工程水文學第二章選編課件

第二章水文循環(huán)與徑流形成第一節(jié)水文循環(huán)第二節(jié)河流與流域第三節(jié)降水第四節(jié)下滲第五節(jié)蒸散發(fā)第六節(jié)徑流水文循環(huán)的概念

水圈中的各種水體通過不斷蒸發(fā)、水汽輸送、凝結、降落、下滲、地面和地下徑流的往復循環(huán)過程。也稱為水循環(huán)。第一節(jié)水文循環(huán)

從海洋蒸發(fā)的水汽，被氣流輸送到大陸而形成降水。其中一部分以徑流的形式從河流匯歸海洋；另一部分重新蒸發(fā)返回大氣。這種海陸間的水分交換過程，稱為大循環(huán)或外循環(huán)。

海洋上蒸發(fā)的水汽在海洋上空凝結后，以降水的形式落到海洋里，或陸地上的水經(jīng)蒸發(fā)凝結又降落到陸地上，這種局部的水文循環(huán)稱為小循環(huán)或內循環(huán)。

從海洋直接輸送到內陸的水汽，通過陸地循環(huán)，水汽逐漸向內陸輸送，在輸送過程中會沿途損耗，故內陸距海洋越遠，輸送的水汽量越少，降水量越小。一、河流第二節(jié)河流與流域

河谷底部有水流的部分稱為河床或河槽。枯水期水流所占部分為基本河床，或稱主槽；洪水泛濫所及部分為洪水河床，或稱灘地。1、河流形成和分段

一條河流沿水流方向，自高向低可分為河源、上游、中游、下游和河口五段。

面向河流下游，左邊的河岸稱為左岸，右邊和河岸稱為右岸。

河源

河流的發(fā)源地，多為泉水、溪澗、冰川、湖泊或沼澤等。上游緊接河源，多處于深山峽谷，坡陡流急，河谷下切強烈，常有急灘瀑布。

中游河段坡度漸緩，河槽變寬，兩岸常有灘地，河床較穩(wěn)定。下游河流的最下段，一般處于平原區(qū)，河槽寬闊，淤積明顯，淺灘和河灣較多。河口河流注入海洋或內陸湖泊的地段，因流速驟減，泥沙大量淤積，往往形成三角洲。

注入海洋的河流稱為外流河；流入內陸湖泊或消失于沙漠中的河流，稱為內流河或內陸河，如新疆的塔里木河和青海的格爾木河等。

河流長度L（km）簡稱河長，自河源沿河道至河口的長度，在地形圖上量出。河口河源2、河流特性

河流橫斷面垂直于水流方向的斷面稱為橫斷面，簡稱斷面。斷面內通過水流的部分稱為過水斷面，其面積稱為過水斷面面積，單位m2。河流斷面

河流縱斷面河流中沿水流方向各斷面最大水深點的連線稱中泓線，沿中泓線的斷面稱為河流的縱斷面。河流縱斷面能反映河床的沿程變化。

落差河段兩端的河底高程差

河道縱比降

單位河長的落差。當河流縱斷面近于直線時

二、流域

河流某斷面的集水區(qū)域稱為該斷面的流域。

流域的周界稱為分水線。

地面分水線閉合且與地下分水線重合的流域稱為閉合流域。

流域各條河流構成脈絡相通的系統(tǒng)稱為水系，河系或河網(wǎng)。

流域面積F（km2）

在地形圖上定出流域分水線，然后量出它所包圍的面積。分水線流域面積河流

河網(wǎng)密度

流域內河流干支流總長度與流域面積的比值稱為河網(wǎng)密度,表示一個地區(qū)河網(wǎng)的密集程度。河網(wǎng)

流域平均寬度B（km）

流域面積與流域長度的比值

B

＝F/L

流域形狀系數(shù)流域平均寬度與流域長度的比值

f

＝B/L

＝F/L2

流域長度L（km）

流域的軸長。

流域平均高度H（m）與平均坡度J

將流域劃分成100以上的正方格，定出每個方格交叉點上的高程及坡度，這些格點的高程和坡度的平均值為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、氣候、地形、地質構造、土壤特性、植被、湖泊及沼澤等情況，都是與流域水文特性密切有關的自然地理特征。

在一定時段內，進入某流域的水量：降水量P、凝結量E1，地面徑流量RS1，地下徑流量RG1，流域初始蓄水量S1。

流出此流域的水量：蒸發(fā)量E2，地面徑流量RS2，地下徑流量RG2，時段末蓄水量S2。三、流域水量平衡

這一流域任意時段的通用水量平衡方程

P+E1+RS1+RG1+S1=E2+RS2+RG2+S2

令E=E2-E1

代表凈蒸發(fā)量，則上式成為

P+RS1+RG1+S1=E+RS2+RG2+S2

對于閉合流域，RS1=0，RG1=0，令R=RS2+RG2

，ΔS=S2-S1，水量平衡方程為

R=P-E-ΔS

對多年平均情況而言，ΔS

的多年平均值趨近于零，水量平衡方程簡化為

水汽壓

空氣中的水汽壓力。單位為hPa（百帕），用于度量空氣中水汽含量，水汽壓值大時，表示空氣中水汽含量多。

第三節(jié)降水2.3.1.4濕度

飽和水汽壓在一定溫度下，空氣中水汽壓的最大值。溫度越高，空氣中飽和水汽壓越大，反之則越小。

飽和差

在一定溫度下，飽和水汽壓與空氣中的實際水汽壓之差，稱為飽和差。若實際水汽壓超過了飽和水汽壓，空氣中多余的水汽就會發(fā)生凝結。

露點

水汽量不變，在氣壓一定的條件下，氣溫下降，空氣達到飽和水汽壓時的溫度稱為露點溫度。

飽和濕度在一定溫度下空氣中最大的水汽含量稱為飽和濕度。如果空氣中的水汽量達到了飽和或過飽和，多余的水汽就可能發(fā)生凝結。

如果地面有團濕熱未飽和空氣，在某種外力作用下上升，上升過程中溫度下降，當降到露點溫度以下時，就會達到過飽和而發(fā)生凝結，形成水滴。一旦水滴不能被上升氣流所頂托時，在重力作用下降到地面成為降水。

水汽、上升運動和冷卻凝結是形成降水的三個因素。在水汽條件具備時，水汽冷卻凝結的主要條件是空氣垂直上升運動。

降水常按照使空氣抬升的原因分為對流性降水、地形性降水、鋒面性降水和氣旋性降水，習慣上把它們分別稱為對流雨、地形雨、鋒面雨和氣旋雨。二、降水分類

對流雨

是因地表局部受熱而發(fā)生垂直上升運動所形成。因上升速度較快，形成的云多為垂直發(fā)展的積狀云，特點是雨強大，雨面小，歷時短。

地形雨

空氣在遷移途中，因受地形作用而被抬升，動力冷卻而成云致雨。降雨特性隨空氣自身溫濕特性，運行速度以及地形特點而異。

鋒面雨

具有均勻的溫濕特性，在氣壓場作用下向同方向移動的大氣團稱為氣團。氣團形成的條件首先需要有大范圍的性質比較均勻的下墊面，廣闊的海洋、冰雪覆蓋的大陸、一望無際的沙漠等，都可作為形成氣團的源地。兩個溫濕特性不同的氣團相遇，形成一個不連續(xù)面，稱為鋒面或鋒區(qū)，鋒面與地面的交線稱為鋒線，習慣上統(tǒng)稱為鋒。鋒面活動產(chǎn)生的降水稱為鋒面雨。其特點是降雨范圍大，歷時長。

冷氣團向暖氣團方向移動并占據(jù)原屬暖氣團的地區(qū)，這種鋒稱為冷鋒；暖氣團向冷氣團方向移動并占據(jù)原屬冷氣團的地區(qū)，這種鋒稱為暖鋒；冷、暖氣團勢均力敵，在某一地區(qū)擺動或停滯的鋒稱靜止鋒。

氣旋雨

當某一地區(qū)氣壓低于四周氣壓時，周圍的氣流就要向該處匯集。氣流匯入后再轉向高層，上升氣流中的水汽因動力冷卻凝結成云，條件具備時，形成氣旋雨。

在低緯度的海洋上形成的氣旋，稱為熱帶氣旋，氣象部門將其分為三類：熱帶低壓—風力6～7級；臺風—風力8～11級風；強臺風—風力12級以上。臺風雨的特點是降雨不均，中心雨強大，歷時短。

降水量地理分布可以分為十分濕潤帶、濕潤帶，半濕潤帶、半干旱帶、干旱帶五類地區(qū)。三、降水量地理分布

十分濕潤帶

年降水量超過1600mm，年降水日數(shù)平均在160d以上。其區(qū)域包括廣東、海南、福建、臺灣、浙江大部、廣西東部、云南西南部、西藏東南部、江西和湖南山區(qū)、四川西部山區(qū)。

濕潤帶

年降水量800～1600mm，年降水日數(shù)平均120～160d。其區(qū)域包括秦嶺——淮河（南北分界線）以南的長江中下游地區(qū)，云南、貴州、四川和廣西大部分地區(qū)。

半濕潤帶

年降水量400～800mm，年降水日數(shù)平均80～100d。其區(qū)域包括華北平原、東北、山西、陜西大部、甘肅、青海東南部、新疆北部、四川西部和西藏東部。

半干旱帶

年降水量200～400mm，年降水日數(shù)平均60～80d。包括東北西部、內蒙、寧夏、甘肅大部、新疆西部。

干旱帶

年降水量少于200mm，年降水日數(shù)低于60d。其區(qū)域包括內蒙、寧夏、甘肅沙漠區(qū)、青海柴達木盆地、新疆塔里木盆地和噶爾盆地、藏北羌塘地區(qū)。

降水量以降落在地面上的水層深度表示，單位mm。8時至次8時降水量為當日降水量。

降水量可采用器測、雷達探測或利用氣象衛(wèi)星云圖估算。四、降水量的觀測

雨量器是直接觀測降水量的器具，它由承雨器、漏斗、儲水瓶和雨量杯組成，承雨器口徑為200mm，分辨率為0.1mm。

一般每日8時及20時各觀測一次。雨季增加觀測段次。1、雨量器雨量筒

稱重式可連續(xù)記錄降水重量，包括雪、冰雹及混合降水。

虹吸式記錄累積雨量曲線。

翻斗式翻斗每承接0.1mm雨水向記錄器輸送一個脈沖信號。較為適用作遙測雨量計。2、自記雨量計

稱重式雨量計虹吸式雨量計

氣象雷達利用云、雨、雪等對無線電波的反射來發(fā)現(xiàn)目標。根據(jù)雷達探測到的降水回波位置、移動方向、移動速度和變化趨勢等數(shù)據(jù)資料，可預報探測范圍內的降水量、降水強度及起迄時刻。3、雷達探測目前水文業(yè)務利用地球靜止衛(wèi)星云圖資料。在衛(wèi)星云圖上，一些天氣系統(tǒng)可以根據(jù)特征云類型分辨出來。4、氣象衛(wèi)星云圖

算術平均法

當流域內雨量站分布較均勻，地形起伏變化不大時，可用算術平均法求得流域上的平均降水量五、流域平均雨深計算

加權平均法（泰森法）

當流域內雨量站分布不均勻時，假定流域各處的降水量由距離最近的雨量站代表。流域平均降水量

式中，fi/F表示第i雨量站的面積權重。

等雨深線圖法

當流域上雨量站分布較密時，可用等雨深線圖來計算流域平均雨深。

式中,fi

—兩條等雨深線間的面積；Pi—fi

上的平均雨深。第四節(jié)下滲

在地下水面以下，土壤處于飽和含水狀態(tài)，稱為飽和帶；地下水面以上，土壤含水量未達飽和，稱為包氣帶。

存在于包氣帶中的水稱為土壤水，飽和帶中的水稱為地下水。一、飽和帶和包氣帶

吸濕水

土粒表面分子力所吸附的水分子稱為吸濕水，不能流動也不能被植物利用。

薄膜水

由土粒剩余分子力所吸附在吸濕水層外的水膜稱為薄膜水，不受重力的影響。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稱支持毛管水；懸吊于孔隙之中而不與地下水面接觸的水分稱為毛管懸著水。

重力水

在重力作用下沿土壤孔隙向下流動的水為重力水，是地下水的主要補給源。

凋萎含水量植物無法吸收土壤水分而開始凋萎時的含水量。大于凋萎含水量的土壤水分為有效水量。毛管斷裂含水量毛管懸著水連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時含水量。低于此值，土壤水分交換以水汽狀態(tài)進行。土壤含水量

田間持水量土壤所能保持的最大毛管懸著水量。高于此值，多余水分以重力水下滲。

飽和含水量土壤空隙都被水充滿時的土壤含水量。土壤含水量下滲是水從土壤表面進入土壤內的運動過程。影響下滲過程的主要因素有降雨強度及歷時、土壤含水量、土壤構成情況等。下滲過程可用時段下滲量F（mm）和時刻下滲率f(mm/h)表示。三、下滲

充分干燥的土壤在充分供水條件下，下滲分為三個階段：

滲潤階段

下滲水受分子力作用，直至土壤含水量達最大分子持水量。

滲漏階段

水在毛管力和重力的作用下向下層滲透，直至土壤飽和。

滲透階段

水在重力作用下呈穩(wěn)定運動。此時的下滲率稱穩(wěn)定下滲率。

下滲率的變化規(guī)律，可用下滲公式或下滲曲線表達。如霍頓下滲公式

參數(shù)f0、fc及β反映土壤特性，根據(jù)實驗資料推求。f（t）=（f0－fC）e－βt+fc

f0fctft

=（f0－fc）e-βt＋fc霍頓下滲曲線

包氣帶水埋藏于包氣帶中的水，包括吸濕水、薄膜水、毛管水、重力水。

潛水又稱淺層地下水，處于地表以下第一個不透水層上，具有自由水面的地下水?？赏ㄟ^重力作用流入河道。四、地下水

承壓水又稱深層地下水，處于兩個不透水層之間，具有壓力水頭的地下水。變化較為穩(wěn)定，是河川枯水徑流的主要補給源。

一、蒸散發(fā)

水由液態(tài)或固態(tài)轉化氣態(tài)的過程稱為蒸發(fā)，被植物根系吸收的水分，經(jīng)由植物的莖葉散逸到大氣中的過程稱為散發(fā)或蒸騰。第五節(jié)蒸散發(fā)蒸發(fā)面為水面時稱為水面蒸發(fā)；蒸發(fā)面為土壤表面時稱為土壤蒸發(fā)；蒸發(fā)面是植物莖葉則稱為植物散發(fā)。

植物散發(fā)與土壤蒸發(fā)合稱為陸面蒸發(fā)。流域內各類蒸發(fā)的總和稱為流域總蒸發(fā)。

第一階段：土壤蒸發(fā)主要發(fā)生在表層，蒸發(fā)量接近蒸發(fā)能力。

第二階段：土壤表面局部地方開始干化，蒸發(fā)速度逐漸降低。

第三階段：當毛管水完全不能到達地表，蒸發(fā)的水汽由分子擴散作用逸入大氣，蒸發(fā)速度緩慢。濕潤土壤蒸發(fā)過程分三個階段土壤蒸發(fā)過程E/EMWW田W斷1.0（I）（II）（III）W飽

水面蒸發(fā)主要與氣象要素有關。

在充分供水條件下，某一蒸發(fā)面的蒸發(fā)量，稱為蒸發(fā)能力。

植物散發(fā)隨植物的種類和季節(jié)而不同。

觀測水面蒸發(fā)量的蒸發(fā)器有20cm口徑蒸發(fā)器、80cm口徑套盆蒸發(fā)器、埋在地下的60cm口徑帶套盆蒸發(fā)器（E601）。

觀測量應乘一折算系數(shù)，才能作為天然水體蒸發(fā)量的估計值。折算系數(shù)隨蒸發(fā)器的類型而異，且與月份及所在地區(qū)有關。

徑流是指降落到流域表面上的雨水，由地面與地下匯入河川，最終流出流域出口斷面的水流。第六節(jié)徑流一、徑流形成過程

降雨開始時，一部分滯留在植物枝葉上，稱植物截留。

降落到地面上的水量向土壤入滲，除補充土壤含水量外，逐步向下層滲透，如能達到地下水面，則成為地下徑流。

當降雨強度超過了土壤下滲能力時，產(chǎn)生的超滲雨沿坡面向低處流動，稱為坡面漫流。扣除植物截留、下滲、填洼后的雨量進入溪溝，最后成為流域出口徑流，這部分徑流稱為地面徑流。

表層土壤的含水量首先達到飽和后，繼續(xù)下滲的雨量沿飽和層的坡度在土壤孔隙間流動，注入河槽形成徑流，稱為壤中流（表層流）。

進入河網(wǎng)的水流，從上游向下游，從支流向干流匯集，最后全部先后流經(jīng)流域出口斷面，這個匯流過程稱為河網(wǎng)匯流。

徑流形成過程中的從降雨扣除各項損失稱為產(chǎn)流階段；坡面匯流及河網(wǎng)匯流稱為匯流階段。

流量Q

單位時間通過某一斷面的水量，單位為m3/s、L/s

。

流量隨時間的變化過程，用流量過程線來表示。二、徑流表示法

Q(m3/s)tW流量過程線

徑流量W

指時段內通過某一斷面的總水量。常用單位為m3，萬m3

，億m3，（m3/s）月，（m3/s）d

等。

平均流量

徑流量W與時段長度T的比值，單位為m3/s

徑流深R

將徑流量平鋪在整個流域面積上所求得的水層深度，以mm為單位。

若時段T（s）內平均流量為Q（m3/s），相應徑流量W（m3），流域面積為F（km2）,則徑流深R(mm)

徑流模數(shù)M(L/s/km2）

流域出口斷面流量與流域面積的比值

徑流系數(shù)α

某一時段的徑流深度與相應的降雨深度的比值

α=R/P我國多年平均徑流深284mm，年徑流系數(shù)0.433，呈自東南向西北遞減趨勢。按徑流深的大小，可劃分為豐水、多水、過渡、少水、干涸五個不同地帶。三、河川徑流的分布

豐水帶

年徑流深大于800mm，包括東南和華沿海地區(qū)、臺灣、海南、云南西南部及西藏東南部，年徑流系數(shù)一般在0.5-0.8。

多水帶

年徑流深在200-800mm之間，包括長江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黃河中上游一小部分地區(qū)。年徑流系數(shù)一般為0.4-0.6。

過渡帶

年徑流深在50-200mm，之間，包括大興安嶺、松嫩平原一部分、三江平原、遼河下游平原、華北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁連山山區(qū)及新疆西部山區(qū)。年徑流系數(shù)一般為0.2-0.4。

少水帶

年徑流深在10-50mm之間，包括松遼平原中部、遼河上游地區(qū)，內蒙古高原南部、黃土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山區(qū)。年徑流系數(shù)一般為0.1左右。

干涸帶

年徑流深小于10mm，包括內蒙古高原、河西走廊、柴達木盆地、準噶爾盆地、塔里木盆地、吐魯番盆地。年徑流系數(shù)只有0-0.03。

（一）流量觀測與整理

流量觀測方法很多，最常用方法是采用流速儀定點測速。四、流量觀測與計算

由于河流斷面上流速不均勻，需分塊計算平均流速和流量，首先用數(shù)條垂線將測流斷面