降水

降水降水（总）量

对某一测点而言，指一定口径承雨面积上的降水深度，亦可指某一面积上的一次降水总量，单位以m³、亿m³计或以降水深度（mm）表示。在研究降雨量时，很少以一场雨为对象，一般常以单位时间表示，年平均降雨量指多年观测所得的各年降雨量的平均值；月平均降雨量指多年观测所得的各月降雨量的平均值；年最大降雨量指多年观测所得的一年中降雨量最大一日的绝对量。

降水降水历时与降水时间

前者是指一场降水自始至终所经历的时间；后者指对应于某一场降水量而言，其时间长短通常是人为划定的（如1，3，24h或1，3，7d等），在此时段内并非意味着连续的降水。用t表示，以min或h计。

降水降水强度

简称雨强，指单位时间单位面积上的降雨量，以mm/min，mm/h或mm/d计，用i表示，

式中，q为暴雨强度（L●s^-1●hm^-2)）。

降水量、降水历时和降水强度一般被称为降水三要素。

降水降水面积和汇水面积

降水面积即指降水所笼罩的面积，汇水面积是指雨水管渠汇集雨水的面积，用F表示，以公顷（hm²）或平方千米（km²）计。

降水是云中的水分以液态或固态的形式降落到地面的现象，它包括雨、雪、雨夹雪、米雪、霜、冰雹、冰粒和冰针等降水形式。形成降水的条件有三个：①要有充足的水汽；②要使气块能够抬升并冷却凝结；③要有较多的凝结核。当大量的暖湿空气源源不断地输入雨区，如果这里存在使地面空气强烈上升的机制，如暴雨天气系统，使暖湿空气迅速抬升，上升的空气因膨胀做功消耗内能而冷却，当温度低于露点后，水汽凝结成愈来愈大的云滴，云滴凝结增大，合并碰撞增大，相互吸引增大，上升气流不能浮托时，便造成降水。地面暖湿空气→抬升冷却→凝结为大量的云滴→降落成雨。 人工降水就是根据自然降水形成的原理，人为补充某些形成降水的必需条件。促进云滴迅速凝结并与其他云滴碰撞合并而增大形成降水。对于不同的云，需采用不同的催化方法。

我国的降水主要是由东南季风带来的，东南季风为我国带来海洋的水汽，我国东南沿海地区会最先得到东南季风带来的水汽，形成丰富的降水，也就成为了我国年降水量最为丰富的地区。西南季风也为我国带来降水，可影响到我国华南一带；当西南季风发展强盛时，也可深入到长江流域。由于我国的降水主要是由东南季风带来海洋的水汽而形成，受夏季风的影响，降水自东南沿海向西北内陆逐渐减少。我国北方的华北、东北地区相对于西北地区较近海洋，在每年7月下旬至8月上旬会进入全年中降水较多的雨季。而我国北方的西北地区由于深居内陆，距海遥远，成为我国年降水量最少的干旱地区。

降水根据其不同的物理特征可分为液态降水和固态体降水。液态降水有毛毛雨、雨、雷阵雨、冻雨、阵雨等，固态降水有雪、雹、霰等，还有液态固态混合型降水，如雨夹雪等。

降水雨

降落到地面的液态水称为雨，按其性质可分为：①连续性降水，时间长，尺度中等；②阵性降水，时间短，强度大；③毛毛雨，形如牛毛。

根据其强度可分为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨等，具体通过降水量来区分。

小雨：雨点清晰可见，无漂浮现象，下地不四溅，洼地积水很慢，屋上雨声微弱，屋檐只有滴水，12h内降水量小于5mm或24h内降水量小于10mm的降雨过程。

中雨：雨落如线，雨滴不易分辨，落硬地四溅，洼地积水较快，屋顶有沙沙雨声，12h内降水量5~15mm或24h内降水量10~25mm的降雨过程。

大雨：雨降如倾盆，模糊成片，洼地积水极快，屋顶有哗哗雨声，12h内降水量15~30mm或24h内降水量25~50mm的降雨过程。

暴雨：凡24h内降水量超过50mm的降雨过程统称为暴雨。根据暴雨的强度可分为：暴雨、大暴雨、特大暴雨三种。暴雨：12h内降水量30~70mm或24h内降水量50~100mm的降雨过程；大暴雨：12h内降水量70~140mm或24h内降水量100~250mm的降雨过程；特大暴雨：12h内降水量大于140mm或24h内降水量大于250mm的降雨过程。

大气中气流上升的方式不同，导致降水的成因亦不同。按照气流上升的特点，降水可分为三个基本类型。

（1）对流雨。由于近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，使气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到过饱和而产生降水，称其为对流雨。对流雨常以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，故又称热雷雨。从全球范围来说，赤道地区全年以对流雨为主，我国通常只见于夏季。

（2）地形雨。暖湿气流运动中受到较高的山地阻碍被迫抬升而绝热冷却，当达到凝结高度时，便产生凝结降水，也就是地形雨。地形雨多发生在山地的迎风坡。

（3）锋面雨。当两种物理性质不同的气团相接触时，暖湿气流交界面上升而绝热冷却，达到凝结高度时便产生降水，称其为锋面雨。锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。在温带地区，包括我国绝大部分地区，锋面雨占有重要地位。

降水雪

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

中雪：12h内降雪量1.0~3.0mm或24h内降雪量2.5~5.0mm或积雪深度达3cm的降雪过程。

大雪：12h内降雪量3.0~6.0mm或24h内降雪量5.0~10.0mm或积雪深度达5cm的降雪过程。

暴雪：12h内降雪量大于6.0mm或24h内降雪量大于10.0mm或积雪深度达8cm的降雪过程。

降水霰

白色不透明的小冰球，由过冷水在冰晶的各个方向上冻结而成，其直径为2~5mm，落在地上反跳，常出现在降雨之前。

降水雹

由透明和不透明的冰层相间组成的固态降水。冰雹多为球形，直径几毫米到几十毫米，多从发展旺盛的积雨云中降落。

受地理位置和气候条件因素的影响，我国的降水具有以下特点。

降水年降水量地区分布不均

总的特点是东南部湿润多雨、向西北内陆逐渐递减，广大西北内陆地区（除新疆西北部个别地区）气候干燥，降水很少。根据我国各地降水量分布的特点，全国大致划分为五个不同的类型地带。

（1）十分湿润带。相当于年平均降水量1600mm以上的地区。主要包括浙江大部、福建、台湾、广东、江西、湖南山地、广西东部、云南西南和西藏东南隅等地区。

（2）湿润带。相当于年平均降水量1600~800mm的地区。包括沂沭河下游、淮河、秦岭以南广大的长江中下游地区、云南、贵州、广西和四川大部分地区。

（3）过渡带。通常又叫半干旱、半湿润带。相当于年平均降水量800~400mm的地区。包括黄淮海平原、东北、山西、陕西的大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、西部山地、四川西北部和西藏东部地区。

（4）干旱带。相当于年平均降水量400~200mm的地区。包括东北西部、内蒙古、宁夏、甘肃大部、青海、新疆西北部和西藏部分地区。

（5）十分干旱带。相当于年平均降水量200mm以下的地区。包括内蒙古大部、宁夏，甘肃北部地区、青海的柴达木盆地、新疆塔里木盆地、准噶尔盆地及广阔的藏北羌塘地区。

降水降水量的年际变化很大

我国的降水由于受季风气候的影响，降水的年际变化更大、更突出。

（1）不同地区年降水量极值的对比：降水量年际变化的大小，通常可用实测年降水量的最大值和最小值的比值K_m来反映。K_m越大，说明降水量的年际变化就越大；K_m越小，说明降水量年际之间均匀，变化很小。就全国而言，年降水量变化最大的是华北和西北地区，丰水年和枯水年降水量之比一般可达3~5倍，个别干旱地区高达10倍以上。这是因为越是干旱地区，其年降水量绝对值小，相对误差大的因素起了一定作用。我国南方湿润地区降水量的年际变化相对北方要小，一般丰水年降水量为枯水年的1.5~2.0倍。

（2）不同地区年降水量变差系数C_v值的变化情况：年降水量变差系数C_v值的变化越大，表示年降水量的年际变化越大；反之则越小。我国年降水量变差系数在地区上的分布情况如下：西北地区，除天山、阿尔泰山、祁连山等地年降水量变差系数较小以外，大部分地区的C_v值在0.40以上，个别干旱盆地的年降水量C_v值可高达0.7以上。

因此，广大西北地区的年降水变差系数是全国范围内的高值区；次高值区是华北和黄河中、下游的大部地区，为0.25~0.35。黄河中游的个别地区也在0.4以上。东北大部地区年降水量C_v值一般为0.22左右，东北的西部地区，可高达0.3左右。南方十分湿润带和湿润带地区是全国降水量变差系数C_v值变化最小的地区，一般在0.20以下，但东南沿海某些经常遭受台风袭击的地区，受台风暴雨的影响，年降水变差系数C_v值一般在0.25以上。

降水降水的年内分配不均

我国大部地区的降水受东南季风和西南季风的影响，雨季随东南季风和西南季风的进退变化而变化。除个别地区外，我国大部分地区降水的年内分配很不均匀。冬季，我国大陆受西伯利亚干冷气团的控制，气候寒冷，雨雪较少。春暖以后，南方地区开始进入雨季，随后雨带不断北移。进入夏季后，全国大部地区都处在雨季，雨量集中，是举国的防汛期。因此，我国的气候具有雨热同期的显著特点。秋季，随着夏季风的迅速南撤，天气很快变凉，雨季也告结束。

从年内降水时间上看，我国长江以南广大地区夏季风来得早，去得晚，雨季较长，多雨季节一般为3~8月或4~9月，汛期连续最大4个月的雨量占全年雨量的50%~60%。华北和东北地区的雨季为6-9月，这里是全国降水量年内分配最不均匀和集中程度最高的地区之一。汛期连续最大4个月的降水量可占全年降水量的70%~80%，有时甚至一年的降水量中的绝大部分集中在一两场暴雨中。例如1963年8月海河流域的一场特大暴雨，最大7天降水量占年降水量的80%。北方不少地区汛期1个月的降水量可占年降水量的半数以上。

和世界上某些国家相比，我国降水的年内分配不均的程度和印度大体相仿，但与西欧一些国家相比，我国降水年内分配不均的程度比欧洲一些国家严重得多。

欧洲，如英国、西德、匈牙利等，境内降水量年内分配都比较均匀，与我国同纬度某些雨量站资料相比，它们的最大月降水量一般占年降水总量的9.6%~14.9%，我国高达24.2%~32.9%。也就是说，我国一些雨量站最大月降水量的集中程度是欧洲国家的2倍以上。欧洲国家中连续最大4个月降水量一般占全年降水量的36.2%~54.5%，我国高达72.2%~81.9%，也是2倍左右。

由于我国降水年内分配不均，尤其广大北方地区较南方地区更为严重，这是造成我国旱涝灾害频繁的主要原因之一，它给农业生产带来很大威胁。因此，在我国如不发展灌溉，农业生产就没有保证。雨水排除系统所要排除的雨水，绝大部分是在较短促的时间内降落的，属暴雨性质，形成的雨水径流量比较大。 2100433B

降雨强度在整个流域上是变化的，特别是对流型暴雨，暴雨不仅有中心，并且可以用等雨量线表示，同时降雨也可以在流域上运动。雨量站观测的降雨量只代表那一点的降雨，而形成河川径流的则是整个流域上的降雨量，对此，可用流域平均雨量（或称面雨量）来反映。多年来广泛使用的确定某一地区平均降雨量的方法有三种。

降水算术平均法

流域内各站同一时段的雨量进行算术平均。即

式中P为某一指定时段的流域平均雨量，单位为mm；n为流域内的雨量站数；Pi为流域内第i站指定时段的雨量，单位为mm，i=1，2，…，N。

这种方法只适合地形较为平坦、雨量站均匀分布并且各测站的观测值与平均值相差不大的地区。

降水泰森多边形法

该法假定流域上各点的雨量以其最近的雨量站的雨量为代表，因此需要采用一定的方法推求各站代表的在流域中距其最近的点的面积，这些站代表的面积图称泰森多边形。

其作法是：先用直线（图2中的虚线）就近连接各站为多个三角形，然后作各连线的垂直平分线，他们与流域分水线一起组成n个多边形，每个多边形的面积，就是其中的雨量站代表的面积。设第i站代表的面积为f_i，雨量为P，则该法计算流域平均雨量的公式为

式中，f_i/F为第i站代表面积占流域面积的比值，称权重。

降水等雨量线法

根据流域及附近的雨量站观测的同一时段的雨量值，参考地形影响，类似绘制地形等高线，画出雨量等值线图，然后量出相邻等值线间的流域面积f_i，即可按下式计算流域平均雨量P：

式中，Pi为第i块面积为f_i的平均雨量，等于相邻的2条等值线数值的平均数。

等雨量线即是降雨量的等值线，是在地图上表示每一地点的降雨观测值和插补值，这种方法提供了更多的灵活性，通常被认为是最精确的方法。

降水雨量器

如图1是最简单的测雨器，其上部的漏斗口呈圆形，内径20cm，其下部放储水瓶，用以收集雨水。量测降水量则用特制的雨量杯进行，每一小格的水量相当于降雨0.1mm，每一大格的水量相当于降雨1.0mm，使用雨量器的测站一般采用定时分段观测制，把一天24h分成几个时段进行，并按北京标准时间以8时作为日分界点。

降水称重式自记雨量计

随时间连续记录承雨器收集的累积降水量。记录方式可以用机械发条装置或平衡锤系统，将全部降水量的重量如数记录下来，并能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。

降水虹吸式自记雨量计

承雨器将雨量导入浮子室，浮子随注入的雨水增加而上升，带动自记笔在附有时钟的转筒记录纸上连续记录随时间累积增加的雨量。当累积雨量达10mm时，自行进行虹吸，使自记笔立即垂直下落到记录纸上纵坐标的零点，以后又开始记录。从自记雨量计记录纸上，可以确定出降雨的起止时间、雨量大小、降雨强度等的变化过程，是推求降雨强度和确定暴雨公式的重要资料。使用时，应和雨量器同时进行观测，以便核对，因为该雨量计有时会出现较大的误差，特别是在暴雨强度很大的情况下。

降水翻斗式自记雨量计

翻斗式雨量传感器是用来测量自然界降雨量，同时将降雨量转换为一开关形式表示的数字信息量输出，以满足信息传输、处理、记录和显示等的需要。翻斗式雨量传感器适用于气象台（站）、水文站、农林、国防等有关部门用来遥测液体降水量、降水强度、降水起止时间。

翻斗式雨量计是由感应器及信号记录器组成的遥测雨量仪器。其工作原理为：雨水由最上端的承水口进入承水器，落入漏斗，经漏斗口流入翻斗，当积水量达到一定高度（如0.1mm）时，翻斗失去平衡翻倒。而每一次翻斗倾倒，都使开关接通电路，向记录器输送一个脉冲信号，记录器控制自记笔将雨量记录下来，如此往复可将降雨过程测量下来。

为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律，常用降水过程线、降水曲线、等降水量线以及降水量综合曲线来表示。

降水降水量过程线

以一定时段（时、日、月、年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，可用曲线或直方图表示，它是分析流域、产流、汇流与洪水的基本资料，但此曲线图只包含有降水强度、降水时间，而不包含降水面积的因素。此外，如果用较长的时间为单位，由于时段内降水可能时断时续，因此，过程线往往不能反映降水的真实过程。

降水降水量累积曲线

此曲线以时间为横坐标，纵坐标代表自降水开始到各时刻降水量的累计值。自记雨量计记录纸上的曲线，即降水量累积曲线。曲线上每个时段的平均坡度为各时段内的平均降水强度I，即

如取时段很短，即Δt→0，则可得出瞬时雨强i，即

如果将相邻雨量站在同一次降水的累积曲线绘在一起，可以用于分析降水的空间分布与时间上的变化特征。

降水等降水量线（或等雨量线）

是指在同一时间段某流域内降水量相等点的连线。图的作法与地形图上的等高线作法类似。等雨量线综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布变化规律。从等降水量线图上可以查取各地的降水量，以及降水的面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历时。

降水降水特性综合曲线

常用的降水特征综合曲线有以下三种。

1. 强度-历时曲线

曲线绘制方法是根据一场降水记录，统计其不同历时内最大的平均雨强，而后以雨强为纵坐标，历时为横坐标，点绘而成。由图1可知，同一场降雨过程中雨强与历时之间成反比关系，即历时越短，雨强越高，此曲线可用下面经验公式表示：

式中t为降水历时，单位为h；s为暴雨参数，又称雨力，相当于t=1h的雨强；n为暴雨衰减指数，一般为0.5~0.7；i_t为相应历时t的降水平均强度，单位为mm/h。

（2）平均深度-面积曲线

这是反映同一场降水过程中，雨深与面积之间对应关系的曲线，一般规律是面积越大平均雨深越小。曲线的绘制方法是，从等雨量中心起，分别量取不同等雨量线所包围的面积内的平均雨深，点绘而成。

（3）雨深-面积-历时曲线

曲线绘制的方法是，对一场降水，分别选取不同历时（如1d，2d，…）的等雨量线，做出平均雨深面积曲线并综合点绘于同一图上。其一般规律是：面积一定时，历时越长，平均雨深越大；历时一定时，则面积越大，平均雨深越小。

降水对作物蒸散过程的有效性受许多因子影响，其中降水特性、土壤特性、作物蒸散速率及灌溉管理是其中几个主要的因子。

（1）降水特性

决定降水有效性的降水特性包括数量、频率及强度。这些因子在空间及时间上的变化都很大，因而深入了解这些特性是设计及管理灌溉系统所必须的。虽然直接从植物或土壤表面蒸发的那部分降水对于减少作物蒸散也是有效的，但大部分有效降水必须渗入土壤，并贮存在根区。高强度的降水，即使持续时间很短，也可能因超过土壤的入渗速率而使有效性很低。大的降水过程，即使是那些强度低、持续时间长的降水也可能产生大量的径流，并引起深层惨漏。强度低、持续时间短的降水通常有效性最高。

（2）土壤特性

土壤在作物水分供给过程中的作用就如同一个水库。因此，土壤的水分吸收、保持、释放及移动等特性对降水的有效程度具有很大的影响。有效降水在很大程度上由土壤的入渗速率及土壤有效贮水量所决定。这两个量都取决于土壤的含水量。干土的入渗率较高，有放贮存量大，因而能更有效地利用降水。

土壤的入渗率与土壤质地密切相关。粗质地的土壤（比如砂土）一般入渗率高，地表径流也少。细质地的土壤通常入渗率很低，易产生大量的径流。

（3）作物蒸散

当作物蒸发蒸腾速率较高时，土壤水分消耗得很快，从而可为贮存降水提供更大的库容。如果发生降水，为达到田间持水量所需的水量就大，相应地由径流和深层渗漏所造成的水分流失就少。反之，如果蒸发蒸腾速率较低，土壤提供贮存降水空间的速率也低，接收水分的能力就小。如果发生降水，由径流或深层渗漏造成的损失可能就要相对大些。

（4）灌溉管理措施

每次灌水过程的净灌水量取决于作物根区贮存，可供植株使用的有效水分的能力和现有的灌溉管理措施。

在过去，管理灌溉系统时通常每次灌水都重新充满整个土壤剖面。如果在一次灌溉之后马上发生暴雨，那么降水中将只有其中很小的一部分重新充满土壤剖面，而大部分降水则被损失掉了。因而，降水的有效性可能很低。制定灌溉计划时，如果只允许土壤水分有很小的亏缺，那么用于贮存降水的土壤库容也较小；相反，如果允许土壤宿较大的水分亏缺，土壤有效贮水能力将增大，降水的有效性就会提高。

大气降水一部分转为地表径流，一部分被蒸发，仅有部分渗入地下，渗入地下的部分在到达潜水面以前，必须经过由土颗粒、空气和水三相组成的包气带，故入渗过程中水的运动极其复杂。降水初期，当包气带含水量较小或干燥时，吸收降水的能力就相当强，重力、颗粒表面吸引力以及细小孔隙中的毛细力，都促使水分入渗，形成结合水、悬挂毛细水等。因此降水初期或降水量很小时，入渗的水分大部分或完全被包气带所吸收，很少或不可能补给潜水。当结合水、悬挂毛细水等达到极限(包气带中的毛细孔隙全部被水充满)时，包气带的吸水能力就显著降低，继续降水时，在重力和静水压力的传递作用下，连续下渗的重力水会很快达到潜水面，引起潜水位的抬升。因此一般孔隙、裂隙潜水含水层水位的回升总是滞后于降水，而岩溶含水层有时是通过岩溶通道灌人，此时降水补给就很少有滞后现象。

影响大气降水补给地下水的因素比较复杂，其中主要有年降水总量、降水特征、包气带的岩性及厚度、地形、植被等。年降水量大则有利于补给地下水。问歇性小雨和过分集中的暴雨不利于补给地下水，而绵绵细雨最有利于地下水的补给。包气带透水性好，有利于降水入渗补给，如包气带岩性为砂、砾石等较有利于补给，而为黏土层则不利于补给。当降水强度超过地面入渗速率时，地形坡度大会使地表坡流迅速流走，使地表径流增加。平缓与局部低洼的地势，有利于滞积地表流，增加水入渗份额。森林、草地可滞留地表坡流与保护土壤结构，有利于降水入渗，但是浓密的植被，尤其是农作物，以蒸腾方式强烈消耗包气带水，造成大量水分亏缺，尤其在气候干旱地区，农作物复种指数的提高，会降低降水补给地下水的份额。应当注意的是，影响降水入渗补给地下水的因素是相互制约、互为条件的整体，不能孤立地加以分析。如强烈岩溶化地区，即使地形陡峻，地下水位埋深达数百米，由于包气带渗透性极强、连续集中的暴雨也可全部吸收。

确定降水的有效性要涉及很多途径和过程。发生在大气中的蒸发通常很少测定，因而不包括在常规的降水记录中。穿过大气的降水或是落在土壤表面，或是落在植株表面。植被截留的降水中，有一小部分保留在植株表面并最终从那里蒸发掉，大部分则流到土壤表面。无论那种情况，这些降水都可以减少作物蒸散需要，因而都是有效的。

直接落在土壤表面的水分，加上从植被上流到土壤表面的水分，可能会入渗、稳疏、保留在土壤表面坑洼处或被蒸发掉。渗入土壤后，水分可能被贮存在作物根区，或渗漏出根区。保留在作物根区的水分可能被当季作物的生长所利用，或可能贮存在根区供以后的生长季使用。

在干旱和半干旱地区，为了淋洗盐分，一定比例的水分渗漏出作物根区是有益的，有时甚至是必须的。深层渗漏中并非淋洗所需要的部分可能补充至地下含水层，或回流至河道。但是，这部分水量不会减少作物蒸散，根据本章所用定义应视作无效。

从接受降水的土壤上流出的水分有部分随后可能渗入到田块中其它地方。如果人渗的水分保留在根区，它可以被有效地利用，但流出农田的水分则不再有效。