工程水文学课件第二章

'第二章水文循环与径流形成第一节水文循环第二节河流与流域第三节降水第四节下渗第五节蒸散发第六节径流 水文循环的概念水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结、降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程。也称为水循环。 第一节水文循环从海洋蒸发的水汽，被气流输送到大陆而形成降水。其中一部分以径流的形式从河流汇归海洋；另一部分重新蒸发返回大气。这种海陆间的水分交换过程，称为大循环或外循环。 海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种局部的水文循环称为小循环或内循环。 从海洋直接输送到内陆的水汽，通过陆地循环，水汽逐渐向内陆输送，在输送过程中会沿途损耗，故内陆距海洋越远，输送的水汽量越少，降水量越小。 一、河流第二节河流与流域 河谷底部有水流的部分称为河床或河槽。枯水期水流所占部分为基本河床，或称主槽；洪水泛滥所及部分为洪水河床，或称滩地。1、河流形成和分段 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。面向河流下游，左边的河岸称为左岸，右边和河岸称为右岸。 河源河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。 上游紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。 中游河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。 下游河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。 河口河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。 注入海洋的河流称为外流河；流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流，称为内流河或内陆河，如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。 河流长度L（km）简称河长，自河源沿河道至河口的长度，在地形图上量出。河口河源2、河流特性 河流横断面垂直于水流方向的断面称为横断面，简称断面。断面内通过水流的部分称为过水断面，其面积称为过水断面面积，单位m2。 河流断面 河流纵断面河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线，沿中泓线的断面称为河流的纵断面。河流纵断面能反映河床的沿程变化。 落差河段两端的河底高程差河道纵比降单位河长的落差。当河流纵断面近于直线时 二、流域河流某断面的集水区域称为该断面的流域。流域的周界称为分水线。地面分水线闭合且与地下分水线重合的流域称为闭合流域。流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系，河系或河网。 流域面积F（km2）在地形图上定出流域分水线，然后量出它所包围的面积。分水线流域面积河流 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,表示一个地区河网的密集程度。河网 流域平均宽度B（km）流域面积与流域长度的比值B＝F/L流域形状系数流域平均宽度与流域长度的比值f＝B/L＝F/L2流域长度L（km）流域的轴长。 流域平均高度H（m）与平均坡度J将流域划分成100以上的正方格，定出每个方格交叉点上的高程及坡度，这些格点的高程和坡度的平均值为流域平均高度和平均坡度。 流域的自然地理特征流域的地理位置、气候、地形、地质构造、土壤特性、植被、湖泊及沼泽等情况，都是与流域水文特性密切有关的自然地理特征。 在一定时段内，进入某流域的水量：降水量P、凝结量E1，地面径流量RS1，地下径流量RG1，流域初始蓄水量S1。流出此流域的水量：蒸发量E2，地面径流量RS2，地下径流量RG2，时段末蓄水量S2。三、流域水量平衡 这一流域任意时段的通用水量平衡方程P+E1+RS1+RG1+S1=E2+RS2+RG2+S2令E=E2-E1代表净蒸发量，则上式成为P+RS1+RG1+S1=E+RS2+RG2+S2 对于闭合流域，RS1=0，RG1=0，令R=RS2+RG2，ΔS=S2-S1，水量平衡方程为R=P-E-ΔS对多年平均情况而言，ΔS的多年平均值趋近于零，水量平衡方程简化为 水汽压空气中的水汽压力。单位为hPa（百帕），用于度量空气中水汽含量，水汽压值大时，表示空气中水汽含量多。第三节降水一、降水成因 饱和水汽压在一定温度下，空气中水汽压的最大值。温度越高，空气中饱和水汽压越大，反之则越小。 饱和差在一定温度下，饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差，称为饱和差。若实际水汽压超过了饱和水汽压，空气中多余的水汽就会发生凝结。 露点水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水汽压时的温度称为露点温度。 饱和湿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，多余的水汽就可能发生凝结。 如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作用下上升，上升过程中温度下降，当降到露点温度以下时，就会达到过饱和而发生凝结，形成水滴。一旦水滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降到地面成为降水。 水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。在水汽条件具备时，水汽冷却凝结的主要条件是空气垂直上升运动。 降水常按照使空气抬升的原因分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气旋性降水，习惯上把它们分别称为对流雨、地形雨、锋面雨和气旋雨。二、降水分类 对流雨是因地表局部受热而发生垂直上升运动所形成。因上升速度较快，形成的云多为垂直发展的积状云，特点是雨强大，雨面小，历时短。 地形雨空气在迁移途中，因受地形作用而被抬升，动力冷却而成云致雨。降雨特性随空气自身温湿特性，运行速度以及地形特点而异。 锋面雨具有均匀的温湿特性，在气压场作用下向同方向移动的大气团称为气团。气团形成的条件首先需要有大范围的性质比较均匀的下垫面，广阔的海洋、冰雪覆盖的大陆、一望无际的沙漠等，都可作为形成气团的源地。 两个温湿特性不同的气团相遇，形成一个不连续面，称为锋面或锋区，锋面与地面的交线称为锋线，习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称为锋面雨。其特点是降雨范围大，历时长。 冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区，这种锋称为冷锋；暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区，这种锋称为暖锋；冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或停滞的锋称静止锋。 气旋雨当某一地区气压低于四周气压时，周围的气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层，上升气流中的水汽因动力冷却凝结成云，条件具备时，形成气旋雨。 在低纬度的海洋上形成的气旋，称为热带气旋，气象部门将其分为三类：热带低压—风力6～7级；台风—风力8～11级风；强台风—风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均，中心雨强大，历时短。 降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带，半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。三、降水量地理分布 十分湿润带年降水量超过1600mm，年降水日数平均在160d以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。 湿润带年降水量800～1600mm，年降水日数平均120～160d。其区域包括秦岭——淮河（南北分界线）以南的长江中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。 半湿润带年降水量400～800mm，年降水日数平均80～100d。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。 半干旱带年降水量200～400mm，年降水日数平均60～80d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。 干旱带年降水量少于200mm，年降水日数低于60d。其区域包括内蒙、宁夏、甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。 降水量以降落在地面上的水层深度表示，单位mm。8时至次8时降水量为当日降水量。降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。四、降水量的观测 雨量器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，承雨器口径为200mm，分辨率为0.1mm。　　一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。1、雨量器 雨量筒 称重式可连续记录降水重量，包括雪、冰雹及混合降水。虹吸式记录累积雨量曲线。翻斗式翻斗每承接0.1mm雨水向记录器输送一个脉冲信号。较为适用作遥测雨量计。2、自记雨量计 称重式雨量计虹吸式雨量计 气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等数据资料，可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻。3、雷达探测 目前水文业务利用地球静止卫星云图资料。在卫星云图上，一些天气系统可以根据特征云类型分辨出来。4、气象卫星云图 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，可用算术平均法求得流域上的平均降水量五、流域平均雨深计算 加权平均法（泰森法）当流域内雨量站分布不均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量式中，fi/F表示第i雨量站的面积权重。 等雨深线图法当流域上雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。式中,fi—两条等雨深线间的面积；Pi—fi上的平均雨深。 第四节下渗在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和带；地下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为包气带。存在于包气带中的水称为土壤水，饱和带中的水称为地下水。一、饱和带和包气带 吸湿水土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水，不能流动也不能被植物利用。薄膜水由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水，不受重力的影响。二、土壤水 毛管水土壤孔隙中由毛管力所持有的水分。由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分称支持毛管水；悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触的水分称为毛管悬着水。重力水在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水，是地下水的主要补给源。 凋萎含水量植物无法吸收土壤水分而开始凋萎时的含水量。大于凋萎含水量的土壤水分为有效水量。毛管断裂含水量毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值，土壤水分交换以水汽状态进行。土壤含水量 田间持水量土壤所能保持的最大毛管悬着水量。高于此值，多余水分以重力水下渗。饱和含水量土壤空隙都被水充满时的土壤含水量。土壤含水量 下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影响下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。下渗过程可用时段下渗量F（mm）和时刻下渗率f(mm/h)表示。三、下渗 充分干燥的土壤在充分供水条件下，下渗分为三个阶段：渗润阶段下渗水受分子力作用，直至土壤含水量达最大分子持水量。渗漏阶段水在毛管力和重力的作用下向下层渗透，直至土壤饱和。渗透阶段水在重力作用下呈稳定运动。此时的下渗率称稳定下渗率。 下渗率的变化规律，可用下渗公式或下渗曲线表达。如霍顿下渗公式参数f0、fc及β反映土壤特性，根据实验资料推求。f（t）=（f0－fC）e－βt+fc f0fctft=（f0－fc）e-βt＋fc霍顿下渗曲线 包气带水埋藏于包气带中的水，包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。潜水又称浅层地下水，处于地表以下第一个不透水层上，具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。四、地下水 承压水又称深层地下水，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水。变化较为稳定，是河川枯水径流的主要补给源。 一、蒸散发水由液态或固态转化气态的过程称为蒸发，被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散发或蒸腾。第五节蒸散发 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。植物散发与土壤蒸发合称为陆面蒸发。流域内各类蒸发的总和称为流域总蒸发。 第一阶段：土壤蒸发主要发生在表层，蒸发量接近蒸发能力。第二阶段：土壤表面局部地方开始干化，蒸发速度逐渐降低。第三阶段：当毛管水完全不能到达地表，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气，蒸发速度缓慢。湿润土壤蒸发过程分三个阶段 土壤蒸发过程E/EMWW田W断1.0（I）（II）（III）W饱 水面蒸发主要与气象要素有关。在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量，称为蒸发能力。植物散发随植物的种类和季节而不同。 观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、埋在地下的60cm口径带套盆蒸发器（E601）。观测量应乘一折算系数，才能作为天然水体蒸发量的估计值。折算系数随蒸发器的类型而异，且与月份及所在地区有关。 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面与地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。第六节径流一、径流形成过程 降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称植物截留。降落到地面上的水量向土壤入渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到地下水面，则成为地下径流。 当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生的超渗雨沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。扣除植物截留、下渗、填洼后的雨量进入溪沟，最后成为流域出口径流，这部分径流称为地面径流。 表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形成径流，称为壤中流（表层流）。 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过程称为河网汇流。 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流阶段；坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。 流量Q单位时间通过某一断面的水量，单位为m3/s、L/s。流量随时间的变化过程，用流量过程线来表示。二、径流表示法 Q(m3/s)tW流量过程线 径流量W指时段内通过某一断面的总水量。常用单位为m3，万m3，亿m3，（m3/s）月，（m3/s）d等。平均流量径流量W与时段长度T的比值，单位为m3/s 径流深R将径流量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，以mm为单位。若时段T（s）内平均流量为Q（m3/s），相应径流量W（m3），流域面积为F（km2）,则径流深R(mm) 径流模数M(L/s/km2）流域出口断面流量与流域面积的比值径流系数α某一时段的径流深度与相应的降雨深度的比值α=R/P 我国多年平均径流深284mm，年径流系数0.433，呈自东南向西北递减趋势。按径流深的大小，可划分为丰水、多水、过渡、少水、干涸五个不同地带。三、河川径流的分布 丰水带年径流深大于800mm，包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南西南部及西藏东南部，年径流系数一般在0.5-0.8。 多水带年径流深在200-800mm之间，包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黄河中上游一小部分地区。年径流系数一般为0.4-0.6。 过渡带年径流深在50-200mm，之间，包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区及新疆西部山区。年径流系数一般为0.2-0.4。 少水带年径流深在10-50mm之间，包括松辽平原中部、辽河上游地区，内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。年径流系数一般为0.1左右。 干涸带年径流深小于10mm，包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。年径流系数只有0-0.03。 （一）流量观测与整理流量观测方法很多，最常用方法是采用流速仪定点测速。四、流量观测与计算 由于河流断面上流速不均匀，需分块计算平均流速和流量，首先用数条垂线将测流断面划分成数块部分面积A1，A2…Aｎ，然后测出每块小面积上的平均流速Ｖ１，Ｖ２，…Ｖｎ。根据下式计算流量： 划分部分面积的垂线也称测深垂线，测量各垂线上的水深一般采用测深锤、测深杆，由此可得各垂线水深H１，H２……Hn。部分面积计算采用梯形法：1．部分面积测量 测深垂线一般也是测速垂线。垂线流速观测常用一点法，二点法，三点法和五点法四种。2.部分面积平均流速测验 各部分面积平均流速计算如下：中间部分两岸水边式中，α称岸边系数。 在洪水期水位较高无法采用流速仪测流，常采用浮标测速方法。一些测站应用超声波测速方式，观测断面流速和流量。当水文资料缺乏和不充分时，需进行洪水调查。 观测常设备有水尺和自记水位计两大类。采用水尺观测时，水面在水尺上的读数加水尺零点高程即为水面水位。自记水位计可将水位变化的过程自动记录下来。（二）水位观测 观测以及分析计算出的水文资料可以整编成日、月、年平均水位和平均流量，汛期水位和流量过程，刊登于水文年鉴或水文数据库。（三）水位和流量资料整编 在方格纸上，纵坐标代表水位，横坐标代表流量，点绘实测水位和流量的数据，若点子分布成一带状，且有７５％以上的中高水流速仪测点与平均关系曲线的偏离不超过±５％，则可以定为单一水位～流量关系曲线。（四）稳定的水位流量关系 Z(m)Q(m3/s)稳定的水位～流量关系'