工程水文學-第二章

1第二章

流域徑流形成過程上海大學土木工程系武亞軍2第二章流域徑流形成過程概述河流與流域降水土壤水、下滲與地下水蒸散發(fā)徑流3水文循環(huán)與水量平衡水文循環(huán)水圈：地球上以氣、液、固形式分布于大氣、海洋、陸地和生物體內(nèi)的水構成了水圈。水圈中的各種水體通過不斷蒸發(fā)、水汽輸送、凝結、降落、下滲、地面和地下徑流的往復循環(huán)過程。水量平衡陸地水量平衡海洋水量平衡整體平衡4水文循環(huán)5一個大循環(huán)兩個小循環(huán)外循環(huán)和內(nèi)循環(huán)6水循環(huán)地球上水體的四種運動方式：蒸發(fā)、降水、滲流與徑流。地球上水體通過蒸發(fā)、水汽輸送、降水和徑流四個環(huán)節(jié)進行著交換。7地球上的水量平衡水量平衡原理：在水循環(huán)過程中，對任一區(qū)域、任一時段進入水量與輸出水量之差額必等于其蓄水量的變化量。I-O=⊿SI—給定時段內(nèi)輸入該區(qū)域的總水量；

O—給定時段內(nèi)輸出該區(qū)域的總水量；⊿S—時段內(nèi)區(qū)域蓄水量的變化量。8以大陸為對象水量平衡以地球的整個大陸作為研究范圍的平衡方程式為：Pc-R-Ec=⊿ScPc—大陸上的降水量；

Ec—大陸上的蒸發(fā)量；

R—流入海洋的徑流量(包括地面和地下徑流量)⊿Sc—大陸在研究時段內(nèi)蓄水量的變化量9以海洋為對象水量平衡以地球的整個海洋作為研究范圍的平衡方程式為：Po+R-Eo=⊿SoPo—海洋上的降水量；

Eo—海洋上的蒸發(fā)量；

R—流入海洋的徑流量(包括地面和地下徑流量)⊿So—海洋在研究時段內(nèi)蓄水量的變化量10整體平衡水體長期循環(huán)中有如下平衡：對于大陸：對于海洋：對于整個水圈來說全球多年平均降水量=平均蒸發(fā)量112.1概述徑流：降水形成的沿著流域地面和地下向河川、湖泊、水庫、洼地等處流動的水流。地表徑流：沿著地面流動的水流；地下徑流：沿著土壤、巖石孔隙流動的水流；河川徑流：水流匯集到河流后，在重力作用下沿著河道流動的水流；12河川徑流河川徑流主要來源是大氣降水降水降雨和降雪以降雨為來源的河川徑流為降雨徑流以融雪為來源的河川徑流為融雪徑流13流域、河流、降水等關系降水、下滲、蒸發(fā)是地球上水文循環(huán)中最活躍的因子，也是徑流形成的主要影響因素。流域是降水的承受面，也是蒸發(fā)的逸出面，也是徑流形成的下墊面。流域的最主要功能是將降水轉化為徑流，流域的基本特征是形成徑流量大小及其變化過程的重要影響因素。河流是徑流的通道，在水文循環(huán)過程中，河流是陸地和海洋之間進行水量橫向交換的路徑之一。142.2河流與流域河流的形成地面徑流：降落到地面的雨水，除下滲、蒸發(fā)等損失外，在重力作用下沿著一定的方向和路徑流動。降水地面徑流溪流河流河谷：河流流徑的谷地河床(河槽)：河谷底部有水流的部分面向下游，左邊稱左岸，右邊稱右岸15河流縱向剖面河流沿水流方向，自高向低可分為河源、上游、中游、下游和河口五段。河源：河流的發(fā)源地；上游：緊接河源，坡陡流急，常有急灘或瀑布；中游：河面坡度漸緩，但積淤不明顯；下游：河流最下段，一般為平原區(qū)，積淤明顯；河口：河流的終點，大量積淤，往往形成三角洲，注入海洋或內(nèi)湖泊的地方。16河流縱向剖面河源河流的發(fā)源地上游緊接河源,坡陡流急,常有急灘或瀑布中游河面坡度漸緩,河床穩(wěn)定,積淤不明顯下游河流的最下段,一般處于平原區(qū),積淤明顯河口河流的終點,大量積淤,往往形成三角洲(長三角,珠三角)17河流的基本特征-河流長度河流長度：從河源沿主河道至河口的距離，簡稱河長，表示為L，單位km。河流的平面形態(tài)山區(qū)河流：平面形態(tài)復雜，河岸陡峭曲折不齊，多急彎卡口，寬窄相間，等深線變化大。平原河流：微彎型、分叉型、蜿蜒型和散亂型，在凹岸，水深較大，為深槽；凸岸則形成淺灘。兩反向河灣之間直段，水深較淺，為淺槽，深淺呈有規(guī)律的交替出現(xiàn)。18河流的基本特征-平面形態(tài)19河流橫斷面橫斷面：垂直于水流方向的斷面主槽：枯水期水流所占部分為基本河床灘地：洪水泛濫所及部分為洪水河床過水斷面：河流橫斷面內(nèi)通過水流的部分單式斷面：只有主槽而無灘地復式斷面：即有主槽又有灘地20河流縱斷面縱斷面：中泓線：河流中沿水流方向各斷面最大水深點的連線，又稱溪線縱斷面：沿中泓線的斷面，可以反映河床的沿程變化。河底LZ2Z121河流的基本特征2河道的縱比降落差：任意河段兩端(水面或河底)的高差。河道的縱比降(又稱為坡度)：單位河長的落差。特點:沿程各河段的比降都不同，自河源向下游方向逐漸減小。水面比降：變化比較大河底比降：比較穩(wěn)定22河道的縱比降23河道的比降直線情況曲線情況24水系水系：河流中的溪澗、小溝、支流、干流和湖泊等構成的脈絡相通的系統(tǒng)，又稱河系。干流：水系中直接流入海洋、湖泊的河流。支流：流入干流的河流。25河流分級1級河流2級河流干流分水線26河流分級法:斯特拉勒法直接發(fā)源于河源的小河流為一級河流；兩條同級別的河流匯合而成的河流級別比原來高一級；兩條不同級別的河流匯合而成的河流的級別為兩條河流中的較高者；干流是水系中的最高級別的河流。27流域流域：匯集地面水和地下水的區(qū)域，指分水線包圍的區(qū)域。分水線(分水嶺)：當?shù)匦蜗騼蓚葍A斜，使雨水分別匯集到兩條不同的河流中去，這一地形上的脊線起著分水的作用，是相鄰兩流域的界線。秦嶺即為長江與黃河的分水嶺：秦嶺以南的雨水流入長江，秦嶺以北的雨水流入黃河。

28分水線地面分水線地下分水線29分水線30流域基本特征1流域面積：分水線所包圍區(qū)域的平面投影面積，用F表示，km2河網(wǎng)密度:

流域內(nèi)河流干支流總長度與流域面積的比值，km/km2流域長度:指流域軸長。流域平均寬度:流域面積與流域長度之比。流域形狀系數(shù):流域平均寬度與流域長度之比。31流域軸長(流域長度)圖中紫色連線32流域基本特征2流域的平均高度及平均坡度：將流域地形圖劃分為100個以上的正方格，依次定出每個方格交叉點上的高程以及與等高線正交方向的坡度，其平均值即為平均高度和平均坡度。33流域基本特征3流域的自然特征流域的地理位置(用該處的經(jīng)緯度表示)流域的氣候特征流域的下墊面條件人類活動類型與程度反映流域所處的氣候帶、距離海洋的遠近和水文循環(huán)的強弱包括降水、蒸發(fā)、氣溫、風等，決定流域的水文特征指流域的地形地貌、地質構造、巖土性質、植被、湖泊等，反映了水系條件天然情況下水文循環(huán)無法滿足人類的需求時,興修水利,植樹造林,水土保持,城市化等，這些活動改變了下墊面條件。342.3降水降水：是指液態(tài)或固態(tài)的水汽凝結物從云中降落到地面的現(xiàn)象，如雨雪霰雹露霜等，以雨雪為主。降水主要是指降雨。降水是一種水文要素，也是一種氣象要素，故它為水文學和氣象學共同研究的對象。降水的衡量指標：降水量、降水歷時、降水強度、降水面積及暴雨中心等。35降水量降水量：指一定時段內(nèi)降落在某一面積上的總水量，用降落到地面上相應的水層深度表示，mm。日降水量：指一日內(nèi)的降水總量，一般分為7級。暴雨：日降水量達到和超過50mm的降水。36降水量等級表24h雨量(mm)<0.10.1~1010~2525~5050~100100~200>200等級微量小雨中雨大雨暴雨大暴雨特大暴雨表2-1北京2012.7.21降雨等級37降水歷時和降水強度等降水歷時：是指降水持續(xù)的時間。計為min、h或d。降水強度：是指單位時間的降水量。又稱雨率。mm/min或mm/h。降水面積：降水籠罩的平面面積。km2。暴雨中心：暴雨集中的較小的局部地區(qū)。382.3.1與降水有關的氣象因素降水是發(fā)生在對流層內(nèi)的一種自然現(xiàn)象。對流層是地球大氣中最低的一層，云、霧、雨、雪等天氣現(xiàn)象都出現(xiàn)在這一層，厚度約8~18km。39對流層0~1.5km為下層，又稱摩擦層或擾動層，該層受地面熱輻射和擾動影響顯著；1.5~6km為中層，大氣中云和降水大都產(chǎn)生在這一層；6~8(18)km為上層，上層水汽含量很少，氣溫常在0oC以下。40對流層的特點氣溫隨高度增加而降低(0.65oC/100m)對流層主要從地面獲得熱能，使它具有強烈的上升和下降的氣流，即氣流的對流運動，一般低緯度較強，高緯度較弱；夏季強，冬季弱；1%的厚度集中了3/4質量的大氣及全部水汽。地表特性對對流層影響較大，濕度、溫度等分布不均勻。41與降水有關的幾個氣象因素云對流層風氣溫蒸發(fā)濕度氣

壓42氣溫氣溫：表示空氣冷熱程度的物理量氣溫的高低取決于空氣吸收太陽輻射熱能的多少。大氣直接吸收太陽輻射的能力很差。43大氣升溫過程對流層H20，CO2吸收長波使大氣增溫，再逆輻射使地面增溫地面吸收短波輻射熱增溫,再發(fā)出長波輻射氣溫直減率g=0.65oC/100m接近地面的大氣溫度較高，距地面越高，氣溫越低，平均每升高100m，氣溫約下降0.65oC44氣壓氣壓：單位面積上所承受大氣的重力。氣壓數(shù)值上為單位面積上所受的該高度以上大氣的重量，以hPa計。氣壓隨高度增加而減小，由于大氣密度不是常數(shù)，故氣壓與高度不是線性關系。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。等壓面上各點的高度是不同的，用位勢高度表示，單位為位勢米。等高線：某等壓面上的等位勢高度線。45等位勢高度線(等高線)46地面氣壓場地面氣壓場用地面天氣圖表示。地面天氣圖：是將各地氣象站在同一時刻測得的氣壓，換算為海平面上的數(shù)值，再勾繪等壓線來表示各地氣壓高低情況。氣壓分布的基本形式(氣壓系統(tǒng))：高氣壓、低氣壓、高壓脊、低壓槽、鞍形氣壓區(qū)高氣壓：越往中心氣壓越高(晴朗天氣)，閉合等壓線高壓脊：中間高兩側低(脊線)，不閉合等壓線低氣壓：越往中心氣壓越低(陰雨天氣)，閉合等壓線低壓脊：中間低兩低高(槽線)，不閉合等壓線鞍形氣壓區(qū)：兩高氣壓和兩低氣壓中間區(qū)域。47氣壓分布型式(5個氣壓系統(tǒng))高氣壓高氣壓低氣壓低氣壓48天氣系統(tǒng)不同的氣壓系統(tǒng)天氣是不同的。高氣壓區(qū)天氣晴朗，低氣壓低壓槽和鞍形氣壓區(qū)都可能降水。天氣系統(tǒng)：氣壓系統(tǒng)在不斷地運動著，一個地方的天氣變化是由大氣中一個個移動的大大小小的氣壓系統(tǒng)引起的，這些系統(tǒng)稱為天氣系統(tǒng)。天氣系統(tǒng)在不斷變化、演化，不同天氣系統(tǒng)組合形成了復雜多變的天氣。49風對流：大氣的垂直運動風：大氣近似水平的運動風：風為矢量，由風向和風速表示。(風速與風力的關系用蒲福風級表2-2表示)風的形成：風是由氣壓不同引起的，大氣由高氣壓向低氣壓流動的過程。(由氣壓梯度G的推動)50地轉偏向力地轉偏向力：地球上運動的物體都受到一種力的影響，這種力在北半球促使物體向右偏，在南半球促使物體向左偏，并且地球自轉偏向力隨地理緯度的降低而減小，在赤道地區(qū)為零。地球自轉偏向力對水流和氣流的水平運動影響最為突出。51地轉偏向力的原理地球是自西向東旋轉的，赤道地區(qū)旋轉的線速度最大，隨著緯度越高，線速度越來越小，到了極點減為零。設想空氣或洋流從低緯度地區(qū)移向北極：在最初，空氣或洋流具有與源地相同的向東的速度；當接近極點時，地球轉動線速度幾乎為零，而這股空氣或洋流由于慣性，仍保持著它原來的向東的速度，于是它會相對于北極轉向東面。這樣，即使空氣以相當直的路線向極地方向前進，相對于地球，它看起來卻是同時朝東偏轉，即相對于空氣出發(fā)時的方向向右偏轉。52地轉偏向力空氣自極地向赤道方向移動時，空氣向東的速度很小。向赤道方向移動過程中仍保持原來很小的向東的速度，而地球向東的線速度一直在增大，于是，空氣相對于地球向西偏轉，相對于空氣的出發(fā)時的方向，也向右偏轉了。在南半球同理可推出是向左偏轉了。53地轉偏向力水流：地球自轉偏向力對河流的影響表現(xiàn)為，在北半球，從南向北流的河流，河水沖刷東岸；從北向南流的河流，河水沖刷西岸。這樣使自然河道右岸沖刷，左岸堆積，結果造成河床“擺動”，形成河彎，也造成了地球上南北流向河流的河谷不對稱(沖刷右岸)。氣流：赤道兩邊地區(qū)的氣流向赤道方向流動時，假如沒有這種偏向力的影響，赤道以北應該經(jīng)常刮北風，赤道以南應該經(jīng)常刮南風。但是由于受到地轉偏向力的作用，風向發(fā)生了改變，赤道以北向右偏，形成了東北風；赤道以南向左偏，形成了東南風。地球自轉偏向力對天氣系統(tǒng)的影響也尤為重要。54地轉偏向力在熱帶海洋的表面，受氣壓梯度力和地轉偏向力的共同影響，會使水蒸氣生成最嚴重的自然災害─熱帶氣旋(熱帶風暴、臺風、颶風)，其發(fā)生頻率之高、累積損失之大，遠遠超過了地震帶來的災害。另外，大氣運動和近地面風帶造成海洋水體運動，形成規(guī)模很大的洋流。55輻合與輻散低壓區(qū)：氣壓差、地轉偏向力和摩擦力三者作用使得氣流從高壓地帶向低壓地帶斜穿過等高線，向低壓區(qū)中心逆時針運動，稱為輻合，其流場稱為氣旋性流場。高壓區(qū)：氣壓差、地轉偏向力和摩擦力三者作用使得氣流從高壓地帶向低壓地帶斜穿過等高線，離開高壓區(qū)中心順時針運動，稱為輻散，其流場稱為反氣旋性流場。56風向風向：指風的來向，16個方位，22.5度一個。季風：隨季節(jié)變化的風。影響我國降水的風主要是季風，在我國，夏季，風自海洋吹入大陸，引起夏季的暴雨洪水；冬季，風自大陸吹入海洋，盛行西北風或東北風，形成寒冷少雨的天氣。57濕度濕度：大氣中水汽的含量。表示方法：水汽壓e絕對濕度a與相對濕度f露點Td比濕q58水汽壓水汽壓e:指空氣中的水汽含量，用hPa(百帕)表示。飽和水汽壓E:在一定溫度下，空氣中所含水汽量的最大值。特點：飽和水汽壓隨氣溫而變化，氣溫越高，空氣中飽和水汽壓越大，反之越小。特點：在一定溫度下，飽和水汽壓E與空氣中的實際水汽壓之差E-e，稱為飽和差，若實際水汽壓超過飽和水汽壓，多余的水汽就會發(fā)生凝結。59絕對濕度與相對濕度絕對濕度a：單位體積空氣中所含的水汽質量，也即空氣中水汽的密度，g/m3。相對濕度f

：空氣中的水汽壓與同溫度下飽和水汽壓的比值f=e/E*100%60露點Td露點Td：水汽量不變，在氣壓一定的條件下，氣溫下降，空氣達到飽和水汽壓時的溫度。氣壓一定時露點的高低只與空氣中的水汽含量有關，水汽含量越多，露點越高。當空氣達到飽和時，露點和氣溫相等。由于空氣經(jīng)常處在未飽和狀態(tài)，露點常比氣溫低，根據(jù)氣溫與露點之差t-Td，就可以判斷空氣的飽和程度。61比濕q比濕q：在一團濕空氣中，水汽質量與該團空氣的總質量之比。水汽是降水的必要條件，尤其是大暴雨必須具備充沛的水汽條件。據(jù)分析，發(fā)生大暴雨時在700hPa高度上，比濕大多數(shù)大于8g/kg，比濕小于5g/kg，一次暴雨也沒有出現(xiàn)過。62云云：由大氣中的水汽凝結或凝華產(chǎn)生的。按云底的高度和性狀分類：高云族：在6000m以上，包括卷云、卷層云，卷積云，由小冰晶結成，一般不會降水。中云族：在2500~6000m之間，包括高層云、高積云，由水滴、過冷卻水滴和冰晶結成，其中高層云常有雨雪產(chǎn)生。低云族：在2500m以下，包括積云、雨層云、層云，由水滴結成，一般都會有降水，雨層云有連續(xù)雨雪。直展云族：包括積云、積雨云，云底在1000~2500m,云頂可達到高云的高度，積雨云常有雷陣雨、伴有狂風、冰雹。63蒸發(fā)水汽是產(chǎn)生降水的必要條件，而水汽是從海洋、河流、湖泊、土壤及植物表面等蒸發(fā)出來的，所以蒸發(fā)過程是水汽進入大氣的過程。是形成降水的一個重要環(huán)節(jié)。64作業(yè)徑流的概念?簡述斯特拉勒河流分級法。簡述空氣氣溫升高過程。氣壓系統(tǒng)有哪些，分別與什么樣的天氣相對應？北半球地轉偏向力使運動物體向___偏移，河流一般侵蝕___岸。表示空氣中濕度的指標主要有哪些？652.3.2降水的形成與分類降水的形成降水的分類66重要概念飽和濕度：空氣中的水汽含量有一定的限度，在一定溫度下空氣中最大的水汽含量。凝結：空氣中的水汽量達到了飽和或過飽和，多余的水汽就會發(fā)生凝結。潛熱：相變潛熱的簡稱，指單位質量的物質在等溫等壓情況下，體積發(fā)生變化，從一個相變化到另一個相吸收或放出的熱量。動力冷卻：在某種外力作用下，氣團上升，體積膨脹，在絕熱條件下體積膨脹必然導致氣團溫度下降。67降水的形成降水的形成：當濕熱未飽和團上升到一定高度后，周圍壓力降低，體積膨脹，溫度降低，當溫度降低到其露點溫度(該團空氣達到了飽和狀態(tài))，再繼續(xù)上升發(fā)生凝結形成云滴，云滴在上升過程中不斷凝聚，相互碰撞，合并增大，一旦云滴不能被上升氣流所頂托時，在重力作用下降落到地面形成降水。降水形成三要素：水汽上升運動冷卻凝結68絕熱過程絕熱過程任一氣塊與外界無熱量交換時的狀態(tài)變化過程(可逆過程)。干絕熱過程上升氣塊內(nèi)既沒有發(fā)生水相變化，又沒有與外界發(fā)生熱量交換的過程。濕絕熱過程氣塊中的水汽凝結后(有水相變化)，凝結的水滴或冰晶仍保留在氣塊中隨氣塊作垂直運動。假絕熱過程氣塊中的水汽凝結后(有水相變化)，凝結的水滴或冰晶全部脫離氣塊降落于地面成為降水(不可逆，非真正的絕熱過程)。

降水的天氣過程接近于假絕熱過程69空氣的絕熱變化空氣的絕熱變化：與外界不發(fā)生熱量交換而引起的空氣溫度的變化。氣溫直減率(γ)：周圍空氣氣溫隨高度的變化率，γ=0.65℃/100m。干絕熱直減率(γd)：干空氣或未飽和濕空氣在絕熱上升或下沉過程中溫度隨高度的變化率。γd≈1℃/100m。濕絕熱直減率(γm)：飽和狀態(tài)的濕空氣在絕熱上升或下沉過程中的溫度隨高度的變化率。γm=0.3-0.6℃/100m。70降水的分類當濕熱空氣在某種外力作用下被抬升作強烈的上升運動時就會促使空氣冷卻，導致降水。故降水可按照空氣抬升形成動力冷卻的原因分類：對流雨地形雨鋒面雨氣旋雨71對流雨對流雨：因地表局部受熱，氣溫向上遞減率過大，大氣穩(wěn)定性降低，下層空氣因受熱密度變小而上升，上層空氣因溫度低密度較大而下沉，形成對流運動。上升的空氣形成動力冷卻而致雨稱為對流雨。特點：上升速度快，形成的云多為垂直發(fā)展的積狀云，降雨強度大、歷時短，常伴有暴風、雷電，又稱雷陣雨。由于上升氣流處形成云，下沉處不會形成云，造成云塊之間有空隙，呈孤立分散狀態(tài)，因而雨區(qū)較小。72地形雨地形雨：空氣在運移過程中，遇山脈的阻擋，氣流被迫爬坡上升，由于動力冷卻而成云致雨稱為地形雨。山脈的形狀對降雨也有影響，如喇叭口、馬蹄形地形，若它們開口朝向氣流來向，易使氣流輻合上升，產(chǎn)生較大降雨。特點：因空氣本身溫濕特性、運行速度及地形特點而異,差別較大.73地形雨74地形雨當氣流經(jīng)過山脈時，沿迎風坡上升冷卻，在所含水汽達飽和之前按干絕熱過程降溫(1/100)，達飽和后相對濕度達到100%，按濕絕熱直減率增溫(0.6/100)，凝結出來的水滴在山的迎風面形成云，空氣繼續(xù)不斷上升會產(chǎn)生雨和雪，從山的背風面看上去可看到山脊上形成一堵云墻，而它的后面則是藍天。75地形雨過后地形雨過后，空氣繼續(xù)前行。氣流翻過山嶺時在背風坡絕熱下沉。接下來會發(fā)生什么？？76地形雨之后77地形雨之后78焚風效應過山后空氣沿背風坡下沉，按干絕熱直減率增溫，故氣流過山后的溫度比同高度上的溫度高得多，濕度也顯著減少，形成焚風。焚風可造成融雪、洪水泛濫，甚至森林火害等災害，但也可促使作物、水果早熟、及早提供青草。如天山南坡、太行山東坡，大興安嶺東坡等。歐州的阿爾卑斯山(德國、奧地利、瑞士山谷)、北美的落基山等。79鋒面雨鋒面(鋒區(qū))、鋒線(鋒)：兩個溫濕特性不同的氣團相遇時，在其接觸區(qū)由于性質不同、來不及混合而形成一個不連續(xù)面，稱為鋒面。所謂不連續(xù)面實際上是一個過渡區(qū)，又稱為鋒區(qū)。鋒面與地面的交線稱為鋒線，習慣上又稱為鋒。長度：幾百公里到幾千公里高度：1~10公里以上。80鋒面雨鋒面雨：暖空氣總是在冷空氣上方，由于鋒面兩側溫度、濕度、氣壓等氣象要素有明顯的差別，因此，鋒面附近常伴有云、雨、大風等天氣現(xiàn)象，鋒面活動產(chǎn)生的降水統(tǒng)稱為鋒面雨。我國南方的梅雨是典型的鋒面雨。四種主要氣團：冰洋氣團、極地氣團、熱帶氣團和赤道氣團。存在極鋒、副熱帶鋒和赤道鋒三種主要的行星鋒帶，決定著各地雨季的起始和終止。81鋒面類型鋒面隨冷暖氣團的移動而移動，按運動學觀點分為冷鋒、暖鋒、靜止鋒和錮囚鋒。冷鋒：冷氣團主導，推動鋒面向暖氣團一側移動。暖鋒：暖氣團主導，推動鋒面向冷氣團一側移動。靜止鋒：冷暖氣團勢均力敵，在某一地區(qū)停滯少動或來回擺動的鋒。錮囚鋒：當三種熱力性質不同的氣團相遇，如冷鋒追上暖鋒，或兩條冷鋒相遇，暖空氣被抬離地面，錮囚在高空。82冷鋒根據(jù)移動快慢分兩類：移運慢的稱為第一型冷鋒(或緩行冷鋒)：坡度小(1/100)、移動慢，多為穩(wěn)定性降水，雨區(qū)寬度在300km之內(nèi)。移運快的稱為第二型冷鋒(或急行冷鋒)：坡度大(1/80~1/40)、移動快，冷鋒過境時往往烏云翻滾，狂風大作，大雨傾盆，降雨強度大，歷時短，雨區(qū)窄，一般僅數(shù)十公里。83暖鋒暖氣團起主導作用，推動鋒面向冷氣團一側移動，這種鋒稱為暖鋒。暖鋒鋒面坡度較小，約1/50，暖空氣沿鋒面緩慢上升，在上升過程中絕熱冷卻，水汽凝結致雨。暖鋒的雨區(qū)出現(xiàn)在鋒線前，寬度常在300~400km，沿鋒線分布較廣。降雨強度不大，但歷時較長。在夏季當暖氣團不穩(wěn)定時，也可出現(xiàn)積雨云和雷陣雨天氣。84冷鋒雨與暖鋒雨冷鋒降水在鋒后——地面的鋒線后。氣象圖中冷鋒圖標中尖端指向的后面。暖鋒降水在鋒前——地面的鋒線前。氣象圖中暖鋒圖標中尖端指向的前面。858687靜止鋒冷暖氣團勢均力敵，在某一地區(qū)停滯少動或來回擺動的鋒稱為準靜止鋒，簡稱靜止鋒。坡度小，1/200，有時甚至小到1/300，沿鋒面上滑的暖空氣可以一直伸展到距地面鋒線很遠的地方，雨區(qū)范圍大。降雨強度小，但持續(xù)時間長，可達10天或半月，甚至一個月。88錮囚鋒是由三種熱力性質不同的氣團相遇，如冷鋒追上暖鋒或兩條冷鋒相遇，暖空氣被抬離地面，錮囚在高空。由于錮囚鋒是兩條移動的鋒相遇合并而成，故其不僅保留了原來鋒面的降水特性；而且錮囚后暖空氣被抬升到錮囚點以上，上升運動進一步發(fā)展。使云層變厚，降水量增加，雨區(qū)擴大。89考慮南方梅雨期的雨屬于哪一種降雨？90南方降雨特征南方總下小雨,一般是由暖鋒形成的。偶爾下的大雨,一般是由冷鋒(第二冷鋒)形成的。梅雨持續(xù)時間較長,一般是由靜止鋒形成的。南方也有對流雨和地形雨。對流雨一般發(fā)生在夏季午后，產(chǎn)生的暴雨，原因是下午兩點氣溫最高，空氣上升運動強烈，上升后遇冷凝結，產(chǎn)生降雨。91氣旋雨氣旋：中心氣壓低于四周的大氣旋渦。氣旋雨：氣旋內(nèi)空氣做逆時針旋轉(北半球)，并向中心輻合，引起大規(guī)模上升運動，水汽因動力冷卻而致雨。氣旋雨分類：溫帶氣旋雨和熱帶氣旋雨溫帶氣旋雨：溫帶地區(qū)由鋒面波動產(chǎn)生的氣旋雨。熱帶氣旋雨：指發(fā)生在低緯度海洋上的強大而深厚的氣旋性旋渦。92鋒面氣旋93熱帶氣旋分類根據(jù)熱帶氣旋地面中心附近風速的大小，將其分為：超強臺風：最大平均風速≥51.0米/秒，也即16級或以上。強臺風：最大平均風速41.5-50.9米/秒，也即14-15級。臺風：最大平均風速32.7-41.4米/秒，也即12-13級。強熱帶風暴：最大平均風速24.5-32.6米/秒，也即風力10-11級。熱帶風暴：最大平均風速17.2-24.4米/秒，也即風力8-9級。熱帶低壓：最大平均風速10.8-17.1米/秒，也即風力為6-7級。

94臺風臺風：為地面中心附近風速大于12級的熱帶氣旋。臺風外圍(為外圈)：自臺風邊緣向內(nèi)到最大風速區(qū)外緣為外圈，風速向中心急增，在6級以上,半徑約200~300km。臺風中心外圍(為中圈)：從最大風速區(qū)外緣向內(nèi)到臺風眼壁為中圈，是臺風中對流和風雨最強烈的區(qū)域，半徑約100km。臺風中心(為內(nèi)圈)：風速迅速減小或靜風，半徑為5~30km.臺風大多產(chǎn)生在對流性云團中，由于上升氣流不斷加強，云區(qū)?？砂l(fā)展為寬幾十公里，高十幾公里的垂直云墻。臺風區(qū)內(nèi)水汽充沛，氣流上升強烈，往往造成大量降雨，強度很大，且不均勻。95臺風眼從衛(wèi)星云圖上看一些結構清晰的臺風，它們的內(nèi)圈是無云區(qū)，就像是一個眼睛一樣，"臺風眼"由此得名。在臺風內(nèi)圈，風速迅速減小，或者出現(xiàn)靜風，雨也停下來，甚至可以看到干凈的天空。但是好景不長，這個區(qū)域直徑只有5-30公里，臺風中圈很快又會移至，強風大雨又開始了。96臺風形成洋面上氣溫比較高，相對濕度大，上升，形成氣壓差，周圍氣體補充進來。在近臺風中心處，風速很大，慣性離心力使得流入氣流由流向中心變?yōu)槔@臺風中心旋轉，并產(chǎn)生螺旋式上升運動，從而產(chǎn)生高聳的云墻。由于隨著高度的升高，臺風由外到內(nèi)的氣壓變化率（氣壓梯度，由此產(chǎn)生的氣壓梯度力指向臺風中心）減低，所以上升氣流到達一定的高度以后，慣性離心力和地轉偏向力的合力大于氣壓梯度力，在該高度以上直到臺風頂部的氣流從臺風中心向四周流出，并在距離中心一定遠處開始下沉。由于空氣從臺風頂部向四周流散，其更高層必然有空氣從四周向這里輻合補充，然后在臺風中心形成下沉氣流。我們知道，只有上升氣流才利于云的形成，所以，臺風中心的下沉氣流使這里形成了無云區(qū)。97臺風臺風其實就是在大氣中繞著自己的中心急速旋轉的、同時又向前移動的空氣渦旋。它在北半球作逆時針方向轉動，在南半球作順時針方向旋轉。氣象學上將大氣中的渦旋稱為氣旋，因為臺風這種大氣中的渦旋產(chǎn)生在熱帶洋面，所以稱為熱帶氣旋。98各地區(qū)的不同叫法在西北太平洋和南海一帶的稱臺風；在大西洋、加勒比海、墨西哥灣以及東太平洋等地區(qū)的稱颶風。99上海受臺風影響上海地處太平洋西岸，東瀕東海，屬北亞熱帶季風性氣候。每年的7、8、9三個月是臺風影響東南沿海的主要季節(jié)，根據(jù)常年情況來看，一般每年影響上海的臺風數(shù)為1-2個。1956年8月2日出現(xiàn)了近五十年來影響上海最強的臺風，上海最大風速30米/秒、極大風速34米/秒。強風將徐家匯天主教堂尖頂重達4百公斤的十字架吹折倒掛。這次臺風造成倒損房屋4萬多間、行道樹1萬多棵，死亡9人，傷100多人。郊縣作物近30萬畝受損。

100上海受臺風影響2005年的“麥莎”臺風是今是近十年對上海影響最嚴重的一次。市區(qū)最大風力8~10級，長江口區(qū)和沿江沿海最大風力達10~12級，東海大橋、洋山港海域最大風力達12級以上。全市普遍出現(xiàn)了暴雨和大暴雨，過程總雨量大部分地區(qū)在100—250毫米之間，普陀區(qū)、靜安區(qū)分別達到309和306毫米。2006年第1號臺風“珍珠”5月18日凌晨2時15分在廣東省饒平到澄海之間沿海登陸。登陸后迅速減弱為了熱帶風暴，但是“珍珠”的外圍對上海的風雨影響卻有增強趨勢，5月18日上海市區(qū)下了暴雨，成為了80多年來影響上海最早的一次臺風。

101上海受臺風影響2012年8月8日3時20分“?？痹谡憬笊娇h鶴浦鎮(zhèn)沿海登陸，成為近5年來首個正面襲擊浙江的臺風。“?？钡顷憰r中心附近最大風力有14級(42米/秒)。強度超越之前的姐妹臺風“蘇拉”、“達維”，成為今年登陸我國的最強臺風。102臺風海葵影響103臺灣“凡亞比”臺風超強臺風“凡亞比”于2010年9月19日9時在臺灣花蓮縣豐濱鄉(xiāng)附近沿海登陸，登陸時中心附近最大風力有15級。臺灣南部地區(qū)遭到重創(chuàng)，高雄市出現(xiàn)50年來最嚴重災情。104臺灣“凡亞比”臺風105臺風與暴雨預警信號等級1062.3.3影響我國降水的主要天氣系統(tǒng)我國地處中低緯度地區(qū)，西有青藏高原，東臨太平洋，既受中緯度天氣系統(tǒng)的影響，又受低緯度天氣系統(tǒng)的作用。影響我國降水的主要天氣系統(tǒng)有：高空槽，鋒面氣旋，低渦，切變線，靜止鋒，鋒區(qū)與降水，副熱帶高壓，熱帶風暴。1072.3.4我國降水量及時空分布年降水量特性年降水量地理分布降水量年內(nèi)分配降水量年際變化我國大暴雨時空分布108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:

＞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)。109年降水量地理分布半濕潤帶：

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。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)。110降水量年內(nèi)分配及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。111我國大暴雨時空分布4～6月大暴雨主要出現(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)。7～8月大暴雨分布很廣，全國許多地方都出現(xiàn)過歷史上罕見的特大暴雨。9～11月東南沿海、海南、臺灣一帶，受臺風和南下冷空氣影響而出現(xiàn)大暴雨。112我國一些地區(qū)大暴雨1975年8月5~7日，臺風深入河南，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；1977年8月1日，在內(nèi)蒙、陜西交界的烏審召出現(xiàn)強雷暴雨，據(jù)調(diào)查，8~10h內(nèi)4處雨量超1000mm，最大一處超1400mm，強度之大為世界所罕見。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。

1132.3.5降水量觀測

降水量的觀測方法有：器測法、雷達探測、氣象衛(wèi)星云圖器測法主要用來測量降水量，雷達探測和氣象衛(wèi)星云圖用來預報降水量。114器測法器測法是觀測降水量最常用的方法，觀測儀器有雨量器和自記雨量計。雨量器：可以測量各種類型的降水自記雨量計：自動記錄降水過程的儀器稱重式：可以測量各種類型的降水虹吸式：只能測降雨翻斗式：只能測降雨115雨量器由承雨器、漏斗、儲水瓶和雨量杯組成承雨器口徑200mm器口距地面高700mm116稱重式(自記式)可以連續(xù)記錄接雨杯上的以及儲積在其內(nèi)的降水的重量。記錄方式可以用機械發(fā)條裝置或平衡錘系統(tǒng)，降水時全部降水量的重量如數(shù)記錄下來。其優(yōu)點是能夠記錄雪、冰雹及雨雪混合降水。117虹吸式(自記式)只能測量降雨。雨水收集到裝有浮球的虹吸室，浮球會隨虹吸室內(nèi)的水位上升而升高，帶動自動筆在記錄紙上劃線。虹吸室滿后，盛載的雨水會通過虹吸管抽走記錄紙上是一個連續(xù)性的雨量紀錄，既表示雨量的大小，又表示降雨過程的變化情況，曲線的坡度表示降雨強度。虹吸式雨量器所得出的數(shù)據(jù)會用作核對鄰近普通雨量器的記錄118翻斗式(自記式)只能測量降雨。由感應器及信號記錄器組成。翻斗式雨量器內(nèi)有一對承接雨水的斗狀容器置于一個支點上。當其中一個翻斗接滿相當于0.1mm的雨量時，受重力的作用而翻側，并傾出雨水。另一個翻斗處于接水狀態(tài)承接雨水。每次翻斗傾倒之際接通了電路，發(fā)出信號到附近的自動記錄器。自記筆記錄100次后，自動歸零重新記錄。119雷達及氣象衛(wèi)星雷達是利用云、雨、雪等對無線電波的反射來發(fā)現(xiàn)目標，根據(jù)反射回的信息可以預報出降水、強度以及開始與終止時間。有效范圍一般是40~200km。氣象衛(wèi)星是利用地球靜止衛(wèi)星發(fā)回的高分辨數(shù)字云圖資料(可見光云圖和紅外云圖)，再利用某種模型進行估算，從而識別云圖、計算降雨量、預測云區(qū)移動等。1202.4下滲地表水、土壤水和地下水是陸地水普遍存在的三種水體。在水文循環(huán)中，地表土層對降雨的再分配作用。降雨落到地表之后：一部分滲入土壤中滲入土中的水一部分被土壤吸收成為土壤水，另一部分滲入地下補給地下水另一部分形成地表水1212.4.1包氣帶和飽和帶土體為多孔介質，能吸收、儲存和向任何方向輸送水分。包氣帶：指地面與地下潛水面之間的區(qū)域，是包含有空氣、水、土的三相系統(tǒng)，故稱包氣帶。這里的水分，水文上稱土壤水，水壓力小于大氣壓，為負壓，P＜0。包氣帶中的水稱為土壤水。飽和帶(飽水帶)：指地下潛水面下邊的區(qū)域，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。包括潛水和承壓水。1222.4.2土壤水降雨滲入地下土壤水蒸發(fā)或散發(fā)到空氣匯入河流地下水123土壤水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。按照分子力、毛管力、重力作用的情況分為以下4種形式：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，這部分水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。重力水：在當土壤含水量超過顆粒分子力和毛管力作用范圍而不能被土壤所保持時，在重力作用下可以流動的土壤水，是地下水的來源。124毛管水毛管水又分為支持毛管水和毛管懸著水支持毛管水：又稱毛管上升水，是地下水面以上由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分。毛管懸著水：在土壤孔隙中，由于毛管孔徑不同，毛管力的大小就不同，如果向上的毛管力大于向下的毛管力，其合力就能支持一部分水懸吊于孔隙之中而不與地下水面接觸，稱為毛管懸著水。125重力水的特點能傳遞壓力只要有靜水壓力存在，就會產(chǎn)生流動。當?shù)竭_不透水層時，就會聚集使一定厚度的土層飽和形成飽和帶。當它到達地下水面時，補充了地下水使地下水面升高。126重力水土壤水分類依據(jù)毛管水薄膜水吸濕水與土力學中對應吸濕水：結合水薄膜水：弱結合水重力水和毛管水：自由水127土壤含水量與水分常數(shù)土壤中的水分與周圍介質中的水分不斷發(fā)生交換，并處于運動之中。土壤含水量(率)，又稱土壤濕度，它表示一定量的土壤中所含水分的數(shù)量。一般用水層深度表示，以mm計。與土力學中的區(qū)別：土體含水率是指土中水的質量與土顆粒的干質量之比。無單位。水分常數(shù)：表征土壤水分形態(tài)和運動特性發(fā)生明顯變化的特征值。

128土壤水分常數(shù)最大吸濕量：飽和空氣中，土壤能夠吸附的最大水汽量。最大分子持水量：由土粒分子力所結合的水分的最大量。此時薄膜水厚度達到最大值。凋萎含水量：植物根系無法從土壤中吸收水分，開始凋萎，即開始枯死時的土壤含水量。129水分常數(shù)毛管斷裂含水量：毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的含水量。田間含水量：指土壤中所能保持的毛管懸著水的最大量，當超過該值時多余的水分不能被土壤所保持，將以自由重力水的形式向下滲透。它是劃分土壤持水量與向下滲透水量的重要標志(也即土壤水分運動性發(fā)生明顯變化的重要標志)。飽和含水量：指土壤中所有孔隙都被水充滿時的土壤含水量。取決于土壤孔隙的大小。介于田間含水量與飽和含水量之間的水量，就是在重力作用下向下自由重力水分。130水分常數(shù)之間的關系最大分子持水量包括吸濕水和薄膜水，吸濕水受土粒的吸力為31~10000個大氣壓；薄膜水受土粒的吸力為6.25~31個大氣壓。植物根系的吸力為10~20個大氣壓(15個)。排序：飽和含水量>田間含水量>毛管斷裂含水量>凋萎含水量>最大分子持水量131土壤水分布特征土壤水存在于包氣帶中，包氣帶分為三個：毛管懸著水帶、中間帶和毛管水上升帶。毛管懸著水帶：包氣帶上部靠近地表面的土壤，具有吸附空氣中的水汽和液態(tài)水分子的性能。毛管水上升帶：在地下水面以上，由于土壤毛管力作用，一部分水分沿著土壤孔隙侵入地下水面以上的土壤中，形成一個水分帶。中間帶：是處于懸著水帶和毛管水帶之間的水分過渡帶。132包氣帶(毛管懸著水帶)包氣帶上部靠近地表面的土壤，具有吸附空氣中的水汽和液態(tài)水分子的性能(中間帶)是處于懸著水帶和毛管水帶之間的水分過渡帶。(毛管水上升帶)在地下水面以上，由于土壤毛管力作用，一部分水分沿著土壤孔隙侵入地下水面以上的土壤中，形成一個水分帶。地下水/飽和帶133各自特點毛管懸著水帶：直接或間接與外界進行水分交換毛管水上升帶：在毛管水帶最大活動范圍內(nèi)，土壤含水量自下而上逐漸減小，由飽和含水量減至與中間包包氣帶下端相銜接的含水量。中間帶：本身不直接與外界交換水分，而是水分蓄存及輸送帶，水分沿深度變化小，且時程上也具有相對穩(wěn)定的性質。134土壤水分消退土壤水分的增長主要來源于降水的下滲，而土壤水分的消退主要耗于土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)。一般情況下，懸著水帶直接參與和影響徑流循環(huán)，特殊情況下，即當懸著水帶與地下水有水力聯(lián)系時，飽和帶也參與水分的增長與消退活動。地下水位的升降影響著毛管水帶的位置及包氣帶的厚度。135作業(yè)降水如何分類?影響我國降水的主要天氣系統(tǒng)有哪些?測量降水量的方法有哪些?土壤水的存在形式分哪幾種？1362.4.3下滲下滲：是指降落到地面上的雨水從地表滲入土壤內(nèi)的運動過程。特點：下滲不僅直接決定地面徑流量的大小，而且也影響土壤水分的增長，以及表層流與地下徑流的形成。137下滲的物理過程下滲過程分為三個階段：滲潤階段:

下滲的水分主要受分子力的作用，被土壤顆粒吸收而成薄膜水。滲漏階段:

下滲水分主要在毛管力、重力作用下，沿土壤孔隙向下作不穩(wěn)定流動，并逐步充填土壤孔隙直至飽和，此時毛管力消失。滲透階段:

當土壤孔隙水充滿水達到飽和時，水分在重力作用力呈穩(wěn)定流動。滲潤階段和滲漏階段可以合并為滲漏階段，為不穩(wěn)定流動階段。138下滲率和下滲能力下滲率(f)：單位時間內(nèi)滲入單位面積土壤中的水量。又稱下滲強度。用mm/min或mm/h。下滲能力：充分供水條件下的下滲率。下滲曲線：一般用下滲能力隨時間的變化過程來定量描述土壤下滲規(guī)律，該規(guī)律稱為下滲能力曲線，簡稱下滲曲線。如下圖所示。139下滲能力曲線f(下滲率)f0f~totfc①分子力作用下，水分被土壤顆粒吸收以及充填土壤孔隙，下滲率很大.②隨時間的增長，下滲水量越來越多，含水量也逐漸增大,下滲率逐漸遞減.③土壤孔隙充滿水，下滲趨于穩(wěn)定.①②③①+②:滲漏階段(非飽和水流的不穩(wěn)定運動)③:滲透階段(飽和水流的穩(wěn)定運動)140下滲累積曲線f(下滲率)f0f~tF(下滲量)F~totfcF(下滲量)’=f(下滲率)141霍頓公式(描述下滲率的變化)霍頓公式：在下滲過程中，任一時刻t的下滲率f(t)最終將變到穩(wěn)定的下滲率fc?；纛D認為下滲過程是一個消退過程，消退的速率與剩余量成正比。霍頓公式表示，在下滲過程中下滲率逐漸變小，最終穩(wěn)定到某一個值。142自然條件下的下滲下滲與雨強的關系在天然條件下，滿足土壤下滲能力的必要條件是任一時刻的降雨強度i要大于或等于該時刻的下滲能力fp，即i≥

fp。兩個明確穩(wěn)定下滲率fc；任一時刻的下滲能力fp。下滲的空間分布指一個流域的下滲過程。143降雨強度與下滲能力曲線otfi1i3i2f0fcACDBi1≥fpfc<i3<fpi2≤fc144降雨強度與下滲能力當i1≥fp時相當于供水條件充分，各時刻均按下滲能力下滲。(A線)當i2≤fc時下滲過程與降雨過程完全相同，下滲能力取決于降雨強度。(B線)當fc<i3<fp時開始時雨強小于下滲能力，全部降雨滲入土壤，隨著下滲水量增加，土壤含水量增加，下滲能力降低，到某時刻時雨強大于下滲能力，則按下滲能力下滲。(先C線后D線)145下滲的空間分布對一個流域而言，下滲過程比單點復雜得多。下滲的空間分布是指流域的下滲過程。具有如下特征：流域中土壤性質的空間分布不同，與地表坡度、植被和土地開發(fā)利用有關。降雨開始時流域內(nèi)土壤含水量的空間分布也不同。降雨在時間與空間上分布不均勻。流域內(nèi)各處地下水位高低不同。造成流域的下滲在空間上分布具不均一性，一般采用概化方法進行分析146下滲實驗與分析天然條件下的下滲可通過野外現(xiàn)場實驗來確定。兩種途徑：直接測定法：在流域內(nèi)選定若干具有代表性的場地，直接測定下滲過程。分析法：利用徑流試驗或小流域實測的降雨徑流資料分析下滲過程。反映流域內(nèi)某些單點的下滲特性及定量規(guī)律。反映流域的平均下滲特性及定量規(guī)律。147下滲實驗與分析直接測定法(按供水方式分類,反映單點下滲特性)注水法：采用同心環(huán)下滲儀，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(保持固定水深，注水速率即下滲率)，記錄各時段的下滲量，計算下滲率隨時間的變化。人工降雨法：選定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。148下滲實驗與分析水文分析法：利用徑流試驗站或小流域實測的降雨及流量資料，根據(jù)流域水量平衡方程分析平均下滲過程。表示t時刻流域平均滯蓄水量1492.4.4地下水地下水類型(廣義)指埋藏在地表以下各種狀態(tài)下的水。按地下水埋藏條件為依據(jù)，可劃分為：包氣帶水: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，處于在地表以下第一個不透水層上，具有自由水面的地下水(淺層地下水)。承壓水:飽和帶中，處于兩個不透水層之間，具有壓力水頭的地下水(深層地下水)。地下水特征潛水特征承壓水特征150潛水的特征潛水補給的主要來源是降水和地表水，干旱地區(qū)還有凝結水補給源。潛水排泄方式：側向和垂向側向排泄是指潛水在重力作用下沿水力坡度方向補給河流或其他水體，或露出地表成為泉水；垂向排泄主要是潛水蒸發(fā)。通過包氣帶與大氣相通不承受靜水壓力具有自由表面潛水151水力聯(lián)系水力聯(lián)系潛水與地表水之間相互補給和排泄的關系。潛水與河水之間的水力聯(lián)系無水力聯(lián)系間歇性水力聯(lián)系周期性水力聯(lián)系單向水力聯(lián)系152潛水與河水水力聯(lián)系無水力聯(lián)系洪枯水一致：潛水河流潛水隔水層高于河流最高水位間歇性洪水期：河流潛水枯水期：潛水河流潛水隔水層介于河流洪枯水位之間周期性洪水期：河流潛水枯水期：潛水河流潛水水位介于河流洪枯水位之間。單向水力聯(lián)系洪枯水一致：河流潛水河流水位始終高于潛水位153承壓水特征主要特性是處于兩個不透水層之間,具有壓力水頭。動態(tài)變化較穩(wěn)定。分三個區(qū)：補給區(qū)、承壓區(qū)和排泄區(qū)。154承壓水組成部分補給區(qū)：含水層出露于地表較高的部分，直接承受大氣降水和地表水體的補給，實際上該區(qū)地下水仍具有潛水的性質，并主要由下滲補給。排泄區(qū)：含水層位置較低，出露地表。承壓區(qū)：在補給區(qū)和排泄區(qū)之間，承受靜力壓力，具有壓力水頭。含水層的厚度：與透水性、貯水區(qū)構造、補給區(qū)大小及補給量多少有關。1552.5蒸散發(fā)蒸散發(fā)：是水文循環(huán)中降水到達地面后由液態(tài)或固態(tài)轉化為水汽返回大氣的過程。一年中有66%的降水返回大氣。蒸發(fā)：水由液態(tài)或固態(tài)轉化為氣態(tài)的過程。散發(fā)(或蒸騰)：被植物根系吸收的水分，經(jīng)由植物的莖葉散逸到大氣中的過程。156蒸發(fā)分類蒸散發(fā)是發(fā)生在具有水分子的物體表面上的一種分子運動現(xiàn)象。蒸發(fā)面：具有水分子的物體表面。蒸發(fā)按蒸發(fā)面分類：水面蒸發(fā)土壤蒸發(fā)植物散發(fā)陸面蒸發(fā)流域蒸散發(fā)土壤蒸發(fā)植物散發(fā)各類蒸發(fā)的總和157蒸發(fā)率蒸發(fā)量：單位時間內(nèi)蒸發(fā)的水量，用E表示，單位mm。蒸發(fā)能力：充分供水條件下，某一蒸發(fā)面的蒸發(fā)量就是在同一氣象條件下可能達到的最大蒸發(fā)量，稱為可能最大蒸發(fā)量或蒸發(fā)能力，計為EM。蒸發(fā)量都小于或等于蒸發(fā)能力。1582.5.1水面蒸發(fā)水面蒸發(fā)：在自然條件下，水面的水分從液態(tài)轉化為氣態(tài)逸出水面的物理過程。過程劃分：劃分為水分氣化和水分擴散。單位：用相應于水面上的水層深度來度量，記為E，以mm計。水面蒸發(fā)是充分供水條件下的蒸發(fā)。159水分氣化和水分擴散水分氣化階段：水面上的水分子在獲得太陽輻射能量后，溫度升高，動能增大，當達到大于水分子間的內(nèi)聚力時，躍離水面逸入空氣中成為水汽.水分擴散階段：逸出水面的水汽，在水汽的擴散作用及空氣的對流和湍渦作用下，離開緊貼水面的上空而跑到更遠更高的地方去了，從而有利于蒸發(fā)繼續(xù)進行.160影響蒸發(fā)的因素-水分擴散階段水汽壓:水汽的擴散作用很緩慢,一旦飽和蒸發(fā)就會停止.空氣的對流:接近水面的空氣溫度高于上層空氣的溫度，上層下降而下層上升，形成對流使蒸發(fā)繼續(xù)進行。大氣湍流:大氣湍流是指空氣隨機的不規(guī)則運動形式(大氣紊流)。湍流由大小不同的若干湍渦構成。總的來說，影響蒸發(fā)的因素包括溫度、水汽壓的飽和差、水分子擴散、空氣對流與紊流。161水面蒸發(fā)的觀測-器測法器測法:應用蒸發(fā)器或蒸發(fā)池直接觀測水面蒸發(fā)量。水面蒸發(fā)器有E601型蒸發(fā)器(直徑為61.8cm的空心圓柱)，以及面積為20m2和100m2的大型蒸發(fā)池。折算系數(shù)：當蒸發(fā)面直徑大于3.5m時，其蒸發(fā)量與天然大水體較為接近，因此可用20m2或100m2的蒸發(fā)量與小型蒸發(fā)器的蒸發(fā)量之比作為折算系數(shù)。1622.5.2土壤蒸發(fā)土壤蒸發(fā)：是指在自然條件下，土壤保持的水分從液態(tài)轉化為氣態(tài)逸出土壤進入大氣的物理過程。土壤是一種有孔介質，具有吸收、保持和輸送水分的能力，因此土壤蒸發(fā)還受到土壤水分運動的影響，土壤蒸發(fā)比水面蒸發(fā)復雜。163(I)I:土壤濕潤，毛細管上下溝通，表層水得到下層的充分供應；含水量到田間含水量(II)II:水分減少,供水條件差,蒸發(fā)率越小,直到毛管水開始斷裂,毛管水無法達到地面；含水量到毛管斷裂含水量濕潤土壤蒸發(fā)三階段oW1.0EEMW飽W田W斷(III)III:毛管向地表輸送水分的機制完全遭到破壞；薄膜水或氣態(tài)水緩慢向地表移動。蒸發(fā)量微小1642.5.3植物散發(fā)植物散發(fā)：指在植物生長期，水分從葉面和枝干進入大氣的過程，又稱蒸騰。與土壤環(huán)境、植物結構、大氣狀況等密切相關.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，因此常與土壤蒸發(fā)一起計算。1652.5.3植物散發(fā)植物散發(fā)過程分析：植物根細胞液的濃度和土壤水的濃度存在較大的差異，由此產(chǎn)生高達10多個大氣壓的滲壓差，促使土壤水分通過根膜液滲入根細胞內(nèi)。進入根系的水分，受到根細胞生理作用產(chǎn)生的根壓和蒸騰拉力的作用通過莖干輸送到葉面，當葉面氣孔張開，水分便通過開放的氣孔逸出。1662.5.3植物散發(fā)氣孔的調(diào)節(jié)作用：當氣溫<40度時，葉面氣孔能隨外界條件的變化而張縮，控制散發(fā)的強弱，甚至關閉氣孔。當氣溫>40度后，便失去了這種能力，氣孔全部打開，植物由于散發(fā)消耗大量水分，加上天氣炎熱，空氣干燥，植物就會枯萎死亡。植物本身參與了散發(fā)過程，故散發(fā)不僅是一種物理過程，也是一種生理過程。植物吸收的水分90%耗于散發(fā)。167植物散發(fā)的測定和估算器測法在天然條件下，由于無法對大面積的植物散發(fā)進行觀測，只能在實驗條件下對小樣本進行測定分析。一般只能用于理論研究。水量平衡法依據(jù)水量平衡方程推算植物生長期的散發(fā)量。1682.5.4流域總蒸發(fā)流域總蒸發(fā)

包括水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物截留蒸發(fā)及植物散發(fā)。流域總蒸發(fā)確定方法先分別計算流域內(nèi)各個單項的蒸發(fā)量，然后再加權求出總蒸發(fā)量(該方法很難實現(xiàn))。先對流域綜合研究，再用水量平衡法或經(jīng)驗公式，或根據(jù)流域總蒸發(fā)規(guī)律擬定計算模式，確定流域的總蒸發(fā)量。常用的方法有水量平衡法和模式計算法。169總平衡方程利用流域水量平衡原理建立方程多年平均蒸發(fā)量=多年平均降水量-多年平均徑流量

E=P-R

1702.5.5我國蒸發(fā)量概況我國年總蒸發(fā)量為364mm(年降水量648mm)；我國年蒸發(fā)量最大的地區(qū)：海南東部和西藏東南隅年蒸發(fā)量可達1000mm。我國年蒸發(fā)量最小的地區(qū)：塔里木盆地、柴達木盆地和新疆若羌以東地區(qū)，年總蒸發(fā)量不足25mm。1712.6徑流徑流:指降水所形成的，沿著流域地面和地下向河川、湖泊、水庫、洼地等流動的水流。地表徑流：沿地面流動的水流；地下徑流：沿土壤、巖石孔隙流動的水流；河川徑流：匯集到河流后，在重力作用下沿河床流動的水流。1722.6.1徑流的形成過程徑流形成過程流域內(nèi)自降雨開始到水流匯集至流域出口斷面的整個物理過程。通常劃分為兩個階段(方便分析)產(chǎn)流過程匯流過程注意二者的分界點173產(chǎn)流過程降水植物蒸散發(fā)河流直接形成徑流

地表超滲雨地面積水填洼地面徑流(1)下滲包氣帶水達到田間含水量下滲穩(wěn)定表層流徑流(2)下滲補給地下水水面升高補給河流地下徑流(3)174徑流形成過程示意圖P：降水E：蒸發(fā)f：下滲Vd：填洼Qs：地面徑流Q1：壤中流Qg1：淺層地下徑流Qg2：深層地下徑流175產(chǎn)流過程—凈雨與徑流如上產(chǎn)流過程其實是降雨扣除損失的過程。