第2章_01_03-蒸发模式
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• 同时，若植被良好，则还有相当部分雨水停滞于植物截 留。这种分布于表土和植物截留、填洼的水分，其蒸发 接近于蒸发能力，不能和原土壤中的水分一并计算。 • 于是，有必要将一层计算模式改为两层计算模式。
两层蒸发模型
基本假定：土壤含水容量WM分为上层WUM和下层WLM，
上层按流域蒸发能力蒸发，下层蒸发量与下层土壤含水量
产流机制分析 二、流量过程线分析
不同流域的降水，经产汇流形成的流量过程线具有不同 的特征。 Q m /s
3 2 1 0
3
Q m3 / s 15 0 10 0 50
t 0 5 10 15 20 25 30 min 地面径流为主
6 12 18 0 6 12 h 地面、地下径流兼有
t
两种典型的流量过程线
影响土壤蒸发的因素
土壤结构
团粒结构的土壤，蒸发量小；非团粒结构的土壤，蒸发 量大。
土壤色泽
土壤色泽改变土壤表面反射率，从而影响蒸发。土壤 颜色愈深，蒸发量愈大。棕色土壤的蒸发量比白色的大 19％，黑色土壤的蒸发量比白色的大32％。
影响土壤蒸发的因素
土壤表面特征
土壤表面特征影响风的紊动作用。粗糙地面的蒸发量比 平滑地面的大。
E/EP = 1.0
E/EP = C
土壤含水量是表示包气带土壤湿润程度的物理量，土
壤保持水分的最大量称为田间持水量。
田间持水量与凋萎含水量的差值称流域蓄水容量（Wm ）。 土壤含水量与前期降雨有密切关系，可以用参数 前期影响 雨量（Pa ）来反映。
一层蒸发模型
假定：流域蒸发量与土壤含水量成正比
E EP W WM
汛期等）来划分。
流域蒸发量的计算
• 流域蒸发量决定了无雨期流域蓄水量的消耗量， 也影响降雨期的产流量。 • 流域蒸发量很难直接由观测资料确定，常通过数 学模型计算获得。
三、流域蒸发量推求 流域蒸发量计算方法有两类：水量平衡法；模式计 算法。 （一）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
8.0
6.5 5.0
10.0
9.2 9.1
E = EP · W / WM
Wt+1=Wt＋Pt－Rt－Et
一层蒸发模型的主要缺陷
缺陷：未考虑土壤水分垂直分布的情况
• 当久旱期间降小雨时会使计算的蒸发量偏小。因为此时 原土壤中含水量已很小，降小雨后，若由一层模型计算 蒸发量E，则E很小。但实际上这部分雨水主要分布于土 壤表层，很容易蒸发。
一般情况下，流域内水面占的比重不大，所以土壤蒸发是流域 蒸散发决定性部分。
• 流域水量平衡方程
P – R – E = ΔW
• 无雨期土壤含水量消耗
Wt+1 = Wt－Et
• 一次降水的产流量
Rt = Pt － Et +Wt－Wt+1
流域蒸发
一、蒸发的影响因素
1、影响水面蒸发的因素
主要是气象因素，如水汽压差、风速、气温等 。
• 说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。 •
PE
• 例题：某水库1993年测得其入库年平均流量为 110m3/S，出库年平均流量为120 m3/S，区间 来水年平均流量为20 m3/S，总灌溉引水量为 108 m3，库区水面平均面积为100km2,测得年 降水量为1100mm，年水面蒸发量为1200mm；
起始含水量选择
（1）选择前期流域出现大暴雨的次日作为起始日，相应的 土壤含水量为Wm
（2）选择流域长时间干旱期作为起始日，相应的土壤含水
量为0或者较小值
（3）提前较长时间，eg：15-30天，假定一个土壤含水量
（如0.5Wm）作为初值，经过演算，误差会减小到允许 的程度
在实际工作中，Wm 可看作流域十分干旱情况
WL C W LM
EL =
C ( EP EU ) WL C W LM
新安江模型
土壤含水量一般是根据流域前期降雨、蒸发及径流 过程，依据水量平衡采用递推公式推求
Wt 1 Wt Pt Et Rt
——第t时段初始时刻土 壤含水量 ——第t时段径流量 ——第t时段降雨量 ——第t时段蒸发量
蒸发的影响因素
2、影响土壤蒸发的因素
除了影响水面蒸发的气象因素因素之外，还包括土壤含 水量、地下水埋深、土壤结构、土壤色泽、土壤表面特征 、地形等 。
地下水埋深
地下水埋小的，潜水位经常保持在毛细管作用范围内， 则土壤含水量能持久地得到补充，蒸发均匀；反之，地下 水埋深大，则蒸发率减小的变化幅度大。
（1）写出水库的水量平衡方程式； （2）当年水库的蓄水量是增加还是减少？试求 出水库蓄量的变化量。
• 流域水量平衡方程
P – R – E = ΔW
• 无雨期土壤含水量消耗
Wt+1 = Wt－Et
• 一次降水的产流量
Rt = Pt － Et +Wt－Wt+1
第2章 流域产流
流域从降雨开始流域从降雨开始，到流域出口断面 流量过程的形成，是降雨形成径流的一个完整、不可
第二节
一、产流机制分析
产流机制分析
1、产流机制 runoff yield mechanism
产流机制指流域产流的物理过程。 为分析和计算的需要，将流域产流过程概化为蓄满 产流、超渗产流两种最基本的产流模式。 2、产流机制的分析
根据流域产流所表现出来的特点（结果）以及影响产
流过程的因素（原因），分析一个具体流域所属的产流 模式。
大陆的水量平衡方程：
• 海洋的水量平衡方程：
Pc R Ec Sc
• 大陆多年平均水量平衡 方程为：
Po R Eo So
• 海洋的多年平均水量平 衡方程为：
Pc 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
0.5
6.5
0
9
08-12
1.0
5.0
0
8.3
1.0
0.4
1.4
两层蒸发模型的主要缺陷
上述单层和双层计算，都是规定蒸散发与包气带蓄 水量成正比，这样随着蓄水量趋于零，蒸发量也必 趋于零。事实上，当下层蓄水量低于某下限值后， 深层含水量也会以薄膜水或汽态水形式向上移动， 供蒸散发消耗。尤其在湿润地区，深层含水量比较 丰富，这种向上的水分移动量虽然不大，却源源不 断。同时，植物根系能吸取深处含水量以供给植物 散发。为此，蒸发计算可用三层模型。
流域蒸发能力（EP）
是在当日气象条件下流域蒸发量的上限。 可通过水面蒸发值（E0）折算来获得。
EP = KC ·E0
蒸发折算系 数 >1? OR <1?
我国现有的水面蒸发观测仪器中，改进后的E601
型蒸发器，其代表性、稳定性、规律性较好，所测
得的蒸发量可近似代表天然水体水面的蒸发量。 实际计算中，水面蒸发折 算系数的取值常按不同时段 （月、年、冰期、汛期、非
下降雨产流过程的最大损失量。
对于包气带不厚且雨量充沛地区，可选取久 旱不雨（雨前Pa = 0）后一次降雨量较大资料（雨
后Pa = Wm ），则
Wm = P - R - E雨
Wt 1 Wt P t Et Rt
含水量W
【例】 某流域WUM=20mm， WLM=80mm，试用两层模型计 算表中各天的蒸发量。 两层模型蒸发计算 日期 08-10 08-11 08-12 0.5 1.0 P EP 8.0 6.5 5.0 0 0 WU WL 10.0 9 8.3 EU 0 0.5 1.0 （单位:mm） EL 1.0 0.7 0.4 E 1.0 1.2 1.4
小、易蓄满 比例大 与降雨量关系密切
大 初始土湿、降水强度 密实、易超渗
大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切
15
第三节 流域蒸发
流域蒸发由水面蒸发、陆面蒸发（土壤蒸发）、植物蒸 散发三部分构成。 陆地上的年降水量有60～70％通过流域蒸发返回大气。 流域蒸发量计算是产流计算的重要内容之一。
流域蒸发
成正比。蒸发先消耗上层土壤含水量再消耗下层，降雨先 补充上层再补充下层。 两层蒸发模型可以表述为： 上层蒸发： EU = EP
下层蒸发： EL = EP · WL/WLM
总蒸发： E = EU + EL
两层蒸发模型
WU+P≥EP时: EU = EP, EL = 0;
WU+P < EP时: EU = WU + P ， EL = (EP － EU)×WL/WLM. E = EU + EL
三层蒸发模型
以两层蒸发模式为基础，增加了一个深层，当下层含 水量低于某下限值后，深层以稳定蒸发量蒸发。
含水量W
Wdm
深层
三层蒸发模型
上层蒸发： EU = EP 下层蒸发： EL = EP · WL/WLM 深层蒸发：ED = C ·EP
总蒸发：
E = EU + EL + ED
三层蒸发模型
WL ( EP EU) W LM
发量。
在资料充分而可靠的条件下，推求多年平均总蒸发
量，精度较高。但随着计算时段的缩短，运用这种方法 ，要正确给定时段始末的流域蓄水量是有困难的。
（二）模式计算法
根据土壤含水量的垂直分布，流域蒸发量的计算方法
可根据情况选用一层、二层、三层模式。
土壤蒸发过程
土壤蒸发随土壤含水率θ的变化关系
E/EP =α·θ
3、产流机制分析的主要内容 影响产流过程的主要因素：气候、下垫面等。
气候 climate
降水、蒸发、气温、湿度、风速风向等。
下垫面 underlaying surface
地形、地质、土壤、植被等。
产流机制分析 三、气候、地理和下垫面特征分析 气候对产流影响较大。 气候干燥时，蒸发量大、土壤易缺水，容易出现超渗产 流。 雨强大时，容易出现超渗产流。 下垫面对产流影响也较大。 土壤结构密实、植被差、地下水埋深大时，多出现超渗 产流。
一层模型蒸发计算
（单位:mm）
日期
08-10 08-11 08-12
P
0.5 1.0
EP
8.0 6.5 5.0
W
10.0 9.2 9.1
E
0.8 0.6 0.5
两层模型蒸发计算
（单位:mm）
日期 08-10 08-11
P
EP 8.0
WU
WL 10.0
EU 0 0.5
EL 1.0 0.7
E 1.0 1.2
分割的物理过程。但为了分析、计算方便，人为地将
这个过程分为流域产流、流域汇流两个阶段。
降雨径流过程
降雨
流域产流
流域汇流
出流过程
流域产流是从降雨发生开始，到净雨出现的
阶段。 流域汇流是从净雨出现开始，到流域出口断
面流量过程形成的阶段。
一、产流计算的作用
1、小流域洪水预报。
2、区间降雨径流预报。 3、水文流域模型计算的需要。 4、水库防洪和兴利计算的需要。
水汽压差
水汽压差：水面的饱和水汽压与水面上空一定高度的实 际水汽压之差。 水面的饱和水汽压 e ：
10.286T 2148 .4909 ln e T 35.85
蒸发量与水汽压差成正比。
流域蒸发
气温
气温主要控制空气湿度，间接影响水面蒸发。
风速
风速的大小，决定着紊动扩散的强弱。风速越大， 水面蒸发也越大。
要正确识别一个流域某场降水的产流模式，通常需要 进行综合性分析。
蓄满产流 多年平均降雨量 >1000mm 超渗产流 <400mm
多年平均径流系数
流量过程的对称性
来自百度文库
>0.4
大
<0.2
小
降雨对产流的影响 影响产流的因素 表层土质结构
缺水量 地下径流 降雨与产流特征的关系
小 初始土湿、降水量 疏松、不易超渗
地形
地形高处风速大，高地蒸发量比盆地的大；地表坡向不 同，影响吸收辐射，蒸发量也不同。 3、植物蒸散发 植物蒸散发机理复杂，分析和计算较为困难。
二、流域蒸发能力的确定 流域蒸发能力 E p：充分供水条件下，流域蒸发量。 流域蒸发能力不能靠实测，只能估算。 流域蒸发能力估算方法：根据水面蒸发量估算 ；根据辐 射平衡值估算 ；根据经验公式估算 。 这里只讨论根据水面蒸发量估算流域蒸发能力。
第2章 流域产流 2.1 水量平衡方程
水量平衡原理是水文学的基本原理。水量平衡法是分 析水文现象，建立水文要素之间定性或定量关系，了解其
时空变化规律等的主要方法之一。
• 根据水量平衡原理，可列出水量平衡方程。对某一区 域，有 • I-O=△S
• 式中I、O——给定时段内输入、输出该区域的总水量；
• △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
E EP W / WM
流域蓄水容量(WM):
选取久旱无雨后一次降雨量较大
且全流域产流的雨洪资料计算
【例】 某流域WM=100mm，试用一层模型计算表中各天的 蒸发量。
一层模型蒸发计算 日期 P EP W （单位:mm） E 0.8 0.6 0.5
08-10
08-11 08-12 0.5 1.0
两层蒸发模型
基本假定：土壤含水容量WM分为上层WUM和下层WLM，
上层按流域蒸发能力蒸发，下层蒸发量与下层土壤含水量
产流机制分析 二、流量过程线分析
不同流域的降水，经产汇流形成的流量过程线具有不同 的特征。 Q m /s
3 2 1 0
3
Q m3 / s 15 0 10 0 50
t 0 5 10 15 20 25 30 min 地面径流为主
6 12 18 0 6 12 h 地面、地下径流兼有
t
两种典型的流量过程线
影响土壤蒸发的因素
土壤结构
团粒结构的土壤，蒸发量小；非团粒结构的土壤，蒸发 量大。
土壤色泽
土壤色泽改变土壤表面反射率，从而影响蒸发。土壤 颜色愈深，蒸发量愈大。棕色土壤的蒸发量比白色的大 19％，黑色土壤的蒸发量比白色的大32％。
影响土壤蒸发的因素
土壤表面特征
土壤表面特征影响风的紊动作用。粗糙地面的蒸发量比 平滑地面的大。
E/EP = 1.0
E/EP = C
土壤含水量是表示包气带土壤湿润程度的物理量，土
壤保持水分的最大量称为田间持水量。
田间持水量与凋萎含水量的差值称流域蓄水容量（Wm ）。 土壤含水量与前期降雨有密切关系，可以用参数 前期影响 雨量（Pa ）来反映。
一层蒸发模型
假定：流域蒸发量与土壤含水量成正比
E EP W WM
汛期等）来划分。
流域蒸发量的计算
• 流域蒸发量决定了无雨期流域蓄水量的消耗量， 也影响降雨期的产流量。 • 流域蒸发量很难直接由观测资料确定，常通过数 学模型计算获得。
三、流域蒸发量推求 流域蒸发量计算方法有两类：水量平衡法；模式计 算法。 （一）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
8.0
6.5 5.0
10.0
9.2 9.1
E = EP · W / WM
Wt+1=Wt＋Pt－Rt－Et
一层蒸发模型的主要缺陷
缺陷：未考虑土壤水分垂直分布的情况
• 当久旱期间降小雨时会使计算的蒸发量偏小。因为此时 原土壤中含水量已很小，降小雨后，若由一层模型计算 蒸发量E，则E很小。但实际上这部分雨水主要分布于土 壤表层，很容易蒸发。
一般情况下，流域内水面占的比重不大，所以土壤蒸发是流域 蒸散发决定性部分。
• 流域水量平衡方程
P – R – E = ΔW
• 无雨期土壤含水量消耗
Wt+1 = Wt－Et
• 一次降水的产流量
Rt = Pt － Et +Wt－Wt+1
流域蒸发
一、蒸发的影响因素
1、影响水面蒸发的因素
主要是气象因素，如水汽压差、风速、气温等 。
• 说明全球多年平均降水量与多年平均蒸发量相等。 •
PE
• 例题：某水库1993年测得其入库年平均流量为 110m3/S，出库年平均流量为120 m3/S，区间 来水年平均流量为20 m3/S，总灌溉引水量为 108 m3，库区水面平均面积为100km2,测得年 降水量为1100mm，年水面蒸发量为1200mm；
起始含水量选择
（1）选择前期流域出现大暴雨的次日作为起始日，相应的 土壤含水量为Wm
（2）选择流域长时间干旱期作为起始日，相应的土壤含水
量为0或者较小值
（3）提前较长时间，eg：15-30天，假定一个土壤含水量
（如0.5Wm）作为初值，经过演算，误差会减小到允许 的程度
在实际工作中，Wm 可看作流域十分干旱情况
WL C W LM
EL =
C ( EP EU ) WL C W LM
新安江模型
土壤含水量一般是根据流域前期降雨、蒸发及径流 过程，依据水量平衡采用递推公式推求
Wt 1 Wt Pt Et Rt
——第t时段初始时刻土 壤含水量 ——第t时段径流量 ——第t时段降雨量 ——第t时段蒸发量
蒸发的影响因素
2、影响土壤蒸发的因素
除了影响水面蒸发的气象因素因素之外，还包括土壤含 水量、地下水埋深、土壤结构、土壤色泽、土壤表面特征 、地形等 。
地下水埋深
地下水埋小的，潜水位经常保持在毛细管作用范围内， 则土壤含水量能持久地得到补充，蒸发均匀；反之，地下 水埋深大，则蒸发率减小的变化幅度大。
（1）写出水库的水量平衡方程式； （2）当年水库的蓄水量是增加还是减少？试求 出水库蓄量的变化量。
• 流域水量平衡方程
P – R – E = ΔW
• 无雨期土壤含水量消耗
Wt+1 = Wt－Et
• 一次降水的产流量
Rt = Pt － Et +Wt－Wt+1
第2章 流域产流
流域从降雨开始流域从降雨开始，到流域出口断面 流量过程的形成，是降雨形成径流的一个完整、不可
第二节
一、产流机制分析
产流机制分析
1、产流机制 runoff yield mechanism
产流机制指流域产流的物理过程。 为分析和计算的需要，将流域产流过程概化为蓄满 产流、超渗产流两种最基本的产流模式。 2、产流机制的分析
根据流域产流所表现出来的特点（结果）以及影响产
流过程的因素（原因），分析一个具体流域所属的产流 模式。
大陆的水量平衡方程：
• 海洋的水量平衡方程：
Pc R Ec Sc
• 大陆多年平均水量平衡 方程为：
Po R Eo So
• 海洋的多年平均水量平 衡方程为：
Pc 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
0.5
6.5
0
9
08-12
1.0
5.0
0
8.3
1.0
0.4
1.4
两层蒸发模型的主要缺陷
上述单层和双层计算，都是规定蒸散发与包气带蓄 水量成正比，这样随着蓄水量趋于零，蒸发量也必 趋于零。事实上，当下层蓄水量低于某下限值后， 深层含水量也会以薄膜水或汽态水形式向上移动， 供蒸散发消耗。尤其在湿润地区，深层含水量比较 丰富，这种向上的水分移动量虽然不大，却源源不 断。同时，植物根系能吸取深处含水量以供给植物 散发。为此，蒸发计算可用三层模型。
流域蒸发能力（EP）
是在当日气象条件下流域蒸发量的上限。 可通过水面蒸发值（E0）折算来获得。
EP = KC ·E0
蒸发折算系 数 >1? OR <1?
我国现有的水面蒸发观测仪器中，改进后的E601
型蒸发器，其代表性、稳定性、规律性较好，所测
得的蒸发量可近似代表天然水体水面的蒸发量。 实际计算中，水面蒸发折 算系数的取值常按不同时段 （月、年、冰期、汛期、非
下降雨产流过程的最大损失量。
对于包气带不厚且雨量充沛地区，可选取久 旱不雨（雨前Pa = 0）后一次降雨量较大资料（雨
后Pa = Wm ），则
Wm = P - R - E雨
Wt 1 Wt P t Et Rt
含水量W
【例】 某流域WUM=20mm， WLM=80mm，试用两层模型计 算表中各天的蒸发量。 两层模型蒸发计算 日期 08-10 08-11 08-12 0.5 1.0 P EP 8.0 6.5 5.0 0 0 WU WL 10.0 9 8.3 EU 0 0.5 1.0 （单位:mm） EL 1.0 0.7 0.4 E 1.0 1.2 1.4
小、易蓄满 比例大 与降雨量关系密切
大 初始土湿、降水强度 密实、易超渗
大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切
15
第三节 流域蒸发
流域蒸发由水面蒸发、陆面蒸发（土壤蒸发）、植物蒸 散发三部分构成。 陆地上的年降水量有60～70％通过流域蒸发返回大气。 流域蒸发量计算是产流计算的重要内容之一。
流域蒸发
成正比。蒸发先消耗上层土壤含水量再消耗下层，降雨先 补充上层再补充下层。 两层蒸发模型可以表述为： 上层蒸发： EU = EP
下层蒸发： EL = EP · WL/WLM
总蒸发： E = EU + EL
两层蒸发模型
WU+P≥EP时: EU = EP, EL = 0;
WU+P < EP时: EU = WU + P ， EL = (EP － EU)×WL/WLM. E = EU + EL
三层蒸发模型
以两层蒸发模式为基础，增加了一个深层，当下层含 水量低于某下限值后，深层以稳定蒸发量蒸发。
含水量W
Wdm
深层
三层蒸发模型
上层蒸发： EU = EP 下层蒸发： EL = EP · WL/WLM 深层蒸发：ED = C ·EP
总蒸发：
E = EU + EL + ED
三层蒸发模型
WL ( EP EU) W LM
发量。
在资料充分而可靠的条件下，推求多年平均总蒸发
量，精度较高。但随着计算时段的缩短，运用这种方法 ，要正确给定时段始末的流域蓄水量是有困难的。
（二）模式计算法
根据土壤含水量的垂直分布，流域蒸发量的计算方法
可根据情况选用一层、二层、三层模式。
土壤蒸发过程
土壤蒸发随土壤含水率θ的变化关系
E/EP =α·θ
3、产流机制分析的主要内容 影响产流过程的主要因素：气候、下垫面等。
气候 climate
降水、蒸发、气温、湿度、风速风向等。
下垫面 underlaying surface
地形、地质、土壤、植被等。
产流机制分析 三、气候、地理和下垫面特征分析 气候对产流影响较大。 气候干燥时，蒸发量大、土壤易缺水，容易出现超渗产 流。 雨强大时，容易出现超渗产流。 下垫面对产流影响也较大。 土壤结构密实、植被差、地下水埋深大时，多出现超渗 产流。
一层模型蒸发计算
（单位:mm）
日期
08-10 08-11 08-12
P
0.5 1.0
EP
8.0 6.5 5.0
W
10.0 9.2 9.1
E
0.8 0.6 0.5
两层模型蒸发计算
（单位:mm）
日期 08-10 08-11
P
EP 8.0
WU
WL 10.0
EU 0 0.5
EL 1.0 0.7
E 1.0 1.2
分割的物理过程。但为了分析、计算方便，人为地将
这个过程分为流域产流、流域汇流两个阶段。
降雨径流过程
降雨
流域产流
流域汇流
出流过程
流域产流是从降雨发生开始，到净雨出现的
阶段。 流域汇流是从净雨出现开始，到流域出口断
面流量过程形成的阶段。
一、产流计算的作用
1、小流域洪水预报。
2、区间降雨径流预报。 3、水文流域模型计算的需要。 4、水库防洪和兴利计算的需要。
水汽压差
水汽压差：水面的饱和水汽压与水面上空一定高度的实 际水汽压之差。 水面的饱和水汽压 e ：
10.286T 2148 .4909 ln e T 35.85
蒸发量与水汽压差成正比。
流域蒸发
气温
气温主要控制空气湿度，间接影响水面蒸发。
风速
风速的大小，决定着紊动扩散的强弱。风速越大， 水面蒸发也越大。
要正确识别一个流域某场降水的产流模式，通常需要 进行综合性分析。
蓄满产流 多年平均降雨量 >1000mm 超渗产流 <400mm
多年平均径流系数
流量过程的对称性
来自百度文库
>0.4
大
<0.2
小
降雨对产流的影响 影响产流的因素 表层土质结构
缺水量 地下径流 降雨与产流特征的关系
小 初始土湿、降水量 疏松、不易超渗
地形
地形高处风速大，高地蒸发量比盆地的大；地表坡向不 同，影响吸收辐射，蒸发量也不同。 3、植物蒸散发 植物蒸散发机理复杂，分析和计算较为困难。
二、流域蒸发能力的确定 流域蒸发能力 E p：充分供水条件下，流域蒸发量。 流域蒸发能力不能靠实测，只能估算。 流域蒸发能力估算方法：根据水面蒸发量估算 ；根据辐 射平衡值估算 ；根据经验公式估算 。 这里只讨论根据水面蒸发量估算流域蒸发能力。
第2章 流域产流 2.1 水量平衡方程
水量平衡原理是水文学的基本原理。水量平衡法是分 析水文现象，建立水文要素之间定性或定量关系，了解其
时空变化规律等的主要方法之一。
• 根据水量平衡原理，可列出水量平衡方程。对某一区 域，有 • I-O=△S
• 式中I、O——给定时段内输入、输出该区域的总水量；
• △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
E EP W / WM
流域蓄水容量(WM):
选取久旱无雨后一次降雨量较大
且全流域产流的雨洪资料计算
【例】 某流域WM=100mm，试用一层模型计算表中各天的 蒸发量。
一层模型蒸发计算 日期 P EP W （单位:mm） E 0.8 0.6 0.5
08-10
08-11 08-12 0.5 1.0