《水文学原理》PPT课件

'水文学原理 第一章绪论第二章水文循环第四章降水第五章土壤水第六章下渗第七章蒸发与散发第八章产流机制第十章地表水流第十一章洪水演算第十二章流域产流第十三章流域汇流第三章流域和水系 课程介绍一、水文学原理的主要内容1.各种水体的形成、演变；2.水体形成的成因、演变的规律；3.研究水体形成成因、演变规律的方法。二、学习目的1.掌握水文现象的基本规律和研究方法；2.本课程为专业基础课，为后继课程的学习做准备。 三、主要参考书山坡水文学，刘新仁译径流形成原理，芮孝芳编著土壤和水—物理原理和过程，D·希勒尔著华孟译普通水文学，邓绶林编著工程水文学，（美）林斯莱著城市水文学，朱元甡、金光炎著 第一章绪论第一节水文学的内容和任务一、水文学的定义研究水的科学，核心——水文循环。广义水文学按分布划分海洋水文学陆地水文学水文气象学地表水水文学土壤水水文学地下水水文学河川水文学湖泊水文学冰川水文学河口水文学按应用分环境水文学、农业水文学、城市水文学······ 1.水文测验(或水文信息采集)2.水文预报3.水文水利计算二、传统水文学的内容 一、水文学简史英文Hydrology，来源于拉丁语，“水的知识”。经历了四个发展时期：1.萌芽期（公元1600年之前）2.奠基时期（公元1600-1900年）3.实践时期（1900-1950年）4.现代化时期（1950年-）二、中国水文学的发展第二节水文学的发展 一、水文现象的基本特点1.时程变化上的周期性与随机性2.空间变化上的相似性与特殊性第三节水文现象的基本特点及研究方法杨林天生港 日潮位变化过程线 年最大流量变化过程 年降水量变化过程 二、水文现象的研究方法成因分析法以质量守恒、能量(动量)守恒等定理为基础，揭示水文现象运动变化的机理、规律。数理统计法水文现象具有随机性，从而以概率理论为基础，研究水文现象特征值的统计规律。地理综合法水文现象具有地区性，从而通过建立地区经验公式、绘制各种特征值等值线图，揭示水文特征值的地区规律。 第二章水文循环第一节水的奇异物理性质水是仅次于空气的最活跃的物质之一；水有三态变化，是自然界水文循环的基础；同其他氢化物相比，水有特别高的溶点和沸点；水有特别大的比热和蒸发潜热；水有反常的密度变化（4C时密度最大）；水有较大的表面张力；水是各种盐类很好的溶剂；水具有几乎不可压缩性。 第二节水文循环现象水文循环的原因（外因、内因）水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程降水P蒸发E地表径流RSEP陆地基岩下渗F海洋包气带地下径流Rg壤中流RSS蒸腾ET 第二节水文循环现象（续）大循环和小循环大循环：海洋→大气→大陆→海洋（纵向+横向）小循环：海洋→大气→海洋（海洋小循环）大陆→大气→大陆（内陆小循环）水文循环的规律海洋的蒸发量多于降水量；大陆的降水量多于蒸发量；大陆外流区输入水汽量与输出水量基本平衡；大陆内流区降水量与蒸发量基本相等。 第二节水文循环现象（续）水文循环的作用和意义地球上总水量13.86亿Km3，参与循环的约57.7万Km3，占0.0416%。1、调节气候；2、塑造了地球表面；3、形成了巨大的水利资源；4、形成一切水文现象。 第三节地球系统中的水及水平衡水资源的概念（广义水资源、狭义水资源）地球上水的分布13.86亿km3淡水2.53%咸水97.47%13.86亿km3海洋96.5%陆地3.5%生物水0.003%3500万km3淡水永冻土层水0.86%冰川雪盖68.7%地下水30.1%淡水湖0.26%土壤水0.05%大气水0.04%河水0.006% 第三节地球系统中的水及水平衡（续）水资源问题原因水资源量时空分布不均匀；水资源分布与人口、耕地分布不相适应；水环境污染；水资源浪费。对策时间和空间上的合理调配；积极开展水污染防治；节约用水。 一、水量平衡1.通用水量平衡方程wIOI－O＝±WRrEcPxEbqaR´rRgR´gI=Px+Ec+Rr+RgO=Eb+qa+R´r+R´gPx+Ec+Rr+Rg=Eb+qa+R´r+R´g±W令E=Eb-Ec，Rr+Rg=RI，R´r+R´g=RO则Px+RI=E+qa+RO±W第三节地球系统中的水及水平衡（续） 一、水量平衡（续）2.河流流域水量平衡方程（1）闭合流域（没有流域来水）的水量平衡方程记Px=P，RI=0，qa=0，RO=R：某时段：P=E+R±W多年平均：P=R+E（2）不闭合流域（有外流域来水）的水量平衡方程某时段：P=RO-RI+E±W 3.全球水量平衡方程一、水量平衡（续）时段：Pl=El+R±W大陆多年平均：Pl=El+R时段：Ps=Es-R±W海洋多年平均：Ps=Es-R全球多年平均：P=E 二、热量平衡（续）1.通用热量平衡方程SSISOSI－SO＝±S2.蓄水体热量平衡方程Hn=HI+H+Rn+Rat-Ho-He-Rb若时段较长HI=Ho，则：Hn=Rn+Rat+H-He-Rb其中：He=LEHIH0Hn蓄热量变化量蒸发失热He感应热H太阳辐射Rn大气辐射Rat水体长波辐射Rb 第一节基本概念分水线：使雨水分别汇集到两条不同的河流，起着分水作用的地形，是流域的边界线。流域：汇集地面水和地下水由分水线所包围的区域。4.流域形状系数Rf=流域面积/(流域长度)21111111122223342.河流等级3.河网密度流域单元面积内干支流长度。1.河系类型（扇形、羽毛型、平行状、混合形）第二节流域特征一、流域的平面形状特征第三章流域和水系 第二节流域特征（续）二、流域的地形起伏特征1.河流的落差和比降2.流域平均坡度3.流域面积～高程曲线三、流域自然地理及下垫面情况1.流域地理位置2.流域的土壤岩石性质和地质构造3.流域植被率4.流域湖泊率、沼泽率 第四章降水一、按降雨的成因分类气旋雨——随着气旋或低压过境而产生的雨。气旋雨非锋面雨锋面雨暖锋雨冷锋雨非锋面雨—气压向低压区辐合引起气流上升产生降雨。水分以各种形式从大气到达地面统称降水。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。第一节降雨的类型 气团——物理属性水平分布比较均匀的大范围空气团。峰面——两种性质不同的气团之间狭窄而倾斜的过渡带。峰在空间是倾斜的，且向冷空气一侧倾斜。暖锋雨：冷暖气团相遇时，暖湿气团推动锋面向冷气团一侧移动。峰后暖空气一方面向冷空气方向推进，同时又沿锋面缓慢上升，在上升过程中冷却而产生降雨。因暖锋坡度很小，一般为1:150，故暖锋雨降雨面积大、雨强小、历时长。锋面雨的形成 暖锋雨的形成示意图冷气团暖气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团 冷锋雨的形成冷锋雨：冷暖气团相遇时，冷燥气团楔入到暖湿气团之下，使暖湿气团上升冷却而产生降雨。根据移动速度可分为缓行冷锋和急型冷锋。缓行冷锋的降水与暖锋相似；急行冷锋移动较快，坡度较大，约为1:70，故降水范围小、雨强大、历时短。 冷锋雨的形成示意图冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团冷气团暖气团缓行冷锋急行冷锋暖气团暖气团暖气团暖气团 对流雨地面受热升温，下层空气膨胀上升和上层空气形成对流运动。下层暖湿空气上升到高空遇冷凝结形成降雨。多发生在夏季午后，强度大、面积小、历时短。地形雨暖湿气团在运动过程中遇山岭障碍时，在沿山坡上升过程中逐渐变冷凝结成雨。地形雨多在迎风坡上。台风雨由热带海洋上的风暴带到大陆的雨。灾害性天气，常发生在浙、闽、粤、台湾等沿海省份。 二、按降雨强度及过程特征分类暴雨——历时短、强度大、笼罩面积不大。气象方面规定：日降雨量>50mm——暴雨；日降雨量>100mm——大暴雨；日降雨量>200mm——特大暴雨。主要影响小流域洪水。暴雨型霪雨——历时较长、强度变化大。影响区域洪水。霪雨——历时很长、强度小、笼罩面积大。影响大流域洪水。 降水要素降水量、降水历时和时间、降水强度、降水面积降水量过程线降水量累积曲线降水强度与历时曲线等雨量线平均深度与面积曲线第二节降水要素及其时空变化表示方法 时间时段降雨累积降雨13:420014:0011.511.514:3033.545.015:3431.976.917:001.678.518:102.280.7时间累积降雨时段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2 时间累积降雨时段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2历时累积降雨雨强148.548.5265.532.8377.025.7478.519.6580.716.1680.713.4 等雨量线的做法类似于地形图等高线的做法。等雨量所表示的降水分布与实际降水分布的符合程度取决于：(1)雨量站位置(是否为雨情控制点)；(2)雨量站数目某流域内有7个雨量站，根据各站6小时雨量资料绘出其等雨量线。90705040110120809865624736 A2A690705040A1A3A4A512011036分块面积(km2)平均雨深(mm)1412021210032180423605304561236分块累积面积平均雨深(mm)14120.01-216105.01-33790.81-46079.01-59068.31-610263.9 第三节区域平均降水量计算方法常用的区域(或流域)平均降水量计算方法有：算术平均法适用于面积不大，地形起伏不大，站点较多且布设较均匀的流域。计算简便。泰森多边形法适用于降雨分布不均，站点较少，面积不大的流域。在确定各站的权重后也很简便，且精度较好。缺点是在各场降雨中把雨量站权重视为固定，与实际情况不完全一致。等雨量线法适用于面积大、站点密的流域。理论上较完善，但每次降雨都必须绘制等雨量线，并计算权重，工作量大。 泰森多边形法A1A2A3A4A5A6(1)连三角形；(2)作三角形各边的垂直平分线;(3)以交点连线及与流域边界相交的垂直平分线构成单元面积；(4)量出各单元面积，总面积ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)(5)计算单元面积权重及流域平均雨量各子块权重i=Ai/ΣAP=ΣiPi 等雨量线法A2A690705040A1A3A4A5110总面积ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)各子块权重i=Ai/ΣAP=ΣiPi 第四节降水资料的一致性检验和插补一、降水资料的一致性鉴别由于雨量站位置、雨量计高度或轴向、仪器设备和观测方法等的改变，会使降水量资料产生系统偏差。对系统偏差，可采用“双累积分析方法”进行分析和修正。如分析降水资料的前后一致性邻近多站平均累积年降水量(mm)站累积年降水量(mm)85年 第四节降水资料的一致性检验和插补(续)二、非一致降水资料的改正站累积年降水量(mm)邻近多站平均累积年降水量(mm)至95年的累积雨量BC85年AKBKC说明自1985年起，站逐年测到的降水量比原来观测条件下观测到的降水量减小了KC/KB倍，为保持降水量资料的一致性，可将85年后观测的雨量按KB/KC的系数进行改正。 第四节降水资料的一致性检验和插补(续)1.算术平均法PA=(P1+P2+…+Pn)/n适用条件：插补站多年平均降水量与附近站多年平均降水量相差<10%。2.比例法PA=(NAP1/N1+NAP2/N2+…+NAPn/Nn)/n适用条件：插补站多年平均降水量与附近站多年平均降水量相差>10%。某站大多数资料都有，部分时间因仪器故障或其它原因缺测，为保持资料的完整性，以利于水文预报或水文分析计算时使用，需要对缺测资料进行插补。如A站1950年至今的雨量系列中，缺1957、1958、1961年降雨资料，需要插补。 第四节降水资料的一致性检验和插补(续)等雨量线法对短历时降水量，由于空间分布不均，插补站降水量与附近站降水量之间的相关关系较差，从等雨量线图上内插效果较好。90705040150110 1.土壤质地土粒分级第五章土壤水第一节土壤的物理特性2.土壤结构（团粒结构）粘粒粉砂细砂粗砂粒径(微米)1-22-2020-200200-2000大于指定粒径的百分比1008060402020010002000粒径(微米)粘粒重量占60%以上—粘土砂粒重量占80%以上—砂土介于两者之间——壤土土壤质地分类 第一节土壤的物理特性（续）3.土壤孔隙分类按成因划分为：质地孔隙、结构孔隙、生物孔隙按大小划分为：无效孔隙、毛管孔隙、非毛管孔隙4.土壤特性的定量表示a)土壤比重s（土壤中固体物质与同体积水的重量比）b)土壤容重0（土壤中固体物质重量与土块体积之比）c)孔隙比e（土壤中孔隙体积与固体体积之比）d)孔隙度p（土壤中孔隙体积与总体积之比）p=e/(1+e) 重量含水量（）同一土样中水分重量占干土重量的百分比。=(Ww/Ws)*100%体积含水量（）同一土样中水分体积占总体积的百分比。=(Vw/V)*100%/=(Vw/V)/(Ww/Ws)=Ws/V=s(土壤容重）饱和度同一土样中水的体积占全部孔隙体积的百分比。S=(Vw/Vv)*100%第二节土壤含水量 第三节土壤水分作用力及土壤水分常数一、土壤水分作用力分子力土壤颗粒表面的分子和离子对水分的吸力。毛管力在未充满水的毛管孔隙中，因存在液体弯月面的表面张力，形成毛管力，作用于土壤水。重力 二、土壤水分的存在形式吸湿水土粒分子从空气中吸附的水分。约几个分子厚度，为紧束缚水，与水文现象关系不大。薄膜水吸湿水外面，土粒剩余分子力所吸持的水分。为受束缚水。毛管水支持毛管水——地下水面以上受毛管力支持而存在于土壤孔隙中的水分。毛管悬着水——受毛管力支持而悬吊于土壤孔隙中的水分。第三节土壤水分作用力及土壤水分常数(续) 二、土壤水分的存在形式(续)重力水土壤中在重力作用下能自由移动的水分。渗透自由重力水超过田间持水量的渗入水分。支持重力水自由重力支持毛管水——受地下水支持而存在于毛管孔隙之中的连续水体，能传递静水压力。相对不透水层支持重力水——由于土层中存在相对不透水层，渗透水因交界面临时饱和而产生的能在重力作用下流动的水分。第三节土壤水分作用力及土壤水分常数(续) 三、土壤水分常数最大吸湿量—饱和空气中，土壤能吸附的最大水汽量。最大分子持水量——土粒分子力所结合的最大水分量。凋萎含水量——植物无法从土壤中吸收水分，开始永久凋萎时的土壤含水率。毛管断裂含水量——毛管悬着水的连续状态开始断裂时的土壤含水率。田间持水量——土壤中保持最大毛管悬着水时的土壤含水率。饱和含水量——土壤中所有孔隙都充满水时的土壤含水率。第三节土壤水分作用力及土壤水分常数(续) 各土壤水分常数相应的水分存在形式与作用力风干最大吸湿量凋萎含水量最大分子持水量毛管断裂含水量田间持水量饱和含水量吸湿水水分存在形式薄膜水毛管水重力水结合水自由水作用力15分子力毛管力重力10000316.25个大气压0.30.001 势与力的关系对土壤水动能可忽略。两点之间势的梯度相当于作用力。土水势的构成基模势——在未饱和土壤中，由于分子力和毛管力的作用而使土壤水具有的势，称为基模势。基模势为负值。压力势——在饱和或出现地面积水的土壤中，自由水面下的土壤水由于静水压力的作用而具有的势，称为压力势。压力势为正值。重力势——由于重力作用而使土壤水具有的势，称为重力势。重力势的值与参照基面有关。第四节土壤水的能量状态 总土水势非饱和土壤中，总土水势=基模势+重力势在饱和土壤中，总土水势=压力势+重力势静态平衡下土水系统各种势的分布第四节土壤水的能量状态（续）ABC静态平衡表明土柱内各点总势相等。取0-0基准面：A点:PA=HgA=0mA=0A=HB点:PB=0gB=HB=HmB=0C点:PC=0gC=H+hC=HmC=-h考虑取1-1为基准面时各点的势。00hH11 分析以下处于静态平衡状态的土柱中各点势的分布：CBAZgm基准面45°g(Z)=Zm(Z)=-Z(Z)=0分析：静态平衡表明土柱内各点总势相等。因C点总势为0，故土柱内总势处处为0。 土壤水分特性曲线反映基模势(m，通常也记为)与土壤含水率()间关系的曲线。同种土样，在同一湿化（或干化）过程中：越大，分子力与毛管力越小，|m|或||越小，m或越大。越小，分子力与毛管力越大，|m|或||越大，m或越小。粘土壤土砂土m第四节土壤水的能量状态（续） 一、土壤水的连续性方程第五节土壤水运动的控制方程xzy单位时间内，流入控制体的水量-流出控制体的水量=控制体内土壤水的改变量 二、土壤水的运动方程饱和土壤水流运动方程饱和状态下，土壤水运动满足达西定律：AB水流方向：势高处向势低处断面平均流速饱和水力传导度总势梯度饱和三维水流的达西定律： 实例分析U型均质土柱，左侧维持6cm水深不变，右侧L点所在断面保持稳定的出流量，分析图中各点的势。38.4524014.4531.340031.3423.350023.35PmgLKJIH423606181800分析:因水存在稳定流动，故各点势不等。基准面6cm12cm24cm18cmHIJKL27cm 非饱和土壤水流运动方程二、土壤水的运动方程（续）设各项同性，Kx=Ky=Kz=K()，则：水力传导度KK=KS=SK()<SKSKS 三、饱和水流的基本微分方程 四、非饱和水流的基本微分方程非饱和水流中=+Z，故： 三、非饱和水流的基本微分方程（续）水平方向：垂直方向： 一、下渗的物理过程根据水分所受作用力及运动特征，干燥土壤在充分供水条件下的下渗分三阶段：渗润阶段：主要受分子力作用，入渗水成为薄膜水，当土壤含水量达到最大分子持水量时结束。渗漏阶段：主要受毛管力、重力作用，入渗水主要成为毛管水，当土壤含水量达到饱和含水量时结束。渗透阶段：受重力作用，入渗水成为自由重力水向下渗出。第六章下渗第一节下渗的物理过程下渗—降落到地面的雨水从土壤表面渗入土壤的过程。 下渗率(f)——单位时间、单位面积上的实际下渗量。稳定下渗率(fc)——处于稳定不变时的下渗率。下渗能力(fp)——充分供水时的下渗率。二、下渗率、下渗能力 三、下渗过程中土壤含水量的垂向分布规律讨论条件：积水下渗、无地下水、初始含水量均匀、供水时间长含水量(%)深度(m)饱和含水量田间持水量风干土饱和带过渡带水分传递带湿润带湿润锋饱和带过渡带水分传递带湿润带湿润锋 第二节非饱和下渗理论条件1.忽略重力；2.供水充分、表面无积水；3.均质半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。定解问题一、忽略重力作用的下渗边界条件初始条件方程 问题求解当D()=D为常数时，问题变为：令y(z,t)=(z,t)-i,则：以z为参数，将y(z,t)关于t作拉氏变换: 问题求解（续）求逆变换得：拉氏变换中，象函数对应的原函数为经拉氏变换后问题为:解为: 问题求解（续）得到原问题的解为：下渗能力曲线形状为：fpt 问题求解1.当D()=D为常数时，问题变为：下渗能力曲线形状为：fpt(求解过程不展开) 2.当D为的函数时，求解过程不展开，结论：二、考虑重力作用的下渗定解问题：Z向下为正边界条件初始条件方程结论：fpt 一、基本假定1.半无限土柱，初始土壤含水量分布均匀。2.地面积水深hp；3.下渗锋面以上是饱和的，=S，K=KS；4.下渗锋面以下为初始土壤含水量，吸力hS。第三节饱和下渗理论SiABZ下渗锋面位置 二、公式推导fp～Z的关系充分供水条件下单位时间单位面积上入渗水量=fpZ——下渗锋面位移。 二、公式推导（续）z(t)的解 二、公式推导（续）fp(t)的解饱和下渗理论和非饱和下渗理论推得的下渗曲线均为t-1/2的函数，为下渗经验公式的提出奠定了理论基础。 例题——习题集P13第2题 第四节经验下渗曲线基本思路：对在特定条件下取得的下渗资料，选配合适的函数形式，并根据曲线拟合的好坏确定其中的各项参数。时间(min)ΣP(mm)ΣR(mm)F(t)(mm)00.00.00.012.50.52.025.02.03.0512.56.36.21025.113.211.91537.120.716.4…………………… 第四节经验下渗曲线（续）霍顿公式在获得（t，fp）数据后，给fp(t)配以合适的线型和参数。 第四节经验下渗曲线（续）考斯加科夫公式 第四节经验下渗曲线（续）菲利浦公式 第五节天然条件下的下渗一、均匀雨强时的下渗可分三种情况：(1)i>fp0，则整个下渗过程均按下渗能力下渗；(2)in，eeS，凝结对于封闭系统，蒸发量仅与饱和差（热力条件）有关。第一节蒸发现象及其控制条件 二、天然条件下的水面蒸发1、动力因素：水汽分子扩散，空气对流和紊动(风速)；第一节蒸发现象及其控制条件（续）气压差eeS水面高度水汽压气压差有风时，全部时刻eeS水面高度水汽压无风时，不同时刻2、热力因素：太阳辐射、水温、气温等3、其它因素：空气湿度，水质(含盐度、浑浊度、色度)，水体大小、水体深浅等。 一、水汽输送法(基于空气紊动扩散理论研究水面蒸发)水汽输送通量与水汽含量在输送方向上的梯度成正比。第二节确定水面蒸发的途径和方法引入水平方向切应力的概念：当与高程无关时，任意高度=0=u*2(u*—剪切速度)，故： 根据卡门-普朗德提出的均质粗糙流的流速分布：风速与糙度的函数 Hs=Rn–He–H+HI–Ho若合称(HI–Ho)为Ra，则：Hs=Rn–He–H+Ha且He=LEHIHOHs蓄热量变化量蒸发失热He水体传导失热H净辐射Rn二、热量平衡法(基于能量守恒原理研究水面蒸发)先由热量平衡方程确定蒸发耗热量，再除以水的蒸发潜热。第二节确定水面蒸发的途径和方法（续） 左式H难以确定，设H=He(—波温比)，则： 三、综合法或彭曼法(将水汽输送法与热量平衡法相结合)第二节确定水面蒸发的途径和方法（续）根据水汽输送法：根据热量平衡法： 水量平衡法原理简单且严密。但因各水量平衡项的观测和计算均含有误差，最终都体现在蒸发量上，当蒸发量与其它项相比很小时，误差更大。水量平衡法只适用于长时段蒸发量计算。第二节确定水面蒸发的途径和方法（续）四、水量平衡法(基于水量平衡原理研究水面蒸发) 第二节确定水面蒸发的途径和方法（续）五、经验公式法英寸英里/h0.36mm汞柱m/sm/s毫巴 一般无出流量，除非大暴雨引起蒸发器漫溢；没有渗漏水量。故：第二节确定水面蒸发的途径和方法（续）六、器测法IPEt=t1t=t2常用蒸发器：20cm、80cm、E601(直径61.8cm)。大型蒸发池：器口面积10m2、20m2、100m2。大型蒸发池所测水面蒸发量与自然条件下水体的蒸发量接近。但蒸发器所测蒸发量须换算成天然水体蒸发量：E=kE器 一、土壤蒸发率和蒸发能力土壤蒸发率：单位时间单位面积上的土壤蒸发量(E)土壤蒸发能力：充分供水时的土壤蒸发率(Em)第三节土壤蒸发二、土壤蒸发的影响因素蒸发能力方面——日照、温度、湿度、风速等气象因子供水条件方面——土壤含水量(在讲“土壤蒸发过程”时展开)土壤孔隙地下水位温度梯度 三、土壤蒸发过程第三节土壤蒸发（续）(1)>田，E=Em整个土层水分输送通畅，供水充分，按蒸发能力蒸发，蒸发量大而稳定。(3)<断，E=CEm(C<<1.0)毛管向上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供给蒸发，蒸发量小而稳定。(2)断<<田，E=f(Em,)土层中部分毛管水断裂，供水不充分，随着的减小，连续状态愈来愈多地遭到破坏，蒸发量急剧减小。毛管断裂含水量(3)田间持水量(2)(1)E/Em 一、植物散发的影响因素1、气象因素（日照、温度、湿度、风速等）；2、土壤含水量当土壤含水量充分时，植物散发达到或接近散发能力。随着土壤含水率的减少，植物散发渐减。当土壤含水量低于凋萎含水量后，植物散发基本停止。3、植物种类和生理阶段第四节植物散发作物系数1.0kksE/Em二、植物散发的规律 一、流域蒸散发的影响因素根据蒸发面不同，流域蒸发包括：水面蒸发、土壤蒸发、植被散发和冰雪蒸发等。通常流域内水面和冰雪覆盖面所占比重不大，故对绝大多数流域，总蒸发主要包括土壤蒸发和植物散发。因此，影响土壤蒸发和植物散发的因素即是影响流域总蒸发的因素。综合起来，影响因素包括：（1）气象条件（日照、温度、湿度、风速等）；（2）流域内土壤含水量；（3）流域内土壤、植被分布；（4）地形、地貌。第五节流域蒸散发 二、流域总蒸发规律(1)Em小,则a小，可在较长时间内维持按蒸散发能力蒸发。(2)Em大,则a大，略小于田，实际蒸散发量便降到蒸散发能力以下。1.0(3)(2)(1)E/Emba(1)>a，E=Em（注:a<田)供水充分，蒸散发量大而稳定。(2)b<<a，E=()Em（注:b<断)供水不充分，蒸散发量随的减小而减小。(3)<b，E=CEm，C=0.05~0.10蒸散发能力0.050.150.25E/Em 1.流域蒸散发能力的概念充分供水条件下的流域蒸发率，是计算流域实际蒸散发量的基础。2.流域蒸散发能力的确定目前主要根据蒸发器观测的水面蒸发经折算后得到流域蒸散发能力。具体折算如下：三、流域蒸散发能力 水量平衡法四、流域蒸发量计算PER思路：对闭合流域，满足水量平衡方程：P=E+R+W在P、R、W已知的情况下，确定出E。因W很难确定，实用中水量平衡法只适用于W0情况下E的确定。 概念性方法（三层蒸发模式）四、流域蒸发量计算（续） 第八章产流机制第一节截流与填洼流域蓄渗过程径流形成过程坡地汇流过程河网汇流过程坡面汇流壤中汇流地下汇流降雨P植物截留In填洼D植物散发ET下渗f蒸发E下渗f在该阶段，不产生径流的那部分降水称为损失量，降雨量减损失量=产流量。 在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面为界可把土柱划分成两个含水带。地下水面以下的饱和带和地下水面以上的包气带。当土柱中不存在地下水面时，就不存在饱和带，不透水基岩以上的整个土层全属包气带。当不透水基岩露出地面时，就不存在包气带。第二节包气带及其结构饱和带包气带地下水位 (1)悬着毛管水带—供水结束以后，在包气带上部存在悬着毛管水，厚度约1.0m。其水分来源于降水，消耗于蒸散发。既是降水的承受面，又是土壤的蒸发面，水分变化剧烈，另称为影响土层。(2)支持毛管水带—在地下水面以上存在支持毛管水，厚度在1～2m左右。(3)中间包气带—在悬着毛管水带与支持毛管水带之间的水分过渡带。支持毛管水带悬着毛管水带中间包气带Z包气带又可划分成三带： 一、包气带的水分动态包气带的水分动态是指包气带中土壤含水量及水分剖面的增长与消退过程。1.包气带水分的增长包气带水分的增长来源于上界面的降水(或灌溉)和下界面的地下水补给。在天然情况下，地下水的补给一般处于均衡状态。故上界面降水是主要原因。水分沿垂向的增长可由下渗理论描述。增长量等于累积下渗量。深度第三节包气带的水分动态及对降水的再分配作用 2.包气带水分的消退包气带水分的消退是由于上界面的蒸散发和下界面的内排水补给。其中内排水只有当包气带存在自由重力水时才出现，故上界面蒸散发是主要原因。水分沿垂向的消退可采用三层蒸发模式计算。消退量等于蒸发量。深度 包气带中孔隙和裂隙等具有吸收、储存和输送水分的功能。1.包气带地面对降雨的再分配作用降雨到达地面以后，一部分消耗于植物截留、蒸发、填洼等损失，剩下部分被分成两部分：超过地面下渗能力(容量)部分留在地表，其余部分渗入地下。分配的结果是将雨水分为地面和地下两个部分。即：P当雨强小于下渗能力时，降雨全部渗入地下。RsF二、包气带对降水的再分配作用 二、包气带对降水的再分配作用（续）2.土层对下渗水量的再分配作用下渗水量(F)一部分以蒸发形式逸出地面(E)。剩余部分又被分成“土壤蓄存”和“径流”两个部分。蓄存部分是指水分运动中为维持土壤含水量等于或小于田间持水量所需的下渗水分。特殊地，当包气带的起始土壤含水量为最大分子持水量a(z)，终止土壤含水量为田间持水量f(z)时，S=包气带的最大蓄水容量SM。 记Wf为包气带达到田间持水量时的土壤含水量(mm)，W0为包气带初始土壤含水量(mm)，Wt为时段末包气带含水量(mm)，即：产生径流部分是指土壤含水量超过田间持水量以后，以自由重力水形式运行的部分。记一次降雨中包气带的输水量为Tp，则：若F-E>Wf-W0，蓄存部分S=Wf-W0若F-EDs则：Rs>0Rg>0ifpF0Rg=0iDs则：Rs=0Rg>0ifp，rs=i–fp地面径流产流率 第四节产流的基本物理条件（续）二、壤中流(Rss)的产流机制fAfB条件：(1)要有界面，存在相对不透水层，如上层A和下层B，且下层比上层透水性差；(2)要有供水，即渗入上层的雨水(下渗率fA)；(3)要上层供水大于下层下渗，即fA>fB,i>fB；(4)要在界面产生临时饱和带，并有侧向排水条件。rss=fA–fB壤中径流产流率 第四节产流的基本物理条件（续）三、饱和地面径流(Rsat)的产流机制条件：(1)表层土壤具有较强透水性，i<fB,i>fB；(5)侧向排水条件较差，界面上产生的临时饱和带不断上升达到地面。rsat=i-(rss+fB)fAfBi 第四节产流的基本物理条件（续）四、地下径流(Rg)的产流机制条件：(1)要有供水f；(2)包气带薄，地下水位高；在地下水面以上、包气带下边界上存在支持毛管水带；(3)整个包气带土壤含水量达到田间持水量。 第四节产流的基本物理条件（续）五、回归流(Rr)的产流机制条件：(1)壤中流发育；(2)土壤饱和带露出地面；(3)要具备有利于壤中流流出的坡度及地形。相对不透水层 第四节产流的基本物理条件（续）稳定状态下，fcKsi1雨强下，AB、BC界面均可能产生壤中流；i2雨强下，BC界面可能产生壤中流；i3雨强下，AB、BC界面均不可能产生壤中流。KsZi1i2i3A层B层C层(1)KB落洪时的流量，以W为横标，Q为纵标，W～Q为顺时针绳套关系；（2）下断面涨洪时的流量>落洪时的流量；以W为横标，O为纵标，W～Q为单值关系；（3）下断面涨洪时的流量<落洪时的流量；以W为横标，O为纵标，W～Q为逆时针绳套关系。 四、特征河长代表稳定流水面线代表涨洪时水面线代表落洪时水面线涨洪时：在中断面水位保持不变的情况下，下断面水位比稳定流时降低，可使下断面流量减小；但此时水面比降比稳定流时增加了i，又可使下断面流量增大。水位引起的Q与河段长有关。特征河长就是使下断面由水位引起的Q正好与由附加比降引起的Q抵消时的河长。1、概念i落洪时：在中断面水位保持不变的情况下，下断面水位比稳定流时升高，可使下断面流量增大；但此时水面比降比稳定流时减小了i，又可使下断面流量减小。 2、特征河长的计算公式 3、不同河长时(L>l，L=l，L附加比降引起的Q的增大量，使下断面流量小于稳定流时的流量。落洪时，水位变化引起的Q的增大量>附加比降引起的Q的减小量，使下断面流量大于稳定流时的流量。L>l的情形：ilLWQ逆时针绳套 WQ先出现河段最大蓄量，后出现下断面最大流量。I(t)O(t)QtL>l的情形：逆时针绳套 3、不同河长时(L>l，L=l，L