2降水蒸发径流基本知识解析.docx

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2降水蒸发径流基本知识解析

降水

大气中的液态或固态水，在重力作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象称为降水。

降水的主要形式是降雨和降雪，前者为液态降水，后者为固态降水，其他的降水形式还有露、霜、雹等。

凡日降水量达到和超过50mm的降水称为暴雨。

暴雨又分为暴雨、大暴雨和特大暴雨三个等级。

小雨：

12小时内降水量为0.1-4.9mm或24小时内降水量为0.1-9.9mm降雨。

中雨：

12小时内降水量5.0～14.9mm或24小时内降水量10.0～24.9mm的降雨过程。

大雨：

12小时内降水量15.0～29.9mm或24小时内降水量25.0～49.9mm的降雨过程。

暴雨：

12小时内降水量30.0～69.9mm或24小时内降水量50.0～99.9mm的降雨过程。

大暴雨：

12小时内降水量70.0～139.9mm或24小时内降水量100.0～249.9mm的降雨过程。

特大暴雨：

12小时内降水量大于等于140.0mm或24小时内降水量大于等于250.0mm的降雨过程。

小雪：

12小时内降雪量小于1.0mm（折合为融化后的雨水量，下同）或24小时内降雪量小于2.5mm的降雪过程。

中雪：

12小时内降雪量1.0～3.0mm或24小时内降雪量2.5～5.0mm或积雪深度达3CM的降雪过程。

大雪：

12小时内降雪量3.0～6.0mm或24小时内降雪量5.0～10.0mm或积雪深度达5CM的降雪过程。

暴雪：

12小时内降雪量大于6.0mm或24小时内降雪量大于10.0mm或积雪深度达8CM的降雪过程。

一、降水要素

降水是水文循环的重要环节。

在水文学中一般只讨论降水时空分布的表示方法和降水资料的整理及应用。

描述降水的基本物理量（即降水的基本要素）介绍如下：

（1）降水量（深）。

降水量的概念是时段内（从某一时刻到其后的另一时刻）降落到地面上一定面积上的降水总量。

按此定义，降水量应由体积度量，基本单位为m3。

但传统上总是用单位面积的降水量即平均降水深（或降水深）度量降水量，单位多以mm计，量纲是长度。

降水量一般用专门的雨量计测出降水的毫米数，如果仪器承接的是雪、雹等固态形式的降水，则一般将其溶化成水再进行测量，也用毫米数记录。

但在进行水资源评价等考虑总水量时多用体积度量降水量。

降水多发生在大的面积上，但仪器观测的点位相对面积很微小，常作为几何的点看待，因此又有“面降水量”和“点降水量”之说。

随着雷达测雨等现代技术的应用，直接测量面雨量也逐步成为现实。

（2）降水历时和降水时间：

原始意义的降水历时的概念是一次降水过程中从某一时刻到其后另一时刻经历的降水时间，并不特指一次降水过程从开始到结束的全部历时。

若指一次降水过程从降水开始到降水结束所经历的时间，则称为次降水历时。

降水时间是指对应某一降雨量而言的时段长，在此时间内，降雨并不一定是持续的。

降水历时通常以min、h、或d计。

（3）降水强度。

降水强度是评定降水强弱急缓的概念，有单位时间降水量的含义，一般以mm/min或mm/h或mm/d计。

mm/min或mm/h多评定瞬时降水强度，mm/h或mm/d多评定时段降水强度。

（4）日降水量。

概念上是每日0:

00～24:

00的降水量。

我国水文测验规定以北京时间每日8:

00时至次日8:

00时的降水量为该日的降水量。

（5）降水面积。

降水笼罩范围的水平投影面积称为降水面积，一般以km2计。

此外，降水的另一个主要得要素是暴雨中心，指暴雨强度较集中的局部地区。

二、降水的分类

降水通常按空气抬升形成动力冷却的原因分为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨。

1.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。

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。

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。

3.锋面雨

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。

锋区:

所谓不连续面实际上是一个过渡带,所以又称为锋区。

锋面与地面的交线称为锋线,习惯上把锋线简称为锋。

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1Okm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,冷气团总是摸人暖气团下部,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。

锋面雨:

锋面活动产生的降水统称锋面雨。

暖锋:

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。

暖锋锋面坡度较小,约为1/50,暖空气沿锋面缓慢上升,在上升过程中绝热冷却,水汽凝结致雨。

暖锋的雨区出现在锋线前,宽度常在300～400km,沿锋线分布较广。

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。

静止锋:

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。

静止锋坡度小,约为1/200,有时甚至小到1/300,沿锋面上滑的暖空气可以一直伸展到距地面锋线很远的地方。

特点：

云、雨区范围很广。

降雨强度小,但持续时间长,可达10天或半月,甚至一个月。

锢囚锋:

当三种气团（热力性质不同的）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）。

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抬升到锢囚点以上,上升运动进一步发展,

特点：

使云层变厚,降水量增加,雨区扩大。

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。

按热力学性质分类,气旋可分为温带气旋和热带气旋两类,相应产生的降水称为温带气旋雨和热带气旋雨。

三、与降水有关的气象因素

1、气温

气温由地面气象观测规定高度（国际为1.25～2.00m，我国为1.50m）上的空气温度反映。

气温的单位用摄氏度（℃）表示，有的以华氏度（0F）表示，我国气温记录一般采用摄氏度（℃）为单位。

摄氏度与华氏度的换算关系是：

。

空气温度记录可以表征一个地方的热状况特征，因此气温是地面气象观测中的所要测定的常规要素之一。

接近地表的大气温度较高,距地面越高,气温越低,平均每升高100m,气温约下降0.65℃,称为气温直减率。

2、气压

单位面积上所受大气的重力称为气压，以hpa计。

某高度上的气压就是单位面积上所承受的该高度以上空气柱的重量,由于空气岁高度的增高而变得稀薄，所以气压随高度增加而减小。

3、温度

湿度是表示大气干燥程度的物理量。

在一定的温度下，一定体积的空气里含有的水汽越少，则空气越干燥；水汽越多，则空气越潮湿。

在此意义下，常用绝对湿度、相对湿度等物理量来表示湿度。

（1）绝对湿度。

是一定体积空气中含有的水蒸气质量，其一般单位是g/m3。

绝对湿度的最大限度是饱和状态下的最高湿度。

绝对湿度只有与温度一起才有意义，因为空气中能够含有的湿度的量随温度而变化。

在不同的压强（自然高度中）绝对湿度也不同，因为随着压强（自然高度中）的变化空气的体积也变化。

但绝对湿度越靠近最高湿度，它随压强（自然高度中）的变化就越小。

（2）相对湿度。

是绝对湿度与最高湿度之间的比，它的值显示水蒸气的饱和度有多高。

相对湿度为100%的空气是饱和的空气。

相对湿度是50%的空气含有达到同温度的空气饱和点的一半的水蒸气。

相对湿度超过100%的空气中的水蒸气一般会凝结出来。

随着温度的增高空气中可以含的水蒸气就越多（最高湿度增大），也就是说，在同样多的水蒸气的情况下温度升高相对湿度就会降低，因此在提供相对湿度的同时也必须提供温度的数据。

4、风

空气的运动称为风，多数情况仅指空气的水平运动。

风向是指风的来向，用8或16个地理方位表示。

风速是指空气水平运动的速度，以m/s计，取小数一位。

风速的大小常用几级风来表示。

风的级别是根据风对地面物体的影响程度而确定的。

在气象上，一般按风力大小划分为（0～12）13个等级。

在自然界，风力有时是会超过12级的，象强台风中心的风力，或龙卷风的风力，都可能比12级大得多，只是12级以上的大风比较少见，一般不具体规定级数。

阵风是指风速忽大忽小的风，此时的风力是指忽大时的风力。

风在图中可由风矢标示，风矢由风向秆和风羽组成。

在北半球，风向秆箭头指出风的方向，风羽表示风力，风羽由垂直在风向杆末端右侧3、4个短划和三角构成。

四、流域降雨量的计算

目前，降雨量观测结果均为点雨量，流域平均降水量的计算方法主要有：

算术平均法、加权平均法、泰森多边形法、等雨量线法等。

在面积较大的流域，最好用泰森多边形法，计算流域的平均降水量；小流域常用加权平均法；在平地上可用算术平均法和等雨量线法。

1、算术平均法

对于地形起伏不大，降水分布均匀，测站布设合理或较多的情况下，算术平均法计算简单、而且也能获得满意的结果。

式中：

——为各测站点同期降水量（mm）

P——流域平均降水量（mm）

n——测站数

2、加权平均法

在对流域基本情况如面积、地类、坡度、坡向、海拔等进行勘察基础上，在每个地类上选择有代表性的地点作为降水观测点，把每个测点控制的地类面积作为各测点降水量的权重。

式中P——流域平均降水量（mm）

A——流域总面积（hm2或km2）

——每个测点控制的面积（hm2或km2）

3、泰森多边形法

如果流域内的观测点分布不均匀，且有的站偏于一角，此时采用泰森多边形法计算平均降水量较算术平均法更为合理。

在地图上将降水观测点两两相连，形成三角形网，对每个三角形各边作直平分线，用这些垂直平分线构成以每个测站为核心的多边形。

假定每个雨量站的控制面积即为此多边形面积（流域边界内）。

蒸发

蒸散发:

是水文循环中自降水到达地面后由液态或固态转化为水汽返回大气的阶段。

蒸散发类型:

水面蒸发:

蒸发面为水面时称为水面蒸发；

植物散发蒸发面是植物茎叶则称为植物散发；

土壤蒸发:

蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；

陆面蒸发:

因为植物是生长在土壤中,植物散发与植物所生长的土壤上的蒸发总是同时存在的,通常将二者合称为陆面蒸发。

流域总蒸发,或流域蒸散发:

流域的表面一般包括水面、土壤和植物覆盖等,当把流域作为一个整体,则发生在这一蒸发面上的蒸发称为流域总蒸发,或流域蒸散发,它是流域内各类蒸发的总和。

陆地上一年的降水约66%通过蒸散发返回大气，由此可见蒸散发是水文循环的重要环节。

而对径流形成来说,蒸散发则是一种损失。

蒸散发在水量平衡研究和水利工程规划中是不可忽视的影响因素。

水分子从物体表面（即蒸发面）向大气逸散的现象称为蒸发。

水体中的水分子总是处在不停的运动之中，一方面，当水面上一些水分子获得的能量大于水分子之间的内聚力时，就会突破水面而跃入空气之中，这就是蒸发的物理机制。

另一方面，也会有一些水汽分子从空气中返回水面，这就是凝结现象。

因此，蒸发和凝结是具有相反物理过程的两种现象。

蒸发必须消耗能量，单位水量蒸发到空气中所需的能量称为蒸发潜热。

凝结则要释放能量，单位水量从空气中凝结返回水面释放的能量称为凝结潜热。

自然界有形形色色的蒸发面，主要有水面、裸土层面、植物叶面、冰雪面等，因此如按蒸发面的类型分，蒸发可分为水面蒸发、土壤蒸发、植物散发、冰雪蒸发等。

流域表面是多种蒸散发类型的组合，水文学也常笼统说成流域蒸散发，用以概括流域蒸散发的总况。

水面蒸发是可以直接观测的典型蒸发，一般在专门的盛水蒸发器中观测某时段开始和结束的水面高度计算出高差，其水面高差即为该时段的净蒸发量。

可见，蒸发量的一种单位同水深的单位，一般用mm计。

单位面积的体积蒸发量的量纲也是长度。

但在进行水资源评价等考虑总水量时多用体积度量蒸发量，由深度蒸发量乘以水面（陆面）面积获得。

裸土层面、植物叶面、冰雪面等的蒸发不易直接观测，通常由水量平衡方程推算其蒸发量。

描述蒸发快慢强弱用蒸发率这个概念，其意义是指单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值（净蒸发），当蒸发量以深度单位表示时，蒸发率常用的单位有mm/h、mm/d、mm/月、mm/a等。

若单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数小于从大气中返回到蒸发面的水分子数时，净蒸发量为负，一般不用蒸发率表达。

蒸发率的大小取决于三个条件：

一是蒸发面上储存的水分多少，这是蒸发的供水条件；二是蒸发面上水分子获得的能量多少，这是水分子脱离蒸发面向大气逸散的能量供给条件；三是蒸发面上空水汽输送的速度，这是保证向大气逸散的水分子数量大于大气返回蒸发面的水分子数量的动力条件。

影响蒸发率的能量条件和动力条件均与气象因素（如日照时间、气温、水汽压的饱和差、水分子的扩散、空气的对流和紊动等）有关，故将他们合称为气象条件。

在充分供水条件下，单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数与从空气返回到蒸发面的水分子数之差值（当为正值时）称为蒸发能力，又称蒸发潜力或潜在蒸发。

显然，蒸发能力只与能量条件和动力条件有关，而且它总是大于或等于同气象条件下的蒸发率。

水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发，因此水面蒸发率与水面蒸发能力是完全相同的。

影响水面蒸发的因素可归纳为气象因素和水体因素。

气象因素主要包括太阳辐射、温度、湿度、风速、气压等。

水体因素主要包括水面大小和形状、水深、水质等。

径流

径流:

是指降水所形成的,沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。

地面径流,或地表径流:

沿着地面流动的水流称为地面径流,或地表径流；

地下径流:

沿土壤岩石孔隙流动的水流称为地下径流；

河川径流:

汇集到河流后,在重力作用下沿河床流动的水流称为河川径流。

降雨径流和融雪径流:

径流因降水形式和补给来源的不同,可分为降雨径流和融雪径流,

我国大部分河流以降雨径流为主。

径流过程是地球上水文循环中的重要一环。

在水文循环过程中,大陆上降水的34%转化为地面径流和地下径流汇入海洋。

径流过程又是一个复杂多变的过程,与人类同洪旱灾害进行斗争,以及水资源的开发利用和水环境保护等生产经济活动密切相关。

因此,揭示和了解径流的变化与规律,分析它与其他水文要素以及各影响因素之间的相互关系,掌握径流形成的基本理论与分析计算方法是十分重要的。

一、径流的形成过程

径流形成过程:

流域内,自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程,称为径流形成过程。

径流的形成是相当复杂的过程,为便于分析一般把它概括为产流过程和汇流过程两个阶段。

（一）产流过程

降落到流域内的雨水,一部分会损失掉,剩下的部分形成径流。

降雨开始时，除了少量直接降落到河面上形成径流外，一部分滞留在植物的枝叶上，称为植物截流，最终耗于蒸发。

落到地面上的雨水向土壤中下渗，当降雨强度小于下渗强度时，雨水将全部深入土壤中；当降雨强度大于下渗强度时，雨水按下渗能力下渗，超出下渗的雨水为超渗雨。

这部分雨会形成地面积水，积蓄于地面大大小小的坑洼地，成为填洼，填洼水量最后消耗于蒸发和下渗。

随着降雨的持续，满足了洼地蓄水后开始产生地面径流。

形成地面径流的净雨，称为地面净雨。

下渗到土壤中的水分，首先被土壤吸收，使包气带土壤含水量不断增加，当达到田间持水量后，下渗趋于稳定，继续下渗的雨水，沿着土壤的孔隙流动，一部分会从坡地侧面土壤孔隙深处，注入河流形成径流，称为表层流或壤中流。

净雨:

降雨扣除损失后的雨量称为净雨。

显然,净雨和它形成的径流在数量上是相等的,但二者的过程却完全不同,净雨是径流的来源,而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了,而径流却要延长很长时间。

产流过程:

我们把降雨扣除损失成为净雨的过程称为产流过程,净雨量也称为产流量。

降雨不能产生径流的那部分降雨量称为损失量。

在前期十分干旱情况下,降雨产流过程中的损失量称为最大损失量,记为IM。

流域的损失过程,如图2-34所示。

表层流净雨:

沿着土壤孔隙流动,一部分会从坡侧土壤孔隙流出,注入河槽形成径流,称为表层流或壤中流。

形成表层流的净雨称为表层流净雨。

另一部分会继续向深处下渗,到达地下水面后,以地下水的形式补给河流,称为地下径流。

形成地下径流的净雨称为地下净雨,包括浅层地下水（潜水）和深层地下水（承压水）。

必须着重指出就目前的水文科学水平,要正确划分地面径流、表层流和地下径流是非常困难的,所以实用上一般只把：

实测的总径流过程划分为地面径流和地下径流,净雨也只划分为地面净雨和地下净雨。

表层流与地面径流的性质相近,通常把它归并到地面径流中,表层流净雨也自然地归入地面净雨中。

流域产流过程又称为流域蓄渗过程。

在这一阶段,流域对降雨进行了一次再分配。

（二）汇流过程

净雨沿坡面从地面和地下汇入河网,然后再沿着河网汇集到流域出口断面,这一完整的过程称为流域汇流过程。

前者称为坡地汇流,后者称为河网汇流。

1.坡地汇流过程

坡地汇流分为三种情况:

A.坡面流:

超渗雨满足了填洼后产生的地面净雨沿坡面流到附近河网的过程,称为坡面漫流。

坡面漫流是由元数股彼此时分时合的细小水流所组成,通常没有明显的固定沟槽,雨强很大时可形成片流。

坡面漫流的流程较短,一般不超过数百米,历时亦短。

地面净雨经坡面漫流注入河网,形成地面径流。

大雨时地面径流是构成河流流量的主要来源。

B.表层流径流:

表层流净雨沿坡面侧向表层土壤孔隙流人河网,形成表层流径流。

表层流流动比地面径流慢,到达河槽也较迟,但对历时较长的暴雨,数量可能很大,成为河流流量的主要组成部分。

表层流与地面径流有时能相互转化,例如,在坡地上部渗入土中流动的表层流,可在坡地下部流出,以地面径流形式流入河槽；部分地面径流也可能在坡面漫流过程中渗入土壤中流动成为表层流。

这就是实际工作中把表层流归入地面径流的原因。

C.地下径流和基流:

地下净雨向下渗透到地下潜水面或深层地下水体后,沿水力坡度最大的方向流入河网,称为坡地地下径流。

深层地下水汇流很慢,所以降雨以后,地下水流可以维持很长时间,较大河流可以终年不断,是河川的基本径流,所以常称为基流。

在径流形成过程中,坡地汇流过程对净雨在时程上进行的第一次再分配。

降雨结束后,坡地汇流仍将持续一定时间。

2.河网汇流过程

河网汇流过程:

各种成分径流经坡地汇流注入河网,从支流到干流,从上游向下游,最后流出流域出口断面,这个过程称为河网汇流或河槽集流过程。

河槽调蓄作用:

坡地水流进入河网后,使河槽水量增加,水位升高,这就是河流洪水的涨水阶段。

在涨水段,由于河槽贮蓄一部分水量,所以对任一河段,下断面流量总小于上断面流量。

随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,这就是退水阶段。

这种现象称为河槽调蓄作用。

河槽调蓄是对净雨在时程上进行的第二次再分配。

一次降雨过程,经植物截留、下渗、填洼、蒸发等损失,进入河网的水量显然比降雨量少,且经过坡地汇流和河网汇流,使出口断面的径流过程远比降雨过程变化缓慢,历时也长,时间滞后。

必须指出,降雨、产流和汇流,是从降雨开始到水流流出流域出口断面经历的全过程,它们在时间上并无截然的分界,而是同时交错进行的。

二、径流的表示方法和度量单位

河川径流在一年内和多年期间的变化特性，成为径流情势，前者称年内变化或年内分配，后者称年际变化。

河川径流情势，常用流量、径流量、径流深、径流系数的大小来表示。

1、流量

单位时间内通过河流或沟渠某一过水断面的水量成为流量，流量随时间变化的过程，用流量过程线表示，流量过程线。

程线上升部分为涨水段,下降部分为退水段,最高点称为洪峰流量,简称洪峰,记为Qm。

水文中常用的流量还有:

日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量及指定时段的平均流量。

2.径流量

径流量指时段T内通过河流某一断面的总水量,记为W,以m3、万m3或亿m3计,有时也用时段平均流量与时段的乘积为单位,如（m3/s）·d、（m3/s）·M等。

如图2--35中T时段内的径流量W为ABCDEA包围的面积,即:

式中Q（t）--t时刻流量,m3/s；

tl、t2--时段始、末时刻；

T--计算时段,T=t2-t1,s；

--计算时段内平均流量,m3/s。

3.径流深

将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度,记为R,以mm计。

按式计算:

式中W--时段T内径流量,d；

--计算时段内平均流量,m3/s；

T--计算时段,s；

F--流域面积,km2。

4.径流模数

流域出口断面流量与流域面积之比值称为径流模数,记为M,以L/（s.km）计，计算:

随着对Q赋予的不同意义,径流模数也有不同的含义,如Q为洪峰流量,相应的M为洪峰流量模数,Q为多年平均流量,相应的M为多年平均流量模数等等。

5.径流系数

某一时段的径流深R与相应时段内流域平均降雨深度P之比值称为径流系数,记为α。

按式计算:

因R

【例题】某水文站流域面积F=54500km2,多年平均降雨量F=1650mm,多年平均流量

=1680m3/s。

根据这些资料可算得:

（1）多年平均径流量

=

T=1680×365×86400=530亿m3。

（2）多年平均径流深

（3）多年平均径流模数

（4）多年平均径流系数

=972/1650=0.59。

三、径流特性

河川径流具有如下的一些特性：

1、径流的季节分配

河川径流的主要来源为大气降水。

降水在年内分配是不均匀的，有多雨季节和少雨季节，径流也随之呈现出丰水期和枯水期，或汛期与非汛期。

最大日径流量较之最小日径流量，有时可达几倍到几十倍。

2、径流的地区分布

河川径流的地区性差异非常明显，这也和雨量分布密切相关。

多雨地区径流丰沛，少雨地区径流较少。

我国的丰水带。

包括东南和华南沿海，云南西部和西藏东部，年径流深在1000mm以上。

我国的少水带，包括东北西部，内蒙古、宁夏、甘肃大部和新疆西北部，年径流深在10—50mm之间；而许多沙漠地区为干涸带。

年径流深不足10mm。

3、径流的周期性

绝大多数河流以年为周期的特性非常明显。

在一年之内，丰水期和枯水期交替出现，周而复始。

又因特殊的自然地理环境或人为影响，在一年的主周期中，也会产生一些较短的特殊周期现象。

例如，冰冻地区在冰雪融解期间，白昼升温，融解速度加快，径流较大；夜间相反，呈现出以锯齿形为特征的径流日周期现象。

又如担任调峰任务的水电站下游，在电力负荷高峰期间，加大下泄流量，峰期过后。

减小下泄流量，也会出现以日为周期的径流波动现象。

在实测年径流系列中，往往发现连续丰水段或连续枯水段交替出现的现象，连续2—3年年径流偏丰或偏枯的现象极为常见；连续3—5年也不罕见，有的甚至超过10年以上。

这种连续丰水段或连续枯水段的交替出现，会形成从十几年到几十年的较长周期，需要通过周期分析加以识别。

四、我国河川径流分布概况

我国年径流分布和年降水量分布一样,总的趋势由南向北和由东向西递减；新疆、甘肃交界以西,则由西向东递减,具有明显的地域性分布规律。

同时,由于我国地形错综复杂,加上下垫面条件的差异,使得年径流的分布更为复杂,呈现多种非地域性变化。

年径流不仅地区上变化明显,年内各月,年际之间亦有明显的不同。

（一）年径流的地理分布

我国多年平均年径流总量27115亿m3,平均径流深284mm,即年降水总量的43·8%