水循环的基本环节

1、水文与水资源学第二章第二章 水循环的基本环节水循环的基本环节一、蒸发与散发二、水汽扩散与输送三、降水四、下渗目 录五、径流第一节 蒸发与散发u基本概念l 蒸散发（蒸发与散发）：水在有水分子的物体表面上由液态或固态转化为气态向大气逸散的现象l 蒸发面：具有水分子的物体表面u类型l 水面蒸发l 土壤蒸发l 植物散发（蒸腾）u意义l 海洋水和陆地水返回大气的唯一途径l 水循环和水量平衡的要素和环节之一一 水面蒸发u物理过程l 定义：充分供水条件下的蒸发现象l 过程：同时发生，方向相反p 蒸发现象：水分子获得的热能水分子内聚力 液态气态p 凝结现象：水面水汽分子受水分子引力作用或受冷 气态液态一 水面

2、蒸发u物理过程l 能量转换p 蒸发潜热（吸收）：单位水量从液态气态逸入空气中所吸收的能量p 凝结潜热（释放）：单位水量从液态气态返回水面中所释放的能量l 实质：水和热量的交换过程一 水面蒸发u控制条件l 蒸发现象的定量描述指标p 有效蒸发量E：跃出的水分子数量-返回水面的水分子数量， 用蒸发掉的水层厚度表示p 蒸发率：单位时间内的蒸发量p 蒸发能力：在供水不受限制的条件下，单位时间从单位面积逸散到大气中的水分子数从空气返回到蒸发面的水分子数的差值（当为正值时）称为蒸发能力，又称蒸发潜力或潜在蒸发一 水面蒸发u控制条件l 控制条件p 供水条件：蒸发面上储存水分子的多少p 气象条件： 能量条件：获

3、得能量（太阳辐射），水分子脱离蒸发面 动力条件：逸散水分子数量返回水分子数量 水汽分子扩散（水汽含量梯度）、上下层空气对流、空气紊流扩散（平流作用）一 水面蒸发u影响因素l 气象因素p 太阳辐射：太阳辐射越强，蒸发越强一 水面蒸发u影响因素l 气象因素p 水面温度：水温越高，蒸发越强p 饱和水汽压差（es -e）：越大，蒸发越强 水汽压(e)：大气中水汽所具有的压力。 饱和水汽压（es）：在一定温度下，空气中的水汽含量达到饱和时的水汽压ns为单位时间内逸出水面的分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数一 水面蒸发u影响因素l 气象因素p 气温：气温越高，蒸发越强p 相对湿度（r）与饱和水汽压

4、差（d）： 绝对湿度（m）：单位体积空气中实际所含水汽质量（g/m3） 相对湿度（r）：同温度下空气中实际所含水汽量与饱和时水汽量的比值。r = （m/es）100% 饱和水汽压差（d=es-e）越大，湿度越小，蒸发越强一 水面蒸发u影响因素l 气象因素p 相对湿度（r）与饱和水汽压差（d）一 水面蒸发u影响因素l 水体因素p 水面大小与形状： 水面越大，水汽含量越高，蒸发越弱 风向是水面窄的方向，蒸发强一 水面蒸发u影响因素l 水体因素p 水深 ：影响水温变化 水面 夏季冬季 水下 春夏 浅水深水；秋冬 浅水深水p 水质：溶解度越低，蒸发越强 含有盐类的水溶液常在水面形成一层薄膜，起着抑制蒸

5、发的作用。水的混浊度会影响水对热量的吸收和水温的变化，因而对水面蒸发有间接的影响一 水面蒸发u确定方法p 器测法：直接用仪器进行直接测量的方法p 理论模型法：物理机制理论公式 （确定性模型）p 经验公式法：统计资料经验公式 （随机性模型）一 水面蒸发u确定方法l 器测法：采用蒸发皿（器）（evaporation pan）来直接观测水面蒸发率，蒸发皿测得的水面蒸发率通常用Epan（mm/day）表示。p - 20型（口径为20cm的蒸发皿）p - 80型（口径为80cm的蒸发皿）p E - 601型（蒸发器口径：618mm ，面积3000cm2）p 大型蒸发池(=5m，A=20m2和=11.3m

6、，A=100m2两种)p 一般每日8时观测一次，得到逐日蒸发的水深（mm），即日蒸发量。p 蒸发量观测值E与天然水面蒸发量E的换算EKE一 水面蒸发u确定方法l 器测法：蒸发实验站蒸发实验站蒸发器蒸发器一 水面蒸发u确定方法l 器测法一 水面蒸发u确定方法l 器测法一 水面蒸发u确定方法l 器测法20m2水面蒸发池一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 热量平衡法p 水汽输送动力学法p 彭曼法p 水量平衡法一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 热量平衡法bRsiRrRHeHsHaiHaoH-sneaHRHHH假设水柱的热量平衡-nsirbRRRR-aaiaoHHH一 水面蒸发u确定方法l

7、 理论模型法：p 热量平衡法0-enaseesBHRHHHHLEHHTTC Pee0(10.611000nassRHHETTPLee)(/(ln()(2022eekzfKuKEsmw一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 水汽输送动力学法饱和水汽压差饱和水汽压差一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 彭曼法 热量平衡法的优点是考虑了影响水面蒸发的热量条件，而在影响水面蒸发的动力条件中只考虑了水汽扩散的作用，尚嫌不足；水汽输送动力学法的优点是抓住了影响水面蒸发的主要动力条件风速和水汽扩散，但对太阳辐射这一热量条件未予考虑一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 彭曼法22022222121(

8、)()1(0.662)ln(/)nasssssmmRHHLB eeLEeeTTkuBkCZZ 一 水面蒸发u确定方法l 理论模型法：p 水量平衡法2112()SSItOtPEESSItOtP 一 水面蒸发u确定方法l 经验公式法：p 道尔顿定律f(u)风速的函数，因条件而异，如0( )()szEkf ueenuufbuauf)( )(一 水面蒸发u确定方法l 经验公式法：p 迈耶公式02.54()(1)10sauEC ee一 水面蒸发u确定方法l 经验公式法：p 彭曼公式202220.35(10.2)()22sEueeumem： 水 面 以 上处 的 水 汽 压： 高 处 的 风 速一 水面蒸

9、发u确定方法l 经验公式法：p 华东水利学院公式220002002002000.22 1 0.31()22Eueeemum：水面以上处的水汽压：水面以上处的风速一 水面蒸发u确定方法l 经验公式法：p 重庆蒸发站公式02002000.14 ()(10.64)sEn eeuEn： 月 蒸 发 量： 某 月 日 数二 土壤蒸发u物理机制l 土壤蒸发：土壤孔隙中的水分离开土壤表面向大气逸散的现象l 特点：土壤蒸发不仅与蒸发面性质有关，而且与供水条件有关 土壤水蒸发过程中，不仅要克服液体水分子之间的内聚力，而且要克服土壤颗粒对水分子的吸附力二 土壤蒸发u物理机制l 蒸发过程：在供水不足的条件下，土壤蒸

10、发实际上是土壤失去水分干化的过程。分为如下三阶段： 定常蒸发率阶段 蒸发率下降阶段 蒸发率微弱阶段二 土壤蒸发u物理机制l 蒸发过程： 定常蒸发率阶段 当土壤含水量大于田间持水量时，土壤中的水分可以通过毛管作用源源不断地供给土壤蒸发，差不多有多少水分从土壤表面逸散到大气中去，就会有多少水分从土层内部输送至表面来补充，这种情况属于充分供水条件下的土壤蒸发 蒸发率接近蒸发能力（以水面蒸发率蒸发）。蒸发强度的大小主要取决于气象条件二 土壤蒸发u物理机制l 蒸发过程： 蒸发率下降阶段 随着土壤蒸发的不断进行，土壤含水量将不断减小。当土壤含水量小于田间持水量后，土壤中毛管连续状态将逐步遭到破坏，通过毛管

11、输送到土壤表面的水分也因此而不断减少。在这种情况下，由于土壤含水量不断减小，供给土壤蒸发的水分会越来越少，以致土壤蒸发将随着土壤含水量的减小而减小，这一阶段一直要持续到土壤含水量减至毛管断裂含水量为止二 土壤蒸发u物理机制l 蒸发过程： 蒸发率微弱阶段 当土壤含水量减少到第二个临界点毛管断裂含水量以下时，土壤通过依靠毛管作用向土壤表面输送水分的机制将遭到完全破坏。土壤水分只能以膜状水或汽态水形式向土壤表面移动。由于这种仅依靠分子扩散而进行水分输移的速度十分缓慢，数量也很小，故在土壤含水量小于毛管断裂含水量以后，土壤蒸发必然很小而且比较稳定。二 土壤蒸发u物理机制l 蒸发过程：二 土壤蒸发u物理

12、机制l 蒸发规律：mmsfmfmsfmssCEEEE,二 土壤蒸发u物理机制l 与水面蒸发的区别： 蒸发面性质不同 土壤蒸发是水土共存的界面 供水条件不同 土壤蒸发在第一阶段供水充分，第二、三阶段水分供应不足，土壤蒸发是充分与不充分供水条件共存的过程 水分子运动克服的阻力不同 水面蒸发主要克服水分子内聚力，土壤蒸发既要克服水分子内聚力，又要克服土壤颗粒对水分子的吸附力，消能更多二 土壤蒸发u影响因素l 气象因素 日照、温度、湿度、风速等l 土壤特性 土壤孔隙性l 供水条件 土壤含水量、地下水位二 土壤蒸发u影响因素l 气象因素: 日照、温度、湿度、风速等 温度梯度 一般来讲，温度高蒸发快，温度

13、低蒸发慢，土壤水分从温度高的地方向温度低的地方运行 l 土壤特性: 土壤孔隙性 孔隙太大，土壤水的毛细上升高度小，不利于向土壤表面供水，在地下水有一定埋深的情况下，蒸发量不大 孔隙太小或团粒结构情况下，不利于蒸发 土壤空隙直径在0.10.001mm之间，毛管现象明显，供水充分，有利于蒸发二 土壤蒸发u影响因素l 土壤特性: 土壤孔隙性 分层明显的土壤中，土层交界处的孔隙状况明显地与均质土壤不同，当土壤质地呈上轻下重时，交界附近的孔隙呈“酒杯”状（a），反之呈“倒酒杯”状（b）。由于毛管力总是使土壤水从大孔隙体系向小孔隙体系输送，所以“酒杯”状孔隙不利于土壤蒸发，而“倒酒杯”状孔隙则有利于土壤蒸

14、发二 土壤蒸发u影响因素l 供水条件: 土壤含水量、地下水位 土壤含水量 土壤含水量大于田间持水量，土壤蒸发量最大，等于土壤蒸发能力 含水量在田间持水量和毛管断裂含水量之间时，土壤蒸发量与土壤含水量成正比例关系 含水量小于毛管断裂含水量时，土壤蒸发量很小二 土壤蒸发u影响因素l 供水条件: 土壤含水量、地下水位 地下水位 地下水位主要通过地下水位的高低对地下水以上的土层的土壤含水量的分布来影响土壤蒸发 当土层全部处于毛管水活动区内时，水分向土层表面运行迅速，土壤蒸发量大 当处于土壤含水量稳定区时，水分运移困难，土壤蒸发小 总之，土壤蒸发随地下水埋深的增加而递减二 土壤蒸发u确定方法l 器测法:

15、 常用称重式土壤蒸发皿，通过直接称重或静水浮力称重等方法测出某一时段（一般为一天）蒸发器内土体重量的变化，并考虑观测时段内降水和土壤渗漏水量，应用水量平衡原理来计算土壤蒸发量。该方法适合于点的测定 二 土壤蒸发u确定方法l 器测法121220.02()()0.02:500EGGRFPGGgRFPcmmm、：时段初、末土样重量（ ）：径流量：渗漏量：降水量面积为蒸发量的换算系数单位均为二 土壤蒸发u确定方法l 经验公式法: 与水面蒸发经验公式的结构基本相似00-ssassaEA eeAee （）：反映气温、湿度、风等外界条件质量交换系数：土壤表面水汽压，表土饱和时等于饱和水汽压：大气水汽压三 植

16、物散发u物理机制l 概念: 植物根系从土壤中吸取水分并通过根、茎、叶、枝逸散到大气中的一种生理过程，是以植物为蒸发面的蒸发l 动力：根土渗透势 散发拉力三 植物散发u物理机制l 实质: 植物根系从土壤中吸取水分，通过根、茎、叶柄、叶脉输送到叶面，大部分为叶肉细胞吸收，在太阳能作用下汽化，通过气孔向大气中逸散 既是物理过程，也是生理过程（土壤-植物-大气系统）三 植物散发u影响因素l 气象因素: 温度 T1.5 ，植物几乎停止生长，散发量很小； T1.5 ，散发量随温度升高而加大； T40，叶面失去调节能力，气孔全部张开，散发量增加，一旦供水不足，容易造成植物枯萎。三 植物散发u影响因素l 气象

17、因素: 日照 植物在阳光照射下，散发加强。 散射光能使散发增强30%40，直射光则能使散发增强好几倍。 散发主要在白天进行，中午达到最大；夜间的散发则很小，约为白天的10。三 植物散发u影响因素l 土壤含水量: 土壤水中能被植物吸收的是重力水、毛管水和一部分膜状水。当土壤含水量大于一定值时，植物根系就可以从周围土壤中吸取尽可能多的水分以满足散发需要，这时植物散发将达到散发能力。当土壤含水量减小时，植物散发率也随之减小，直至土壤含水量减小到凋萎系数时，植物就会因不能从土壤中吸取水分来维持正常生长而逐渐枯死，植物散发也因此而趋于零。三 植物散发u影响因素l 植物生理条件: 仅指植物的种类和植物生长

18、阶段在生理上的差别；不同种类的植物，生理结构不同，在相同的气象和土壤条件下，水汽散发量有较大的差异。当土壤含水量减小时，植物散发率也随之减小，直至土壤含水量减小到凋萎系数时，植物就会因不能从土壤中吸取水分来维持正常生长而逐渐枯死，植物散发也因此而趋于零。三 植物散发u确定方法l 分析估算 大面积植物散发通过各种散发模型计算l 直接测量 个体和小样本植物散发根据植物生理特点直接测定 三 植物散发u确定方法l 分析估算 基于水量平衡和热量估算的散发模型 水量平衡法： 根据水量平衡原理，测定出一块样地或流域的整片植物群落生长期始末的土壤含水量、土壤蒸发量、降雨量、径流量和渗漏量，再用水量平衡方程即可

19、推算出植物蒸散量三 植物散发u确定方法l 分析估算 基于水量平衡和热量估算的散发模型 林冠散发模型： 林冠覆盖水平面积上的散发量=较大的总叶面面积上各部分水汽通量的总和 任意森林面积上的散发量=森林覆盖面积林冠综合散发率Et FEtF三 植物散发u确定方法l 直接测量 实验条件下小样本测量 器测法：将植物栽种在不漏水的圆筒内，视植物生长需要随时浇水，求出试验时段始末圆筒的重量差以及总浇水量 E=G-(G2-G1) 坑测法：通过两个试验坑的对比观测进行对比观测，其中一个栽种植物，另一个不栽。两者土壤含水量之差即为散发量 棵枝称重法：裹在树枝上的特制收集器，直接收集树枝分泌出来的水分，确定散发量四

20、、区域蒸散发u概念： 区域内所有蒸发面的蒸散发综合称为区域蒸散发（总蒸发） 水面蒸发：水面一般占一个流域面积的1左右，占总蒸发量的比例不大 冰雪蒸发：对一般地区其蒸发量很小 土壤蒸发 植物蒸发：覆盖面积大，蒸发量大 其大小取决于土壤蒸发、植物散发（水面面积小）四、区域蒸散发u确定方法： 水量平衡法 优点：原理简单，公式严密，适于计算大面积（特别是整个流域）、长时段（年和多年）蒸发量的计算。 缺点：计算和观测各均衡项所产生的误差归入蒸发量，对于蒸发量占总水量较小的情况，将产生较大的误差iiiEPRW四、区域蒸散发u确定方法： 水量平衡法 变化比较大时，根据流域蓄水情况，将区域蒸散发分为三个阶段W

21、WaWbW四、区域蒸散发u确定方法： 水量平衡法 ,11(),maabaabmbEWWCEWW WWWWWCEWWE E：流域蒸散发量；：流域蒸散发量；EmEm：流域蒸发能力；：流域蒸发能力；WW：流域蓄水量；：流域蓄水量；C C：系数，一般取值：系数，一般取值0.15-0.050.15-0.05四、区域蒸散发u确定方法： 水量平衡法 1211016 ()1.514()5amjjTEbIIiTii：月热能指数；：月热能指数；T：月平均气温；：月平均气温；I：年热能指数；：年热能指数；a：与：与I有关的系数；有关的系数；b：修正系数，最大可能日照时数：修正系数，最大可能日照时数与与12小时的比值

22、小时的比值四、区域蒸散发u确定方法： 水热平衡法 E总蒸发量；P降水量；E/P蒸发系数；R辐射平衡值；L蒸发潜热；R/LP辐射干燥指数。()ERPLP四、区域蒸散发u确定方法： 经验公式法（P31） 第三节 降水u一、概念与指标l 降水：大气中的水汽以液态水或固态水的形式从空中降落到地面的现象，是自然界所发生的雨、雪、露、霜、雹的统称，其中降雨和降雪是主要形式降水是水循环过程最基本的环节和水量平衡最基本的要素，是陆地上各种水体直接或间接的补给水源和人类用水的根本来源第三节 降水u一、概念与指标l 指标： 降水量：一定时段内降落在某一面积上的总水量，用降水深度表示，单位mm。该时段降落在某一面积

23、上的水层厚度 降水历时：一次降水过程自始至终所经历的时间 降水时间：对应于某一降水量的时间长度，其长短是人为划定的。降水时间内的降水过程不一定连续 降水强度：单位时间内的降水量 降水面积：降水所覆盖的面积第三节 降水u二、观测l 器测法： 雨量器： 分段观测制 2段制：每天8时和20时观测 4段制和8段制：雨季第三节 降水u二、观测l 器测法： 自记雨量计： 第三节 降水u二、观测l 器测法： 自记雨量计： 第三节 降水u二、观测l 气象雷达：利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标可以实时跟踪暴雨中心走向和暴雨时空分布变化，直接测得降水的空间分布和提供流域平均降水量 第三节 降水u二、观测

24、l 气象卫星云图：利用地球静止卫星发回的短时间间隔云图图像资料，即可见光（用亮度反映云的反射率强弱）和红外线云图（反映云顶的温度和高度），再借助模型估算降雨量第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 点降水量：用雨量器和雨量计测得的降水量代表的是雨量器周围小范围内的降水量时空分布特征的描述指标：降水量过程线、降水量累积曲线（时间分布）、等雨量线（空间分布）第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 降水过程线：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，一般用直方图表示第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 降水过程线：能够显示降水的时间变化过程，是分析流域产汇流

25、和洪水的最基本资料只包含降水强度和降水时间，不包含降水面积降水过程不连续，不能完全反映降水的真实过程第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 降水量累积曲线：以时间为横坐标，以自降水开始到某一时段的累积降水量为纵坐标绘制而成的降水特征曲线（自计雨量计记录）平均降水强度：降水量累积曲线的平均坡度Pit第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 降水量累积曲线：第三节 降水u三、点降水时空分布的表示方法l 降水量累积曲线：瞬间降水强度：降水量累积曲线任一点切线的斜率将同流域各雨量站的同一次降水的累积曲线绘制在一起，可用来分析降水在流域上的空间分布和时段上的变化特征dPidt第三节 降水u三、

26、点降水时空分布的表示方法l 降水量等值线图（等雨量线图）：降水量等值线（等雨量线）：区域内降水量相等点的连线降水量等值线图：绘有降水量等值线的地形图绘制方法：类似于等高线绘制方法作用：确定各地的降水量和降水面积，分析区域降水的空间分布规律，但无法判断降水强度及其变化和降水历时第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 点降水量面降水量l 常用方法我国： 算术平均法 泰森多边形法 等雨量线法美国： 客观运行法第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 1 算术平均法l 原理： 以区域内各雨量站同时段降水量的算术平均值作为该区域的平均降水量l 公式：l 适用地区：流域内地形起伏不大 雨量站稠密且分布均

27、匀12111()nniiPPPPPnn第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 2 泰森多边形法l 原理： 图上相邻雨量站用虚线连接成若干个三角形，形成三角网，然后作每个三角形各边的垂直平分线，连接这些垂直平分线的交点，得到的若干个多边形，即为泰森多边形 每个泰森多边形里有且只有一个雨量站第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 2 泰森多边形法l 原理： 区域平均降水量 = 各个多边形雨量的面积加权平均值l 公式：1 1221121nnniiina Pa Pa PPa PaaaA第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 2 泰森多边形法l 适用地区： 地形起伏不大 雨量站分布不均匀 l 局限

28、性： 假定雨量站间降水量呈线性变化 假定各雨量站控制面积在不同的降水过程中固定不变第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 3 等雨量线法l 步骤： 绘制等雨量线图 量算各相邻两等雨量线间的面积，以两等雨量线所表示降水量的平均值作为两等雨量线间区域的平均降水量 计算各区域平均降水量的面积加权平均值即为区域平均降水量 第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 3 等雨量线法l 公式： l 适用地区： 地形起伏大 雨量站数目多 l 局限性：每次降水都要绘制，工作量大1 1221121nnniiina Pa Pa PPa PaaaA第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 4 客观运行法（空间内插法

29、）l 步骤： 划分网格 确定各格点的雨量21211niiijniiPdxd第三节 降水u四、区域平均降水量的计算l 4 客观运行法（空间内插法）l 步骤： 求各格点雨量的平均值，即为区域平均降雨量l 特点： 空间插值法，适合计算机处理 改进了雨量站间雨量线性变化的假设 适宜进行水文模型模拟第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 1 降水强度-历时关系曲线l 原理： 根据次降水过程观测数据资料，统计不同历时内最大的平均降水强度 横坐标-历时 纵坐标-降水强度l 特点： 降水强度随历时增加而递减第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 1 降水强度-历时关系曲线l 经验公式：it ：

30、历时 t 的平均雨强s：暴雨参数，t=1小时的雨强n：暴雨衰减指数，0.5-0.7tnsit第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 1 降水强度-历时关系曲线第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 2 平均降水深度-面积关系曲线l 原理： 对一场降水，从等雨量中心分别量取不同等雨量线所包围的面积及此面积内的平均降水深度 横坐标-面积 纵坐标-平均降水深度l 特点： 反映次降水过程中降水深度与面积的关系第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 3 平均降水深度-面积-历时关系曲线l 原理： 分别将次降水不同历时（1日、2日）的平均降水深度-面积曲线绘制在同一张图上 l 特点

31、： 反映同一场降水的深度、面积和历时的关系第三节 降水u五、流域降水量综合特征表示方法l 3 平均降水深度- 面积-历时曲线第三节 降水u六、降水的影响因素l 地理位置l 气象因子l 下垫面条件l 人类活动第三节 降水u六、降水的影响因素l 地理位置 纬度差异-太阳辐射：赤道两极 经度差异-大气水汽含量：沿海内陆l 气象因子 气压带、风带 气旋、反气旋第三节 降水u六、降水的影响因素l 下垫面条件 地形： 地形抬升：地形雨 山脉缺口、海峡：气流通道，降水少 森林： 3种观点 水体： 总体减少（阻力小，对流作用弱） 迎风坡降水多第三节 降水u六、降水的影响因素l 人类活动 改变下垫面（间接）：

32、植树造林-砍伐森林 修建水库 城市热岛、雨岛效应第三节 降水第三节 降水u六、降水的影响因素l 人类活动 人工干预（直接）：人工降雨 发明者：1948年 通用电气公司 谢福 干冰 冯尼古特 溴化银 两种方式：飞机撒播冷却剂（一次几百万） 火箭、大炮发射冷却剂（发射架20万，炮弹2000元/发） 投入产出：1：51：30第三节 降水第三节 降水第五节 径流u水循环、水量平衡最重要的环节，最活跃的水文现象u人类最基本的水源u直接影响防洪、航运、灌溉、发电等工程设施规划与建设第五节 径流u一、径流组成l 由降水到达地面，到水流流经出口断面的整个物理过程 第五节 径流第五节 径流u一、径流组成l 分类

33、：第五节 径流u一、径流组成l 分类：第五节 径流u二、径流形成过程l 大气降水过程l 流域蓄渗过程l 坡面汇流过程l 河网汇流过程 第五节 径流u二、径流形成过程 产流过程：流域蓄渗过程（垂向运动为主，水分空间再分配） 汇流过程：坡面汇流过程 河网汇流过程（水平侧向运动为主，水分时程再分配）第五节 径流u二、径流形成过程 产流过程：流域蓄渗过程 第五节 径流u二、径流形成过程 汇流过程：坡面汇流过程第五节 径流u二、径流形成过程 汇流过程：河网汇流过程 各种径流成分经过坡地汇流注入河网后沿河槽向流域出口断面汇集的过程 来自坡地的水流先汇入附近的小河或沟溪，再汇入较大的支流，最后汇集到干流，到

34、达流域出口断面，形成流域出口断面的流量过程线第五节 径流第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标 流量（Q）：单位时间内通过某一过水断面的水量。单位：m3/sAVQ 第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标 径流总量（W）：T时段内通过某一过水断面的总水量。单位：m3QTW 第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标 径流深度（R）：将径流总量均匀平铺在整个流域面积上所相当的水层深度。单位：mm（注意各个参数的单位）AQTAWR10001000第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标 径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积的比值。单位：m3/（skm2）AQM 第五节 径流u三、径流的度量方法 径流的度量指标 径流系数（a）：某一时段的径流深度（R）与相应的降水深度（P）的比值。(01）PR第五节 径流u四、影响因素 1 气候因素：决定性因素 降水：Q一定，雨强，历时，产流，流量过程线尖瘦 蒸发：土壤水分大多用于蒸发，干旱地区用于蒸发的降水量大 于湿润地区用于蒸发的降水量第五节 径流u四、影响因素 2 下垫面因素 地理位置：经纬度、海路分布、地貌、植被等 地形：坡度，切割水深 ，汇流时间，地面径流损失量， 流量 流域形