1、 气象学与气候学复习资料1气候系统的概念：气候系统是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。气候系统的五大子系统： 大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈2大气的结构：大气结构是指大气在垂直方向上的分层和水平方向上气象要素分布的不均匀性。3对流层：对流层是大气的最下层，它的下界为地面，集中3/4大气，90%水汽，日常所见的大气现象均发生在此层，也是对人类生活、产生最有影响的层次。 （2）对流层特点气温随着高度而降低 空气具有强烈的对流、乱流运动 气象要素水平分布不均匀：在对流层，按气流和天气现象分布特点又可分为三层。下层：又称摩
2、擦层或扰动层。它的围自地面到2km高度。下层受地面强烈影响摩擦作用、湍流交换十分明显，各气象要素具有明显的日变化。由于本层的水汽、尘粒含量多，因而低云、雾、霾、浮尘等出现频繁。 中层：从摩擦层顶到6km左右高度。这一层受地表影响较小，气流的状况基本上可以表征整个对流层空气运动的趋势。大气中的云和降水现象大都产生在这一层。上层：从6km高度到对流层顶。由于这一层离地面更远，受地表影响更小，水汽含量极少，气温常在0以下，各种云多由冰晶和过冷水滴组成。在中、低纬度地区上层，常有风速30m/s的强风带出现。此外，在对流层和平流层之间有一个厚度为数百米至1-2km的过渡层，称为对流层顶。此层主要特征是：
3、气温随高度增加变化很小，甚至无变化。这种温度的垂直分布抑制了对流作用的发展，上升的水汽、尘粒多聚集其下，能见度变坏。对流层顶的温度在低纬度地区平均为-83，在高纬度地区约为-53。 思考题（供参考） 一、基本概念：气象学 气候学 气候系统 气象要素 饱和水气压 相对湿度 露点 一个大气压 能见度二、基本问题：1、举例说明气象学与气候学和自然地理其它分支科学之间的关系2、大气上界的划分方法3、对流层的主要特征4、各种湿度表示法的意义5、地面、高空和地面天气图上风的表示方法 第二章一、地面、大气的辐射和地面有效辐射(一)地面和大气辐射 1. 辐射能量： Eg= T4 （Ea= T4 ) 式中：Eg
4、为地表面的辐射能量;为地表面的相对辐射率。 如地面温度为15，以=0.9，则可算得： Eg0.95.6710-8（288）4 346.7W/地面辐射：宇宙中的任何物质，只要它的温度高于绝对零度时都能放射能量，地面吸收太阳辐射后（45%-反射掉）转变为热能后，使地面增温，然后日夜不停的向外放射辐射，这就是地面辐射。大气辐射：大气对太阳辐射的吸收很少（24%）但能强烈的吸收地面的辐射，大气主要靠吸收地面辐射后升温，它也日夜不停的向外放出辐射，叫大气辐射2、地面辐射与大气辐射的共同特点：根据斯蒂芬波尔兹曼定律物体温度越高放射辐射的能力越强所以太阳辐射的能力远远高于地面和大气，白天高于夜晚，也可以通过
5、公式具体计算出大气、地面在一定温度下的辐射能量。根据维恩定律可以计算出大气、地面在自然温度幅度的波长围根据计算地面和大气的辐射波长围大概在3120微米属于红外辐射其辐射能最大的波段集中在1015微米。所以将地面大气的辐射称为长波辐射。而将太阳辐射称为短波辐射。地面有效辐射的变化规律： 日变化：中午前后达到最大值以后逐渐变小，到早晨达到最小年变化：夏季大，冬季小，但由于水汽和云的影响，最大值出现在春季。 3空气的增热和冷却: 空气的冷热程度只是一种现象，它实质上是空气能大小的表现。空气能变化有两种情况：一是由于空气与外界有热量交换而引起的，称为非绝热变化；二是由于外界压力的变化使空气膨胀或压缩而
6、引起的，空气与外界没有热量交换，称为绝热变化。 气温的非绝热变化（几种与外界传递热量的方式）（ 1.）传导：就是依靠分子的热运动将热能从一个分子传递给另一分子，而分子本身并没有因此发生位置的变化 。空气与地面之间，空气团与空气团之间，当有温度差异时，就会因为传导作用而交换热量。（2）.辐射：物体之间不停地以辐射方式交换着热量。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气放出的长波辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换着热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。 （3）.对流：当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下降来补充，这种升降运动，称为对流。通过对流、上下
7、层空气互相混合，热量也就随之得到交换。使低层的热量传递到较高的层次，这是对流层中的热量交换的重要方式。 （4）.湍流：空气的不规则运动称为湍流，又称乱流。湍流是空气层相互之间发生摩擦或空气流过粗糙不平的地面时产生的。有湍流时，相邻空气团之间发生混合，热量也就得到了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。（5）.蒸发(升华)和凝结(凝华)：水在蒸发(或冰在升华)时要吸收热量；相反，水汽在凝结(或凝华)时，又会放出潜热。如果蒸发(升华)的水汽，不是在原处凝结(凝华)，而是被带到别处去凝结(凝华)，就会使热量得到传送。例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。因此，通过蒸发
8、(升华)和凝结(凝华)，也能使地面和大气之间，空气团与空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在5公里以下的气层中，所以这种热量交换主要在对流层下半层起作用。 4干绝热和湿绝热直减率。当一团干空气或未饱和的湿空气与外界没有任何热量交换做升降运动，且气块没有任何水相变化时的温度变化过程叫干绝热变化。干绝热直减率（d ）-干空气或未饱和的湿空气，气块绝热上升（或下沉）单位距离时温度降低（或升高）的数值。公式：d =1C/100m 1/100m异同干绝热直减率气温直减率原因：（1）气温直减率是大气温度随着距离地面越来越远得到的热量越来越少。 （2）热直减率是干空气在绝热上升或绝热下降运动过程
9、中由于做功气块本身的温度变化2、湿绝热变化及湿绝热直减率湿绝热变化过程：当饱和湿空气在做绝热上升（或下沉时）温度受到两方面的影响 (1)气团中的干空气上升体积膨胀降温，也是每上升100米温度降低1C。（2）水汽既已是饱和，它会因为上升冷却而发生凝结，凝结就要放热，所以放出的热量又使温度有所回升。所以可以推论，因为有凝结放出热量的补给，降温要小于d 。这整个过程就是大气温度的湿绝热变化。湿绝热直减率（m）：饱和湿空气块上升单位距离使温度降低的数值。 （下沉升高） m1C 是一个变数（3）湿绝热直减率是一个变数，它的大小是气压和温度的函数在体积、气压相等的情况下，温度高的饱和空气含水量大，降低同样
10、的温度，要比温度低的饱和空气凝结出更多的水分，意味着放出更多的热量来。例如: 20C19C 饱和空气凝结出1克水/立方米 0C -1C 饱和空气凝结出0.33克水/立方米高温 凝结水多 放热多（T 大）m=1C- T m小低温 凝结水少 放热少（T 小）m=1C- T m大结论：当两块饱和空气气压相同，容积相等而气温不同时，气温高的m小，温度变化不大。气温低的m大，温度变化较大。T(干）T(湿）100m0 3、干湿绝热线的比较： 1）干绝热直减率d近似于常数，故是一直线。（2） m是一个变量，所以是一个曲线。 湿绝热直减率曲线始终在干绝热线的右方。mT（干） m不是恒定的，因而不是一个直线，而
11、且是一条下陡上缓的曲线。因为大气层下层温度高，m小，随高度上升温度下降慢；大气层上部温度低，m大，随着高度上升温度下降快。（3）到了高层，两条线近于平行。 温度越降越低，水汽凝结越来越多，空气团中的水汽含量越来越少，当水汽为零时，饱和空气也就变为干空气，则m= d ，从而使两条线近于平行。三、大气的稳定度许多天气现象的发生都和大气稳定度有密切关系，大气稳定度是指气块受到任意方向的扰动后返回或远离平衡位置的趋势和程度。也即表示空气是否安于原来的层次，是否易于发生垂直运动（对流）。如果容易就不稳定，不容易就稳定。判定大气稳定度的基本方法：（1）越小越稳定，越大越不稳定。 =0 随高度升高温度不变是
12、同温层。 0时随高度的升高温度反而增加叫逆温层，稳定到了对流不能进行的程度，也叫阻挡层。（2）当 m时，就肯定 d时就肯定 d m，无论干空气还是饱和空气，大气总是处于不稳定状态，叫绝对不稳定。（3） m d，对于作垂直运动的饱和空气来讲，层结是不稳定的，对于作垂直运动的不饱和空气来讲，层结是稳定的，例题：一温度为 12 c 的未饱和气块在 = 0.9 c /100m 的气层中作向上运动，其温度按干绝热直减率变化，问气块上升 300m 后的温度是多少，这时它周围空气的温度呢，并说明此气块的运动趋势，这时的气层的稳定情况如何？ 2最高温为什么在14点左右？ 答:这是因为大气的热量主要来源于地面。
13、一方面又向大气输送热量而失热。若净热量，则温度升高。若净失热量，则温度降低。这就是说地温的高低并不直接决定于地面当时吸收太阳辐射的多少，而决定于地面储存热量热量的多少. 书后的思考题（供参考） 光见一、基本概念可谱 长波辐射 短波辐射 黑体 太阳常数 蕾利（分子）散射 米散射（漫射） 1个大气质量 大气之窗 大气逆辐射 地面以及地气系统辐射差额 干（湿）绝热直减率 大气稳定度 气温年较差 逆温（各种逆温类型） 二、基本问题1、什么是地面总辐射，与大气上界的太阳辐射相比有什么变化？2、太阳辐射在大气中的减弱方式与具体过程，由此可得出什么结论？3、地面辐射差额的含义及其对气温日变化的影响。4、海陆
14、之间的热力差异。5、大气 稳定度的含义及判断方法。 第四章 大气中的水分1饱和水汽压（E）：定义：饱和湿空气中水汽的分压强。反映空气的最大水汽容纳能力饱和水汽压取决于温度（马格奴斯半经验公式2.影响饱和水汽压的因子；因子的变化怎样影响它.影响因子：温度 T E 蒸发面性质 E过冷却水E冰 蒸发面形状 E凸面E平面E凹面 液体含盐度 含盐度 E 注：E为饱和水汽压 ，T为绝对温度3.影响水面蒸发的因子，重点道尔顿公式。温度：T温度 T E 蒸发面性质 E过冷却水E冰 蒸发面形状 E凸面E平面E凹面 液体含盐度 含盐度 E E d W气压：P W风：风速 W湿度：e d W道尔顿蒸发公式：d0 时
15、，W0，蒸发过程d0 时，W0，动态平衡d0 时，W0，凝结过程道尔顿定律：W（蒸发速度）、饱和差（E-e）及分子扩散系数（A）成正比，气压（P）成反比。 4大气中常见的降温过程 辐射冷却， 接触冷却， 混合冷却，绝热冷却5霜，雾。霜和霜冻的差异。霜：贴地层空气中的水汽在地面发生凝华而形成的小冰晶。雾：飘浮在近地层空气中的小水滴和小冰晶。霜与霜冻的差异：指在农作物生长季节里，地面和植物表面温度下降到足以引起农作物遭受伤害或者死亡的低温；而霜是指白色固体凝结物 。二者是有区别的。1、为什么云层存在会使白天气温降低，夜间气温升高? （重点题） 答：白天云层存在，云层对太阳辐射有吸收，散射和反射作用
16、，云层越厚，作用越强，那么到达地面的太阳辐射就小，使得白天气温降低；而在夜间，由于云层的存在，而不存在太阳辐射，云层越厚，大气逆辐射超强，地面可以得到热量的补偿，减少热量的损失，地面有效辐射小，所以，夜间的气温升高。2、形成云雨的主要条件是什么，为什么会形成不同类型云雨？形成云雨的主要条件是凝结核的存在，空气垂直上升所进行的绝热冷却使空气达到过饱和。在雨的形成过程水滴起着很重要的作用。由于空气垂直上升运动的形式和规模不同，形成云的状态、高度、厚度也不同。大气上升运动方式主要有：热力对流，动力抬升，大气波动，地形抬升。不同的云，由于其水平围，云高，云厚，云中含水量，云中温度和升降气流等情况不同，
17、因而降水的形态，强度，性质也随之而有差异。3、比较云和雾。 答：云和雾的形是水汽由未饱和达到饱和。一是增加空气中的水汽，二是降温。一般来说云主要是靠潮湿空气在上升运动过程中绝热膨胀降温达到饱和而生成的。因此，上升气流和充足的水汽是云生成的必要条件。而雾出现在贴地气层中，是接地的云。雾的形成有两个基本条件，一是近地面空气中的水蒸气含量充沛，二是地面气温低。6云滴的增长过程。 物理过程:云滴凝结增长；是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的的过程。 云滴的冲并增长;云滴经常处于运动之中，这就可能使它们发生虫并。大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程。第五章 大气的运动1.气压随高度的变化;举例：某
18、测站海拔高度为40米，本站气压为1000百帕，气温为0，求h值，并将本站气压订正为海平面气压。计算结果： h=8；海平面气压为1005百帕。2.84表下注释的理解 从表4l中可以看出：在同一气压下，气柱的温度愈高，密度愈小，气压随高度递减得愈缓慢，单位气压高度差愈大。反之，气柱温度愈低，单位气压高度差愈小。在同一气温下，气压值愈大的地方，空气密度愈大，气压随高度递减得愈快，单位高度差愈小。反之，气压愈低的地方单位气压高度差愈大。比如愈到高空，空气愈稀薄，虽然同样取上下气压差一个百帕，而气柱厚度却随高度而迅速增大。2造成大气运动的力。1）气压梯度与气压梯度力 气压梯度 概念 气压梯度为既有方向又
19、有大小的空间向（矢）量。其方向由高压指向低压，大小等于单位距离的气压差。 单位：hpam（km） 可据某地点气压梯度方向，了解气压朝哪个方向降低，还可据气压梯度值大小，了解周围大气空间气压差异的程度。（2）地转偏向力（Fc ） 概念由于地平面转动而产生的使空气偏离气压梯度力方向的力。起到限制风无限增大的作用。 Fc =A=2Vsin（3）惯性离心力（C） 概念空气作圆周运动时，为保持沿惯性方向运动产生的力。（4）摩擦力（R） 概念两个作相对运动的物体，在相互接触的界面间产生的一种阻碍物体运动的力（有外摩擦力、摩擦力之分）。 上述四个力对空气运动影响不同。 气压梯度力是空气产生运动的直接动力，为
20、最基本的力； 地转偏向力对高纬度或大围的空气运动影响大； 惯性离心力对空气作曲线运动时产生其作用；摩擦力在摩擦层中产生其作用。3水平地转偏转力的大小为什么与纬度有关 (重点题) 地转偏向力的大小与风速和所在纬度的正弦成正比。即在同一纬度上。风速愈大，偏转力愈大；风速愈小，偏转力愈小；风速为零时，偏转力也为零。在风速相同情况下，偏转力随纬度减小而减小，到赤道时为零，在两极达到最大。 第五章 1什么是气团：定义。大围的空气团，在其部气象要素的水平分布比较均匀，垂直分布基本一致，在其控制的区域，天气气候特征也大致相同。 2气团的分类(地理分类法)p120页 是根据气团源地的地理位置和下垫面性质进行分
21、类。（自己补充）3.冬季影响我国的主要气团。南海气团，热带太平洋气团，蒙古西佰利亚气团4锋的分类。 锋的伸展高度划分:地面锋，对流锋，高空锋。 气团源地划分：冰洋锋（北极锋），极锋，热带锋（副热带锋）5.冷锋分类。根据移动速度和天气特征划分：第一型冷锋（缓行冷锋）锋后连续性降水，雨区宽150200km不稳定时，出现积雨云，形成阵性降水第二型冷锋（急行冷锋）锋前降水，雨区宽几十km干冷锋：无云、无降水 大风（风沙）6副高的活动与我国的雨带，旱涝有何关系？（重点题）5月前，副高脊线在15度N附近，主要雨带位于华南；6月中旬，副高第一次北跳，脊线越过20度N，我国雨带进入江淮流域，江淮梅雨开始；7月
22、中旬，副高第二次北跳，脊线越过25度N，江淮梅雨结束，进入伏旱期，黄河流域雨季开始，华南进入第二次雨季；8月初，副高第三次北跳，脊线越过30度N，华北雨季开始；910月，副高迅速南退，我国雨带相应由北向南退。出现异常情况，则有旱涝出现。7台风的概念以及形成的条件。概念:形成在热带海洋上，具有暖中心结构的强烈发展的 热带气旋。台风形成的条件：暖性洋面：海水温度26.5：地转偏向力作用：距赤道5个纬距以上：对流层风垂直切变小 第六章1天文辐射的概念，以及影响其分布的因子。概念：太阳辐射在大气上界的时空分布是由太阳与地球间的天文位置决定的，又称天文辐射。由天文辐射所决定的地球气候称为天文气候，它反映
23、了世界气候的基本轮廓。 影响因子：除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度和白昼长度。2季风：大围地区的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风3季风的分类：一类主要由海陆热力差异而产生的；另一类则主要是由行星风系的季节移动而引起的。就第一类而言，多发生在海陆相接的地方，如亚洲东部的温带和亚热带地区，这种季风最典型，称之为温带季风和亚热带季风。 第二种季风而言，是由于行星风系的季节移动而引起的，行星风带的分布很有规律，其位置随季节而有规律的变化，因此，在两个行星风带相接的地方，变会发生显著的风的季节变化。从分布上多见于赤道和热带，所以称之为赤道季风或热带季风。4焚风的概念和
24、特点。概念：沿着背风坡向下吹的干热风叫焚风益：特点：益。促进春季冰雪消融，夏季谷物提早成熟，农作物向北推进。害：干旱、火灾、雪崩。5影响气候形成的因子。1辐射因子：太阳辐射是大气、陆地、海洋增温的主要能源，又是大气中一切物理过程和物理现象形成的基本动力。所以，太阳辐射也是气候形成的基本因素。在地球表面，之所以存在不同的气候类型，首先是由于太阳辐射在地表分布不均造成的，同样，对于同一气候区，气候有季节的交替，也是太阳辐射随时间有变化的缘故。2环流因子：一个地方气候的形成不仅决定于当地的太阳辐射和下垫面的性质，还通过大气环流和洋流的作用而接受外界地区特性的影响。这是因为环流可促进高低纬度之间、海陆
25、之间的热量和水分交换，促进不同性质气团发生移动，并通过气团的活动影响气候的形成。从而在不同纬度的不同环流系统影响下形成不同的气候类型。3环流因子对大陆东西两岸气候的影响：由于环流因子的作用，同纬度大陆东西两岸的气候是不同的。一般说来，凡是迎风岸，降水多，温度变化和缓；背风岸，降水少。4洋流对气候的影响：1、对气温的影响调节了高低纬度间的温差；破坏了气温的温度地带性分布。2、对降水和雾的影响暖洋流沿岸多降水；冷洋流沿岸多雾5环流变异与气候：环流因子在气候形成中起着重要作用。当环流形势在某些年份出现异常变化时，就会直接影响某些时期的天气和气候，出现异常。近年来频繁出现的厄尔尼诺/南方涛动（ENSO
26、）就是一个显著的实例。6海陆分布对气候的影响：下垫面是大气的主要热源和水源，又是低层空气运动的边界面，它对气候的影响十分显著就下垫面差异的规模及其对气候形成的作用来说，海陆间的差别是最基本的，并主要影响气温大气水分和环流。7冰雪覆盖与气候：冰雪覆盖（冰雪圈）是气候系统组成部分之一，它包括大陆冰盖、高山冰川、季节性雪被、永冻土和海冰。是一种性质特殊的下垫面。 练习题：O3层对太阳紫外线的吸收很强，由此保护了紫外线对生命的伤害。（更正，动能） 气温实质上是空气分子平均势能大小的表现。（正确） 气团的地理分类是按气团的性质和下垫面的性质来进行分类的。（正确） 地转偏向力只是相对于地面有运动时才产生，
27、物体处于静止时不受地转偏向力的作用。（正确） 海陆风的风向特点是白天风从海洋吹向陆地，夜晚风从陆地吹向海洋。（正确） 暖气团温度高于所经过地区温度，暖气团使所经过地区变暖。（正确） 水量平衡是水分循环过程的结果，而水分循环又是通过大气环流来实现的。（正确） 大气中各种云状的产生，主要是空气下降运动的形式不同而造成的。（更正，主要是空气上升运动的形式不同而造成的。 第七章 1气候带与气候型的划分柯本气候分类法 实验分类法斯查勒气候分类法成因分类法1柯本气候分类法：依据：以温度和降水为基础，对照自然植被的分布（景观） 热带A 干带B 温暖带C 冷温带D 极地带E优点：1、首次提出了气候型的概念 2
28、、方法简便，划分界限明确，与自然景观比较符合。缺点：1、B带与A、C、D、E带并列欠妥 2、忽视了对气候成因的分析，容易将低纬度高地气候与高纬度气候归为一类。2斯查勒气候分类法：依据：不同气团源地、锋面位置及其季节变化兼顾高度 低纬度 中纬度 高纬度 高地优点： 1、把高地气候单独列出来，避免与高纬度的气候相混淆，照顾到了气候的纬度地带性。 2、在划分上采用定量的指标，实用价值大。缺点：1、缺乏对季风气候的足够重视。 第八章1城市热岛效应的概念以及影响因素。 城市热岛效应概念：城市气温经常比其四周郊区为高，在气温的空间分布上，城市气温高，好像一个“热岛”矗立在农村较凉的“海洋”之上，这种现象称
29、为城市热岛效应或城市热岛。 2影响因素： 1.首先，是城市下垫面（大气底部与地表的接触面）特性的影响。城市大量人工构筑物如铺装地面、各种建筑墙面等，改变了下垫面的热属性，这些人工构筑物吸热快而热容量小，在相同的太阳辐射条件下，它们比自然下垫面（绿地、水面等）升温快，因而其表面的温度明显高于自然下垫面。比如夏天里，草坪温度32、树冠温度30的时候，水泥地面的温度可以达到57，柏油马路的温度更高达63，这些高温物体形成巨大的热源，烘烤着周围的大气和我们的生活环境 2第二个主要原因是城市大气污染。城市中的机动车辆、工业生产以及大量的人群活动，产生了大量的氮氧化物、二氧化碳、粉尘等，这些物质可以大量地
30、吸收环境中热辐射的能量，产生众所周知的温室效应，引起大气的进一步升温。 3第三个主要原因是人工热源的影响。工厂、机动车、居民生活等，燃烧各种燃料、消耗大量能源，无数个火炉在燃烧，都在排放热量！ 4第四个原因是，城市里的自然下垫面减少了。城市的建筑、广场、道路等等大量增加，绿地、水体等自然因素相应减少，放热的多了，吸热的少了，缓解热岛效应的能力就被削弱了。2城市降雨径流.1城市化影响降水形成过程的物理机制城市化影响降水形成过程的物理机制有：城市热岛效应。使城市上空的大气层结构因热力对流变得不稳定，当附近有水汽云团移至城区上空时，因热力对流作用使水汽云团加速发展，形成对流性降水。 城市阻碍效应。城
31、市中高度不一的高层建筑物如同屏障，城市的人工热源形成热湍流，当水汽从郊外向城区移动时，在城区滞留时间加长，导致城区的降水增大和降雨时间延长。 凝结核效应。城市大气明显富含尘埃和等气体，这些废气含硝酸盐和硫酸盐类的物质，善于吸附水汽成为凝结核，并起到增加雨量的作用。2城市暴雨径流特点 城市化的程度的提高，直接改变了城市的暴雨径流形成条件，使其水文情势发生变化l 暴雨径流总量增大，洪峰流量增高，出现时间提前。l 河道中水流流速加大，径流过程中悬浮固体及污染物浓度提高。发生这些现象的原因可从两个方面来分析：l 不透水面积增加 城市化的进程，增加了城市的不透水表面，使相当部分的流域为不透水表面所覆盖，如屋顶、街道、人行道、车站、停车场等。不透水区域的下渗几乎为零，洼地蓄水大量减少，造成产流速度和径流量都大大增加。l 汇流时间缩短 排水管渠系统的完善，如设置道路边沟、密布雨水管网和排洪沟等，增加了汇流的水力效率。导致径流量和洪峰流量加大，出现洪水
