第二章-水循环课件

第二章自然界的水文循环第一节水循环概述一、水循环基本过程1、水循环的定义地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断发生相态转换和周而复始运动的过程。2、水循环5个基本环节水汽蒸发水汽输送凝结降水水分入渗地表、地下径流径流生成水循环---hydrologicalcycle凝结---condensation

降水---precipitation（P）蒸发---evaporation（E）水汽输送---watervaportransport（V）入渗---infiltration（I）径流---runoff（R）地表水---surfacewater地下水---groundwater水循环基本术语水循环示意图降水P蒸发E地表径流RSEP陆地基岩下渗F海洋包气带地下径流Rg壤中流RSS蒸腾ET水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程3、水循环机理

内因：水的三态转化外因：太阳幅射、重力作用水循环服从于质量守恒定律太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力水循环是联系地球系统水圈-大气圈-岩石圈-生物圈的纽带全球水循环是闭合系统，但局部是开放系统水分会溶解、携带某些物质一起循环运动水循环服从于质量守恒定律整个循环过程保持着连续性，既无开始，也没有结尾。从实质上说，水循环乃是物质与能量的传输、储存和转化过程，而且存在于每一环节。在蒸发环节中，伴随液态水转化为气态水的是热能的消耗，伴随着凝结降水的是潜热的释放，所以蒸发与降水就是地面向大气输送热量的过程。太阳辐射和重力作用是水循环的基本动力

太阳辐射是地表热能的主要源泉，它促使冰雪融化，水分蒸发，空气流动等，是水分循环的动力。重力是促使空中水滴降落和地面、地下径流流归海洋的动力。外部环境包括地理纬度、海陆分布、地貌形态等则制约了水循环的路径、规模与强度。

水循环广及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈及生物圈。

其循环路径并非单一的，而是通过无数条路线实现循环和相变的，所以水循环系统是由无数不同尺度、不同规模的局部水循环所组合而成的复杂巨系统。全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。地球与宇宙之间，水分虽有交换，但是量很少，可以看作是封闭系统地球圈层内部，既有水分输入又有水分输出，是开放系统地球上的水分在交替循环过程中，总是溶解并携带着某些物质一起运动例如溶于水中的各种化学元素、气体以及泥沙等固体杂质等。二、水循环的类型与层次结构1、水循环的基本类型按循环途径和规模分为：A：大循环全球海洋～陆地之间的水分交换过程B：小循环海洋～大气、陆地～大气的水分交换过程海洋小循环陆地小循环

内流区小循环外流区小循环小循环水循环类型发生领域水汽交换基本环节海陆间循环海洋与陆地间垂向交换横向交换蒸发、输送、凝结、降水、下渗、径流海上内循环海洋与海空间垂向交换蒸发、凝结、降水陆地外流区循环陆地与陆空，河流与海洋间垂向交换横向交换蒸发/蒸腾、凝结、降水、下渗、径流陆地内流区循环陆地与陆空间垂向交换蒸发/蒸腾、凝结、降水、下渗、径流水文大循环（自然）人为水循环（侧支循环）人为水循环可以严重地改变天然水循环，处理不好，会产生一系列水问题与生态环境问题。2.全球水循环系统的层次结构三、水体的更新周期1、定义

水体在参与水循环过程中，全部水量被交替更新一次所需的时间。

T----更新周期（年、日、时等）；

W----水体总贮水量；△W----某时段内(年、日、时等)平均参与水循环的水量。各种水体更替周期水体周期水体周期极地冰川10000a沼泽水5a永冻地带地下冰9700a土壤水1a世界大洋2500a河水16d高山冰川1600a大气水8d深层地下水1400a生物水12h湖泊水17a静态水动态水2、意义反映水循环强度的重要指标反映水资源可利用率的基本参数因为从水资源永继利用的角度来衡量，水体的储水量并非全部都能利用，只有其中积极参与水循环的那部分水量，由于利用后能得到恢复，才能算作可资利用的水资源量。而这部分水量的多少，主要决定于水体的循环更新速度和周期的长短，循环速度愈快，周期愈短，可开发利用的水量就愈大。1.水循环与地球圈层构造水循环是联系大气圈、水圈、岩石圈和生物圈的纽带，并成为它们之间的能量调节器水循环的一系列过程中，通过降水、地表径流、入渗、地下径流、蒸发和植物蒸腾等各个环节，使地球四大圈层相互联系起来，并在物质流的同时，伴随能量流。

四、水循环的作用与效应2.水循环与全球气候水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者水循环通过对地表太阳辐射能的重新再分配，使不同纬度热量收支不平衡矛盾得到缓解水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天气过程，甚至可以决定地区的气候基本特征3.水循环与地貌形态及地壳运动水循环塑造了地表形态水循环可以影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震，甚至引起地壳运动的重要原因新丰江水库

新丰江水库1959年10月开始蓄水，同年11月记录到地震活动。1962年水位110.5米时发生震级6.1的强震。截至1986年底，新丰江大坝附近记录到的地震次数达30万次，其中烈度大于2度的有1.3万次。地震曾引起上下游贯穿性裂缝和水平裂缝。从1961年3月起到1967年止，对新丰江大坝做了两期工程加固。

4.水循环与生态平衡没有水循环就不会有生命活动，亦不存在生物圈对不同地区来说，水循环强度及其时空变化，影响着一个地区的生态环境（热带雨林、热带稀疏草原、热带沙漠）对同一地区来讲，水循环强度的时空变化，是造成本区洪、涝、旱等自然灾害的主要原因5.水循环与水资源开发利用水资源具有再生性和可以永继利用的特点，但并不意味着“取之不尽，用之不竭”，当水资源开发强度超过地区水循环更新速度或者遭受严重的污染，那么就会面临水资源不足，甚至枯竭的严重局面。6.水循环与水文现象以及水文科学的发展水循环与水量平衡的研究引导了以往水文学的发展，亦将指导水文学的未来，促进水文科学的发展。五、水循环的影响因素1、自然因素：气象条件、地理条件2、人为因素

1）有利影响修建水库、跨流域调水、引水灌溉---改变地表径流植树造林---蒸发人工降雨---降水

2）不利影响过度抽取地下水大面积滥伐森林排干湖、沼一、水量平衡

1.定义所谓水量平衡，是指任意选择的区域(或水体)，在任意时段内，其收入的水量与支出的之间差额必等于该时段区域(或水体)内蓄水的变化量，即水在循环过程中，从总体上说平衡。第二节水量平衡

2.水量平衡研究的意义通过水量平衡研究，可以定量地揭示水循环过程与全球地理环境、自然生态系统之间的相互联系，以及水循环过程对人类社会的深刻影响水量平衡是研究水循环系统内在结构和运行机制的基础水量平衡分析又是水资源现状评价与供需预测研究工作的核心在流域规划方面，水量平衡方法发挥着重要的作用二、通用的水量平衡方程

根据物质不灭定律，水量平衡原理的概念就是对于任一区域,任一时段内，输入量与输出量的差值等于该区域内水体储水量的变化。根据此原理可列出水量平衡方程：I-Q=W1.海洋水量平衡以全球海洋为研究对象，则任意时段内的水量平衡方程式：P海+R-E海=Δs海多年平均状态下Δs海0上式改写为：

P海+R-E海=0三全球的水量平衡2.陆地水量平衡外流区水量平衡方程对于外流区来说，任意时段的水量平衡方程为：P外-E外-R地表-R地下=Δs外对于多年平均而言Δs外0，且R=R地表+R地下则有：P外-E外-R=0内流区水量平衡方程P内=E内陆地水量平衡将陆地外流区和内流区水量平衡方程组合起来，就构成整个陆地系统的水量平衡方程：（P外+

P内）-（E外+E内）=R也就是：

P陆-E陆=R3.全球水量平衡方程即人类活动对水分循环和水量平衡的影响

河流灌溉取水、修筑水坝、跨流域调水等可改变水循环过程，并影响水量平衡。第三节蒸发蒸发是指液态水分或固态冰雪不断地从水面、陆面、植物表面化为水汽升入空中的过程，是水循环过程中地表水转化为大气水的重要阶段。一、蒸发的物理机制相关的基本概念：蒸发：水分子从物体表面向大气逸散的现象称为蒸发蒸发潜热：单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热凝结潜热：单位水量从空气中凝结返回水面所释放的能量称为凝结潜热蒸发率：单位时间从单位面积蒸发面逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发率蒸发能力：供水充分条件下，单位时间从单位面积蒸发面逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发能力蒸发分类蒸发面类型：水面蒸发冰雪蒸发土壤蒸发植物散发流域蒸散发陆面蒸发水面蒸发的影响因素气象因素水体因素太阳辐射温度湿度气压风速水面大小及形状水深水质1.水面蒸发（evaporationfromwatersurface）是充分供水条件下的蒸发，因此水面蒸发率与水面蒸发能力是完全相同的。蒸发过程中只需要克服水分子之间的内聚力太阳辐射蒸发所需之能量主要来自太阳辐射。图为某地月平均水面蒸发量与太阳辐射热的对比曲线，可见两者变化十分一致。温度

水温增加，水分子运动速度加快，因而易于逸出水面而跃入空气中。因此，水面蒸发量随水温的增加而增加。气温是影响水温的主要因子，但不像水温影响水面蒸发那样直接。湿度

在同样温度下，空气湿度小时的水面蒸发量要比空气湿度大时的水面蒸发量大。空气湿度常用饱和差表示。饱和差越大，空气湿度越小，反之则湿度越大。气压空气密度增大，气压就增高。气压增高将压制水分子逸出水面，因此，水面蒸发量随气压的增高而减小。但气压高，空气湿度就降低，这又有利于水面蒸发。风速风吹过水面时，要携带走水面上空的水汽，这有利于增加水面水分子的逸出量。一般言之，水面蒸发量随风速的增加而增加。但当风速达到某一临界值时，水面蒸发将不再增加。水面小大及形状水面面积大，其上空大量的水汽不易被风立即吹散，因而水汽含量多，不利于蒸发。反之，则有利于水面蒸发。水面形状是通过风向来影响水面蒸发的。

土壤蒸发过程毛管断裂含水量(3)田间持水量(2)(1)E/Em第一阶段土壤含水量超过田间持水量第二阶段土壤含水量介于田间持水量与毛管断裂含水量之间第三阶段土壤含水量小于等于毛管断裂含水量克服水分子间的内聚力克服土壤分子对水的吸附力

根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤的干化过程划分为如下3个阶段：2.土壤蒸发（evaporationfromsoils）指土壤的失水干化过程定常蒸发率阶段(饱和蒸发阶段）在充分供水条件，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表层供蒸发之用，蒸发快速进行，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似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。由于蒸发不断耗水，土壤中的水分不断减少。当土壤含水量减少到某一临界土壤含水量（其值相当于田间持水量接近）时，土壤的供水能力不能满足蒸发的需要时，蒸发率随着土壤含水量的减少而减小，即土壤蒸发进入蒸发率下降阶段。此阶段蒸发量的大小决定于土壤的含水量，气象因素则退居次要地位蒸发率下降阶段田间持水量：指土壤中所能保持的分子水和毛细管悬着水的最大量。当土壤含水量逐步降低到第二个临界点（其值相当于凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。此阶段内土壤水由底部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蒸发率微弱阶段调萎系数：土壤中水分不能为植物根系所吸收而导致植物发生永久性凋萎时相应的土壤含水率。3、植物散发（transpirationbyplants）植物从土壤中吸取水分，然后输送到茎和叶面，大部分水分从叶面和茎逸散到空气中，这就是散发现象。

根土渗透势：由于根系中溶液浓度与周围土壤水浓度存在差异而产生的渗透压差。散发拉力：由于植物叶面散发水汽而引起叶肉细胞的溶液浓度和植物内部水力传导系统浓度的差异而产生的拉力。

二、蒸发的影响因素1、供水条件充分供水（≥W田）不充分供水（＜W田）2、影响蒸发的动力学因素与热力学因素动力学因素：水汽分子的垂向扩散大气垂向对流运动大气中的水平运动和湍流扩散热力学因素：太阳辐射平流时的热量交换3.土壤特性与土壤含水量的影响对土壤蒸发的影响对植物散发的影响器测法蒸发器蒸发实验站水汽扩散与水汽输送，是地球上水循环过程的重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带。正是通过扩散运动，使得海水和陆地水源源不断地蒸发升入空中，并随气流输送到全球各地，再凝结并以降水的形式回归到海洋和陆地。所以水汽扩散和输送的方向与强度，直接影响到地区水循环系统。第四节水汽扩散与输送一、水汽扩散（watervapourdiffusion）1、涵义指由于物质、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。

2、分类分子扩散：由水分子热运动而产生的分子扩散现象紊动扩散：由于受到外力的影响，水分子呈现“杂乱无章”的运动扩散的结果带来混合，促使质量、动量、热量趋向均匀二、水汽输送（watervapourtransport）

1、概念指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由低空输送到高空的过程。区域降水量的大小取决于出入该区域的水汽量的多少水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式。

2、衡量水汽输送量的参数水汽输送通量：表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量。水汽通量散度：指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量。3.影响水汽输送的主要因素大气环流的影响水汽输送有两种形式，其中大气环流输送占主导地位，这是和大气流场和风速场有关。而流场和风速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。地理纬度的影响

地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值，影响气温、水温的纬向分布，进而影响蒸发以及空中的水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽随着纬度的增高而减少海陆分布的影响

海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响空中水汽含量的多少，这也是我国东南沿海暖湿多雨，向西北内陆发展，水循环弱，降水少的原因海拔高度与地形屏障作用的影响随着海拔升高，近地层湿空气逐步变薄，水汽含量减少一些山脉往往成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成为多雨区，背风坡成为雨影区4.我国水汽输送基本特点存在三个基本水汽来源，三条输出入路径，并有明显的季节变化水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，又有移动性涡动输送。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。水汽输送场垂直分布存在明显差异第五节降水一、概念指从云雾中降落到地面的液态水或固态水的现象的统称，包括雨、雪、露、霜、霰、雹等现象，它是水循环的重要环节之一。

降水是水循环的最基本环节，地表径流的本源，地下水的主要补给来源，是引起洪涝、旱灾的直接原因。

二、降水要素1、降水量——毫米(mm)

降水量是指在一定时间内降落在某一面积上的水量，一般用mm表示。2、降水历时与降水时间——小时、天降水历时是指从降水开始到降水结束所经历的时间。一般以小时、天表示。降水时间是对应于某一降水的时间长短，其时间长短一般是人为设定，一般为天、月等，如1日最大降水量，此时的一日即为降水时间，3、降水强度——（毫米/分）或（毫米/时）简称雨强，指单位时间内的降水量。4、降水面积——平方公里(km2)即降水所笼罩的面积，以平方公里计。我国年降水量图三、降水特征的表示方法为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律，常用降水过程线、降水累积曲线、等降水量线以及降水特性综合曲线表示降水的特性。1、降水过程线指以时间为横坐标，降水量为纵坐标绘制成的降水量随时间的变化曲线。可用降水量柱状图或曲线图表示。2、降水累积曲线以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降水量的累积值3、等降水量线

是区域内降水量相等地各点连成的曲线，它反映区域内降水的分布变化规律，在等降水量线图上可以查出各地的降水量和降水面积，但无法确定降水历时和降水强度。4、降水特性综合曲线降水特性综合曲线是反映降水特性的一些曲线，常用的有降水强度历时曲线、平均雨深面积曲线、雨深面积历时曲线三种降水强度历时曲线历时愈短，雨强愈高平均雨深面积曲线一般规律是面积越大，平均雨深越小。曲线的绘制方法是，从等雨量线中心起，分别量取不同等雨量线所包围的面积及此面积内的平均雨深，点绘而成雨深面积历时曲线其一般规律是，面积一定时，历时越长，平均雨深越大；历时一定时，则面积越大，平均雨深越小四、面降水量的计算通常，雨量站所观测的降水记录，只代表该地小范围的降水情况，称点降水量。实际工作中常需要大面积以至全区域的降水量值，即面降水量值。常用的区域平均降水量的计算方法主要有：算术平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法等。1、算术平均法此法是以所研究的区域内各雨量站同时期的降水量相加，再除以站数（n）后得出的算术平均值作为该区域的平均降水量（P），即：P＝（p1＋p2……＋pn）/n

对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果2、垂直平分法

①连结各测站，构成三角网。②然后对每个三角形各边作垂直平分线，得到若干个多边形③然后以多边形面积作为该雨量站所控制的面积3.等雨量线法P=（f1p1+f2p2.....+fnpn）/F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4.客观运行法先将区域分成若干网络，得出很多格点，而后用邻近各雨量站的雨量资料确定格点雨量，再求出各格点雨量的算术平均值，既为流域的平均降雨量。五、影响降水的因素影响降水的因素主要有：地理位置大气环流天气系统下垫面条件人类活动地理位置的影响1、纬度位置一般说来，低纬地区气温高，蒸发量大，空气中水汽含量大，故降水多。地球上有2/3的雨量降落在南北纬30度之间，以赤道带最多，逐渐向两极递减。2、海陆位置海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响空中水汽含量，进而影响陆地上的降水量。我国降水量大致从东南沿海向西北内陆递减。大气环流（季风）在季风气候区，冬夏季风的性质不同，对降水的影响也不同。夏季风从海洋吹向陆地，把大量的海洋水汽带到了陆地上，就有可能形成降水天气，冬季风从陆地吹向海洋，性质是干燥的，一般不会形成降水，天气晴朗。如东亚季风区，夏季高温多雨，冬季寒冷干燥；南亚季风区，在西南季风影响的季节形成雨季，东北季风控制时候形成旱季。天气系统（气旋与锋面）特殊的大气运动也是形成降水的重要因素，在气旋控制下，盛行的是旋转上升气流，往往能达到过饱和状态，形成降水，如中纬度地区就多气旋雨，台风、飓风带来大量的降水；在冷暖性质不同的气流交汇地区，往往会形成锋面雨，在锋面附近暖空气上升也会达到过饱和状态，从而形成降水。我国东部地区的降水就是以锋面雨为主。1、地形的影响地形主要是通过气流的屏障作用与抬升作用对降水的强度与时空分布发生影响的地形对降水的影响程度决定于地面坡向、气流方向以及地表高程的变化下垫面条件2、森林对降水的影响森林对降水的影响极为复杂，至今还存在着各种不同的看法3、水体对降水的影响大水体表面由于空气阻力小，风速大，气流辐散等因素的影响，降水量减少谚语：雷雨不过江人类活动的影响间接影响：改变下垫面（城市）直接影响：人工降雨等六、可能最大降水可能最大降水（probablemaximumprecipitation,简称PMP）指在现代地理环境和气候条件下，特定的区域在特定的时段内，可能发生的最大降水量。

研究意义：可以推算出可能最大洪水,为水利工程设计提供需要

1975年八月，河南省南部驻马店地区出现暴雨，板桥水库和石漫滩水库两座大型水库及竹沟、田岗等数五十八座中小型水库几乎同时溃坝，遂平、西平、汝南、平兴、新蔡、漯河，临泉七个县城被水淹数米深，共29个县市受灾，涉及一千二百万人，毁房680余万间，冲毁京广线铁路一百多公里，京广线中断18天，影响正常通车48天，直接经济损失约为100亿。

板桥水库溃坝事件

1975年7月底，第三号台风在美国关岛附近的洋面上形成，8月3日台风穿过台湾中部，8月4日上午2时在中国福建省的龙岩登陆。8月5日台风雨区中心移到河南省南部，一日最大雨量量为672毫米，8月6日暴雨强度减弱，一日最大雨量仍有514毫米，8月7日暴雨强度增加，一日最大雨量达到1005毫米。当时最大的两个暴雨中心，正好位于淮河上游的板桥水库和石漫滩水库的上游，三天的降雨量超过1600毫米（当地年平均降水量为800毫米）。水库溃坝的时间发生在8月8日凌晨一时左右，当时人们还在梦乡之中。最大溃坝流量达到78200立方米／秒。比1981年长江洪水宜昌站的洪峰流量72000立方米／秒还大，这个流量超过了宜昌站实际测到的历史最大洪水量。据称死亡人数达２３万人之多。

第六节下渗一、概念下渗(Infiltration)

水从地表渗入土壤和地下的运动过程，是水在水分子力、毛细管引力和重力的作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成和水循环过程的重要环节。它是地表水与地下水、土壤水联系的纽带二、下渗的物理过程1、下渗过程阶段划分水分的下渗是在重力、分子力和毛管力的综合作用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程，整个下渗过程按照作用力的组合变化和运动特征，可以划分为三个阶段：渗润阶段在土壤十分干燥时，下渗水分主要是在分子力作用下，被土壤颗粒吸附形成吸湿水，进而形成薄膜水（膜状水），当土壤含水量大于岩土最大分子持水量（薄膜水的最大数值）时，这一阶段逐渐消失，并向下一阶段过渡。渗漏阶段随着土壤含水率的不断增大，当表层土壤中薄膜水得到满足后,影响下渗的作用力由分子力转化为毛管力和重力。在毛管力和重力的共同作用下，使下渗水分在土壤孔隙中作不稳定运动，并逐步充填毛管孔隙、非毛管孔隙，使表层土含水达到饱和。渗透阶段在土壤孔隙被水分充满、达到饱和状态后，水分主要在重力作用下继续向深层运动，此时，下渗的速度基本达到稳定。水分在重力作用下向下运行，称为渗透。渗漏的特点是非饱和水流运动，而渗透则属于饱和水流运动。

2、下渗水的垂向分布

1943年，包德曼（Bodman）和考尔曼（Colman）通过实验发现，下渗水在土体中的垂向分布可划分为四个带，反映了下渗水的垂向运动特征。饱和带：位于土壤表层。在持续不断地供水条件下，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1.5厘米过渡带：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。过渡带的厚度不大，一般在5厘米左右

水分传递带：水分传递带位于过渡带之下，其特点是土壤含水量沿垂线均匀分布，基本保持在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60—80％左右。带内水分的传递运行主要靠重力作用，因此，在均质土中，带内水分下渗率接近于一个常值，即到达稳渗。

湿润带：水分传递带之下，则是一个含水量随深度迅速减少的水分带，称湿润带。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。随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接3、下渗要素下渗率f

：又称下渗强度，指单位面积上单位面积内渗入土壤中的水量，用mm/h下渗能力fp:又称下渗容量，指在充分供水条件下的下渗率稳定下渗率fc：简称稳渗，当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值。此时的下渗率称为“稳定下渗率”三、影响下渗的因素1、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，其中土壤的透水性能又和土壤的质地、孔隙的多少与大小有关。一般来说，土壤颗粒越粗，孔隙直径越大，其透水性能愈好，土壤的下渗能力亦愈大。2、降水特性的影响降水特性包括降水强度、历时、降水过程及降水的空间分布等。降水强度直接影响土壤下渗强度及下渗水量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小于间歇性下渗量

3、流域植被、地形条件的影响植被及地面上的枯枝落叶具有滞水作用，，增加了下渗时间，从而减少地表径流，增大了下渗量坡度、坡向、地形切割程度等都对下渗有所影响。在相同条件下，地面坡度大、漫流速度快，历时短，下渗量就小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。增大：坡地改梯田、植树造林、人工回灌减小：砍伐森林、开挖排水沟渠第七节径流径流是水循环的基本环节，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理环境中最活跃的因素。从狭义的水资源角度来说，在当前的技术经济条件下，径流则是可资长期开发利用的水资源。一、概念径流（Runoff）：指流域的降水，扣除损耗，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流。是水循环的基本环节，也是水量平衡的基本要素。二、径流的组成

地面径流（SurfaceRunoff）：指沿着地表向河流、湖泊、沼泽、海洋等汇集的水流。

地下径流（GroundwaterRunoff）：指沿潜水层或隔水层的含水层，向河、湖、沼、海等汇集的地下水流。

壤中流（SubsurfaceRunoff）：指包气带土壤中的一种饱和水流，汇流速度介于以上两者。三、径流的表示方法

1、流量（Q）单位时间内通过某一断面的水量——立方米/秒（m3/s）

2、径流总量（W）某时段内通过某一断面的总水量——立方米（m3）

3、径流深度（R）指将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，用毫米（mm）表示

4、径流模数（M）流域出口断面流量与流域面积的比值

5、径流系数（α）某一时段的径流深度与相应的降水深度之比值四、径流的形成过程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，称为径流形成过程因降水形式不同，径流形成过程不一样。为便于说明，常将径流形成过程概化为3个阶段：流域蓄渗阶段、坡地汇流阶段、河网汇流阶段1、流域蓄渗阶段降雨初期，除一小部分（一般不超过5%）降落到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、填洼和蒸散发截留：指植物枝叶（茎叶、树冠、树干）或建筑物拦截雨水的现象截留的雨水几乎全部消耗于蒸发，影响其因素主要是降雨特性和植物特性，截留总量与降雨量、降雨历时成正相关，与植物覆盖度、叶面积指数成正相关。下渗：指雨水或地表水渗入到地下岩石、土壤空隙中的过程下渗强度在降雨初期特别大，以后随土壤含水量的增加而逐渐减小，最后趋于稳定。在降雨过程中，只有降雨强度小于下渗能力时，雨水才全部渗入土壤中，下渗的水量一部分滞蓄于岩石土壤空隙中，在无雨期耗于蒸发；另一部分补给地下水，产生地下径流，补给河流。因此，前者才是真正的下渗损失量。填洼：当降雨强度大于下渗能力时，超出下渗强度的降雨，形成地面积水，蓄积于地面洼地，称为填洼。填洼的水量最终消耗于蒸发和下渗填洼的水量大小与闭合洼地数量、大小有关超渗雨：指降雨强度大于下渗强度的降雨。总之，在蓄渗过程中，植物截留、下渗、填洼和蒸散发，都是降雨的损失过程，只有当蓄渗得到满足之后才会产生地表径流。2、坡地汇流过程坡面漫流壤中流地下径流坡面漫流：超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象，称坡面漫流当蓄渗得到满足以后，开始产生大量的地面径流，进入漫流阶段。在漫流过程中，坡面水流一方面继续接受雨水的补给增加地面径流；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。壤中流和地下径流也同样具有沿坡地土层的汇流过程，它们都是在有孔介质中的水流运动。壤中流汇流速度比地表径流慢，但比地下径流快得多，有时与地表径流相互转化，故有人将壤中流归到地面径流一类地下径流运动慢，变化也慢，补给河水的地下径流平稳而持续时间长，构成河流流量的基流。地表径流、地下径流和壤中流，这三种径流成分的汇流过程，构成了坡地汇流的全部内容。流域上的净雨量（径流量）有85－95%都是通过坡地汇流而进入河网的，只有5－15%的净雨量直接降入河网。可见，坡地汇流在流域汇流过程中占有十分重要的地位。在径流形成过程中，坡地汇流过程起着对各种径流成分在时程上的第一次再分配作用。降雨停止后，坡地汇流仍将持续一段时间。3、河网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，沿河网向下游干流出口断面汇集的过程，这一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。河岸调节作用河槽调蓄作用坡地汇流注入河网后，使河网水量增加、水位上涨、流量增大，成为流量过程线上的涨洪段，此时，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，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，称为河网容蓄当降水和坡地汇流停止时，河岸和河网容蓄的水达到最大值，而河网汇流过程仍在继续进行，当上游补给量小于出口排泄量时，即进入一次洪水过程的退水段。此时，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