水文循环的要素

沉淀

降水是水从大气中释放到地球表面的过程。术语“降水”涵盖了大气释放的所有形式的水（雪、冰雹、雨夹雪和雨）。降水是河流流域的主要水输入。需要在水文和水文地质研究中进行仔细评估。

降水的发生和类型

空气容纳水蒸气的能力取决于温度（Davie，2008）：空气越冷，保留的水蒸气就越少。如果温暖潮湿的空气被冷却，那么它就会被水蒸气饱和，最终水蒸气会饱和。水蒸气会凝结成液态或固态水（即水或冰滴）。水不会自发凝结。大气中需要存在微小颗粒，称为 凝聚核凝结核形成水滴或冰滴。凝结核上形成的水滴或冰滴通常太小，无法作为降水落到表面。它们需要长大才能有足够的质量来克服云内的上升力。

这里有 三个条件 在沉淀形成之前需要满足这些要求（Davie，2008）：

• 大气冷却
• 蒸气凝结到原子核上
• 水或冰滴的生长

这里有 三大类型 降水量：

• 对流降水
• 地形降水
• 旋风降水

对流降水

靠近地面的热空气膨胀，吸收更多的水分。温暖的、充满湿气的空气向上移动，因温度较低而凝结，从而产生降水。这种降水以局地旋转雷暴的形式出现。

地形降水

机械提升潮湿空气 山 障碍物，导致山上迎风面出现强降水。

旋风降水

太阳对地球表面的不均匀加热导致高低压区。气团从高压区移动到低压区，这种运动产生降水。如果暖空气取代了冷空气，则锋面称为锋面 温暖的前线。 如果冷空气取代了暖空气，则其锋面称为锋面 冷锋.

降水量测量

降水量通常用液态水的垂直深度来表示。降雨量的测量方法为 毫米 (mm)，而不是体积，例如升或立方米。降水量测量 是 水深 如果所有的雨水都留在原来的地方，这些水就会积聚在地表上。 降雪量也可以表示为液态水的深度。

出于水文目的，最有用的描述是 水当量深度。

水 等效深度 是雪融化后水的深度。

对于 水文分析 这很重要;

• 了解降水量，
• 以及何时发生这种情况。

使用两种主要类型的雨量计记录地形不同位置的降水量：

• 非记录雨量计
• 记录雨量计。

非记录雨量计

非记录雨量计由一个带有圆形边缘的漏斗和一个作为接收器的玻璃瓶组成。

圆柱形金属外壳垂直固定在砖石基础上，水平边缘高于地面。

落入漏斗的雨水被收集在接收器中，并在特殊的测量玻璃中进行测量，以毫米为单位测量降雨量。 通常，降雨量测量在 08.00:16.00 和 24:XNUMX 进行。在大雨期间，一天必须测量三到四次。因此，非记录雨量计只能给出前 XNUMX 小时的总降雨深度。

记录雨量计

A 记录式雨量计 具有自动机械装置，包括：

• 发条，
• 周围固定有方格纸的鼓
• 和一个铅笔尖，绘制 降雨质量曲线。

这种类型的仪表也称为 自录, 自动 or 集成雨量计.

从该降雨质量曲线；

• 给定时间内的降雨深度，
• 暴风雨期间任何时刻的降雨率或强度，
• 可以确定降雨开始和停止的时间。

这里有 三种类型 记录雨量计：

• 翻斗式雨量计
• 称重式雨量计
• 浮子式雨量计

翻斗式雨量计

翻斗式雨量计由一个直径 30 厘米的圆柱形接收器组成，内部有一个漏斗。

漏斗下方有一对翻斗。翻斗可旋转，使得其中一个翻斗转动。 翻斗式雨量计（Raghunath，2006 年之后）。 收到 0.25 毫米的降雨量，它会倾斜并倒入下面的水箱中，同时另一个水桶就位并重复该过程。 桶的倾斜会驱动电路，使笔在包裹在鼓上的图表上移动，鼓由时钟机构旋转。

称重式雨量计

在称重式雨量计中，当水箱中收集到一定重量的降雨量时，它会使笔在包裹在时钟驱动鼓上的图表上移动。

鼓的旋转设定时间刻度，笔的垂直运动记录累积降水量

浮子式雨量计

在浮子式雨量计中，当雨水收集在浮子室中时，浮子向上移动，使笔在围绕时钟驱动鼓的图表上移动。

当浮子室充满时，水通过保持在互连的虹吸室中的虹吸管自动吸出。 这 称重式和浮子式雨量计 可以存储适度的 雪落 操作员可以称重或融化并记录等效降雨深度。积雪可以在仪表中融化通过安装在其上的加热系统或在仪表中放置某些化学物质（氯化钙、乙二醇等）来自身（当它被收集在那里时）。

面积平均降水量

点降水： 这是单个站点记录的降水量。

对于小于50km2的小区域，点降水量可取该区域的平均深度。 在大面积地区，必须安装降水测量站（气象站）网络。 由于大面积降水不均匀，需要确定该地区的平均降水深度。面积平均降水量 是指定时间段（年、月等）内大面积（盆地、平原、地区等）的平均降水量。

区域平均降水量由以下之一确定 三种方法:

• 算术平均法
• 等水法
• 泰森多边形法

历年降水量观测站平均降水量 共同（相同）时间段 由于每个站点的观测周期长度可能不同，因此在这些方法的应用中使用了不同的方法。

算术平均法

它是通过对流域内各个雨量站（气象站）的降水量进行简单算术平均而得。

铺路 = Σ Pi / n (2.1)

Pave = 该地区的平均降水深度

Σ Pi = 各雨量站降水量总和

n = 该地区降水量监测站的数量

本篇 方法快速简单 并产生良好的效果

平坦国家的估计（Raghunath，2006）：

• 如果仪表均匀分布，
• 如果不同站点的降水量与平均值相差不大。

等水法

在这个方法中； 将在测量地点（气象站）测得的降水量绘制在适当的底图上，并考虑地形影响和风暴形态绘制等雨量线（等雨线）。

等水量图显示了等降水量的线，其绘制方式与绘制地形等高线图的方式相同。 等雨线图的降水间隔为 10 毫米、25 毫米、50 毫米等等雨线。

连续等雨线（P1、P2、P3、…）之间的平均降水量取两个等雨线值的平均值。

这些平均值是； 用等雨线（a1、a2、a3、...）之间的面积进行加权，相加，然后除以流域总面积，得出整个流域的平均降水深度。

Pave = Σ * (Pi +Pi+1)/2 ] ai / A (2.2) ai = 两者之间的面积

连续等值线 Pi 和 Pi+1

A = 盆地总面积。

泰森多边形法

该方法试图通过为每个量规提供权重因子来允许量规的非均匀分布（Raghunath，2006）。

这些站点绘制在底图上并通过直线连接。

垂直平分线被绘制到直线上，连接相邻的站以形成多边形。

假设每个多边形区域都受到其内部降水测量站的影响。

P1、P2、P3……。 是各个站点的降水量，

以及a1、a2、a3……。 是这些站周围多边形的面积（影响区域）。

流域的平均降水深度由下式给出

Pave = Σ Pi ai / A (2.3) A = 盆地总面积。

获得的结果通常比通过简单算术平均获得的结果更准确。

仪表（站）应正确放置在集水区上方，以获得规则形状的多边形。

蒸发和蒸腾

水从地球表面（陆地表面、自由水面、土壤水等）转移到大气中的过程称为 蒸发。 在蒸发过程中，蒸发潜热是从蒸发表面获取的。 因此蒸发被认为是一个冷却过程。 地表蒸发、自由水

地表、土壤水等在水文和气象研究中非常重要，因为它影响（Usul，2001）：

• 水库容量，
• 流域产量，
• 泵站的规模，
• 植物对水的消耗等

蒸腾 定义了植物通过叶子表面的孔隙向大气中流失的水分。 在植被覆盖的地区，几乎不可能区分蒸发和蒸腾。 因此，这两个过程被集中在一起并称为 蒸散.

蒸发

蒸发率和蒸散量的变化取决于：

• 影响该地区的气象（大气）因素，
• 以及蒸发表面的性质。

影响蒸发率（以及蒸散量）的因素有：

1. 太阳辐射
2. 相对湿度
3. 气温
4. 自动绕制机
5. 气压
6. 液态水的温度
7. 盐度
8. 空气动力特性
9. 能源特性

蒸发量测量

测量蒸发最常用的方法是使用 蒸发 面包。

这是一个装有水深测量仪的大盘水。

该设备可以记录一段时间内通过蒸发损失的水量。

在标准气象站，每天测量蒸发量作为水深的变化。 蒸发盘充满水，因此 开放水蒸发 被测量。 标准蒸发盘称为 A 级蒸发盘，直径为 122 厘米，深为 25.4 厘米。

经验系数（盘系数）用于使用测量的盘蒸发来估计较大水体（湖泊、水坝水库等）的蒸发量。

A级蒸发皿的蒸发皿系数取值范围为0.60-0.80，以0.70为年平均值。

蒸发估算方法

使用气象仪器测量蒸发的困难导致人们在估计蒸发方面投入了大量精力。

有不同的方法来估计蒸发量：

1. 水预算法
2. 能源收支法
3. 经验方程（Thornthwaite、Penman、Penman-Monteith 等）

水预算法

确定蒸发量的一个简单方法涉及维持水预算。

连续性方程 可以写成以下形式来确定一定时期内的蒸发量（E）：

E=(ΔS+P+Qs) – (Qo+Qss)

ΔS：储存变化，P：降水量，

Qs：地表流入量，Qo：地表流出量，

Qss：地下流出（渗流）

能源收支法

为了确定湖泊的蒸发量，可以使用能量收支。

E=(Qn+Qv-Qo) / ρ.Le (1+R)

Qn：水体吸收的净辐射，Qv：流入和流出的平流能量，

Qo：水体中储存的能量增加，ρ：水的密度，

Le：汽化潜热，

R：传导热损失与蒸发热损失之比。

经验方程（Thornthwaite、Penman、Penman-Monteith 等）

经验方程基于测量的气象变量（参数）。

降水量、太阳辐射、风速和相对湿度 这些值用于通过这些方程估计蒸发量。

使用这些方程可以很好地估计每年、每月或每天的湖泊蒸发量。

蒸腾

蒸腾 植物通过叶子上的小孔（气孔）导致叶子蒸发。

这有时被称为干叶蒸发。

植物学家设计了各种方法来测量蒸腾作用。 广泛使用的方法之一是通过测量 植物计 （拉古纳特，2006）。

植物计 由一个封闭的水密罐组成，有足够的土壤供植物生长，只有植物暴露在外。

人工浇水直至植物生长完成。

设备在开始时进行称重（W1) 实验结束时 (W2）。

生长期间浇水（w）测量蒸腾消耗的水（Wt) 获得为

Wt =（W1 + w） - W2

蒸散

蒸散 (Et）是耕种（或灌溉）土地由于土壤蒸发和植物蒸腾作用而损失的总水量。潜在蒸散量 (埃普特）是当根部被无限量的水覆盖土壤时，矮小的绿色植被的蒸散量。 它通常表示为该区域的深度（厘米、毫米）。

以下是一些 估算蒸散量的方法 （拉古纳特，2006）：

• 水箱和蒸渗仪实验
• 田间试验田
• Lowry-Johnson、Penman、Thornthwaite、Blaney-Criddle 等提出的蒸散方程。
• 蒸发指数法。

浸润

进入地表土壤的水称为 浸润。 它补充土壤水分不足，多余的水分靠重力向下移动。 这个过程称为 深渗 or 渗滤， 补给地下水并提高地下水位。

土壤在任何给定条件下能够吸收水分的最大速率称为土壤吸水率。 渗透能力.

渗透（f）通常以高速率（20 至 25 厘米/小时）开始，然后降低到相当稳定的状态速率（fc）随着雨的持续，堪称终极 fp （=1.25 至 2.0 厘米/小时）

渗透率 (f）随时 t 由霍顿方程给出

（Raghunath，2006）：f = fc + (fo – fc) e–kt

fo = 初始渗透能力速率

fc = 饱和时最终恒定渗透率

k = 主要取决于土壤和植被的常数 e = 纳皮里亚对数的底数

t = 风暴开始的时间

渗透取决于：

• 降雨强度和持续时间，
• 天气（温度），
• 土壤特性，
• 植被覆盖，
• 土地利用，
• 初始土壤含水量（初始湿度），
• 土壤或岩石中残留的空气，
• 和地下水位深度。

渗透率的测定

确定渗透率的方法有：

• 渗透仪
• 坑和池塘观察
• 蒸渗仪
• 人工降雨模拟器
• 水文分析

参考文献：

• 教授、博士FıKRET KAÇAROĞLU，讲义，Muğla Sıtkı Koçman 大学
• Davie, T.，2008 年，水文学基础知识（第二版）。 拉特利奇，200 页。
• Raghunath, HM，2006 年，水文学（第二版）。 新时代国际。 出版，新德里，463 页。
• Usul，N.，工程水文学。 METU 出版社，安卡拉，404 页。