)量之比。

40§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類1.降水的形成

形成降水，必須具備三個基本條件：一是大量的暖濕空氣源源不斷地輸入雨區(qū)；二是存在使地面空氣強烈上升的機制，如暴雨天氣系統(tǒng)，使暖濕空氣迅速抬升；三是上升的空氣因膨脹作功消耗內(nèi)能而冷卻，水汽凝結(jié)為愈來愈大的云滴，上升氣流不能浮托時，便造成降水。 即地面暖濕空氣→抬升冷卻→凝結(jié)為大量的云滴→降落成雨。41§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類2.降水的分類按空氣抬升形成動力冷卻的原因分為4類： 對流雨 地形雨 鋒面雨 氣旋雨42§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類對流雨地面局部受熱，下層濕度比較大的空氣膨脹上升，與上層空氣形成對流，動力冷卻致雨。這種降雨多發(fā)生在夏季酷熱的午后，降雨強度大、范圍小、歷時短，常常形成小流域的暴雨洪水。43§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類地形雨近地面的暖濕空氣運移過程中,遇山脈阻擋時，將沿山坡抬升，由于動力冷卻而致雨，如圖2-3-9。44§2.3降水-2.3.1降水的形成與分類鋒面雨具有均勻的溫濕特性，在氣壓場作用下向同方向移動的大塊空氣稱為氣團。冷、暖氣團相遇，迫使暖濕空氣抬升，產(chǎn)生動力冷卻而致雨。按運動學(xué)觀點，可分為四類，如圖2-3-10。45§2.3降水-2.3.1降水的形成與分類冷鋒雨：冷氣團推動鋒面向暖氣團一側(cè)移動形成的降水。降雨出現(xiàn)在鋒線后，雨強大、范圍較小、歷時較短。

暖鋒雨：暖氣團推動鋒面向冷氣團一側(cè)移動形成的降水。降雨出現(xiàn)在鋒線前，雨強不大、范圍較廣、歷時較長。

靜止鋒降雨：冷、暖氣團勢均力敵，鋒面在一個地區(qū)停滯少動或來回擺動，云、雨范圍很廣，雨強小，但持續(xù)時間很長。

錮囚鋒降雨：鋒線發(fā)生波動，如冷鋒追上暖鋒，暖氣團被抬離地面，錮囚到高空所形成的降水，降雨量和雨區(qū)都很大。46§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類氣旋雨氣旋是中心氣壓低于四周的大氣渦旋，氣旋內(nèi)空氣作逆時針旋轉(zhuǎn)（北半球），氣流向低壓中心輻合，引起大規(guī)模的上升運動，水汽動力冷卻而致雨。氣旋雨可分為溫帶氣旋雨和熱帶氣旋雨。47§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類溫帶氣旋雨(鋒面氣旋雨)：

如圖2-3-11，由鋒線波動而產(chǎn)生的氣旋，多發(fā)生在溫帶地區(qū)，也稱溫帶氣旋。氣旋加強了鋒面上的暖濕空氣的上升運動，可形成暴雨。48§2.3降水-2.3.2降水的形成與分類熱帶氣旋雨：

熱帶氣旋指發(fā)生在低緯度海洋上的強大而深厚的氣旋性漩渦。根據(jù)最大風(fēng)速的大小分為：熱帶低壓（風(fēng)力6～7級）、熱帶風(fēng)暴（8～9級）、強熱帶風(fēng)暴（10～11級）、臺風(fēng)（12級以上）。49§2.3降水－2.3.2降水的形成與分類

臺風(fēng)的低空結(jié)構(gòu)如圖2-3-12，外圍大風(fēng)區(qū)，半徑約200～300km，風(fēng)速向中心急增；渦旋風(fēng)雨區(qū)，半徑約100km，上升氣流強烈，狂風(fēng)暴雨；臺風(fēng)眼區(qū)，半徑約5～30km，為下沉氣流，晴空風(fēng)小。臺風(fēng)雨隨其路徑呈帶狀分布，雨量大，強度高，常常帶來洪水災(zāi)害。50§2.3降水-2.3.3我國降水的時空分布年降水量地理分布：根據(jù)多年平均雨量、雨日等，全國大體上可分為5個帶，即：十分濕潤帶濕潤帶半濕潤帶半干旱帶干旱帶

51§2.3降水－2.3.3我國降水的時空分布十分濕潤帶:

＞1600mm、＞160天，分布在廣東、海南、福建、臺灣、浙江大部、廣西東部、云南西南部、西藏東南部、江西和湖南山區(qū)、四川西部山區(qū)。

濕潤帶：=800～1600mm、=120～160天，分布在秦嶺-淮河以南的長江中下游地區(qū)、云、貴、川和廣西的大部分地區(qū)。

半濕潤帶：=400～800mm、=80～100天，分布在華北平原、東北、山西、陜西大部、甘肅、青海東南部、新疆北部、四川西北和西藏東部。52§2.3降水-2.3.3我國降水的時空分布

·半干旱帶：

=200～400mm、=60～80天，分布在東北西部、內(nèi)蒙、寧夏、甘肅大部、新疆西部。·干旱帶：＜200mm、=＜60天，分布在內(nèi)蒙、寧夏、甘肅沙漠區(qū)、青海柴達木盆地、新疆塔里木盆地和準噶爾盆地藏北羌塘地區(qū)。53水資源空間分布不均,降雨量由東南向西北遞減多年平均年降水量等值線圖400mm800mm200mm50mm25mm2000mm54§2.3降水-2.3.3我國降水的時空分布降水量的年內(nèi)、年際變化降水量的年內(nèi)分配很不均勻，主要集中在春夏季，例如長江以南地區(qū)，3～6月或4～7月雨量約占全年的50～60%；華北、東北地區(qū)，6～9月雨量約占全年的70～80%。降水量的年際變化很大，并有連續(xù)枯水年組和豐水年組的交替。年降水量越小的地方往往年際間變化越大。5556§2.3降水-2.3.3我國降水的時空分布我國大暴雨時空分布:4～6月 受東南亞季風(fēng)影響，大暴雨主要出現(xiàn)在長江以南地區(qū)，其量級明顯自南向北遞減，山區(qū)往往高于丘陵區(qū)與平原區(qū)。我國大暴雨時空分布:7～8月西南和東南季風(fēng)強盛，大暴雨分布很廣，全國許多地方都出現(xiàn)過歷史上罕見的特大暴雨。如1975年8月5～7日，臺風(fēng)深入河南，滯留、徘徊20多小時，林莊站24h雨量達1060.3mm，其中6h達830.1mm是我國大陸強度最大的雨量記錄；我國大暴雨時空分布:9～11月東南沿海、海南、臺灣一帶，受臺風(fēng)和南下冷空氣影響而出現(xiàn)大暴雨。如臺灣新潦1967年10月17～19日曾出現(xiàn)24h降雨1672mm，3日總雨量達2749mm的特大暴雨，為全國最大記錄。57§2.3降水-2.3.4降水量觀測為了掌握各地降水的變化，水文氣象部門設(shè)立了大量的雨量站、氣象站、水文站觀測降水，每年匯總、整編、刊印或存入水文數(shù)據(jù)庫，供各部門應(yīng)用。降水觀測有多種方法，簡述于下：58§2.3降水-2.3.4降水量觀測器測法（1）雨量器：如圖2-3-13，是最簡單的測雨器，分時段人工觀測。（2）自記雨量計：隨時間連續(xù)記錄承雨器收集的累積降水量。59§2.3降水－2.3.4降水量觀測虹吸式自記雨量計：如圖2-3-14，承雨器將雨量導(dǎo)入浮子室，浮子隨注入的雨水增加而上升，帶動自記筆在附有時鐘的轉(zhuǎn)筒上的記錄紙上連續(xù)記錄隨時間累積增加的雨量。當(dāng)累積雨量達10mm時，自行進行虹吸，使自記筆立即垂直下落到記錄紙上縱坐標的零點，以后又開始記錄。翻斗式自記雨量計：如圖2-3-15，承雨器接受的雨水流入對稱的翻斗的一側(cè)，當(dāng)接滿0.1mm雨量時，翻斗傾于一側(cè)把雨水全部潑掉，另一翻斗則處于進水狀態(tài)。每次翻轉(zhuǎn)將發(fā)出一個脈沖信號，由記錄設(shè)備記下這些信號并換算為雨量。60§2.3降水-2.3.4降水量觀測雷達探測：氣象雷達利用云、雨、雪等對無線電波的反射現(xiàn)象，隨時探測降水的位置、移動速度、方向和變化情況，進行降水預(yù)報。氣象衛(wèi)星云圖：利用衛(wèi)星隨時發(fā)回的云圖資料，對降雨等進行預(yù)測。61§2.3降水-2.3.5流域平均雨量的計算

算術(shù)平均法：當(dāng)流域內(nèi)雨量站分布較均勻，地形起伏變化不大時，可用算術(shù)平均法求得流域上的平均降水量：

式中：P—流域平均降水量，mm;

P1……Pn

—各雨量站同時期內(nèi)的降水量，mm;

n—測站數(shù)。

62§2.3降水-2.3.5流域平均雨量的計算

泰森多邊形法：由荷蘭氣候?qū)W家A·H·Thiessen提出。流域內(nèi)雨量站分布不太均勻時，假定流域各處的降水量由距離最近的雨量站代表。其作法是：先用直線就近連接各站為許多三角形，然后作各連線的垂直平分線，他們與流域分水線一起組成n個多邊形，每個多邊形的面積，就是其中的雨量站代表的面積。63§2.3降水-2.3.5流域平均雨量的計算64§2.3降水-2.3.5流域平均雨量的計算設(shè)P1，P2，……，Pn為各站雨量，f1,f2,……,fn為各站所在的泰森多邊形面積，F(xiàn)為流域面積，則流域平均降水量P可由下式計算：

式中：fi/F表示第i雨量站所代表面積占整個流域面積的份額，通常稱為權(quán)重。求得的流域平均雨量又稱為加權(quán)平均雨量。65§2.3降水-2.3.5流域平均雨量的計算等雨量線圖法：當(dāng)流域上雨量站分布較密時，可用類似繪制地形等高線那樣，畫出等雨量線圖，然后計算出相鄰等雨量線間的流域面積，來計算流域平均雨量。

式中：fi

—兩條等雨量線間的面積；Pi—fi

上的平均雨量，等于相鄰的2條等值線數(shù)值的平均值。優(yōu)點:反映降水量空間分布情況，使平均雨量計算精度提高。缺點:要求觀測站點較多，每次都需重繪等雨量線圖。6667§2.4下滲與土壤水

內(nèi)容提要

1.土壤水的形式、分布及特征

2.下滲過程與計算學(xué)習(xí)要求

1.了解土壤水的存在形式與分布

2.掌握下滲的基本概念與計算方法68§2.4下滲與土壤水-§2.4.1包氣帶和飽水帶 雨水降落到地面后，當(dāng)?shù)乇頌橥杆耐寥罆r，將有一部分滲入土層，即下滲。如圖2-27所示，下滲的雨水，首先進入包氣帶，當(dāng)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。69§2.4下滲與土壤水-§2.4.1包氣帶和飽水帶包氣帶：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(tǒng)，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。

飽水帶（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，故稱飽水帶。這里的水在水文上稱為地下水，P≥0。70§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水1.土壤水分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，按受分子力、毛管力、重力作用的情況分為以下4種形式：71§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水吸濕水：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薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸濕水層外的水膜，可從薄膜厚的地方緩慢地流到薄膜較薄的地方。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。(支持毛管水、毛管懸著水)重力水：當(dāng)土壤水的含量超過分子力和毛管力作用范圍，在重力作用下可以流動，是地下水的來源。72§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水2.土壤含水量與分類土壤含水量是指包氣帶土壤含水的多少，常用單位土壤體積內(nèi)包含的水體體積、或包含的水體質(zhì)量來表示。水文上還常用包氣帶土層的含水量折合為水深（㎜）來表示，稱土壤蓄水量。土壤含水量常劃分為以下6類：73§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水最大吸濕水量：在飽和空氣中，干燥土粒能夠吸附的最大水汽量。表示土壤吸附氣態(tài)水的能力。最大分子持水量：土粒分子力所結(jié)合水分的最大量，此時薄膜水厚度達最大值。凋萎含水量（凋萎系數(shù)）：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(dāng)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。74§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水毛管斷裂含水量：濕潤的土壤逐漸干燥時，毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)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(fā)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，及最大毛管懸著水量，稱田間持水量。這時繼續(xù)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。75§2.4下滲與土壤水-§2.4.2土壤水3.土壤水分布特征土壤水分布于包氣帶中，可分為三個不同的水分帶：毛管懸著水帶、中間帶、毛管水上升帶。76§2.4下滲與土壤水-§2.4.3下滲1.下滲的物理過程下滲是指地面上的雨水從地表滲入土壤的運動過程。下滲的快慢以下滲率（單位時間內(nèi)入滲的水深，常以mm/h計）表示。非常干燥的土壤，在雨水供給充分的條件下，下滲過程如圖2-28中的f～t線（稱下滲曲線），將經(jīng)歷以下3個階段：77§2.4下滲與土壤水-§2.4.3下滲

滲潤階段：入滲初期，吸濕水尚未得到滿足，在強大的分子力吸引下，雨水迅速下滲，使初期具有很大的下滲率。當(dāng)入滲使土壤達最大分子持水量時，這一階段結(jié)束。滲漏階段：入滲的雨水，主要在毛管力、重力作用下，沿土壤孔隙向下作不穩(wěn)定運動，直到土壤飽和，毛管力消失。這一階段下滲率變化很大。滲透階段：土壤飽和后，水分在重力作用下呈穩(wěn)定流動，這時下滲以穩(wěn)定下滲率進行。78§2.4下滲與土壤水-§2.4.3下滲2.下滲曲線與下滲方程

下滲曲線確切地說，應(yīng)稱下滲能力曲線，指地面充分供水條件下下滲率隨時間的變化過程線，如圖2-28中的f～t線。當(dāng)雨水不充分時，下滲率將小于下滲能力。下滲曲線積分，得下滲累積曲線F～t，為從開始到t時的下滲累積量，以㎜計。大量實驗表明，下滲曲線可用下面的霍頓（Horton）方程來描述：

f(t)=fc+(f0-fc)e-βt

f0—起始下滲率；

fc—穩(wěn)定下滲率。79§2.4下滲與土壤水-§2.4.3下滲3.自然條件下的下滲下滲與雨強的關(guān)系：降雨強度i>下滲能力fp降雨強度i<穩(wěn)定下滲率fc下滲能力fc

<降雨強度i<下滲能力fp80§2.4下滲與土壤水-§2.4.3下滲

4.下滲實驗與分析單點實驗法：一種是將同心環(huán)下滲儀安置在選定的地點，通過不斷地向環(huán)內(nèi)注水，記錄各時段的下滲量，計算下滲率隨時間的變化(注水法)；再是在選定的地點安置人工降雨器，按能夠超過下滲能力的雨強對實驗小區(qū)進行人工降雨，同時觀測小區(qū)的累積雨量過程和累積地面徑流過程，即可求得下滲過程（人工降雨法）。小流域?qū)崪y降雨徑流分析法：該法是根據(jù)流域水量平衡原理，由實測的降雨和徑流資料分析下滲過程的。該法求得的是流域平均下滲過程，且有些時間的下滲率將小于下滲能力。81§2.4下滲與土壤水-§2.4.4地下水1.地下水的分類廣義的地下水指埋藏在地表以下各種狀態(tài)的水。包氣帶水：埋藏于地表以下、地下水面以上包氣帶中的水分。潛水：埋藏于飽和帶中，處于土層中第一個不透水層上，具有自由水面的地下水，又稱淺層地下水。承壓水：埋藏于飽和帶中，處于兩個不透水層之間，具有壓力水頭的地下水，又稱深層地下水。82§2.4下滲與土壤水-§2.4.4地下水2.地下水的特征潛水的特征:具有自由水面，通過包氣帶與大氣相同。潛水面與地面之間的距離為潛水埋藏深度，潛水面與第一個不透水層層頂之間的距離稱為潛水含水層厚度。潛水埋藏的深度及儲量取決于地質(zhì)、地貌、土壤、氣候等條件，一般山區(qū)潛水埋藏較深，平原區(qū)較淺。83§2.4下滲與土壤水-§2.4.4地下水承壓水的特征：處于兩個不透水層之間，具有壓力水頭，一般不直接受氣象、水文因素的影響，具有動態(tài)變化較穩(wěn)定的特點。承壓水的水質(zhì)不易遭受污染，水量較穩(wěn)定，是河川枯水期水量的主要來源。承壓水含水層按水文地質(zhì)特征分為：補給區(qū)、承壓區(qū)、排泄區(qū)。84含水層出露于地表較高的部分為補給區(qū)，直接承受大氣降水和地表水的補給。另一部分含水層位置較低，出露地表，為排泄區(qū)。承壓區(qū)指含水層被其上的巖石隔水層覆蓋的區(qū)段，其主要特征是承受靜水壓力，具有壓力水頭。承壓含水層的儲量主要與承壓區(qū)分布的范圍、含水層的厚度和透水性、補給區(qū)大小及補給量的多少有關(guān)。85§2.5蒸發(fā)

內(nèi)容提要

1.水面蒸發(fā)的觀測與計算

2.土壤蒸發(fā)觀測與估算

3.植物散發(fā)測定與估算

4.流域蒸發(fā)計算學(xué)習(xí)要求

1.了解各類蒸發(fā)與散發(fā)的基本概念及機理； 2.掌握水面蒸發(fā)和流域蒸發(fā)的計算方法。86§2.5蒸發(fā)蒸散發(fā)是水文循環(huán)中自降水到達地面后由液態(tài)或固態(tài)轉(zhuǎn)化為水汽返回大氣的階段。陸地上一年降水量的66%通過蒸散發(fā)返回大氣。水由液態(tài)或固態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)的過程稱為蒸發(fā)。被植物根系吸收的水分，經(jīng)由植物的莖葉散溢到大氣中的過程稱為散發(fā)或蒸騰。87§2.5蒸發(fā)-§2.5.1水面蒸發(fā)觀測與計算 水面蒸發(fā)是水面的水分由液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)向大氣擴散、運移的過程。單位時間蒸發(fā)的水深，稱蒸發(fā)率或蒸發(fā)強度，以mm/d計。水面蒸發(fā)觀測資料較多，比較可靠，常是其他蒸發(fā)計算的基礎(chǔ)。88§2.5蒸發(fā)-§2.5.1水面蒸發(fā)觀測與計算1.由水面蒸發(fā)器觀測資料計算水面蒸發(fā)觀測計算

89§2.5蒸發(fā)-§2.5.1水面蒸發(fā)觀測與計算觀測：觀測水面蒸發(fā)的儀器設(shè)備常用的有φ-20型、φ-80套盆式和E601型蒸發(fā)器。E601型蒸發(fā)器性能穩(wěn)定、可靠，器測值很接近實際的大水體蒸發(fā)量，是水文部門普遍采用的設(shè)備，如圖2-24。一般每天8時觀測一次，得每天觀測的日蒸發(fā)量。這些資料整編后，刊載在每年發(fā)布的水文年鑒中備用。9091§2.5蒸發(fā)-§2.5.1水面蒸發(fā)觀測與計算計算：由于蒸發(fā)器的蒸發(fā)面積遠比天然水體小，其受熱條件與大水體有顯著差別，故將水面蒸發(fā)器的觀測值轉(zhuǎn)換為大水體的蒸發(fā)量，計算式為：

E=k*Eobs

式中：

Eobs--觀測的蒸發(fā)量；K--蒸發(fā)器的折算系數(shù)，隨水面蒸發(fā)器類型和季節(jié)變化，可在水文計算規(guī)范等文獻中查取。92§2.5蒸發(fā)-§2.5.1水面蒸發(fā)觀測與計算2.由經(jīng)驗公式法計算:我國水文計算規(guī)范推薦的公式為：

E--大水體的蒸發(fā)率，mm/d；e15、es--分別為水面上方1.5m處的實際水汽壓和水面上的飽和水汽壓，hPa；w15--水面上方1.5m處的風(fēng)速，m/s；A、B

--系數(shù)，我國東北、華北、華中、華東、華南地區(qū)分別為0.22和0.32；內(nèi)蒙、新疆、西藏、青海地區(qū)分別為0.30和0.27。

Ts--水面溫度。93§2.5蒸發(fā)-§2.5.2土壤蒸發(fā)觀測與分析土壤蒸發(fā)是土壤中所含水分以水汽的形式逸入大氣的現(xiàn)象，其過程是土壤失去水分或干化的過程。土壤蒸發(fā)受到土壤水分運動的影響，因此土壤蒸發(fā)比水面蒸發(fā)復(fù)雜的多。94§2.5蒸發(fā)-§2.5.2土壤蒸發(fā)觀測與分析1.土壤蒸發(fā)觀測：

器測法：土壤蒸發(fā)器有多種，目前常用的為圖2-25所示的ΓΓN-500型土壤蒸發(fā)器。內(nèi)筒是活動的，裝滿研究的土樣，接受雨水，超滲的徑流排入徑流器，超過田間持水量的雨水滲入下面的集水器。通過不斷地觀測降雨、徑流、下滲和內(nèi)筒土樣重量的變化，求得土壤各個時段的蒸發(fā)量。間接計算法：從土壤蒸發(fā)的物理概念出發(fā)、以水量、熱量平衡等為基礎(chǔ)，通過經(jīng)驗或半經(jīng)驗來估算。95§2.5蒸發(fā)-§2.5.2土壤蒸發(fā)觀測與分析2.土壤蒸發(fā)過程充分濕潤的土壤蒸發(fā)過程，根據(jù)觀測資料分析，如圖2-26所示，大體上可分為3個階段：第一階段：土壤含水量（蓄水量）W≥W田（田間持水量），土壤蒸發(fā)強度為:E=Em

(Em--土壤蒸發(fā)能力，近似等于這時的水面蒸發(fā)率)第二階段：W=W田~W斷（土壤毛管斷裂含水量），這時的土壤蒸發(fā)為：E=(W/W田)Em

第三階段：W＜W斷,這時的土壤蒸發(fā)為:E=Emin(最小土壤蒸發(fā)率，近于0)96§2.5蒸發(fā)-§2.5.3植物散發(fā)測定與分析1.植物散發(fā)測定

植物散發(fā)是植物根系從土壤等吸收的水分，通過葉面、枝干蒸發(fā)到大氣中的一種生理過程，其觀測往往局限于一個生長植物的很小的容積內(nèi)進行，通過測定各個時段只是由于散發(fā)消耗的水量計算各時段的散發(fā)量。97§2.5蒸發(fā)-§2.5.3植物散發(fā)測定與分析2.植物散發(fā)過程分析植物散發(fā)強度，與土壤濕度、溫度、光照等密切相關(guān)，尤其是土壤含水量。對于天然情況下，溫度、光照基本適宜，植物的散發(fā)過程與土壤的蒸發(fā)過程很相似，因此，常常與土壤的蒸發(fā)一起計算。98§2.5蒸發(fā)-§

2.5.4流域蒸發(fā)流域蒸發(fā)包括水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)，其中后二項之和稱陸面蒸發(fā)。由于三者錯綜復(fù)雜，實際上常常將他們綜合在一起進行計算，常用的方法有水量平衡法、流域蒸發(fā)模型法。具體計算，將在后面詳細論述。99§2.5蒸發(fā)-§

2.5.4流域蒸發(fā)水量平衡法E=P-R模式計算法一層模式：把流域蒸散發(fā)層作為一個整體，并認為蒸散發(fā)量同該層土壤含水量及流域蒸散發(fā)能力成正比。二層模式：將流域分為上、下兩層，蒸發(fā)規(guī)律為先上層，后下層；上層按蒸發(fā)能力蒸發(fā)；下層土壤蒸散發(fā)量與剩余蒸散發(fā)能力及下層土壤實際含水量成正比。三層模式：將流域分為上、下、深三層。上、下層與二層模式相同，當(dāng)下層水分耗盡，深層開始蒸發(fā)，量小且穩(wěn)定。100§2.6徑流徑流指降雨所形成的，沿著流域地面和地下向河川、湖泊、水庫洼地等流動的水流?？煞譃椋旱乇韽搅?、地下徑流和河川徑流。101§2.6徑流-§2.6.1徑流形成過程

如圖2-