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水温循环与径流形成

'水温循环与径流形成'
第二章 水文循环与径流形成 第一节 水文循环 第二节 河流与流域 第三节 降水 第四节 下渗 第五节 蒸散发 第六节 径流 第一节 水文循环 从海洋蒸发的水汽,被气流输送到大陆而成降水。其中一部分以径流的形式从河流汇归海洋;另一部分重新蒸发返回大气。这种海陆间的水分交换过程称为大循环或外循环。 海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后,以降水的形式落到海洋里,或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上,这种局部的水文循环称为小循环或内循环。 从海洋直接输送到内陆的水汽,通过陆地内循环,水汽逐渐向内陆输送,在输送过程中会沿途损耗,故内陆距海洋越远,输送的水汽量越少,降水量越小。 第二节 河流与流域一、河流 金沙江俯瞰 1.河流形成和分段  河流底部有水流的部分称为河床。 枯水期水流所占部位为基本河床,或称主槽;洪水泛滥及部位为洪水河床,或称滩地。 洪水位枯水位 河床 滩地 主槽 面向河流下游,左边的河岸称为左岸,右边和河岸称为右岸。 一条河流沿水流方向,自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。 河源 河流的发源地,多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。上游 紧接河源,多处于深山峡谷,坡陡流急,河谷下切强烈,常有急滩瀑布。 中游 河段坡度渐缓,河槽变宽,两岸常有滩地,河床较稳定。 下游 河流的最下段,一般处于平原区,河槽宽阔,淤积明显,浅滩和河湾较多。 河口 河流注入海洋或内陆湖泊 的地段,因流速骤减,泥沙大量淤积,往往形成三角洲。 注入海洋的河流称为外流河;流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流,称为内流河或内陆河,如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。 2.河流特性 河流长度 L(km) 简称河长,自河源沿河道至河口的长度,在地形图上量出。 河源 河口  河流横断面 垂直于水流方向的断面称为横断面,简称断面。断面内通过水流的部分称为过水断面,其面积称为过水断面面积,单位m2。河流断面 河流纵断面 河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线,沿中泓线的断面称为河流的纵断面。河流纵断能反映河床的沿程变化。 二、流域 河流某断面的集水区域称为该断面的流域。 流域的周界称为分水线。 地面分水线闭合且与地下分水线重合的流域称为闭合流域。 流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系,河系或河网。 流 域 分水线 干流 集水面积出口断面 水系 支流 流域面积F(km2) 在地形图上定出流域分水线,然后量出它所包围的面积。 流域面积 分水线 河流 流域长度L(km) 流域的轴长。 流域轴线 流域 出口 (1)以河口为圆心绘制同心圆 (2)作圆弧的割线交于流域周线 (3)通过割线中点作流域轴线,轴长为流域长度 流域平均宽度B(km) 流域面积与流域长度的比值 B = F / L 流域形状系数 流域平均宽度与流域长度的比值 f = B / L = F / L 2 流域平均高度H(m)与平均坡度J 将流域划分成100以上的正方格,定出每个方格交叉点上的高程及坡度,这些格点的高程和坡度的平均值为流域平均高度和平均坡度。 流域的自然地理特征 流域的地理位置、气候、地形、植物被覆、土壤特性,地质构造,沼泽及湖泊情况等,都是与流域水文特性密切有关的自然地理特征。 三、流域水量平衡 沿任一区域边界取出底部无水量交换的柱体。 一定时段内,进入柱体的水量:降水量P、凝结量E1,地面径流量RS1,地下径流量RG1,柱体初始蓄水量S1。 流出此柱体的水量:蒸发量E2,地面径流量RS2 ,地下径流量RG2 ,时段末蓄水量S2。 这一柱体任意时段的通用水量平衡方程 P +E1+RS1+RG1+S1= E2+RS2+RG2+S2 令E=E2-E1 代表净蒸发量,则上式成为 P +RS1+RG1+S1= E +RS2+RG2+S2 第三节 降水 一、降水成因  水汽压 空气中水汽压力。 饱和水汽压 在一定温度下,空气中水汽压的最大值。温度越高,空气中饱和水汽压越大,反之则越小。  饱和差 在一定温度下,饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差,称为饱和差。若实际水汽压超过了饱和水汽压,空气中多余的水汽就会发生凝结。  露点 水汽量不变,在气压一定的条件下,气温下降,空气达到饱和水汽压时的温度称为露点。露点高,实际水汽压大;露点低,实际水汽压小。  饱和湿度 在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。如果空气中的水汽量达到了饱和或过饱和,多余的水汽就可能发生凝结。  如果地面有团湿热未饱和空气,在某种外力作用下上升,上升过程中温度下降,当降到露点温度以下时,就会达到过饱和而发生凝结,形成水滴。一旦水滴不能被上升气流所顶托时,在重力作用下降到地面成为降水。   水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。 在水汽条件具备时,水汽冷却凝结的条件是空气垂直上升运动。 二、降水分类 降水常按照使空气抬升的原因分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气旋性降水,习惯上把它们分别称为对流雨、地形雨、锋面雨与气旋雨。 对流雨 是因地表局部受热而发生垂直上升运动所形成。因上升速度较快,形成的云多为垂直发展的积状云,特点是雨强大,雨面小,历时短。 地形雨 空气在迁移途中,因受地形作用而被抬升,动力冷却而成云致雨。降雨特性随空气自身温湿特性,运行速度以及地形特点而异。 锋面雨 具有均匀的温湿特性,在气压场作用下向同方向移动的大气团称为气团。两个温湿特性不同的气团相遇,形成一个不连续面,称为锋面或锋区,锋面与地面的交线称为锋线,习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称为锋面雨。其特点是降雨范围大,历时长。 冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区,这种锋称为冷锋;暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区,这种锋称为暖锋;冷、暖气团势均力敌,在某一地区摆动或停滞的锋称静止锋。 气旋雨 当一地区气压低于四周气压时,周围的气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层,上升气流中的水汽因动力冷却凝结成云,条件具备时,形成气旋雨。 在低纬度的海洋上形成的气旋,称为热带气旋,气象部门将其分为三类:热带低压—风力6~7级;台风—风力8~11级风;强台风—风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均,中心雨强大,历时不长。 在低纬度的海洋上形成的气旋,称为热带气旋,气象部门将其分为三类:热带低压—风力6~7级;台风—风力8~11级风;强台风—风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均,中心雨强大,历时不长。 三、降水量地理分布  降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带,半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。  十分湿润带 年降水量超过1600mm,年降水日数平均在160d以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。  湿润带 年降水量800~1600mm,年降水日数平均120~160d。其区域包括秦岭—淮河以南的长江中下游地区,云南、贵州、四川和广西大部分地区。 半湿润带 年降水量400~800mm,年降水日数平均80~100d。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。  半干旱带 年降水量200~400mm,年降水日数平均60~80d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。 干旱带 年降水量少于200mm,年降水日数低于60d,包括内蒙、宁夏、甘肃、沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。 四、降水量的观测 降水量以降落在地面上的水层深度表示,单位mm。8时至次8时降水量为当日降水量。 降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。 1.雨量器 雨量器是直接观测降水量的器具,它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成,承雨器口径为200mm,分辨率为0.1mm。  一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。 2.自记雨量计 称重式 可连续记录降水重量,包括雪、冰雹及混合降水。 虹吸式 记录累积雨量曲线。 翻斗式 翻斗每承接0.1mm雨水向记录器输送一个脉冲信号。较为适用作遥测雨量计。翻斗式雨量计称重式式雨量计 虹吸式雨量计 3.雷达探测  气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等资料,可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻。 4.气象卫星云图  目前水文业务利用地球静止卫星云图资料。在卫星云图上,一些天气系统可以根据特征云型分辨出来。 第四节 下渗  一、饱和带和包气带  在地下水面以下,土壤处于饱和含水状态,称为饱和带;地下水面以上,土壤含水量未达饱和,称为包气带。   存于包气带中的水称为土壤水,饱和带中的水称为地下水。 二、土壤水  吸湿水 土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水,不能流动也不能被植物利用。   薄膜水 土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水,不受重力的影响。   毛管水 土壤孔隙中由毛管力 所持有的水分。由毛管力所支持而 存在于土壤孔隙中的水分称支持毛 管水;悬吊于孔隙之中而不与地下 水面接触的水分称为毛管悬着水。   重力水 在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水,是地下水的主要补充源。 土壤含水量  凋萎含水量 植物无法吸收土壤水分而凋萎时的含水量。大于凋萎含水量的土壤水分为有效水量。   毛管断裂含水量 毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值,土壤水分交换以水汽状态进行。 三、下渗  下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影响下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。   下渗过程可用时段下渗量F 和时刻下渗率f 表示。 充分干燥的土壤在充分供水条件 下,下渗分为三个阶段:  渗润阶段 下渗水受分子力作用,直至土壤含水量达最大分子持水量。   渗漏阶段 水在毛管力和重力的作用下向下层渗透,直至土壤饱和。   渗透阶段 水在重力作用下呈稳定运动。此时的下渗率称稳定下渗率。 下渗率的变化规律,可用下渗公式或下渗曲线表达。如霍顿下渗公式 -βt f(t)=(f0-fC)e +fc 参数f0、fc及β反映土壤特性,根据实验资料推求。 四、地下水 包气带水 埋藏于包气带中的水,包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。 潜水 又称浅层地下水,处于地表以下第一个不透水层上,具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。 四、地下水 包气带水 埋藏于包气带中的水,包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。 潜水 又称浅层地下水,处于地表以下第一个不透水层上,具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。 第五节 蒸散发 一、蒸散发  水由液态或固态转化气态的过程称为蒸发,被植物根系吸收的水分,经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散发或蒸腾。   蒸发面为水面时称为水面蒸发;蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发;蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。 植物散发与土壤蒸发合称为陆面蒸发。流域内各类蒸发的总和称为流域总蒸发。 湿润土壤干化过程分三个阶段 第一阶段:土壤蒸发主要发生在表层,蒸发量接近蒸发能力。 第二阶段:土壤表面局部地方开始干化,蒸发速度逐渐降低。 第三阶段:当毛管水完全不能到达地表,蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气,蒸发速度缓慢。E 土壤上层Em 土壤中层 土壤下层E0 第一阶段 第二阶段 第三阶段 t 土壤蒸发过程 水面蒸发主要与气象要素有关。 植物散发随植物的品种和季节而不同。  在充分供水条件下,某一蒸发面的蒸发量,称为蒸发能力。 观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、埋在地下的60cm口径带套盆蒸发器(E601)。 观测量应乘一折算系数,才能作为天然水体蒸发量的估计值。折算系数随蒸发器的类型而异,且与月份及所在地区有关。蒸发器 蒸发实验站 第六节 径流 一、径流形成过程 径流是指降落到流域表面上的雨水,由地面与地下汇入河川,最终流出流域出口断面的水流。 降雨开始时,一部分滞留在植物枝叶上,称植物截留。 降落到地面上的水量向土中入渗,除补充土壤含水量外,逐步向下层渗透,如能达到地下水面,则成为地下径流。 当降雨强度超过了土壤下渗能力时,产生的超渗雨沿坡面向低处流动,称为坡面漫流。扣除植物截留、下渗、填洼后的雨量进入溪沟,最后成为流域出口径流,这部分径流称为地面径流。 表层土壤的含水量首先达到饱和后,继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动,注入河槽形成径流,称为壤中流(表层流)。 进入河网的水流,从上游向下游,从支流向干流汇集,最后全部先后流经流域出口断面,这个汇流过程称为河网汇流。流域出口 河网汇流 坡面汇流 流域汇流过程 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流阶段;坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。 二、径流表示法 流量Q 单位时间通过某一断面的水量,单位为m3/s、 L/s 。 流量随时间的变化过程,用流量过程线来表示。 三、河川径流的分布  我国多年平均径流深284mm,年径流系数0.433,呈自东南向西北递减趋势。按径流深的大小,可划分为丰水、多水、过渡、少水、干涸五个不同地带。   丰水带 年径流深大于800mm,包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南西南部及西藏东南部,年径流系数一般在0.5-0.8。   多水带 年径流深在200 -800mm之间,包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部,以及黄河中上游一小部分地区。年径流系数一般为0.4-0.6。   过渡带 年径流深在50-200mm,之间,包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区及新疆西部山区。年径流系数一般为0.2-0.4。   少水带 年径流深在10-50mm之间,包括松辽平原中部、辽河上游地区,内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。年径流系数一般为0.1左右。   干涸带 年径流深小于10mm,包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。年径流系数只有0-0.03。 四、流量观测与计算 (一)流量观测与整理   流量观测方法很多,最常用方法是采用流速仪定点测速。 布设测速垂线 V 流速测验(m/s) 测算间距 v’1 v’2 v’3 v’4 v’5 v’6 v’7 b1 b2 b3 b4 b5 b6 b7 b8 O H1 H2 H3 H4 H5 H6 H7 B (m/s) H 布河设流测断深面垂线 测量水深 (m) 断面流量测验示意图 2.部分面积平均流速测验 测深垂线一般也是测速垂线。垂线流速观测常用一点法,二点法,三点法和五点法四种。 在洪水期水位较高无法采用流速仪测流,常采用浮标测速方法。一些测站应用超声波测速方式,观测断面流速和流量。 当水文资料缺乏和不充分时,需进行洪水调查。 (二)水位观测 观测常设备有水尺和自记水位计两大类。 采用水尺观测时,水面在水尺上的读数加水尺零点高程即为水面水位。 自记水位计可将水位变化的过程自动记录下来。 (三)水位和流量资料整编 观测以及分析计算出的水文资料可以整编成日、月、年平均水位和平均流量,汛期水位和流量过程,刊登于水文年鉴或水文数据库。 (四)稳定的水位流量关系 在方格纸上,纵坐标代表水位,横坐标代表流量,点绘实测水位和流量的数据,若点子分布成一带状,且有75%以上的中高水流速仪测点与平均关系曲线的偏离不超过±5%,则可以定为单一水位~流量关系曲线。第二章 水文循环与径流形成 第一节 水文循环 第二节 河流与流域 第三节 降水 第四节 下渗 第五节 蒸散发 第六节 径流 第一节 水文循环 从海洋蒸发的水汽,被气流输送到大陆而成降水。其中一部分以径流的形式从河流汇归海洋;另一部分重新蒸发返回大气。这种海陆间的水分交换过程称为大循环或外循环。 海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后,以降水的形式落到海洋里,或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上,这种局部的水文循环称为小循环或内循环。 从海洋直接输送到内陆的水汽,通过陆地内循环,水汽逐渐向内陆输送,在输送过程中会沿途损耗,故内陆距海洋越远,输送的水汽量越少,降水量越小。 第二节 河流与流域一、河流 金沙江俯瞰 1.河流形成和分段  河流底部有水流的部分称为河床。 枯水期水流所占部位为基本河床,或称主槽;洪水泛滥及部位为洪水河床,或称滩地。 洪水位枯水位 河床 滩地 主槽 面向河流下游,左边的河岸称为左岸,右边和河岸称为右岸。 一条河流沿水流方向,自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。 河源 河流的发源地,多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。上游 紧接河源,多处于深山峡谷,坡陡流急,河谷下切强烈,常有急滩瀑布。 中游 河段坡度渐缓,河槽变宽,两岸常有滩地,河床较稳定。 下游 河流的最下段,一般处于平原区,河槽宽阔,淤积明显,浅滩和河湾较多。 河口 河流注入海洋或内陆湖泊 的地段,因流速骤减,泥沙大量淤积,往往形成三角洲。 注入海洋的河流称为外流河;流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流,称为内流河或内陆河,如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。 2.河流特性 河流长度 L(km) 简称河长,自河源沿河道至河口的长度,在地形图上量出。 河源 河口  河流横断面 垂直于水流方向的断面称为横断面,简称断面。断面内通过水流的部分称为过水断面,其面积称为过水断面面积,单位m2。河流断面 河流纵断面 河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线,沿中泓线的断面称为河流的纵断面。河流纵断能反映河床的沿程变化。 二、流域 河流某断面的集水区域称为该断面的流域。 流域的周界称为分水线。 地面分水线闭合且与地下分水线重合的流域称为闭合流域。 流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系,河系或河网。 流 域 分水线 干流 集水面积出口断面 水系 支流 流域面积F(km2) 在地形图上定出流域分水线,然后量出它所包围的面积。 流域面积 分水线 河流 流域长度L(km) 流域的轴长。 流域轴线 流域 出口 (1)以河口为圆心绘制同心圆 (2)作圆弧的割线交于流域周线 (3)通过割线中点作流域轴线,轴长为流域长度 流域平均宽度B(km) 流域面积与流域长度的比值 B = F / L 流域形状系数 流域平均宽度与流域长度的比值 f = B / L = F / L 2 流域平均高度H(m)与平均坡度J 将流域划分成100以上的正方格,定出每个方格交叉点上的高程及坡度,这些格点的高程和坡度的平均值为流域平均高度和平均坡度。 流域的自然地理特征 流域的地理位置、气候、地形、植物被覆、土壤特性,地质构造,沼泽及湖泊情况等,都是与流域水文特性密切有关的自然地理特征。 三、流域水量平衡 沿任一区域边界取出底部无水量交换的柱体。 一定时段内,进入柱体的水量:降水量P、凝结量E1,地面径流量RS1,地下径流量RG1,柱体初始蓄水量S1。 流出此柱体的水量:蒸发量E2,地面径流量RS2 ,地下径流量RG2 ,时段末蓄水量S2。 这一柱体任意时段的通用水量平衡方程 P +E1+RS1+RG1+S1= E2+RS2+RG2+S2 令E=E2-E1 代表净蒸发量,则上式成为 P +RS1+RG1+S1= E +RS2+RG2+S2 第三节 降水 一、降水成因  水汽压 空气中水汽压力。 饱和水汽压 在一定温度下,空气中水汽压的最大值。温度越高,空气中饱和水汽压越大,反之则越小。  饱和差 在一定温度下,饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差,称为饱和差。若实际水汽压超过了饱和水汽压,空气中多余的水汽就会发生凝结。  露点 水汽量不变,在气压一定的条件下,气温下降,空气达到饱和水汽压时的温度称为露点。露点高,实际水汽压大;露点低,实际水汽压小。  饱和湿度 在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。如果空气中的水汽量达到了饱和或过饱和,多余的水汽就可能发生凝结。  如果地面有团湿热未饱和空气,在某种外力作用下上升,上升过程中温度下降,当降到露点温度以下时,就会达到过饱和而发生凝结,形成水滴。一旦水滴不能被上升气流所顶托时,在重力作用下降到地面成为降水。   水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。 在水汽条件具备时,水汽冷却凝结的条件是空气垂直上升运动。 二、降水分类 降水常按照使空气抬升的原因分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气旋性降水,习惯上把它们分别称为对流雨、地形雨、锋面雨与气旋雨。 对流雨 是因地表局部受热而发生垂直上升运动所形成。因上升速度较快,形成的云多为垂直发展的积状云,特点是雨强大,雨面小,历时短。 地形雨 空气在迁移途中,因受地形作用而被抬升,动力冷却而成云致雨。降雨特性随空气自身温湿特性,运行速度以及地形特点而异。 锋面雨 具有均匀的温湿特性,在气压场作用下向同方向移动的大气团称为气团。两个温湿特性不同的气团相遇,形成一个不连续面,称为锋面或锋区,锋面与地面的交线称为锋线,习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称为锋面雨。其特点是降雨范围大,历时长。 冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区,这种锋称为冷锋;暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区,这种锋称为暖锋;冷、暖气团势均力敌,在某一地区摆动或停滞的锋称静止锋。 气旋雨 当一地区气压低于四周气压时,周围的气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层,上升气流中的水汽因动力冷却凝结成云,条件具备时,形成气旋雨。 在低纬度的海洋上形成的气旋,称为热带气旋,气象部门将其分为三类:热带低压—风力6~7级;台风—风力8~11级风;强台风—风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均,中心雨强大,历时不长。 在低纬度的海洋上形成的气旋,称为热带气旋,气象部门将其分为三类:热带低压—风力6~7级;台风—风力8~11级风;强台风—风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均,中心雨强大,历时不长。 三、降水量地理分布  降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带,半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。  十分湿润带 年降水量超过1600mm,年降水日数平均在160d以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。  湿润带 年降水量800~1600mm,年降水日数平均120~160d。其区域包括秦岭—淮河以南的长江中下游地区,云南、贵州、四川和广西大部分地区。 半湿润带 年降水量400~800mm,年降水日数平均80~100d。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。  半干旱带 年降水量200~400mm,年降水日数平均60~80d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。 干旱带 年降水量少于200mm,年降水日数低于60d,包括内蒙、宁夏、甘肃、沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。 四、降水量的观测 降水量以降落在地面上的水层深度表示,单位mm。8时至次8时降水量为当日降水量。 降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。 1.雨量器 雨量器是直接观测降水量的器具,它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成,承雨器口径为200mm,分辨率为0.1mm。  一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。 2.自记雨量计 称重式 可连续记录降水重量,包括雪、冰雹及混合降水。 虹吸式 记录累积雨量曲线。 翻斗式 翻斗每承接0.1mm雨水向记录器输送一个脉冲信号。较为适用作遥测雨量计。翻斗式雨量计称重式式雨量计 虹吸式雨量计 3.雷达探测  气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等资料,可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻。 4.气象卫星云图  目前水文业务利用地球静止卫星云图资料。在卫星云图上,一些天气系统可以根据特征云型分辨出来。 第四节 下渗  一、饱和带和包气带  在地下水面以下,土壤处于饱和含水状态,称为饱和带;地下水面以上,土壤含水量未达饱和,称为包气带。   存于包气带中的水称为土壤水,饱和带中的水称为地下水。 二、土壤水  吸湿水 土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水,不能流动也不能被植物利用。   薄膜水 土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水,不受重力的影响。   毛管水 土壤孔隙中由毛管力 所持有的水分。由毛管力所支持而 存在于土壤孔隙中的水分称支持毛 管水;悬吊于孔隙之中而不与地下 水面接触的水分称为毛管悬着水。   重力水 在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水,是地下水的主要补充源。 土壤含水量  凋萎含水量 植物无法吸收土壤水分而凋萎时的含水量。大于凋萎含水量的土壤水分为有效水量。   毛管断裂含水量 毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值,土壤水分交换以水汽状态进行。 三、下渗  下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影响下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。   下渗过程可用时段下渗量F 和时刻下渗率f 表示。 充分干燥的土壤在充分供水条件 下,下渗分为三个阶段:  渗润阶段 下渗水受分子力作用,直至土壤含水量达最大分子持水量。   渗漏阶段 水在毛管力和重力的作用下向下层渗透,直至土壤饱和。   渗透阶段 水在重力作用下呈稳定运动。此时的下渗率称稳定下渗率。 下渗率的变化规律,可用下渗公式或下渗曲线表达。如霍顿下渗公式 -βt f(t)=(f0-fC)e +fc 参数f0、fc及β反映土壤特性,根据实验资料推求。 四、地下水 包气带水 埋藏于包气带中的水,包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。 潜水 又称浅层地下水,处于地表以下第一个不透水层上,具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。 四、地下水 包气带水 埋藏于包气带中的水,包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。 潜水 又称浅层地下水,处于地表以下第一个不透水层上,具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。 第五节 蒸散发 一、蒸散发  水由液态或固态转化气态的过程称为蒸发,被植物根系吸收的水分,经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散发或蒸腾。   蒸发面为水面时称为水面蒸发;蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发;蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。 植物散发与土壤蒸发合称为陆面蒸发。流域内各类蒸发的总和称为流域总蒸发。 湿润土壤干化过程分三个阶段 第一阶段:土壤蒸发主要发生在表层,蒸发量接近蒸发能力。 第二阶段:土壤表面局部地方开始干化,蒸发速度逐渐降低。 第三阶段:当毛管水完全不能到达地表,蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气,蒸发速度缓慢。E 土壤上层Em
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