第二章坡面水文过程分解
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工程水文学第二章 水文循环与径流形成
2. 水文分析法：流域水量平衡方程分析（略）
三、下渗率、下渗能力、下渗曲线、下渗公式
1、下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的 水量（mm/min，mm/h）。
2、下渗能力：充分供水条件下的下渗率（EM)。 3、下渗曲线、霍顿（Horton)下渗公式：
ftf0fcetfc
f 0 : 起始下渗率 f c : 稳定下渗率 : 系数
每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
2.自计式雨量计
虹吸式 翻斗式 称重式
(1)虹吸式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用范围： 0.01～4.0mm/min。
Tipping bucket gauge: funneling the collected rain to a small bucket that tilts and empties each time it fills
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α ）：径流深与流域平均降雨量的比，
α <1。
R
P
作业: 1、２：２－２、２－３。 3、某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量 1400mm，多年平均流量20m3/s，问该流域多年
2、小循环：
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，又称为内循环。
二、地球上的水量平衡 水量平衡原理： 在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入 水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。 水量平衡方程：
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
三、下渗率、下渗能力、下渗曲线、下渗公式
1、下渗率：单位时间内渗入单位面积土壤中的 水量（mm/min，mm/h）。
2、下渗能力：充分供水条件下的下渗率（EM)。 3、下渗曲线、霍顿（Horton)下渗公式：
ftf0fcetfc
f 0 : 起始下渗率 f c : 稳定下渗率 : 系数
每日8时至次日8时降 水量为当日降水量。
2.自计式雨量计
虹吸式 翻斗式 称重式
(1)虹吸式 分辨率：0.1mm 降雨强度适用范围： 0.01～4.0mm/min。
Tipping bucket gauge: funneling the collected rain to a small bucket that tilts and empties each time it fills
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α ）：径流深与流域平均降雨量的比，
α <1。
R
P
作业: 1、２：２－２、２－３。 3、某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量 1400mm，多年平均流量20m3/s，问该流域多年
2、小循环：
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，又称为内循环。
二、地球上的水量平衡 水量平衡原理： 在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入 水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。 水量平衡方程：
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
第二章坡面水文过程教程
5. 人类活动的影响
人类活动既可增大土壤入渗，也可抑制土壤入 渗。
2.3 径流
沿地面或沿地面下运动的水流称为径流。 对形成径流有重要作用的因素有降雨、蒸 发与入渗等。
2.3.1 径流的分类及表示方法
由降水开始到到水流流经流域出口断面的整个物 理过程，称为径流形成过程。
根据水流组成，可以把径流划分为地表径流、壤 中径流、地下径流。根据径流形成过程及径流途径的 不同，流域内的河川径流又可分为地面径流、壤中流、 地下径流。 径流表示方法与度量单位主要包括：
3. 入渗曲线
入渗曲线（入渗能力曲线）：是指在地面充分 供水条件下，入渗率随时间的变化过程线。
4. 入渗水的垂向分布规律
入渗水在土体中的垂向分布大致可划分为 4个带： 饱和带、过渡带、水分传递带、湿润带。
2.2.3 影响入渗的因素
1. 入渗过程
土壤特性对入渗的影响，主要取决于土壤的透 水性、吸水性和持水性。
2.3.3 径流产生的机制
径流产生的机制是指降雨产生径流的基本物理条 件，它取决于下垫面结构及降雨特性。 在坡面上，径流发生的机制一般可概括为超渗产 流、蓄满产流和壤中流。
1. 超渗径流的产流机制 超渗径流的产生机制是指供水强度与入渗强度大 小矛盾发生在地面时的产流机制。只有当降雨满足了 植物截留、蒸发、填洼和入渗损失后，才具备产生地 面径流的充分条件。因此，降雨强度大于入渗率是产 生超渗地面径流的充分条件。
3. 人类活动的影响
人类活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条 件，从而直接或间接影响径流过程和径流量的变化。
在坡面上布设水土保持工程措施和林草植被措施， 可在一定程度上调节径流过程或径流量。
作业
1. 名词解释
第二章水文基础知识
W Q•T
y Q •T •103 Q •T (mm)
F •106
1000F
径流模数（M）：流域出口断面上的流量与流域面积的比值。
M=1000Q/F
径流系数（α）：某时段降雨量x所形成径流深y的比例数
α =y/x
因为降雨总是会有损失，所以一般α只能小于1。
3/3
（三）流域平均降雨量的计算
流域内各站降雨量是不同的，分析流域 降雨与径流关系时，需要由降雨量计算流域 平均面雨量，根据流域内雨量资料，常用以 下方法：
1. 算术平均法
式中
——某一指定时段的流域平均雨量，mm； ——流域内的雨量站数； ——流域内第站指定时段的雨量，mm。
2. 泰森多边形法
f4 f3
2. 降水的分类 按空气抬升形成动力冷却的原因可以把降水分
为4种类型：
强度大，范围小，历时短
降水
对流雨 地形雨 气旋雨
迎风面雨多，背风面雨少
温带气旋雨
气旋前方：暖锋云系及连续性降雨 气旋后方：狭窄的冷锋云系和降雨 气旋中部：暖气团，层云或毛毛雨
热带气旋雨 水汽充足，运动强烈，易带来狂风暴雨
锋面雨
冷锋雨 暖锋雨
水面蒸发常用蒸发器进行观测。换算关 系为：
式中
——天然水面蒸发量，mm； ——蒸发器实测蒸发量，mm； ——蒸发器折算系数。
（二） 土壤蒸发 土壤蒸发比水面蒸发要复杂得多。湿润
的土壤，其蒸发过程一般可以分为三个阶段。
（三）植物散发 土壤中的水分经植物根系吸收后，输送
至叶面，再从叶面散发到大气中，称为植物 散发。
（四） 流域总蒸发
流域总蒸发是流域内所有的水面、土壤以及植 被蒸发与散发的总和。目前采用的方法是从全流 域综合角度出发，用水量平衡原理来推算流域总 蒸发量。
2第二章水文现象及其过程的物理基础
第三节 水文平衡(重点) 一 水量平衡
1.通用的水量平衡方程
根据物质不灭定律，水量平衡原理的概念就是对于 任一区域在给定的时段内，各种输入量与区域内储 水量的变化之和。
I O (W2 W1) O W
I——在给定时段内输入区域的各种水量之和； O——在给定时段内输出区域的各种水量之和； W1 、W2——区域内时段始、末的储水量。
又称下渗容量。指在充分供水条件下 的下渗率。 累积下渗量F
dF/dt=f
第五节 天然条件下的下渗
一 下渗与降雨强度的关系 定义：在充分供水条件下，单点均质土壤 的下渗规律，反映土壤的最大下渗率过程， 称下渗能力曲线。
f0:初始下渗率 fc：稳定下渗
率
供水充足的时候： 降雨强度>=下渗 能力
第四节 降雨资料的收集与整理
1、降雨 三个要素：降水量、历时和强度 降雨强度分类
2、下渗的定义 下渗:降雨渗入土壤和地下水的运动过程。 3、下渗过程
降水的入渗过程
降雨
粘膜水
毛细水
重力水 地下水
4.下渗率和下渗能力 下渗率f
又称下渗强度。指单位面积上、单位 时间内渗入土壤中的水量。 下渗能力fp
第二章 水文现象及其过程的物 理基础
第一节 水的物理性质
➢ 水的密度 ➢ 水的热容量与传热性 ➢ 水的三态转化（气态、液态、固态） ➢ 水的表面张力 ➢ 水的运动特征及其它特性
第二节 水文学现象的基本规律以 及研究方法的基本特点
（一） 水文现象变化的基本规律
1 1、成因规律（确定性规律）：
确定的成因和水文现象形成的内在因果关系，确定 的成因和条件将件将对应于确定的结果。
二、 河川径流
1.径流的表示方法(前面已提及)：
第二章 水文循环与水量平衡2
海洋的多年平均水量平衡方 程为：
P c R Ec
Po R Eo
从上面分析看，则全球多年平均水量平衡方程为：
即
P c P o Ec Eo
说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。
PE
第二节
水文循环的尺度
水文循环具有全球水文循环、流域或区域水文循环和水— 土壤—植物系统水文循环等三种不同的尺度。
3、河道纵比降 落差、纵比降 比降计算公式： （ 1 ）当河道纵断面近于直线 时，比降计算式为：
J
h1 h0 h l l
（ 2 ）当河底高程沿程变化时， 如下图，比降计算式为：
(h0 h1 )l1 (h1 h2 )l2 (hn 1 hn )ln 2h0 L J L2
形成水文循环的内因是水的三态（固、液、气）在常温下 可以相互转化，水文循环的外因是太阳辐射和地心引力（重 力）。因下垫面的不同，水文循环的强度、规律和路径也不
同。
水文循环的存在，不仅是水资源和水能资源可再生的根本原因，而且是地 球上生命生生不息，能千秋万代延续下去的重要原因之一。水文循环是自 然界众多物质循环中最重要的物质循环。
Байду номын сангаас
二、流域
（一）流域 流域：汇集地面水和地下水的区域称为流域。也就是 分水线包围的区域。 （闭合流域、不闭合流域）
（二）流域的基本特征
1、流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面 积。 2 、 河网密度：流域河流干支流总长度与流域面 积的比值。 3、 流域的长度和平均宽度： 流域的长度（流域的轴长）：以流域出口为中心 向河源方向做一组不同半径的同心圆，在每个 圆与流域分水线相交处作割线，各割线中点的 连线的长度就是流域的轴长。 平均宽度：流域面积与流域长度之比。
坡面水系工程水文水利计算
坡面水 系工程水 文水 利计算
（ １ 贵州省水利水 电勘测设计研究院 贵州贵阳
邓 智 予 刘 莹 ： ５ ５ ０ ０ ０ ２ ２ 贵州黔水科研试验测试检测工程有限公 司
贵州贵 阳
５ ５ ０ ０ ０ ２ ）
大， 所 以设 计 时要 考 虑 此 因素 。 第 二 是 推 理公 式计 算 法 。 主要 是 结
２坡 面水 系工 程水 文计 算分 析
土的流 失 ， 还能 够灌 溉梯 田 、 增 强农 田抗 旱 能力 ， 排 出多余 的洪 据其灌溉要求来确定 ， 只有来水量不足时才能使用其进行水量控 制。根据推算公式 ， 蓄水工程的山塘容积 由近坝水深 、 水宽、 水 面 的长度决定 。当来水量不足 以用来灌溉 时 ， 蓄水池的 Nhomakorabea计公式也
坡 面 水 土 流 失 的 防治 主要 通 过坡 面 水 系 工 程 来 实 现 ， 通 过 拦 ３ ． ２蓄 水 工 程 水利 计 算
截、 引导 、 蓄水 、 灌水 、 排水 等各项工程减少坡面水土 流失 现象 ， 这 坡 面水 系工程 中的蓄水工程主要包括蓄水池和 山塘 ， 它们 的 是坡 面水 系工程 的主要功能 。坡面水系工程能够 控制坡 面径流 的 主要作用是农 田的灌溉和对洪峰调蓄。这种蓄水工程具有 区域性 方 向及流量 ， 减 少径流对 坡面土壤 的 冲刷作 用 ， 不仅能 够减少水 质 ， 例如南方地 区降雨 量充足 ， 灌溉需求量少 ， 其容积设定就要根 水， 防止泥沙 的堆积 ， 保 护农 田生 产。
３坡 面 水 系 工 程 水 利 计 算 分 析
坡 面水系工程 水利计算 是根据水文计 算得 出的洪峰流量 以
１坡 面水 土流 失 的原 因及 坡面 水 系工程 的 功能
（ １ 贵州省水利水 电勘测设计研究院 贵州贵阳
邓 智 予 刘 莹 ： ５ ５ ０ ０ ０ ２ ２ 贵州黔水科研试验测试检测工程有限公 司
贵州贵 阳
５ ５ ０ ０ ０ ２ ）
大， 所 以设 计 时要 考 虑 此 因素 。 第 二 是 推 理公 式计 算 法 。 主要 是 结
２坡 面水 系工 程水 文计 算分 析
土的流 失 ， 还能 够灌 溉梯 田 、 增 强农 田抗 旱 能力 ， 排 出多余 的洪 据其灌溉要求来确定 ， 只有来水量不足时才能使用其进行水量控 制。根据推算公式 ， 蓄水工程的山塘容积 由近坝水深 、 水宽、 水 面 的长度决定 。当来水量不足 以用来灌溉 时 ， 蓄水池的 Nhomakorabea计公式也
坡 面 水 土 流 失 的 防治 主要 通 过坡 面 水 系 工 程 来 实 现 ， 通 过 拦 ３ ． ２蓄 水 工 程 水利 计 算
截、 引导 、 蓄水 、 灌水 、 排水 等各项工程减少坡面水土 流失 现象 ， 这 坡 面水 系工程 中的蓄水工程主要包括蓄水池和 山塘 ， 它们 的 是坡 面水 系工程 的主要功能 。坡面水系工程能够 控制坡 面径流 的 主要作用是农 田的灌溉和对洪峰调蓄。这种蓄水工程具有 区域性 方 向及流量 ， 减 少径流对 坡面土壤 的 冲刷作 用 ， 不仅能 够减少水 质 ， 例如南方地 区降雨 量充足 ， 灌溉需求量少 ， 其容积设定就要根 水， 防止泥沙 的堆积 ， 保 护农 田生 产。
３坡 面 水 系 工 程 水 利 计 算 分 析
坡 面水系工程 水利计算 是根据水文计 算得 出的洪峰流量 以
１坡 面水 土流 失 的原 因及 坡面 水 系工程 的 功能
石大自然地理学课件05地貌-3流水地貌
• 气候变化与地壳上升可使洪积扇受到切割，形 成洪积扇阶地。
• 常年径流形成类似扇形地貌，称为冲积扇。
河漫滩平原、三角洲平原、洪积平原均可统称为 冲积平原，冲积平原组成物质常粗细相间。
➢ 扇形三角洲：前缘受海浪作用，岸线圆滑
➢ 尖头状三角洲：波浪作用强，前缘沉积物多受 波浪改造
➢ 多岛型三角洲：受潮流控制汊流河口多形成喇 叭型，口门外有长条状潮流沙坝。
• 洪积扇是干旱、半干旱区季节性或突发性洪流 在河流出山口因比降突减、水流分散、水量减 少而形成的扇形堆积地貌。
• 洪积扇相连可形成山麓洪积倾斜平原
第三节 流水地貌
一、流水作用 流水在运动过程中，使沿程物质发生侵蚀、搬运
和堆积，形成各种侵蚀地貌与堆积地貌。这类 由流水作用塑造的各种地貌称为流水地貌。
地表流水可分为：坡面流水、沟谷流水、河流三 类。
坡面流水的侵蚀呈片状； 沟谷流水与河流的侵蚀呈线状，并有下切、侧蚀
与溯源侵蚀三种形式；
流水对泥沙的搬运：推移、悬移。
环流：河道中垂直于主流方向的横向运动，表层 与底层的横向水流方向相反，在过水断面上横 向水流形成封闭系统，即环流。
旋涡流：在天然河道不规则河岸附近及河底起伏 的后面，由于水流的离解，液体常以质点群的 形式围绕一个公共轴转动，称漩涡流。 河岸 附近绕垂直轴旋转的直轴旋涡，常对岸边产生 强烈冲蚀，引起河岸崩塌。 河床底部岩槛及 沙坡等起伏处形成的横轴漩涡流，会使床底发
➢ 过渡性泥石流
➢ 粘性泥石流：固体含量0.55-0.78，在缓坡上不 发生散流，前锋突起，破坏力大。
➢ 塑性泥石流：流动性弱而滑动明显。
• 泥石流地貌的类型：泥石流沟谷与泥石流扇
• 泥石流沟谷上段为松散物质区；中段为通过区 多深切峡谷；下段为堆积区，形成独特泥石流 扇。
• 常年径流形成类似扇形地貌，称为冲积扇。
河漫滩平原、三角洲平原、洪积平原均可统称为 冲积平原，冲积平原组成物质常粗细相间。
➢ 扇形三角洲：前缘受海浪作用，岸线圆滑
➢ 尖头状三角洲：波浪作用强，前缘沉积物多受 波浪改造
➢ 多岛型三角洲：受潮流控制汊流河口多形成喇 叭型，口门外有长条状潮流沙坝。
• 洪积扇是干旱、半干旱区季节性或突发性洪流 在河流出山口因比降突减、水流分散、水量减 少而形成的扇形堆积地貌。
• 洪积扇相连可形成山麓洪积倾斜平原
第三节 流水地貌
一、流水作用 流水在运动过程中，使沿程物质发生侵蚀、搬运
和堆积，形成各种侵蚀地貌与堆积地貌。这类 由流水作用塑造的各种地貌称为流水地貌。
地表流水可分为：坡面流水、沟谷流水、河流三 类。
坡面流水的侵蚀呈片状； 沟谷流水与河流的侵蚀呈线状，并有下切、侧蚀
与溯源侵蚀三种形式；
流水对泥沙的搬运：推移、悬移。
环流：河道中垂直于主流方向的横向运动，表层 与底层的横向水流方向相反，在过水断面上横 向水流形成封闭系统，即环流。
旋涡流：在天然河道不规则河岸附近及河底起伏 的后面，由于水流的离解，液体常以质点群的 形式围绕一个公共轴转动，称漩涡流。 河岸 附近绕垂直轴旋转的直轴旋涡，常对岸边产生 强烈冲蚀，引起河岸崩塌。 河床底部岩槛及 沙坡等起伏处形成的横轴漩涡流，会使床底发
➢ 过渡性泥石流
➢ 粘性泥石流：固体含量0.55-0.78，在缓坡上不 发生散流，前锋突起，破坏力大。
➢ 塑性泥石流：流动性弱而滑动明显。
• 泥石流地貌的类型：泥石流沟谷与泥石流扇
• 泥石流沟谷上段为松散物质区；中段为通过区 多深切峡谷；下段为堆积区，形成独特泥石流 扇。
第二章 径流形成过程
蒸散发
降水
植物截留
填洼及地面滞 蓄量
不透水面积 坡面流
土壤蓄量 地下水蓄量
壤中流 潜水流
深层地 下水
径流形成过程框图
河 网 汇 流
出流过 程
2.1 径流形成过程描述
据此框图，可把径流形成过程划分为下列几个过程：
1.降水过程 从径流形成的角度看，供水过程，是径流形成的必要 条件。属于气象学的任务。
ss sm (1 eai )
式中 a 为经验常数
2.2.1植物截留
Rutter冠层截留量的计算公式如下
其中
C Q Keb(CS ) t
Q
PP11PP22
( (
P P
EPC EP )
/
S
)
当C S 当C S
式中：C是冠层实际的含水量；S是冠层蓄水容量（mm）； P1是地表植被覆盖率；P2是总的叶面面积与植被覆盖的地面面积之比； K，b参数。
供水充分：ES=Ep 又：EP=f(气象因素) =f(E0)
ES=ES(EP,W)
2.2.3 流域蒸散发量计算
二、蒸发能力的确定 水面（器皿）蒸发与流域蒸发能力的区别：
1）水面（器皿）蒸发的水体是整体的，系敞开式 2）流域蒸发受土体影响，其水体存在于介质的孔隙中， 是不完整的，与周围环境热交换条件也与水面蒸发不同
2.1 径流形成过程描述
径流形成过程是一个复杂连续的物理过程.它始于降 雨过程，终于流域出口流量过程。径流形成过程可以划 分为五个：
（1）无雨期。降水前的干旱期。流域上无径流产生， 河槽处于低水期，主要靠地下水补给。
（2）初雨期。其特征是除槽面降水产生微量径流外， 流域中的降水，主要耗于植物截留、下渗、填洼和蒸散 发等。
坡面漫流过程
R
F 1000 A
(5)径流系数α：径流深度R与降水量X之比，有
R h X x
天然河道水流但与清水明渠流相比，在基本特性上有很大的 差异。其主要表现在以下方面： 1.两相性 2.三维性 3.不恒定性 4.非均匀性 5.不平衡性 6.紊动性 7.阻力复杂性 8.流速分布不均匀性 9. 流态特异性
1.两相性 清水明渠流属于单相流(或一相流) 而天然河道中的水流，总不可避免地要挟带一定数 量的固体颗粒（泥沙） 此外，在冲积平原河道的河床演变中，泥沙运动在 水流与河床之间的相互关系中起着纽带作用
2.三维性 根据流场中流体质点的流速状况与空间坐标的关系，可将水流划 分为一维流、二维流和三维流三类情况。 一维流是水流的流速向量在空间坐标中只和一个空间变量（流程坐标 s）有关， 即u=u(s)或u＝u(s,t)， 在一维流场中，同一过水断面上各点的流速是相等的。 如果流场中任一点的流速与三个空间坐标变量有关，即u＝u(x，y， z)，或u＝u(x，y，z，t)，则称这种水流为三维流。 天然河道的河槽形态很不规则，山区河流更为如此。因此，严格说来 ，天然河道水流大多数为三维流，至少也属二维流，严格意义的一维 流几乎不存在。
地表水在重力作用下，进入土壤或岩层称为入渗 沿地表及地下流动的水流，统称为径流
其中沿地表流动的水流称为地表径流 在地下土壤或岩石裂缝中流动的水流，称为地下径 流或基流，它是长久无雨时期河水的补给源 沿河川流动的水流，称为河川径流 降水、蒸发、径流、入渗等现象，统称为水文现象 降水、径流、蒸发及入渗等周而复始的变化过程， 称为自然界的水循环
三、坡面漫流过程 除去流域蓄渗过程的雨水损失以后，剩余雨水沿着 坡面流动，称为坡面漫流 流域内各处坡面漫流的起始时间并非同步，而往往 是先从局部区域开始 坡面漫流的过程也伴随着入渗、降雨和蒸发的过程 ，因而坡面漫流过程是一个复杂的过程。
第二章 坡面集水保水工程2
三、抑制农用水池和渠道渗漏的技术
农用水池和渠道的防渗技术一般都要首先采取措 施压实土壤，以封闭土壤空隙。最简单的办法是 用人工或畜力压实（如脚踩、打夯、牛羊踏实 等），大的水池或水库可用轮式拖拉机压实。必 要时还可用胶泥、黏土或1：5的石灰土铺在池底 或搪在池壁，以形成防渗层。或在池内放入浅水， 反复进行水耕水耙，把水搅浑，使细泥沉降并填 塞于土壤孔隙之中，以减低渗漏。 现代工业技术提供了很多廉价防水材料，可以阻 止贮水、输水工程的底、壁透水。
二、抑制水面蒸发的技术
（四）沙、石填充法
用沙和粗石填充贮水池和水库，把水贮存在沙、石粒 之间的空隙中，水位保持在地表下30cm以上，可以避免水 面蒸发。在美国亚里桑那州沙弗得附近建造的贮水池，就 是塑料薄膜衬底和池壁，然后用粗石填满贮水池。这些粗 石使小贮水池的体积减少约55%，但减少蒸发约90%。 修造填沙坝：也是抑制水面蒸发的一种形式。这种沙 坝可长时期的贮存水分，比露天贮水池贮存的时间长得多。 在干旱年份也能提供水分，因为当水位降到沙面以下1m 时，蒸发实际上就停止了。
三、沟渠工程规划与设计
（一）规划原则
3. 在坡面上一般应综合考虑布设截排、引、灌溉渠 工程。截水沟、排水沟可兼做引水渠、灌溉渠。 4. 截水沟一般应与排水沟相接，并在连接处前后作 好沉沙、防冲设施。 5. 梯田区域内承接背沟两端的排水沟，一般垂直等 高线布设，并与梯田两端的道路同向，呈路边沟或 路代沟（为凹处）状，土质排水沟应分段设置跌水。
漂浮的石蜡板放在水面上，在太阳光下石蜡融化， 伸展成一个柔软的连续薄膜，可以抑制水面蒸发。在 美国亚里桑那州，一个贮水池的石蜡覆盖层用了4年， 起蒸发抑制效率超过85%。
（三）固态板
用轻质水泥、聚苯乙烯、石蜡、橡胶和塑料等制 成的固态板，覆盖水面可以减少产生蒸发的面积，为 了克服抑制蒸发所引起的水体增温问题，选用绝热， 浅色、能避免太阳能进入水体的反射材料来解决这个 问题。
第二章__河川径流
流域面积A越小，Q越小，但洪水涨落较为急剧。流域形
状影响径流汇集时间的长短和径流形成过程。若流域形 状狭长为羽毛形，则出口断面流量就小，径流过程的变
化较小而历时较长。相反，流域形状为扇形，则出口断
面流量大，径流过程的历时较短。
2.流域的自然地理特征
主要是流域的地理位置和地形
流域的地理位置一般以流域中心和流域边界的经纬度来表
顺直微弯型河段
弯曲型河段（长江下荆江蜿蜒型河段）
分叉型河段（长江南京附近八卦洲）
游荡型河段（黄河花园口）
顺直微弯型 分汊型 散乱型
弯曲型
第二节 河川径流的形成
降落在流域表面的雨水，除去损耗外，剩余的部分
从地面和地下汇入河槽中而形成河川径流。其中来自地
面的部分称为地面径流，来自地下的部分称为地下径流
（2）蒸发
流域内的蒸发是指水面蒸发、陆面蒸发、植
物散发等各种蒸发的总和。
在一次降雨过程中，蒸发对径流影响不大，但对降雨 前的流域蓄渗影响却很大；如蒸发强度大，则雨前土壤的 含水率就小，降雨的入渗损失量就增大，而径流量就减小 。因此，蒸发也是影响径流变化的重要因素。
2.下垫面因素 流域的地形、土壤、地质、植被、湖泊等自然地理 因素，相对于气候因素而言，称为下垫面因素。
（3）降水强度（mm/min或mm/h）：单位时间内的降水量
降水的变化过程直接决定径流过程的趋势，降水过 程是径流形成过程的重要环节。
2.流域蓄渗过程
降水开始时并不能立即形成径流。雨水被流域内的树木、杂 草以及农作物等的茎叶截留一部分，不能落到地面，称为植物截 留；落到地面上的雨水，部分渗入土壤，称为入渗；单位时间内 的入渗量（mm）称为入渗强度（mm/min或mm/h）。降雨开始时入 渗较快，随着降雨量的不断增加，土壤中水分逐渐趋于饱和，入 渗强度减缓，达到一个稳定值，称为稳定入渗；还有一部分雨水 被蓄留在坡面的坑洼里，称为填洼。
第二节 流水地貌
• 侧岸侵蚀，旁向侵蚀：离心力作用，曲率加大，变弯、变长 一般大河上游以深向和向源侵蚀为主，中、下游以侧蚀和沉积为主。
（二）流水的运移作用
水流在其运动的过程中把地表风化物质和侵 蚀下来的物质带走的过程称为流水的运移 作用。 主要方式：悬移、推移、跃移、化学溶解运 移 水流运移物质由于相互间冲撞、摩擦等原因， 具有良好的磨圆度，这是流水运移和沉积 物质的独特特征，磨圆度与运移的距离和 岩性直接有关。
第二节
▲
流水地貌
地表流水是所有外力因素中最重要的因素
• 地表流水的来源或途径 地表流水主要来自大气的降水，同时，也 接受地下水或冰雪融水的补给。地表流水形成 条件：充足的水量、渗透性较差的下垫面、高 低起伏地形。 • 地表流水的运动形式 坡面流水：暂时性 谷地流水：
沟谷流水：暂时性 河谷流水：经常性
（1）下切侵蚀（深向侵蚀） • 对谷地的垂直向下侵蚀，加深谷地为主 • 侵蚀基准面：控制流水下蚀得某个基面 • 地方性基面 • 终极性基面——海平面 （2）向源侵蚀 谷地流水在其流动过程中存在着向谷地源头方向伸展侵蚀的力量， 称~或溯源侵蚀。 • 溯源侵蚀：谷地加长 （3）侧向侵蚀 指谷地流水在运动中的扩张力对谷地两侧或河岸的侵蚀，又称为旁 向侵蚀。
• 河漫滩的形成与发展：
河漫滩是河流侧向侵蚀和河床横向移动的产物 . 其发育一般 经历三个阶段 :河床浅滩→雏形河漫滩→侧向侵蚀、河谷扩展， 成熟河漫滩.
ห้องสมุดไป่ตู้
河床浅滩：河谷发育从 v字形谷开始，河谷狭窄，谷底几乎全部 为水流占据。随着河床侧向侵蚀的进行，凹岸后退，河谷逐渐展 宽，凸岸堆积粗大砾石，逐渐形成小的边滩。它的绝大部分在平 水期水位以下，只有近坡麓的小部分露出水面，洪水期全部淹没， 堆积的物质为粗大的砾、砂，称其为河床相粗粒物质。
地貌学知识点
地貌学知识点地貌学复习材料第一章绪论1.地貌学：研究地表形态特征及其成因、演化、内部结构和分布规律的科学。
第二章坡地地貌1.坡地地貌：坡地上的风化岩块或土体在重力和流水作用下发生倒塌、滑动或蠕动形成的地貌。
2.风化作用：出露地表的岩石，受日光照耀、温度变化、水的作用和生物作用等，发生破裂和分解，形成大小别等的岩屑、砂粒和黏土，这种作用称为风化作用。
可分为物理风化、化学风化和生物风化三种。
3.倒塌：歪坡上的岩屑或块体，在重力作用下，快速向下坡挪移，称为倒塌。
倒塌堆积地貌：沿歪坡倒塌的物体在坡度较平缓的坡麓地带，堆积成半锥形体，称倒石堆（岩屑堆）。
倒石堆的平面形状大多呈半圆形或三角形，有时好几个倒石堆连接在一起呈带状。
倒石堆的表面纵剖面坡度除与岩屑本身的休止角有关外，与岩屑下部基坡的坡度大小也有非常大关系，基坡缓，倒石堆的坡度也缓。
P11页图4.滑坡：歪坡上的大块岩（土）体，由于地下水和地表水的妨碍，在重力作用下，沿着滑坡面整体向下滑动。
形态特征：滑坡体、滑坡面、滑坡壁、滑坡裂隙、滑坡阶地和滑坡鼓丘。
第三章河流地貌1.横向环流（P21）：在弯曲河道中，从凸岸由水流面向凹岸的水流（表流）和从凹岸由河底流向凸岸的水流（底流）构成一具延续的螺旋形向前挪移的水流，称横向环流。
可分为四种：单向横向环流、底部汇集型横向环流、底部辐散型横向环流、复合型环流。
2.河流的搬运作用：河流水流在流淌过程中携带大量泥沙和推动河底砾石挪移的作用，叫河流搬运作用。
方式有：推移、跃移、悬移。
3.河床纵剖面：河谷中枯水期水流所占领的谷底部分称为河床。
河床横剖面呈一低洼槽形。
从源头到河口的河床最低点连线。
4.河床纵剖面是河流作用形成的，每条河流下切侵蚀的最大深度并别是无止境的，往往受某一高度基面操纵，河流下切到接近这一基面后即失去侵蚀能力，别再向下侵蚀，这一基面称为河流侵蚀基准面。
5.妨碍河床纵剖面进展的因素：（1）水文事情的改变可使河流中水量、水流流速和含沙量变化，使河床发生侵蚀或堆积。
第二章5径流详解
2、河网汇流过程 各种径流成分经坡地汇流进入河网，在河网中从上游 到下游，支流到干流汇集到流域出口断面的过程。
坡地水流进入河网后，使河槽水量增加，水位升高 ——涨水段。
随着降雨和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止。河 槽水量减少，水位降低——退水段。
一次降雨过程，经植物截留、下渗、填洼、蒸发等 损失，进入河网的水量小于降雨量。经坡地和河网汇流， 出口断面的径流过程远比降雨过程变化缓慢，历时长， 时间滞后。
设q 0
则闭合流域水量平衡方程为
P E R S 2 S1 S 多年平均情况
P E R
式中
P 1 n P, E 1 n E, R 1 n R
n1
n1
n1
对于一个闭合流域来说，降落在流域内的降水完全 消耗在径流和蒸发两方面。
R E 1 PP
径流量占降水量的成数 R
P
，叫做径流系数α。
蒸发量占降水量的成数 E ，叫做蒸发系数β。
P
（2）填洼
V
d
（3）雨期蒸发 E
（4）初渗
F
O
净雨按产流场所划分为
地面净雨
R S
表层流净雨 R
RI
地下净雨 g
浅层地下净雨 深层地下净雨
实用中由于划分困难，常将表层流净雨归入地面净雨 中，流域产流过程又称为流域蓄渗过程。
（二）汇流过程
净雨沿坡地从地面和地下汇入河网（坡地汇流）， 然后再沿河网汇集到流域出口断面的过程——汇流过程。
地面径流入流量
Rs
、地下径流入流量
I
Rg
I
流出的水量有：
蒸发量 E2 、地面径流流出量 Rs2
地下径流流出量 Rg2 、时段引用用水 量q。
坡地水流进入河网后，使河槽水量增加，水位升高 ——涨水段。
随着降雨和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止。河 槽水量减少，水位降低——退水段。
一次降雨过程，经植物截留、下渗、填洼、蒸发等 损失，进入河网的水量小于降雨量。经坡地和河网汇流， 出口断面的径流过程远比降雨过程变化缓慢，历时长， 时间滞后。
设q 0
则闭合流域水量平衡方程为
P E R S 2 S1 S 多年平均情况
P E R
式中
P 1 n P, E 1 n E, R 1 n R
n1
n1
n1
对于一个闭合流域来说，降落在流域内的降水完全 消耗在径流和蒸发两方面。
R E 1 PP
径流量占降水量的成数 R
P
，叫做径流系数α。
蒸发量占降水量的成数 E ，叫做蒸发系数β。
P
（2）填洼
V
d
（3）雨期蒸发 E
（4）初渗
F
O
净雨按产流场所划分为
地面净雨
R S
表层流净雨 R
RI
地下净雨 g
浅层地下净雨 深层地下净雨
实用中由于划分困难，常将表层流净雨归入地面净雨 中，流域产流过程又称为流域蓄渗过程。
（二）汇流过程
净雨沿坡地从地面和地下汇入河网（坡地汇流）， 然后再沿河网汇集到流域出口断面的过程——汇流过程。
地面径流入流量
Rs
、地下径流入流量
I
Rg
I
流出的水量有：
蒸发量 E2 、地面径流流出量 Rs2
地下径流流出量 Rg2 、时段引用用水 量q。
第2讲 产汇流理论基础
对于平原区及坡地区，洼地 较多，填洼量也较大
填洼
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
2.3.2 截留与填洼
填洼量的计算
最大洼地蓄量
洼地蓄量
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
2.3.3 下渗
下渗的机理 A. 下渗的三阶段
渗润阶段：分子力 渗漏阶段：毛管力 渗透阶段：重 力
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
3ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 植物散发
植物散发的影响因素 气象因素（日照、温度、湿度、风速等）； 土壤含水量
当土壤含水量充分时，植物散发达到或接近散发能力。随着土壤含 水率的减少，植物散发渐减。当土壤含水量低于凋萎含水量后，植物散 发基本停止。
植物种类和生理阶段
§ 2.2 降水及蒸散发
4、 流域蒸散发
根据蒸发面不同，流域蒸发包括：水面蒸发、土壤蒸发、植 被散发和冰雪蒸发等。通常流域内水面和冰雪覆盖面所占比 重不大，故对绝大多数流域，总蒸发主要包括土壤蒸发和植 物散发。 因此，影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域总蒸发
§ 2.1 概述
2.1.1 流域水循环/水文过程
流域水循环作为水循环特定空间范围内的一种具 体实现，是由一系列微观尺度的水循环过程嵌套 而成的。从总体上看，流域水循环包括：降水、 蒸发、下渗、及从上游到下游的过程。
§ 2.1概述
2.1.1流域水循环/水文过程
§ 2.1概述
2.1.2 产流与汇流
分类：
按蒸发面的性质
水面蒸发
土壤蒸发
植物散发
按蒸发面的供水条件
饱和面蒸发——水面蒸发、土壤蒸发
非饱和面蒸发——土壤蒸发、植物蒸发
1、 水面蒸发
一个水平的自由水面，进入水体的热能增加了水分子的动能， 使一些水分子所获得的动能大于水分子之间的内聚力时，就 能突破水面而跃入空中。 那些动能足够大的水分子，逸出水面——蒸发 一些水分子从空中返回水面，称为——凝结 从水面跃出与返回水面的水分子数量之差，就是实际观测到
填洼
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
2.3.2 截留与填洼
填洼量的计算
最大洼地蓄量
洼地蓄量
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
2.3.3 下渗
下渗的机理 A. 下渗的三阶段
渗润阶段：分子力 渗漏阶段：毛管力 渗透阶段：重 力
§ 2.3 场地尺度产汇流过程
3ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 植物散发
植物散发的影响因素 气象因素（日照、温度、湿度、风速等）； 土壤含水量
当土壤含水量充分时，植物散发达到或接近散发能力。随着土壤含 水率的减少，植物散发渐减。当土壤含水量低于凋萎含水量后，植物散 发基本停止。
植物种类和生理阶段
§ 2.2 降水及蒸散发
4、 流域蒸散发
根据蒸发面不同，流域蒸发包括：水面蒸发、土壤蒸发、植 被散发和冰雪蒸发等。通常流域内水面和冰雪覆盖面所占比 重不大，故对绝大多数流域，总蒸发主要包括土壤蒸发和植 物散发。 因此，影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域总蒸发
§ 2.1 概述
2.1.1 流域水循环/水文过程
流域水循环作为水循环特定空间范围内的一种具 体实现，是由一系列微观尺度的水循环过程嵌套 而成的。从总体上看，流域水循环包括：降水、 蒸发、下渗、及从上游到下游的过程。
§ 2.1概述
2.1.1流域水循环/水文过程
§ 2.1概述
2.1.2 产流与汇流
分类：
按蒸发面的性质
水面蒸发
土壤蒸发
植物散发
按蒸发面的供水条件
饱和面蒸发——水面蒸发、土壤蒸发
非饱和面蒸发——土壤蒸发、植物蒸发
1、 水面蒸发
一个水平的自由水面，进入水体的热能增加了水分子的动能， 使一些水分子所获得的动能大于水分子之间的内聚力时，就 能突破水面而跃入空中。 那些动能足够大的水分子，逸出水面——蒸发 一些水分子从空中返回水面，称为——凝结 从水面跃出与返回水面的水分子数量之差，就是实际观测到
工程水文学第二章2
蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。
水面蒸发的观测：
确定水面蒸发量通常有两种途径：
对水面蒸发进行实测；(器测法)
通过气象观测资料进行计算。(计算法) ⑴器测法（用蒸发器进行测定）
蒸发器类型有：
1 φ-20型，φ-80型
2 E -601型
3 大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。
折算系数法：
总蒸发量估算方法
① 水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资 料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好 的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精 度。 ② 模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸 发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式 把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水 量成正比。
二 土壤水 （一）土壤水分存在的形式
土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中， 作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和
重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤
水通常以下列几种形式存在于土壤中：
汽态水(Vapor)
汽态水：
存在于土壤空隙
中的水汽
吸着水(Hygroscopic water)
力（称蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为
潜水和地下径流。
一.包气带和饱和带
包气带：指地面与地下潜水面之 间的土层，是包含有空气的水、 土三相系统，因此，称包气带。 这里的水分，水文上称土壤水， 水压力P小于大气压，为负压， P＜0。
饱和带：指地下潜水面下 边的土层，土粒间的孔隙 完全被水充满，故称饱和 带。这里的水在水文上称 为地下水，P≥0
三 下渗
（一)入渗的物理过程
入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进 入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。 它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用 下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的 重要环节之一。下渗不仅直接决定地面径流量的 生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增 长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。
坡面漫流过程
3.不恒定性
在流场中，根据液体质点的运动要素是否随时间变化分为恒定流 与非恒定流。
如果在各空间点上液体质点的运动要素都不随时间而变化，这种流动 称为恒定流；
如果在任—空间点上有任何质点的运动要素随时间而变化，则这种流 动就称为非恒定流。
天然河道水流严格说来属于非恒定流。
其主要表现在两个方面：一是来水来沙情况随时间的变化而变异； 二是河床经常处于冲淤演变之中。这两个方面的变化彼此关联。
最为常见的河道环流是弯道环流。 水流在弯道段流动时，由于离心惯性力的作 用，沿外法线的方向水面增高，因而形成横 向水面坡度。
由于表层水流的流速及其所受到的离心力远 大于底部水流，故而出现表面水流从凸岸流 向凹岸，而底部水流则从凹岸流向凸岸的横 断面上的“封闭式”环形流动
思考题
1. 人类对水循环的影响有哪些？ 2. 黄河下游断流与哪些自然或人为因素有关？
6.紊动性
当流速较小时，各流层的液体质点有条不紊的运动，互不掺混，这种 型态的运动叫做层流；
当流速较大时，各流层的液体质点形成涡体，在流动过程中，互相掺 混，杂乱无章，这种型态的运动叫做紊流。 判定层流与紊流的指标叫雷诺数，用Re表示，Re =UR/ν。其中U为 水流平均流速，R为水力半径，ν为水流运动粘滞性系数。 雷诺数Re的意义代表水流的惯性力与粘滞力之比。
径流，大部分经河川注入太平洋，小部分流入印度洋，极小
部分流入北冰洋。
1.2水量平衡 水量平衡是水循环的数量表示。 降水量、蒸发量及径流量是水量平衡的三个重要因 素。因此，全球水量平衡方程式可写为：
XC+XO =ZC+ZO XC、ZC分别为大陆年均降水量及年均蒸发量； XO、ZO分别为海洋年均降水量及年均蒸发量。
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①流量Q：流量是指单位时间内通过某一横断面的水量， 常用单位为m3/s。其计算式：
Q＝AV 式中，A为过水断面面积（m2)；V为断面平均流量（m/s）。
②径流总量W：径流总量是指在一定时段内通过河流某 一横断面的总水量（一般指出口断面），常用单位为 m3。其计算式为： W = QT 式中：Q为流量（m3/s）；T为时段（如日、月、年等） 长（s）。 ③径流深度R：径流深度是指单位流域面积上的径流总 量。也即是把径流总量平铺在整个流域面积上所得到 的水层深度，常用单位为毫米（mm）。其计算式 为：
W 1 R F 1000
式中：W为径流总量（m3）；F为流域面积（km2）； 1/1000为单位换算系数。
2. 地面坡度的影响
就坡度而言，同一雨强下，坡度愈大，入渗率 愈小。
3. 降雨特性的影响
降雨对入渗的影响可分为直接影响和间接影响。 从水土保持角度来看，降雨特性对入渗的影响 主要表现在雨型、雨滴直径和降雨强度上。
4. 下垫面因素
下垫面的作用主要在于使降落到地面的雨水发生 重新分配，同时可削弱雨滴动能，增加土壤水分入渗。
水文上常用包气带土层的含水量折合为水深的 方法来表示，称为土壤蓄水量。
土壤含水量常划分为最大吸湿水量、最大分子 持水量、调萎含水量、毛管断裂含水量、田间持水量 和饱和含水量六中类型。
3. 土壤水分运动过程
土壤水分运动过程主要包括入渗过程、土壤蒸 发过程与植物蒸腾过程。
2.2.2 入渗
入渗是指水分自地面渗入土壤的水文过程。
2. 入渗要素
入渗率（入渗强度）：是指单位面积单位时间 内渗入到土壤中的水量。 入渗能力（入渗容量）：是指在充分供水和一 定土壤类型和土壤湿度条件下的最大入渗率。 初始入渗率：在入渗最初阶段，土壤入渗率极 大，其值称为初始入渗率。 稳定入渗率：当下渗锋面推进到一定深度后， 入渗率趋于稳定的常值，此时的入渗率称为稳定入渗 率。
5. 人类活动的影响
人类活动既可增大土壤入渗，也可抑制土壤入 渗。
2.3 径流
沿地面或沿地面下运动的水流称为径流。 对形成径流有重要作用的因素有降雨、蒸 发与入渗等。
2.3.1 径流的分类及表示方法
由降水开始到到水流流经流域出口断面的整个物 理过程，称为径流形成过程。
根据水流组成，可以把径流划分为地表径流、壤 中径流、地下径流。根据径流形成过程及径流途径的 不同，流域内的河川径流又可分为地面径流、壤中流、 地下径流。 径流表示方法与度量单位主要包括：
3. 入渗曲线
入渗曲线（入渗能力曲线）：是指在地面充分 供水条件下，入渗率随时间的变化过程线。
4. 入渗水的垂向分布规律
入渗水在土体中的垂向分布大致可划分为 4个带： 饱和带、过渡带、水分传递带、湿润带。
2.2.3 影响入渗的因素
1. 入渗过程
土壤特性对入渗的影响，主要取决于土壤的透 水性、吸水性和持水性。
第2章
坡面水文过程
2.1 雨滴特性 2.2 土壤水与入渗 2.3 径流
本章主要介绍降雨的基本特性、降 雨过程中的入渗、径流的形成过程及其 影响因素，分析坡面径流的形成过程， 有助于对坡面水文过程的理解。
2.1 雨滴特性
雨滴特性包括雨滴的形状、大小及雨滴 分布、降落速度、落地时冲击力、降雨量、降
雨强度和降雨历时等，直接影响侵蚀作用的大
小。
2.1.1 雨滴直径及分布
1. 雨滴的大小 一般情况下，小雨滴为圆形，大雨滴(＞ 5.5mm)开始为纺锤形，在其下降过程中因受空 气阻力作用而呈扁平形，两侧微向上弯曲。
因此把雨滴0.25mm<直径≤5.5mm时，降落 过程中比较稳定的雨滴称稳定雨滴；当雨滴直 径＞5.5mm时，雨滴形状很不稳定，极易发生 碎裂或变形，称为暂时雨滴。对于直径＜ 0.25mm的雨滴称为小雨滴。
目的意义：如果将降雨侵蚀力高峰期和土壤抵 抗侵蚀力最弱时期分开，则可保证显著降低土壤侵蚀。
2.2 土壤水与入渗
2.2.1 土壤水 1. 土壤水分的存在形式
土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的
水分，按受力情况可分为吸湿水、薄膜水、毛管水以
及重力水四种形式。
2. 土壤含水量与分类
土壤含水量是指包气带中土壤含水数量的多少， 常用单位土壤体积内包含的水体体积或单位土壤质量 内包含的水体质量来表示。
入渗作为降水、地面水、土壤水和地下水相互 转化的一个重要环节，受到土壤水分运动规律的制 约ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ是土壤水分最常见的向下运动的现象，也是降 雨径流形成的主要环节。
1. 入渗过程
下渗不仅直接决定地表径流量的大小，还影响 土壤水分的增长以及表层径流与地下径流的形成。 降雨入渗过程一般可划分为以下三个阶段：渗 润阶段--渗漏阶段--渗透阶段。 从径流形成的角度考虑，降雨入渗过程也可分 为两个阶段：雨强控制阶段--土壤入渗率控制阶段。
2.1.3 降雨侵蚀力
降雨雨滴的侵蚀力是降雨和土壤互相作用的结果。 降雨侵蚀力是指雨滴分散和击溅土壤颗粒的作用力。 它是降雨物理特征的函数，降雨雨滴侵蚀力的大小完 全取决于降雨性质，即该次降雨的雨量、雨强、雨滴 大小等，而与土壤性质无关。
计算方法：威斯迈尔经过大量寻优计算，得到 了一个用复合参数表示表示降雨侵蚀力的方法。降雨 侵蚀力指标R，表达式为：R=E*I30。其中E为该次降 雨的总动能[J/（m2.mm）]；I30为该次降雨过程中出 现的最大30min降雨强度（mm/h）
2. 雨滴的分布 降雨是由大小不同的雨滴组成的。 一次降雨的雨滴分布，用该次降雨雨滴累 积体积百分曲线表示，其中累积体积为50%所 对应的雨滴直径称为中数直径，用D50表示。 通常降雨强度愈大，D50也愈大，降雨强 度变小，D50也相应减小（D50=aIb）。
2.1.2 雨滴速度和动能
雨滴降落时，因重力作用逐渐加速，但其 周围空气的摩擦阻力及浮力也随之增加。当这 二力趋于平衡时，雨滴以匀速降落，此时的速 度即为终点速度(terminal velocity)。达到 终点速度的雨滴下落距离，随雨滴直径增大而 增加。 终点速度的大小，主要取决于雨滴直径 的大小和形状。雨滴的终点速度越大，其对地 表的冲击力也越大，即对地表土壤的溅蚀能力 也越强。