工程地質(zhì)與水文第二章

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

第一節(jié)水文循環(huán)一、自然界的水文循環(huán)

從海洋蒸發(fā)的水汽，被氣流輸送到大陸而成降水。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(jié)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(jié)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(nèi)循環(huán)。

從海洋直接輸送到內(nèi)陸的水汽，通過陸地內(nèi)循環(huán)，水汽逐漸向內(nèi)陸輸送，在輸送過程中會沿途損耗，故內(nèi)陸距海洋越遠(yuǎn)，輸送的水汽量越少，降水量越小。二、地球上的水量平衡水量平衡原理：在水文循環(huán)過程中，對任一區(qū)域、任一時段進(jìn)入水量與輸出水量之差額必等于其蓄水量的變化量。水量平衡方程：I、O——給定時段內(nèi)輸入、輸出該地區(qū)的總水量

△S——時段內(nèi)區(qū)域蓄水量的變化量，可正可負(fù)。若以地球的整個大陸作為研究范圍，其水量平衡方程為：若以海洋為研究對象，其水量平衡方程為：△Sc——大陸在研究時段內(nèi)蓄水量的變化量△So——海洋在研究時段內(nèi)蓄水量的變化量對多年平均情況，△Sc

、△So

趨于零。所以：合并得：或全球多年平均降水量等于多年平均蒸發(fā)量，為1130mm一、河流第二節(jié)河流與流域金沙江俯瞰河流底部有水流的部分稱為河床?？菟谒魉疾课粸榛竞哟玻蚍Q主槽；洪水泛濫及部位為洪水河床，或稱灘地。

1．河流形成和分段河床主槽灘地枯水位洪水位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。沼澤

上游

緊接河源，多處于深山峽谷，坡陡流急，河谷下切強(qiáng)烈，常有急灘瀑布。

瀑布山澗峽谷

中游河段坡度漸緩，河槽變寬，兩岸常有灘地，河床較穩(wěn)定。

黃河中游急流長江中游

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。淮河下游段長江下游段

河口河流注入海洋或內(nèi)陸湖泊的地段，因流速驟減，泥沙大量淤積，往往形成三角洲。黃河河口

注入海洋的河流稱為外流河；流入內(nèi)陸湖泊或消失于沙漠中的河流，稱為內(nèi)流河或內(nèi)陸河，如新疆的塔里木河和青海的格爾木河等。戈壁灘上的季節(jié)性河流

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(nèi)通過水流的部分稱為過水?dāng)嗝妫涿娣e稱為過水?dāng)嗝婷娣e，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

當(dāng)河流縱斷面近于直線時h0

h1

h2

h3

h4

h5

l1

l2

l3

l4

l5

L

ω1ω2ω1

=ω2縱斷面呈折線時縱比降計算示意圖

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(gòu)成脈絡(luò)相通的系統(tǒng)稱為水系，河系或河網(wǎng)。干流分水線流域出口斷面集水面積支流水系流域面積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

單位面積河流總長度稱為河網(wǎng)密度,表示一個地區(qū)河網(wǎng)的疏密程度。河網(wǎng)流域長度L（km）

流域的軸長。流域軸線（1）以河口為圓心繪制同心圓（2）作圓弧的割線交于流域周線（3）通過割線中點作流域軸線，軸長為流域長度流域出口

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、植物被覆、土壤特性，地質(zhì)構(gòu)造，沼澤及湖泊情況等，都是與流域水文特性密切有關(guān)的自然地理特征。三、水系及河流地貌定律斯特拉勒河流分級法：河流地貌定律：河數(shù)律河長律面積律河流比降律

沿任一區(qū)域邊界取出底部無水量交換的柱體。一定時段內(nèi)，進(jìn)入柱體的水量：降水量P、凝結(jié)量E1，地面徑流量RS1，地下徑流量RG1，柱體初始蓄水量S1。

流出此柱體的水量：蒸發(fā)量E2，地面徑流量RS2，地下徑流量RG2

，時段末蓄水量S2。四、流域水量平衡

這一柱體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

空氣中水汽壓力。

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。第三節(jié)降水一、降水成因

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(jié)。

露點水汽量不變，在氣壓一定的條件下，氣溫下降，空氣達(dá)到飽和水汽壓時的溫度稱為露點。露點高，實際水汽壓大；露點低，實際水汽壓小。

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(dá)到了飽和或過飽和，多余的水汽就可能發(fā)生凝結(jié)。

如果地面有團(tuán)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(dāng)降到露點溫度以下時，就會達(dá)到過飽和而發(fā)生凝結(jié)，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(yùn)動和冷卻凝結(jié)是形成降水的三個因素。在水汽條件具備時，水汽冷卻凝結(jié)的條件是空氣垂直上升運(yùn)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(xí)慣上把它們分別稱為對流雨、地形雨、鋒面雨與氣旋雨。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(yùn)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(qiáng)大，雨面小，歷時短?？尚纬衫子甑亩d積云可形成雷雨的鬃積雨云成都市南京市上海市北京市

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(yùn)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(tuán)稱為氣團(tuán)。兩個溫濕特性不同的氣團(tuán)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(xí)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(tuán)向暖氣團(tuán)方向移動并占據(jù)原屬暖氣團(tuán)的地區(qū)，這種鋒稱為冷鋒；暖氣團(tuán)向冷氣團(tuán)方向移動并占據(jù)原屬冷氣團(tuán)的地區(qū)，這種鋒稱為暖鋒；冷、暖氣團(tuán)勢均力敵，在某一地區(qū)擺動或停滯的鋒稱靜止鋒。湖南省懷化市辰溪縣城成為沅江特大洪水包圍下的“孤島”

大范圍洪澇

氣旋雨當(dāng)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(zhuǎn)向高層，上升氣流中的水汽因動力冷卻凝結(jié)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(fēng)力6-7級；臺風(fēng)—風(fēng)力8-11級風(fēng)；強(qiáng)臺風(fēng)—風(fēng)力12級以上。臺風(fēng)雨的特點是降雨不均，中心雨強(qiáng)大，歷時不長。2005年8月8日臺風(fēng)“麥莎”

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(nèi)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，包括內(nèi)蒙、寧夏、甘肅、沙漠區(qū)、青海柴達(dá)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(dāng)日降水量。

降水量可采用器測、雷達(dá)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．自記雨量計翻斗式雨量計

稱重式式雨量計虹吸式雨量計虹吸式自記雨量計承雨器時鐘虹吸管記錄紙容器浮子儲水瓶自記筆氣象雷達(dá)利用云、雨、雪等對無線電波的反射來發(fā)現(xiàn)目標(biāo)。根據(jù)雷達(dá)探測到的降水回波位置、移動方向、移動速度和變化趨勢等資料，可預(yù)報探測范圍內(nèi)的降水量、降水強(qiáng)度及起迄時刻。

3．雷達(dá)探測目前水文業(yè)務(wù)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)特征云型分辨出來。

4．氣象衛(wèi)星云圖

算術(shù)平均法

當(dāng)流域內(nèi)雨量站分布較均勻，地形起伏變化不大時，可用算術(shù)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(quán)平均法（泰森法）

當(dāng)流域內(nèi)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(quán)重。泰森法劃分雨量站控制面積示意圖。

。 。

。

f1

f2

f3

f4

P1P2P3P4某一流域有n個雨量站P1,P2,…

Pn

要求劃分各雨量站權(quán)重面積

(1)勾繪n-２個銳角三角形(2)繪制三角形各邊的垂直平分線(3)量算n個雨量站的權(quán)重面積f1,f2,…

fn

等雨深線圖法

當(dāng)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。思考題：復(fù)習(xí)降水地理分布五類地區(qū)的名稱和劃分標(biāo)準(zhǔn)闡述中國各地降水特點第四節(jié)土壤水、下滲與地下水陸地上的三種水體：

地表水、土壤水、地下水

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(dá)飽和，稱為包氣帶。

存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

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（一）土壤水分存在形式：

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(bǔ)充源。（二）土壤含水量和水分常數(shù)1.土壤含水量（率）一定量的土壤中所含水分的數(shù)量（mm）。土壤重量含水率、土壤容積含水率2.土壤水分常數(shù)

（1）最大吸濕量（2）最大分子持水量（3）凋萎含水量（凋萎系數(shù)）（4）毛管斷裂含水量（5）田間持水量（6）飽和含水量土壤含水量凋萎含水量植物無法吸收土壤水分而凋萎時的含水量。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(jìn)行。（三）土壤水分分布特征下滲是水從土壤表面進(jìn)入土壤內(nèi)的運(yùn)動過程。影響下滲過程的主要因素有降雨強(qiáng)度及歷時、土壤含水量、土壤構(gòu)成情況等。下滲過程可用時段下滲量F

和時刻下滲率f

表示。三、下滲（一）下滲的物理過程1.滲濕階段分子力作用，土壤顆粒吸收成薄膜水。2.滲漏階段毛管力、重力作用，水分向下運(yùn)動，水分逐漸飽和。3.滲透階段重力作用，水分飽和。飽和水流非飽和水流（二）下滲率和下滲能力單位時間內(nèi)滲入單位面積土壤中的水量記為：f（mm/min，mm/h）霍頓下滲公式：f0：起始下滲率fc：穩(wěn)定下滲率β：系數(shù)f0

fctft

=（f0－fc）e-βt＋fc

霍頓下滲曲線（三）自然條件下的下滲過程1.下滲與雨強(qiáng)的關(guān)系（1）i1≥fp（2）i2≤fc（3）fc≤i3≤fp（四）下滲實驗與分析1.直接測定法（1）注水法：同心環(huán)下滲儀（2）人工降雨法

2.水文分析法：流域水量平衡方程分析2.下滲的空間分布（1）流域中土壤性質(zhì)的空間分布不同（2）流域內(nèi)土壤含水量空間分布不同（3）降雨在時間空間上分布不均勻（4）流域內(nèi)各處地下水位高低不一

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（一）類型：包氣帶水、潛水、承壓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(bǔ)給源。（二）地下水特征：思考題：土壤水和地下水之間的關(guān)系，試描述之間的物理過程。

一、蒸散發(fā)

水由液態(tài)或固態(tài)轉(zhuǎn)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(nèi)各類蒸發(fā)的總和稱為流域總蒸發(fā)。

水面蒸發(fā)主要與氣象要素有關(guān)。

植物散發(fā)隨植物的品種和季節(jié)而不同。蒸發(fā)率：單位時間內(nèi)的蒸發(fā)量

充分供水、不充分供水兩種情況可能最大蒸發(fā)率或蒸發(fā)能力（EM)：在充分供水的條件下，某一蒸發(fā)面的蒸發(fā)量，即同一氣象條件下可能達(dá)到的最大蒸發(fā)率。二、水面蒸發(fā)的過程（一）物理過程水分汽化水分?jǐn)U散（二）水面蒸發(fā)觀測

1、器測觀測水面蒸發(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(yīng)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(guān)。蒸發(fā)器蒸發(fā)實驗站2、間接計算水量輸送法、熱量平衡法、彭曼法、水量平衡法、經(jīng)驗公式彭曼公式：

濕潤土壤干化過程分三個階段：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。E=W/W田×EM

第三階段：當(dāng)毛管水完全不能到達(dá)地表，蒸發(fā)的水汽由分子擴(kuò)散作用逸入大氣，蒸發(fā)速度緩慢。三、土壤蒸發(fā)土壤蒸發(fā)過程Et第一階段第二階段第三階段EmE0土壤上層土壤中層土壤下層（二）土壤蒸發(fā)觀測1、器測法土壤蒸發(fā)器（ΓΓИ500型）

E=0.02(G1-G2)-(R+q)+P2、間接計算法理論、半經(jīng)驗、經(jīng)驗公式四、植物散發(fā)（一）散發(fā)過程滲壓差蒸騰作用氣孔調(diào)節(jié)（二）植物散發(fā)的測定和估算1、器測E=G+（G1-G2）2、水量平衡法、熱量平衡法、數(shù)學(xué)模型（二）模式計算法1、一層模式2、二層模式3、三層模式流域總蒸發(fā)包括水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物截留蒸發(fā)及植物散發(fā)。確定方法：

1.單項計算，加權(quán)求和，例如面積加權(quán)

E=F水/F總×E水+F土/F總×E土（一）水量平衡法P=E+R五、流域總蒸發(fā)(二）模式計算法1.一層模式

E=W/W田×EM

2.二層模式上層：E上=EM下層：

E下=W下/W田×EM剩

3.三層模式上層：E上=EM下層：

E下=W下/W田×EM剩深層：量小且穩(wěn)定，（1/5-1/10）×EM0.3-1.0mm/d六、我國蒸發(fā)量概況（一）年總蒸發(fā)量地理分布東南->西北遞減山區(qū)少、平原多山區(qū)：先隨高程增加而減少->趨于穩(wěn)定干旱區(qū)：先隨高程增加而增加，然后減少（二）年總蒸發(fā)量年內(nèi)變化與太陽輻射變化一致

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

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。（一）產(chǎn)流過程

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中入滲，除補(bǔ)充土壤含水量外，逐步向下層滲透，如能達(dá)到地下水面，則成為地下徑流。

當(dāng)降雨強(qiáng)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?？鄢参锝亓?、下滲、填洼后的雨量進(jìn)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(dá)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）。不透水層

不透水層

不透水層

R2

R1

f

E

P

包氣帶通氣層徑流形成過程（流域產(chǎn)流）ΔVR3潛水層淺層地下水層R4深層地下水層壓力水層

降水蒸發(fā)下滲植物截留與洼蓄地表徑流壤中徑流潛水深層地下水河流（二）匯流過程

坡地匯流：坡面漫流、表層流徑流、坡地地下匯流河網(wǎng)匯流：進(jìn)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。坡面匯流河網(wǎng)匯流流域匯流過程流域出口流量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(nèi)通過某一斷面的總水量。常用單位為m3，萬m3

，億