講義大學(xué)教材《工程水文學(xué)》河川徑流形成的基本知識章節(jié)精講講義 附例題

工程水文學(xué)第二章河川徑流形成的基本知識

第一節(jié)水循環(huán)及水量平衡一、水循環(huán)

自然界中的水從形態(tài)上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不斷地、周而復(fù)始地變化過程構(gòu)成了水循環(huán)。（圖示）1、概念

地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、重力等作用下，通過蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運(yùn)動(dòng)的過程，稱為水循環(huán)。地球上各類水體，通過水循環(huán)形成了一個(gè)連續(xù)而統(tǒng)一的整體。2、成因水分循環(huán)的產(chǎn)生有其內(nèi)因和外因。內(nèi)因是水的“三態(tài)”變化。外因是太陽輻射和地心引力。太陽輻射分布的不均勻性和海陸的熱力性質(zhì)的差異，造成空氣的流動(dòng)，為水汽的移動(dòng)創(chuàng)造了條件。地心引力（重力）則促使水從高處向低處流動(dòng)。從而實(shí)現(xiàn)了水分循環(huán)。

水循環(huán)過程圖3、水循環(huán)類型根據(jù)其路徑和規(guī)模分為：大循環(huán)（又稱外循環(huán)、海陸間循環(huán)）小循環(huán)（又稱內(nèi)部循環(huán)，包括海洋小循環(huán)和陸地小循環(huán)）。大陸海洋水汽輸送徑流輸送蒸發(fā)海陸間循環(huán)：是指海洋水與陸地水之間通過一系列過程所進(jìn)行的相互轉(zhuǎn)換運(yùn)動(dòng)。這種循環(huán)又稱為大循環(huán)。意義：使得陸地上的水不斷得到補(bǔ)充，水資源得以再生。海洋蒸發(fā)降水蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸騰蒸發(fā)陸地蒸發(fā)4、水循環(huán)環(huán)機(jī)理水循環(huán)服從從質(zhì)量守恒恒規(guī)律。水循環(huán)的基基本動(dòng)力是是太陽輻射射和重力作作用。水循環(huán)遍及及整個(gè)水圈圈，并深入入大氣圈、、巖石圈及及生物圈，，同時(shí)通過過無數(shù)條路路線實(shí)現(xiàn)循循環(huán)。從全球看，，水循環(huán)是是個(gè)閉合系系統(tǒng)，從局局部地區(qū)看看水循環(huán)是是開放系統(tǒng)統(tǒng)。5、水循環(huán)環(huán)意義水分循環(huán)有有如自然地地理環(huán)境的的“血液循循環(huán)”，它它溝通了各各基本圈層層的物質(zhì)交交換，促使使各種聯(lián)系系的發(fā)生。。水循環(huán)不不僅形成統(tǒng)統(tǒng)一的水圈圈，而且將將四大圈層層聯(lián)系起來來，深刻影影響著地球球表層結(jié)構(gòu)構(gòu)的形成、、演化與發(fā)發(fā)展。地球上的水水循環(huán)是巨巨大的物質(zhì)質(zhì)和能量流流動(dòng)，是具具有全球意意義的能量量傳輸過程程。水循環(huán)是海海陸間聯(lián)系系的主要紐紐帶。從而而實(shí)現(xiàn)海陸陸之間的相相互作用。。水循環(huán)不斷斷塑造地表表形態(tài)。流流水的沖刷刷、侵蝕、、搬運(yùn)和堆堆積作用，，溶蝕作用用。由于存在水水循環(huán)，水水才能周而而復(fù)始的被被重新利用用，成為可可再生資源源。水又是是造成洪、、澇、旱等等自然災(zāi)害害的主要原原因。1、定義：某一地區(qū)區(qū)在某一時(shí)時(shí)段內(nèi)，其其收入水量量和支出水水量的差額額，等于該該地區(qū)的蓄蓄水變量。。二、水量平平衡2、水量平平衡方程：：通用水量平平衡方程:I-Q=ΔS全球水量平平衡方程：：P全球=E全球說明全球多多年平均降降水量等于于全球多年年平均蒸發(fā)發(fā)量，在水水循環(huán)過程程中，全球球水量基本本不變。a.海洋水水量平衡方方程P海+R-E海=S海多年平均S海=0，P海+R-E海=0（（對對整個(gè)海洋洋適用）式中，P海、E海和R分別為為海洋上任任意時(shí)段降降水量、蒸蒸發(fā)量和入入海徑流量量；P海、E海和R分別別為海洋上上多年平均均降水量、、蒸發(fā)量和和入海徑流流量，S海為海洋蓄水水變化量。b.陸地水水量平衡方方程外流區(qū)水量量平衡方程程P外-E外-R地表-R地下=S外多年平均P外-R-E外=0式中，P外、E外、R地表、R地下、S外分別為外流流區(qū)任意時(shí)時(shí)段內(nèi)降水水量、蒸發(fā)發(fā)量、入海的地表表和地下徑徑流量及蓄蓄水變化量量；P外、R、E外分別為外流流區(qū)多年平平均降水量量、蒸發(fā)量量和徑流量量。內(nèi)流區(qū)水平平衡方程（（水循環(huán)系系統(tǒng)基本閉閉合，內(nèi)流流區(qū)的降水水全部轉(zhuǎn)化化為蒸發(fā)，，沒有水量量入海。））多年平均P內(nèi)=E內(nèi)式中，P內(nèi)、E內(nèi)分別為內(nèi)流流區(qū)多年平平均降水量量和蒸發(fā)量量。陸地水平衡衡方程：（P外+P內(nèi)）-（E外+E內(nèi)）=RP陸-E陸=R第二節(jié)河河流和和流域一、概述述1、河流：：沿連續(xù)延伸伸的凹處流流動(dòng)的天然然水體。由由水與河槽槽兩個(gè)要要素構(gòu)成。。（矛盾統(tǒng)統(tǒng)一體）2、河流分分段：一條河流沿沿水流方向向，自高向向低可分為為河源、上上游、中游游、下游和和河口五段段。河源是河流流的發(fā)源地地，多為泉泉水、溪澗澗、冰川、、湖泊或沼沼澤等。河口是河流流的終點(diǎn)，，即河流注注入海洋或或內(nèi)陸湖泊泊的地方。。3、河流分分級：干流：從從河源到河河口，水量量最集中，，河長最大大的水流稱稱作干流。。水系中直直接流入海海洋、湖泊泊的河流稱稱為干流，，流入干流流的河流稱稱為支流。。干流是水水系中最高高級別的河河流。一一級支流：：直接入干干流的水流流；（不考考慮河長與與水量）二二級支流流：直接入入一級支流流的水流。。4、河流的左右右岸：面向下游．左邊邊的河岸稱為左左岸，右邊的河河岸稱為右岸。。5、河系（水系系）：脈絡(luò)相通的大小小河流及湖泊、、沼澤等水體所所構(gòu)成的脈絡(luò)相相通的水流系統(tǒng)統(tǒng)稱為水系、河河系或河網(wǎng)．如如圖所示。流域與水系示意圖1、2、3一河流的級別6、流域：河流的集水區(qū)域域稱為流域。指指匯集地面水和和地下水的區(qū)域域，也就是分水水線包圍的區(qū)域域。分水線：流域的周界線，，有地面、地下下之分。閉合流域：當(dāng)?shù)孛娣炙€與與地下分水線相相重合，且河道道下切較深，能能全部匯集本流流域地下水的流流域稱為閉合流流域，否則為非非閉合流域。一一般將大、中流流域當(dāng)作閉合流流域。不閉合流域二、河流及流流域的主要特征征1、河流長度L（km）：自河源沿主河道道至河口的距離離稱為河流長度度，簡稱河長，，以km計(jì)?？煽稍谶m當(dāng)比例尺尺的地形圖上量量得；2、河流橫斷面面：分單式斷面和復(fù)復(fù)式斷面；3、河道縱比降降J：任意河段兩端(水面或河底)的高差△h稱稱為落差，單位位河長的落差稱稱為河道縱比降降，簡稱比降，，用小數(shù)或干分分?jǐn)?shù)表示。常用用的比降有水面面比降和河底比比降。河流沿程程各河段的比降降都不相同，一一般自河源向河河口逐漸減小。。水面比降隨水水位的變化而變變化，河底比降降則較穩(wěn)定。當(dāng)當(dāng)河段縱斷面近近于直線時(shí)．比比降按下式計(jì)算算；式中J———河段的比降；；h1、h0——河段上、下下斷面水面或河河底高程，mL——河段長度度；m。式中h0,…,hn——自下游到上上游沿程各點(diǎn)河河底高程、l1,…,ln——相鄰兩點(diǎn)間間的距離。m；；L——河段的全長．m。（簡介推導(dǎo)）如果縱剖面呈曲曲線形，則用折折線逼近。4、河網(wǎng)密度：：流域內(nèi)河流干支支流總長度與流流域面積的比值值稱為河網(wǎng)密度度，以km／km2計(jì)。即流域平均均單位面積上的的河流長度。表表示流域內(nèi)河網(wǎng)網(wǎng)疏密程度，反反映流域匯流能能力。密，匯流流強(qiáng)；疏，弱。。5、流域面積：：流域分水線包圍圍區(qū)域的平面投投影面積，稱為為流域面積，記記為F，以km2計(jì)?？稍谶m當(dāng)比比例尺的地形圖圖上勾繪出流域域分水線．量出出其流域面積。。反映流域大小小，是流域的主主要幾何特征。。6、流域的長度度和平均寬度流域長度就是流流域軸長。以流流域出口為中心心向河源方向作作一組不同半徑徑的同心圓，在在每個(gè)固與流域域分水線相交處處作割線，各割割線中點(diǎn)的連線線的長度即為流流域的長度，以以km計(jì)。流域域面積與流域長長度之比稱為流流域平均寬度，，以km計(jì)。7、流域的平均均高度和平均坡坡度將流域地形圖劃劃分為100個(gè)個(gè)以上的正方格格，依次定出每每個(gè)方格交叉點(diǎn)點(diǎn)上的高程以及及與等高線正交交方向的坡度，，取其平均值即即為流域的平均均高度和平均坡坡度。8、流域自然地地理特征包括流域的地理位置、氣候候特征、下墊面面條件等。(1)流域的地理位置置。流域的地理位位置以流域所處處的經(jīng)緯度來表表示，它可以反反映流域所處的的氣候帶，說明明流域距離海洋洋的遠(yuǎn)近，反映映水文循環(huán)的強(qiáng)強(qiáng)弱。(2)流域的氣候特征征。包括降水、蒸蒸發(fā)、濕度、氣氣溫、氣壓、風(fēng)風(fēng)等要素。它們們是河流形成和和發(fā)展的主要影影響因素，也是是決定流域水文文特征的重要因因素。(3)流域的下墊面條條件。下墊面指流域域的地形、地質(zhì)質(zhì)構(gòu)造、土壤和和巖石性質(zhì)、植植被、湖泊、沼沼澤等情況，這這些要素以及上上述河道特征、、流域特征都反反映了每一水系系形成過程的具具體條件，并影影響徑流的變化化規(guī)律。在天然然情況下，水文文循環(huán)中的水量量，水質(zhì)在時(shí)間間上和地區(qū)上的的分布與人類的的需求是不相適適應(yīng)的。為了解解決這一矛盾，，長期以來人類類采取了許多措措施，如興修水水利、植樹造林林、水土保持、、城市化等措施施來改造自然以以滿足人類的需需要。人類的這這些活動(dòng)，在一一定程度上改變變了流域的下墊墊面條件從而引引起水文特征的的變化。因此，，當(dāng)研究河流及及徑流的動(dòng)態(tài)特特性時(shí)，需對流流域的自然地理理特征及其變化化狀況進(jìn)行專門門的研究。第三節(jié)降降水一、降水的成因因降水是指液態(tài)或或固態(tài)的水汽凝凝結(jié)物從云中降降落到地面的現(xiàn)現(xiàn)象，如雨、雪雪、霰、雹、露露、霜等等，其其中以雨、雪為為主。降水是水水文循環(huán)中最活活躍的因子，它它是一種水文要要素，也是一種種氣象要素。成因:自海洋、河湖、、水庫、潮濕土土壤及植物葉面面等蒸發(fā)出來的的水汽進(jìn)入大氣氣后，由于分子子本身的擴(kuò)散和和氣流的傳輸作作用分散于大氣氣中?？諝庵械牡乃坑幸灰欢ǖ南薅?，在在一定溫度下空空氣中最大的水水汽含量稱為飽飽和濕度。如果果空氣中的水汽汽量達(dá)到了飽和和或過飽和。多多余的水汽就要要發(fā)生凝結(jié)。如如果地面有團(tuán)濕濕熱未飽和空氣氣，在某種外力力作用下上升、、上升高度越高高、氣壓越低。。因此，在上升升過程中，這團(tuán)團(tuán)空氣的體積就就要膨脹．在與與外界沒有發(fā)生生熱量交換、即即絕熱條件下，，體積膨脹的結(jié)結(jié)果必然導(dǎo)致氣氣團(tuán)溫度下降。。這種現(xiàn)象稱為為動(dòng)力冷卻。當(dāng)當(dāng)氣團(tuán)上升到一一定高度，溫度度降到其露點(diǎn)溫溫度時(shí)，這團(tuán)空空氣就達(dá)到了飽飽和狀態(tài)，再上上升就會過飽和和而發(fā)生凝結(jié)形形成云滴。云滴滴在上升過程中中不斷凝聚，相相互碰撞，合并并增大?！┰圃频尾荒鼙簧仙龤饬魉斖袝r(shí)時(shí)，在重力作用用下降落到地面面成為降水。必備條件：①充充足的水汽②②上升運(yùn)動(dòng)動(dòng)③凝結(jié)結(jié)核二、降雨的分類類按空氣抬升的原原因降雨可分為為：對流雨降雨的分類氣旋雨地形雨鋒面雨⑴對流雨因地表局部受熱熱．氣溫向上遞遞減率過大．大大氣穩(wěn)定性降低低，下層空氣膨膨脹上升與上層層空氣形成對流流運(yùn)動(dòng)。上升的的空氣形成動(dòng)力力冷卻而致雨稱稱為對流雨。因因?qū)α魃仙俣榷瓤?，形成的云云多為垂直發(fā)展展的積狀云。降降雨強(qiáng)度大，歷歷時(shí)短。雨區(qū)較較小。對流雨特點(diǎn)：對流雨多多發(fā)生在夏季酷酷熱的午后，一一般降雨強(qiáng)度大大、范圍小、歷歷時(shí)短。返回(2)地形雨空氣在運(yùn)移過程程中，遇山脈的的阻擋．氣流被被迫沿迎風(fēng)坡上上升，由于動(dòng)力力冷卻而成云致致雨稱為地形雨雨。此外，山脈脈的形狀對降雨雨也有影響。如如喇叭口、馬蹄蹄形的地形，若若它們的開口朝朝向氣流來向，，則易使氣流輻輻合上升．產(chǎn)生生較大的降雨．．如圖2—11所示。地形雨雨的降雨特性．．因空氣本身溫溫濕特性，運(yùn)行行速度以及地形形特點(diǎn)而異，差差別較大。地形雨特點(diǎn)：地形雨多多集中在迎風(fēng)坡坡，背風(fēng)坡雨量量較少。返回(3)鋒面雨：：在了解鋒面雨雨之前，首先要要學(xué)習(xí)幾個(gè)概念念：氣團(tuán)：指一定范范圍（大范圍，，水平幾百KM至幾千KM，，垂直范圍幾KM至幾十KM）相對比較均均勻的大團(tuán)空氣氣稱為氣團(tuán)。按按熱力性質(zhì)可分分為暖氣團(tuán)和冷冷氣團(tuán)。鋒面：兩個(gè)溫濕濕特性不同的氣氣團(tuán)相遇時(shí)，在在其接觸區(qū)由于于性質(zhì)不同來不不及混合而形成成一個(gè)不連續(xù)面面．稱為鋒面。。所謂不連續(xù)面面實(shí)際上是一個(gè)個(gè)過渡帶，所以以又稱為鋒區(qū)。。（因過渡帶的的水平尺度與大大范圍氣團(tuán)尺度度相比很小，可可以看作一個(gè)““面”）鋒面的的長度從幾百公公里到幾千公里里不等。伸展高高度，低的離地地1—2km．．高的可達(dá)10km以上。。由于冷暖空氣氣密度不同、暖暖空氣總是位于于冷空氣上方。。在地轉(zhuǎn)偏向力力的作用下，鋒鋒面向冷空氣一一側(cè)傾斜，冷氣氣團(tuán)總是楔入暖暖氣團(tuán)下部．暖暖空氣沿鋒面上上升。由于鋒面面兩側(cè)溫度、濕濕度、氣壓等氣氣象要素有明顯顯的差別．因此此，鋒面附近常常伴有云、雨、、大風(fēng)等天氣現(xiàn)現(xiàn)象。鋒面活動(dòng)動(dòng)產(chǎn)生的降水統(tǒng)統(tǒng)稱鋒面雨。鋒線：鋒面與地地面的交線稱為為鋒線。鋒：鋒面與鋒線線的統(tǒng)稱?；靖拍睿簹鈭F(tuán)：溫度、濕度、氣氣壓等物理性質(zhì)質(zhì)比較均勻、相相似的大團(tuán)空氣氣。根據(jù)溫度特征分分為冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)，根據(jù)濕度特征征分為海洋氣團(tuán)和大陸氣團(tuán)鋒面：冷暖氣團(tuán)的交界界面。類型：冷鋒：冷氣團(tuán)主動(dòng)向暖暖氣團(tuán)移動(dòng)的鋒鋒。暖鋒：暖氣團(tuán)主動(dòng)向冷冷氣團(tuán)移動(dòng)而形形成的鋒。準(zhǔn)靜止鋒：勢力相當(dāng)，兩個(gè)個(gè)氣團(tuán)僵持在一一起形成的鋒。。鋒面隨冷暖氣團(tuán)團(tuán)的移動(dòng)而移動(dòng)動(dòng)。根據(jù)鋒面兩兩側(cè)冷暖氣團(tuán)的的移動(dòng)方向及結(jié)結(jié)構(gòu)的不同，可可將鋒分為冷鋒鋒、暖鋒、靜止止鋒和錮囚鋒。。由于鋒面活動(dòng)動(dòng)產(chǎn)生的降水統(tǒng)統(tǒng)稱鋒面雨。鋒鋒面雨比較常見見，常伴有大風(fēng)風(fēng)，雨面大，歷歷時(shí)較長，雨量量較大。與鋒相相對應(yīng)，鋒面雨雨就可以分為冷冷鋒雨、暖鋒雨雨、靜止鋒雨和和錮囚鋒雨。(1)冷鋒雨：：冷氣團(tuán)起主導(dǎo)導(dǎo)作用，或是因因其移動(dòng)緩慢而而迫使暖空氣沿沿鋒面上升，或或是因其移動(dòng)速速度快，迫使暖暖氣團(tuán)產(chǎn)生強(qiáng)烈烈的上升運(yùn)動(dòng)，，推動(dòng)鋒面向暖暖氣團(tuán)一側(cè)移動(dòng)動(dòng)，這種鋒稱為為冷鋒。如圖a所示，它所形形成的雨為冷鋒鋒雨。冷鋒雨是是影響我國天氣氣的最重要天氣氣系統(tǒng)之一。特特點(diǎn)：降雨強(qiáng)度度大，歷時(shí)較短短，雨區(qū)窄，一一般僅數(shù)10km。(2)暖鋒雨：：暖氣團(tuán)起主導(dǎo)導(dǎo)作用，推動(dòng)鋒鋒面向冷氣團(tuán)一一側(cè)移動(dòng)，這種種鋒稱為暖鋒。。這時(shí)形成的雨雨叫暖鋒雨。特特點(diǎn)：降雨強(qiáng)度度不大，但歷時(shí)時(shí)較長。在夏季季．當(dāng)暖氣團(tuán)不不穩(wěn)定時(shí)，也可可出現(xiàn)積雨云和和雷陣雨天氣。。(3)準(zhǔn)靜止鋒鋒雨：冷暖氣團(tuán)團(tuán)勢均力敵，在在某一地區(qū)停滯滯少動(dòng)或來回?cái)[擺動(dòng)的鋒稱為準(zhǔn)準(zhǔn)靜止鋒。簡稱稱靜止鋒，如圖圖2—12(C)。這時(shí)形成成的雨叫準(zhǔn)靜止止鋒雨。特點(diǎn)：：降雨強(qiáng)度小，，但持續(xù)時(shí)間長長，可達(dá)10天天或半月，甚至至一個(gè)月。(4)錮囚鋒雨雨：當(dāng)三種熱力力性質(zhì)不同的氣氣團(tuán)相遇，如冷冷鋒追上暖鋒或或兩條冷鋒相遇遇，暖空氣被抬抬離地面，錮囚囚在高空，稱為為錮囚鋒，如圖圖2—12(D)。這時(shí)形成成的雨叫錮囚鋒鋒雨。由于錮囚囚鋒是兩條移動(dòng)動(dòng)的鋒相遇合并并而成，所以它它不僅保留了原原來鋒面的降水水特性，而且錮錮囚后暖空氣被被拾升到錮囚點(diǎn)點(diǎn)以上，上升運(yùn)運(yùn)動(dòng)進(jìn)一步發(fā)展展，使云層變厚厚，降水量增加加，雨區(qū)擴(kuò)大。。這四種鋒面雨，總總的來講，冷鋒雨雨強(qiáng)度大，歷時(shí)較較短，雨區(qū)范圍較較小；暖鋒雨強(qiáng)度小，歷歷時(shí)較長，雨區(qū)范范圍較大；準(zhǔn)靜止鋒雨強(qiáng)度較較大，歷時(shí)長。思考：兩種鋒面有有何異同？冷鋒系統(tǒng).swf？該鋒面是什么鋒？該鋒過境前、過境時(shí)、、過境后是什么樣樣的天氣？冷鋒過境前：晴朗；過境時(shí)：陰天下下雨刮風(fēng)降溫溫；過境后：晴朗。思考？該鋒是什么鋒？該鋒過境前、過境時(shí)、、過境后是什么天天氣？暖鋒過境前：晴朗；過境時(shí)：連續(xù)性降降水；過境后：晴朗返回(4)氣旋雨氣旋是中心氣壓低低于四周的大氣旋旋渦。在北半球,氣旋內(nèi)的空氣作作逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)，并并向中心輻合，引引起大規(guī)模的上升升運(yùn)動(dòng)，水汽因動(dòng)動(dòng)力冷卻而致雨，，稱為氣旋雨。特特點(diǎn)：雨強(qiáng)、雨量量大，歷時(shí)不長，，面積不是很大，，常伴大風(fēng)。河南75.8暴雨雨就是氣旋雨，3天雨量達(dá)1630mm，垮板橋橋水庫、石漫灘水水庫，淹18個(gè)縣縣，死傷數(shù)10萬萬人。氣旋雨特點(diǎn)：降水范圍最最廣，時(shí)間最久。。三、降雨觀測（由氣象站或水文文站完成）常見儀器：雨量筒筒和自記雨量計(jì)雨量筒：是直接觀觀測降水量的器具具，它由承雨器、、漏斗、儲水瓶和和雨量杯組成，如如圖2—22所示示。承雨器口徑為為200mm，，安裝時(shí)器口一般般距地面700mm，筒口保持持水平。分辨率為為0.1mm。。一般采用2段制制進(jìn)行觀測，即每每日8時(shí)及20時(shí)時(shí)各觀測一次。雨雨季增加觀測段次次，如4段制或8段制，雨大時(shí)還還需加測。觀測時(shí)時(shí)用空的儲水瓶將將雨量器內(nèi)儲水瓶瓶換出，用雨量杯杯量出降水量。當(dāng)當(dāng)降雪時(shí)，僅用外外筒作為承雪器具具，待雪融化后計(jì)計(jì)算降水量。每日日8時(shí)至次日8時(shí)時(shí)降水量作為當(dāng)日日降水量。自記雨量計(jì)：是觀觀測降雨過程的自自記儀器。可自動(dòng)動(dòng)記錄降雨過程，，原理：利用水的的浮力驅(qū)動(dòng)，與時(shí)時(shí)鐘連接。記錄紙紙上記錄下來的曲曲線是累積曲線，，既表示雨量的大大小，又表示降雨雨過程的變化情況況，曲線的坡度表表示降雨強(qiáng)度。四、降雨特性及降降雨資料的圖示法法1、降雨特性：降雨量mm，降雨雨歷時(shí)h，降雨強(qiáng)強(qiáng)度mm/h，降降雨面積km2，降雨中心（降雨雨量最大的局部地地區(qū)）降雨量mm：一定時(shí)段內(nèi)降落在在某一點(diǎn)或某一面面積上的總雨量，，常用深度表示。。指與洪水過程相相應(yīng)的一次降雨過過程的總量，它可可以指某個(gè)雨量站站的降雨量，若對對一個(gè)流域而言，，則指流域的面平平均雨量。降雨歷時(shí)h：一次降雨所經(jīng)歷歷的時(shí)間，以min或h計(jì)。降雨強(qiáng)度mm/h：單位時(shí)間內(nèi)的降降雨量。降雨面積km2：降雨籠罩的水平平面積。降雨中心（降雨量最大的局局部地區(qū)）降雨量等級表見P12，表2-1.2、降雨資料圖示示法：用圖示的方法將降降雨特性中的幾個(gè)個(gè)或全部表征出來來。①降雨量隨時(shí)間的的變化-----降雨量線表示，，即降雨量過程線線，時(shí)段降雨量隨隨時(shí)間的變化過程程線。通常以時(shí)段平均雨雨強(qiáng)為縱坐標(biāo)。時(shí)時(shí)間為橫坐標(biāo)的柱柱狀圖表示，也常常稱為降雨量過程程線，如圖中的1線。當(dāng)時(shí)段取得得很小并趨于零，，1線變?yōu)楣饣€，即為瞬時(shí)雨雨強(qiáng)i過程線，如如圖中2線所示。。據(jù)此，可繪制降雨雨量累積曲線，表表示自降雨開始起起至各時(shí)刻降雨量量的累積值P隨時(shí)時(shí)間的變化過程線線，稱為降雨量累累積曲線。曲線上上任意一點(diǎn)的坡度度就是該時(shí)刻的瞬瞬時(shí)降雨強(qiáng)度i，，而曲線上任一時(shí)時(shí)段的平均坡度就就是該時(shí)段的平均均降雨強(qiáng)；根據(jù)它它的平均坡度即可可求得各時(shí)段內(nèi)的的平均雨強(qiáng)。②降雨量的空間分分布-降雨量等值值線圖表示把降雨量相等的點(diǎn)點(diǎn)連成的線稱為等等雨量線，若干等等雨量線組成的圖圖稱為等雨量線圖圖（與地形等高線線相似），見下圖圖青海省90年代代降雨量等值線圖圖。③降雨特性綜合曲曲線（根據(jù)時(shí)、空空分布的基本資料料加工繪制）⑴強(qiáng)度-歷時(shí)曲線線：統(tǒng)計(jì)降雨強(qiáng)度度過程線中各種不不同歷時(shí)的最大平平均雨強(qiáng)，如圖4-2(a)所示示。以平均雨強(qiáng)為為縱坐標(biāo)，歷時(shí)為為橫坐標(biāo)，點(diǎn)繪而而成。最大平均雨雨強(qiáng)與歷時(shí)的關(guān)系系即為降雨強(qiáng)度~歷時(shí)曲線，如圖圖4-2(b)所所示。由圖中可以以看出，同一場降降雨的雨強(qiáng)隨歷時(shí)時(shí)增長而減小。不不同場降雨因降雨雨過程不同，因而而雨強(qiáng)~歷時(shí)曲線線也不同，如圖4-2(c)所示示。它可以反映該該場降雨的核心部部分的雨強(qiáng)變化特特性。⑵平均深度-面積積曲線（由降雨量量等值線圖加工繪繪制）對一場或一定歷時(shí)時(shí)的降雨，首先繪繪制某種歷時(shí)的等等雨量線，并從最最大雨深處(暴雨雨中心)向外量取取不同等雨量線包包圍的面積，并求求出各面積上的平平均降雨量。各包包圍面積與相應(yīng)面面平均雨量之間的的關(guān)系稱為雨深~面積關(guān)系。此曲曲線表示不同面積積上的最大平均雨雨深。一般為指數(shù)數(shù)衰減曲線，面積積愈大，平均雨深深愈小。⑶平均雨深-面積積-歷時(shí)曲線，簡簡稱時(shí)~面~深關(guān)關(guān)系曲線因雨深隨歷時(shí)而定定，對一場降雨，，可選取各種歷時(shí)時(shí)(如1、3、6、12、24、、72h)的等雨雨量線圖，分別作作雨深~面積關(guān)系系曲線，并繪于同同一張圖上，即為為時(shí)-面-深曲線線，如圖2-4所所示。曲線規(guī)律為：當(dāng)歷歷時(shí)一定時(shí)，面積積愈大，平均雨深深愈??；當(dāng)面積一一定，歷時(shí)愈大，，平均雨深愈大。。五、流域平均降雨雨量的計(jì)算雨量站觀測的雨量量，是反映站點(diǎn)附附近的降雨情況，，稱作點(diǎn)雨量，在在水文計(jì)算中，需需要知道整個(gè)流域域面上的雨量分布布，計(jì)算平均雨量量，稱作面雨量。。這就涉及到由各各站點(diǎn)的點(diǎn)雨量推推求流域平均降雨雨量即面雨量的問問題。常用的計(jì)算方法有有三種：1、算術(shù)平均法：：當(dāng)流域內(nèi)雨量站站分布較均勻、地地形起伏變化不大大時(shí)，可根據(jù)各站站同時(shí)段觀測的降降雨量用算術(shù)平均均法推求。把流域內(nèi)所有雨量量站同期雨量累加加，除以站數(shù)，得得到該時(shí)段的流域域平均雨量。計(jì)算算公式如下：式中：xi——流域內(nèi)第i個(gè)個(gè)雨量站同一時(shí)段段降內(nèi)的降雨量．．mmn—雨量站個(gè)數(shù)；；—流域某時(shí)段平均均降雨量，mm；；適用條件：①流域域內(nèi)雨量站分布均均勻；②流域地形形起伏變化不大。。2、泰森多邊形法法：如圖所示。先用直線連接相鄰鄰雨量站(包括流流域周邊外的雨量量站)，構(gòu)成若干干個(gè)三角形（盡量量避免鈍角三角形形），再作每個(gè)三三角形各邊的垂直直平分線．這些垂垂直平分線將流域域分成n個(gè)多邊形形，流域邊界處的的多邊形以流域邊邊界為界。每個(gè)多多邊形內(nèi)有一個(gè)雨雨量站，以每個(gè)多多邊形內(nèi)雨量站的的雨量代表該多邊邊形面積上的降雨雨量，最后按面積積加權(quán)推求流域平平均降雨量。計(jì)算公式如下：式中：fi---第i個(gè)雨量量站所在多邊形的的面積，km2；F----流域面面積，km2；其余符號同前，式式中fi/F稱稱為面積權(quán)重。適用條件：①雨量量站分布不太均勻勻；②地形起伏較較大時(shí)包含假定：流域內(nèi)內(nèi)任何一點(diǎn)的降雨雨量，都可用和它它距離最近的雨量量站代表。與算術(shù)平均法相比比較：泰森多邊形形法適用條件寬，，計(jì)算結(jié)果較合理理（能充分利用資資料，不但要用流流域內(nèi)，而且可以以用流域附近雨量量站的資料）思路：①將流域及及其附近雨量站繪繪在地形圖上；②②把相鄰雨量站兩兩兩連接，構(gòu)成若若干個(gè)三角形；③③做每個(gè)三角形各各邊的中垂線，這這些中垂線和流域域邊界把流域劃分分為若干個(gè)多邊形形，每個(gè)多邊形都都對應(yīng)一個(gè)雨量站站；④把每個(gè)多邊邊形占全流域面積積的比例作為權(quán)數(shù)數(shù)，用對應(yīng)的雨量量站雨量加權(quán)平均均計(jì)算流域的平均均雨量。3、等雨量線圖法法：當(dāng)流域內(nèi)雨量量站分布較密時(shí)，，可根據(jù)各雨量站站同時(shí)段觀測的雨雨量繪制等雨量線線圖，如圖所示，，然后用等雨量線線圖推算流域平均均降雨量。計(jì)算公式如下：式中：fi——相鄰兩條等雨雨量線間的面積，，km2xi——相應(yīng)于fi上的平均雨深深，一般采用相鄰鄰兩條等雨量線的的平均值，mm，其余符號同前。比較：精度高，工工作量大，需要的的資料多，適用范范圍小。作業(yè)11、某流域雨量站站分布情況如圖1，根據(jù)五萬分之之一地形圖用求積積儀量得流域面積積為87.5km2。1974年8月月19日發(fā)生一次次暴雨，各雨量站站觀測的雨量及其其對應(yīng)的泰森多邊邊形面積如表1，，要求：（1）補(bǔ)畫出流域域上的泰森多邊形形；（2）用泰森多邊邊形法計(jì)算流域各各時(shí)段平均雨深及及日平均雨深；（3）選用較合理理的一種成果繪制制降雨量過程線和和累積雨量線。表1某流域降降雨資料單單位：mm雨量站降雨歷時(shí)A站6.5km2B站10.0km2C站8.9km2D站23.1km2E站8.8km2F站11.8km2G站18.4km2算術(shù)平均法泰森多邊形法0.00～4.004.00～8.008.00～12.0012.00～16.0016.00～20.0020.00～24.005.819.9118.142.422.924.71.410.875.233.823.19.61.89.157.039.127.019.97.134.242.352.834.226.32.46.848.556.033.721.81.615.870.528.025.019.83.310.871.540.417.713.3合計(jì)圖1某流域雨量站分布圖第四節(jié)蒸蒸發(fā)蒸發(fā)：水由液態(tài)或或固態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)態(tài)的過程稱為蒸發(fā)發(fā)。流域蒸發(fā)包括三個(gè)個(gè)方面：水面蒸發(fā)發(fā)；土壤蒸發(fā)；植植物散發(fā)。蒸發(fā)面為水面時(shí)稱稱為水面蒸發(fā)；蒸蒸發(fā)面為土壤表面面時(shí)稱為土壤蒸發(fā)發(fā)；蒸發(fā)面是植物物莖葉則稱為植物物散發(fā)。一、水面蒸發(fā)：水水面蒸發(fā)是指在自自然條件下，水面面的水分從液態(tài)轉(zhuǎn)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)進(jìn)出水水面的物理過程，，可概括為水分汽汽化和水分?jǐn)U散兩兩個(gè)階段。水面蒸發(fā)是在充分分供水條件下的蒸蒸發(fā)。確定水面蒸蒸發(fā)量的大小，通通常有兩種途徑：：器測法和間接計(jì)計(jì)算法。器測法是應(yīng)用蒸發(fā)發(fā)器或蒸發(fā)池直接接觀測水面蒸發(fā)量量。我國水文和氣氣象部門采用的水水面蒸發(fā)器有：ФФ-20型、Ф——80套盆式、E-601型蒸發(fā)發(fā)器，以及水面面面積為20m2和100m2的大型蒸發(fā)池。由由于蒸發(fā)器的蒸發(fā)發(fā)面積遠(yuǎn)較天然水水體為小，其受熱熱條件與大水體有有顯著的差異，所所以，蒸發(fā)器觀測測的數(shù)值不能直接接作為如水庫這樣樣的大水體的水面面蒸發(fā)值。也就是是說帶有系統(tǒng)誤差差（偏大），要乘乘上修正系數(shù)（通通過對比觀測資料料率定）間接計(jì)算：間間接計(jì)算法是利用用氣象或水文觀測測資料間接推算蒸蒸發(fā)量，方法有：：水汽輸送法、熱熱量平銜法、彭曼曼法、水量平衡法法、經(jīng)驗(yàn)公式等等等。1)器測法用蒸發(fā)器或蒸發(fā)池池觀測水面蒸發(fā)。。E=kE`式中，E為天然水水面蒸發(fā)量；E`為蒸發(fā)器實(shí)測蒸發(fā)發(fā)量；k為蒸發(fā)器器折算系數(shù)。2)間接法之經(jīng)驗(yàn)驗(yàn)公式法常用的經(jīng)驗(yàn)公式為為：E=f(u)(es-ez)式中，E為天然水水面蒸發(fā)量；u為水面上某高處處風(fēng)速；es為水面溫度下的飽飽和水汽壓；ez為距水面上z處的的水汽壓，(es-ez)為飽和汽壓差；；函數(shù)f，不同地區(qū)區(qū)，形式不一樣。。二、土壤蒸發(fā)：土壤蒸發(fā)是土壤中中所含水分以水汽汽的形式逸入大氣氣的現(xiàn)象，土壤蒸蒸發(fā)過程是土壤失失去水分或干化過過程。土壤是一種種有孔介質(zhì)，具有有吸收、保持和輸輸送水分的能力．．因此，土壤蒸發(fā)發(fā)還受到土壤水分分運(yùn)動(dòng)的影響。由由此可知，土壤蒸蒸發(fā)比水面蒸發(fā)復(fù)復(fù)雜。一般分為三三個(gè)階段：第一階段：當(dāng)土壤壤含水量在田間持持水量（田間一定定深度土層中所能能保持的最大毛管管懸著水量）以上上時(shí)，接近水面蒸蒸發(fā)速度，氣象條條件是主要影響因因素。由于蒸發(fā)耗水，土土壤含水量不斷減減少，當(dāng)土壤含水水量降到田間持水水量以下時(shí)，土壤壤中毛細(xì)管的連續(xù)續(xù)狀態(tài)將逐漸被破破壞，從土層內(nèi)部部由毛細(xì)管作用上上升到土壤表面的的水分也將逐漸減減少，這時(shí)進(jìn)入第第二階段。第二階段：當(dāng)含水水量在田持至毛管管水?dāng)嗔央A段，蒸蒸發(fā)速度與含水量量成正比，土壤濕濕度成為主要影響響因素。田間持水量：指土土壤中所能保持的的最大毛管懸著水水量。當(dāng)土壤含水水量超過這一限度度時(shí)，多余的水分分不能被土壤所保保持，將以自由重重力水的形式向下下滲透。田間持水水量是劃分土壤持持水量與向下滲透透水量的重要依據(jù)據(jù)，對水文學(xué)有重重要意義。在這一階段內(nèi)，隨隨土壤含水量的減減少．供水條件越越來越差，土壤蒸蒸發(fā)量也就越來越越小。此時(shí)，土壤壤蒸發(fā)不僅與氣象象因素有關(guān)，而且且隨土壤含水量的的減少而減少。土土壤蒸發(fā)率與土壤壤含水量W大體成成正比。當(dāng)土壤含含水量減至毛管斷斷裂含水量（毛管管懸著水的連續(xù)狀狀態(tài)開始斷裂時(shí)的的含水量），毛管管水完全不能到達(dá)達(dá)地表后，進(jìn)入第第三階段。第三階段：含水量量降至毛管斷裂含含水量之下，蒸發(fā)發(fā)很緩慢。在這一一階段．毛管向土土壤表面輸送水分分的機(jī)制完全遭到到破壞，水分只能能以薄膜水或氣態(tài)態(tài)水的形式向地表表移動(dòng)，運(yùn)動(dòng)十分分緩慢，蒸發(fā)率微微小。在這種情況況下，不論是氣象象因素還是土壤含含水量對土壤蒸發(fā)發(fā)均不起明顯作用用。毛管斷裂含水量：：毛管懸著水的連連續(xù)狀態(tài)開始斷裂裂時(shí)的含水量。當(dāng)當(dāng)土壤含水量大于于此值時(shí)，懸著水水就能向土壤水分分的消失點(diǎn)或消失失面(被植物吸收收或蒸發(fā))運(yùn)行。。低于此值時(shí)．連連續(xù)供水狀態(tài)遭到到破壞，達(dá)時(shí)，土土壤水分只有吸濕濕水和薄膜水，水水分交換將以薄膜膜水和水汽的形式式進(jìn)行。觀測較困難，可采采用“稱重法”，，一般站點(diǎn)無資料料。I.第一階段：土壤充充分濕潤，供水充充足，E接近最大蒸發(fā)能力力EM；II第二階段段：土壤水分減少少，W<W田，供水條件變差，，E逐漸減??；E=W/W田×EMIII第三階段段：W<W斷，水分運(yùn)動(dòng)十分緩緩慢，蒸發(fā)率很小小。1）土壤蒸發(fā)的影影響因子氣象因素：氣溫，，風(fēng)速，飽和水汽汽壓差(es-ez)土壤因素：土壤含含水量，土壤特性性，植被，地形2）土壤蒸發(fā)量觀觀測土壤蒸發(fā)量常用方方法有器測法、水水量平衡法和經(jīng)驗(yàn)驗(yàn)公式法等。器測法計(jì)算公式：：式中，G1，G2分別前后土壤干重重；P為降落在土土壤蒸發(fā)器上的降降雨量；R為徑流流；q為引流量。。三、植物散發(fā)：在在植物生長期，植植物根系吸收水分分，再從葉面和枝枝干散發(fā)出去的過過程，是一種生物物物理過程，比水水面蒸發(fā)及土壤蒸蒸發(fā)更為復(fù)雜，它它與土壤環(huán)境、植植物的生理結(jié)構(gòu)以以及大氣狀況有密密切的關(guān)系，很難難觀測。美國做過過少量農(nóng)作物實(shí)驗(yàn)驗(yàn)，我國自80年年代末也有一些研研究單位開始從事事這方面的研究。。需要進(jìn)行估算，如如用水量平衡法。。根據(jù)水量平衡原原理，測定出一塊塊樣地或流域的整整片植物群落生長長期始末的土壤含含水量、土壤蒸發(fā)發(fā)量、降雨量、徑徑流量和滲漏量，，再用水量平衡方方程即可推算出植植物生長期的散發(fā)發(fā)量。四、流域總蒸發(fā)估估算流域總蒸發(fā)(流域域蒸散發(fā))包括水水面蒸發(fā)、土壤蒸蒸發(fā)、植物截留蒸蒸發(fā)及植物散發(fā)。。由于各項(xiàng)的蒸發(fā)發(fā)量的測定困難，，一般都是用流域域水量平衡方程來來估算。利用流域域多年平均情況下下的水量平衡方程程和實(shí)測的降水量量、徑流量資料，，進(jìn)行反推。（方方程在第七節(jié)講））(1)E=E水+E陸+E植(2)水量平衡衡方程法E=P-R-△△W第五節(jié)土壤水、、下滲與地下水一、土壤水1、土壤水的形態(tài)態(tài)土壤水按其形態(tài)不不同可分為氣態(tài)水水、吸著水、毛管管水和重力水等。。（重力、毛管力力、固體顆粒的吸吸力、表面張力））（1）氣態(tài)水：存存在于土壤孔隙中中的水汽，有利于于微生物的活動(dòng)，，對植物根系有利利，但數(shù)量較少，，在計(jì)算中被忽略略。（2）吸著水：包包括吸濕水和薄膜膜水。吸濕水被緊緊束于土粒表面，，不能在重力和毛毛管力的作用下移移動(dòng)。薄膜水吸附附于吸濕水的外部部，能沿土粒表面面進(jìn)行數(shù)度極小的的移動(dòng)。（3）毛管水是在在毛管力作用下土土壤中所能保持的的那部分水分。分分為上升毛管水和和懸著毛管水。上上升毛管水是指地地下水沿著土壤毛毛細(xì)管上升的部分分，懸著毛管水來來自降雨或灌水，，在不受地下水補(bǔ)補(bǔ)給時(shí)，上層土壤壤由于毛管作用下下所能保持的地面面滲入的水分。（4）重力水：土土壤中超出毛管含含水率的水分在重重力作用下很易排排出，這種水分稱稱為重力水。2、幾個(gè)重要的含含水量飽和含水量（最大大持水量）田間持水量：凋萎系數(shù)：為保證旱作物豐產(chǎn)產(chǎn)和水資源的高效效利用，一般要求求土壤含水量在_________和__________之間間。膜狀水膜狀水二、下滲下滲是指降落到地地面上的雨水從地地表滲入土壤內(nèi)的的運(yùn)動(dòng)過程。下滲滲不僅直接決定地地面徑流量的大小小，同時(shí)也影響土土壤水分的增長，，以及表層流與地地下徑流的形成。。因此，分析下滲滲的物理過程和規(guī)規(guī)律，對認(rèn)識徑流流形成的物理機(jī)制制有重要的意義。（一）下滲過程（在三個(gè)力作用下下進(jìn)行：分子力、、毛管力、重力））按水分所受的力和和運(yùn)動(dòng)特征，下滲滲可分為三個(gè)階段段1、滲潤階段（分分子力）：下滲開開始時(shí)，土壤干燥燥，分子力很強(qiáng)，，可達(dá)10000個(gè)大氣壓，土壤壤分子力很快把水水吸附在土粒周圍圍，形成薄膜水。。隨著入滲的繼續(xù)續(xù)，薄膜厚度增大大，分子力迅速衰衰減到消失。（引引力與距離平方成成反比）2、滲漏階段（毛管力力）：入滲水分填填充了土粒間的空空隙，空隙連通，，形成毛管，水沿沿管壁運(yùn)動(dòng)，構(gòu)成成彎曲面，在表面面張力作用下產(chǎn)生生毛管力。表面張張力的合力指向無無水方，使水迅速速入滲。當(dāng)水逐漸漸填滿毛管后，毛毛管力消失。3、滲透階段（重力））：毛管力消失后后，只剩下重力起起作用，重力穩(wěn)定定向下，一直起作作用，可使下滲穩(wěn)穩(wěn)定進(jìn)行。（fc）圖下滲曲線和下滲累積曲線下滲曲線是一條遞遞減曲線。在整個(gè)個(gè)下滲過程中，下下滲是在三種力同同時(shí)作用下進(jìn)行的的，開始時(shí)三種力力同時(shí)作用，入滲滲速率最大；隨著著土壤濕度增大，，前兩種力（分子子力、毛管力）逐逐漸減小或消失，，水分主要在重力力作用下運(yùn)動(dòng)，入入滲速率就趨于一一個(gè)穩(wěn)定值fc。。通過實(shí)驗(yàn)可以證證明這種入滲速率率隨入滲歷時(shí)增大大而遞減的規(guī)律，，最簡單的下滲實(shí)實(shí)驗(yàn)是同心環(huán)實(shí)驗(yàn)驗(yàn)。通過做實(shí)驗(yàn)可可以得到下滲的數(shù)數(shù)學(xué)公式。（二）經(jīng)驗(yàn)公式式（霍頓公式）其中，下滲率f，，表示在單位時(shí)間間內(nèi)，單位面積上上滲入土中的水量量（mm/h）ft：t時(shí)刻的下滲率率，f0：初始下滲率，e：自然對數(shù)的底底，β：遞減指數(shù)數(shù)。f0、fc、β與土壤性質(zhì)有有關(guān)，需根據(jù)實(shí)測測資料或?qū)嶒?yàn)資料料分析確定。下滲曲線是充分供供水條件下的某地地面點(diǎn)上的下滲曲曲線。在天然降雨雨條件下，在降雨雨初期，一般降雨雨強(qiáng)度是小于下滲滲能力的，因此在在降雨初期，實(shí)際際的下滲強(qiáng)度等于于降雨強(qiáng)度。當(dāng)土土壤含水量增加至至一定值時(shí)，降雨雨強(qiáng)度才會超過下下滲率，這時(shí)就會會形成徑流。（三）影響下滲的的因素下滲是一個(gè)較復(fù)雜雜的過程，受多方方面因素的影響，，主要有土壤性質(zhì)質(zhì)、降水、植被、、地表、人類活動(dòng)動(dòng)影響。1、土壤：土壤粒粒徑愈大，孔隙愈愈大，穩(wěn)定下滲率率fc愈大。初始始土壤含水率對下下滲有影響，干燥燥土壤吸水力強(qiáng)，，下滲率大，濕潤潤土壤下滲率就小小。2、降雨：若雨強(qiáng)強(qiáng)小于下滲能力時(shí)時(shí)，降雨全部滲入入土壤，若雨強(qiáng)大大于下滲能力時(shí)，，則產(chǎn)生超滲產(chǎn)流流，形成地面徑流流。在相同土壤水水分時(shí)，下滲率隨隨雨強(qiáng)增大而增大大，尤其對有草皮皮覆蓋的情況則更更為明顯。對于赤赤裸的土壤，雨強(qiáng)強(qiáng)增大，雨滴也增增大，增大的雨滴滴以較大能量撞碰碰并濺起地表土粒粒，土粒隨下滲水水流充塞土壤孔隙隙，從而使下滲率率減小。另外，降降雨時(shí)程分布，連連續(xù)或間歇降水都都會影響下滲。3、植被：有植被被地區(qū)的下滲一般般大于裸地。這是是因?yàn)橹脖蛔柚沽肆说孛鎻搅?，延續(xù)續(xù)了下滲時(shí)間，且且枯枝落葉及根系系的腐爛使土壤更更易透水。4、流域地形：坡坡度的大小，坡面面的向陽、背陽，，地形的起伏等都都對下滲有一定影影響。例如，同一一雨強(qiáng)下，坡度越越大，下滲率越小小。5、人類活動(dòng)：植植樹造林，開挖水水平溝及魚鱗坑，，修梯田，平整土土地等農(nóng)、林措施施，以及灌排水等等水利措施使流域域滯水及蓄水能力力增加，因而影響響到下滲。（四）下滲與雨強(qiáng)強(qiáng)的關(guān)系：雨強(qiáng)i指降水強(qiáng)度，ft表示某一時(shí)刻的下下滲能力。在天然情況下，滿滿足土壤下滲能力力的必要條件是任任一時(shí)刻的降雨強(qiáng)強(qiáng)度i要大于或等等于該時(shí)刻的下滲滲能力ft，即i＞ft，這時(shí)的下滲過程程線就是下滲能力力曲線。但天然狀狀態(tài)下的降雨復(fù)雜雜且多變，實(shí)際降降雨強(qiáng)度并不一定定大于下滲能力，，可能有如下三種種情況：1大降雨雨強(qiáng)度情況：i＞＞fp>fc，此此時(shí)充分供水，下下滲按下滲能力進(jìn)進(jìn)行并處于下滲最最大值；2降雨強(qiáng)強(qiáng)度較小而穩(wěn)定的的情況：i≤fc，下滲率取決于于降雨強(qiáng)度，f=i，降雨全部滲滲入土壤，土壤水水分達(dá)不到飽和；；3降雨強(qiáng)度度介于fp與fc之間：fc<i≤fp，開始始時(shí)達(dá)不到飽和，，f=i，全部部降水滲入土壤，，待某一時(shí)刻表土土層飽和后，此飽飽和層逐漸加深并并開始過渡到地面面積水。三、地下水類型1.包氣帶水存存在于包氣帶帶中的地下水結(jié)合水（分吸濕水水、薄膜水）毛管水（分毛管懸懸著水與毛管上升升水）重力水（分上層滯滯水與滲透重力水水）2.飽和水帶存存在于飽和帶帶中的地下水潛水具有有自由水面承壓水（分自流水水與非自流水）成規(guī)模可以利用的的主要有：上層滯滯水、潛水、承壓壓水（一）上層滯水(perchedwater)上層滯水是存在于于包氣帶中局部隔隔水層上的重力水水（下圖）。它是是大氣降水或地表表水在下滲途中，，遇到局部不透水水層的阻擋后，在在其上聚積而成的的地下水。（二）潛水（phreaticwater）潛水是埋藏在地表表下第一個(gè)穩(wěn)定隔隔水層上具有自由由表面的重力水。。這個(gè)自由表面就就是潛水面。第六節(jié)徑徑流一、徑流形成過程程從降水到達(dá)地面至至水流從流域出口口斷面流出的過程程即為河川徑流形形成過程。徑流為流域表面的的降水由地面與地地下匯入河川，并并流出流域出口斷斷面的水流過程。。河川徑流的來源源是大氣降水。降降水的形式不同，，徑流形成過程也也不同。降雨徑流流多見，融雪徑流流一般為局部。徑流過程可劃分為為產(chǎn)流、匯流兩個(gè)個(gè)階段。深層地下徑流與流流域降水關(guān)系不大大，穩(wěn)定，形成““基流”。我國大大多數(shù)河流，在夏夏、秋季節(jié)主要是是地表水補(bǔ)給，且且以雨水補(bǔ)給為主主，而在冬季則主主要是地下水補(bǔ)給給。河川徑流一般有四四部分組成:Y1+Y2+Y3+Y4匯流階段：匯流分分為①坡面匯流；；②河流匯流(1)概念在流域中，從降水水到達(dá)地面至水流流匯集于流域出口口斷面的物理過程程。tPQttPtQt徑流形成分兩個(gè)階階段：產(chǎn)流階段和和匯流階段。如下下圖所示。R產(chǎn)流匯流降雨過程凈雨過程流域出口斷面流量量過程1、產(chǎn)流：降水從從上而下，以x表表示；有些降水先先遇植物枝葉，被被截流，其量記為為Is；在滿足Is以后，多余水水量仍到達(dá)地面，，如降雨強(qiáng)度小于于地面下滲能力，，雨水將全部滲入入土中，如降雨強(qiáng)強(qiáng)度大于下滲能力力，下滲按下滲能能力進(jìn)行，多余的的水將沿地面從高高向低流動(dòng)；中途途遇坑洼地，將填填平后再向低處流流動(dòng)，直達(dá)河流，，形成地表徑流Y1。下滲水量分析：土土壤表層疏松，下下滲速度快；下層層密實(shí)，下滲速度度慢，當(dāng)表層土壤壤飽和后，自然會會在兩層土壤界面面形成積水，從高高處向低處滲流，，直到河流，形成成壤中流Y2。下滲到淺層地下水水面后，以地下水水滲流補(bǔ)充河流，，形成淺層地下徑徑流Y3。深層地下水在不透透水層以下，比較較穩(wěn)定地補(bǔ)充河流流，形成深層地下下徑流Y4。產(chǎn)流階段由降雨P(guān)形成凈雨雨R的過程。即R=P-P損。P損包括植物截留、填填洼、下滲、蒸發(fā)發(fā)等損失水量。(3)匯流階段凈雨通過坡地、河河網(wǎng)匯集到流域出出口斷面的過程，，可細(xì)分為坡地匯匯流和河網(wǎng)匯流。。a.坡地匯流坡面漫流，流程歷歷時(shí)較短，河流流流量的主要來源；；表層流徑流，由土土壤孔隙流入河網(wǎng)網(wǎng)，流程歷時(shí)較坡坡面漫流長，對歷歷時(shí)較長的暴雨，，也是構(gòu)成河流流流量的主要來源。。坡地地下匯流，地地下水補(bǔ)給河流，，構(gòu)成河流的基流流。