水文学水循环课件

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1、第二章第二章 地球上的水循环地球上的水循环水循环概述水循环概述水量平衡水量平衡蒸发蒸发水汽扩散与输送水汽扩散与输送降水降水下渗下渗径流径流2.1 2.1 水循环概述水循环概述水循环基本过程水循环的类型与层次水体的更替周期水循环的作用与效应 一、水循环基本过程一、水循环基本过程 1 1、水循环基本过程、水循环基本过程 水循环是指地球上各种形态的水，在太阳辐射、地心引力等作用下，通过水循环是指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蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节,不断地发生相态转换和周而不断地发生相态转换和周而复始运动的过程。

2、复始运动的过程。2 2、水循环机理、水循环机理 第一，水循环服从于质量守恒定律。水循环乃是物质与能量的传输、储存第一，水循环服从于质量守恒定律。水循环乃是物质与能量的传输、储存和转化过程和转化过程.第二，太阳辐射与重力作用第二，太阳辐射与重力作用,是水循环的基本动力是水循环的基本动力.第三，水循环广及整个水圈第三，水循环广及整个水圈,并深入大气圈、岩石圈及生物圈。并深入大气圈、岩石圈及生物圈。第四，全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。第四，全球水循环是闭合系统，但局部水循环却是开放系统。第五，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第五，地球上的水分在交替循环过程

3、中，总是溶解并携带着某些物质一起运动，这些物质不可能象水分那样，构成完整的循环系统，所以通常意义上的运动，这些物质不可能象水分那样，构成完整的循环系统，所以通常意义上的水文循环仅指水分循环，简称水循环。水文循环仅指水分循环，简称水循环。地球表水的循环地球表水的循环地球表水的循环地球表水的循环地下水的循环地下水的循环生物水的循环生物水的循环 二、水循环的类型与层次结构二、水循环的类型与层次结构 1 1、水循环的基本类型、水循环的基本类型 通常按水循环的不同途径与规模，将全球的水循环区分为大循环与小通常按水循环的不同途径与规模，将全球的水循环区分为大循环与小循环。循环。(1)(1)大循环发生于全球

4、海洋与陆地之间的水分交换过程，由于广及全球，大循环发生于全球海洋与陆地之间的水分交换过程，由于广及全球，故名大循环，又称外循环。大循环的主要特点是，在循环过程中，水分通过故名大循环，又称外循环。大循环的主要特点是，在循环过程中，水分通过蒸发与降水两大基本环节，在空中与海洋，空中与陆地之间进行垂向交换，蒸发与降水两大基本环节，在空中与海洋，空中与陆地之间进行垂向交换，与此同时，又以水汽输送和径流的形式进行横向交换。与此同时，又以水汽输送和径流的形式进行横向交换。(2)(2)小循环是指发生于海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换小循环是指发生于海洋与大气之间，或陆地与大气之间的水分交换过程。小

5、循环又称内部循环，前者又可称为海洋小循环，后者称陆地小循环。过程。小循环又称内部循环，前者又可称为海洋小循环，后者称陆地小循环。2 2、全球水循环系统的层次结构、全球水循环系统的层次结构 全球水循环是由海洋的、陆地的以及海洋与陆地之间的各种不同尺度，全球水循环是由海洋的、陆地的以及海洋与陆地之间的各种不同尺度，不同等级的水循环所组合而成的动态大系统不同等级的水循环所组合而成的动态大系统(如图如图2-3)2-3)。三、水体的更替周期三、水体的更替周期 水体的更替周期，是指水体在参与水循环过程中全部水量被交替更新一水体的更替周期，是指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，通常可

6、用下式作近似计算：次所需的时间，通常可用下式作近似计算：式中，式中，T T为更替周期（年或日、时）；为更替周期（年或日、时）；W W为水体总贮水量（米为水体总贮水量（米3 3）；）；WW为水为水体年平均参与水循环的活动量（米体年平均参与水循环的活动量（米3/3/年）。年）。四、水循环的作用与效应四、水循环的作用与效应 水循环作为地球上最基本的物质大循环和最活跃的自然现象水循环作为地球上最基本的物质大循环和最活跃的自然现象,它深刻地影响它深刻地影响到全球地理环境到全球地理环境,影响生态平衡影响生态平衡,影响水资源的开发利用影响水资源的开发利用,对自然界的水文过程来对自然界的水文过程来说说,水循环

7、是千变万化的水文现象的根源。水循环是千变万化的水文现象的根源。1 1、水文循环与地球圈层构造、水文循环与地球圈层构造 地球表层系由大气圈、岩石圈，生物圈以及水圈组合而成。在这一有序的庞地球表层系由大气圈、岩石圈，生物圈以及水圈组合而成。在这一有序的庞大层次结构中大层次结构中,水圈居于主导地位水圈居于主导地位,正是水圈中的水正是水圈中的水,通过周流不息的循环运动，通过周流不息的循环运动，积极参于了圈层之间界面活动，并且深入积极参于了圈层之间界面活动，并且深入4 4大圈层内部，将它们耦合在一起。大圈层内部，将它们耦合在一起。2 2、水循环与全球气候、水循环与全球气候 水循环一方面受到全球气候变化水

8、循环一方面受到全球气候变化,尤其是大气环流活动的影响尤其是大气环流活动的影响,另一方面它又另一方面它又深入大气系统内部，极其深刻地制约了全球气候。深入大气系统内部，极其深刻地制约了全球气候。首先，水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者。首先，水循环是大气系统能量的主要传输、储存和转化者。其次，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其次，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。平衡矛盾得到缓解。再次，水循环的强弱及其路径，还会直接影响到各地的天气过程，甚至可以再次，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

9、区的气候基本特征。决定地区的气候基本特征。此外，象雨、雪、霜、霰以及台风暴雨等天气现象，本身就是水循环的产物此外，象雨、雪、霜、霰以及台风暴雨等天气现象，本身就是水循环的产物,没有水循环，亦就不存在这类天气现象。没有水循环，亦就不存在这类天气现象。3.3.水循环与地貌形态及地壳运动水循环与地貌形态及地壳运动 地壳构造运动奠定了全球海陆分布，以及陆地表面上高山、深谷、盆地、地壳构造运动奠定了全球海陆分布，以及陆地表面上高山、深谷、盆地、平原等等地表形态的基本轮廓。水循环过程中的流水以其持续不断的冲刷、平原等等地表形态的基本轮廓。水循环过程中的流水以其持续不断的冲刷、侵蚀作用、搬运与堆积作用，以及

10、水的溶蚀作用，在地质构造的基底上重新侵蚀作用、搬运与堆积作用，以及水的溶蚀作用，在地质构造的基底上重新塑造了全球的地貌形态，而且还影响到地壳表层内应力的平衡，是触发地震，塑造了全球的地貌形态，而且还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。甚至引起地壳运动的重要原因。4.4.水循环与生态平衡水循环与生态平衡 水是生命之源，又是生物有机体的基本组成物质，无论是动物还是植物，水是生命之源，又是生物有机体的基本组成物质，无论是动物还是植物，细胞原生质中大部分是水，如人体组织中细胞原生质中大部分是水，如人体组织中7070是水。是水。同时，水循环的强度及其时空变化，还是制约一个

11、地区生态环境平衡或同时，水循环的强度及其时空变化，还是制约一个地区生态环境平衡或失调的关键；是影响地区内生物有机体活动旺盛，繁茂，或凋萎、贫泛的主失调的关键；是影响地区内生物有机体活动旺盛，繁茂，或凋萎、贫泛的主要因子。要因子。此外，对于同一地区来说，水循环强度的时空变化，又是造成本区洪、涝、此外，对于同一地区来说，水循环强度的时空变化，又是造成本区洪、涝、旱等自然灾害的主要原因，循环强度过大，可能引发洪水与涝渍灾害；循环旱等自然灾害的主要原因，循环强度过大，可能引发洪水与涝渍灾害；循环过弱，可能产生水资源不足，形成旱灾。过弱，可能产生水资源不足，形成旱灾。5.5.水循环与水资源开发利用水循环

12、与水资源开发利用 水是人类赖以生存、发展的宝贵资源，是廉价、清洁的能源，是农业的命脉、水是人类赖以生存、发展的宝贵资源，是廉价、清洁的能源，是农业的命脉、工业的血液和运输的大动脉，它与其它自然资源相比较主要不同点是水资源具有工业的血液和运输的大动脉，它与其它自然资源相比较主要不同点是水资源具有再生性和可以永继利用的特点。再生性和可以永继利用的特点。6.6.水循环与水文现象以及水文学科的发展水循环与水文现象以及水文学科的发展 水循环是水文现象的根源水循环是水文现象的根源,没有水循环就不会发生蒸发、降水、径流。研究没有水循环就不会发生蒸发、降水、径流。研究水循环是认识和掌握自然界水文现象的一把钥匙

13、水循环是认识和掌握自然界水文现象的一把钥匙;是把握自然界各种水体的性质、是把握自然界各种水体的性质、运动变化及其相互关系的有效方法和手段运动变化及其相互关系的有效方法和手段.水循环与水量平衡的研究引导了以往水循环与水量平衡的研究引导了以往水文学科的发展水文学科的发展,指导水文学的未来指导水文学的未来,从宏观与微观双向尺度上从宏观与微观双向尺度上,不断拓宽与加深不断拓宽与加深水文学科。水文学科。宏观上着重对全球水循环与生物圈、气候系统以及岩石圈之间界面过程的研宏观上着重对全球水循环与生物圈、气候系统以及岩石圈之间界面过程的研究究,借助卫星遥感手段借助卫星遥感手段,大气圈层和陆地表面的系统观测资料

14、大气圈层和陆地表面的系统观测资料,用以确定全球尺度用以确定全球尺度的水文循环与能量通量的水文循环与能量通量,以及它们对环境变迁以及它们对环境变迁,人类活动的影响等。微观上除了继人类活动的影响等。微观上除了继续发展各类流域水文模型外，正深入到单元尺度的细微观测与计算模拟，开展不续发展各类流域水文模型外，正深入到单元尺度的细微观测与计算模拟，开展不同自然地理区的水循环微观过程的实证，以及土壤水分动态平衡、蒸发、蒸腾水同自然地理区的水循环微观过程的实证，以及土壤水分动态平衡、蒸发、蒸腾水文模型等研究。文模型等研究。总之总之,宏观与微观水循环的研究相结合宏观与微观水循环的研究相结合,将进一步推动今后水

15、文学向纵深方向将进一步推动今后水文学向纵深方向发展。发展。2.2 2.2 水量平衡水量平衡水量平衡概述通用水量平衡方程全球水量平衡方程 一、水量平衡概述一、水量平衡概述 1.1.水量平衡概念水量平衡概念 所谓水量平衡，是指任意区域的任意时段内，其收入与支出的水量差所谓水量平衡，是指任意区域的任意时段内，其收入与支出的水量差 等于该时段区域的蓄水变量等于该时段区域的蓄水变量 2.2.研究意义研究意义 水量平衡研究是水文、水资源学科的重大基础研究课题，同时又是研水量平衡研究是水文、水资源学科的重大基础研究课题，同时又是研 究和解决一系列实际问题的手段和方法。因而具有十分重要的理论意究和解决一系列实

16、际问题的手段和方法。因而具有十分重要的理论意 义和实际应用价值。义和实际应用价值。二、通用水量平衡方程二、通用水量平衡方程 基于上述水量平衡基本原理，可列出如下水量平衡方程式的通式：基于上述水量平衡基本原理，可列出如下水量平衡方程式的通式：式中，式中，I I为水量收入项；为水量收入项；Q Q为水量支出项；为水量支出项；ss为研究时段内区域蓄水变量。为研究时段内区域蓄水变量。三、全球水量平衡方程三、全球水量平衡方程 全球水量平衡由海洋和陆地水量平衡联合组成全球水量平衡由海洋和陆地水量平衡联合组成,分别阐释如下：分别阐释如下：1.1.海洋水量平衡方程式海洋水量平衡方程式 如以全球海洋为研究对象，则

17、任意时段内的水量平衡方程为：如以全球海洋为研究对象，则任意时段内的水量平衡方程为：P P海海+R-E+R-E海海=s=s海海 (2(25)5)多年平均状态下多年平均状态下ss海海0 0，所以上式改写为：，所以上式改写为：式中，式中，P P海、海、E E海、海、R R分别为海洋上任意时段降水量、蒸发量及入海径流量，分别为海洋上任意时段降水量、蒸发量及入海径流量，为海洋蓄水变化量。为海洋蓄水变化量。2.2.陆地水量平衡方程式陆地水量平衡方程式由于陆地上水循环可区分为外流区水循环系统及内流区水循环系统，所以其水由于陆地上水循环可区分为外流区水循环系统及内流区水循环系统，所以其水量平衡方程存在两种形式

18、：量平衡方程存在两种形式：(1)(1)外流区任意时段的水量平衡方程为：外流区任意时段的水量平衡方程为：P P外外-E-E外外-R-R地表地表-R-R地下地下=s=s外外 （2 27 7）对于多年平均而言对于多年平均而言ss外外0 0，并以，并以R=RR=R地表地表 +R R地下地下，则有，则有式中；式中；P P外外、E E外外、R R地表地表、R R地下地下、S S外外分别为外流区任意时段内降水分别为外流区任意时段内降水区多年平均降水量，蒸发量及径流量。区多年平均降水量，蒸发量及径流量。(2)(2)内流区基本上呈闭合状态，没有水量入海。水量平衡方程为：内流区基本上呈闭合状态，没有水量入海。水量

19、平衡方程为：(3)(3)陆地水量平衡方程将上述外流区和内流区水量平衡方程组合起来，就构成陆地水量平衡方程将上述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。整个陆地系统的水量平衡方程。毫米毫米,两者之差即为陆地上剩余的水量为两者之差即为陆地上剩余的水量为315315毫米，它就是河流入海径流量。毫米，它就是河流入海径流量。3.3.全球水量平衡方程式全球水量平衡方程式将上述海洋水量平衡方程式与陆地水量平衡方程式组合一起，就构成全球水量将上述海洋水量平衡方程式与陆地水量平衡方程式组合一起，就构成全球水量平衡方程式：平衡方程式：（2-122-12）式说明海洋和陆地的多年平均降水

20、量等于海洋和陆上多年平均蒸发）式说明海洋和陆地的多年平均降水量等于海洋和陆上多年平均蒸发量，即量，即必须指出，在水循环过程中，全球总水量不变，不等于各种水体之间相对数必须指出，在水循环过程中，全球总水量不变，不等于各种水体之间相对数量亦恒定不变。世界各地修建了一大批水库，总蓄水量超过量亦恒定不变。世界各地修建了一大批水库，总蓄水量超过3000300010109 9米米3 3，引，引起每年入海径流量减少起每年入海径流量减少505010109 9米米3 3，海平面相应下降，海平面相应下降0.10.1毫米毫米/年。这样，在这年。这样，在这一时期里世界海平面实际上升率为一时期里世界海平面实际上升率为1

21、.61.6毫米毫米/年。如表年。如表2-42-4所示。所示。2.3 2.3 蒸蒸 发发蒸发的物理机制影响蒸发的因素蒸发量的计算 蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦是海洋与蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。由于蒸发需要一定的热量，陆地上的水返回大气的唯一途径。由于蒸发需要一定的热量，因而蒸发不仅是水的交换过程因而蒸发不仅是水的交换过程,亦是热量的交换过程亦是热量的交换过程,是水和热是水和热量的综合反映。量的综合反映。一、蒸发的物理机制一、蒸发的物理机制 蒸发因蒸发面的不同，可分为水面蒸发，土壤蒸发和植物蒸发因蒸发面的不同，可分为水面蒸发，土壤

22、蒸发和植物散发等。不同类型的蒸发，其蒸发机制存在一定的差异，现分散发等。不同类型的蒸发，其蒸发机制存在一定的差异，现分述如下：述如下：1.1.水面蒸发水面蒸发 水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。从分子运动论的观点来水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。从分子运动论的观点来看，通常所指的蒸发量看，通常所指的蒸发量E E，即是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面，即是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值，称为有效蒸发量。从能态理论观点来看，温度愈高，的水量之差值，称为有效蒸发量。从能态理论观点来看，温度愈高，自水面逸出的水分子愈多。单位质量的水，从液态变为气态时所吸自水面逸出的水分子愈多。单位质量的水

23、，从液态变为气态时所吸收的热量，称为蒸发潜热，以收的热量，称为蒸发潜热，以L L表示，其值与蒸发面温度表示，其值与蒸发面温度T T有以下关有以下关系：系：L=2491-2.177TL=2491-2.177T（J/gJ/g）（2-142-14）2.2.土壤蒸发土壤蒸发 土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象，它与水面蒸发土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象，它与水面蒸发相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。土相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。土壤的干化过程划分为如下三个阶段：壤的干化过程划分为如下三个阶段：(1)(1)定常蒸发率阶段在充分供水条件下，

24、水通过毛管作用，定常蒸发率阶段在充分供水条件下，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于相同气象条件下的水面蒸发，相对稳定，其蒸发量等于或近似于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。在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的影响。(2)(2)蒸发率下降阶段由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减蒸发率下降阶段由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减少，当降到某一临界值少，当降到某一临界值W W田田以后（其值相当于土壤田间持水量），以后（其值相当于土壤田间持水量），土壤的

25、供水能力，不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量土壤的供水能力，不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减少而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。的减少而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。(3)(3)蒸发率微弱阶段当土壤含水量逐步降低到第二个临界点蒸发率微弱阶段当土壤含水量逐步降低到第二个临界点W 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的土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，称凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。壤含水量，称凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。3.植物散发植物散发 植物散发又称植物蒸腾，其过程大致是：植物

26、的根系从土壤植物散发又称植物蒸腾，其过程大致是：植物的根系从土壤中吸收水后，经由根、茎、叶柄和叶脉输送到叶面，并为叶中吸收水后，经由根、茎、叶柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其中除一小部分留在植物体内外，肉细胞所吸收，其中除一小部分留在植物体内外，90以上以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。所以植物蒸发不的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。所以植物蒸发不仅是物理过程，也是植物的一种生理过程，比起水面蒸发和仅是物理过程，也是植物的一种生理过程，比起水面蒸发和土壤蒸发都要来得复杂。土壤蒸发都要来得复杂。二、影响蒸发的因素二、影响蒸发的因素影响蒸发的因素复杂多样，其中主要有以下三方面

27、：影响蒸发的因素复杂多样，其中主要有以下三方面：1.1.供水条件供水条件蒸发现象的先决条件是蒸发面存在水，通常将蒸发面的供水条件区分为充分蒸发现象的先决条件是蒸发面存在水，通常将蒸发面的供水条件区分为充分供水和不充分供水两种。供水和不充分供水两种。一般将水面蒸发及含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发，均视为充分供水一般将水面蒸发及含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发，均视为充分供水条件下的蒸发；而将土壤含水量小于田间持水量情况下的蒸发，称为不充分供条件下的蒸发；而将土壤含水量小于田间持水量情况下的蒸发，称为不充分供水条件下的蒸发。水条件下的蒸发。通常，将处在特定的气象环境中，具有充分供水条件的可能

28、达到的最大蒸发通常，将处在特定的气象环境中，具有充分供水条件的可能达到的最大蒸发量，称为蒸发能力，又称潜在蒸发量或最大可能蒸发量。由于在充分供水条件量，称为蒸发能力，又称潜在蒸发量或最大可能蒸发量。由于在充分供水条件下，蒸发面与大气之间的显热交换与内部的热交换都很小，可以忽略不计，因下，蒸发面与大气之间的显热交换与内部的热交换都很小，可以忽略不计，因而辐射平衡的净收入完全消耗于蒸发，则蒸发能力可按下式确定：而辐射平衡的净收入完全消耗于蒸发，则蒸发能力可按下式确定：式中，式中，E Ep p为蒸发能力；为蒸发能力；R R为辐射平衡值；为辐射平衡值；t t为时段长；为时段长；L L为蒸发潜热。为蒸发

29、潜热。2.2.影响蒸发的动力学与热力学因素影响蒸发的动力学与热力学因素 (1)(1)动力学因素动力学因素.影响蒸发的动力学因素主要有水汽分子的垂向扩散、大影响蒸发的动力学因素主要有水汽分子的垂向扩散、大气垂向对流运动、水平运动和湍流扩散三方面。气垂向对流运动、水平运动和湍流扩散三方面。(2)(2)热力学因素热力学因素.从热力学观点看，蒸发是蒸发面与大气之间发生的热量从热力学观点看，蒸发是蒸发面与大气之间发生的热量交换过程。影响蒸发面热量变化的主要因素是太阳辐射和平流时的热量交换。交换过程。影响蒸发面热量变化的主要因素是太阳辐射和平流时的热量交换。3.3.土壤特性和土壤含水量的影响土壤特性和土壤

30、含水量的影响 土壤特性和土壤含水量主要影响土壤蒸发与植物散发土壤特性和土壤含水量主要影响土壤蒸发与植物散发。三、蒸发量的计算三、蒸发量的计算 蒸发量的计算包括水面蒸发、土壤蒸发、植物散发以及流域总蒸发量的蒸发量的计算包括水面蒸发、土壤蒸发、植物散发以及流域总蒸发量的计算，涉及面比较宽，方法亦多种多样。但归纳起来不外乎三种途径：一是计算，涉及面比较宽，方法亦多种多样。但归纳起来不外乎三种途径：一是采用一定的仪器和某种手段进行直接测定；二是根据典型资料建立地区经验采用一定的仪器和某种手段进行直接测定；二是根据典型资料建立地区经验公式，以进行估算；三是通过成因分析建立理论公式，进行计算。这三条途公式

31、，以进行估算；三是通过成因分析建立理论公式，进行计算。这三条途径各有其长处，亦都有局限性。径各有其长处，亦都有局限性。2.4 2.4 水汽扩散与输送水汽扩散与输送水汽扩散水汽输送一、水汽扩散一、水汽扩散 所谓水汽扩散是指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的所谓水汽扩散是指由于物质、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。扩散理论是水文学的重要基础理论。一种不可逆现象。扩散理论是水文学的重要基础理论。1.1.分子扩散分子扩散 分子扩散又称分子混合，是大气中的水汽，各种水体中的水分子运动的普分子扩散又称分子混合，是大气中的水汽，各种水体中的水分子运动的普遍形式。遍形式。2.2

32、.紊动扩散紊动扩散 紊动扩散又称紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。紊动扩散又称紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。二、水汽输送二、水汽输送 水汽输送是指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由低空输送水汽输送是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。到高空的过程。1.1.水汽输送通量与水汽通量散度水汽输送通量与水汽通量散度 水汽输送通量与水汽通量散度是用来定量表达水汽输送量的基本参数。水汽输送通量与水汽通量散度是用来定量表达水汽输送量的基本参数。(1)(1)水汽输送通量是表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量水汽输送通量是表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量

33、,其单其单位为克每平方厘米秒。位为克每平方厘米秒。(2)(2)水汽通量散度是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽水汽通量散度是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克每百帕平方厘米秒。量，单位为克每百帕平方厘米秒。2.2.影响水汽输送的主要因素影响水汽输送的主要因素 大气环流的影响、地理纬度的影响、海陆分布的影响、海拔高度与地形大气环流的影响、地理纬度的影响、海陆分布的影响、海拔高度与地形屏障作用的影响。屏障作用的影响。3.3.我国水汽输送基本特点我国水汽输送基本特点 关于我国水汽输送，刘国纬和崔一峰通过选用全国关于我国水汽输送，刘国纬和崔一峰通过选用全国122122个

34、探空站及国外个探空站及国外2727个探空站的资料，并以个探空站的资料，并以19831983年为典型年进行了比较系统的分析、计算与研年为典型年进行了比较系统的分析、计算与研究，得出了如下的基本结论。究，得出了如下的基本结论。第一，存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径，并有明显的季节变化。第一，存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径，并有明显的季节变化。第二，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，第二，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，其中平均输送方向基本上与风场相一致。其中平均输送方向基本上与风场相一致。第三，地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，

35、制约了全国水汽输送的基本第三，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。态势。第四，水汽输送场垂直分布存在明显差异。第四，水汽输送场垂直分布存在明显差异。2.5 2.5 降降 水水降水要素面降水的计算影响降水的因素可能最大降水 一、降水要素一、降水要素 降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、雹等现象的统称。其中以降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、雹等现象的统称。其中以 雨、雪为主，就我国而言更以降雨为最重要。雨、雪为主，就我国而言更以降雨为最重要。1.1.降水要素降水要素 (1)(1)降水（总）量指一定时段内降落在某一面积上的总水量。单位以毫米降水（总）量指一定

36、时段内降落在某一面积上的总水量。单位以毫米 计。计。(2)(2)降水历时与降水时间，前者指一场降水自始至终所经历的时间；后者降水历时与降水时间，前者指一场降水自始至终所经历的时间；后者 指对应于某一降水而言，其时间长短通常是人为划定的（例如，指对应于某一降水而言，其时间长短通常是人为划定的（例如，1 1、3 3、6 6、2424小时或小时或1 1、3 3、7 7天等）天等）,在此时段内并非意味着连续降水。在此时段内并非意味着连续降水。(3)(3)降水强度简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米降水强度简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米分或毫米/时计。时计。在实际工作中常根据雨强进行

37、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2-82-8所示。所示。(4)(4)降水面积即降水所笼罩的面积，以平方公里计。降水面积即降水所笼罩的面积，以平方公里计。2.2.降水特征的表示方法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。积曲线、等降水量线以及降水特性综合曲线表示。(1)(1)降水过程线以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时降水过程线以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程

38、，可用曲线或直线图表示。间上的变化过程，可用曲线或直线图表示。(2)(2)降水累积曲线是以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降水降水累积曲线是以时间为横坐标，纵坐标表示自降水开始到各时刻降水量的累积值。曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降水强度，即量的累积值。曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降水强度，即I=P/tI=P/t。(3)(3)等降水量线又称等雨量线等降水量线又称等雨量线.指降水量相等各点的连线。指降水量相等各点的连线。(4)(4)降水特性综合曲线常用的有强度降水特性综合曲线常用的有强度-历时曲线、平均深度历时曲线、平均深度-面积曲线、雨深面积曲线、雨深-面积面积

39、-历时曲线三种。历时曲线三种。二、面降水的计算二、面降水的计算通常，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。面降水量。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。面降水量的计算的常用方法有算术平均法、垂直平分法、等雨量线法、客观运行法水量的计算的常用方法有算术平均法、垂直平分法、等雨量线法、客观运行法等。等。三、影响降水的因素三、影响降水的因素 降水是受地理位置、大气环流、天气系统、下垫面条件等因素综合影响的降水是受地理位置、大气环流、

40、天气系统、下垫面条件等因素综合影响的产物，但地理位置、大气环流等的影响，已在水汽输送一节中得到阐述。这产物，但地理位置、大气环流等的影响，已在水汽输送一节中得到阐述。这里主要介绍地形、森林、水体等下垫面条件以及人类活动对降水的影响。里主要介绍地形、森林、水体等下垫面条件以及人类活动对降水的影响。四、可能最大降水四、可能最大降水 1.1.基本概念和研究意义基本概念和研究意义 所谓可能最大降水（所谓可能最大降水（PMPPMP）或可能最大暴雨（）或可能最大暴雨（PMSPMS），系指在现代的地理环），系指在现代的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（或暴境和气候条件下，

41、特定的区域在特定的时段内，可能发生的最大降水量（或暴雨）。可能最大降水，含有降水上限的意义从总体上说，地理环境的明显变化，雨）。可能最大降水，含有降水上限的意义从总体上说，地理环境的明显变化，一般以世纪为单位，所以可能最大降水量具有相对的稳定性。一般以世纪为单位，所以可能最大降水量具有相对的稳定性。2.2.可能最大降水估算方法简介可能最大降水估算方法简介 迄今为止，由于人们对于暴雨形成的物理机制了解得还不够深入，不够全迄今为止，由于人们对于暴雨形成的物理机制了解得还不够深入，不够全面，并受到气象资料的限制，难以精确的计算出这个可能降水量的上限值。一面，并受到气象资料的限制，难以精确的计算出这个

42、可能降水量的上限值。一般均采用半经验半理论的水文与气象相结合的模型计算般均采用半经验半理论的水文与气象相结合的模型计算PMP,PMP,还有暴雨移置法、还有暴雨移置法、暴雨组合法等。但迄今为止，由于暴雨组合法等。但迄今为止，由于“可能最大降水可能最大降水”基本理论尚待进一步完善，基本理论尚待进一步完善，加之受到测试条件，实测资料不足等影响，故这些方法在实际应用上受到很大加之受到测试条件，实测资料不足等影响，故这些方法在实际应用上受到很大的限制。的限制。2.6 2.6 下下 渗渗下渗的物理过程下渗理论与下渗经验公式影响下渗的因素一、下渗的物理过程一、下渗的物理过程 1.1.下渗过程的阶段划分下渗过

43、程的阶段划分 地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分子力和毛管力的综合作用地表的水沿着岩土的空隙下渗，是在重力、分子力和毛管力的综合作用下进行的，其运动过程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。整个下渗的物下进行的，其运动过程就是寻求各种作用力的综合平衡过程。整个下渗的物理过程按照作用力的组合变化及其运动特征，可划分渗润理过程按照作用力的组合变化及其运动特征，可划分渗润(分子力分子力)、渗漏、渗漏(毛毛管力和重力管力和重力)、渗透、渗透(重力重力)3)3个阶段。个阶段。2.2.下渗水的垂向分布下渗水的垂向分布 包德曼包德曼(Bodman)(Bodman)和考尔曼和考尔曼(Colman)(Colm

44、an)通过实验发现通过实验发现,在积水条件下在积水条件下(保持保持5 5毫毫米水深米水深),),下渗水在土体中的垂向分布下渗水在土体中的垂向分布,大致可划分为饱和带、过渡带、水分传大致可划分为饱和带、过渡带、水分传递带、湿润带递带、湿润带 4 4个带。它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。个带。它们具体反映了下渗水的垂向运动特征。3.3.下渗要素下渗要素 (1)(1)下渗率下渗率f f又称下渗强度。是指单位面积上单位时间内渗入土壤中水量，又称下渗强度。是指单位面积上单位时间内渗入土壤中水量，常用毫米常用毫米/分或毫米分或毫米/小时计。小时计。(2)(2)下渗能力下渗能力fp,fp,又称下渗容量又

45、称下渗容量.指在充分供水条件下的下渗率。指在充分供水条件下的下渗率。3.3.稳定下渗率稳定下渗率fcfc简称简称“稳渗稳渗”。当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率。当下渗锋面推进到一定深度后，下渗率趋于稳定的常值趋于稳定的常值,以下渗曲线表示。以下渗曲线表示。二、下渗理论与下渗经验公式二、下渗理论与下渗经验公式 1.1.下渗理论下渗理论 根据土壤水运动的一般原理，用以研究下渗规律及其影响因素的理论，称为根据土壤水运动的一般原理，用以研究下渗规律及其影响因素的理论，称为下渗理论，分非饱和下渗理论和饱和下渗理论。下渗理论，分非饱和下渗理论和饱和下渗理论。非饱和下渗理论是建立在包气带中水动力平衡和质量

46、守恒原理的基础上。从非饱和下渗理论是建立在包气带中水动力平衡和质量守恒原理的基础上。从水动力平衡角度分析，非饱和岩土中的水，主要依靠负压力（即水和土粒表面之水动力平衡角度分析，非饱和岩土中的水，主要依靠负压力（即水和土粒表面之间吸附力）克服重力而存在的，水的运动则受控于势能梯度大小间吸附力）克服重力而存在的，水的运动则受控于势能梯度大小,服从达西定律服从达西定律.饱和下渗理论模式首先是由格林饱和下渗理论模式首先是由格林(Green)(Green)和安普特和安普特(Ampt)(Ampt)所提出所提出.无限深的均无限深的均质土壤的积水下渗，地面积水深为质土壤的积水下渗，地面积水深为H H0 0，假

47、定湿润锋上的土壤处于饱和，假定湿润锋上的土壤处于饱和,锋面下含锋面下含水量由饱和含水量水量由饱和含水量s s急剧过渡到土壤中原有含水量急剧过渡到土壤中原有含水量i i,并假定原有含水量均匀分并假定原有含水量均匀分布。布。L L为下渗水柱的长度，其值随下渗进行而增大；湿润锋面受到下方土壤的吸为下渗水柱的长度，其值随下渗进行而增大；湿润锋面受到下方土壤的吸附力为附力为s s。2.2.下渗经验公式下渗经验公式 对下渗的研究对下渗的研究源于源于灌溉工程的建设需要灌溉工程的建设需要,后在水文学上进行降雨径流计算得到后在水文学上进行降雨径流计算得到了发展。先是通过实际试验获得下渗曲线了发展。先是通过实际试

48、验获得下渗曲线,再从图形来模拟下渗曲线的数学表达再从图形来模拟下渗曲线的数学表达式式,即即所谓的经验公式所谓的经验公式.特征是具有下渗率随时间递减的函数形式。其中霍顿特征是具有下渗率随时间递减的函数形式。其中霍顿公式公式应用较普遍。应用较普遍。三、影响下渗的因素三、影响下渗的因素1.1.土壤特性的影响土壤特性的影响主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。主要决定于土壤的透水性能及土壤的前期含水量。2.2.降水特性的影响降水特性的影响降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。降水强度、历时、降水时程分配及降水空间分布等。3.3.流域植被、地形条件的影响流域植被、地形条件的影响 通常有植被

49、的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加了下通常有植被的地区，由于植被及地面上枯枝落叶具有滞水作用，增加了下渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。渗时间，从而减少了地表径流，增大了下渗量。4.4.人类活动的影响人类活动的影响 人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种人类活动对下渗的影响，既有增大的一面，也有抑制的一面。例如，各种坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。坡地改梯田、植树造林、蓄水工程均增加水的滞留时间，从而增大下渗量。反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕作，则加剧水土流失，从而减少下渗反之砍伐森林、过度放牧、不合理的耕

50、作，则加剧水土流失，从而减少下渗量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下量。在地下水资源不足的地区采用人工回灌，则是有计划、有目的的增加下渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控制下渗，渗水量；反之在低洼易涝地区，开挖排水沟渠则是有计划有目的控制下渗，控制地下水的活动。从这意义上说，人们研究水的入渗规律，正是为了有计控制地下水的活动。从这意义上说，人们研究水的入渗规律，正是为了有计划、有目的控制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。划、有目的控制入渗过程，使之朝向人们所期望的方向发展。2.7 2.7 径径 流流径流的涵义及其表示方法下渗理论与下渗经

51、验公式影响下渗的因素一、径流的涵义及其表示方法一、径流的涵义及其表示方法1.1.径流的涵义与径流组成径流的涵义与径流组成 流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为流域的降水，由地面与地下汇入河网，流出流域出口断面的水流，称为径流。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，称为径径流。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。我国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是在西部高山及流形成过程。我国的河流以降雨径流为主，冰雪融水径流只是在西部高山及高纬地区河流的局部地段发生。根据形成过程及径流途径不同，河川径流又高纬地区河流的局部地段发

52、生。根据形成过程及径流途径不同，河川径流又可由地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径流组成。可由地面径流、地下径流及壤中流（表层流）三种径流组成。2.2.径流的表示方法径流的表示方法(1)(1)流量流量(Q):(Q):指单位时间内通过某一断面的水量指单位时间内通过某一断面的水量,以以m m3 3/s/s为单位。流量随时为单位。流量随时间的变化过程用流量过程线表示间的变化过程用流量过程线表示.常用的日、月、年平均流量等指定时段的常用的日、月、年平均流量等指定时段的平均流量。平均流量。(2)(2)径流总量径流总量(W):(W):指指T T时段内通过某一断面的总水量。以时段内通过某一断面的总水量

53、。以m m3 3为单位。为单位。W=W=QTQT(3)(3)径流深度径流深度(R):(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，指将径流总量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，以以mmmm为单位。为单位。(4)(4)径流模数径流模数(M):(M):指流域出口断面流量与流域面积指流域出口断面流量与流域面积F F的比值。以的比值。以L/sL/skmkm2 2为为单位单位.M=1000Q/F.M=1000Q/F 5.5.径流系数径流系数(a):(a):指某一时段的径流深度指某一时段的径流深度R R与相应的降水深度与相应的降水深度P P之比值之比值.Q=R/p.Q=R/p二、径流的形成

54、过程二、径流的形成过程1.1.流域蓄渗过程流域蓄渗过程降雨初期，除一小部分（一般不超过降雨初期，除一小部分（一般不超过5 5）降落在河槽水面上的雨水直）降落在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，而消耗于植物截留、下渗、接形成径流外，大部分降水并不立即产生径流，而消耗于植物截留、下渗、填洼与蒸散发。填洼与蒸散发。2.2.坡地汇流过程坡地汇流过程 超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象超渗雨水在坡面上呈片流、细沟流运动的现象,称坡面漫流称坡面漫流.在漫流过在漫流过程中，一方面接受降雨增加地面径流，另一方面又在运行中消耗于下渗和程中，一方面接受降雨增加地面径流，另一方面又在

55、运行中消耗于下渗和蒸发，使地面径流减少。蒸发，使地面径流减少。3.3.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，即河网汇流过程。河岸容蓄、河网容蓄调节现象，统称为河网调集的过程，即河网汇流过程。河岸容蓄、河网容蓄调节现象，统称为河网调蓄作用。蓄作用。在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期的表层流过在径流形成中通常将流域蓄渗过程，到形成地面汇流及早期的表层流过程，称为产流过程，坡地汇流与河网汇流合称为流域汇流过程或汇流过程。程，称为产流过程，坡地汇流与河网汇流合称为

56、流域汇流过程或汇流过程。三、影响径流的因素三、影响径流的因素 影响径流形成和变化的因素主要有：气候因素、流域下垫面因素和影响径流形成和变化的因素主要有：气候因素、流域下垫面因素和人类活动因素。人类活动因素。1.1.气候因素气候因素 气候因素包括降水、蒸发、气温、风、湿度等。降水是径流的源泉，气候因素包括降水、蒸发、气温、风、湿度等。降水是径流的源泉，径流过程通常是由流域上降水过程转换来的。径流过程通常是由流域上降水过程转换来的。2.2.流域下垫面因素流域下垫面因素 流域下垫面因素包括：地理位置，如纬度、距海远近、面积、形状流域下垫面因素包括：地理位置，如纬度、距海远近、面积、形状等；地貌特征，

57、如山地、丘陵、盆地、平原、谷地、湖沼等；地形特征，等；地貌特征，如山地、丘陵、盆地、平原、谷地、湖沼等；地形特征，如高程、坡度、坡向；地质条件，如构造、岩性；植被特征，如类型、分如高程、坡度、坡向；地质条件，如构造、岩性；植被特征，如类型、分布、水理性质布、水理性质(阻水、吸水、持水，输水性能阻水、吸水、持水，输水性能)等。等。3.3.人类活动的影响人类活动的影响 人类活动对径流的影响既广泛、又深远，并且影响日趋严重。人类人类活动对径流的影响既广泛、又深远，并且影响日趋严重。人类活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条件从而直接或间接影响了径流活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条件从而直接或间接影响了径流的过程、径流的数量、质量的变化。的过程、径流的数量、质量的变化。