工程水文学第二章ppt课件.ppt

'雨水降落到地面后，当地表为透水的土壤时，将有一部分渗入土层，即下渗。下渗的雨水，首先进入包气带，当那里吸收的水量超过它的蓄水能力（称蓄满）时，多余的雨水进入饱水带，成为潜水和地下径流。§2-4下渗 一.包气带和饱和带包气带：指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气的水、土三相系统，因此，称包气带。这里的水分，水文上称土壤水，水压力P小于大气压，为负压，P＜0。饱和带：指地下潜水面下边的土层，土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱和带。这里的水在水文上称为地下水，P≥0 土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用中，作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：二土壤水（一）土壤水分存在的形式 汽态水：存在于土壤空隙中的水汽汽态水(Vapor) 吸着水(Hygroscopicwater)土粒吸湿水:紧束在土粒表面，不能自由移动薄膜水：吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面做微小的移动 毛管水（CapillaryWater)毛管水:受毛管力的作用保持在土壤中的水分 上升毛管水:地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分悬着毛管水:当地下水位较低时，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分 重力水（GravitationalWater）重力水：受重力支配不能为土壤所保持的水分 吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用的土壤水分。薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，这部分水可从薄膜厚的地方缓慢地流到薄膜较薄的地方。毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分，不能在重力作用下流走。重力水：在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源。 （二）土壤含水量与分类1.土壤含水量土壤含水量是指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。水文上还常用包气带土层的含水量折合为水深（㎜）来表示，称土壤蓄水量。某些特征下的土壤含水量称为土壤水分常数。2.土壤水分常数：最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水汽量。最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大值。 凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量。这时继续下渗的雨水，将补给潜水，形成地下径流。饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。 入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。下渗不仅直接决定地面径流量的生成及大小，同时也影响土壤水和地下潜水的增长，影响土壤中表层流、地下径流的生成和大小。三下渗（一)入渗的物理过程 当初期土壤干燥，入渗过程按水分所受的主要作用力不同及运动特征不同，在水文学中大致可分为三个阶段：入渗的物理过程（1）渗润阶段渗润阶段的特点a由于初期土壤干燥，水分主要在分子力作用下,被土壤颗粒吸附而成为结合水（吸湿水和薄膜水）；b对干燥土壤，渗润阶段土壤吸力非常大，故起始下渗率很大。 ⑵渗漏阶段下渗的水主要在毛细管引力和重力共同作用下，在土壤孔隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满水之前均称为第二阶段，该阶段水呈非饱和运动，通常将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。⑶渗透阶段/稳定下渗阶段稳定下渗阶段当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定，称稳定下渗率。 1.下渗率f（二）下渗率和下渗能力指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h或mm/min）。2.下渗能力fp在充分供水下的下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）3..下渗能力曲线下渗能力随时间的变化过程线（单位：mm/h） （4）稳定下渗率fc土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定的下渗率。下渗能力随时程而递减，初期很大，后期逐渐变小，最后趋于稳定 （一)下渗与雨强的关系实际入渗过程概化为以下特点：（三）自然条件下的下渗（1）i≥fp即降雨强度在研究时段内大于土壤入渗能力（2）ifp(t)=fct>t1f(t)=fp(t)=fc （二）下渗在空间上的差异性造成空间变异性的原因a土壤特性空间分布的差异、植被、坡度及土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）的不同；b降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。c土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；由于空间的变异性，实际入渗情况要比以上分析单点的入渗复杂的多。如在研究流域入渗问题时，需要进行物理上的概化。 （四）下渗量的测定在天然条件下，测定方法通过野外下渗实验来测定，通常有两种途径：①直接测定法：：即在流域中选择若干具有代表性场地，进行测验，求出下渗曲线。直接法按供水不同又分为注水型和人工降雨型，前者采用单管下渗仪或同心环下渗仪，后者采用人工降雨设备在小面积上进行。②水文分析法：利用实测的降雨、蒸发、径流等资料，根据水量平衡原理，间接推求平均下渗率。 同心环法：将同心环下渗仪安置在选定的地点，通过不断地向环内注水，记录各时段的下渗量，计算下渗率随时间的变化。人工降雨法：在选定的地点安置人工降雨器，按能够超过下渗能力的雨强对实验小区进行人工降雨，同时观测小区的累积雨量过程和累积地面径流过程。 四、地下水存在于地表以下岩土的孔隙、裂隙和洞穴中的水。地表以下含水的岩土可分两个带。上部为包气带（非饱和带），该带岩土的空隙中除水以外还包含空气。下部为饱水带（饱和带），岩土的空隙被水充满。水文学中把地下水面以下饱和带中的水称作地下水。 （一）地下水分类根据埋存条件，地下水又可以分为以下二类：1、包气带水:它是地面以下，潜水位以上未被水饱和的岩土层中的水。具有自由水面的重力水。2、潜水潜水是指埋存于地表以下，第一个连续稳定的隔水层以上具有自由水面的重力水。它主要的补给来源是降水和地表水的渗入。3、承压水承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的地下水，它承受一定的压力，当钻孔打穿上覆隔水层时，水能从钻孔内上升到一定的高度。 潜水的特点1）它具有自由水面（潜水面）通过包气带与大气相通，因此潜水可以直接受到降水和地表水的补给，另一方面也可以通过蒸发、植物散发方式从包气带垂向向大气排泄。2）潜水大致沿潜水位较高处向水位较低处流动，由于地形切割或岩性变化，潜水流可集中排泄于地表成泉，称作下降泉。潜水流还可分散泄流进入河、湖或海中。 承压水的特点具有承压性质，含水层可明显地分为补给区、承压区及排泄区三个部分。1、补给区：补给区的上部没有隔水层，该区地下水具有自由水面，实际上是潜水，它直接接受降水及地表水的补给。2、承压区：系指隔水顶板以下，被水充满的含水层。其主要特征是：a承受静水压力具有压力水头；b由于承压区与补给区在地域上不一致，故其性质受当地气象水文因素影响较小，参与水文循环远不如潜水积极，因此水量不易补充恢复。 c.排泄区：指承压水流出地表或流向潜水的地段。承压水常以地表水、潜水、泉水的形式排出。 §2-5蒸散发了解各类蒸发与散发的基本概念及机理；2.掌握水面蒸发和流域蒸发的计算方法一概述水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程。它属于水由液态或固态变为气态的相变过程。蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要环节之一。 蒸散发水文学中指自然界水面蒸发、土壤表面蒸发和植物散发的总称。蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。 水面蒸发是水面的水分由液态转化为气态向大气扩散、运移的过程。用以反映当地蒸发能力的一个指标。二水面蒸发蒸发量的大小可用二个特征量表示：蒸发量：某个时段内单位面积蒸发的水量。蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。 确定水面蒸发量通常有两种途径：对水面蒸发进行实测；(器测法)通过气象观测资料进行计算。(计算法)水面蒸发的观测：⑴器测法（用蒸发器进行测定）蒸发器类型有：1φ-20型，φ-80型2E-601型3大型蒸发池(A=20m2和A=100m2两种)。 读数均为同期的观测数据，K值随蒸发皿类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出，如：东北地区：K=0.9长江流域：K=0.82折算系数法：主要目的是把小型蒸发皿观测到的蒸发量推求大水体的实际蒸发量。小型蒸发器的折算系数： 土壤蒸发：土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程。土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外，还与土壤性质(结构、色泽等)、土壤中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。三、土壤蒸发 土壤蒸发持续进行的条件：经常有热量到达土面，以提供水分汽化所需的汽化热；土面的水气压高于大气的水气压；土面能从土壤内部本身获取到水分。 (裸露)土壤水分蒸发过程：1第一阶段：大气蒸发力控制阶段（蒸发率不变过程）开始时，土壤表面的含水量为饱和的情况，蒸发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸发能力控制。2第二阶段：（土壤导水率控制阶段/蒸发率降低阶段）在该阶段由于含水率低于土壤某含水量值（田间持水率），某些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸发速率随表层土壤含水量变小而变小。当土壤中毛细管全部断裂，毛管水不再上升，土壤表层得不到水分供给，土壤表层干化，则第二阶段结束。 3第三阶段（扩散控制阶段）土壤表层变干，蒸发发生在干土层下面的湿润土层，蒸发形成的水汽以扩散作用通过干土层逸入大气中。当土壤湿度达到某一临界值(凋萎系数)时，蒸发则基本停止。 植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。四、植物蒸散发在水文学中认为水面蒸发、土壤蒸发与植物散发是不可分割的，故统称为陆面蒸发。陆面蒸发与土壤的结构、含水量以及植物覆盖的情况有关。 流域总蒸发包括：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素，它是干旱和半干旱地区水文循环中陆相排水(通过陆地排泄)的主要水文过程。从水量损失角度来说，总蒸发是降雨径流形成过程中唯一损失，是流域水量平衡计算中重要项目之一。流域总蒸发不是靠实测而是通过估算求得。五流域总蒸发量 总蒸发量估算方法①水量平衡法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精度。②模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水量成正比。 §2-6径流径流的含义：指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二个途径流入河系，再流出流域出口断面的水流，这样的物理过程称作径流形成过程径流形成过程。有时也指它的量，即在一定时段内通过某一河流断面的水量，称径流量径流量。径流是水文循环的一个重要环节，是河流水文情势变化的根本因素。径流量是水量平衡的基本要素之一。 一径流的形成过程：可概化为两个过程：(一)产流过程1.降雨形成地面径流之前，在流域中会被以下几个方面所消耗，不参与径流的形成：植物截留Is：降雨被植物茎叶拦截的现象称截留土壤蓄水量F0：指降雨入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的水量。填洼量Vd：水分停蓄在地面洼陷处称填洼。雨间蒸散发量E：以上各种量不参与径流的形成，统称为雨量的损失量/地面滞留量。 2.降雨形成的径流量/净雨量径流量/净雨量=降雨量-损失量净雨量包括：地面径流坡面漫流：指沿流域坡地成片连续流动的水流。壤中径流/表层流：指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。 b.地下径流Rg当下渗水流到达地下水面后，则形成地下径流它包括：浅层地下径流：指潜水面以下和第一个不透水层以上的含水层中的水流，亦称作无压地下水深层地下径流：指第一不透水层以下的深含水层中的水流，亦称作有压地下水或承压水以上统称为地下径流，其特点是：流量稳定；地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流枯水期的重要来源。 (二）汇流过程坡地汇流：指水流沿坡地向河网的流动和汇集过程，它包括坡面汇流、表层汇流和地下汇流。河网汇流：指水流沿河网中各级河槽向出口断面的汇集过程。当一次降雨形成的水流全部流出流域出口断面时，一次径流形成过程即告结束。因此，河网汇流可视为三种径流在时间上的第二次再分配。 从实测降雨、径流过程线分析产、汇流上部为流域降雨过程和扣除损失后的地面净雨过程及地下净雨过程；下部为这场降雨在流域出口形成的流量过程，它又分为地面径流过程与地下径流过程。 从实测降雨、径流过程线分析产、汇流降雨扣除损失后形成净雨.净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历时长得多.地下径流比较稳定，维持河川径流常年不断。 径流的影响因素：气候因素：降雨蒸发下垫面因素：流域的位置和地形河道特性流域面积的大小和形状土壤岩石和地质构造植被湖泊和沼泽人类活动因素 二、径流的表示方法流量:单位时间内通过某一过水断面的水量，可按下式计算：式中，A：过水断面的面积(m2）V：过水断面的平均流速(m/s) 45xc （2）径流量指一定的时段内T(=t2-t1)通过的某一河流断面的总水量，(单位：m3)式中,Q(t)~流量过程线t时刻的瞬时流量;T=t2-t1~计算时段;~计算时段内的平均流量。 （3）径流深Y径流深指将一定时段的径流总量平均铺在流域面积上所得到的水层深度，单位为mm。计算式如下(2-14)式中W——计算时段的径流量,m3;F——流域某断面以上的流域集水面积，km2。（4）径流模数M单位流域面积上所产生的流量，常用单位为L/（s•km2）或m3/(s•km2) ，其计算公式为(2-15) （5）径流系数α流域某时段内径流深与形成这一径流深的流域平均降水量的比值，即：（1-16） 三河川径流的动态变化（1）河川径流的年际变化反映年径流量的相对变化的特征值常用变差系数CV表示。CV年径流量的年际之间变化剧烈。影响年径流年际变化的主要因素是：气候、流域下垫面状况及人类活动等。 （2）河川径流的年内变化由于受气候及其他自然地理因素的影响，河川径流的年内变化是不均匀的。中国的大多数河流，由于受季风的影响，其年内变化特点是：夏季降水量多，径流量大，为洪水期；冬季降水量少，径流量小，为枯水期。'