第一章

緒

論第二章水文循環(huán)第三章

流域和水系第四章

降

水第五章土

壤

水第六章

下

滲第七章蒸發(fā)與散發(fā)第八章

產(chǎn)

流

機(jī)

制第十章

地表水流第十

一

章洪水演算第十二章

流域產(chǎn)流第十三章

流域匯流課程介紹一、水文學(xué)原理的主要內(nèi)容是1.各種水體的形成、演變；2.水體形成的成因、演變的規(guī)律；是

3.研究水體形成成因、演變規(guī)律的方法。二、學(xué)習(xí)目的1.掌握水文現(xiàn)象的基本規(guī)律和研究方法；是

2.本課程為專業(yè)基礎(chǔ)課，為后繼課程的學(xué)習(xí)做準(zhǔn)備。三、主要參考書1.

山坡水文學(xué)，劉新仁譯2.

徑流形成原理，芮孝芳編著3.

土壤和水—物理原理和過程，D·希勒爾著華孟譯4.

普通水文學(xué)，鄧綬林編著5.

工程水文學(xué)，(美)林斯萊著6.

城市水文學(xué)，朱元牲、金光炎著河川水文學(xué)水文氣象學(xué)湖泊水文學(xué)地表水水文學(xué)冰川水文學(xué)土壤水水文學(xué)河口水文學(xué)地下水水文學(xué)第一章緒論第一節(jié)水文學(xué)的內(nèi)容和任務(wù)一、水文學(xué)的定義研究水的科學(xué)，核心——水文循環(huán)。海洋水文學(xué)陸地水文學(xué)按應(yīng)用分

環(huán)境水文學(xué)、農(nóng)業(yè)水文學(xué)、城市水文學(xué)……廣義水文學(xué)按分布劃分二、傳統(tǒng)水文學(xué)的內(nèi)容1.水文測驗(或水文信息采集)2.水文預(yù)報3.水文水利計算第二節(jié)水文學(xué)的發(fā)展一

、水文學(xué)簡史英文Hydrology,來源于拉丁語，“水的知識”。

經(jīng)歷了四個發(fā)展時期：1.

萌芽期(公元1600年之前)2.

奠基時期(公元1600-1900年)3.實踐時期(1900-1950年)4.

現(xiàn)代化時期(1950年-)二、中國水文學(xué)的發(fā)展第三節(jié)水文現(xiàn)象的基本特點及研究方法一、水文現(xiàn)象的基本特點1.時程變化上的周期性與隨機(jī)性2.空間變化上的相似性與特殊性天生港狼所

5想百-0.50010

15時間(1997-9-100:00—23:00)日潮位變化過程線3.002.502.001.501.000.500.00一

天生港

一

楊林潮

位

(

米

)25194019601980時間(年)年最大流量變化過程80000600004000020000120000100000年

最

大

流

量

(

m

3

/2000s

)1950

1960

1970

1980

1990

2000時間(年)2500.02000.0

1500.0

1000.0

500.0

0.0年降水量變化過程年

降

水

量

(

m

m

)二

、水文現(xiàn)象的研究方法成因分析法以質(zhì)量守恒、能量(動量)守恒等定理為基礎(chǔ)，

揭示水文現(xiàn)象運(yùn)動變化的機(jī)理、規(guī)律。

數(shù)理統(tǒng)計法水文現(xiàn)象具有隨機(jī)性，從而以概率理論為基礎(chǔ)，研究水文現(xiàn)象特征值的統(tǒng)計規(guī)律。

地理綜合法水文現(xiàn)象具有地區(qū)性，從而通過建立地區(qū)經(jīng)驗公式、繪制各種特征值等值線圖，揭示水

文特征值的地區(qū)規(guī)律。第二章水文循環(huán)第一節(jié)水的奇異物理性質(zhì)1)水是僅次于空氣的最活躍的物質(zhì)之一；2)水有三態(tài)變化，是自然界水文循環(huán)的基礎(chǔ)；3)同其他氫化物相比，水有特別高的溶點和沸點；4)水有特別大的比熱和蒸發(fā)潛熱；5)水有反常的密度變化(4℃時密度最大);6)

水有較大的表面張力；7)

水是各種鹽類很好的溶劑；8)

水具有幾乎不可壓縮性。第二節(jié)水文循環(huán)現(xiàn)象水文循環(huán)的原因(外因、內(nèi)因)△水的不斷蒸發(fā)、輸送、凝結(jié)、降落、產(chǎn)流、匯流的往復(fù)循環(huán)過程蒸騰ETPE降水P蒸發(fā)E陸

地

O包氣帶

。下滲F海洋地下徑流R?△基巖△壤中流Rss地

表

徑

流

R第二節(jié)水文循環(huán)現(xiàn)象(

續(xù)

)

大循環(huán)和小循環(huán)大循環(huán)：海洋

→大氣

→大陸

→海洋(縱向+橫向)小循環(huán)：海洋

→大氣

→海洋(海洋小循環(huán))大陸

→大氣

→大陸(內(nèi)陸小循環(huán))

水文循環(huán)的規(guī)律1)

海洋的蒸發(fā)量多于降水量；2)

大陸的降水量多于蒸發(fā)量；3)大陸外流區(qū)輸入水汽量與輸出水量基本平衡；4)大陸內(nèi)流區(qū)降水量與蒸發(fā)量基本相等。第二節(jié)水文循環(huán)現(xiàn)象(

續(xù)

)水文循環(huán)的作用和意義地球上總水量13.86億Km3,參與循環(huán)的約57.7萬Km3,占0.0416%。1、調(diào)節(jié)氣候；2、塑造了地球表面；3、形成了巨大的水利資源；4、形成一切水文現(xiàn)象。第三節(jié)地球系統(tǒng)中的水及水平衡水資源的概念(廣義水資源、狹義水資源)地球上水的分布冰川雪蓋地下水永凍土層水淡水湖土壤水大氣水河

水生物水13.86億km33500萬km3淡

水68.7%30.1%0.86%0.26%0.05%0.04%0.006%0.003%咸水

97.47%淡水2

.

53%海洋

96.5%陸地

3.5%13.86億km3第三節(jié)地球系統(tǒng)中的水及水平衡(續(xù))水資源問題原因1)

水資源量時空分布不均勻；2)

水資源分布與人口、耕地分布不相適應(yīng)；3)

水環(huán)境污染；4)

水資源浪費。>

對策1)

時間和空間上的合理調(diào)配；2)

積極開展水污染防治；3)

節(jié)約用水。第

三

節(jié)

地

球

系

統(tǒng)

中

的

水

及

水

平

衡

(

續(xù))一、水量平衡1.通用水量平衡方程

O△w

I一0=±△WP,+E+R,+R=E?+qa+R′,+R′g±△W令E=E?-E

。,R,+R=R,R′,+R′g=R

。

則

P,+R?=E+qa+R?±

△WE.PE

qaR′

R

gI=Px+E+R,+RO=E?+qa+R′,+R′gR,Rg一、水量平衡(續(xù))2.河流流域水量平衡方程(1

)閉合流域(沒有流域來水)的水量平衡方程記P=P,R?=0,qa=0,R?=R:某時段

：P=E+R±△W多年平均：P=R+E(2)不閉合流域(有外流域來水)的水量平衡方程某

時

段

：P=R?-R?+E±△W時W

段

：

P?=E?+RV多年平均：

P?=E,+R時

段

：

P=E?-R

土△W多年平均：

P,=E,-REs=50.5×10?km3E?=7.2×10?km3→E=57.7×10?km3P?=45.8×10?km3P?=11.9×10?km3→P=57.7×10?km3一、水量平衡(續(xù))3.全球水量平衡方程大陸海洋全球多年平均：

P=EH=H?+H+Rn+Ra-H?-H-R,若時段較長

H?=H,則：H=R,+R+H-H-R?其中：He=LE二、熱量平衡(續(xù))1.通用熱量平衡方程2.蓄水體熱量平衡方程HnH?

蓄熱量變化量S?△S輻

射輻

射熱

H體大太感蒸S?-S?=±△SH?—波

輻失

熱So射長發(fā)水氣陽應(yīng)HRRR第三章

流域和水系第一節(jié)基本概念分水線：使雨水分別匯集到兩條不同的河流，起著分水作用的地形，是流域的邊界線。流域：匯集地面水和地下水由分水線所包圍的區(qū)域。第二節(jié)流域特征一、流域的平面形狀特征1.河系類型(扇形、羽毛型、平行狀、混合形)2.河流等級3.河網(wǎng)密度流域單元面積內(nèi)干支流長度。4.流域形狀系數(shù)R,=

流域面積/(流域長度)2第二節(jié)

流域特征(續(xù))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.流域面積～高程曲線三、流域自然地理及下墊面情況1.流域地理位置2.流域的土壤巖石性質(zhì)和地質(zhì)構(gòu)造3.流域植被率4.流域湖泊率、沼澤率水分以各種形式從大氣到達(dá)地面統(tǒng)稱降水。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。第一節(jié)降雨的類型一、按降雨的成因分類1.

氣旋雨——隨著氣旋或低壓過境而產(chǎn)生的雨。非鋒面雨氣旋雨

暖鋒雨鋒面雨冷鋒雨非鋒面雨—氣壓向低壓區(qū)輻合引起氣流上升產(chǎn)生降雨。第四章

降

水鋒面雨的形成氣團(tuán)——物理屬性水平分布比較均勻的大范圍空氣團(tuán)。峰面——兩種性質(zhì)不同的氣團(tuán)之間狹窄而傾斜的過渡帶。峰在空間是傾斜的，且向冷空氣一側(cè)傾斜。暖鋒雨：冷暖氣團(tuán)相遇時，暖濕氣團(tuán)推動鋒面向冷氣團(tuán)一側(cè)移動。峰后暖空氣一方面向冷空氣方向推進(jìn)，同時又沿鋒面緩慢上升，在上升過程中冷卻而產(chǎn)生降雨。

因暖鋒坡度很小，

一般為1:150,故暖鋒雨降雨面積大、

雨強(qiáng)小、歷時長。暖氣團(tuán)暖氣暖冷氣團(tuán)暖鋒雨的形成示意圖暖暖暖氣窗氣團(tuán)暖冷鋒雨的形成冷鋒雨：

冷暖氣團(tuán)相遇時，冷燥氣團(tuán)楔入到暖濕氣團(tuán)之下，使暖濕氣團(tuán)上升冷卻而產(chǎn)生降雨。根據(jù)移動速度可分為緩行冷鋒和急型冷鋒。1)緩行冷鋒的降水與暖鋒相似；2)

急行冷鋒移動較快，坡度較大，約為1:70,故

降水范圍小、雨強(qiáng)大、歷時短。冷鋒雨的形成示意圖暖氣團(tuán)緩行冷鋒

急行冷鋒地面受熱升溫，下層空氣膨脹上升和上層空氣形成對流運(yùn)動。下層暖濕空氣上升到高空遇冷凝結(jié)形成

降雨。多發(fā)生在夏季午后，強(qiáng)度大、面積小、歷時短。3.

地形雨暖濕氣團(tuán)在運(yùn)動過程中遇山嶺障礙時，在沿山坡上升過程中逐漸變冷凝結(jié)成雨。地形雨多在迎風(fēng)坡上。4.

臺風(fēng)雨由熱帶海洋上的風(fēng)暴帶到大陸的雨。災(zāi)害性天氣，常發(fā)生在浙、閩、粵、臺灣等沿海省份。2.

對流雨二

、按降雨強(qiáng)度及過程特征分類1.

暴雨——歷時短、強(qiáng)度大、籠罩面積不大。氣象方面規(guī)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。主要影響小流域洪水。2.

暴雨型霪雨——歷時較長、強(qiáng)度變化大。影響區(qū)域洪水。3.霪雨——歷時很長、強(qiáng)度小、籠罩面積大。影響大流域洪水。第二節(jié)

降水要素及其時空變化表示方法1.降水要素降水量、降水歷時和時間、降水強(qiáng)度、降水面積2.

降水量過程線3.

降水量累積曲線4.

降水強(qiáng)度與歷時曲線5.

等雨量線□6.平均深度與面積曲線累積降水量過程線60.040.020.00.018

19時間時間時段降雨累積降雨13:420014:0011.511.514:3033.545.015:3431.976.917:001.678.518:102.280.7時間累積降雨時段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2201001時

段120.0100.0

80.0降水量過程圖降

水

量

(5040m

m

)降

水量

(m

m

)30時間累積降雨時段降雨歷時累積降雨雨強(qiáng)13:0000148.548.514:0011.511.5265.532.815:0060.048.5377.025.716:0077.017.0478.519.617:0078.51.5580.716.118:0080.72.2680.713.480—

降雨強(qiáng)度與歷時曲線60402000

1

2

3

4

5

6

7

8時

間降

水

量

(

m

m

)等雨量線的做法類似于地形圖等高線的做法。等雨量所表示的降水分布與實際降水分布的符合程度取決于：(1)雨量站位置(是否為雨情控制點);(2)雨量站數(shù)目某流域內(nèi)有7個雨量站，根據(jù)各站6小時雨量資料繪出其等雨量線。90平均深度與面積曲線150.0100.050.00.0100面積(Km2)分塊累積面積平均雨深(mm)14120.01-216105.01-33790.81-46079.01-59068.31-610263.9分塊面積(km2)平均雨深(mm)1412021210032180423605304561236705090110暴

雨

平

均

深

度

(

m

m

)120200.0第三節(jié)

區(qū)域平均降水量計算方法常用的區(qū)域(或流域)平均降水量計算方法有：1.算術(shù)平均法適用于面積不大，地形起伏不大，站點較多且布設(shè)較均勻的流域。計算簡便。2.

泰森多邊形法適用于降雨分布不均，站點較少，面積不大的流域。

在確定各站的權(quán)重后也很簡便，且精度較好。缺點是在

各場降雨中把雨量站權(quán)重視為固定，與實際情況不完全

一

致

。3.

等雨量線法適用于面積大、站點密的流域。理論上較完善，但每次降雨都必須繪制等雨量線，并計算權(quán)重，工作量大。

(1)連三角形；(2)作三角形各邊的垂直平分線；(3)以交點連線及與流域邊界相交的垂直平分線構(gòu)成單元面積；(4)量出各單元面積，總面積(5)計算單元面積權(quán)重及流域平均雨量各子塊權(quán)重の,=A,/ZA→

P=

∑@P,泰森多邊形法90總面積

各子塊權(quán)重@,=A;/ZA

→

P=2@,P;等雨量線法第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(bǔ)由于雨量站位置、雨量計高度或軸向、儀器設(shè)備和觀測方法等的改變，會使降水量資料產(chǎn)生系統(tǒng)偏差。對系統(tǒng)偏差，

可采用“雙累積分析方法”進(jìn)行分析和修正。一

、降水資料的一致性鑒別如分析降水資料的前后一致性鄰近多站平均累積年降水量(mm)站累積年降水量(mm)說明自1985年起

，

站逐年測到的降水量比原

來觀測條件下觀測到的

降水量減小了Kc/KB

倍，

為保持降水量資料的一致性，可將85年后觀測的雨量按KB/Kc

的系數(shù)

進(jìn)行改正。第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(bǔ)(續(xù))二

、非一致降水資料的改正鄰近多站平均累積年降水量(mm)站累積年降水量(mm)第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(bǔ)(續(xù))某站大多數(shù)資料都有，部分時間因儀器故障或其它原因缺測，為保持資料的完整性，以利于水文預(yù)報或水文分析計算時使用，需要對缺測資料進(jìn)行插補(bǔ)。如A

站1950年至今的

雨量系列中，缺1957、1958、1961年降雨資料，需要插補(bǔ)。1.

算術(shù)平均法PA=(P?+P?+…+Pn)/n適用條件：插補(bǔ)站多年平均降水量與附近站多年平均降水量相差<10%。2.

比例法PA=(NAP?/N?+NAP?/N?+…+NAPn/N)/n適用條件：插補(bǔ)站多年平均降水量與附近站多年平均降水量相差>10%。3.

等雨量線法對短歷時降水量，由于空間分布不均，插補(bǔ)站降水

量與附近站降水量之間的相關(guān)關(guān)系較差，從等雨量線圖上內(nèi)插效果較好。第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(bǔ)(續(xù))150第五章

土壤水

第一節(jié)

土壤的物理特性1008060402020010002000粒徑(微米)粘粒粉砂細(xì)砂粗砂粒徑(微米)1-22-2020-200200-2000粘粒重量占60%以上—粘土砂粒重量占80%以上—砂土

介于兩者之間——壤土1.土壤質(zhì)地※

土粒分級※

土壤質(zhì)地分類2.土壤結(jié)構(gòu)(團(tuán)粒結(jié)構(gòu))大于指定粒

徑的百分比第一節(jié)土壤的物理特性(續(xù))3.土壤孔隙分類按成因劃分為：質(zhì)地孔隙、結(jié)構(gòu)孔隙、生物孔隙按大小劃分為：無效孔隙、毛管孔隙、非毛管孔隙4.土壤特性的定量表示a)

土壤比重γ,(土壤中固體物質(zhì)與同體積水的重量比)b)土壤容重γ。(土壤中固體物質(zhì)重量與土塊體積之比)c)孔隙比e(土壤中孔隙體積與固體體積之比)d)

孔隙度η,(土壤中孔隙體積與總體積之比)

np=e/(1+e)第二節(jié)

土壤含水量1.

重量含水量(@)同一土樣中水分重量占干土重量的百分比。@=(Ww/W)*100%2.

體積含水量(θ)同一土樣中水分體積占總體積的百分比。θ=(Vw/V)*100%θ/@=(V?/V)/(W?/W)=W,/V=γ.(土壤容重

)3.

飽和度同一土樣中水的體積占全部孔隙體積的百分比。S=(VV)*100%第三節(jié)

土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)一

、土壤水分作用力分子力土壤顆粒表面的分子和離子對水分的吸力。毛管力在未充滿水的毛管孔隙中，因存在液體彎月面的表面張力，形成毛管力，作用于土壤水。重力第三節(jié)

土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))二

、土壤水分的存在形式e

吸濕水土粒分子從空氣中吸附的水分。約幾個分子厚度，為緊束縛水，與水文現(xiàn)象關(guān)系不大。

薄膜水吸濕水外面，土粒剩余分子力所吸持的水分。為受束縛水。毛管水a(chǎn))

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。b)毛管懸著水——受毛管力支持而懸吊于土壤孔隙中的水分。第三節(jié)

土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))二

、土壤水分的存在形式(續(xù))

重力水土壤中在重力作用下能自由移動的水分。a)滲透自由重力水超過田間持水量的滲入水分。b)

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連續(xù)水體，能傳遞靜水壓力。相對不透水層支持重力水——由于土層中存在相對不透水層，滲透水因交界面臨時飽和而產(chǎn)生的能在重力作用下流動的水分。第三節(jié)

土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))三、土壤水分常數(shù)最大吸濕量—飽和空氣中，土壤能吸附的最大水汽量。S

最大分子持水量——土粒分子力所結(jié)合的最大水分量。凋萎含水量——植物無法從土壤中吸收水分，開始永久凋萎時的土壤含水率。毛管斷裂含水量——毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的土壤含水率。S

田間持水量——土壤中保持最大毛管懸著水時的土壤含水率。飽和含水量——土壤中所有孔隙都充滿水時的土壤含水率。6.25個大氣壓毛管力毛管水毛管斷裂含水量最大分子持水量各土壤水分常數(shù)相應(yīng)的水分存在形式與作用力0.001重力重力水吸濕水

薄膜水結(jié)合水作用力水分存在形式飽和含水量田間持水量最大吸濕量凋萎含水量風(fēng)

干分子力自由水100000.331第四節(jié)

土壤水的能量狀態(tài)

勢與力的關(guān)系對土壤水動能可忽略。兩點之間勢的梯度相當(dāng)于作用力。土水勢的構(gòu)成1)基模勢——在未飽和土壤中，由于分子力和毛管力的作用

而使土壤水具有的勢，稱為基模勢?；轂樨?fù)值。2)

壓力勢——在飽和或出現(xiàn)地面積水的土壤中，自由水面下

的土壤水由于靜水壓力的作用而具有的勢，稱為壓力勢。

壓力勢為正值。

重力勢——由于重力作用而使土壤水具有的勢，稱為重力

勢。重力勢的值與參照基面有關(guān)。第四節(jié)

土壤水的能量狀態(tài)(續(xù))e總土水勢1)非飽和土壤中，總土水勢=基模勢+重力勢2)在飽和土壤中，總土水勢=壓力勢+重力勢●靜態(tài)平衡下土水系統(tǒng)各種勢的分布靜態(tài)平衡表明土柱內(nèi)各點總勢相等。取0-0基準(zhǔn)面：A點：PA=H

VgA=0

VmA=0

ΦA(chǔ)=H-B

點：pB=0

VgB=H

B=H→VmB=0C

點：Pc=0

V?c=H+h

=H

→

Vmc=-h考慮取1-1為基準(zhǔn)面時各點的勢。00C分析以下處于靜態(tài)平衡狀態(tài)的土柱中各點勢的分布：分析：靜態(tài)平衡表明土柱內(nèi)各點總勢相等。因C

點總勢為0,故土柱內(nèi)總勢處處為0。Z①(z)=045OVm(z)=-ZVmVg(Z)=ZV?基準(zhǔn)面C第四節(jié)

土壤水的能量狀態(tài)(續(xù))

土壤水分特性曲線反映基模勢(

ψm,通常也記為ψ)與土壤含水率(θ)間關(guān)系的曲

線。同種土樣，在同一濕化(或干化)過程中：θ越大，分子力與毛管力越小，Ivm|或|ψ

|越小，Vm

或ψ越大。θ越小，分子力與毛管力越大，1vm|或|ψ

|越大，ym

或ψ越小。一

砂土—

壤土

—

粘土Vm第五節(jié)

土壤水運(yùn)動的控制方程一

、土壤水的連續(xù)性方程單位時間內(nèi)，流

入控制體的水量-流

出控制體的水量=控制體內(nèi)土壤水的改變量二

、土壤水的運(yùn)動方程●

飽和土壤水流運(yùn)動方程飽和狀態(tài)下，土壤水運(yùn)動滿足達(dá)西定律：B水流方向：勢高處向勢低處飽和三維水流的達(dá)西定律：飽和水力傳導(dǎo)度斷面平均流速實例分析U型均質(zhì)土柱，左側(cè)維持6cm水深不變，右側(cè)L點所在斷面保持穩(wěn)定的出流量，分析圖中各點的勢。分析：因水存在穩(wěn)定流動，故各點勢不等。18cm

02027cm

H

I

J

K

L

①

42

38.45

31.3423.35

18

Vg

36

24

0

0

18

Vm

0

00

0

0

Vp

6

14.45

31.34

23.35

06cm12cm24cm基準(zhǔn)面設(shè)各項同性，

K,=K,=K,=K(θ),

則：V=-K(θ)VΦ水力傳導(dǎo)度K二、土壤水的運(yùn)動方程(續(xù))非飽和土壤水流運(yùn)動方程0=gθ<θsKsK(θ)KBK=θsθ三

、飽和水流的基本微分方程且K?為常數(shù)，故：四

、非飽和水流的基本微分方程非飽和水流中Φ=ψ+Z,

故

：三、非飽和水流的基本微分方程(續(xù))擴(kuò)散系數(shù)DO)

D(θ)

Dθ)水平方向：垂直方向：下滲

—

降落到地面的雨水從土壤表面滲入土壤的過程。第一節(jié)

下滲的物理過程一

、下滲的物理過程根據(jù)水分所受作用力及運(yùn)動特征，干燥土壤在充分供水條件下的下滲分三階段：滲潤階段：主要受分子力作用，入滲水成為薄膜水，當(dāng)土壤含水量達(dá)到最大分子持水量時結(jié)束。滲

漏

階

段

：主要受毛管力、重力作用，入滲水主要成為毛管水，當(dāng)土壤含水量達(dá)到飽和含水量時結(jié)束。滲透階段：

受重力作用，入滲水成為自由重力水向下滲出。第六章

下滲二

、下滲率、下滲能力s

下滲率(f)——

單位時間、單位面積上的實際下滲量。穩(wěn)定下滲率(f。)——處于穩(wěn)定不變時的下滲率。下滲能力(f。)——充分供水時的下滲率。0

50

100

150時間(min)0

50

100

150時間(min)100.080.060.040.020.00.03.002.001.000.00累

積

下

滲

量(

m

m

)5.004.00下

滲

率

(

m

m

/

mi

n三

、下滲過程中土壤含水量的垂向分布規(guī)律討論條件：積水下滲、無地下水、初始含水量均勻、供水時間長過渡帶水分傳遞帶飽和帶過渡帶飽和含水量田間持水量水分傳遞帶含水量(%)深度(m)濕潤鋒風(fēng)干土濕潤鋒濕潤帶濕潤帶飽和帶第二節(jié)

非飽和下滲理論一

、忽略重力作用的下滲◎

條件1.忽略重力；2.供水充分、表面無積水；3.均質(zhì)半無限土柱，初始土壤含水量分布均勻。定解問題方

程初始條件邊界條件θ(z,0)=θ0(0,t)=θ

θ(∞,t)=θ問題求解1.

當(dāng)D(θ)=D

為常數(shù)時，問題變?yōu)椋害?z,0)=θ;

令

y(z,t)=θ(z,t)-

θ,,

則

：θ(0,t)=θθ(∞,t)=θ;以z為參數(shù)，將y(z,t)關(guān)于t作拉氏變換：L[f(t)]=P"L[f(t)]-P"-1f(O)-Pn-2f1(O)-…-fn-1(0)問題求解(續(xù))經(jīng)拉氏變換后問題為：拉氏變換中，象函數(shù)對應(yīng)的原函數(shù)為求逆變換得：?(z,0)=0?(,t)=0解為：問題求解(續(xù))得到原問題的解為，下滲能力曲線形狀為：問題求解1

.

當(dāng)D(θ)=D

為常數(shù)時，問題變?yōu)椋合聺B能力曲線形狀為：(求解過程不展開)二、考慮重力作用的下滲定解問題：Z

向下為正

θ(z,0)=θ2.當(dāng)

D為θ的函數(shù)時，求解過程不展開，結(jié)論：方

程初始條件邊界條件結(jié)論

：第三節(jié)

飽和下滲理論一、基本假定1.半無限土柱，初始土壤含水量分布均勻。2.地面積水深h;3.下滲鋒面以上是飽和的，θ=

θs,K=Ks;4.下滲鋒面以下為初始土壤含水量，吸力hs。ΦA(chǔ)=hp①?=-z-1.下滲鋒面位置θ;

θs二、公式推導(dǎo)fn～Z

的關(guān)系充分供水條件下單位時間單位面積上入滲水量=fpZ——下滲鋒面位移。F=(θ-0)z=f=(θ,-0)

tzdd①B

ΦA(chǔ)

=

K

dz十fp=q=K<<hs)≈K,(1+=-K,q=-Kdo

dz十Z十hZ之Q二、公式推導(dǎo)(續(xù))z(t)的解取前兩項：兩邊積分而

：f,(1)=K,+√

0.5K(θ,-θ)h

t飽和下滲理論和非飽和下滲理論推得的下滲曲線均為t-1/2的函數(shù)，為下滲經(jīng)驗公式的提出奠定了理論基礎(chǔ)。二、公式推導(dǎo)(續(xù))f,(1)的解fp(t)=K,[1+

.2Kθ求t=30min時的S,

和入滲強(qiáng)度i,30min

內(nèi)的入滲總量。解：1入滲鋒面位置S例題

—

—

習(xí)題集P??

第2題已知水平方向入滲的

Green-Ampt公式：(2)入滲點φ=0,入滲鋒面Φ=-h,,入滲點至入滲鋒面的距離為S:(③)入滲總量I=S,(θ,-0)=2.82mm入滲鋒面位置S時間

∑P

∑R

F(t)(min)(mm)

(mm)(mm)0

0.0

0.00.0

1

2.5

0.52.02

5.0

2.0

3.0512.56.3

6.210

25.1

13.2

11.9

15

37.1

20.7

16.4第四節(jié)

經(jīng)驗下滲曲線◎

基本思路：對在特定條件下取得的下滲資料，選配合適的

函數(shù)形式，并根據(jù)曲線擬合的好壞確定其中的各項參數(shù)?！?/p>

累積下滲量曲線0

50

100時

間(min)100.080.060.040.020.00.0累

積

下

滲

量

(

m

m

)150第四節(jié)

經(jīng)驗下滲曲線(續(xù))在獲得(t,f,)數(shù)據(jù)后，給f,(t)配以合適的線型和參數(shù)?！?/p>

霍頓公式f,=f+(fo-f.)e“,f?！跏枷聺B率：f一穩(wěn)定下滲率。ln(f,-f.)=Iln(f?-f.)-kt定參過程

：(1.

根據(jù)資料確定

f,計算不同時刻的In(f,-f.)(2).點繪ln(f,-f.)～t,

過點據(jù)中心定線，在線上取兩點k=t2-t?截距=ln(f?-f.),

故f=f.+e9

水山K;截距l(xiāng)n(fp-fc)?-In(fo-fc)1

山第四節(jié)

經(jīng)驗下滲曲線(續(xù))●

考斯加科夫公式F,=at”,f=nat"?1,a

和n為待定參數(shù)。ln(F,)=ln(a)+nln(t)定參過程：1.計算不同時刻的ln(F?)與In(t)(2).點繪n(F?)~In(t),過點據(jù)中心定線，在線上取兩點：截距=In(a),

故a=e

截距確定出n;第四節(jié)

經(jīng)驗下滲曲線(續(xù))●

菲利浦公式f,=A+B,A

和B為待定參數(shù)。定參過程：①

.計算不同時刻t的1(2).點繪,過點據(jù)中心定線，在線上取兩點：,確定出B;

截距=A,

確定出A第五節(jié)

天然條件下的下滲一、均勻雨強(qiáng)時的下滲

可分三種情況：(1)i>fpo,

則整個下滲過程均按下滲能力下(2)i<fc,

則整個下滲過程均按雨強(qiáng)下滲；ffp(3)f<i<foo,

則先按雨強(qiáng)下滲，后按下滲能力下滲。關(guān)鍵：什么時候開始按f,下滲?這關(guān)系到降雨產(chǎn)流時間。f是t,時刻嗎?回答是“否”it注意：只有按f,下滲時累積下

滲量F

與才有以上關(guān)系，不按

f,下滲，就不能按此線由t查F。注意：不論什么情況累積下滲量F

與f,都有以上關(guān)系，只要已

知F,

就能按此線查出f,?！?/p>

累積下滲量曲線50

100一

下滲率曲線50100時間(min)100.080.060.040.020.00.005.004.003.002.001.000.000累

積

下

滲

量

(

m

m

)時間(min)下

滲

率

(

m

m

/

mi

nF150150√

若f,～F已知，則直接查/,=i

時的F,產(chǎn)流時刻=F/i。√

按，下滲，f,

從f。降到i的累積下滲量F=

面積ABCD,即要F

達(dá)到面積ABCD,

討正好等于fp。√

可實際因為按i下滲。(0,t)累積下滲量F=

面積EBCD,

故tp時刻不產(chǎn)流。√

當(dāng)t,時刻才產(chǎn)流，t,=面積ABCDli。F

F

。

t例

題若充分供水條件下，地面下滲方程為f,(t)=18t

+0.4(mm/min):①

.求累積下滲能力曲線F(t)的表達(dá)式；(2).求雨強(qiáng)i=9.4mm/min的均勻降雨的產(chǎn)流時間。解

：(1).

+0.4)dt=36t2+0.4t(2.a.

即9.4=18t+0.4,解出若按下滲能力下滲，則t=4min

產(chǎn)流，此時累積下滲量F=F(4)=73.6mm。b.

因?qū)嶋H按i=9.4mm/min,故產(chǎn)流時間z=7.4

=7.83min二、變雨強(qiáng)時的下滲假設(shè)t=0時

，F(xiàn)=0,

且△t=1,

則

：第時段，時段初f?=f(F)>i,f?=i,F?=f,r;?=0;第2時段，時段初f2=f(F?)>i,f?=i?,F?=f?+f?,r.2=0第3時段，時段初f?=f(F?)>i,f?=i,F?=f?+f?+f?,T?=0第4時段，時段初fp4=f(F?)<14f?=f?,F?=f?+f?+f?+f,r4=i?-fn4三、下滲的影響因素影響因素總的可歸納為供水和下滲能力兩個方面。下滲能力方面(1)土壤的機(jī)械物理性質(zhì)，水分物理性質(zhì)；(2)下墊面條件、地形地貌；(3)人類活動?！?/p>

供水方面(1)降水性質(zhì)。四

、下滲的空間分布第一節(jié)

蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件一、封閉系統(tǒng)的水面蒸發(fā)記△t內(nèi)，逸出水面的水分子數(shù)為N,

返回水面的水分子數(shù)n。t=t?時

刻

，T=T?,N=n,e=es(T?),

動態(tài)平衡t繼

續(xù)

，

T

升高，N>n,e<es,

蒸發(fā)t=t?

時

刻

，T=T?,N=ne=es(T?),動態(tài)平衡t

繼

續(xù)

，T降低，N<n,e>es,凝結(jié)對于封閉系統(tǒng)，蒸發(fā)量僅與飽和差(熱力條件)有關(guān)。第七章蒸發(fā)與散發(fā)第一節(jié)

蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件(續(xù))二、天然條件下的水面蒸發(fā)1、動力因素：水汽分子擴(kuò)散，空氣對流和紊動(風(fēng)速);高度

有風(fēng)時，全部時刻

高度

無風(fēng)時，不同時刻氣壓差

水面

es

水汽壓

水面

es

水汽壓2、熱力因素：太陽輻射、水溫、氣溫等3、其它因素：空氣濕度，水質(zhì)(含鹽度、渾濁度、色度),水

體大小、水體深淺等。平面上的切應(yīng)力；u—

風(fēng)速；Km一紊動粘滯系數(shù)。當(dāng)與高程無關(guān)時，任意高度t=T?=pu2(u—剪切速度),故：第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法一

、水汽輸送法(基于空氣紊動擴(kuò)散理論研究水面蒸發(fā))

水汽輸送通量與水汽含量在輸送方向上的梯度成正比。P一環(huán)境大氣壓。故引入水平方向切應(yīng)力t的概念：濕空氣密度尺，一水汽素動打散系數(shù)q一

比濕。取z,為風(fēng)速=0的高度，則=0,,e?=es:根據(jù)卡門-普朗德提出的均質(zhì)粗糙流的流速分布：糙度系數(shù)；C?、c?為常數(shù))故：第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法(續(xù))二

、熱量平衡法(基于能量守恒原理研究水面蒸發(fā))先由熱量平衡方程確定蒸發(fā)耗熱量，再除以水的蒸發(fā)潛熱。H?=Rn-He-H+H?-H?若合稱(H?-H。)為R。,則

：H,=Rn-He-H+H。

且H=LE蒸

發(fā)

失

熱

He水體傳導(dǎo)失熱U蓄熱量變化量凈輻

射RH?R,-H-H+Ha=H,R,一水體吸收的凈輻射

(J/min);H—水體傳導(dǎo)給大氣的熱量(J/min);H。一蒸發(fā)耗熱量(J/min);H?—

水體出入流凈熱量含量(J/min);

H,

一

水體儲熱增量(J/min)。T,—

水面溫度；T?—某高度氣溫；e,—

水面溫度T,下飽和水汽壓；e?

一氣溫T下空氣水汽壓。左式H難以確定，設(shè)H=βH

。(β—

波溫比),

則：第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法(續(xù))三

、綜合法或彭曼法(將水汽輸送法與熱量平衡法相結(jié)合)根據(jù)水汽輸送法：根據(jù)熱量平衡法根據(jù)熱量平衡方程

：H+H=R,+H?-H,即：H+LE=R,+H-H,容

易

導(dǎo)

出

：e,—水面溫度T,下飽和水汽壓，e2,—2m高程氣溫下飽和水汽壓。H=yLB(T?-T?),則第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法(續(xù))四

、水量平衡法(基于水量平衡原理研究水面蒸發(fā))E=1+P-0-0?-△SE一

蒸發(fā)量；I—入

流

量

；P—降

水

量

；0

—

出流量；O?—滲漏量；△S—

儲量變量。水量平衡法原理簡單且嚴(yán)密。但因各水量平衡項的觀測和計算均含有誤差，最終都體現(xiàn)在蒸發(fā)量上，當(dāng)

蒸發(fā)量與其它項相比很小時，誤差更大。水量平衡法

只適用于長時段蒸發(fā)量計算。邁耶公式：E=C(ew-ea)(1+0.244v)(mm/d)華東水利學(xué)院公式：五、經(jīng)驗公式法一般形式：E=Kf(u)(e,-e){英制單位}{法定單位}d0.36英寸

英里/h(

英

/

d)第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法(續(xù))應(yīng)耶么三第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法(續(xù))六

、器測法I

P

E

蒸發(fā)器漫溢；沒有滲漏水量。故：t=t1t=t2

P+1-E=△S=h-hE=P+1-(h?-h)常用蒸發(fā)器：φ20cm

、φ80cm

、E601

(直徑61.8cm)。大型蒸發(fā)池：器口面積10m2

、20m2

、100m2。大型蒸發(fā)池所測水面蒸發(fā)量與自然條件下水體的蒸發(fā)量接近。但蒸發(fā)器所測蒸發(fā)量須換算成天然水體蒸發(fā)量：E=kE

器一般無出流量，除非大暴雨引起第三節(jié)

土壤蒸發(fā)一、土壤蒸發(fā)率和蒸發(fā)能力土壤蒸發(fā)率：單位時間單位面積上的土壤蒸發(fā)量(E)◎

土壤蒸發(fā)能力：充分供水時的土壤蒸發(fā)率(Em)二、土壤蒸發(fā)的影響因素●

蒸發(fā)能力方面——日照、溫度、濕度、風(fēng)速等氣象因子土壤含水量(在講“土壤蒸發(fā)過程”時展開壤孔隙地下水位溫度梯度◎

供水條件方面——

一(1)θ>θ田，E=Em整個土層水分輸送通暢，供水充分，按蒸發(fā)能力蒸發(fā)，蒸發(fā)量大而穩(wěn)定。(2)θ斷<θ<θ田，E=f(Em,θ)土層中部分毛管水?dāng)嗔眩┧怀浞?，隨著θ的減小，連續(xù)狀態(tài)愈來

愈多地遭到破壞，蒸發(fā)量急劇減小。(3)θ<0斷，E=CE?(C<<1.0)毛管向上輸送水分的機(jī)制完全遭到破壞，水分只能以薄膜水或氣態(tài)水的形式供給蒸發(fā)，蒸發(fā)量小而穩(wěn)定。EIE,m毛管斷裂含水量第三節(jié)

土壤蒸發(fā)(續(xù))三、土壤蒸發(fā)過程(1)θ田間持水量第四節(jié)

植物散發(fā)一、植物散發(fā)的影響因素1、氣象因素(日照、溫度、濕度、風(fēng)速等);2、土壤含水量當(dāng)土壤含水量充分時，植物散發(fā)達(dá)到或接近散發(fā)能力。隨著土壤含水率的減少，植物散發(fā)漸減。當(dāng)土壤含水量低于凋萎

含水量后，植物散發(fā)基本停止。3、植物種類和生理階段二、植物散發(fā)的規(guī)律E/eE,m作物系數(shù)θ第五節(jié)

流域蒸散發(fā)一、流域蒸散發(fā)的影響因素根據(jù)蒸發(fā)面不同，流域蒸發(fā)包括：水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植被散發(fā)和冰雪蒸發(fā)等。通常流域內(nèi)水面和冰雪覆蓋

面所占比重不大，故對絕大多數(shù)流域，總蒸發(fā)主要包括土

壤蒸發(fā)和植物散發(fā)。因此，影響土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)的因素即是影響流域總蒸發(fā)的因素。綜合起來，影響因素包括：(1)氣象條件(日照、溫度、濕度、風(fēng)速等);(2)流域內(nèi)土壤含水量；(3)流域內(nèi)土壤、植被分布；(4)地形、地貌。(1)θ>θ?,E=Em

(注：θ?

<θ田)供水充分，蒸散發(fā)量大而穩(wěn)定。(2)θ?

<θ<θa,E=(aθ)Em

(注：θ?<θ斷)供水不充分，蒸散發(fā)量隨θ的減小→

而減小。(3)θ<θ6,E=CEm,C=0.05~0.10(1)Em小，則θ小，可在較長時間內(nèi)維

持按蒸散發(fā)能力蒸發(fā)。(2)E大，則θ大，θ略小于θ田，實際

蒸散發(fā)量便降到蒸散發(fā)能力以下。EIEm

個1.0(3)(1)θa蒸散發(fā)能力EIEm二、流域總蒸發(fā)規(guī)律θ?θθ三、流域蒸散發(fā)能力1.流域蒸散發(fā)能力的概念充分供水條件下的流域蒸發(fā)率，是計算流域?qū)嶋H蒸散發(fā)量的基礎(chǔ)。2.流域蒸散發(fā)能力的確定目前主要根據(jù)蒸發(fā)器觀測的水面蒸發(fā)經(jīng)折算后得到流域蒸散發(fā)能力。具體折算如下：Em=K?×E=K?×K?×E=K×EE—

流域蒸散發(fā)能力；E—

水面蒸發(fā)；

E—

蒸發(fā)器蒸發(fā)。K?——流域蒸散發(fā)能力與水面蒸發(fā)的換算系數(shù)；K?—

水面蒸發(fā)與蒸發(fā)器觀測蒸發(fā)的換算系數(shù)；K—流域蒸散發(fā)能力與蒸發(fā)器蒸發(fā)的換算系數(shù)。因△W很難確定，實用中水量平衡法只適用于△W≈0情況下E的確定。多年平均總蒸發(fā)量：△W≈0,P=E+R→E=P-R降雨前后皆蓄滿的雨期蒸發(fā)量：△W≈0,P=E+R→E=P-Rp思路：對閉合流域，滿足水量平衡方程：P=E+R+△W在P、R、△W

已知的情況下，確定出E。四、流域蒸發(fā)量計算水量平衡法R四、流域蒸發(fā)量計算(續(xù))概念性方法(三層蒸發(fā)模式)WU、WL—上、下層土壤含水量；WUM、WLM—

上、下層土壤含水容量；EU

、EL

、ED一上、下、深層蒸發(fā)量；①WU+P≥E時，EU=E,EL=0,ED=0;(2WU+P<E?,WL≥C●WLM時：EU=WU+P,EL=(E-EU)WL/WLM,ED=0;(3WU+P<E?,C(E-EU)≤WL<C●WLM

時：EU=WU+P,EL=C(Em-EU),ED=0;(4)WU+P<E?,WL<C(Em-EU)時：EU=WU+P,EL=WL,ED=C(Em-EU)-EL。第八章

產(chǎn)

流

機(jī)

制第一節(jié)截流與填洼植物截留I,

植物散發(fā)ET填洼D

蒸發(fā)E↓下滲f降雨P(guān)下滲f流域蓄滲過程坡地匯流過程河網(wǎng)匯流過程在該階段，不產(chǎn)生徑流的那部分降水稱為損失量，降雨量減損失量=產(chǎn)流量。坡面匯流壤中匯流

地下匯流徑流形成過程第二節(jié)包氣帶及其結(jié)構(gòu)在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面為界可把土柱劃分成兩

個含水帶。地下水面以下的飽和帶

和地下水面以上的包氣帶。當(dāng)土柱

中不存在地下水面時，就不存在飽

和帶，不透水基巖以上的整個土層

全屬包氣帶。當(dāng)不透水基巖露出地

面時，就不存在包氣帶。包氣帶地下水位飽和帶包氣帶又可劃分成三帶：(1)懸著毛管水帶—供水結(jié)束以后，在

包氣帶上部存在懸著毛管水，厚度

約1.0m

。其水分來源于降水，消耗

于蒸散發(fā)。既是降水的承受面，又

是土壤的蒸發(fā)面，水分變化劇烈，

另稱為影響土層。

支持毛管水帶—在地下水面以上存

在支持毛管水，厚度在1～2m

左右。(3)中間包氣帶—在懸著毛管水帶與支

持毛管水帶之間的水分過渡帶。懸著毛管水帶中間包

氣帶支持毛

管水帶θ包氣帶的水分動態(tài)是指包氣帶中土

壤含水量及水分剖面的增長與消退過

程。1.包氣帶水分的增長包氣帶水分的增長來源于上界面的降水(或灌溉)和下界面的地下水補(bǔ)

給。在天然情況下，地下水的補(bǔ)給一

般處于均衡狀態(tài)。故上界面降水是主

要原因。水分沿垂向的增長可由下滲

理論描述。增長量等于累積下滲量。第三節(jié)包氣帶的水分動態(tài)及對降水的再分配作用一、包氣帶的水分動態(tài)→

θ深度2.包氣帶水分的消退包氣帶水分的消退是由于上界面的蒸散發(fā)和下界面的內(nèi)排水

補(bǔ)給。其中內(nèi)排水只有當(dāng)包氣帶

存在自由重力水時才出現(xiàn)，故上

界面蒸散發(fā)是主要原因。水分沿

垂向的消退可采用三層蒸發(fā)模式

計算。消退量等于蒸發(fā)量?！?/p>

深

度θ二、包氣帶對降水的再分配作用包氣帶中孔隙和裂隙等具有吸收、儲存和輸送水分的功能。1.包氣帶地面對降雨的再分配作用降雨到達(dá)地面以后，

一部分消耗于植物截留、蒸發(fā)、填洼等損失，剩下部分被分成兩部分：超過地面下滲能力(容量)部

分留在地表，其余部分滲入地下。分配的結(jié)果是將雨水分為地

面和地下兩個部分。即：當(dāng)雨強(qiáng)小于下滲能力時，降雨全部滲入地下。PFR,二

、包氣帶對降水的再分配作用(續(xù))2.土層對下滲水量的再分配作用下滲水量(F)一部分以蒸發(fā)形式逸出地面(E)。

剩余部分又被分成“土壤蓄存”和“徑流”兩個部分。蓄存部分是指水分運(yùn)動中為維持土壤含水量等于或小于田間持水量所需的下滲水分。特殊地，當(dāng)包氣帶的起始土壤含水量為最大分子持水量θ?(z),終止土壤含水量為田間持水量θ,(z)時，S=

包氣帶的最大蓄水容θ?(z)一起始土壤含水量θ,(z)一田間持水量9(z)<θ:0(z)>θ:H—

包氣帶厚度量

SM。記W,為包氣帶達(dá)到田間持水量時的土壤含水量(mm),W?

為包氣帶初始土壤含水量(mm),W,

為時段末包氣帶含水量(mm),即：產(chǎn)生徑流部分是指土壤含水量超過田間持水量以后，以自由重力水形式運(yùn)行的部分。記一次降雨中包氣帶的輸水量為T,則

：蓄存部分S=W,-W?蓄存部分S=W,-W若F-E>W,-W?,若F-E<W,-W?

,則：層次土壤中的下滲水流運(yùn)動層次土壤是指土壤物理及水分物理性質(zhì)存在明顯差異的均質(zhì)土層。一般可概括為兩種典型層理：(1)上層粗下層細(xì)一層具有較高水力傳導(dǎo)度的粗質(zhì)地土壤，位于具有較低水力傳導(dǎo)度的細(xì)質(zhì)地土壤之上。當(dāng)供水時，易在交界面形成積水，并逐漸向上回升，產(chǎn)生壓力水頭，在土層存在一定坡度時可產(chǎn)生側(cè)向水流。(2)上層細(xì)下層粗一層具有較低水力傳導(dǎo)度的細(xì)質(zhì)地土壤，位于具有較低水力傳導(dǎo)度的粗質(zhì)地土壤之上。交界面上不產(chǎn)生積水。自然界中的層次性土壤更多的是沿深逐漸變實的非均質(zhì)土壤。兩次分配中的優(yōu)先級：第一次分配：降雨首先滿足下滲，來不及下滲時才有超滲徑流。第二次分配：下滲量首先滿足土壤蓄水，蓄足后才有自由重力水。對層次性土壤：F補(bǔ)充包氣

帶缺水側(cè)向流出量(R)深層下滲量(R)成為自由

重力水E三

、包氣帶的水量平衡方程包氣帶中水分的增長、消退及各種分配間的定量關(guān)系可借助水量平衡方程來描述。整層：

W,-W

。=F-E-R-R以上F

值可由地面以上大氣系統(tǒng)的水量平衡方程求出：F=P-E-1n-R,-△S1,

—

植物截留量，

E—

雨期蒸發(fā)，R,一超滲徑流量，△S?

一

填洼量忽略植物截流量、填洼量、雨期蒸發(fā)量的情況下：F=P-R,分層：①

W,-W??=F-E?-R..-FA+E?(2WB?-WBo=FA-E?-R,B-F?+Ec(3W.-Wco=F?-Ec-R,c-Fc+EpEAEBEcEDA層B層

C層FFFF

CRss,BRSS,A個產(chǎn)流過程是以包氣帶為核心的、對降雨的再分配過程。√

在天然流域中，由于氣候、地形地貌、植被、地質(zhì)構(gòu)造、土壤、地下水埋深等因素的作用與影響，各處包氣帶

的厚度是不同的?！桃园鼩鈳Ш穸葹榭v坐標(biāo)，以流域中包氣帶小于等于該厚度的面積占全部面積的百分比為橫坐標(biāo)，得出流域包氣

帶的分布曲線?！塘饔虬鼩鈳У姆植记€間接反映了流域包氣帶蓄水能力的分布特征。第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件一

、霍頓產(chǎn)流觀念1.把徑流劃分成二類條件，四種情況：i>f,F>D,

則：R,>0R?>0i>f,F<D,

則：R,>0R?=0

i<f,F>D,

則：R,=0R?>0

i<f,F<D,

則：R,=0R?=0i

R,WR?F——累積下滲量(mm)D——

流域缺水量

(mm)2.認(rèn)為地面將降雨分成地表和地下兩種徑流成分；3.

認(rèn)為產(chǎn)流是同步的，即只要i>fp,就全流域產(chǎn)流。第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))二

、傳統(tǒng)觀念與實際現(xiàn)象之間的矛盾如：i<f,

時，也有地表徑流產(chǎn)生；e

i<f時，確實無地表徑流產(chǎn)生，但在出口斷面可觀測

到與降水對應(yīng)的流量過程；◎?qū)?yīng)一次降雨形成兩個形狀不同的洪峰過程；●

全流域產(chǎn)流是十分罕見的。根據(jù)上述矛盾提出疑問：●

徑流成分是否只有2種?徑流產(chǎn)生的條件是否只有4種?既然不是全流域產(chǎn)流，應(yīng)該怎樣描述流域產(chǎn)流?條件：(1)要有界面，即地面(下滲能力f。);(2)要有供水，即降雨(雨強(qiáng)i);(3)要供水大于下滲，即i>,,r=i-f,第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))一、超滲地面徑流(R,)的產(chǎn)流機(jī)制地面徑流產(chǎn)流率第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))二

、壤中流(R?)

的產(chǎn)流機(jī)制條件：(1)要有界面，存在相對不透水層，如上層A和下層B,且下層比上層透水性差；(2)要有供水，即滲入上層的雨水(下滲率fA);(3)要上層供水大于下層下滲，即fA>fB,i>fB;(4)要在界面產(chǎn)生臨時飽和帶，并有側(cè)向排水條件。

r.=fA-fB壤中徑流產(chǎn)流率條件：(1)表層土壤具有較強(qiáng)透水性，i<<fA,R,=0;(2)要有相對不透水層；(3)要有供水，即滲入上層的雨水(下滲率fA);(4)要上層供水大于下層下滲，即fA>fB,i>fB;(5)側(cè)向排水條件較差，界面上產(chǎn)生的臨時飽和帶不

斷上升達(dá)到地面。rsai=i-(rss+fB)第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))三、飽和地面徑流(Rsa)的產(chǎn)流機(jī)制1fAfg第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))四

、地下徑流(R.)的產(chǎn)流機(jī)制條件：(1)要有供水f;(2)包氣帶薄，地下水位高；在地下水面以上、包氣帶

下邊界上存在支持毛管水帶；(3)整個包氣帶土壤含水量達(dá)到田間持水量。條件：(1)壤中流發(fā)育；(2)土壤飽和帶露出地面；(3)要具備有利于壤中流流出的坡度及地形。第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))五

、回歸流(R,)的產(chǎn)流機(jī)制相對不透水層穩(wěn)定狀態(tài)下，

fe≈K,i?雨強(qiáng)下，AB

、BC

界面均可能產(chǎn)

生壤中流；i?雨

強(qiáng)

下

，BC

界面可能產(chǎn)生壤中流；i?雨

強(qiáng)

下

，AB

、BC

界面均不可能

產(chǎn)生壤中流。(1)

KB<i<KA,

可能有R;(2)KB<KA<i,

可能有R,、R和

Rsa

發(fā)生；(3)K?<KB

且K?<i,可能有R,發(fā)

生。i?Zi2

i?

K

A層B層C層第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件(續(xù))KAKB1.0iKB1.0第五節(jié)組合產(chǎn)流的類型和基本產(chǎn)流模式由于包氣帶結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性和降雨特性的多變性，實際發(fā)生的大多是幾種產(chǎn)流機(jī)制的組合。產(chǎn)流機(jī)制的組合——產(chǎn)流模式。一

、基本產(chǎn)流模式R型主要發(fā)生在地下水埋深大，包氣帶厚且透水性差的地區(qū)；雨強(qiáng)相對較大。R,+R

型主要發(fā)生在包氣帶厚，有相對不透水界面，上層透水性差，

下層更差的地區(qū)；雨強(qiáng)相對較大。S

Rat+R

型主要發(fā)生在包氣帶厚，但近地表有相對不透水界面，上

層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強(qiáng)幾乎不超過

地面下滲能力。一、基本產(chǎn)流模式(續(xù))R,+R

型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質(zhì)且透水性一般偏

差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；降雨歷時較長。Rs+R型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，

上層透水性極好，下層透水性略次，包氣帶下有地下

水的地區(qū)；雨強(qiáng)幾乎不超過地面下滲能力。R型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，

上層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強(qiáng)幾乎

不超過地面下滲能力。一、基本產(chǎn)流模式(續(xù))R,+R+R型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，存在相對不透水界面，上

層透水性差，下層透水性更差，包氣帶下有地下水的

地區(qū)；雨強(qiáng)大，降雨歷時長。Rsat+R+R

型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，近地表有相對不透水界面，上層透水性極好，下層透水性很差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強(qiáng)小，降雨歷時長。S

R

型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質(zhì)且透水性極好，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強(qiáng)幾乎不超過地面下滲

能力，降雨歷時長。二、常見產(chǎn)流模式R,型——超滲產(chǎn)流型特點：(1)產(chǎn)流量R取決于和f,R=2(i-f。)1;(2)雨止時土壤含水量仍未達(dá)到田間持水量Wm;(3)徑流成分單一。Rat+R+Rg

型——蓄滿產(chǎn)流型特點：(1)產(chǎn)流時土壤含水量已達(dá)到田間持水量Wm;(2)產(chǎn)流量R

取決于降雨量P和初始土壤含水量

W?,

R=R(P,W?)=P-(Wm-W?)(3)徑流成分復(fù)雜。二、常見產(chǎn)流模式(續(xù))R

型?Rat+R+R

型——轉(zhuǎn)換型對于一個固定地點(或流域),其產(chǎn)流模式并不是一層不變的，在不同的供水和下墊面水分情況下，產(chǎn)流模式可以發(fā)

生轉(zhuǎn)換。條件：主要發(fā)生在包氣帶中等厚度，近地表有相對不透水界面，土層透水性中等，降雨量變化幅度大，地下水位變幅較大的地區(qū)。特點：干旱期：初始土壤含水量W?

小，地下水埋深大——R,型濕潤期：初始土壤含水量W

大，地下水埋深淺——Rsa+R?+R

型第十章

地表水流第一節(jié)河道洪水波一

、洪水波特征的描述s

幾何特征(波長、波高、附加比降)●

相應(yīng)流量、相應(yīng)水位e

波速波體上某一位相點沿河道的運(yùn)動速度—該位相的波速。Ck=dx/dt傳播時間t洪水波上任一位相的水位或流量出現(xiàn)在距離L的下斷面的時差。

當(dāng)C

為常數(shù)時，

二、洪水波的運(yùn)動當(dāng)河段中無旁側(cè)入流時，河段上、下兩個斷面的流量過程線一般有以下差異：洪水波上任一位相的流量，在河段下斷面的出現(xiàn)時間總是遲于上斷面的出現(xiàn)時間。

——洪水波的推移。>河段下斷面流量過程線的形狀一般要比上斷面的低平矮胖一些?！樗ǖ奶够冃巍：樗\(yùn)動的要素H

、Q

、斷面面積A、平均流速V:Q=Q(x,t)或

H=H(x,t)相應(yīng)流量

的波速相應(yīng)流量

的改變量第二節(jié)

圣維南方程組一

、明渠緩變不均勻流水力要素

H、V、Q

等隨時間變化；水流流線彎曲程度小，大致互相平行；動水壓力分布大致與靜水壓力分布相同。二

、連續(xù)方程原理：在不考慮旁側(cè)入流的情況下，上斷面入流量-下斷面出流量=河段蓄水量的改變量蓄水變量

或

洪水波運(yùn)動過程中，過水?dāng)嗝婷娣e隨時間的變化與流量沿河長的變化是相互抵償?shù)?。三、動力方程原理：水流元素運(yùn)動方向總動量變化=沿水流方向作用力的合力。壓力+2T作用于水流元素上的地壓力為可以認(rèn)為緩變流斷面上各點的動水壓力分布符合靜水壓力分布規(guī)律。而作用于任意形狀平面的靜水壓力=平面形心點的壓強(qiáng)×平面面積，故靜水壓2水流元素的總重量W

在水流方向的分量W為：W=(yA