第2-1章-流域产流
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汇流计算：研究净雨沿地面和地下汇入河网，并沿河网汇 集形成流域出口断面径流。分为坡地和河网汇流。
蒸腾 冠层截留
下渗 壤中流 基流
降水 蒸发
蒸散发
坡面流
降雨
冠层截留
地表调蓄 河
土壤调蓄
网 调
蓄 地下调蓄
径流
河流
2.1 概述
流域产流计算的意义：
① 流域产流计算是由降雨量直接计算流域出口断面的径流量 ，较河段洪水预报（根据河段上断面的水位或流量，推求 下断面的水位或流量）来说，预见期长。
能量--蒸发面上水分子获得能量的多少 动力--蒸发面上空气水汽输送的速度如何
下垫面条件 供水--蒸发面储存水量的多少 土壤结构—土壤颗粒组成有关的因素。
Es=Es（气象因素，土壤供水条件，土壤结构）
Es=Es（气象因素，土壤供水条件）
E0=f（气象要素）
针对某一指定流域， 土壤结构随时间变化 不大，由蒸发公式中 的常参数来反映，蒸 发模型中可不考虑。
Qn：以蒸发单位表示的净辐射 Ed：气温等于水温时的蒸发量
2.3 流域蒸发量计算
Es=Es（Ep，W）
• 6.流域蒸发量推求
地下水面（水位）： 地下一定深度岩石中的空隙被重力水充满，形成一个
自由水面，以海拔高度表示，称为地下水位。
饱水带： 岩石空隙被水完全充满 固、液二相介质
水的存在形式：重力水 、结合水 重力水连续分布（孔隙是连通）→传递压力 →在水头差作用下，地下水可以连续运动。 包气带： 岩石空隙未被水充满 固、液、气三相介质并存 水的存在形式（多样）：结合水、毛细水（ 各种）、重力水、气态水 包气带水的垂直分带
② 当河段上、下断面区间面积较大时，为了提高洪水预报精 度，考虑区间降雨径流的影响，也常用降雨产流计算方法 处理；
③ 另外，一些调节库容大的水库，通常只需计算一场降雨形 成的洪量或一段时间的降雨产流量，就可以进行防洪与兴 利调度了。
④ 常用的水文模型，将降雨径流过程分为产流和汇流两种机 制。
因此，降雨产流计算，既是生产实际的需要，也是研制水 文模型的重要组成部分。
2.1 概述
基本原理
流域产流量计算
流域水量平衡原理
非闭合流域 闭合流域
2.1 概述
基本原理——闭合流域和非闭合流域
wk.baidu.com
P
P
2.1 概述
基本原理 非闭合流域水量平衡
R=P-E-WP-WS- ΔW±R交± R引± R其他
In: P(降水)
Out: E(流域蒸散发量)
WP(植物截留量)
WP
表层土壤因蒸发而减少的水量通过 毛管作用由下层得到充分补充，因 此，E=Ep 影响因素：气象因素 第二阶段： θc2<θ<θc1 蒸发特点：E继续，θ减小，上层 土壤毛管水开始断裂。随毛管水断 裂程度的加重，下层对上层供水速 率变慢，因此，E减小 影响因素：气象因素和土壤含水率 第三阶段：θ<=θc2 蒸发特点：毛管水完全断裂，即毛 管输送水分完全破坏，只能以膜状 水或气态水形式移动，速度慢，数 量小，因此，E小而稳定 影响因素：气象因素和地下水埋深
已知：Pt和Wt 还需计算：
1. Et利用蒸发计算模式（2.3节）计算 2. Rt通过建立Pt~Rt关系（相关图2.4、蓄满产流2.5、超渗产流2.6、混合
产流2.7），利用Pt、Wt、 Et推求Rt 3. 由上式计算Wt+1，返回1按上述方法逐时段推求Rt+1
2.2 产流机制分析
产流机制：即产生径流的物理条件。 由于流域的地理、气候等特征的差异，导致流域降雨产流
土壤蒸发随土壤含水率θ的变化关 系
第一阶段：θ>=θc1, Es/EP=1.0
第二阶段：θc2<θ<θc1， Es/EP=f(θ)=α*θ
第三阶段：θ <=θc2,
Es/EP=C
θc2
θc1
θc1、θ c2为临界点含水率
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
土壤蒸发三阶段分析
第一阶段：θ>=θc1 蒸发特点：主要发生在土壤表层，
蓄满产流：包气带土壤含水量达到田间持水量 （蓄水容量,Wm）的产流情况。当土壤蓄满后， 降雨入渗到土壤中的部分将形成地下径流 （Rg）；降雨超过入渗强度（fc）的部分形成 地表径流（Rs）。
总径流量：R=Rg+Rs。
水量平衡平衡方程：
s 未达到饱和
R=P-E-(Wm-W0) 超渗产流是指降雨强度过大，导致降雨强度超过 下渗率，未渗入土壤的水量, 便形成地表径流的产 流过程。
地疏松、植被好、 粒细、地下水埋
地下水埋深浅
深大
长江以南地区：
年降雨量 >1000mm，年径 流系数>0.4
西北干旱地区： 其他地区：年降 年降雨量<400mm，雨量400~1000mm， 年径流系数<0.2 年径流系数
0.2~0.4
表2-1、2-2列出了全国主要河流和各省、自治区、直辖市典型站点水文特征值
2.3 流域蒸发量计算
5.水面蒸发E0估计 通常由蒸发皿实测而得，没有实测资料时，常用公式计算求 得。 计算方法
①水库水量平衡法 ②空气动力学法
③彭曼经验公式 将空气动力学和能量平衡方程结合得出
E0
1
(Qn
Ed )
Δ ：温度－饱和水汽压曲线中气温T0处的斜率
γ ：湿度计常数，常取0.66
第一阶段
第三阶段 第二阶段
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求 流域蒸散发计算模式——三层蒸发模型
上层 (Upper layer) EU, WU,WUm
上土层蒸发量：EU=Em
下层 (Lower layer) EL, WL,WLm
下土层蒸发量：EL=Em.WL/WLm
深层 (Deep layer) ED, WD,WDm
总径流量：R=Rs。 水量平衡平衡方程：
R=P-E-(We-W0)
2.2 产流机制分析
产流机制论证方法 流量过程线分析 气候、地理和下垫面特征分析
1.流量过程线分析 地面与地下径流向流域出口断面运动过程中，因流经的介
质和路径不同，所受流域的调蓄作用不同，反映在流域出 口断面的流量过程线（Q~t）的涨落特征上有明显差异， 为流域产流方式的论证提供信息。 超渗产流和蓄满产流最本质的差别是：在一次洪水过程中， 超渗产流没有或基本没有地下径流，蓄满产流地下径流比例 大
2.2 产流机制分析
综合分析
编号 对比分析内容
蓄满产流
1
多年平均降雨量
2
多年平均径流系数
>1000mm >0.4
3
流量过程线不对称系数 大
4
降雨强度
小
5
影响产流因素
初始土湿和降雨量
6
表层土质结构
疏松、不易超渗
7
缺水量
小、易蓄满
8
地下径流
比例大
9
产流与降雨特征关系 与降雨量关系密切
超渗产流
<400mm <0.2 小 大 初始土湿和降雨强度 密实、易超渗 大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切
Cs=-0.0099
Cs—不对称系数 qt—比例过程线的纵坐标 tB—过程线重心的时间 t—时间
Cs=0.7
2.2 产流机制分析
2.气候、地理和下垫面特征分析
气候 下垫面 地理位置
蓄满产流
超渗产流
混合产流
湿润地区，土壤 缺水量少
长年干旱、蒸发 量大、土壤缺水 量大
土壤颗粒大、质 植被差、土壤颗
2.1 概述
基本原理
闭合流域水量平衡
=0
R=P-E-WP-WS- ΔW±R交± R引± R其他
无大的跨流域引水工程：R引=0 无大的其他影响流域蓄水量增减的因素：R其他=0 将冠层截留、填洼与土壤蓄水合并
？ Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1
Rt流域产流量 Pt 时段降雨量 Et时段蒸发量 Wt,Wt+1分别为时段初、末土壤蓄水量
机制的不同。因此，根据流域的自然地理和气候特征，对 复杂的流域产流物理过程进行必要的概化描述，是建立数 学模型的前提。为简化模型结构，把降雨产流过程概化为 超渗产流和蓄满产流两种基本模式。
2.2 产流机制分析
流域产流过程就是水分经过流域下垫面（包括地面和包气带）作用之后对降 水的再分配的过程。因此，不同的下垫面条件对应不同的流域产流机制，从 而进一步影响到整个流域径流发展的过程也不相同。
WS(地面坑洼储水量)
ΔW（土壤蓄水量变化）
R(径流量)
引出为R引负(跨) 流域引水量，引入为正，WS
R交(流域不闭合径流交换量) R其他(其他因素引起的水量增减)
一般植被条件：<10mm
发育完好的森林：次洪降雨量的15%~25% 中等或平缓山坡：5~15mm 耕地：10~40mm 平整的土表面：<10mm
① 流量过程线分析 ② 气候、地理和下垫面特征分析 ③ 综合分析
重点难点：见红色部分。
2.3 流域蒸发量计算
1.流域蒸发量计算重要性 在产流计算中
降雨期
Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1
无雨期
Wt+1=Wt-Et
长时期产流量 估计中
Wt-Wt+1 =0
Rt=Pt-Et
流域蒸发量计算是产流计算的重要内容，既影响降雨期的 产流量，也决定了无雨期土壤含水量的消耗，特别对于长 时期的产流量估计，蒸发量是决定因素。
毛管悬着水带 中间过渡带 支持毛细水带
图 包气带与饱水带示意图
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
包气带水分动态 包气带水分的增长：下渗
包气带水分的消退：蒸散发、 内排水
不同时间的土壤水分下渗剖面
26
不同时间的土壤水分蒸发剖面
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求 土壤蒸发三阶段
Es=Es（E0，W）
2.3 流域蒸发量计算
3.蒸发模型的概化
Es=Es（E0，W）
Ep=f（气象要素）=f(E0)
Es=Es（Ep，W）
蒸发能力：充分供水条件下，单位时间从单位面积逸散到大气中的水分 子与从大气中返回蒸发面的水分子数之差值。 土壤蒸发能力Ep：土壤充分供水条件下的土壤蒸发量。是在当日气象条 件下流域蒸发量的上限。
地下径流汇集过程运动于土壤空隙中，
流速小，运动路径长，受流域调蓄作 用大，形成的Q~t线呈缓涨缓落，时间 上滞后地面径流，形状不对称。
2.2 产流机制分析
形状不对称系数CS－定量描述洪水过程线的对称性
流量过程线转化为总量为1的比例过程线
CS qt (t tB )3 ( qt (t tB )2 )3 2
2.2 产流机制分析
超渗产流
当降雨强度大于下渗率时，产生地面 径流。下渗的水量不能满足包气带缺 水量，没有或基本没有地下径流
蓄满产流
渗入地面以下的降水在满足土壤缺水 后，形成地下径流，比例大
地面径流汇集过程运动在地面，汇集
速度快，运动路径短，受流域调蓄作 用小，Q~t线呈陡涨陡落，形状尖瘦， 对称性好。
2.3 流域蒸发量计算
2.流域蒸散发：流域上不同蒸发面（水面、裸土、岩石、 植被等）的蒸发和散发总称为流域蒸散发。
一般流域内水面所占比重不大，所以土壤蒸发是流域蒸散 发决定性部分。
蒸发类型
水面蒸发
土壤蒸发 植物蒸腾
陆面蒸发
2.3 流域蒸发量计算
3.蒸发模型的概化
控制土壤蒸发的条件
气象条件
第2章 流域产流
第二章 流域产流
2.1 概述 2.2 产流机制分析 2.3 流域蒸发 2.4 实测径流分析 2.5 降雨径流相关法 2.6 蓄满产流 2.7 超渗产流 2.8 混合产流
2.1 概述
产汇流研究内容：从定量上研究降雨形成径流的原理和计 算方法，包括流域的产流计算和汇流计算。
产流计算：由降雨量计算能达到流域出口断面的径流深。 即研究流域上一场降雨，扣除植物截留、填洼、蒸发、下 渗等损失后，形成净雨量的计算方法；
2.3 流域蒸发量计算
4.流域蒸发能力的确定 Ep=f（气象要素）=f(E0)
在本课程中，通过水面蒸发值折算 来获得
蒸发器实测
EP＝KC*E0
蒸散发折算系 数
蒸发器
2.3 流域蒸发量计算
4.流域蒸发能力的确定
EP＝KC*E0
水面与陆面差异K1 器皿与水面蒸发差异K2 水面与陆面地理位置差异K3
深土层蒸发量：ED=C.Em
土壤蒸发量：E=EU+EL+ED (notes:同时刻相加）
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
流域蒸散发计算模式——三层蒸发模型
土壤蒸发 WU+P>=EP 量
统计学
2.2 产流机制分析
综合分析
r2=0.632
r2=0.234
r2=-0.104
不同流域产流机制是什么？？
r2=0.98
小结
2.1概述 产流计算定义及研究内容 产流计算研究意义 产流计算基本原理（闭合、非闭合流域） 2.2产流机制分析 产流机制 蓄满产流和超渗产流 产流机制论证方法
蒸腾 冠层截留
下渗 壤中流 基流
降水 蒸发
蒸散发
坡面流
降雨
冠层截留
地表调蓄 河
土壤调蓄
网 调
蓄 地下调蓄
径流
河流
2.1 概述
流域产流计算的意义：
① 流域产流计算是由降雨量直接计算流域出口断面的径流量 ，较河段洪水预报（根据河段上断面的水位或流量，推求 下断面的水位或流量）来说，预见期长。
能量--蒸发面上水分子获得能量的多少 动力--蒸发面上空气水汽输送的速度如何
下垫面条件 供水--蒸发面储存水量的多少 土壤结构—土壤颗粒组成有关的因素。
Es=Es（气象因素，土壤供水条件，土壤结构）
Es=Es（气象因素，土壤供水条件）
E0=f（气象要素）
针对某一指定流域， 土壤结构随时间变化 不大，由蒸发公式中 的常参数来反映，蒸 发模型中可不考虑。
Qn：以蒸发单位表示的净辐射 Ed：气温等于水温时的蒸发量
2.3 流域蒸发量计算
Es=Es（Ep，W）
• 6.流域蒸发量推求
地下水面（水位）： 地下一定深度岩石中的空隙被重力水充满，形成一个
自由水面，以海拔高度表示，称为地下水位。
饱水带： 岩石空隙被水完全充满 固、液二相介质
水的存在形式：重力水 、结合水 重力水连续分布（孔隙是连通）→传递压力 →在水头差作用下，地下水可以连续运动。 包气带： 岩石空隙未被水充满 固、液、气三相介质并存 水的存在形式（多样）：结合水、毛细水（ 各种）、重力水、气态水 包气带水的垂直分带
② 当河段上、下断面区间面积较大时，为了提高洪水预报精 度，考虑区间降雨径流的影响，也常用降雨产流计算方法 处理；
③ 另外，一些调节库容大的水库，通常只需计算一场降雨形 成的洪量或一段时间的降雨产流量，就可以进行防洪与兴 利调度了。
④ 常用的水文模型，将降雨径流过程分为产流和汇流两种机 制。
因此，降雨产流计算，既是生产实际的需要，也是研制水 文模型的重要组成部分。
2.1 概述
基本原理
流域产流量计算
流域水量平衡原理
非闭合流域 闭合流域
2.1 概述
基本原理——闭合流域和非闭合流域
wk.baidu.com
P
P
2.1 概述
基本原理 非闭合流域水量平衡
R=P-E-WP-WS- ΔW±R交± R引± R其他
In: P(降水)
Out: E(流域蒸散发量)
WP(植物截留量)
WP
表层土壤因蒸发而减少的水量通过 毛管作用由下层得到充分补充，因 此，E=Ep 影响因素：气象因素 第二阶段： θc2<θ<θc1 蒸发特点：E继续，θ减小，上层 土壤毛管水开始断裂。随毛管水断 裂程度的加重，下层对上层供水速 率变慢，因此，E减小 影响因素：气象因素和土壤含水率 第三阶段：θ<=θc2 蒸发特点：毛管水完全断裂，即毛 管输送水分完全破坏，只能以膜状 水或气态水形式移动，速度慢，数 量小，因此，E小而稳定 影响因素：气象因素和地下水埋深
已知：Pt和Wt 还需计算：
1. Et利用蒸发计算模式（2.3节）计算 2. Rt通过建立Pt~Rt关系（相关图2.4、蓄满产流2.5、超渗产流2.6、混合
产流2.7），利用Pt、Wt、 Et推求Rt 3. 由上式计算Wt+1，返回1按上述方法逐时段推求Rt+1
2.2 产流机制分析
产流机制：即产生径流的物理条件。 由于流域的地理、气候等特征的差异，导致流域降雨产流
土壤蒸发随土壤含水率θ的变化关 系
第一阶段：θ>=θc1, Es/EP=1.0
第二阶段：θc2<θ<θc1， Es/EP=f(θ)=α*θ
第三阶段：θ <=θc2,
Es/EP=C
θc2
θc1
θc1、θ c2为临界点含水率
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
土壤蒸发三阶段分析
第一阶段：θ>=θc1 蒸发特点：主要发生在土壤表层，
蓄满产流：包气带土壤含水量达到田间持水量 （蓄水容量,Wm）的产流情况。当土壤蓄满后， 降雨入渗到土壤中的部分将形成地下径流 （Rg）；降雨超过入渗强度（fc）的部分形成 地表径流（Rs）。
总径流量：R=Rg+Rs。
水量平衡平衡方程：
s 未达到饱和
R=P-E-(Wm-W0) 超渗产流是指降雨强度过大，导致降雨强度超过 下渗率，未渗入土壤的水量, 便形成地表径流的产 流过程。
地疏松、植被好、 粒细、地下水埋
地下水埋深浅
深大
长江以南地区：
年降雨量 >1000mm，年径 流系数>0.4
西北干旱地区： 其他地区：年降 年降雨量<400mm，雨量400~1000mm， 年径流系数<0.2 年径流系数
0.2~0.4
表2-1、2-2列出了全国主要河流和各省、自治区、直辖市典型站点水文特征值
2.3 流域蒸发量计算
5.水面蒸发E0估计 通常由蒸发皿实测而得，没有实测资料时，常用公式计算求 得。 计算方法
①水库水量平衡法 ②空气动力学法
③彭曼经验公式 将空气动力学和能量平衡方程结合得出
E0
1
(Qn
Ed )
Δ ：温度－饱和水汽压曲线中气温T0处的斜率
γ ：湿度计常数，常取0.66
第一阶段
第三阶段 第二阶段
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求 流域蒸散发计算模式——三层蒸发模型
上层 (Upper layer) EU, WU,WUm
上土层蒸发量：EU=Em
下层 (Lower layer) EL, WL,WLm
下土层蒸发量：EL=Em.WL/WLm
深层 (Deep layer) ED, WD,WDm
总径流量：R=Rs。 水量平衡平衡方程：
R=P-E-(We-W0)
2.2 产流机制分析
产流机制论证方法 流量过程线分析 气候、地理和下垫面特征分析
1.流量过程线分析 地面与地下径流向流域出口断面运动过程中，因流经的介
质和路径不同，所受流域的调蓄作用不同，反映在流域出 口断面的流量过程线（Q~t）的涨落特征上有明显差异， 为流域产流方式的论证提供信息。 超渗产流和蓄满产流最本质的差别是：在一次洪水过程中， 超渗产流没有或基本没有地下径流，蓄满产流地下径流比例 大
2.2 产流机制分析
综合分析
编号 对比分析内容
蓄满产流
1
多年平均降雨量
2
多年平均径流系数
>1000mm >0.4
3
流量过程线不对称系数 大
4
降雨强度
小
5
影响产流因素
初始土湿和降雨量
6
表层土质结构
疏松、不易超渗
7
缺水量
小、易蓄满
8
地下径流
比例大
9
产流与降雨特征关系 与降雨量关系密切
超渗产流
<400mm <0.2 小 大 初始土湿和降雨强度 密实、易超渗 大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切
Cs=-0.0099
Cs—不对称系数 qt—比例过程线的纵坐标 tB—过程线重心的时间 t—时间
Cs=0.7
2.2 产流机制分析
2.气候、地理和下垫面特征分析
气候 下垫面 地理位置
蓄满产流
超渗产流
混合产流
湿润地区，土壤 缺水量少
长年干旱、蒸发 量大、土壤缺水 量大
土壤颗粒大、质 植被差、土壤颗
2.1 概述
基本原理
闭合流域水量平衡
=0
R=P-E-WP-WS- ΔW±R交± R引± R其他
无大的跨流域引水工程：R引=0 无大的其他影响流域蓄水量增减的因素：R其他=0 将冠层截留、填洼与土壤蓄水合并
？ Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1
Rt流域产流量 Pt 时段降雨量 Et时段蒸发量 Wt,Wt+1分别为时段初、末土壤蓄水量
机制的不同。因此，根据流域的自然地理和气候特征，对 复杂的流域产流物理过程进行必要的概化描述，是建立数 学模型的前提。为简化模型结构，把降雨产流过程概化为 超渗产流和蓄满产流两种基本模式。
2.2 产流机制分析
流域产流过程就是水分经过流域下垫面（包括地面和包气带）作用之后对降 水的再分配的过程。因此，不同的下垫面条件对应不同的流域产流机制，从 而进一步影响到整个流域径流发展的过程也不相同。
WS(地面坑洼储水量)
ΔW（土壤蓄水量变化）
R(径流量)
引出为R引负(跨) 流域引水量，引入为正，WS
R交(流域不闭合径流交换量) R其他(其他因素引起的水量增减)
一般植被条件：<10mm
发育完好的森林：次洪降雨量的15%~25% 中等或平缓山坡：5~15mm 耕地：10~40mm 平整的土表面：<10mm
① 流量过程线分析 ② 气候、地理和下垫面特征分析 ③ 综合分析
重点难点：见红色部分。
2.3 流域蒸发量计算
1.流域蒸发量计算重要性 在产流计算中
降雨期
Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1
无雨期
Wt+1=Wt-Et
长时期产流量 估计中
Wt-Wt+1 =0
Rt=Pt-Et
流域蒸发量计算是产流计算的重要内容，既影响降雨期的 产流量，也决定了无雨期土壤含水量的消耗，特别对于长 时期的产流量估计，蒸发量是决定因素。
毛管悬着水带 中间过渡带 支持毛细水带
图 包气带与饱水带示意图
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
包气带水分动态 包气带水分的增长：下渗
包气带水分的消退：蒸散发、 内排水
不同时间的土壤水分下渗剖面
26
不同时间的土壤水分蒸发剖面
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求 土壤蒸发三阶段
Es=Es（E0，W）
2.3 流域蒸发量计算
3.蒸发模型的概化
Es=Es（E0，W）
Ep=f（气象要素）=f(E0)
Es=Es（Ep，W）
蒸发能力：充分供水条件下，单位时间从单位面积逸散到大气中的水分 子与从大气中返回蒸发面的水分子数之差值。 土壤蒸发能力Ep：土壤充分供水条件下的土壤蒸发量。是在当日气象条 件下流域蒸发量的上限。
地下径流汇集过程运动于土壤空隙中，
流速小，运动路径长，受流域调蓄作 用大，形成的Q~t线呈缓涨缓落，时间 上滞后地面径流，形状不对称。
2.2 产流机制分析
形状不对称系数CS－定量描述洪水过程线的对称性
流量过程线转化为总量为1的比例过程线
CS qt (t tB )3 ( qt (t tB )2 )3 2
2.2 产流机制分析
超渗产流
当降雨强度大于下渗率时，产生地面 径流。下渗的水量不能满足包气带缺 水量，没有或基本没有地下径流
蓄满产流
渗入地面以下的降水在满足土壤缺水 后，形成地下径流，比例大
地面径流汇集过程运动在地面，汇集
速度快，运动路径短，受流域调蓄作 用小，Q~t线呈陡涨陡落，形状尖瘦， 对称性好。
2.3 流域蒸发量计算
2.流域蒸散发：流域上不同蒸发面（水面、裸土、岩石、 植被等）的蒸发和散发总称为流域蒸散发。
一般流域内水面所占比重不大，所以土壤蒸发是流域蒸散 发决定性部分。
蒸发类型
水面蒸发
土壤蒸发 植物蒸腾
陆面蒸发
2.3 流域蒸发量计算
3.蒸发模型的概化
控制土壤蒸发的条件
气象条件
第2章 流域产流
第二章 流域产流
2.1 概述 2.2 产流机制分析 2.3 流域蒸发 2.4 实测径流分析 2.5 降雨径流相关法 2.6 蓄满产流 2.7 超渗产流 2.8 混合产流
2.1 概述
产汇流研究内容：从定量上研究降雨形成径流的原理和计 算方法，包括流域的产流计算和汇流计算。
产流计算：由降雨量计算能达到流域出口断面的径流深。 即研究流域上一场降雨，扣除植物截留、填洼、蒸发、下 渗等损失后，形成净雨量的计算方法；
2.3 流域蒸发量计算
4.流域蒸发能力的确定 Ep=f（气象要素）=f(E0)
在本课程中，通过水面蒸发值折算 来获得
蒸发器实测
EP＝KC*E0
蒸散发折算系 数
蒸发器
2.3 流域蒸发量计算
4.流域蒸发能力的确定
EP＝KC*E0
水面与陆面差异K1 器皿与水面蒸发差异K2 水面与陆面地理位置差异K3
深土层蒸发量：ED=C.Em
土壤蒸发量：E=EU+EL+ED (notes:同时刻相加）
2.3 流域蒸发量计算
6.流域蒸发量推求
流域蒸散发计算模式——三层蒸发模型
土壤蒸发 WU+P>=EP 量
统计学
2.2 产流机制分析
综合分析
r2=0.632
r2=0.234
r2=-0.104
不同流域产流机制是什么？？
r2=0.98
小结
2.1概述 产流计算定义及研究内容 产流计算研究意义 产流计算基本原理（闭合、非闭合流域） 2.2产流机制分析 产流机制 蓄满产流和超渗产流 产流机制论证方法