2降水蒸发径流基本知识.docx

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2降水蒸发径流基本知识

降水

大气中的液态或固态水，在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象称为降水。

降水的主要形式是降雨和降雪，前者为液态降水，后者为固态降水，其他的降水形式还有露、霜、雹等。

凡日降水量达到和超过50mm的降水称为暴雨。

暴雨又分为暴雨、大暴雨和特大暴雨三个等级。

小雨：

12小时内降水量为0.1-4.9mm或24小时内降水量为0.1-9.9mm降雨。

中雨：

12小时内降水量5.0～14.9mm或24小时内降水量10.0～24.9mm的降雨过程。

大雨：

12小时内降水量15.0～29.9mm或24小时内降水量25.0～49.9mm的降雨过程。

暴雨：

12小时内降水量30.0～69.9mm或24小时内降水量50.0～99.9mm的降雨过程。

大暴雨：

12小时内降水量70.0～139.9mm或24小时内降水量100.0～249.9mm的降雨过程。

特大暴雨：

12小时内降水量大于等于140.0mm或24小时内降水量大于等于250.0mm的降雨过程。

小雪：

12小时内降雪量小于1.0mm（折合为融化后的雨水量，下同）或24小时内降雪量小于2.5mm的降雪过程。

中雪：

12小时内降雪量1.0～3.0mm或24小时内降雪量2.5～5.0mm或积雪深度达3CM的降雪过程。

大雪：

12小时内降雪量3.0～6.0mm或24小时内降雪量5.0～10.0mm或积雪深度达5CM的降雪过程。

暴雪：

12小时内降雪量大于6.0mm或24小时内降雪量大于10.0mm或积雪深度达8CM的降雪过程。

一、降水要素

降水是水文循环的重要环节。

在水文学中一般只讨论降水时空分布的表示方法和降水资料的整理及应用。

描述降水的基本物理量（即降水的基本要素）介绍如下：

（1）降水量（深）。

降水量的概念是时段内（从某一时刻到其后的另一时刻）降落到地面上一定面积上的降水总量。

按此定义，降水量应由体积度量，基本单位为m3。

但传统上总是用单位面积的降水量即平均降水深（或降水深）度量降水量，单位多以mm计，量纲是长度。

降水量一般用专门的雨量计测出降水的毫米数，如果仪器承接的是雪、雹等固态形式的降水，则一般将其溶化成水再进行测量，也用毫米数记录。

但在进行水资源评价等考虑总水量时多用体积度量降水量。

降水多发生在大的面积上，但仪器观测的点位相对面积很微小，常作为几何的点看待，因此又有“面降水量”和“点降水量”之说。

随着雷达测雨等现代技术的应用，直接测量面雨量也逐步成为现实。

（2）降水历时和降水时间：

原始意义的降水历时的概念是一次降水过程中从某一时刻到其后另一时刻经历的降水时间，并不特指一次降水过程从开始到结束的全部历时。

若指一次降水过程从降水开始到降水结束所经历的时间，则称为次降水历时。

降水时间是指对应某一降雨量而言的时段长，在此时间内，降雨并不一定是持续的。

降水历时通常以min、h、或d计。

（3）降水强度。

降水强度是评定降水强弱急缓的概念，有单位时间降水量的含义，一般以mm/min或mm/h或mm/d计。

mm/min或mm/h多评定瞬时降水强度，mm/h或mm/d多评定时段降水强度。

（4）日降水量。

概念上是每日0:

00～24:

00的降水量。

我国水文测验规定以北京时间每日8:

00时至次日8:

00时的降水量为该日的降水量。

（5）降水面积。

降水笼罩范围的水平投影面积称为降水面积，一般以km2计。

此外，降水的另一个主要得要素是暴雨中心，指暴雨强度较集中的局部地区。

二、降水的分类

降水通常按空气抬升形成动力冷却的原因分为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨。

1.对流雨

因地表局部受热,气温向上递减率过大,大气稳定性降低,下层空气膨胀上升与上层空气形成对流运动。

上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。

因对流上升速度快,形成的云多为垂直发展的积状云,降雨强度大,历时短,雨区较小。

2.地形雨

空气在运移过程中,遇山脉的阻挡,气流被迫沿迎风坡上升,由于动力冷却而成云致雨称为地形雨。

此外,山脉的形状对降雨也有影响,如喇叭口、马蹄形的地形,若它们的开口朝向气流来向,则易使气流辐合上升,产生较大的降雨。

地形雨的降雨特性,因空气本身温湿特性,运行速度以及地形特点而异,差别较大。

3.锋面雨

锋面:

两个温湿特性不同的气团相遇时,在其接触区由于性质不同来不及混合而形成一个不连续面,称为锋面。

锋区:

所谓不连续面实际上是一个过渡带,所以又称为锋区。

锋面与地面的交线称为锋线,习惯上把锋线简称为锋。

锋面的长度从几百公里到几千公里不等,伸展高度,低的离地1～2km,高的可达1Okm以上。

由于冷暖空气密度不同,暖空气总是位于冷空气上方。

在地转偏向力的作用下,锋面向冷空气一侧倾斜,冷气团总是摸人暖气团下部,暖空气沿锋面上升。

由于锋面两侧温度、湿度、气压等气象要素有明显的差别,因此,锋面附近常伴有云、雨、大风等天气现象。

锋面雨:

锋面活动产生的降水统称锋面雨。

暖锋:

暖气团起主导作用,推动锋面向冷气团一侧移动,这种锋称为暖锋。

暖锋锋面坡度较小,约为1/50,暖空气沿锋面缓慢上升,在上升过程中绝热冷却,水汽凝结致雨。

暖锋的雨区出现在锋线前,宽度常在300～400km,沿锋线分布较广。

特点：

降雨强度不大,但历时较长。

在夏季,当暖气团不稳定时,也可出现积雨云和雷阵雨天气。

静止锋:

冷暖气团势均力敌,在某一地区停滞少动或来回摆动的锋称为准静止锋,简称静止锋。

静止锋坡度小,约为1/200,有时甚至小到1/300,沿锋面上滑的暖空气可以一直伸展到距地面锋线很远的地方。

特点：

云、雨区范围很广。

降雨强度小,但持续时间长,可达10天或半月,甚至一个月。

锢囚锋:

当三种气团（热力性质不同的）相遇,如冷锋追上暖锋,或两条冷锋相遇,暖空气被抬离地面,锢囚在高空,称为锢囚锋,如图2-12（d）。

由于锢囚锋是两条移动的锋相遇合并而成,所以它不仅保留了原来锋面的降水特性,而且锢囚后暖空气被抬升到锢囚点以上,上升运动进一步发展,

特点：

使云层变厚,降水量增加,雨区扩大。

4.气旋雨

气旋是中心气压低于四周的大气旋涡。

在北半球,气旋内的空气作逆时针旋转,并向中心辐合,引起大规模的上升运动,水汽因动力冷却而致雨,称为气旋雨。

按热力学性质分类,气旋可分为温带气旋和热带气旋两类,相应产生的降水称为温带气旋雨和热带气旋雨。

三、与降水有关的气象因素

1、气温

气温由地面气象观测规定高度（国际为1.25～2.00m，我国为1.50m）上的空气温度反映。

气温的单位用摄氏度（℃）表示，有的以华氏度（0F）表示，我国气温记录一般采用摄氏度（℃）为单位。

摄氏度与华氏度的换算关系是：

。

空气温度记录可以表征一个地方的热状况特征，因此气温是地面气象观测中的所要测定的常规要素之一。

接近地表的大气温度较高,距地面越高,气温越低,平均每升高100m,气温约下降0.65℃,称为气温直减率。

2、气压

单位面积上所受大气的重力称为气压，以hpa计。

某高度上的气压就是单位面积上所承受的该高度以上空气柱的重量,由于空气岁高度的增高而变得稀薄，所以气压随高度增加而减小。

3、温度

湿度是表示大气干燥程度的物理量。

在一定的温度下，一定体积的空气里含有的水汽越少，则空气越干燥；水汽越多，则空气越潮湿。

在此意义下，常用绝对湿度、相对湿度等物理量来表示湿度。

（1）绝对湿度。

是一定体积空气中含有的水蒸气质量，其一般单位是g/m3。

绝对湿度的最大限度是饱和状态下的最高湿度。

绝对湿度只有与温度一起才有意义，因为空气中能够含有的湿度的量随温度而变化。

在不同的压强（自然高度中）绝对湿度也不同，因为随着压强（自然高度中）的变化空气的体积也变化。

但绝对湿度越靠近最高湿度，它随压强（自然高度中）的变化就越小。

（2）相对湿度。

是绝对湿度与最高湿度之间的比，它的值显示水蒸气的饱和度有多高。

相对湿度为100%的空气是饱和的空气。

相对湿度是50%的空气含有达到同温度的空气饱和点的一半的水蒸气。

相对湿度超过100%的空气中的水蒸气一般会凝结出来。

随着温度的增高空气中可以含的水蒸气就越多（最高湿度增大），也就是说，在同样多的水蒸气的情况下温度升高相对湿度就会降低，因此在提供相对湿度的同时也必须提供温度的数据。

4、风

空气的运动称为风，多数情况仅指空气的水平运动。

风向是指风的来向，用8或16个地理方位表示。

风速是指空气水平运动的速度，以m/s计，取小数一位。

风速的大小常用几级风来表示。

风的级别是根据风对地面物体的影响程度而确定的。

在气象上，一般按风力大小划分为（0～12）13个等级。

在自然界，风力有时是会超过12级的，象强台风中心的风力，或龙卷风的风力，都可能比12级大得多，只是12级以上的大风比较少见，一般不具体规定级数。

阵风是指风速忽大忽小的风，此时的风力是指忽大时的风力。

风在图中可由风矢标示，风矢由风向秆和风羽组成。

在北半球，风向秆箭头指出风的方向，风羽表示风力，风羽由垂直在风向杆末端右侧3、4个短划和三角构成。

四、流域降雨量的计算

目前，降雨量观测结果均为点雨量，流域平均降水量的计算方法主要有：

算术平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法等。

在面积较大的流域，最好用泰森多边形法，计算流域的平均降水量；小流域常用加权平均法；在平地上可用算术平均法和等雨量线法。

1、算术平均法

对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果。

式中：

——为各测站点同期降水量（mm）P——流域平均降水量（mm）n——测站数

2、加权平均法

在对流域基本情况如面积、地类、坡度、坡向、海拔等进行勘察基础上，在每个地类上选择有代表性的地点作为降水观测点，把每个测点控制的地类面积作为各测点降水量的权重。

式中P——流域平均降水量（mm）A——流域总面积（hm2或km2）——每个测点控制的面积（hm2或km2）3、泰森多边形法

如果流域内的观测点分布不均匀，且有的站偏于一角，此时采用泰森多边形法计算平均降水量较算术平均法更为合理。

在地图上将降水观测点两两相连，形成三角形网，对每个三角形各边作直平分线，用这些垂直平分线构成以每个测站为核心的多边形。

假定每个雨量站的控制面积即为此多边形面积（流域边界内）。

蒸发

蒸散发:

是水文循环中自降水到达地面后由液态或固态转化为水汽返回大气的阶段。

蒸散发类型:

水面蒸发:

蒸发面为水面时称为水面蒸发；

植物散发蒸发面是植物茎叶则称为植物散发；

土壤蒸发:

蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；

陆面蒸发:

因为植物是生长在土壤中,植物散发与植物所生长的土壤上的蒸发总是同时存在的,通常将二者合称为陆面蒸发。

流域总蒸发,或流域蒸散发:

流域的表面一般包括水面、土壤和植物覆盖等,当把流域作为一个整体,则发生在这一蒸发面上的蒸发称为流域总蒸发,或流域蒸散发,它是流域内各类蒸发的总和。

陆地上一年的降水约66%通过蒸散发返回大气，由此可见蒸散发是水文循环的重要环节。

而对径流形成来说,蒸散发则是一种损失。

蒸散发在水量平衡研究和水利工程规划中是不可忽视的影响因素。

水分子从物体表面（即蒸发面）向大气逸散的现象称为蒸发。

水体中的水分子总是处在不停的运动之中，一方面，当水面上一些水分子获得的能量大于水分子之间的内聚力时，就会突破水面而跃入空气之中，这就是蒸发的物理机制。

另一方面，也会有一些水汽分子从空气中返回水面，这就是凝结现象。

因此，蒸发和凝结是具有相反物理过程的两种现象。

蒸发必须消耗能量，单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热。

凝结则要释放能量，单位水量从空气中凝结返回水面释放的能量称为凝结潜热。

自然界有形形色色的蒸发面，主要有水面、裸土层面、植物叶面、冰雪面等，因此如按蒸发面的类型分，蒸发可分为水面蒸发、土壤蒸发、植物散发、冰雪蒸发等。

流域表面是多种蒸散发类型的组合，水文学也常笼统说成流域蒸散发，用以概括流域蒸散发的总况。

水面蒸发是可以