1、工程水文學(xué),第二章 河川徑流形成的基本知識,第一節(jié) 水循環(huán)及水量平衡 一、水循環(huán) 自然界中的水從形態(tài)上（固、液、汽）、位置上（地面、地下、空中）不斷地、周而復(fù)始地變化過程構(gòu)成了水循環(huán)。（圖示）,1、概念 地球上各種形態(tài)的水，在太陽輻射、重力等作用下，通過蒸發(fā)、水汽輸送、凝結(jié)降水、下滲以及徑流等環(huán)節(jié)，不斷地發(fā)生相態(tài)轉(zhuǎn)換和周而復(fù)始運動的過程，稱為水循環(huán)。地球上各類水體，通過水循環(huán)形成了一個連續(xù)而統(tǒng)一的整體。,2、成因 水分循環(huán)的產(chǎn)生有其內(nèi)因和外因。 內(nèi)因是水的“三態(tài)”變化。 外因是太陽輻射和地心引力。太陽輻射分布的不均勻性和海陸的熱力性質(zhì)的差異，造成空氣的流動，為水汽的移動創(chuàng)造了條件。地心引力（重

2、力）則促使水從高處向低處流動。從而實現(xiàn)了水分循環(huán)。,水循環(huán)過程圖,3、水循環(huán)類型,根據(jù)其路徑和規(guī)模分為： 大循環(huán)（又稱外循環(huán)、海陸間循環(huán)） 小循環(huán)（又稱內(nèi)部循環(huán)，包括海洋小循環(huán)和陸地小循環(huán)）。,大陸,海洋,水汽輸送,徑流輸送,蒸發(fā),海陸間循環(huán)：是指海洋水與陸地水之間通過一系列過程所進(jìn)行的相互轉(zhuǎn)換運動。這種循環(huán)又稱為大循環(huán)。 意義：使得陸地上的水不斷得到補充，水資源得以再生。,海洋,蒸發(fā),降水,蒸發(fā),陸地,蒸發(fā),4、水循環(huán)機(jī)理,水循環(huán)服從質(zhì)量守恒規(guī)律。 水循環(huán)的基本動力是太陽輻射和重力作用。 水循環(huán)遍及整個水圈，并深入大氣圈、巖石圈及生物圈，同時通過無數(shù)條路線實現(xiàn)循環(huán)。 從全球看，水循環(huán)是個閉合

3、系統(tǒng)，從局部地區(qū)看水循環(huán)是開放系統(tǒng)。,5、水循環(huán)意義,水分循環(huán)有如自然地理環(huán)境的“血液循環(huán)”，它溝通了各基本圈層的物質(zhì)交換，促使各種聯(lián)系的發(fā)生。水循環(huán)不僅形成統(tǒng)一的水圈，而且將四大圈層聯(lián)系起來，深刻影響著地球表層結(jié)構(gòu)的形成、演化與發(fā)展。 地球上的水循環(huán)是巨大的物質(zhì)和能量流動，是具有全球意義的能量傳輸過程。 水循環(huán)是海陸間聯(lián)系的主要紐帶。從而實現(xiàn)海陸之間的相互作用。 水循環(huán)不斷塑造地表形態(tài)。流水的沖刷、侵蝕、搬運和堆積作用，溶蝕作用。 由于存在水循環(huán)，水才能周而復(fù)始的被重新利用，成為可再生資源。水又是造成洪、澇、旱等自然災(zāi)害的主要原因。,1、定義：某一地區(qū)在某一時段內(nèi)，其收入水量和支出水量的差額

4、，等于該地區(qū)的蓄水變量。,二、水量平衡,2、水量平衡方程： 通用水量平衡方程: I-Q=S,全球水量平衡方程： P全球=E全球,說明全球多年平均降水量等于全球多年平均蒸發(fā)量，在水循環(huán)過程中，全球水量基本不變。,a.海洋水量平衡方程 P海+R-E海= S海 多年平均S海=0， P海+R-E海= 0 （對整個海洋適用） 式中， P海、 E海和R分別為海洋上任意時段降水量、蒸發(fā)量和入海徑流量； P海、 E海和R 分別為海洋上多年平均降水量、蒸發(fā)量和入海徑流量， S海為海洋蓄水變化量。 b.陸地水量平衡方程 外流區(qū)水量平衡方程 P外-E外-R地表-R地下= S外 多年平均 P外-R- E外= 0 式中

5、， P外、E外、R地表、R地下、 S外分別為外流區(qū)任意時段內(nèi)降水量、蒸發(fā)量、 入海的地表和地下徑流量及蓄水變化量； P外、 R 、 E外分別為外流區(qū)多年平均降水量、蒸發(fā)量和徑流量。,內(nèi)流區(qū)水平衡方程（水循環(huán)系統(tǒng)基本閉合，內(nèi)流區(qū)的降水全部轉(zhuǎn)化為蒸發(fā)，沒有水量入海。） 多年平均 P內(nèi)=E內(nèi) 式中， P內(nèi)、E內(nèi)分別為內(nèi)流區(qū)多年平均降水量和蒸發(fā)量。 陸地水平衡方程： （P外+P內(nèi)）-（E外+E內(nèi)）=R P陸-E陸=R,第二節(jié) 河流和流域 一、 概述 1、河流： 沿連續(xù)延伸的凹處流動的天然水體。由水與河槽 兩個要素構(gòu)成。（矛盾統(tǒng)一體） 2、河流分段： 一條河流沿水流方向，自高向低可分為河源、上游、中游、

6、下游和河口五段。 河源是河流的發(fā)源地，多為泉水、溪澗、冰川、湖泊或沼澤等。 河口是河流的終點，即河流注入海洋或內(nèi)陸湖泊的地方。,3、河流分級：干流：從河源到河口，水量最集中，河長最大的水流稱作干流。水系中直接流入海洋、湖泊的河流稱為干流，流入干流的河流稱為支流。干流是水系中最高級別的河流。一級支流：直接入干流的水流；（不考慮河長與水量）二級支流：直接入一級支流的水流。4、河流的左右岸：面向下游左邊的河岸稱為左岸，右邊的河岸稱為右岸。5、河系（水系）：脈絡(luò)相通的大小河流及湖泊、沼澤等水體所構(gòu)成的脈絡(luò)相通的水流系統(tǒng)稱為水系、河系或河網(wǎng)如圖所示。,流域與水系示意圖 1、2、3一河流的級別,6、流域：

7、河流的集水區(qū)域稱為流域。指匯集地面水和地下水的區(qū)域，也就是分水線包圍的區(qū)域。 分水線： 流域的周界線，有地面、地下之分。 閉合流域： 當(dāng)?shù)孛娣炙€與地下分水線相重合，且河道下切較深，能全部匯集本流域地下水的流域稱為閉合流域，否則為非閉合流域。一般將大、中流域當(dāng)作閉合流域。,不閉合流域,二、 河流及流域的主要特征 1、河流長度L（km）： 自河源沿主河道至河口的距離稱為河流長度，簡稱河長，以km計?？稍谶m當(dāng)比例尺的地形圖上量得； 2、河流橫斷面：分單式斷面和復(fù)式斷面； 3、河道縱比降J： 任意河段兩端(水面或河底)的高差h稱為落差，單位河長的落差稱為河道縱比降，簡稱比降，用小數(shù)或干分?jǐn)?shù)表示。常用

8、的比降有水面比降和河底比降。河流沿程各河段的比降都不相同，一般自河源向河口逐漸減小。水面比降隨水位的變化而變化，河底比降則較穩(wěn)定。當(dāng)河段縱斷面近于直線時比降按下式計算；,式中 J河段的比降； h1、h0河段上、下斷面水面或河底高程，m L河段長度；m。,式中h0 , hn自下游到上游沿程各點河底高程、 l1 , ln相鄰兩點間的距離。m； L 河段的全長m。 （簡介推導(dǎo)） 如果縱剖面呈曲線形，則用折線逼近。,4、河網(wǎng)密度： 流域內(nèi)河流干支流總長度與流域面積的比值稱為河網(wǎng)密度，以kmkm2計。即流域平均單位面積上的河流長度。表示流域內(nèi)河網(wǎng)疏密程度，反映流域匯流能力。密，匯流強(qiáng)；疏，弱。 5、流域

9、面積： 流域分水線包圍區(qū)域的平面投影面積，稱為流域面積，記為F，以km2計?？稍谶m當(dāng)比例尺的地形圖上勾繪出流域分水線量出其流域面積。反映流域大小，是流域的主要幾何特征。,6、流域的長度和平均寬度 流域長度就是流域軸長。以流域出口為中心向河源方向作一組不同半徑的同心圓，在每個固與流域分水線相交處作割線，各割線中點的連線的長度即為流域的長度，以km計。流域面積與流域長度之比稱為流域平均寬度，以km計。 7、流域的平均高度和平均坡度 將流域地形圖劃分為100個以上的正方格，依次定出每個方格交叉點上的高程以及與等高線正交方向的坡度，取其平均值即為流域的平均高度和平均坡度。,8、流域自然地理特征 包括流

10、域的地理位置、氣候特征、下墊面條件等。 (1)流域的地理位置。流域的地理位置以流域所處的經(jīng)緯度來表示，它可以反映流域所處的氣候帶，說明流域距離海洋的遠(yuǎn)近，反映水文循環(huán)的強(qiáng)弱。 (2)流域的氣候特征。包括降水、蒸發(fā)、濕度、氣溫、氣壓、風(fēng)等要素。它們是河流形成和發(fā)展的主要影響因素，也是決定流域水文特征的重要因素。 (3)流域的下墊面條件。下墊面指流域的地形、地質(zhì)構(gòu)造、土壤和巖石性質(zhì)、植被、湖泊、沼澤等情況，這些要素以及上述河道特征、流域特征都反映了每一水系形成過程的具體條件，并影響徑流的變化規(guī)律。在天然情況下，水文循環(huán)中的水量，水質(zhì)在時間上和地區(qū)上的分布與人類的需求是不相適應(yīng)的。為了解決這一矛盾，

11、長期以來人類采取了許多措施，如興修水利、植樹造林、水土保持、城市化等措施來改造自然以滿足人類的需要。人類的這些活動，在一定程度上改變了流域的下墊面條件從而引起水文特征的變化。因此，當(dāng)研究河流及徑流的動態(tài)特性時，需對流域的自然地理特征及其變化狀況進(jìn)行專門的研究。,第三節(jié) 降水,一、降水的成因 降水是指液態(tài)或固態(tài)的水汽凝結(jié)物從云中降落到地面的現(xiàn)象，如雨、雪、霰、雹、露、霜等等，其中以雨、雪為主。降水是水文循環(huán)中最活躍的因子，它是一種水文要素，也是一種氣象要素。,成因: 自海洋、河湖、水庫、潮濕土壤及植物葉面等蒸發(fā)出來的水汽進(jìn)入大氣后，由于分子本身的擴(kuò)散和氣流的傳輸作用分散于大氣中?？諝庵械乃?/p>

12、有一定的限度，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。多余的水汽就要發(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、上升高度越高、氣壓越低。因此，在上升過程中，這團(tuán)空氣的體積就要膨脹在與外界沒有發(fā)生熱量交換、即絕熱條件下，體積膨脹的結(jié)果必然導(dǎo)致氣團(tuán)溫度下降。這種現(xiàn)象稱為動力冷卻。當(dāng)氣團(tuán)上升到一定高度，溫度降到其露點溫度時，這團(tuán)空氣就達(dá)到了飽和狀態(tài)，再上升就會過飽和而發(fā)生凝結(jié)形成云滴。云滴在上升過程中不斷凝聚，相互碰撞，合并增大。旦云滴不能被上升氣流所頂托時，在重力作用下降落到地面成為降水。,必備條件：充足的水汽 上升運動 凝結(jié)核,二、降雨

13、的分類 按空氣抬升的原因降雨可分為：,鋒面雨,對流雨 因地表局部受熱氣溫向上遞減率過大大氣穩(wěn)定性降低，下層空氣膨脹上升與上層空氣形成對流運動。上升的空氣形成動力冷卻而致雨稱為對流雨。因?qū)α魃仙俣瓤欤纬傻脑贫酁榇怪卑l(fā)展的積狀云。降雨強(qiáng)度大，歷時短。雨區(qū)較小。,對流雨特點：對流雨多發(fā)生在夏季酷熱的午后，一般降雨強(qiáng)度大、范圍小、歷時短。,返回,(2)地形雨 空氣在運移過程中，遇山脈的阻擋氣流被迫沿迎風(fēng)坡上升，由于動力冷卻而成云致雨稱為地形雨。此外，山脈的形狀對降雨也有影響。如喇叭口、馬蹄形的地形，若它們的開口朝向氣流來向，則易使氣流輻合上升產(chǎn)生較大的降雨如圖211所示。地形雨的降雨特性因空氣本身

14、溫濕特性，運行速度以及地形特點而異，差別較大。,地形雨特點：地形雨多集中在迎風(fēng)坡，背風(fēng)坡雨量較少。,返回,(3)鋒面雨：在了解鋒面雨之前，首先要學(xué)習(xí)幾個概念： 氣團(tuán)：指一定范圍（大范圍，水平幾百KM至幾千KM，垂直范圍幾KM至幾十KM）相對比較均勻的大團(tuán)空氣稱為氣團(tuán)。按熱力性質(zhì)可分為暖氣團(tuán)和冷氣團(tuán)。 鋒面：兩個溫濕特性不同的氣團(tuán)相遇時，在其接觸區(qū)由于性質(zhì)不同來不及混合而形成一個不連續(xù)面稱為鋒面。所謂不連續(xù)面實際上是一個過渡帶，所以又稱為鋒區(qū)。（因過渡帶的水平尺度與大范圍氣團(tuán)尺度相比很小，可以看作一個“面”）鋒面的長度從幾百公里到幾千公里不等。伸展高度，低的離地12km高的可達(dá)10 km以上。由

15、于冷暖空氣密度不同、暖空氣總是位于冷空氣上方。在地轉(zhuǎn)偏向力的作用下，鋒面向冷空氣一側(cè)傾斜，冷氣團(tuán)總是楔入暖氣團(tuán)下部暖空氣沿鋒面上升。由于鋒面兩側(cè)溫度、濕度、氣壓等氣象要素有明顯的差別因此，鋒面附近常伴有云、雨、大風(fēng)等天氣現(xiàn)象。鋒面活動產(chǎn)生的降水統(tǒng)稱鋒面雨。 鋒線：鋒面與地面的交線稱為鋒線。 鋒：鋒面與鋒線的統(tǒng)稱。,基本概念：,氣團(tuán)：溫度、濕度、氣壓等物理性質(zhì)比較均勻、相似的大團(tuán)空氣。,根據(jù)溫度特征分為冷氣團(tuán)和暖氣團(tuán)，根據(jù)濕度特征分為海洋氣團(tuán)和大陸氣團(tuán),鋒面：冷暖氣團(tuán)的交界面。,類型 ：,冷鋒：冷氣團(tuán)主動向暖氣團(tuán)移動的鋒。,暖鋒：暖氣團(tuán)主動向冷氣團(tuán)移動而形成的鋒。,準(zhǔn)靜止鋒：勢力相當(dāng)，兩個氣團(tuán)僵

16、持在一起形成的鋒。,鋒面隨冷暖氣團(tuán)的移動而移動。根據(jù)鋒面兩側(cè)冷暖氣團(tuán)的移動方向及結(jié)構(gòu)的不同，可將鋒分為冷鋒、暖鋒、靜止鋒和錮囚鋒。由于鋒面活動產(chǎn)生的降水統(tǒng)稱鋒面雨。鋒面雨比較常見，常伴有大風(fēng)，雨面大，歷時較長，雨量較大。與鋒相對應(yīng)，鋒面雨就可以分為冷鋒雨、暖鋒雨、靜止鋒雨和錮囚鋒雨。 (1)冷鋒雨：冷氣團(tuán)起主導(dǎo)作用，或是因其移動緩慢而迫使暖空氣沿鋒面上升，或是因其移動速度快，迫使暖氣團(tuán)產(chǎn)生強(qiáng)烈的上升運動，推動鋒面向暖氣團(tuán)一側(cè)移動，這種鋒稱為冷鋒。如圖a所示，它所形成的雨為冷鋒雨。冷鋒雨是影響我國天氣的最重要天氣系統(tǒng)之一。特點：降雨強(qiáng)度大，歷時較短，雨區(qū)窄，一般僅數(shù)10 km。,(2)暖鋒雨：暖

17、氣團(tuán)起主導(dǎo)作用，推動鋒面向冷氣團(tuán)一側(cè)移動，這種鋒稱為暖鋒。這時形成的雨叫暖鋒雨。特點：降雨強(qiáng)度不大，但歷時較長。在夏季當(dāng)暖氣團(tuán)不穩(wěn)定時，也可出現(xiàn)積雨云和雷陣雨天氣。 (3)準(zhǔn)靜止鋒雨：冷暖氣團(tuán)勢均力敵，在某一地區(qū)停滯少動或來回擺動的鋒稱為準(zhǔn)靜止鋒。簡稱靜止鋒，如圖212(C)。這時形成的雨叫準(zhǔn)靜止鋒雨。特點：降雨強(qiáng)度小，但持續(xù)時間長，可達(dá)10天或半月，甚至一個月。 (4)錮囚鋒雨：當(dāng)三種熱力性質(zhì)不同的氣團(tuán)相遇，如冷鋒追上暖鋒或兩條冷鋒相遇，暖空氣被抬離地面，錮囚在高空，稱為錮囚鋒，如圖212(D)。這時形成的雨叫錮囚鋒雨。由于錮囚鋒是兩條移動的鋒相遇合并而成，所以它不僅保留了原來鋒面的降水特性

18、，而且錮囚后暖空氣被拾升到錮囚點以上，上升運動進(jìn)一步發(fā)展，使云層變厚，降水量增加，雨區(qū)擴(kuò)大。 這四種鋒面雨，總的來講，冷鋒雨強(qiáng)度大，歷時較短，雨區(qū)范圍較?。?暖鋒雨強(qiáng)度小，歷時較長，雨區(qū)范圍較大； 準(zhǔn)靜止鋒雨強(qiáng)度較大，歷時長。,試做天氣預(yù)報員,天氣預(yù)報：冷鋒將向（ ）移動，受其影響，我國黃河中下游地區(qū)將出現(xiàn)（ ）天氣，氣溫也將明顯（ ）。暖鋒將朝（ ）移動，受其影響，我國吉林北部、黑龍江南部將出現(xiàn)（ ）天氣，氣溫將（ ）。我國西北在（ ）控制下，以（ ）天氣為主。,東南,陰雨,下降,北方,陰雨,上升,反氣旋,晴朗,思考：兩種鋒面有何異同？,冷鋒系統(tǒng).swf,？ 該鋒面是什么鋒？,該鋒過境前、過

19、境時、過境后是什么樣的天氣？,冷鋒,過境前：晴朗； 過境時：陰天 下雨 刮風(fēng) 降溫； 過境后：晴朗。,思考,？,該鋒是什么鋒？,該鋒過境前、過境時、過境后是什么天氣？,暖鋒,過境前：晴朗； 過境時：連續(xù)性降水； 過境后：晴朗,返回,(4)氣旋雨 氣旋是中心氣壓低于四周的大氣旋渦。在北半球,氣旋內(nèi)的空氣作逆時針旋轉(zhuǎn)，并向中心輻合，引起大規(guī)模的上升運動，水汽因動力冷卻而致雨，稱為氣旋雨。特點：雨強(qiáng)、雨量大，歷時不長，面積不是很大，常伴大風(fēng)。 河南75、8暴雨就是氣旋雨，3天雨量達(dá)1630mm，垮板橋水庫、石漫灘水庫，淹18個縣，死傷數(shù)10萬人。,氣旋雨特點：降水范圍最廣，時間最久。,二、降雨觀測（

20、由氣象站或水文站完成） 常見儀器：雨量筒和自記雨量計 雨量筒：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，如圖222所示。承雨器口徑為200 mm，安裝時器口一般距地面700 mm，筒口保持水平。分辨率為0.1m m。一般采用2段制進(jìn)行觀測，即每日8時及20時各觀測一次。雨季增加觀測段次，如4段制或8段制，雨大時還需加測。觀測時用空的儲水瓶將雨量器內(nèi)儲水瓶換出，用雨量杯量出降水量。當(dāng)降雪時，僅用外筒作為承雪器具，待雪融化后計算降水量。每日8時至次日8時降水量作為當(dāng)日降水量。,自記雨量計：是觀測降雨過程的自記儀器?？勺詣佑涗浗涤赀^程，原理：利用水的浮力驅(qū)動，與時鐘連接。記錄紙上

21、記錄下來的曲線是累積曲線，既表示雨量的大小，又表示降雨過程的變化情況，曲線的坡度表示降雨強(qiáng)度。,三、降雨特性及降雨資料的圖示法 1、降雨特性： 降雨量mm，降雨歷時h，降雨強(qiáng)度mm/h，降雨面積km2，降雨中心（降雨量最大的局部地區(qū)） 降雨量mm：一定時段內(nèi)降落在某一點或某一面積上的總雨量，常用深度表示。指與洪水過程相應(yīng)的一次降雨過程的總量，它可以指某個雨量站的降雨量，若對一個流域而言，則指流域的面平均雨量。 降雨歷時h：一次降雨所經(jīng)歷的時間，以min或h計。 降雨強(qiáng)度mm/h：單位時間內(nèi)的降雨量。 降雨面積km2：降雨籠罩的水平面積。 降雨中心（降雨量最大的局部地區(qū)）,2、降雨資料圖示法：

22、用圖示的方法將降雨特性中的幾個或全部表征出來。 降雨量隨時間的變化-降雨量線表示，即降雨量過程線，時段降雨量隨時間的變化過程線。 通常以時段平均雨強(qiáng)為縱坐標(biāo)。時間為橫坐標(biāo)的柱狀圖表示，也常稱為降雨量過程線，如圖中的1線。當(dāng)時段取得很小并趨于零，1線變?yōu)楣饣€，即為瞬時雨強(qiáng)i過程線，如圖中2線所示。,據(jù)此，可繪制降雨量累積曲線，表示自降雨開始起至各時刻降雨量的累積值P隨時間的變化過程線，稱為降雨量累積曲線。曲線上任意一點的坡度就是該時刻的瞬時降雨強(qiáng)度i，而曲線上任一時段的平均坡度就是該時段的平均降雨強(qiáng)；根據(jù)它的平均坡度即可求得各時段內(nèi)的平均雨強(qiáng)。,降雨量的空間分布-降雨量等值線圖表示 把降雨量

23、相等的點連成的線稱為等雨量線，若干等雨量線組成的圖稱為等雨量線圖（與地形等高線相似）,降雨特性綜合曲線（根據(jù)時、空分布的基本資料加工繪制） 強(qiáng)度-歷時曲線：統(tǒng)計降雨強(qiáng)度過程線中各種不同歷時的最大平均雨強(qiáng)，如圖4-2(a)所示。以平均雨強(qiáng)為縱坐標(biāo)，歷時為橫坐標(biāo)，點繪而成。最大平均雨強(qiáng)與歷時的關(guān)系即為降雨強(qiáng)度歷時曲線，如圖4-2(b)所示。由圖中可以看出，同一場降雨的雨強(qiáng)隨歷時增長而減小。不同場降雨因降雨過程不同，因而雨強(qiáng)歷時曲線也不同，如圖4-2(c)所示。它可以反映該場降雨的核心部分的雨強(qiáng)變化特性。 平均深度-面積曲線（由降雨量等值線圖加工繪制） 對一場或一定歷時的降雨，首先繪制某種歷時的等雨

24、量線，并從最大雨深處(暴雨中心)向外量取不同等雨量線包圍的面積，并求出各面積上的平均降雨量。各包圍面積與相應(yīng)面平均雨量之間的關(guān)系稱為雨深面積關(guān)系。此曲線表示不同面積上的最大平均雨深。一般為指數(shù)衰減曲線，面積愈大，平均雨深愈小。,平均雨深-面積-歷時曲線，簡稱時面深關(guān)系曲線 因雨深隨歷時而定，對一場降雨，可選取各種歷時(如1、3、6、12、24、72h)的等雨量線圖，分別作雨深面積關(guān)系曲線，并繪于同一張圖上，即為時-面-深曲線，如圖2-4所示。 曲線規(guī)律為：當(dāng)歷時一定時，面積愈大，平均雨深愈?。划?dāng)面積一定，歷時愈大，平均雨深愈大。,四、流域平均降雨量的計算 雨量站觀測的雨量，是反映站點附近的降雨

25、情況，稱作點雨量，在水文計算中，需要知道整個流域面上的雨量分布，計算平均雨量，稱作面雨量。這就涉及到由各站點的點雨量推求流域平均降雨量即面雨量的問題。,五、常用的計算方法有三種： 1、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，可根據(jù)各站同時段觀測的降雨量用算術(shù)平均法推求。 把流域內(nèi)所有雨量站同期雨量累加，除以站數(shù)，得到該時段的流域平均雨量。計算公式如下： 式中： xi流域內(nèi)第i個雨量站同一時段降內(nèi)的降雨量mm n雨量站個數(shù)； 流域某時段平均降雨量，mm； 適用條件：流域內(nèi)雨量站分布均勻；流域地形起伏變化不大。,2、泰森多邊形法：如圖所示。 先用直線連接相鄰雨量站(包括流域周邊外

26、的雨量站)，構(gòu)成若干個三角形（盡量避免鈍角三角形），再作每個三角形各邊的垂直平分線這些垂直平分線將流域分成n個多邊形，流域邊界處的多邊形以流域邊界為界。每個多邊形內(nèi)有一個雨量站，以每個多邊形內(nèi)雨量站的雨量代表該多邊形面積上的降雨量，最后按面積加枚推求流域平均降雨量。,計算公式如下： 式中：fi-第i個雨量站所在多邊形的面積，km2； F-流域面積，km2； 其余符號同前，式中fi/ F稱為面積權(quán)重。 適用條件：雨量站分布不太均勻；地形起伏較大時 包含假定：流域內(nèi)任何一點的降雨量，都可用和它距離最近的雨量站代表。,與算術(shù)平均法相比較：泰森多邊形法適用條件寬，計算結(jié)果較合理（能充分利用資料，不但要

27、用流域內(nèi)，而且可以用流域附近雨量站的資料） 思路：將流域及其附近雨量站繪在地形圖上；把相鄰雨量站兩兩連接，構(gòu)成若干個三角形；做每個三角形各邊的中垂線，這些中垂線和流域邊界把流域劃分為若干個多邊形，每個多邊形都對應(yīng)一個雨量站；把每個多邊形占全流域面積的比例作為權(quán)數(shù)，用對應(yīng)的雨量站雨量加權(quán)平均計算流域的平均雨量。,3、等雨量線圖法：當(dāng)流域內(nèi)雨量站分布較密時，可根據(jù)各雨量站同時段觀測的雨量繪制等雨量線圖，如圖2所示，然后用等雨量線圖推算流域平均降雨量。,計算公式如下： 式中：fi相鄰兩條等雨量線間的面積，km2 xi相應(yīng)于fi上的平均雨深，一般采用相鄰兩條等雨量線的平均值， mm， 其余符號同前。

28、比較：精度高，工作量大，需要的資料多，適用范圍小。,作業(yè)1 1、某流域雨量站分布情況如圖1，根據(jù)五萬分之一地形圖用求積儀量得流域面積為87.5km2。1974年8月19日發(fā)生一次暴雨，各雨量站觀測的雨量及其對應(yīng)的泰森多邊形面積如表1，要求： （1）補畫出流域上的泰森多邊形； （2）用泰森多邊形法計算流域各時段平均雨深及日平均雨深； （3）選用較合理的一種成果繪制降雨量過程線和累積雨量線。,表1 某流域降雨資料 單位：mm,圖1 某流域雨量站分布圖,第四節(jié) 蒸發(fā) 蒸發(fā)：水由液態(tài)或固態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)的過程稱為蒸發(fā)。 流域蒸發(fā)包括三個方面：水面蒸發(fā)；土壤蒸發(fā)；植物散發(fā)。 蒸發(fā)面為水面時稱為水面蒸發(fā)；蒸發(fā)

29、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)。 一、水面蒸發(fā)：水面蒸發(fā)是指在自然條件下，水面的水分從液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)進(jìn)出水面的物理過程，可概括為水分汽化和水分?jǐn)U散兩個階段。,水面蒸發(fā)是在充分供水條件下的蒸發(fā)。確定水面蒸發(fā)量的大小，通常有兩種途徑：器測法和間接計算法。 器測法是應(yīng)用蒸發(fā)器或蒸發(fā)池直接觀測水面蒸發(fā)量。我國水文和氣象部門采用的水面蒸發(fā)器有：-20型、80套盆式、E-601型蒸發(fā)器，以及水面面積為20 m2和100 m2的大型蒸發(fā)池。由于蒸發(fā)器的蒸發(fā)面積遠(yuǎn)較天然水體為小，其受熱條件與大水體有顯著的差異，所以，蒸發(fā)器觀測的數(shù)值不能直接作為如水庫這樣的大水體的水面蒸發(fā)值。也就是

30、說帶有系統(tǒng)誤差（偏大），要乘上修正系數(shù)（通過對比觀測資料率定） 間接計算： 間接計算法是利用氣象或水文觀測資料間接推算蒸發(fā)量，方法有：水汽輸送法、熱量平銜法、彭曼法、水量平衡法、經(jīng)驗公式等等。,1) 器測法 用蒸發(fā)器或蒸發(fā)池觀測水面蒸發(fā)。 E=kE 式中，E為天然水面蒸發(fā)量；E為蒸發(fā)器實測蒸發(fā)量；k為蒸發(fā)器折算系數(shù)。,2)間接法之經(jīng)驗公式法 常用的經(jīng)驗公式為：E=f(u)(es-ez) 式中，E為天然水面蒸發(fā)量； u為水面上某高處風(fēng)速； es為水面溫度下的飽和水汽壓； ez為距水面上z處的水汽壓， (es-ez)為飽和汽壓差； 函數(shù)f，不同地區(qū)，形式不一樣。,二、土壤蒸發(fā)： 土壤蒸發(fā)是土壤中所

31、含水分以水汽的形式逸入大氣的現(xiàn)象，土壤蒸發(fā)過程是土壤失去水分或干化過程。土壤是一種有孔介質(zhì)，具有吸收、保持和輸送水分的能力因此，土壤蒸發(fā)還受到土壤水分運動的影響。由此可知，土壤蒸發(fā)比水面蒸發(fā)復(fù)雜。一般分為三個階段： 第一階段：當(dāng)土壤含水量在田間持水量（田間一定深度土層中所能保持的最大毛管懸著水量）以上時，接近水面蒸發(fā)速度，氣象條件是主要影響因素。 由于蒸發(fā)耗水，土壤含水量不斷減少，當(dāng)土壤含水量降到田間持水量以下時，土壤中毛細(xì)管的連續(xù)狀態(tài)將逐漸被破壞，從土層內(nèi)部由毛細(xì)管作用上升到土壤表面的水分也將逐漸減少，這時進(jìn)入第二階段。,第二階段：當(dāng)含水量在田持至毛管水?dāng)嗔央A段，蒸發(fā)速度與含水量成正比，土壤

32、濕度成為主要影響因素。 田間持水量：指土壤中所能保持的最大毛管懸著水量。當(dāng)土壤含水量超過這一限度時，多余的水分不能被土壤所保持，將以自由重力水的形式向下滲透。田間持水量是劃分土壤持水量與向下滲透水量的重要依據(jù)，對水文學(xué)有重要意義。 在這一階段內(nèi)，隨土壤含水量的減少供水條件越來越差，土壤蒸發(fā)量也就越來越小。此時，土壤蒸發(fā)不僅與氣象因素有關(guān)，而且隨土壤含水量的減少而減少。土壤蒸發(fā)率與土壤含水量W大體成正比。當(dāng)土壤含水量減至毛管斷裂含水量（毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的含水量），毛管水完全不能到達(dá)地表后，進(jìn)入第三階段。,第三階段：含水量降至毛管斷裂含水量之下，蒸發(fā)很緩慢。在這一階段毛管向土壤表面輸

33、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)水的形式向地表移動，運動十分緩慢，蒸發(fā)率微小。在這種情況下，不論是氣象因素還是土壤含水量對土壤蒸發(fā)均不起明顯作用。 毛管斷裂含水量：毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的含水量。當(dāng)土壤含水量大于此值時，懸著水就能向土壤水分的消失點或消失面(被植物吸收或蒸發(fā))運行。低于此值時連續(xù)供水狀態(tài)遭到破壞，達(dá)時，土壤水分只有吸濕水和薄膜水，水分交換將以薄膜水和水汽的形式進(jìn)行。 觀測較困難，可采用“稱重法”，一般站點無資料。,I. 第一階段：土壤充分濕潤，供水充足，E接近最大蒸發(fā)能力EM； II 第二階段：土壤水分減少，WW田，供水條件變差，E逐漸減??； E=W/W

34、田EM III 第三階段：WW斷，水分運動十分緩慢，蒸發(fā)率很小。,1）土壤蒸發(fā)的影響因子 氣象因素：氣溫，風(fēng)速，飽和水汽壓差(es-ez) 土壤因素：土壤含水量，土壤特性，植被，地形,2）土壤蒸發(fā)量觀測 土壤蒸發(fā)量常用方法有器測法、水量平衡法和經(jīng)驗公式法等。 器測法計算公式：,式中，G1，G2分別前后土壤干重；P為降落在土壤蒸發(fā)器上的降雨量；R為徑流；q為引流量。,三、植物散發(fā)：在植物生長期，植物根系吸收水分，再從葉面和枝干散發(fā)出去的過程，是一種生物物理過程，比水面蒸發(fā)及土壤蒸發(fā)更為復(fù)雜，它與土壤環(huán)境、植物的生理結(jié)構(gòu)以及大氣狀況有密切的關(guān)系，很難觀測。美國做過少量農(nóng)作物實驗，我國自80年代末也

35、有一些研究單位開始從事這方面的研究。 需要進(jìn)行估算，如用水量平衡法。根據(jù)水量平衡原理，測定出一塊樣地或流域的整片植物群落生長期始末的土壤含水量、土壤蒸發(fā)量、降雨量、徑流量和滲漏量，再用水量平衡方程即可推算出植物生長期的散發(fā)量。,四、流域總蒸發(fā)估算 流域總蒸發(fā)(流域蒸散發(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)。由于各項的蒸發(fā)量的測定困難，一般都是用流域水量平衡方程來估算。利用流域多年平均情況下的水量平衡方程和實測的降水量、徑流量資料，進(jìn)行反推。（方程在第七節(jié)講）,(1) E=E水+E陸+E植 (2) 水量平衡方程法 E=P-R-W,第五節(jié) 土壤水、下滲與地下水,一、土壤水 1、土壤水的

36、形態(tài) 土壤水按其形態(tài)不同可分為氣態(tài)水、吸著水、毛管水和重力水等。（重力、毛管力、固體顆粒的吸力、表面張力） （1）氣態(tài)水：存在于土壤孔隙中的水汽，有利于微生物的活動，對植物根系有利，但數(shù)量較少，在計算中被忽略。,（2）吸著水：包括吸濕水和薄膜水。吸濕水被緊束于土粒表面，不能在重力和毛管力的作用下移動。薄膜水吸附于吸濕水的外部，能沿土粒表面進(jìn)行數(shù)度極小的移動。 （3）毛管水是在毛管力作用下土壤中所能保持的那部分水分。分為上升毛管水和懸著毛管水。上升毛管水是指地下水沿著土壤毛細(xì)管上升的部分，懸著毛管水來自降雨或灌水，在不受地下水補給時，上層土壤由于毛管作用下所能保持的地面滲入的水分。 （4）重力水

37、：土壤中超出毛管含水率的水分在重力作用下很易排出，這種水分稱為重力水。,2、幾個重要的含水量 飽和含水量（最大持水量） 田間持水量： 凋萎系數(shù)： 為保證旱作物豐產(chǎn)和水資源的高效利用，一般要求土壤含水量在_和_之間。,膜狀水,膜狀水,二、下滲 下滲是指降落到地面上的雨水從地表滲入土壤內(nèi)的運動過程。下滲不僅直接決定地面徑流量的大小，同時也影響土壤水分的增長，以及表層流與地下徑流的形成。因此，分析下滲的物理過程和規(guī)律，對認(rèn)識徑流形成的物理機(jī)制有重要的意義。 （一）下滲過程 （在三個力作用下進(jìn)行：分子力、毛管力、重力） 按水分所受的力和運動特征，下滲可分為三個階段,1、滲潤階段（分子力）：下滲開始時，

38、土壤干燥，分子力很強(qiáng)，可達(dá)10000個大氣壓，土壤分子力很快把水吸附在土粒周圍，形成薄膜水。隨著入滲的繼續(xù)，薄膜厚度增大，分子力迅速衰減到消失。（引力與距離平方成反比） 2、滲漏階段（毛管力）：入滲水分填充了土粒間的空隙，空隙連通，形成毛管，水沿管壁運動，構(gòu)成彎曲面，在表面張力作用下產(chǎn)生毛管力。表面張力的合力指向無水方，使水迅速入滲。當(dāng)水逐漸填滿毛管后，毛管力消失。,3、滲透階段（重力）：毛管力消失后，只剩下重力起作用，重力穩(wěn)定向下，一直起作用，可使下滲穩(wěn)定進(jìn)行。（fc）,圖 下滲曲線和下滲累積曲線,下滲曲線是一條遞減曲線。在整個下滲過程中，下滲是在三種力同時作用下進(jìn)行的，開始時三種力同時作用

39、，入滲速率最大；隨著土壤濕度增大，前兩種力（分子力、毛管力）逐漸減小或消失，水分主要在重力作用下運動，入滲速率就趨于一個穩(wěn)定值fc。通過實驗可以證明這種入滲速率隨入滲歷時增大而遞減的規(guī)律，最簡單的下滲實驗是同心環(huán)實驗。通過做實驗可以得到下滲的數(shù)學(xué)公式。,（二） 經(jīng)驗公式（霍頓公式） 其中，下滲率f，表示在單位時間內(nèi)，單位面積上滲入土中的水量（mm/h） ft：t時刻的下滲率，f0：初始下滲率，e：自然對數(shù)的底，：遞減指數(shù)。 f0、fc、與土壤性質(zhì)有關(guān)，需根據(jù)實測資料或?qū)嶒炠Y料分析確定。 下滲曲線是充分供水條件下的某地面點上的下滲曲線。在天然降雨條件下，在降雨初期，一般降雨強(qiáng)度是小于下滲能力的，

40、因此在降雨初期，實際的下滲強(qiáng)度等于降雨強(qiáng)度。當(dāng)土壤含水量增加至一定值時，降雨強(qiáng)度才會超過下滲率，這時就會形成徑流。,（三）影響下滲的因素 下滲是一個較復(fù)雜的過程，受多方面因素的影響，主要有土壤性質(zhì)、降水、植被、地表、人類活動影響。 1、土壤：土壤粒徑愈大，孔隙愈大，穩(wěn)定下滲率fc愈大。初始土壤含水率對下滲有影響，干燥土壤吸水力強(qiáng)，下滲率大，濕潤土壤下滲率就小。 2、降雨：若雨強(qiáng)小于下滲能力時，降雨全部滲入土壤，若雨強(qiáng)大于下滲能力時，則產(chǎn)生超滲產(chǎn)流，形成地面徑流。在相同土壤水分時，下滲率隨雨強(qiáng)增大而增大，尤其對有草皮覆蓋的情況則更為明顯。對于赤裸的土壤，雨強(qiáng)增大，雨滴也增大，增大的雨滴以較大能量

41、撞碰并濺起地表土粒，土粒隨下滲水流充塞土壤孔隙，從而使下滲率減小。另外，降雨時程分布，連續(xù)或間歇降水都會影響下滲。,3、植被：有植被地區(qū)的下滲一般大于裸地。這是因為植被阻止了地面徑流，延續(xù)了下滲時間，且枯枝落葉及根系的腐爛使土壤更易透水。 4、流域地形：坡度的大小，坡面的向陽、背陽，地形的起伏等都對下滲有一定影響。例如，同一雨強(qiáng)下，坡度越大，下滲率越小。 5、人類活動：植樹造林，開挖水平溝及魚鱗坑，修梯田，平整土地等農(nóng)、林措施，以及灌排水等水利措施使流域滯水及蓄水能力增加，因而影響到下滲。,（四）下滲與雨強(qiáng)的關(guān)系：雨強(qiáng)i指降水強(qiáng)度，ft表示某一時刻的下滲能力。 在天然情況下，滿足土壤下滲能力的

42、必要條件是任一時刻的降雨強(qiáng)度i要大于或等于該時刻的下滲能力ft，即ift，這時的下滲過程線就是下滲能力曲線。但天然狀態(tài)下的降雨復(fù)雜且多變，實際降雨強(qiáng)度并不一定大于下滲能力，可能有如下三種情況：,1 大降雨強(qiáng)度情況：ifpfc，此時充分供水，下滲按下滲能力進(jìn)行并處于下滲最大值； 2 降雨強(qiáng)度較小而穩(wěn)定的情況：ifc，下滲率取決于降雨強(qiáng)度，f=i，降雨全部滲入土壤，土壤水分達(dá)不到飽和； 3 降雨強(qiáng)度介于fp與fc之間：fc ifp，開始時達(dá)不到飽和，f= i，全部降水滲入土壤，待某一時刻表土層飽和后，此飽和層逐漸加深并開始過渡到地面積水。,三、地下水類型 1.包氣帶水 存在于包氣帶中的地下水 結(jié)合

43、水（分吸濕水、薄膜水） 毛管水（分毛管懸著水與毛管上升水） 重力水（分上層滯水與滲透重力水） 2.飽和水帶 存在于飽和帶中的地下水 潛水 具有自由水面 承壓水（分自流水與非自流水） 成規(guī)?？梢岳玫闹饕校荷蠈訙?、潛水、承壓水,（一）上層滯水 (perched water) 上層滯水是存在于包氣帶中局部隔水層上的重力水（下圖）。它是大氣降水或地表水在下滲途中，遇到局部不透水層的阻擋后，在其上聚積而成的地下水。,（二）潛水（phreatic water） 潛水是埋藏在地表下第一個穩(wěn)定隔水層上具有自由表面的重力水。這個自由表面就是潛水面。,第六節(jié) 徑流 一、徑流形成過程 從降水到達(dá)地面至水流從流

44、域出口斷面流出的過程即為河川徑流形成過程。 徑流為流域表面的降水由地面與地下匯入河川，并流出流域出口斷面的水流過程。河川徑流的來源是大氣降水。降水的形式不同，徑流形成過程也不同。降雨徑流多見，融雪徑流一般為局部。 徑流過程可劃分為產(chǎn)流、匯流兩個階段。,深層地下徑流與流域降水關(guān)系不大，穩(wěn)定，形成“基流”。我國大多數(shù)河流，在夏、秋季節(jié)主要是地表水補給，且以雨水補給為主，而在冬季則主要是地下水補給。 河川徑流一般有四部分組成: Y1 +Y2 +Y3 +Y4 匯流階段：匯流分為坡面匯流；河流匯流,(1) 概念 在流域中，從降水到達(dá)地面至水流匯集于流域出口斷面的物理過程。,t,P,Q,t,t,P,t,Q

45、,t,徑流形成分兩個階段：產(chǎn)流階段和匯流階段。如下圖所示。,R,產(chǎn)流,匯流,降雨過程,凈雨過程,流域出口斷面流量過程,1、產(chǎn)流：降水從上而下，以x表示；有些降水先遇植物枝葉，被截流，其量記為Is；在滿足Is以后，多余水量仍到達(dá)地面，如降雨強(qiáng)度小于地面下滲能力，雨水將全部滲入土中，如降雨強(qiáng)度大于下滲能力，下滲按下滲能力進(jìn)行，多余的水將沿地面從高向低流動；中途遇坑洼地，將填平后再向低處流動，直達(dá)河流，形成地表徑流Y1。 下滲水量分析：土壤表層疏松，下滲速度快；下層密實，下滲速度慢，當(dāng)表層土壤飽和后，自然會在兩層土壤界面形成積水，從高處向低處滲流，直到河流，形成壤中流Y2。 下滲到淺層地下水面后，以地下水滲流補充河流，形成淺層地下徑流Y3。 深層地下水在不透水層以下，比較穩(wěn)定地補充河流，形成深層地下徑流Y4。,產(chǎn)流階段 由降雨P(guān)形成凈雨R的過程。即R=P-P損。 P損包括植物截留、填洼、下滲、蒸發(fā)等損失水量。,(3) 匯流階段 凈雨通過坡地、河網(wǎng)匯集到流域出口斷面的過程，可細(xì)分為坡地匯流和河網(wǎng)匯流。,a.坡地匯流 坡面漫流，流程歷時較短，河流流量的主要來源； 表層流徑流，由土壤孔隙流入河網(wǎng)，流程歷時較坡面漫流長，對歷時較長的暴雨，也是構(gòu)成河流流量的主要來源。