2.5 降水、下渗和蒸散发
2.5.1 概述
水循环是自然界最重要、最活跃的物质循环之一，正是由于水文循环，才使得人类生产和生活中不可缺少的水资源具有可再生性和时空分布不均匀性，提供了江河湖泊等地表水资源和地下水资源，水文循环的内陆小循环对内陆地区的降水有着重要的作用，因此全球水文循环的研究中陆面过程的研究显得尤为重要。陆面过程主要以径流为主，径流过程是地球上水文循环中最为重要的一环。降水、下渗、蒸发是地球上水文循环中最活跃的因子，也是径流形成的主要影响因素，因此本节主要先介绍降水、下渗、蒸发的基本概念，在下一节具体阐述径流的基本概念及其形成过程和表示方法。
2.5.2 降水
1.降水及其特征
降水是指液态或固态水汽凝结物从云中降落到地面的现象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等，其中以雨、雪为主。降水是水文循环中最活跃的因子。我国大部分地区一年内降水以雨水为主，雪仅占少部分，所以这里降水主要指降雨。
降水特征常用降水量、降水历时、降水强度、降水面积及暴雨中心等来表示。降水量是指一定时段内降落在某一点或者某一面积上的总水量，用水层深度表示，以mm计。一场降水的降水量是指该次降水全过程的总降水量。日降水量是指24h内的总降水量。降水量一般分为7级，见表2.2。
表2.2 降水量等级表
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3个等级。降水持续的时间称为降水历时，以min、h或d计。单位时间的降水量称为降水强度，以mm/min或mm/h计。降水笼罩的平面面积称为降水面积，以km2计。暴雨集中的较小的局部地区，称为暴雨中心。
2.降水的成因与类型
降水的形成主要是由于地面暖湿气团在各种因素的影响下升入高空，在上升过程中产生动力冷却使温度下降，当温度达到露点（即空气水汽达到饱和时的温度）以下时，气团中的水汽便凝结成水滴或冰晶，这就形成了云；云中的水滴或冰晶由于水汽继续凝结及相互碰撞合并，凝聚不断增大，当其重量超过上升气流顶托力时，在重力作用下就形成了降水。由此可知，气流上升产生动力冷却是形成降水的主要条件，而气流中的水汽含量及冷却程度则决定着降水强度和降水量的大小。
降水有各种形式，如雨、雪、雹、霰等。对我国多数河流而言，降雨对水文现象的影响最大，故以下重点讨论降雨。
按照气流上升的原因，常把降雨分为以下四种类型：
（1）对流雨。对流雨是因地表局部受热，气温向上递减率过大，大气稳定性降低，因而产生垂直上升运动，形成动力冷却而降雨。因对流上升速度较快，形成的云多为垂直发展的积状云，降雨强度大，但面积不广，历时也较短。
（2）地形雨。地形雨是气流因所经地面的地形升高而被抬升，由于动力冷却而成云致雨。地形雨的降雨特性因空气本身的温湿特性、运动速度及地形特点而异，差别较大。
（3）锋面雨。在一个较大地区范围的空气柱内，各水平高度上具有较均匀的温湿特性，当受到气压场作用而向共同方向移动时，这部分空气就称为气团。两个温湿不同的气团相遇时，在其接触处由于性质不同而来不及混合，温度、湿度和气压场形成一个不连续面，称为锋面。所谓不连续面实际上是一个过渡带，有时又称为锋区。锋面与地面的交线称为锋线。习惯上把锋面和锋线统称为锋。锋的长度从数百公里到数千公里不等；锋面伸展高度，低的离地1～2km，高的可达10km以上。锋面是向冷气团一侧倾斜的，暖气团在运动中将沿锋面抬升，只要暖空气中有足够的水汽，就能成云致雨。
锋面随冷暖气团的移动而移动。当冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区时，这种锋称为冷锋；当暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区时，这种锋称为暖锋；若冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或停滞，这种锋称为准静止锋；若冷锋追上暖锋，或两条冷锋相遇，暖空气被抬离地面，则称为锢囚锋。
一般来说，冷锋雨强度大，历时较短，雨区范围较小；暖锋雨强度大，历时较长，范围也较大；准静止锋将产生长历时，强度较大的降雨。
（4）气旋雨。当一个地区气压低于四周气压时，四周气流就要像该处汇集，由于地球转动力的影响，北半球辐合气流是沿逆时针方向流入的。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，条件具备时即产生降雨。这种大气的涡旋称为气旋，对于高空中的涡旋则称为涡。
气旋的产生、发展与锋区的位置以及高空中的低压系统活动情况有关。高空的涡旋在我国是以形成地区命名的，如西北涡、华北涡、西南涡等。西南涡对我国降雨情况影响较大，它是在西南特殊的地形影响下形成的。西南涡在源地时就可以产生阴雨天气，如东移发展，则雨区扩大，雨量也增大，夏秋季节在我国中部常引起暴雨。
低纬度海洋上形成的气旋称为热带气旋。我国气象部门根据气旋地面中心附近风速的大小将其分为3类：热带低压的最大风速为10.8～17.1m/s，台风的最大风速为17.2～32.6m/s，强台风的最大风速大于32.6m/s。台风由于气流抬升剧烈，水汽供应充分，常发展为浓厚的云区，降水多为阵性暴雨，强度很大，分布不均。
3.降雨观测
观测降雨量的标准仪器有人工观测的雨量器（图2.5）和自记雨量计（图2.6）2种。
图2.5 雨量器构造示意图
1—器口；2—承雨器；3—雨量筒；4—储水瓶；5—漏斗
图2.6 立式自记雨量计构造示意图
1—承雨器；2—浮子；3—连杆；4—自记笔；5—自记钟；6—虹吸管；7—储水瓶；8—浮子室
雨量器是一个口径20cm的柱形金属桶，承雨后用特制的量杯测定降雨量。降雨量一般采用定时观测，通常在每天的8时与20时各观测一次（两段制）。雨季增加观测次数，如四段制、八段制等。观测时用空的储水瓶将雨量筒中的储水瓶换出，在室内用特制的量杯量出降雨量。降雪时将雨量筒的漏斗和储水瓶取出，仅留外筒，作为承雪器具。观测时，将带盖的外筒带到装置雨量筒的地点调换外筒，并将筒盖在已用过的外筒上，再取回室内，加温融化后计算降水深度。
自记雨量计可以测定降雨过程。雨水从承雨器进入浮子室，浮子即随水面上升推动连杆，使自记笔在有记录的自记钟上向上移动把雨量记录下来。当浮子室充满雨水时（自记笔达到记录纸上沿），雨水自动经虹吸管泄入储水瓶（自记笔迅速降落到记录纸下沿），然后浮子室继续充水，自记笔又重新升高，这样往复循环，降雨过程便在记录纸上绘出。
自记雨量计不能直接用来测量降雪过程。
4.降雨的特性及降雨资料的图示法
降雨的特性包括降雨量、降雨历时、降雨强度、降雨面积及降雨中心等。降雨量为一定时段内降落在某一点或某一面积上的总雨量，常用深度表示，以mm计；降雨历时是指一次降雨所经历的时间，以min或h计；降雨强度为单位时间内的降雨量，以mm/min或mm/h计；降雨面积是指降雨笼罩的水平面积；降雨中心是指降雨量最大的局部地区。降雨量在时间上的变化过程及空间上的分布情况常用下列图形表示。
（1）降雨量过程线。常用的降雨量过程线是以时段降雨量为纵坐标，时段次序为横坐标绘制的。它显示降雨量随时间的变化特征，常以直方图或曲线表示（图2.7）。降雨过程又可用累积降雨量曲线表示，此曲线横坐标为时间，纵坐标为降雨开始到各时刻的累积降雨量（图2.7）。根据它的平均坡度可求得各时段内的平均降雨强度。
图2.7 某站一次降雨量过程线及累积降雨量曲线图
1—降雨过程直方图；2—累积降雨量曲线
图2.8 最大平均降雨强度-历时曲线图
（2）降雨量等值线图。降雨量等值线图与等高线地形图相似，是根据各雨量站的降雨量和参照地形的情况分析绘制的（图2.11）。
（3）降雨特性综合曲线。
1）强度-历时曲线。把一场降雨的过程记录下来，对应某指定的历时，变动起讫时间求得相应该历时的最大平均降雨强度，并点绘成曲线（图2.8）。它可以反映该场降雨的核心部分的雨强变化特性。
2）平均雨深-面积曲线。对一场或一定历时的降雨，从降雨量等值线图的中心开始，分别量取不同的等雨量线所包围的面积及该面积内的平均雨深，点绘成曲线（图2.9）。此曲线表示不同面积上的最大平均雨深。一般为指数型衰减曲线，面积愈大，平均雨深愈小。
3）平均雨深-面积-历时曲线。如将一场暴雨的不同历时，如12h、24h、48h等的等雨量线图作出相应的平均雨深-面积曲线，并综合绘于同一张图上（图2.9），即得到平均雨深-面积-历时曲线，简称时、面、深曲线。其规律为：当历时一定时，面积愈大，平均雨深愈小；当面积一定时，历时愈长，平均雨深愈大。
5.流域平均降雨量的计算
由雨量站观测到的降雨量，只代表该站所在处或附近较小范围的降雨情况，称为点雨量。在实际工作中往往需要全流域平均雨量值（称为面雨量）。因此，经常要由各站点降雨量推求流域平均降雨量。
计算流域平均雨量（面雨量）常用的方法有以下3种：
（1）算术平均法。当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可取流域内各站雨量的算术平均值作为流域平均雨量。计算公式如下：
式中：
为流域平均雨量，mm；x1，x2，…，xn为各雨量站同时段内的降雨量，mm；n为雨量站数。
（2）泰森多边形法。当流域内雨量站分布不太均匀时，用泰森多边形法求流域平均雨量。该法假定流域各点的降雨量由与其距离最近的雨量站代表。这样，先确定出各雨量站所代表的面积fi，可采用如下作法：用直线连接相邻的雨量站，组成若干个三角形，一般就称为泰森多边形 （图2.10）。每一多边形正好对应一个雨量站。若x1，x2，…，xn为各雨量站雨量，f1，f2，…，fn为各站对应的多边形面积，F为全流域面积，流域平均降雨量
用下列公式计算：
图2.9 平均降雨深度-面积-历时曲线图
（3）等雨量线图法。当流域内雨量站分布较密时，也可作出等雨量图，通过面积加权来计算流域平均雨量（图2.11）。计算公式为
式中： fi为两条相邻等雨线之间的流域面积；xi为fi面积上的平均雨深；其他符号意义同前。
图2.10 泰森多边形图
图2.11 降雨量等值线图
2.5.3 下渗
下渗是指降落到地面的雨水从地表渗入土壤中的运动过程。下渗不仅直接决定了地面径流的大小，同时也影响土壤水分的增长，以及表层径流和地下径流的形成。因此，分析下渗的物理过程和规律，对认识径流形成的物理机制有重要意义。
1.下渗的物理过程
当雨水持续不断地落在干燥的土层表面时，雨水将从包气带上界不断地渗入土壤中。渗入土中的水分，在分子力、毛管力和重力的作用下产生运动。按水分所受的力和运动特征，下渗可分为渗润、渗漏、渗透3个阶段。
渗润阶段：下渗的水分主要受分子力的作用，被土壤颗粒吸收而成薄膜水。若土壤十分干燥，这一阶段十分明显。当土壤含水量达到最大分子持水量，分子力不再起作用，这一阶段结束。
渗漏阶段：下渗水分主要在毛管力和重力的作用下，沿土壤孔隙向下作不稳定流动，并逐步充填土壤孔隙直至饱和，此时毛管力消失。
渗透阶段：当土壤孔隙充满水达到饱和时，水分在重力作用下呈稳定流动。
一般可将渗润和渗漏两个阶段合并统称渗漏阶段。渗漏阶段属于非饱和水流运动，而渗透阶段则属于饱和水流的稳定运动。在实际下渗过程中，各阶段并无明显的分界，它们是相互交错进行的。
2.下渗率和下渗能力
图2.12 下渗曲线和下渗累计曲线图
下渗量的大小可用下渗率或下渗量来表示。单位时间内渗入单位面积土壤中的水量称为下渗率或下渗强度，记为f，以mm/min或mm/h计。在充分供水条件下的下渗率称为下渗能力。通常用下渗率或下渗能力随时间的变化过程来定量描述土壤的下渗规律。实验表明，干燥土壤在充分供水条件下，下渗率随时间呈递减变化，称为下渗能力曲线，简称下渗曲线，以f（t）-t表示，如图2.12所示。图中f0为起始下渗率，下渗的最初阶段，下渗的水分被土壤颗粒所吸收、充填土壤孔隙，起始下渗率很大。随时间的增长和下渗水量的增加，土壤含水量逐渐增大，下渗率随之逐渐递减。当土壤孔隙都充满水，下渗趋于稳定，此时的下渗率称为稳定下渗率。记为fc。这样，下渗曲线分为不稳定下渗（渗漏阶段）和稳定下渗（渗透阶段）两个阶段，这种变化规律和下渗的物理机制是一致的。下渗的水量用累计下渗量表示，记为F，以mm计。累计下渗量随时间的变化过程，用F（t）-t表示。累计曲线上任一点处切线的斜率即为该时刻的下渗率。
上述下渗率的变化规律，可用数学模式来表示，如霍顿（Horton）公式。霍顿根据均质土柱的下渗实验资料，认为当降水持续进行时，下渗率逐渐减小，下渗过程是一个消退的过程，消退的速率与剩余量成正比，下渗率最终趋于稳定下渗率fc。设t时刻的下渗率为f（t），该时刻的剩余量为f（t）-fc，消退速率为
。由于在下渗过程中，f（t）随时间减小，所以
为负值。根据霍顿的假设，有
式中：β为与土壤物理性质有关的系数，β>0。
解上述微分方程，得
式中：f0、fc和β与土壤性质有关，需根据实测资料或实验资料分析确定。
3.自然条件下的下渗
（1）下渗与降雨强度的关系。在天然情况下，满足土壤下渗能力的必要条件是任一时刻的降雨强度i大于或等于该时刻的下渗能力f，即i≥f。因此，对某时刻，若降雨强度i≥f，此时相当于充分供水条件，该时刻的下渗率为下渗能力f；而当i< f时，降雨全部渗入土壤中，即该时刻的下渗率为i。天然状态下的降雨过程复杂且多变，雨强时大时小，而下渗能力也随土壤含水量的增加而减小，所以实际下渗过程十分复杂。
（2）下渗的空间分布。对一个流域而言，其下渗过程要比单点复杂得多。①流域中土壤的性质在空间上分布不均匀，沿垂向分布也常呈现非均匀结构，即使同类土壤，其地表坡度、植被、土地开发利用程度也有差异；②降雨开始时流域内土壤含水量空间分布也不同，即起始下渗率分布也不同；③一场降雨在时间和空间上分布不均匀；④流域内各处地下水位高低不一。上述这些因素，导致了流域的下渗在空间上分布是不均匀的。因此，一个流域的实际下渗过程是十分复杂的，在实际工作中多采用概化的方法来描述下渗的空间分布。
2.5.4 蒸散发
1.概述
蒸散发是水循环及水量平衡的基本要素之一。水由液态或固态转化为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。具有水分子的表明称为蒸发面。蒸发面为水面称为水面蒸发；蒸发面为土壤表面称为土壤蒸发；蒸发面为植物茎叶则称为植物散发。土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发。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。
单位时间内的蒸发量称为蒸发率。在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发率，称为可能最大蒸发率或蒸发能力，记为EM。一般情况下，蒸发面上的蒸发率只能小于或等于蒸发能力。
2.水面蒸发
（1）水面蒸发的物理过程。水面蒸发是水由液态转化为气态逸出水面的过程，是水分子运动的结果。水体中的水分子总是在不断地运动着，当水面一些水分子克服分子间的吸引力时，就能脱离水面变成水汽，进入空气中。也有部分空气中的水分子在运动过程中返回水面。从水面跃出的水分子量与返回水面的水分子量的差值，就是实际的蒸发量。
影响水面蒸发过程的主要因素有水温、空气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运动速度以及逸入空气中后水分子向外扩散的速度。
图2.13 E601型蒸发器示意图（单位：cm）
（a）剖面图；（b）平面图
1—蒸发圈；2—水圈；3—溢流桶；4—测针桩；5—器内水面指示针；6—溢流用胶管；7—放溢流桶的箱；8—箱盖；9—溢流嘴；10—水圈外缘的撑挡；11—直管；12—直管支撑；13—排水孔；14—土圈；15—土圈外围的防塌设施
（2）水面蒸发观测。水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。确定水面蒸发量的大小通常用量测法。
量测法是应用蒸发器或蒸发池直接观测水面蒸发量我国水文和气象部门采用的水面蒸发器有：Φ-20型、Φ-80套盆式、E601型蒸发器，以及水面面积为20m2和100m2的大型蒸发池。其中，E601型蒸发器是埋在地面下带套盆的蒸发器，其内盆面积300cm2，如图2.13所示。
由于蒸发器的蒸发面积远较天然水体小，观测的数值不能直接作为像水库这样的大水体的水面蒸发值。据研究，当蒸发池的直径大于3.5m时，其蒸发量与天然水体较为接近，因此可用20m2和100m2的大型蒸发池的蒸发量E池与蒸发器的蒸发量E器之比K作为折算系数，即
折算系数K随蒸发器直径而变，也与蒸发器类型、自然环境、季节变化等因素有关。在实际工作中应根据当地实测资料分析。天然水体的蒸发量为
3.土壤蒸发
土壤蒸发是土壤中所含水分以水汽的形式逸入大气的现象，土壤蒸发过程是土壤失去水分或干化的过程。
湿润的土壤的蒸发过程一般可分为3个阶段，如图2.14所示。第Ⅰ阶段，土壤十分湿润，土壤中存在自由重力水，并且土层中毛细管也上下沟通，水分从表面蒸发后，能得到下层的充分供应。这一阶段，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定，蒸发量E等于或接近相同气象条件下的蒸发能力EM，此时气象条件是影响蒸发的主要原因。由于蒸发耗水，当土壤含水量降到田间持水量W田以下时，土壤中毛细管的连续状态将被破坏，毛细管水不能上升到地表水，这时进入第Ⅱ阶段。在第Ⅱ阶段，随土壤含水量的减少，供水条件越来越差，土壤蒸发率也就越来越小。此时，土壤蒸发主要取决于土壤含水量，而气象因素退居次要地位。土壤蒸发率与土壤含水量W大体成正比，即
，当土壤含水量减至毛细管断裂含水量W断时，进入第Ⅲ阶段。在第Ⅲ阶段，水分只能以薄膜水或气态水的形式向地表移动，运动十分缓慢，蒸发率微小，在这种情况下，不论是气象因素还是土壤含水量蒸发均不起明显作用。
图2.14 土壤蒸发过程示意图
因土壤蒸发观测比较困难，而且精确度较低，一般测站均不进行蒸发观测。
4.植物散发
植物散发指在植物生长期，水分从叶面和枝干蒸发进入大气的过程，又称蒸腾。植物散发比水面蒸发及土壤蒸发更为复杂，它与土壤环境、植物的生理结构以及大气状况有密切关系。目前，我国植物散发的观测资料很少，散发量难以估计。
5.流域总蒸发
流域总蒸发包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发和植物散发。由于流域的下垫面情况极其复杂，流域内各点处的气候、土壤、地质、植被种类和河湖等不尽相同，所以流域总蒸发量通常综合估计，常用的方法有水量平衡法或建立流域蒸散发模型进行估算。例如，利用水量平衡原理建立的流域多年平均水量平衡方程为
式中：
为流域多年平均年降水量，mm；
为流域多年平均年径流量，mm；
为流域多年平均年蒸发量，mm。