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'工程水文学第二章河川径流形成的基本知识 第一节水循环及水量平衡一、水循环自然界中的水从形态上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不断地、周而复始地变化过程构成了水循环。（图示） 1、概念地球上各种形态的水，在太阳辐射、重力等作用下，通过蒸发、水汽输送、凝结降水、下渗以及径流等环节，不断地发生相态转换和周而复始运动的过程，称为水循环。地球上各类水体，通过水循环形成了一个连续而统一的整体。 2、成因水分循环的产生有其内因和外因。内因是水的“三态”变化。外因是太阳辐射和地心引力。太阳辐射分布的不均匀性和海陆的热力性质的差异，造成空气的流动，为水汽的移动创造了条件。地心引力（重力）则促使水从高处向低处流动。从而实现了水分循环。 水循环过程图 3、水循环类型根据其路径和规模分为：大循环（又称外循环、海陆间循环）小循环（又称内部循环，包括海洋小循环和陆地小循环）。 大陆海洋水汽输送径流输送蒸发 海陆间循环：是指海洋水与陆地水之间通过一系列过程所进行的相互转换运动。这种循环又称为大循环。意义：使得陆地上的水不断得到补充，水资源得以再生。 海洋蒸发降水 蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸腾蒸发陆地蒸发 4、水循环机理水循环服从质量守恒规律。水循环的基本动力是太阳辐射和重力作用。水循环遍及整个水圈，并深入大气圈、岩石圈及生物圈，同时通过无数条路线实现循环。从全球看，水循环是个闭合系统，从局部地区看水循环是开放系统。 5、水循环意义水分循环有如自然地理环境的“血液循环”，它沟通了各基本圈层的物质交换，促使各种联系的发生。水循环不仅形成统一的水圈，而且将四大圈层联系起来，深刻影响着地球表层结构的形成、演化与发展。地球上的水循环是巨大的物质和能量流动，是具有全球意义的能量传输过程。水循环是海陆间联系的主要纽带。从而实现海陆之间的相互作用。水循环不断塑造地表形态。流水的冲刷、侵蚀、搬运和堆积作用，溶蚀作用。由于存在水循环，水才能周而复始的被重新利用，成为可再生资源。水又是造成洪、涝、旱等自然灾害的主要原因。 1、定义：某一地区在某一时段内，其收入水量和支出水量的差额，等于该地区的蓄水变量。二、水量平衡2、水量平衡方程：通用水量平衡方程:I-Q=ΔS 全球水量平衡方程：P全球=E全球说明全球多年平均降水量等于全球多年平均蒸发量，在水循环过程中，全球水量基本不变。 a.海洋水量平衡方程P海+R-E海=S海多年平均S海=0，P海+R-E海=0（对整个海洋适用）式中，P海、E海和R分别为海洋上任意时段降水量、蒸发量和入海径流量；P海、E海和R分别为海洋上多年平均降水量、蒸发量和入海径流量，S海为海洋蓄水变化量。b.陆地水量平衡方程外流区水量平衡方程P外-E外-R地表-R地下=S外多年平均P外-R-E外=0式中，P外、E外、R地表、R地下、S外分别为外流区任意时段内降水量、蒸发量、入海的地表和地下径流量及蓄水变化量；P外、R、E外分别为外流区多年平均降水量、蒸发量和径流量。 内流区水平衡方程（水循环系统基本闭合，内流区的降水全部转化为蒸发，没有水量入海。）多年平均P内=E内式中，P内、E内分别为内流区多年平均降水量和蒸发量。陆地水平衡方程：（P外+P内）-（E外+E内）=RP陆-E陆=R 第二节河流和流域一、概述1、河流：沿连续延伸的凹处流动的天然水体。由水与河槽两个要素构成。（矛盾统一体）2、河流分段：一条河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。河源是河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。河口是河流的终点，即河流注入海洋或内陆湖泊的地方。 3、河流分级：干流：从河源到河口，水量最集中，河长最大的水流称作干流。水系中直接流入海洋、湖泊的河流称为干流，流入干流的河流称为支流。干流是水系中最高级别的河流。一级支流：直接入干流的水流；（不考虑河长与水量）二级支流：直接入一级支流的水流。4、河流的左右岸：面向下游．左边的河岸称为左岸，右边的河岸称为右岸。5、河系（水系）：脉络相通的大小河流及湖泊、沼泽等水体所构成的脉络相通的水流系统称为水系、河系或河网．如图所示。 流域与水系示意图1、2、3一河流的级别 6、流域：河流的集水区域称为流域。指汇集地面水和地下水的区域，也就是分水线包围的区域。分水线：流域的周界线，有地面、地下之分。闭合流域：当地面分水线与地下分水线相重合，且河道下切较深，能全部汇集本流域地下水的流域称为闭合流域，否则为非闭合流域。一般将大、中流域当作闭合流域。 不闭合流域 二、河流及流域的主要特征1、河流长度L（km）：自河源沿主河道至河口的距离称为河流长度，简称河长，以km计。可在适当比例尺的地形图上量得；2、河流横断面：分单式断面和复式断面；3、河道纵比降J：任意河段两端(水面或河底)的高差△h称为落差，单位河长的落差称为河道纵比降，简称比降，用小数或干分数表示。常用的比降有水面比降和河底比降。河流沿程各河段的比降都不相同，一般自河源向河口逐渐减小。水面比降随水位的变化而变化，河底比降则较稳定。当河段纵断面近于直线时．比降按下式计算； 式中J——河段的比降；h1、h0——河段上、下断面水面或河底高程，mL——河段长度；m。 式中h0,…,hn——自下游到上游沿程各点河底高程、l1,…,ln——相邻两点间的距离。m；L——河段的全长．m。（简介推导）如果纵剖面呈曲线形，则用折线逼近。 4、河网密度：流域内河流干支流总长度与流域面积的比值称为河网密度，以km／km2计。即流域平均单位面积上的河流长度。表示流域内河网疏密程度，反映流域汇流能力。密，汇流强；疏，弱。5、流域面积：流域分水线包围区域的平面投影面积，称为流域面积，记为F，以km2计。可在适当比例尺的地形图上勾绘出流域分水线．量出其流域面积。反映流域大小，是流域的主要几何特征。 6、流域的长度和平均宽度流域长度就是流域轴长。以流域出口为中心向河源方向作一组不同半径的同心圆，在每个固与流域分水线相交处作割线，各割线中点的连线的长度即为流域的长度，以km计。流域面积与流域长度之比称为流域平均宽度，以km计。7、流域的平均高度和平均坡度将流域地形图划分为100个以上的正方格，依次定出每个方格交叉点上的高程以及与等高线正交方向的坡度，取其平均值即为流域的平均高度和平均坡度。 8、流域自然地理特征包括流域的地理位置、气候特征、下垫面条件等。(1)流域的地理位置。流域的地理位置以流域所处的经纬度来表示，它可以反映流域所处的气候带，说明流域距离海洋的远近，反映水文循环的强弱。(2)流域的气候特征。包括降水、蒸发、湿度、气温、气压、风等要素。它们是河流形成和发展的主要影响因素，也是决定流域水文特征的重要因素。(3)流域的下垫面条件。下垫面指流域的地形、地质构造、土壤和岩石性质、植被、湖泊、沼泽等情况，这些要素以及上述河道特征、流域特征都反映了每一水系形成过程的具体条件，并影响径流的变化规律。在天然情况下，水文循环中的水量，水质在时间上和地区上的分布与人类的需求是不相适应的。为了解决这一矛盾，长期以来人类采取了许多措施，如兴修水利、植树造林、水土保持、城市化等措施来改造自然以满足人类的需要。人类的这些活动，在一定程度上改变了流域的下垫面条件从而引起水文特征的变化。因此，当研究河流及径流的动态特性时，需对流域的自然地理特征及其变化状况进行专门的研究。 第三节降水一、降水的成因降水是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等等，其中以雨、雪为主。降水是水文循环中最活跃的因子，它是一种水文要素，也是一种气象要素。 成因:自海洋、河湖、水库、潮湿土壤及植物叶面等蒸发出来的水汽进入大气后，由于分子本身的扩散和气流的传输作用分散于大气中。空气中的水汽含量有一定的限度，在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。如果空气中的水汽量达到了饱和或过饱和。多余的水汽就要发生凝结。如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作用下上升、上升高度越高、气压越低。因此，在上升过程中，这团空气的体积就要膨胀．在与外界没有发生热量交换、即绝热条件下，体积膨胀的结果必然导致气团温度下降。这种现象称为动力冷却。当气团上升到一定高度，温度降到其露点温度时，这团空气就达到了饱和状态，再上升就会过饱和而发生凝结形成云滴。云滴在上升过程中不断凝聚，相互碰撞，合并增大。—旦云滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降落到地面成为降水。 必备条件：①充足的水汽②上升运动③凝结核 二、降雨的分类按空气抬升的原因降雨可分为：对流雨降雨的分类气旋雨地形雨锋面雨 ⑴对流雨因地表局部受热．气温向上递减率过大．大气稳定性降低，下层空气膨胀上升与上层空气形成对流运动。上升的空气形成动力冷却而致雨称为对流雨。因对流上升速度快，形成的云多为垂直发展的积状云。降雨强度大，历时短。雨区较小。 对流雨特点：对流雨多发生在夏季酷热的午后，一般降雨强度大、范围小、历时短。返回 (2)地形雨空气在运移过程中，遇山脉的阻挡．气流被迫沿迎风坡上升，由于动力冷却而成云致雨称为地形雨。此外，山脉的形状对降雨也有影响。如喇叭口、马蹄形的地形，若它们的开口朝向气流来向，则易使气流辐合上升．产生较大的降雨．如图2—11所示。地形雨的降雨特性．因空气本身温湿特性，运行速度以及地形特点而异，差别较大。 地形雨特点：地形雨多集中在迎风坡，背风坡雨量较少。返回 (3)锋面雨：在了解锋面雨之前，首先要学习几个概念：气团：指一定范围（大范围，水平几百KM至几千KM，垂直范围几KM至几十KM）相对比较均匀的大团空气称为气团。按热力性质可分为暖气团和冷气团。锋面：两个温湿特性不同的气团相遇时，在其接触区由于性质不同来不及混合而形成一个不连续面．称为锋面。所谓不连续面实际上是一个过渡带，所以又称为锋区。（因过渡带的水平尺度与大范围气团尺度相比很小，可以看作一个“面”）锋面的长度从几百公里到几千公里不等。伸展高度，低的离地1—2km．高的可达10km以上。由于冷暖空气密度不同、暖空气总是位于冷空气上方。在地转偏向力的作用下，锋面向冷空气一侧倾斜，冷气团总是楔入暖气团下部．暖空气沿锋面上升。由于锋面两侧温度、湿度、气压等气象要素有明显的差别．因此，锋面附近常伴有云、雨、大风等天气现象。锋面活动产生的降水统称锋面雨。锋线：锋面与地面的交线称为锋线。锋：锋面与锋线的统称。 基本概念：气团：温度、湿度、气压等物理性质比较均匀、相似的大团空气。根据温度特征分为冷气团和暖气团，根据湿度特征分为海洋气团和大陆气团锋面：冷暖气团的交界面。类型：冷锋：冷气团主动向暖气团移动的锋。暖锋：暖气团主动向冷气团移动而形成的锋。准静止锋：势力相当，两个气团僵持在一起形成的锋。 锋面随冷暖气团的移动而移动。根据锋面两侧冷暖气团的移动方向及结构的不同，可将锋分为冷锋、暖锋、静止锋和锢囚锋。由于锋面活动产生的降水统称锋面雨。锋面雨比较常见，常伴有大风，雨面大，历时较长，雨量较大。与锋相对应，锋面雨就可以分为冷锋雨、暖锋雨、静止锋雨和锢囚锋雨。(1)冷锋雨：冷气团起主导作用，或是因其移动缓慢而迫使暖空气沿锋面上升，或是因其移动速度快，迫使暖气团产生强烈的上升运动，推动锋面向暖气团一侧移动，这种锋称为冷锋。如图a所示，它所形成的雨为冷锋雨。冷锋雨是影响我国天气的最重要天气系统之一。特点：降雨强度大，历时较短，雨区窄，一般仅数10km。 (2)暖锋雨：暖气团起主导作用，推动锋面向冷气团一侧移动，这种锋称为暖锋。这时形成的雨叫暖锋雨。特点：降雨强度不大，但历时较长。在夏季．当暖气团不稳定时，也可出现积雨云和雷阵雨天气。(3)准静止锋雨：冷暖气团势均力敌，在某一地区停滞少动或来回摆动的锋称为准静止锋。简称静止锋，如图2—12(C)。这时形成的雨叫准静止锋雨。特点：降雨强度小，但持续时间长，可达10天或半月，甚至一个月。(4)锢囚锋雨：当三种热力性质不同的气团相遇，如冷锋追上暖锋或两条冷锋相遇，暖空气被抬离地面，锢囚在高空，称为锢囚锋，如图2—12(D)。这时形成的雨叫锢囚锋雨。由于锢囚锋是两条移动的锋相遇合并而成，所以它不仅保留了原来锋面的降水特性，而且锢囚后暖空气被拾升到锢囚点以上，上升运动进一步发展，使云层变厚，降水量增加，雨区扩大。这四种锋面雨，总的来讲，冷锋雨强度大，历时较短，雨区范围较小；暖锋雨强度小，历时较长，雨区范围较大；准静止锋雨强度较大，历时长。 思考：两种锋面有何异同？ 冷锋系统.swf？该锋面是什么锋？该锋过境前、过境时、过境后是什么样的天气？冷锋过境前：晴朗；过境时：阴天下雨刮风降温；过境后：晴朗。思考 ？该锋是什么锋？该锋过境前、过境时、过境后是什么天气？暖锋过境前：晴朗；过境时：连续性降水；过境后：晴朗返回 (4)气旋雨气旋是中心气压低于四周的大气旋涡。在北半球,气旋内的空气作逆时针旋转，并向中心辐合，引起大规模的上升运动，水汽因动力冷却而致雨，称为气旋雨。特点：雨强、雨量大，历时不长，面积不是很大，常伴大风。河南75.8暴雨就是气旋雨，3天雨量达1630mm，垮板桥水库、石漫滩水库，淹18个县，死伤数10万人。 气旋雨特点：降水范围最广，时间最久。 三、降雨观测（由气象站或水文站完成）常见仪器：雨量筒和自记雨量计雨量筒：是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，如图2—22所示。承雨器口径为200mm，安装时器口一般距地面700mm，筒口保持水平。分辨率为0.1mm。一般采用2段制进行观测，即每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次，如4段制或8段制，雨大时还需加测。观测时用空的储水瓶将雨量器内储水瓶换出，用雨量杯量出降水量。当降雪时，仅用外筒作为承雪器具，待雪融化后计算降水量。每日8时至次日8时降水量作为当日降水量。 自记雨量计：是观测降雨过程的自记仪器。可自动记录降雨过程，原理：利用水的浮力驱动，与时钟连接。记录纸上记录下来的曲线是累积曲线，既表示雨量的大小，又表示降雨过程的变化情况，曲线的坡度表示降雨强度。 四、降雨特性及降雨资料的图示法1、降雨特性：降雨量mm，降雨历时h，降雨强度mm/h，降雨面积km2，降雨中心（降雨量最大的局部地区）降雨量mm：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。指与洪水过程相应的一次降雨过程的总量，它可以指某个雨量站的降雨量，若对一个流域而言，则指流域的面平均雨量。降雨历时h：一次降雨所经历的时间，以min或h计。降雨强度mm/h：单位时间内的降雨量。降雨面积km2：降雨笼罩的水平面积。降雨中心（降雨量最大的局部地区）降雨量等级表见P12，表2-1. 2、降雨资料图示法：用图示的方法将降雨特性中的几个或全部表征出来。①降雨量随时间的变化-----降雨量线表示，即降雨量过程线，时段降雨量随时间的变化过程线。通常以时段平均雨强为纵坐标。时间为横坐标的柱状图表示，也常称为降雨量过程线，如图中的1线。当时段取得很小并趋于零，1线变为光滑曲线，即为瞬时雨强i过程线，如图中2线所示。 据此，可绘制降雨量累积曲线，表示自降雨开始起至各时刻降雨量的累积值P随时间的变化过程线，称为降雨量累积曲线。曲线上任意一点的坡度就是该时刻的瞬时降雨强度i，而曲线上任一时段的平均坡度就是该时段的平均降雨强；根据它的平均坡度即可求得各时段内的平均雨强。 ②降雨量的空间分布-降雨量等值线图表示把降雨量相等的点连成的线称为等雨量线，若干等雨量线组成的图称为等雨量线图（与地形等高线相似），见下图青海省90年代降雨量等值线图。 ③降雨特性综合曲线（根据时、空分布的基本资料加工绘制）⑴强度-历时曲线：统计降雨强度过程线中各种不同历时的最大平均雨强，如图4-2(a)所示。以平均雨强为纵坐标，历时为横坐标，点绘而成。最大平均雨强与历时的关系即为降雨强度~历时曲线，如图4-2(b)所示。由图中可以看出，同一场降雨的雨强随历时增长而减小。不同场降雨因降雨过程不同，因而雨强~历时曲线也不同，如图4-2(c)所示。它可以反映该场降雨的核心部分的雨强变化特性。 ⑵平均深度-面积曲线（由降雨量等值线图加工绘制）对一场或一定历时的降雨，首先绘制某种历时的等雨量线，并从最大雨深处(暴雨中心)向外量取不同等雨量线包围的面积，并求出各面积上的平均降雨量。各包围面积与相应面平均雨量之间的关系称为雨深~面积关系。此曲线表示不同面积上的最大平均雨深。一般为指数衰减曲线，面积愈大，平均雨深愈小。 ⑶平均雨深-面积-历时曲线，简称时~面~深关系曲线因雨深随历时而定，对一场降雨，可选取各种历时(如1、3、6、12、24、72h)的等雨量线图，分别作雨深~面积关系曲线，并绘于同一张图上，即为时-面-深曲线，如图2-4所示。曲线规律为：当历时一定时，面积愈大，平均雨深愈小；当面积一定，历时愈大，平均雨深愈大。 五、流域平均降雨量的计算雨量站观测的雨量，是反映站点附近的降雨情况，称作点雨量，在水文计算中，需要知道整个流域面上的雨量分布，计算平均雨量，称作面雨量。这就涉及到由各站点的点雨量推求流域平均降雨量即面雨量的问题。 常用的计算方法有三种：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，可根据各站同时段观测的降雨量用算术平均法推求。把流域内所有雨量站同期雨量累加，除以站数，得到该时段的流域平均雨量。计算公式如下：式中：xi——流域内第i个雨量站同一时段降内的降雨量．mmn—雨量站个数；—流域某时段平均降雨量，mm；适用条件：①流域内雨量站分布均匀；②流域地形起伏变化不大。 2、泰森多边形法：如图所示。先用直线连接相邻雨量站(包括流域周边外的雨量站)，构成若干个三角形（尽量避免钝角三角形），再作每个三角形各边的垂直平分线．这些垂直平分线将流域分成n个多边形，流域边界处的多边形以流域边界为界。每个多边形内有一个雨量站，以每个多边形内雨量站的雨量代表该多边形面积上的降雨量，最后按面积加权推求流域平均降雨量。 计算公式如下：式中：fi---第i个雨量站所在多边形的面积，km2；F----流域面积，km2；其余符号同前，式中fi/F称为面积权重。适用条件：①雨量站分布不太均匀；②地形起伏较大时包含假定：流域内任何一点的降雨量，都可用和它距离最近的雨量站代表。 与算术平均法相比较：泰森多边形法适用条件宽，计算结果较合理（能充分利用资料，不但要用流域内，而且可以用流域附近雨量站的资料）思路：①将流域及其附近雨量站绘在地形图上；②把相邻雨量站两两连接，构成若干个三角形；③做每个三角形各边的中垂线，这些中垂线和流域边界把流域划分为若干个多边形，每个多边形都对应一个雨量站；④把每个多边形占全流域面积的比例作为权数，用对应的雨量站雨量加权平均计算流域的平均雨量。 3、等雨量线图法：当流域内雨量站分布较密时，可根据各雨量站同时段观测的雨量绘制等雨量线图，如图所示，然后用等雨量线图推算流域平均降雨量。 计算公式如下：式中：fi——相邻两条等雨量线间的面积，km2xi——相应于fi上的平均雨深，一般采用相邻两条等雨量线的平均值，mm，其余符号同前。比较：精度高，工作量大，需要的资料多，适用范围小。 作业11、某流域雨量站分布情况如图1，根据五万分之一地形图用求积仪量得流域面积为87.5km2。1974年8月19日发生一次暴雨，各雨量站观测的雨量及其对应的泰森多边形面积如表1，要求：（1）补画出流域上的泰森多边形；（2）用泰森多边形法计算流域各时段平均雨深及日平均雨深；（3）选用较合理的一种成果绘制降雨量过程线和累积雨量线。 表1某流域降雨资料单位：mm雨量站降雨历时A站6.5km2B站10.0km2C站8.9km2D站23.1km2E站8.8km2F站11.8km2G站18.4km2算术平均法泰森多边形法0.00～4.004.00～8.008.00～12.0012.00～16.0016.00～20.0020.00～24.005.819.9118.142.422.924.71.410.875.233.823.19.61.89.157.039.127.019.97.134.242.352.834.226.32.46.848.556.033.721.81.615.870.528.025.019.83.310.871.540.417.713.3合计 图1某流域雨量站分布图 第四节蒸发蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程称为蒸发。流域蒸发包括三个方面：水面蒸发；土壤蒸发；植物散发。蒸发面为水面时称为水面蒸发；蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。一、水面蒸发：水面蒸发是指在自然条件下，水面的水分从液态转化为气态进出水面的物理过程，可概括为水分汽化和水分扩散两个阶段。 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，通常有两种途径：器测法和间接计算法。器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：Ф-20型、Ф—80套盆式、E-601型蒸发器，以及水面面积为20m2和100m2的大型蒸发池。由于蒸发器的蒸发面积远较天然水体为小，其受热条件与大水体有显著的差异，所以，蒸发器观测的数值不能直接作为如水库这样的大水体的水面蒸发值。也就是说带有系统误差（偏大），要乘上修正系数（通过对比观测资料率定）间接计算：间接计算法是利用气象或水文观测资料间接推算蒸发量，方法有：水汽输送法、热量平衔法、彭曼法、水量平衡法、经验公式等等。 1)器测法用蒸发器或蒸发池观测水面蒸发。E=kE`式中，E为天然水面蒸发量；E`为蒸发器实测蒸发量；k为蒸发器折算系数。 2)间接法之经验公式法常用的经验公式为：E=f(u)(es-ez)式中，E为天然水面蒸发量；u为水面上某高处风速；es为水面温度下的饱和水汽压；ez为距水面上z处的水汽压，(es-ez)为饱和汽压差；函数f，不同地区，形式不一样。 二、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过程。土壤是一种有孔介质，具有吸收、保持和输送水分的能力．因此，土壤蒸发还受到土壤水分运动的影响。由此可知，土壤蒸发比水面蒸发复杂。一般分为三个阶段：第一阶段：当土壤含水量在田间持水量（田间一定深度土层中所能保持的最大毛管悬着水量）以上时，接近水面蒸发速度，气象条件是主要影响因素。由于蒸发耗水，土壤含水量不断减少，当土壤含水量降到田间持水量以下时，土壤中毛细管的连续状态将逐渐被破坏，从土层内部由毛细管作用上升到土壤表面的水分也将逐渐减少，这时进入第二阶段。 第二阶段：当含水量在田持至毛管水断裂阶段，蒸发速度与含水量成正比，土壤湿度成为主要影响因素。田间持水量：指土壤中所能保持的最大毛管悬着水量。当土壤含水量超过这一限度时，多余的水分不能被土壤所保持，将以自由重力水的形式向下渗透。田间持水量是划分土壤持水量与向下渗透水量的重要依据，对水文学有重要意义。在这一阶段内，随土壤含水量的减少．供水条件越来越差，土壤蒸发量也就越来越小。此时，土壤蒸发不仅与气象因素有关，而且随土壤含水量的减少而减少。土壤蒸发率与土壤含水量W大体成正比。当土壤含水量减至毛管断裂含水量（毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量），毛管水完全不能到达地表后，进入第三阶段。 第三阶段：含水量降至毛管断裂含水量之下，蒸发很缓慢。在这一阶段．毛管向土壤表面输送水分的机制完全遭到破坏，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对土壤蒸发均不起明显作用。毛管断裂含水量：毛管悬着水的连续状态开始断裂时的含水量。当土壤含水量大于此值时，悬着水就能向土壤水分的消失点或消失面(被植物吸收或蒸发)运行。低于此值时．连续供水状态遭到破坏，达时，土壤水分只有吸湿水和薄膜水，水分交换将以薄膜水和水汽的形式进行。观测较困难，可采用“称重法”，一般站点无资料。 I.第一阶段：土壤充分湿润，供水充足，E接近最大蒸发能力EM；II第二阶段：土壤水分减少，Wfc，此时充分供水，下渗按下渗能力进行并处于下渗最大值；2降雨强度较小而稳定的情况：i≤fc，下渗率取决于降雨强度，f=i，降雨全部渗入土壤，土壤水分达不到饱和；3降雨强度介于fp与fc之间：fc