第二章 河川徑流形成基本知識

第二章河川徑流形成的基本知識內(nèi)容：2.1水文循環(huán)與水量平衡2.2河流和流域2.3降水2.4蒸發(fā)2.5下滲2.6徑流及其形成過程重點：水量平衡；河流與流域基本特征；河川徑流及其表示方法河川徑流的形成過程難點：徑流的形成§2.1

水文循環(huán)與水量平衡一水文循環(huán)水文循環(huán)：水在太陽輻射與地心引力的作用下，以蒸發(fā)、降水、下滲和徑流方式進行的往復(fù)循環(huán)的運動過程水文循環(huán)是地球上最重要、最活躍的物質(zhì)循環(huán)之一水文循環(huán)分為大循環(huán)、小循環(huán)（內(nèi)陸小循環(huán)和海洋小循環(huán)）水汽輸送蒸發(fā)降水蒸發(fā)降水植物蒸騰湖地表徑流地下徑流海洋蒸發(fā)降水云云小循環(huán)小循環(huán)水文循環(huán)：地球上的水在太陽輻射作用下，不斷從水面、陸面和植物表面蒸發(fā)，化為水汽上升到高空，然后被氣流帶到其他地區(qū)，在適當(dāng)?shù)臈l件下凝結(jié)，又以降水的形式降落到地面。到達(dá)地面的水，一部分滲入地下成為地下水、一部分形成地面徑流流入江河歸入海洋，還有一部分又重新回到空氣中。其中，滲入到地面的水，一部分被蒸發(fā)、一部分最終也流入海洋下滲

降雨、下滲、徑流、蒸發(fā)是水文循環(huán)的四個重要環(huán)節(jié)。水文循環(huán)的強度、規(guī)律和路徑因下墊面的不同而不同形成水文循環(huán)的內(nèi)因是水的三態(tài)（固、液、氣）在常溫下可以相互轉(zhuǎn)化，外因是太陽輻射和地心引力

水文循環(huán)的存在是水資源和水能資源可再生的根本原因二水文循環(huán)的尺度水文循環(huán)具有全球水文循環(huán)、流域或區(qū)域水文循環(huán)和水—土壤—植物系統(tǒng)水文循環(huán)三種不同尺度全球水文循環(huán)系統(tǒng)是空間尺度最大的水文循環(huán)，也是最完整的水文循環(huán),是水文學(xué)研究的核心

大氣圈

陸地海洋

流域或區(qū)域水文循環(huán)截留、填洼、下滲土壤系統(tǒng)含水層系統(tǒng)蒸散發(fā)河川徑流地表徑流壤中流地下徑流降水是流域水文學(xué)或徑流形成學(xué)研究的核心水—土—植物系統(tǒng)

植被土壤下滲地表徑流蒸發(fā)降水空間尺度最小，不僅是流域水文學(xué)的重要基礎(chǔ)，而且是生態(tài)水文學(xué)的重要課題之一截留、蒸散發(fā)下滲…….三水量平衡1、概念：在水文循環(huán)過程中，任意區(qū)域、任一時段內(nèi)輸入與輸出的水量之差，必等于其蓄水量的變化量

水量平衡原理（物理學(xué)中的質(zhì)量平衡原理）是水文學(xué)中最重要的原理之一，水量平衡法是分析研究水文現(xiàn)象、建立水文要素之間定性或定量關(guān)系、了解其時空分布變化規(guī)律等的主要方法之一2、水量平衡方程1)基本形式據(jù)定義，對任意區(qū)域，在任一時段內(nèi)，有

I–O=△S式中I、O分別為給定時段內(nèi)輸入、輸出該區(qū)域的總水量；△S為時段內(nèi)區(qū)域蓄水量的變化量，可正可負(fù)

2)通用方程對于任一區(qū)域，I和O可細(xì)化為：I=P+RsI+RgI；O=E+RsO+RgO+q則有：(P+RsI+RgI)-(E+RsO

+RgO+q)＝?S其中P為時段內(nèi)降水量；E為時段內(nèi)蒸發(fā)量；q為時段內(nèi)用水量；RsI

和RgI

分別為時段內(nèi)從地表和地下流入的水量；RsO

和RgO

分別為時段內(nèi)從地表和地下流出的水量閉合流域與非閉合流域地面分水線和地下分水線相重合的流域為閉合流域；地面與地下分水線不重合的流域為非閉合流域一般大中河流多按閉合流域考慮P19閉合流域非閉合流域地面分水線地下分水線地面分水線地下分水線閉合流域與非閉合流域示意圖3)閉合流域水量平衡方程閉合流域：地表分水線和地下分水線重合，無水分從地表和地下流入則RsI=RgI=0；令出流水量R=RsO+Rg，再假設(shè)區(qū)域用水量小到可以忽略，即q=0，則閉合流域水量平衡方程為：

P-(E+R)＝?S多年平均情況下，?S→0則多年平均水量平衡方程為：P-(E+R)＝0大陸的水量平衡方程：大陸多年平均水量平衡方程為：海洋的水量平衡方程：海洋的多年平均水量平衡方程為：多年平均情況下：?S→0

O指海洋C指大陸4)全球水量平衡方程則全球多年平均水量平衡方程為：全球多年平均降水量與多年平均蒸發(fā)量相等，即P14：§2.2

河流和流域一河流降水除去下滲、蒸發(fā)等損失后，在重力作用下沿一定方向和路徑流動，稱為地面徑流。地面徑流長期侵蝕地面，沖成溝壑，形成溪流，最后匯集成河流

海洋1、相關(guān)概念直接發(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較高者；依此類推干流指水系中最高級別的河流流入一較大河流的河流稱為支流一級支流指注入干流的支流；二級支流指注入一級支流的支流；依此類推由河流的干流和各級支流、流域內(nèi)湖泊、沼澤或地下暗河構(gòu)成的脈絡(luò)相通的系統(tǒng)稱為河系或水系河流流經(jīng)的谷地稱為河谷，包括河槽、灘地和坡地；河谷中水流經(jīng)過的部分稱為河槽注入海洋的河流稱為外流河，補給外流河的流域范圍稱為外流流域流入內(nèi)陸湖泊或消失與沙漠的河流稱為內(nèi)流河，補給內(nèi)流河的流域范圍稱為內(nèi)流流域2、河流的分段河流通常分為河源、上游、中游、下游、河口五段河源：河流的發(fā)源地。正源確定“唯遠(yuǎn)唯豐”河源可以是溪澗、泉水、冰川、沼澤或湖泊。如黃河發(fā)源于青海省巴彥喀拉山北麓的卡日曲(地下水出露的泉眼)；長江發(fā)源于青海省格拉丹東雪山的現(xiàn)代冰川；松花江發(fā)源于長白山的天池上游：直接連著河源河口：河流的終點

海洋河源河源上游中游下游河口河源洪水位上游斷面上游特點：河道坡度大，水流急，流量小，水情變化大，河谷窄，多急灘瀑布，河槽多為基巖或礫石，沖刷下切占優(yōu)勢

中游斷面洪水位中游特點：河道坡度變緩，流速減小，流量增大，河道沖淤都不嚴(yán)重，河床比較穩(wěn)定，下切力減弱，但側(cè)蝕力量增強，河槽逐漸拓寬和曲折，兩岸出現(xiàn)灘地下游斷面下游特點：河道坡道更緩，流速更小，流量更大，河川淤積作用顯著，河床多淺灘或沙洲，河槽多細(xì)砂或淤泥，河曲發(fā)育

泥沙淤積導(dǎo)致形成地上懸河：如黃河開封段、長江荊江段...............................

沖積層....................................基巖洪水位......河流下游橫斷面圖.............................

沖積層..................................基巖洪水位....3、河流主要特征(1)河長：河源至河口沿河槽中泓線或軸線量取的距離中泓線：河道中各橫斷面表面流速最大點的連線深泓線：河道中各橫斷面最大水深點的連線(2)彎曲系數(shù)：河流的實際長度與河源至河口間直線長度的比值。彎曲系數(shù)能反映河流流經(jīng)地的地質(zhì)地貌特征，彎曲系數(shù)越大，越不利于洪水的宣泄L1L2彎曲系數(shù)

=L1/L2(3)河網(wǎng)密度：河流干支流總長度與流域面積之比式中，∑L~流域內(nèi)干支流的總長度(km)A~流域面積(km2)(4)河流的平面形態(tài)①平原河流：流經(jīng)地勢平坦的平原地區(qū)，河谷多為發(fā)育完全的河漫灘形態(tài)山區(qū)河流：受水流不斷的縱向切割和橫向拓寬，河谷斷面形成發(fā)育不完全的“V”字和“U”字形在平原河流主槽中，由于水流和河床的相互作用，往往形成各種淤積體凹岸凹岸凸岸凸岸深槽深槽淺槽相關(guān)術(shù)語:站在上游，面向下游，左為左岸，右為右岸河水流動過程中作用于河岸，侵蝕形成凹岸，堆積形成凸岸在凹岸水深較大，稱為深槽，兩反向河灣之間為直段，水深較淺，稱為淺槽流向左岸右岸在河灣處，由于地球自轉(zhuǎn)偏向力和離心力的作用，水面會出現(xiàn)橫比降。表面水流從凸岸流向凹岸，底層水流從凹岸流向凸岸，形成一個環(huán)流，稱為螺旋流。凹岸沖刷形成深槽，凸岸發(fā)生淤積，形成淺灘凸岸凹岸(5)

河流的橫斷面和橫比降橫斷面：指與水流方向相垂直的斷面，分單式斷面和復(fù)式斷面（復(fù)式斷面由枯水河槽和灘地組成）橫比降：河流彎道處，水流由于作曲線運動產(chǎn)生離心力，形成的垂直于縱向水流的水面比降平原河流的橫斷面形狀根據(jù)所在位置的不同有拋物線、不對稱三角形和W形等數(shù)種10/10(6)

河流的縱斷面和縱比降縱斷面：河流從上游至下游沿深泓線所切取的河床和自由水面間的剖面，河流縱斷面坡度一般從下游向下游逐漸變緩縱比降：任意河段兩端的垂直高差?H與其長度L之比落差：河源與河口的垂直高差稱為河流的落差，落差大表明河流水能資源豐富河道比降：落差與河長的比值稱為河流的比降，比降越大河道匯流越快

a.當(dāng)河段的縱斷面河底近于一條直線時，縱比降計算式為：河道縱比降的計算：式中，J~河段的比降；h1,h0

~河段二端河底高程；L~河段的長度Lh0△h0h10b.當(dāng)河段縱斷面河底呈折線或曲線時，平均縱比降計算式：式中，L~河段的長度；h0,h1,…h(huán)n~從下游到上游各點河底高程；l1,l2,…

ln~各點間的距離Llnlill河底線hnhihlh00hx相等二流域1流域(1)分水線：地形等高線中的極大值區(qū)域稱為山峰，山峰的下坡方向為山脊，相鄰山峰之間的區(qū)域稱為鞍部。山峰、山脊和鞍部的連接線稱為分水線P18(2)流域：地面分水線和地下分水線包圍的集水區(qū)或匯水區(qū)域稱為流域，習(xí)慣上指分水線包圍的區(qū)域。流域是相對應(yīng)于某一出口斷面的，當(dāng)不指明斷面時，指河口以上區(qū)域閉合流域與非閉合流域地面分水線和地下分水線相重合的流域為閉合流域；地面與地下分水線不重合的流域為非閉合流域一般大中河流多按閉合流域考慮P19閉合流域非閉合流域地面分水線地下分水線地面分水線地下分水線閉合流域與非閉合流域示意圖2流域的基本特征幾何特征

自然地理特征

流域面積和流域形狀流域的地理位置和地形流域幾何特征(1)流域面積：流域分水線與河口斷面所包圍區(qū)域的平面投影面積，單位為km2，通常用求積儀獲得(2)河網(wǎng)密度：流域河流干支流總長度與流域面積的比值(3)水系：流域里大大小小的水流路線，構(gòu)成枝狀或網(wǎng)狀結(jié)構(gòu)，稱為水系，也稱為河系或河網(wǎng)水系形態(tài)歸納為三類：羽毛狀、平行狀、混合狀羽毛狀水系：支流短而密集，干流和支流大體呈垂直趨勢相交匯。相應(yīng)的流域形狀多為狹長形平行狀水系：干流和支流大體呈平行趨勢相交匯，流域形狀多為扇形混合狀水系介于前兩者之間思考：面積相同、水系形狀不同的流域，同樣一場暴雨形成的流域出口斷面流量過程線明顯不同，為什么？P19-20平行狀水系混合狀水系羽狀水系(4)流域長度和平均寬度：流域長度(軸長)：以流域出口為中心向河源方向做一組不同半徑的同心圓，在每個圓與流域分水線相交處作割線，各割線中點的連線的長度就是流域軸長平均寬度：流域面積與流域長度之比(5)流域形狀系數(shù)：流域平均寬度與流域長度之比。扇形流域的形狀系數(shù)大，狹長形流域則較小，所以流域形狀系數(shù)在一定程度上以定量的方式反映了流域的形狀(6)坡地：流域中水系以外的陸地部分，有傾斜面、收斂曲面、發(fā)散曲面幾種形狀類型P20流域自然地理特征(1)流域的地理位置:流域所處的經(jīng)緯度，可以反映流域所處的氣候帶，說明流域距離海洋的遠(yuǎn)近，反映水文循環(huán)的強弱(2)流域的下墊面條件：包括流域的地形、土壤和巖石性質(zhì)、地質(zhì)構(gòu)造、植被、湖泊、沼澤等自然地理因素。這些要素都影響著徑流的變化規(guī)律PP/PL/PM流域植被和湖沼狀況對徑流的影響

植被率PP=AP/A

湖泊率PL=AL/A

沼澤率PM=AM/A式中，AP、AL、AM

～分別為流域內(nèi)植被、湖泊和沼澤的面積；A～流域總面積降雨截留量徑流R通過調(diào)查或遙感信息提取§2.3

降水一降水的成因及分類1降水：液態(tài)或固態(tài)的水汽凝結(jié)物從大氣降落到地面的現(xiàn)象。其主要形式有雨、雪、霰、雹、霜、露等2成因在一定溫度下，空氣中最大的水汽含量稱為飽和濕度；在一定水汽含量下，空氣達(dá)飽和狀態(tài)時對應(yīng)的溫度稱露點溫度；水汽在過飽和狀態(tài)下不穩(wěn)定，多余水汽易凝結(jié)成水地面暖濕空氣在某因素作用下上升，期間因動力冷卻降溫，當(dāng)溫度降到露點以下時，氣團中的水汽便凝結(jié)成水滴或冰晶，形成云層，云中的水滴、冰晶隨著水汽不斷碰撞合并而增大，直到其重量不能為上升氣流浮托時，在重力作用下降落形成降水3分類按照使空氣抬升而形成動力冷卻的原因常將降水分為對流雨、地形雨、鋒面雨與氣旋雨對流雨：因地表局部受熱使氣團垂直上升形成的降雨。對流雨降雨強度大，雨面不廣，歷時較短地形雨：氣團在遷移途中，因所經(jīng)地形天然升高而被抬升形成的降雨時。地形雨的降雨特性隨氣團自身溫濕特性、運行速度以及地形特點而異鋒面雨：兩個溫濕特性不同的氣團相遇來不及混合而形成一個不連續(xù)面，稱為鋒面或鋒區(qū)，鋒面活動產(chǎn)生的降水稱為鋒面雨。其特點是降雨范圍大，歷時長氣旋雨：當(dāng)一地區(qū)氣壓低于四周氣壓時，四周氣流就向該處匯集并輔合上升形成的降雨3降水量的觀測(1)降水量：指降落在地面的水層深度，以mm計(2)觀測儀器：雨量器和自記雨量計(3)根據(jù)觀測的降雨數(shù)據(jù)，得到逐日降水量和汛期降水量資料，根據(jù)這些資料，可以繪制降雨強度過程線和降雨累積過程線，以及計算流域平均降水量工作原理：

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(dá)10mm時，自行進行虹吸，將浮子室內(nèi)的雨水排入儲水瓶，同時自記筆立即垂直下落到記錄紙上縱坐標(biāo)的零點，重新記錄二降水的特征降水的特征常用幾個基本要素來表示，如降水量、降水歷時、降水強度、降水面積等一場降水持續(xù)的時間稱為降水歷時，以min、h或d計單位時間的降水量稱為降水強度，簡稱雨強，以mm/min或mm/h計降水籠罩的平面面積為降水面積，以km2計三降雨特征的表示方法1降雨量過程線：以時段次序為橫軸、時段降雨量為縱軸繪制的直方圖。如月降水量、年降水量過程線2降雨強度過程線：以時間為橫軸、雨強為縱軸繪制的直方圖(時段雨量除以時段長即為時段平均雨強)3累積降雨過程線：以時間為橫軸、以降雨開始至各個時刻的累積降雨量為縱軸繪制而成的曲線／降雨強度過程線隨時間積分即累積降雨過程線。累積過程線的坡度即相應(yīng)時間的降雨強度四流域平均降雨量計算由于降雨在地區(qū)上的分布不均勻性，所以需要推求流域內(nèi)的平均降雨量1算術(shù)平均法：用于流域內(nèi)雨量站分布較均勻，地形起伏變化不大時

式中：P為流域平均降水量，mm；

P1……Pn為各雨量站同時期內(nèi)的降水量，mm；n為測站數(shù)2

泰森多邊形法：用于流域內(nèi)雨量站分布不均勻，地形起伏變化較大時步驟：在地圖上將各測站連接起來，做成若干三角形，對每個三角形各邊作垂直平分線，再以這些垂直平分線構(gòu)成若干以不同測站為中心的多邊形；假設(shè)每個測站的控制面積為該多邊形的面積，則：Pi為第i個雨量站的降雨量；fi為第i個雨量站所代表的面積，稱為第i站的權(quán)重；F為流域面積；n為多邊形個數(shù)3

等雨量線法：用于流域較大，地形起伏變化對降雨量影響較顯著，且雨量站較密集時步驟：繪制等雨量線；用求積儀或其他方法量得各相鄰等雨量間的面積；以相鄰各等雨量線間的平均降雨量乘以相應(yīng)控制面積得部分流域面積上的降雨量；將各部分流域降雨量間相加，即得區(qū)域平均降水量，即：此法較為精確，但繪制等雨量線需要足夠站數(shù)的雨量資料，且每次都需重新繪制，工作量大§2.4

蒸發(fā)一概述1蒸發(fā)：水汽從水面、冰面或其他含水物質(zhì)表面逸出的過程，是水由液態(tài)或固態(tài)變?yōu)闅鈶B(tài)的相變過程。蒸發(fā)是海洋和陸地水分進入大氣的唯一途徑，是水文循環(huán)的主要環(huán)節(jié)之一2自然界的蒸發(fā)包括水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)和植物蒸散發(fā)3影響蒸發(fā)過程的主要因素有水溫（或土溫）、濕度飽和差和風(fēng)速，它們分別影響水分子的運動速度以及逸入空中后水分子向外擴散的速度4蒸發(fā)量常用蒸發(fā)水層深度（mm）表示5流域蒸發(fā)=水面蒸發(fā)+陸面蒸發(fā)=水面蒸發(fā)+土壤蒸發(fā)+植物蒸散發(fā)1)水面蒸發(fā)：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，反映了當(dāng)?shù)氐恼舭l(fā)能力確定水面蒸發(fā)量通常有兩種途徑：用蒸發(fā)器進行測定(器測法)；通過氣象觀測資料進行計算(計算法)a.器測法，蒸發(fā)器類型有：φ-20型、φ-80型、E-601型大型蒸發(fā)池(A=20／100m2兩種)這類蒸發(fā)器尺寸小，與天然水體蒸發(fā)量有顯著差別，計算蒸發(fā)量需用觀測數(shù)據(jù)乘以折算系數(shù)直徑超過3.5m，面積100m2以上。觀測數(shù)據(jù)接近天然水體蒸發(fā)量

讀數(shù)均為同期的觀測數(shù)據(jù)，K值隨蒸發(fā)皿類型、地區(qū)環(huán)境、季節(jié)的不同而異，可從各地的水文手冊查出折算系數(shù)法：主要目的是根據(jù)小型蒸發(fā)器觀測到的蒸發(fā)量推求大水體的實際蒸發(fā)量小型蒸發(fā)器的折算系數(shù)：2)土壤蒸發(fā)：除與氣象條件有關(guān)外，還與土壤含水量、土壤性質(zhì)、地勢等因素有關(guān)。濕潤土壤的蒸發(fā)過程分三個階段：第一階段，蒸發(fā)主要發(fā)生在表層，速度穩(wěn)定，蒸發(fā)量接近蒸發(fā)能力（充分供水時的蒸發(fā)速度，水面蒸發(fā)）；第二階段，土壤含水量降至田間持水量（土壤能保持水分的最大量）以下，部分毛細(xì)管中水分連續(xù)狀態(tài)受到破壞而中斷，供給表層蒸發(fā)的水分逐漸減少，蒸發(fā)速率隨表層土壤含水量減小而變小。當(dāng)毛細(xì)管全部斷裂，毛管水不再上升，土壤表層得不到水分供給而干化，則第二階段結(jié)束；第三階段，毛管水完全不能到達(dá)地表，蒸發(fā)發(fā)生在土壤內(nèi)部，水汽以分子擴散作用通過干土層逸入大氣，速度極其緩慢。當(dāng)土壤濕度達(dá)到某一臨界值(凋萎系數(shù))時，蒸發(fā)基本停止3)植物蒸散發(fā)：在植物生長期，水分從植物葉面和枝干逸入大氣的過程。散發(fā)水量隨植物的品種和季節(jié)而不同。植物散發(fā)與蒸發(fā)總是同時存在的。通常將此二者結(jié)合稱為陸面蒸發(fā)

在水文學(xué)中認(rèn)為水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)不可分割，故統(tǒng)稱陸面蒸發(fā)。陸面蒸發(fā)與土壤的結(jié)構(gòu)、含水量以及植物覆蓋情況有關(guān)

流域總蒸發(fā)包括：流域內(nèi)的水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物散發(fā)，又稱流域蒸散發(fā)陸地上的年降水量有60～70％通過蒸發(fā)和散發(fā)返回大氣，因此總蒸發(fā)是水文循環(huán)的重要組成要素，從水量損失角度來說，總蒸發(fā)是降雨徑流形成過程中的唯一損失，是流域水量平衡計算中重要項目之一流域總蒸發(fā)量一般通過分析流域水量平衡求出二流域總蒸發(fā)量§2.5

下滲一概述下滲：是水從土壤表面進入土壤內(nèi)的運動過程下滲不僅直接決定地面徑流量的生成及大小，同時也影響土壤水和地下潛水的增長、以及土壤中表層流、地下徑流的生成和大小。是將地表水與地下水、土壤水聯(lián)系起來的紐帶

二相關(guān)知識（了解）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、土系統(tǒng)，因此稱包氣帶。水文上將這里的水稱為土壤水

土壤固體顆粒同水分子經(jīng)常處于相互作用中，作用于土壤水的力主要有分子力、毛細(xì)管引力和重力。在這幾種力的作用下水分通常以下列幾種形式存在于土壤中：汽態(tài)水、吸著水、毛管水、重力水土壤水分的存在形式汽態(tài)水：

存在于土壤孔隙中汽態(tài)水吸著水土粒吸濕水:緊束在土粒表面，不能自由移動薄膜水：

吸附于吸濕水外部，只能沿土粒表面做微小的移動毛管水毛管水:

受毛管力的作用保持在土壤中上升毛管水地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分懸著毛管水當(dāng)?shù)叵滤惠^低時，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分毛管水重力水重力水：

受重力作用不能為土壤所保持的水分

幾種水的受力和運動特點吸濕水：被分子力緊緊吸附在土粒表面，不能流動、也不能為植物利用薄膜水：被剩余分子力吸附在吸濕水層外的水膜，可從薄膜較厚處緩慢流到薄膜較薄處毛管水：土壤孔隙中被毛管力吸持的水分，不能在重力作用下流走重力水：在重力作用下可以流動的土壤水，是地下水的來源

雨水落在干燥土壤表面后，初期滲入土壤的水分受土粒分子力的作用，吸附于土壤表面，形成薄膜水。當(dāng)薄膜水滿足以后，繼續(xù)滲入的水分充填土粒間的孔隙，并在表面張力的作用下形成沒有一定方向的毛細(xì)管水。當(dāng)表層土壤中的毛管水滿足以后，繼續(xù)入滲的水分使表層土壤飽和。飽和層毛管力的方向向下，水分在毛管力的作用向下層滲透；同時，孔隙中的自由水在重力作用下，也沿空隙向下層流動，形成重力水。如果地下水埋藏不深，重力水可能滲過整個包氣帶，形成地下徑流三下滲的物理過程可見，水分在下滲過程中受到分子力、毛管力和重力的綜合作用。分子力和毛管力隨著下滲的進行和土壤水分的增加而減弱，當(dāng)毛管孔隙充水達(dá)到飽和時，水分主要在重力的作用下運動，達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)，此時的下滲率稱穩(wěn)定下滲率

干燥土壤的下滲過程按水分的主要作用力及運動特征不同，可分為三個階段：(1)滲潤階段a由于初期土壤干燥，水分主要在分子力作用下，被土壤顆粒吸附而成為結(jié)合水（吸濕水和薄膜水）；b干燥土壤滲潤階段的土壤吸力非常大，故起始下滲率很大(2)滲漏階段下滲的水主要在毛細(xì)管引力和重力共同作用下，在土壤孔隙中進行不穩(wěn)定運動，逐步充填孔隙。在孔隙充滿水之前均為第二階段，該階段水呈非飽和運動，通常將滲潤階段和滲漏階段合稱為滲漏階段(3)滲透階段／穩(wěn)定下滲階段當(dāng)土壤孔隙被水充滿達(dá)到飽和時，水在重力作用下向下運動，此時，下滲率維持穩(wěn)定，稱穩(wěn)定下滲率滲漏是非飽和水流運動，而滲透則屬于飽和水流運動

1.下滲量F一定時段內(nèi)，滲入單位面積土壤中的水量（mm）2.下滲率f單位時間內(nèi)，滲入單位面積土壤中的水量（mm/h或mm/min）3.下滲能力fp充分供水條件下的下滲率（mm/h）4.下滲能力曲線下滲能力隨時間的變化過程線（mm/h）四下滲特征值

下滲能力隨時程遞減，初f0

很大，后期逐漸變小，最后趨于穩(wěn)定

fcF-下滲量；f0初滲；f~t下滲能力隨時間的變化，fc穩(wěn)滲（穩(wěn)定下滲率）下滲曲線與累積下滲曲線5下滲公式在充分供水條件下，下滲率的變化規(guī)律，也可用數(shù)學(xué)公式表示，如常用的霍頓公式：

ft=（f0－fc）e-βt+fc

式中，ft—t時刻的下滲率；f0—初始下滲率；fc—穩(wěn)定下滲率；β—遞減指數(shù)式中f0、

fc及β都是反映土壤特性的參數(shù)，只能根據(jù)實驗資料推求

1下滲與雨強i的關(guān)系（理想模式）（1）i≥fp(雨強大于土壤入滲能力)：相當(dāng)于充分供水條件，下滲按下滲能力進行（2）i≤fc(雨強小于等于穩(wěn)定下滲率)：此時下滲率取決于降雨強度，即f(t)=i(t)，即在該情況下全部降雨滲入土壤五自然條件下的下滲

（3）fc＜i＜fp(雨強大于穩(wěn)滲，小于下滲能力)：這種情況開始時，雨強小于下滲能力，全部雨水滲入土壤；隨著下滲雨量增加，土壤含水量也增加，下滲率隨著遞減，到某時刻，雨強大于下滲率，此時按下滲能力下滲當(dāng)i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)當(dāng)i(t)>fp(t)=fct>t1f(t)=fp(t)=fc

2下滲在空間上的差異性a土壤性質(zhì)的空間分布不同：如植被、坡度及土地利用情況（人類活動如水土保持、植樹造林、平整土地、農(nóng)田基本建設(shè)和都市化等）不同；b降雨的時空分布不均勻性和強度差異；c土壤含水率及土壤蒸散發(fā)在空間上的差異空間差異使得實際入滲情況比以上對單點入滲的分析復(fù)雜的多。因此在研究流域入滲問題時，需要進行物理上的概化

六下滲量的測定兩種途徑：

1直接測定法：在流域中選擇若干代表性場地進行測驗，求出下滲曲線。直接測定法按供水不同又分為注水型和人工降雨型，前者采用單管下滲儀或同心環(huán)下滲儀，后者采用人工降雨設(shè)備在小面積上進行2水文分析法：利用實測的降雨、蒸發(fā)、徑流等資料，根據(jù)水量平衡原理，間接推求平均下滲率七下滲的影響因素土壤特性：土壤的透水性和前期含水量。如土壤粒徑越大，孔隙便越大，下滲率也就越大

降水特性：降水強度、歷時、降水時程及空間分布等。在相同土壤水分條件下，下滲率隨雨強增大而增大，尤其在植被覆蓋條件下更明顯；但對裸露的土壤，強雨滴會擊碎土粒，充填阻塞土壤孔隙，從而使下滲率減小。降水時程分布對下滲率也有重要影響，如連續(xù)性降水的下滲率小于間歇性降水，因為降水間歇期，土壤水分仍在運動，部分深入下層，部分耗于蒸發(fā)，土壤表層的下滲能力得以恢復(fù)流域植被、地形條件：植被及地面上枯枝落葉具有滯水作用，增加了下滲時間，增大下滲量。地面坡度大，漫流速度就快，下滲時間短，相應(yīng)下滲量小

人類活動：植樹造林、坡地改梯田、蓄水工程的建設(shè)等都可以增加水的滯留時間，從而增大下滲量；但毀林開荒、過度放牧等不合理活動會加劇水土流失，減少下滲量§2.6

徑流及其形成過程一徑流形成過程1概念流域上的雨水除去損失以后，經(jīng)由地面和地下匯入河網(wǎng)，形成流域出口斷面的水流，稱為河川徑流其中來自地面的部分稱為地面徑流，來自地下的部分稱為地下徑流，也稱為地下水水中挾帶的泥沙稱為固體徑流2徑流形成過程概化為兩個過程a產(chǎn)流過程/流域蓄滲過程b匯流過程匯流過程坡面漫流過程河槽集流過程產(chǎn)流過程降水過程流域蓄滲過程(1)產(chǎn)流過程：指降水損耗于植物截留、下滲、填洼和少量蒸發(fā)的綜合過程產(chǎn)流過程中的植物截留量(被植物莖葉攔截的降水量)、土壤蓄水量(指入滲過程中被土壤吸附存儲于土壤孔隙中的降水量)、填洼量(停蓄在地面洼陷處的降水量)、雨間蒸散發(fā)量都不參與徑流的形成，統(tǒng)稱為降水損失量或地面滯留量降水除去以上損失量即為徑流量，也稱凈雨。凈雨與徑流雖在量上相等，但過程完全不同，凈雨在降雨結(jié)束時就停止了，而徑流還要延續(xù)很長時間凈雨量包括地面凈雨、表層流凈雨和地下凈雨地面凈雨：隨著降雨持續(xù)進行，滿足了填洼的地方開始產(chǎn)生地面徑流，稱為地面凈雨表層流凈雨：下滲到土壤中的水分，首先被土壤吸收，土壤含水量達(dá)到一定程度，下滲趨于穩(wěn)定。繼續(xù)下滲的雨水沿土壤孔隙流動，一部分會從坡側(cè)土壤孔隙流出，注入河槽形成徑流，稱為表層流或壤中流地下凈雨：除去形成表層流的另一部分下滲雨水會繼續(xù)向深處下滲，到達(dá)地下水面后，以地下水的形式補給河流，形成地下徑流，稱地下凈雨地下徑流又分為淺層地下徑流(即潛水)和深層地下徑流(即承壓水)地下徑流的特點：流量相對穩(wěn)定；運動緩慢，補給河流滯后于地表徑流，因此往往成為河流枯水期的重要水源土壤蓄水填洼植物截流流域產(chǎn)流過程示意圖降雨蒸發(fā)壤中流淺層地下徑流深層地下徑流坡面漫流潛水面不透水層不透水層坡地匯流：

坡面匯流壤中流地下徑流河網(wǎng)匯流：小溝小溪小河大河流域出流(2)匯流過程：凈雨沿地面和地下匯入河網(wǎng)，然后沿河網(wǎng)匯集到流域出口斷面的過程，包括坡地匯流和河網(wǎng)匯流

坡地匯流：水流沿坡面和地下向河網(wǎng)流動和匯集的過程，又包括坡面匯流、表層匯流和地下匯流坡面匯流：速度快，歷時短，河流流量的主要來源，是形成洪水的主體表層匯流：速度比地面徑流慢，歷時長，但在暴雨歷時較長時數(shù)量可能很大，也是河流流量的主要來源地下匯流：地下水補給河流，維持時間長，是河流的基本徑流，所以常稱基流河網(wǎng)匯流(河槽集流)：進入河網(wǎng)的徑流，從支流到干流，從上游到下游向流域出口斷面匯集的過程

徑流形成過程是從降雨開始，到徑流流出流域出口斷面的整個物理過程。降雨、流域蓄滲、坡地匯流、河網(wǎng)匯流是徑流形成過程中的四個階段，它們在時間上沒有截然的分界，而是交錯進行二徑流的表示方法和度量單位流量Q：單位時間內(nèi)通過河流某一過水?dāng)嗝娴乃糠Q為流量，用下式計算：

Q=A×V

(m3/s)式中，A為過水?dāng)嗝?/p>