水文學(xué)：第三章 地球上的水循環(huán)

第三章

地球上的水循環(huán)第一節(jié)地球上水的分布第二節(jié)水循環(huán)概述一、水循環(huán)概念、效應(yīng)和影響因素 二、水循環(huán)類型三、水體的更替周期第三節(jié)水量平衡一、水量平衡的概念二、通用水量平衡方程三、流域水量平衡方程四、全球水量平衡方程第四節(jié)水循環(huán)的研究一、進(jìn)展二、發(fā)展趨勢本章內(nèi)容第五節(jié)蒸發(fā)一、蒸發(fā)與蒸發(fā)率二、水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物散發(fā)和區(qū)域蒸散發(fā)第六節(jié)：水汽擴散與輸送一、擴散現(xiàn)象、水汽輸送二、影響水汽輸送的因素及我國的水汽輸送第七節(jié)降水一、降水要素及降水特征的表示方法二、面降水的計算三、影響降水的因素與可能最大降水第八節(jié)下滲一、下滲與下滲要素二、下滲的分段與垂直分帶三、下滲的確定與影響下滲的因素第九節(jié)徑流(136)一、徑流的涵義與表示方法二、徑流的形成過程與影響因素一、地球上的水儲量二、水循環(huán)概述水循環(huán)的概念與類型水循環(huán)：地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、地心引力等作用下，通過蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及地表和地下徑流等環(huán)節(jié)，不斷發(fā)生的周而復(fù)始的運動過程。試列舉一些水循環(huán)/水循環(huán)現(xiàn)象。歸納性的定義(海洋小循環(huán))?？梢栽O(shè)想這里是起點水循環(huán)作用與效應(yīng)促進(jìn)自然地理環(huán)境中物質(zhì)和能量遷移轉(zhuǎn)化滄海桑田侵蝕夷平面河流發(fā)育-侵蝕旋回理論塑造地貌形態(tài)和影響地殼運動珠穆朗瑪峰科羅拉多大峽谷水循環(huán)不僅影響地表形態(tài)，而且影響到地殼表層內(nèi)應(yīng)力的平衡，是觸發(fā)地震甚至影響地殼運動的重要原因。新豐江水電站1962年3月19日廣東新豐江水庫6.1級地震,就是水庫蓄水過程中地殼荷載變化導(dǎo)致地殼本身積蓄能量的集中釋放。冰蓋卸載后均衡回調(diào)主要分布在南極、格陵蘭、北美和北歐等在冰期形成過大冰蓋的地方。影響天氣現(xiàn)象和氣候特征

雖然太陽輻射是地球表層的根本熱源，但大氣得自太陽的直接輻射僅占其吸收總能量的30%，而來自地面的長波輻射占23%，地面與大氣間顯熱交換占11%，來自蒸發(fā)的潛熱輸送占36%。有人計算，如果大氣圈中水汽含量比現(xiàn)在減少一半，地球表面平均氣溫將下降5?C。如果沒有水循環(huán)調(diào)節(jié)高低緯度熱量不均，赤道附近會比現(xiàn)在熱10?C，兩極地區(qū)會比現(xiàn)在冷20?C。如墨西哥灣流與北大西洋西風(fēng)漂流使55~70?N之間的北歐地區(qū)比同緯度的大西洋西岸和亞洲高16-20?C。水文循環(huán)與生態(tài)平衡：水是生命之源，又是生命有機體的基本組成物質(zhì)……水循環(huán)的強度及其時空變化制約一個地區(qū)的生態(tài)環(huán)境平衡。海南島西部屬于典型的熱帶半干旱氣候區(qū),是我國惟一的熱帶稀樹干草原沙漠化地區(qū)降水影響海南島東西植被差異水循環(huán)形成區(qū)域水文現(xiàn)象和水資源：沒有水循環(huán)就沒有蒸發(fā)、降水……水循環(huán)是水資源可持續(xù)利用的基礎(chǔ)。我國境內(nèi)冰川儲存的靜態(tài)水資源約相當(dāng)于５條長江，每年提供的融水量相當(dāng)于一條黃河，而我國冰川總面積的80％上以在青藏高原。僅喜馬拉雅冰川融水徑流量，就占全國冰川融水徑流總量的12.7％。特別在西北內(nèi)陸干旱區(qū)，冰川融水更是綠洲地區(qū)社會進(jìn)步、生態(tài)環(huán)境保護(hù)的命脈。冰川水資源與冰川退縮南極Adelaide島冰川退縮(從1986到2001，15年間)。冰川水資源：冰川退縮是面臨的嚴(yán)重問題。冰川退縮不只是發(fā)生在高山

水循環(huán)成因內(nèi)因：水的特殊物理性質(zhì)（常溫下三態(tài)轉(zhuǎn)換）；外因：太陽輻射和地球引力，提供了水循環(huán)需要的動力。

水循環(huán)影響因素

影響水循環(huán)的因素包括自然因素和人類因素。自然因素包括氣象因素、地質(zhì)、地貌、土壤、植被等。氣象因素是起主導(dǎo)作用的因素，影響水循環(huán)全過程，決定水循環(huán)周期長短、速度快慢、規(guī)模大小等。地質(zhì)地貌、土壤植被等構(gòu)成的下墊面對水循環(huán)的影響主要是加速和延緩水循環(huán)過程，也可影響水循環(huán)的環(huán)節(jié)結(jié)構(gòu)。人類主觀和客觀的活動主要通過調(diào)節(jié)徑流、改變蒸發(fā)和降水等對水循環(huán)形成影響。

水循環(huán)的類型與層次結(jié)構(gòu)基本類型：根據(jù)水循環(huán)路徑與規(guī)模差異，將全球的水循環(huán)分為大循環(huán)/外循環(huán)與小循環(huán)/內(nèi)部循環(huán)。大循環(huán)：發(fā)生于全球海洋(、大氣)與陸地間的水分交換過程。在循環(huán)過程中，水分通過蒸發(fā)與降水兩個環(huán)節(jié)進(jìn)行垂向交換；以水汽輸送和徑流形式進(jìn)行橫向交換。小循環(huán)：發(fā)生在海洋與大氣之間(海洋小循環(huán))，或陸地與大氣之間(陸地小循環(huán))的水分交換過程。海洋小循環(huán)主要包括海面的蒸發(fā)與降水兩大環(huán)節(jié)。陸地小循環(huán)的水汽來源包括陸地蒸發(fā)的水汽及海洋輸送的水汽；距離海洋越遠(yuǎn)，水汽含量越少，因而水循環(huán)強度具有從海洋向內(nèi)陸深處逐步遞減的趨勢。陸地內(nèi)流區(qū)小循環(huán)：其多年平均降水量等于蒸發(fā)量,自成一個獨立的水循環(huán)系統(tǒng)。地面上并不直接和海洋相溝通，水分交換以垂向為主；僅借助于大氣環(huán)流，在高空與外界之間，進(jìn)行一定量的水汽輸送和交換。內(nèi)流區(qū)和海洋有聯(lián)系嗎？試舉例說明。塔里木盆地及內(nèi)流河流冰川融水補給是重要來源。全球水循環(huán)系統(tǒng)的層次結(jié)構(gòu)

水體的更替周期：指水體在水循環(huán)過程中全部水量被交替更新一次所需要的時間，T=W/ΔW。更替周期是水體在有規(guī)律地逐步輪換這一假設(shè)條件下得出的平均所需時間。水體周期水體周期水體周期極地冰川10000a深層地下水1400a河水16d永凍地帶地下水9700a湖泊水17a大氣水8d世界大洋2500a沼澤水5a生物水12h高山冰川1600a土壤水1a

水體更替周期是反映水循環(huán)強度的重要指標(biāo)，也是反映水資源可利用率的基本參數(shù)。更替周期與水資源可利用率關(guān)系應(yīng)該如何？三、水量平衡概念與研究意義水量平衡：任意選擇的區(qū)域或水體，在任意時段內(nèi)，其收入與支出水量之差額必等于該時段內(nèi)某區(qū)域或水體蓄水的變化量。水量平衡是地球上水循環(huán)持續(xù)不斷進(jìn)行下去的基本前提。水量平衡研究意義：(i)通過水量平衡研究，可以定量地揭示水循環(huán)過程與全球地理環(huán)境、自然生態(tài)系統(tǒng)之間的聯(lián)系、相互制約關(guān)系，揭示水循環(huán)過程相互作用；(ii)水量平衡是研究水循環(huán)系統(tǒng)內(nèi)在結(jié)構(gòu)和運行機制、分析系統(tǒng)內(nèi)蒸發(fā)、降水及徑流等各環(huán)節(jié)之間內(nèi)在聯(lián)系、揭示自然界水文過程基本規(guī)律的主要方法；(iii)水量平衡是分析水資源現(xiàn)狀評價與供需預(yù)測研究工作的核心；(iv)流域規(guī)劃、水資源工程系統(tǒng)規(guī)劃與設(shè)計等同樣離不開水量平衡工作。水量平衡方程水循環(huán)的數(shù)學(xué)表達(dá)式，根據(jù)不同類型的水循環(huán)，可建立不同的水量平衡方程。如通用、全球、海洋、陸地、流域水量平衡方程等。通用水量平衡方程水量平衡方程式的通式：I是水量的收入項，Q為水量的支出項，ds為研究時段內(nèi)區(qū)域或水體內(nèi)的蓄水變化量；分別是計算時段Δt內(nèi)的水量收入、支出與蓄水變化量。對于陸地上任一地區(qū)：P為時段內(nèi)降水量；E1、E2分別為時段內(nèi)水汽凝結(jié)量和蒸發(fā)量；R表、R’表分別為時段內(nèi)地表流入與流出的水量；R地下、R’地下分別為時段內(nèi)地下流入與流出的水量；S1、S2分別為時段內(nèi)始末蓄水量;q為時段內(nèi)工農(nóng)業(yè)以及生活凈用水量。2211RRsqREsREP++++=++++，地下，表地下表流域水量平衡方程對于任意閉合流域，水量平衡方程式為：

(因為不會有地表水和地下水的流入)或者：

P=E+R+q+s

P為時段內(nèi)降水量；E=E2-E1，E1、E2分別為時段內(nèi)水汽凝結(jié)量和蒸發(fā)量；R=R’表+R’地下，R’表和R’地下分別為時段內(nèi)地表和地下流出的水量；s1、s2分別為時段內(nèi)始末蓄水量;q為時段內(nèi)工農(nóng)業(yè)以及生活凈用水量。221REsqREsP++++=++，地下，表1如果是純自然流域(即沒有人工取水)，研究的時間段又足夠長(即流域內(nèi)蓄水量沒有變化)，則：

P0=E0+R0

P0為流域多年平均降水量；E0

為流域多年平均蒸發(fā)量；R0

為流域多年平均徑流量?；蛘撸?/p>

E0/P0

+R0/P0=1，或：α+β=1

α為多年平均徑流系數(shù)，β為多年平均蒸發(fā)系數(shù)。α和β反映了一個區(qū)域的干濕狀況。蒸發(fā)系數(shù)大則徑流系數(shù)小，表明更多降水用于蒸發(fā)而產(chǎn)生的徑流少。一般干燥地區(qū)蒸發(fā)系數(shù)大，濕潤地區(qū)徑流系數(shù)大。我國南方的流域徑流系數(shù)比北方流域的大。

全球水量平衡方程：對于海洋：

P0-E0+R0=Δs0

其中，P0為海洋降水量；E0

為海水蒸發(fā)量；R0

為海洋徑流流入量，Δs0為海水蓄水量變化。對于陸地：

P1–E1–R1=Δs1

其中，P1為陸地降水量；E1

為陸地蒸發(fā)量；R1

為陸地入海徑流量，Δs1為陸地蓄水量變化。在多年平均狀態(tài)下，Δs0→0，Δs1→0，另外，R0=R1。再令：P全球=P0+P1，E全球=E0+E1，則全球尺度：

P全球=E全球非洲為什么干旱？降水量少嗎？全球各大洲水量收支徑流系數(shù)364418454335100四、水循環(huán)研究發(fā)展進(jìn)展：20世紀(jì)60年代以來，實施了一系列重大國際科學(xué)計劃-國際水文計劃IHP，世界氣候研究計劃WCRP，國際地圈生物圈計劃IGBP-這些計劃中，水循環(huán)研究是核心內(nèi)容之一。資料積累和資料庫建立水循環(huán)大氣過程模擬-大氣水汽含量模擬、水汽輸送和水汽收支模擬水循環(huán)陸地表面過程模擬陸-氣相互作用和海-氣相互作用過程模擬發(fā)展趨勢：以下四個方面觀測數(shù)據(jù)的整編、質(zhì)量分析與控制、數(shù)據(jù)同化需要進(jìn)一步完善陸-氣系統(tǒng)耦合原理和途徑、耦合模型的研制，尤其模型尺度選取和匹配全球變化、人類活動和水循環(huán)的相互影響/作用不同自然地理區(qū)域特別是生態(tài)脆弱帶的水循環(huán)研究及成果應(yīng)用五、蒸發(fā)蒸發(fā)是水由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅怏w狀態(tài)的過程，是海洋和陸地上水返回大氣的唯一途徑。蒸發(fā)同時包含水和熱的交換過程。單位時間內(nèi)的蒸發(fā)量稱為蒸發(fā)率.蒸發(fā)因蒸發(fā)面的不同，可分為水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)等；土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)合稱為陸面蒸發(fā)；流域上各部分蒸發(fā)和散發(fā)的總和稱為流域總蒸發(fā)。流域總蒸發(fā)可能包含水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)等

水面蒸發(fā)：充分供水條件下的蒸發(fā)。物理過程：是發(fā)生在水體與大氣界面上的水分子交換現(xiàn)象。包括水分子從水面逸出(蒸發(fā))和水汽分子返回液面(凝結(jié))。通常說的蒸發(fā)量E，即是從蒸發(fā)面躍出的水量和返回蒸發(fā)面的水量之差值，稱為有效蒸發(fā)量。蒸發(fā)潛熱:從能態(tài)角度看，在液態(tài)水和水汽兩相共存的系統(tǒng)中，每個水分子都具有一定的動能，逸出水面的首先是動能大的分子。溫度是物質(zhì)分子運動平均動能的反映，溫度越高，水分子動能越大，自水面逸出的水分子越多。由于躍入空氣中的分子能量大，蒸發(fā)面上水分子平均動能變小，蒸發(fā)會導(dǎo)致水溫降低。蒸發(fā)伴隨著熱量吸收，從液態(tài)水變?yōu)闅鈶B(tài)時吸收的熱量為蒸發(fā)潛熱(L)，與蒸發(fā)面的溫度T有以下的關(guān)系：L=2491－2.177T（J/g）為什么說蒸發(fā)是物質(zhì)和能量的轉(zhuǎn)換？控制條件：(1)蒸發(fā)面上儲存的水分多少；(2)蒸發(fā)面上水分子獲得的能量多少；(3)蒸發(fā)面上空水汽輸送的速度(水汽分子的擴散作用；上、下層空氣的對流作用；空氣紊動的擴散作用即主要由風(fēng)力引起的擴散作用)影響因素:可以歸結(jié)為氣象因素和水體因素。包括太陽輻射、水面溫度、飽和水汽壓差、氣溫、濕度、氣壓、風(fēng)速、水面大小與形狀、水深(主要通過影響水溫而影響蒸發(fā))、水質(zhì)等。如礦化度>10克/升，透明度<1米，濃度為1.1-1.12克/厘米3的污水的蒸發(fā)量僅為淡水蒸發(fā)量的75%.水面蒸發(fā)的確定：歸納起來有三種方法-應(yīng)用儀器直接測量(器測法)、根據(jù)水面蒸發(fā)物理機制建立理論公式計算(理論模型法)、根據(jù)典型數(shù)據(jù)資料建立地區(qū)蒸發(fā)量計算經(jīng)驗公式估算(經(jīng)驗公式法)。器測法：E=φE’我國部分地區(qū)不同類型蒸發(fā)器φ值表理論模型法又分為熱量平衡法、水汽輸送動力學(xué)法、彭曼法和水量平衡法。彭曼法：Penman在考慮了熱量平衡和水汽輸送動力學(xué)、綜合上述兩種方法的基礎(chǔ)上，于1948年提出的既具有一定理論基礎(chǔ)又較為實用的蒸發(fā)量計算方法：LE=((Δ/γ)(Rn+Ha+Hs)+LB(e2s–e2))/(1+Δ/γ)其中：L為蒸發(fā)潛熱，E為水面實際蒸發(fā)量，Rn為太陽凈輻射，Ha為出入水流帶入帶出的熱量平衡，為水體儲熱變化，γ=CB·P(CB為波溫常數(shù)，P為表面大氣壓強)，e2s和e2分別為高度2m處的飽和水汽壓和實際水汽壓。經(jīng)驗公式法：理論方法的物理基礎(chǔ)明確，但觀測項目多、儀器要求高、費用大，實際應(yīng)用困難。在一定理論指導(dǎo)下，分析一些代表性地區(qū)的水面蒸發(fā)資料，選擇飽和水汽壓、風(fēng)速等做主要參數(shù)，建立經(jīng)驗公式。彭曼法：E=0.35(1+0.2u2)(e0s–e2)其中：E為水面實際蒸發(fā)量，u2為高度2m處的風(fēng)速，e0s和e2分別為飽和水汽壓和實際水汽壓。重慶蒸發(fā)站公式：E=0.14n(e0s–e200)(1+0.64u200)E200和u200分別為高度2m的水汽壓和風(fēng)速。

土壤蒸發(fā)：土壤孔隙中的水分離開土壤表面向大氣逸散的現(xiàn)象。

蒸發(fā)面的性質(zhì)和供水條件均與水面蒸發(fā)存在顯著差異。土壤水在汽化過程中，除了要克服水分子之間的內(nèi)聚力外，還要克服土壤顆粒對水分子的吸附力。隨著蒸發(fā)過程的持續(xù)進(jìn)行，土壤含水量會逐漸降低,其供水條件會越來越差,土壤的實際蒸發(fā)量也隨之降低。根據(jù)土壤供水條件差別及蒸發(fā)率變化，可將土壤干化過程劃分為三個階段：定常蒸發(fā)率階段：土壤含水量大于田間持水量，充分供水，水通過毛管作用，源源不斷地輸送到土壤表層供給蒸發(fā)，蒸發(fā)快速進(jìn)行，蒸發(fā)率相對穩(wěn)定；蒸發(fā)量等于或近似于相同氣象條件下的水面蒸發(fā)；蒸發(fā)主要受氣象條件影響(如風(fēng)速、飽和差)。蒸發(fā)率下降階段：當(dāng)蒸發(fā)達(dá)到某臨界值W田(約為土壤田間持水量)，土壤的供水能力不能滿足蒸發(fā)需要，蒸發(fā)率減小并進(jìn)入明顯下降階段。由于供水不足，毛管水達(dá)不到地表，土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方運動。蒸發(fā)量的大小主要取決于土壤含水量，氣象因素處于次要地位。毛管上升水毛管懸著水蒸發(fā)微弱階段：當(dāng)蒸發(fā)達(dá)到第二臨界值W凋(凋萎系數(shù),或毛管斷裂含水量，其值相當(dāng)于植物無法從土壤中吸水而開始凋謝枯死時土壤含水量)，土壤蒸發(fā)便進(jìn)入蒸發(fā)率微弱階段。土壤水由底層向表面的薄膜運動基本停止，土壤液態(tài)供水中斷，僅靠下層水汽向外擴散，此時土壤蒸發(fā)在較深的土層中進(jìn)行。我國遼寧葉柏壽徑流實驗站1960年代的土壤蒸發(fā)試驗結(jié)果顯示：土壤含水量>20%時土壤蒸發(fā)量與同氣象條件下的水面蒸發(fā)量基本相等，說明此時土壤蒸發(fā)僅與氣象條件密切相關(guān)；土壤含水量在16%-20%之間時，土壤蒸發(fā)率從6.5mm/天下降到1.5mm/天；土壤含水量<16%時，土壤蒸發(fā)率維持在較小值1.5mm/天左右。土壤蒸發(fā)不同階段對應(yīng)的土壤含水量與土壤性質(zhì)有關(guān)。土壤蒸發(fā)影響因素：除了前述的如影響水面蒸發(fā)的氣象因素(如太陽輻射、溫度、濕度、氣壓、風(fēng)速等)外，土壤要素(如土壤含水量、土壤空隙性、地下水水位、溫度梯度等)也會對土壤蒸發(fā)造成影響。含水量的影響：各種土壤含水率與蒸發(fā)比土壤蒸發(fā)量的確定：包括水汽輸送法、能量平衡法、水量平衡法、器測法和經(jīng)驗公式法等。器測法：常用稱重式土壤蒸發(fā)器。經(jīng)驗公式法：建立原理與水面蒸發(fā)相似，公式的結(jié)構(gòu)也基本相似：E=As(e’0s–ea)E為土壤蒸發(fā)量，As為反映氣溫、濕度、風(fēng)速等外界條件的系數(shù)，e’0s為土壤表面水氣壓，ea為大氣水汽壓。植物散發(fā)：又稱植物蒸騰，是植物根系從土壤中吸收水分后，經(jīng)由根、莖，葉柄和葉脈輸送到葉面并逸散大大氣中的一種生理過程。植物根系吸收并傳輸水分的動力是根土滲透勢和散發(fā)拉力。散發(fā)拉力形成的植物吸收水量可大植物總需水量90%以上。不足1%水分成為植物組成部分，近99%為葉肉細(xì)胞吸收，在太陽能下汽化，通過氣孔向大氣散逸。由于植物散發(fā)主要是通過葉片上的氣孔進(jìn)行的，而氣孔大小則隨著外界條件改變而變化，從而控制植物散發(fā)的強弱。白天，氣孔開啟度大，水散發(fā)強；夜晚氣孔關(guān)閉，水散發(fā)力弱。植物散發(fā)影響因素：影響植物散發(fā)的因素包括氣象因素、土壤含水量和植物生理條件。氣象因素：與影響水面蒸發(fā)和土壤蒸發(fā)的氣象因素類似，主要有溫度、濕度、日照和風(fēng)速等，其中溫度和日照的影響更重要。土壤含水量：植物生理條件：如植物的種類和生長階段的影響。植物散發(fā)量的確定：包括分析估算(針對大面積的植物散發(fā))和直接測量(個體或者小樣本的植物散發(fā))兩類方法。

分析估算：主要有基于水量平衡和熱量平衡的各種散發(fā)模型，如林冠散發(fā)模型。Et

=EtF’/F

Et為全部樹葉平均散發(fā)率，F(xiàn)為森林總面積，F(xiàn)’為森林總?cè)~面積，Et為林冠綜合散發(fā)率。 直接測量：有器測法、坑測法、棵枝稱重法等。兩個概念蒸發(fā)能力：具有充分供水條件的可能達(dá)到的最大蒸發(fā)量，又叫潛在蒸發(fā)量/最大可能蒸發(fā)量。在充分供水條件下，蒸發(fā)面與大氣之間的顯熱交換很小，可以忽略不計，因而輻射平衡的凈收入基本上消耗于蒸發(fā)，蒸發(fā)能力可以表示為：

Ep為蒸發(fā)能力，L為蒸發(fā)潛熱，R為輻射平衡值，Δt為時長。特定蒸發(fā)面的蒸發(fā)能力并不是常數(shù)，受到太陽輻射、溫度、飽和差及風(fēng)速等條件影響。??土壤臨界含水量：不同質(zhì)地的土壤的含水量與土壤蒸發(fā)比(E/EM)之間關(guān)系線都有一個轉(zhuǎn)折點。與此轉(zhuǎn)折點對應(yīng)的土壤含水量稱為臨界含水量。各種土壤含水率與蒸發(fā)比區(qū)域蒸散發(fā)：區(qū)域表面通常由裸露巖石、植物、睡眠、不透水面等組成，將區(qū)域上所有蒸發(fā)面上的蒸散發(fā)綜合稱為區(qū)域蒸散發(fā)。一般主要取決于區(qū)域內(nèi)土壤和植物的蒸散發(fā)。區(qū)域蒸散發(fā)量的確定：包括水量平衡法、水熱平衡法和經(jīng)驗公式法等。水量平衡法：Ei

=Pi-Ri

±ΔW

其中Ei為蒸發(fā)量，Pi為降水量，Ri為徑流量，ΔW為區(qū)域內(nèi)蓄水量的變化。六、水汽擴散與輸送水汽擴散與輸送是地球上水循環(huán)過程的重要環(huán)節(jié)，是聯(lián)系海水、陸地水與空中水的紐帶，是揭示大氣水、地面水和地下水在內(nèi)的水文循環(huán)和水量平衡基本規(guī)律和水資源評價與開發(fā)利用的基本理論依據(jù)。對于地表缺水、地面橫向水交換過程比較弱的內(nèi)陸地區(qū)來說，水汽擴散和輸送對地區(qū)水循環(huán)過程具有特別重要的意義。

擴散現(xiàn)象：指由于物質(zhì)、粒子等的隨機運動而擴展于給定空間的一種不可逆現(xiàn)象。包括分子擴散和紊動擴散/紊動混合。擴散現(xiàn)象不僅存在于大氣之中，也存在與液體分子的運動之中。在擴散過程中伴隨著質(zhì)量轉(zhuǎn)移，還存在動量和熱量轉(zhuǎn)移。結(jié)果使得質(zhì)量、動量與能量不均勻的氣團或水團趨向一致，即擴散的結(jié)果帶來混合。澳大利亞山火造成的白色煙霧向東南方擴散。2009-2-7水中墨水?dāng)U散常見的擴散現(xiàn)象擴散類型：包括分子擴散、對流擴散和紊動擴散分子擴散：大氣中水汽和液態(tài)水分子不斷運動并相互碰撞的過程。分子擴散符合費克(Firk)第一定律，即單位時間內(nèi)通過單位面積上的擴散物質(zhì)與該斷面上的濃度梯度成比例。對流擴散：又稱對流混合，是靜力或者動力等原因造成的流體對流運動，可形成質(zhì)量、熱量和動量的混合。如密度差異形成的海水垂直對流運動、風(fēng)力造成的水平對流運動。物質(zhì)的對流運動和分子擴散運動往往疊加在一起。紊動擴散：由稱紊動混合，受外力作用，是大氣擴散運動的主要形式。如各種形式的湍流運動(旋渦)。促使質(zhì)量、動量和熱量分布趨向均勻。作用遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于分子擴散運動。根據(jù)擴散物質(zhì)濃度是否變化分為恒定態(tài)的紊動擴散和非恒定態(tài)的紊動擴散。

水汽輸送：指大氣中的水分由一地向另一地、或由低空輸送到高空的運移過程。水汽在輸送過程中，水汽含量、運動方向與路線、以及輸送強度等隨時會發(fā)生改變，從而影響到沿途的降水。水汽輸送過程中還伴隨有動量和能量的轉(zhuǎn)移，因而對沿途的氣溫、氣壓等其他氣象因子會產(chǎn)生一定影響。水汽輸送垂直分布：水汽輸送主要集中于對流層下半部，其中最大的輸送量出現(xiàn)在近地面層的850~900百帕左右的高度，由此向下向上水汽輸送量均迅速減小，至500~400百帕以上高度處，水汽輸送量很小。

大氣水分平衡方程式：對于一個給定區(qū)域范圍上的氣柱，根據(jù)水量平衡原理建立的該氣柱大氣水分平衡方程：(W1+Ei)–(W2+Pi)=?W對于長時間段?W

=0，于是區(qū)域內(nèi)降水量可用下式表達(dá)：Pi=W1–W2+Ei

水汽輸送度量

水汽輸送通量：表示在單位時間內(nèi)流經(jīng)某一單位面積的水汽量。分水平和垂直輸送通量。通常說的水汽輸送通量指水平方向的水汽輸送。水汽輸送通量是一個向量，輸送方向與風(fēng)速相同。水汽通量散度：指單位時間內(nèi)匯入單位體積或從該體積輻散出去的水汽量，也是一個向量。任何地點的水汽通量散度都可由風(fēng)和溫度資料計算出來。散度為正表示該地為水汽源，反之為水汽匯。水汽通量散度與降水關(guān)系如何？

影響水汽輸送的主要因素

大氣環(huán)流的影響：水汽的輸送有兩種形式，大氣環(huán)流輸送和渦動輸送，其中環(huán)流輸送處于主導(dǎo)地位。由于大氣環(huán)流決定的全球流場和風(fēng)速場，而流場和風(fēng)速場直接影響全球水汽的分布變化，以及水汽輸送的路徑和強度。

地理緯度的影響：地理緯度的影響主要表現(xiàn)為影響輻射平衡值，影響氣溫、水溫的緯向分布，進(jìn)而影響蒸發(fā)以及空中水汽含量的緯向分布，基本規(guī)律是水汽含量隨緯度的增高而減少。

海陸分布的影響：海洋是水汽的主要源地，距海遠(yuǎn)近直接影響空氣中水汽含量的多少。

海拔高度與地形屏障作用的影響：一是隨著地表海拔高度的增高，近地層濕空氣層逐漸變薄，水汽含量相應(yīng)減少。二是垂直于氣流運行方向的山脈，常常成為阻隔暖濕氣流運移的屏障，迫使迎風(fēng)坡為多雨區(qū)而背風(fēng)坡絕熱升溫，濕度降低，水汽含量減少，成為雨影區(qū)。地貌與一些雨影區(qū)我國的水汽輸送主要從南部和西部入境(占總輸入量的89.1%)，從東部輸出(占總輸出量88.8%)。就流域而言，長江流域凈輸入量最大，依次為華南、西南、東北和西北，華北為凈輸出區(qū)。輸入水汽中經(jīng)向占55.8%，緯向占44.2%；輸出水汽中緯向占89.2%，經(jīng)向占10.8%。我國降水的的水汽源地在哪里？

我國水汽輸送的基本特點你能想象到哪些特點？存在三個基本水汽來源，三條輸出入路徑，并有明顯季節(jié)變化。西北水汽流自西北方向入境，于東南方向出境，大致呈緯向分布，冬季直達(dá)長江，夏季退居黃河以北；南海水汽流自廣東、福建沿海登陸北上，至長江中下游地區(qū)偏轉(zhuǎn)并由長江口出境，夏季可深入華北平原，冬季退縮到北緯25°以南地區(qū)，水汽呈明顯的經(jīng)向分布，該水氣流水汽含量大。孟加拉灣水汽流通常自北部灣入境，流向廣西，云南，繼而折向東北方向，并在貴陽-長沙一線與南海水汽流匯合,而后進(jìn)入長江中下游地區(qū)，然后出海,全年中一春季最盛,冬季限于華南沿海。水汽輸送既有大汽平均環(huán)流引起的平均輸送，又有移動性渦動輸送。地理位置、海陸分布與地貌上總體格局，制約了全國水汽輸送的基本態(tài)勢。青藏高原決定了我國水汽輸送場形成南北兩支水汽流，北緯30°以北地區(qū)盛行緯向水汽輸送，30°以南具有明顯的經(jīng)向輸送；秦嶺—淮河一線成為我國南北水汽流經(jīng)常匯合的地區(qū)，是水汽流輻合帶；海陸分布制約了我國上空濕度場的配置，呈現(xiàn)從東南沿海向西北內(nèi)陸遞減的趨勢，進(jìn)而影響了我國降水的地區(qū)分布。水汽輸送場垂直分布存在明顯差異。850百帕氣層上，一年四季水汽輸送場形勢比較復(fù)雜；700百帕氣層上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，兩股水汽流在北緯30~35°一帶匯合后東流入海；500百帕高度上，一年四季水汽輸送呈現(xiàn)緯向分布；低層大氣中則經(jīng)向輸送比較明顯；自低層到高層存在經(jīng)向到緯向的順時針向切變。七、降水意義：降水是水循環(huán)過程的最基本環(huán)節(jié)；是地表、地下徑流的來源；降水在空間分布上的不均勻與時間變化上的不穩(wěn)定性是引起洪澇及旱災(zāi)的直接原因。

降水要素降水量：指一定時段內(nèi)降落在某一面積上的總水量，單位為mm.降水歷時：降水歷時指一場降水自始至終所經(jīng)歷的時間。降水時間：降水時間指對應(yīng)于某一降水的時間，其時間長短通常是人為劃定的，在此時段內(nèi)并非意味著連續(xù)降水。

降水要素及降水特征的表示方法降水強度：簡稱雨強,指單位時間內(nèi)降水量(mm/m，mm/h)。降水面積：即降水所籠罩的面積，以平方千米計。

降水的觀測器測法。雷達(dá)探測。氣象衛(wèi)星云圖。

降水特征的表示方法(點降水)降水過程線：以一定時段（時、日、月或年）為單位所表示的降水量在時間上的變化過程(雨強過程線)，可用曲線或直線圖表示。較短的時間單位更能反映降水的真實過程。降水累積曲線：以時間為橫坐標(biāo)，縱坐標(biāo)表示自降水開始到各時刻降水量的累積值。曲線上每個時段的平均坡度是各時段平均降水強度。I=△P/△t若所取時段很短，即△t→0，可得出瞬時雨強i，即：i=dp/dt等降水量線(等雨量線)：指地區(qū)內(nèi)降水量相等各點的連線。等雨量線綜合反映了一定時段內(nèi)降水量在空間上的分布變化規(guī)律。從圖上可以看出各地的降水量，以及降水的面積，但無法判斷出降水強度隨時間的變化過程。降水特征綜合曲線強度—歷時曲線：根據(jù)一場降水的記錄，統(tǒng)計其不同歷時內(nèi)最大的平均雨強，以雨強為縱坐標(biāo)，歷時為橫坐標(biāo)點繪而成。同一場降雨過程中雨強與歷時成反比關(guān)系，即歷時愈短，雨強愈高。平均深度—面積曲線：從等雨量線中心起，分別取不同等雨量線所包圍的面積以及此面積內(nèi)的平均雨深點繪而成的。反映同一降水過程中，雨深與面積之間對應(yīng)關(guān)系的曲線，一般規(guī)律是面積越大,平均雨深越小。雨深—面積—歷時曲線：對于同一場降雨，分別選取不同歷時的等雨量線，以雨深、面積為參數(shù)作出平均雨深—面積曲線并綜合點繪于同一圖上。一般面積一定時，歷時越長，平均雨深越大；歷時一定時，則面積越大，平均雨深越小。

面降水(區(qū)域降水)的計算

雨量站所觀測的降水記錄，只代表某小范圍的降水情況，稱點降水量。實際工作中常需要大面積以至全區(qū)域的降水量值，即面降水量值。算術(shù)平均法：將所研究的區(qū)域內(nèi)各雨量站同期的降水量相加，再除以站數(shù)（n）后得出的算術(shù)平均值作為該區(qū)域的平均降水量（P），即：簡單易行，適合于區(qū)域內(nèi)地形起伏不大，雨量站網(wǎng)稠密且分布較均勻的地區(qū)。垂直平分法/泰森多邊形法：(1)在圖上將相鄰雨量站用直線連接而成若干個三角形；(2)對各連線作垂直平分線；(3)連接這些垂線的焦點，得若干個多邊形，各個多邊形內(nèi)有一個雨量站；以該多邊形面積（fi）作為該雨量站所控制的面積；(4)區(qū)域平均降水量按面積加權(quán)法求得。該方法應(yīng)用比較廣泛，適用于雨量站分布不均勻的地區(qū)。缺點是把各雨量站所控制的面積在不同的降水過程中都視作固定不變，這與實際降水情況不符。

等雨量線法：(1)繪制出等雨量線，再用求積儀或其他方法量得各相鄰等雨量線間的面積fi；(2)fi乘以兩等雨量線間的平均雨深Pi，得出該面積上的降水量；(3)將各部分面積上降水總量相加，再除以全面積，得出區(qū)域平均降水量。f1,p1f2,p2n為等雨量線間面積塊數(shù);F為區(qū)域面積.等雨量線法適用于面積較大，地形變化顯著而有足夠數(shù)量雨量站的地區(qū)。該方法考慮了降水在空間上的分布情況，理論上較充分，計算精確度較高，并有利于分析流域產(chǎn)流、匯流過程。缺點是對雨量站的數(shù)量和代表性有較高的要求，在實際應(yīng)用上受到一定限制。

客觀運行法：(1)將區(qū)域(流域)劃分為若干網(wǎng)格，得到很多格點；(2)用鄰近各雨量站雨量資料確定各格點雨量；(3)各格點雨量算術(shù)平均值即為流域平均降水量。各格點雨量推求以格點周圍各雨量站到該點距離平方的倒數(shù)為權(quán)重，各站降雨量的加權(quán)平均數(shù)。

影響降水的因素：主要有地理位置、氣象因子、下墊面條件和人類活動四大因素。氣象因子：包括氣溫、氣流、相對濕度等。地理位置：地理緯度、離海岸距離、臺風(fēng)路徑等。問題：地形增雨效應(yīng)是否無限？下墊面-地形：主要是通過氣流的屏障作用與抬升作用對降水的強度與時空分布發(fā)生影響的；地形對降水的影響程度決定于地面坡向、氣流方向以及地表高程的變化.雨影區(qū)的甜水海地形的抬升增雨并非是無限制的，當(dāng)氣流被抬升到一定高度后，雨量達(dá)最大值。一些山地的增雨效應(yīng)下墊面-森林：森林對降水的影響與森林面積、林冠的厚度、密度、樹種、樹齡以及地區(qū)氣象因子、降水本身的強度、歷時等特性有關(guān)。觀點一：森林不僅能保持水土，而且直接增大降水量。（減少徑流量，增加蒸發(fā)量）觀點二：森林對降水的影響不大。（對大尺度氣候沒有影響，只能影響微尺度氣候）觀點三：森林不僅不能增加降水，還可能減少降水。（抑制氣溫升高，削弱對流，從而減少降水量）下墊面-水體：陸地上的江河、湖泊、水庫等水域?qū)邓康挠绊?，主要是由于水面上方的熱力學(xué)、動力學(xué)條件與陸面上存在差別而引起的。水域?qū)邓挠绊?，總體來說是減少降水量（尤其是對流雨），但因季節(jié)而有差異。在迎風(fēng)的庫岸地帶，當(dāng)氣流自水面吹向陸地時，因地面阻力大，風(fēng)速減小，加以熱力條件不同，容易造成上升運動，促使降水增加。

人類活動的影響：人類對降水的影響一般都是通過改變下墊面條件而間接影響降水。植樹造林、或大規(guī)?？撤ド?、修建水庫、灌溉農(nóng)田、圍湖造田、疏干沼澤等，其影響的后果有的是減少降水量，有的增大降水量。在人工直接控制降水方面，只能對局部地區(qū)的降水產(chǎn)生影響。城市對降水的影響。具體影響的程度、增雨量的大小，則視城市的規(guī)模、工廠的多少、當(dāng)?shù)貧夂驖駶櫟某潭鹊惹闆r而定。

可能最大降水(PMP)或可能最大暴雨(PMS)：指在現(xiàn)代地理環(huán)境和氣候條件下，特定區(qū)域在特定時段內(nèi)，可能發(fā)生的最大降水(或暴雨)量?？赡茏畲蠼邓?，含有降水上限的意義，即該地的降水量只可能達(dá)到，不可能超越這個數(shù)值。可能最大降水的提出，主要是順應(yīng)水利工程建設(shè)的安全需要。因為由可能最大降水及其時空分布，通過流域產(chǎn)流和匯流計算，可推算出相應(yīng)的洪水，稱為可能最大洪水（PMF）。

可能最大降水估算當(dāng)?shù)乇┯攴糯蠓ɑ驹恚簺Q定暴雨的因素可歸結(jié)為空中水汽含量（即理論上的可降水量w），以及降水效率η；降水效率η決定于氣流的幅合及垂直運動的強度。通?？梢杂隄癖萷/w作為效率的指標(biāo)，即實際降水占可降水的比值愈大，降水效率就愈高。當(dāng)各種因子處于最優(yōu)組合情況下，p/w值最大，效率最高，其相應(yīng)的暴雨稱為高效暴雨。綜合我國130多場大暴雨的可降水量w，與相應(yīng)的24小時雨量P24之間的關(guān)系，顯示出在在高效暴雨條件下的P24與w之間存在近似的線性關(guān)系。從而建立可能最大暴雨量pm的計算公式：pm=wm/w*pp為選定的高效暴雨量；wm、w分別為當(dāng)?shù)乜赡茏畲蟊┯甑目山邓亢彤?dāng)?shù)氐湫偷目山邓?。我國的可能最大降水分布八、下滲下滲又稱入滲，指水從地表滲入土壤和地下的運動過程。它不僅影響土壤水和地下水的動態(tài)，直接決定壤中流（表層徑流）和地下徑流的生成，而且影響河川徑流的組成。下滲是將地表水與地下水、土壤水聯(lián)系起來的紐帶，是徑流形成過程、水循環(huán)過程的重要環(huán)節(jié)。

下滲要素下滲率f（下滲強度）：單位面積上單位時間內(nèi)滲入土壤中的水量，常用毫米/分或毫米/小時計。下滲能力fp（下滲容量）：充分供水條件下的下滲率。下滲量隨時間的增長過程下滲率隨時間的變化過程穩(wěn)定下滲率fc：簡稱“穩(wěn)滲”，指下滲鋒面達(dá)到一定深度后下滲率達(dá)到的穩(wěn)定的值。在下滲最初階段，下滲率較大，稱為初滲(f0)；隨著下滲不斷進(jìn)行，土壤含水量增加，下滲率逐步遞減，遞減的速率先快后慢。當(dāng)下滲鋒面推進(jìn)到一定深度后，下滲率趨于常值。此下滲率稱為“穩(wěn)定下滲率fc”。

下滲的階段劃分：整個下滲的物理過程按照作用力（重力、分子力和毛管力）的組合變化及其運動特征，可分為3個階段：滲潤階段：降水初期，若土壤干燥，下滲水主要受分子力作用，被土粒所吸附形成吸濕水，進(jìn)而形成薄膜水；當(dāng)土壤含水量達(dá)到巖土最大分子持水量時，開始向下一階段過渡。滲漏階段：隨著土壤含水率（量）的不斷增大，分子作用力漸由毛管力和重力作用取代，水在巖土孔隙中作不穩(wěn)定流動，并逐漸充填土壤孔隙，直到基本達(dá)到飽和為止，下滲過程向第三階段過渡。滲透階段：在土壤孔隙被水充滿達(dá)到飽和狀態(tài)時，水分主要受重力作用呈穩(wěn)定流動。滲潤與滲漏階段的特點是非飽和水流運動，而滲透則屬于飽和水流運動。

下滲的分帶：下滲中伴隨水分運動控制力和水流狀態(tài)的改變，土壤含水量也在變化。下滲水在土體中的垂直分布可以劃分為4個水分帶：飽和帶：飽和帶位于土壤表層。在持續(xù)不斷的供水條件下，土壤含水量處于飽和狀態(tài)，其厚度不超過1.5厘米。過渡帶：在飽和帶之下，土壤含水量隨深度的增加急劇減少，形成一個水的過渡帶。過渡帶的厚度一般在5厘米左右。下滲過程中水的垂直分布田水分傳遞帶：位于過渡帶之下，其特點是土壤含水量沿垂線均勻分布，在數(shù)值上大致為飽和含水量的60－80％左右。帶內(nèi)水分的傳遞運行主要靠重力作用。在均質(zhì)土中，帶內(nèi)水分下滲率接近于一個常值。下滲過程中水的垂直分布田濕潤帶：水分傳遞帶之下，則是含水量隨深度迅速遞減的濕潤帶。濕潤帶的末端稱為濕潤鋒面，鋒面兩邊土壤含水量突變。鋒面上部是濕土，下層是干土。隨著下滲歷時的延長，濕潤鋒面向土層深處延伸，直至與地下潛水面上的毛管水上升帶相銜接。在此過程中，如中途停止洪水，地表下滲結(jié)束，但土壤水仍將繼續(xù)運動一定時間。下滲過程中水的垂直分布田

下滲的確定

直接測定法：同心環(huán)法，人工降雨法。下滲理論法：根據(jù)水分下滲中孔隙是否達(dá)到飽和，分為飽和和非飽和下滲理論。非飽和下滲理論：建立在包氣帶中水動力平衡和質(zhì)量守恒原理基礎(chǔ)上。從水動力平衡角度分析，非飽和巖土中的水組合要依靠負(fù)壓力(即水和土粒表面之間吸附力)克服重力而存在，水的運動受控于勢能梯度-

φ/z的大小，并服從達(dá)西定律。一維表達(dá)式為:

z=-k(φ)

(

φ/z)+k(φ)

為深度z處地下水滲透速度,k為滲透系數(shù),φ為勢(水頭)。飽和下滲理論：無限深的均質(zhì)土壤積水下滲，地面積水深H0，假定濕潤鋒以上土壤處于飽和，鋒面以下含水量由飽和含水量

s急劇過渡到土壤原有含水量

i，并假定原含水量均勻分布，濕潤鋒受到下方土壤吸附力為s。根據(jù)水流達(dá)西定律和水量平衡方程：fp=ks(H0+s+L)/Lfp為水流向下滲透速度,ks為飽和水力傳導(dǎo)度。L為下滲水柱的長度。經(jīng)驗公式：對下滲的研究最初是為了適應(yīng)灌溉工程的建設(shè)需要。先通過實驗獲得下滲曲線，再從圖形來模擬下滲曲線的數(shù)學(xué)表達(dá)式。這類表達(dá)式就是所謂的經(jīng)驗公式。霍頓公式：f=fc+(f0-fc)e-tfc為穩(wěn)定下滲率，f0為初始下滲率，

為常數(shù)?；纛D公式反映了下滲強度隨時間遞減的規(guī)律，并最終趨于穩(wěn)定下滲。結(jié)構(gòu)簡單，在充分供水條件下與實測資料符合較好，應(yīng)用廣泛?；魻柼构剑?961年美國農(nóng)業(yè)部霍爾坦(Holton)提出的概念模型，認(rèn)為下滲率就是土壤缺水量的函數(shù)。公式為：f=fc+(s–F)n

為系數(shù),隨季節(jié)變化,一般在0.2-0.8之間;s為表土土壤可能最大含水量;F為累積下滲量或初始含水量;n為指數(shù),通常為1.4。

影響下滲的因素土壤特性的影響：土壤特性對下滲的影響主要在于土壤的前期含水量及其透水性能。透水性能與土壤的質(zhì)地、孔隙的多少及大小有關(guān)。一般來說土壤顆粒愈粗，孔隙直徑愈大，透水性能愈好，下滲能力愈強。不同土壤累積下滲曲線土壤前期含水量影響下滲降水特性影響：(1)當(dāng)降水強度i小于下滲率f時，降水全部滲入土壤，下滲過程受降水過程制約。(2)在相同土壤水分條件下，下滲率隨雨強增大而增大。但對裸露的土壤，由于強雨點可將土粒擊碎，并充填于土壤孔隙中，從而可能減小下滲率。(3)降水時程分布對下滲也有一定的影響，如在相同條件下，連續(xù)性降水的下滲量要小于間歇性降水的下滲量。

流域植被、地形條件的影響：(1)由于植被及地面上枯枝落葉具有滯水作用，增加了下滲時間，從而減少了地表徑流，增大了下滲量。(2)相同條件下，地面坡度大、漫流速度快，歷時短，下滲量小。植被影響下滲人類活動的影響問題：哪些人類活動可能影響下滲量？人類活動既可增大下滲量，也可減少下滲量。例如：各種坡地改梯田、植樹造林、蓄水工程均增加水的滯留時間，從而增大下滲量；砍伐森林、過度放牧和不合理耕作等則會減少下滲量；在地下水資源不足的地區(qū)采用人工回灌也會增加下滲水量；而在低洼易澇地區(qū)，開挖排水溝渠則是有計劃有目的地控制下滲和地下水的活動。九、徑流徑流是水循環(huán)的基本環(huán)節(jié)，又是水量平衡的基本要素，它是自然地理環(huán)境中最活躍的因素。從狹義的水資源角度看，在當(dāng)前的技術(shù)經(jīng)濟條件下，徑流則是可資長期開發(fā)利用的水資源。河川徑流的變化還直接影響著防洪、灌溉、航運和發(fā)電等工程措施。涵義：流域降水，由地面與地下匯入河網(wǎng)、流出流域出口斷面的水流。組成：根據(jù)形成過程和徑流途徑，河川徑流包括地面徑流、壤中流及淺層地下徑流。。徑流的涵義與組成河川徑流組成

徑流要素流量(Q)：單位時間內(nèi)通過某一斷面的水量，單位為m3/s。流量隨時間變化過程可以用流量過程線表示。徑流總量(W)：T時段內(nèi)通過某一斷面的總水量，單位為m3?？梢杂脮r段平均流量(Q)與時段(T)的乘積表示：W=QT。徑流深度(R)：將徑流總量平鋪在整個流域面積上所求得的水層深度，單位為mm。如果T時段內(nèi)平均流量Q(m3/s)，流域面積F(km2)，則徑流深度R(mm)可用如下公式計算：徑流模數(shù)(M)：流域出口斷面流量與流域面積F的比值。隨著對Q賦予的意義而不同。常用單位是升/秒·平方千米。計算公式為：徑流系數(shù)(α)：某一時段的徑流深度R與相應(yīng)的降水深度P的比值，。通常α<1。模比系數(shù)(K)：某一時段的徑流總量W與平均徑流量Q的比值。K=W/Q徑流的形成：從降水到達(dá)地面時刻起，到水流流出口斷面的整個物理過程稱為徑流的形成過程。包括流域蓄滲過程、坡地匯流過程和河網(wǎng)匯流過程。流域蓄滲過程：降雨初期，除一小部分降落到河槽水面上直接形成徑流外。其它部分降水并不是立即產(chǎn)生徑流，而是消耗于植物截留、下滲、填洼與蒸散發(fā)。植物截流量與降水量、植被類型及閉郁程度有關(guān)，截流量可達(dá)20-30%。植物截留的水量最后消耗于蒸發(fā)。下滲發(fā)生在降雨過程中與雨后地面有積水的地方。

如果降雨強度不超過下滲能力，雨水全部滲入土壤中；滲入土壤中的水首先滿足于土壤的吸收需要，一部分滯蓄于土壤中，超出土壤持水力的部分將繼續(xù)向下滲透；若降雨強度超過下滲能力，超出下滲能力的水形成地面積水，蓄積于地面洼地，稱填洼。如果降水繼續(xù)進(jìn)行，滿足填洼后的水開始產(chǎn)生地面徑流；若繼續(xù)降雨，滲入土壤的水使包氣帶含水量不斷增加，土壤水達(dá)到飽和后，在一定條件下，部分水沿坡地土層側(cè)向流動，形成壤中徑流，也稱表層徑流；下滲水達(dá)到地下水面后，以地下水的形式沿坡地土層匯入河槽，形成地下徑流。結(jié)果：流域上的水，經(jīng)過蓄滲過程產(chǎn)生了地面徑流、壤中徑流和