工程水文学总结(共7页).docx

精选优质文档-倾情为你奉上第二章 水循环及径流形成第一节 水循环及水量平衡1. 水循环l 水循环存在于地球上各种水体中的水，在太阳辐射与地心引力的作用下，以蒸发、降水、入渗和径流等方式进行的往复交替的运动过程，称为水循环或水分循环l 水循环，不仅有发生在海陆之间的交换过程，而且在地球上局部地区也可发生独立的循环交换过程。前者称为大循环，后者称为小循环2. 地球的水量平衡l 水量平衡地球上任一区域在一定时段内，进入的水量与输出的水量之差等于该区域内的蓄水变量，这一关系称为水量平衡。l 进行水量平衡的研究意义有助于了解水循环各要素的数量关系，估计地区水资源数量，以及分析水循环各要素之间的相互关系l 若以地球陆地作为研究范围，其水量平衡方程为E陆=P陆-R+U陆式中，E陆陆地蒸发量；P陆陆地降水量；R入海径流量；U陆陆地在研究时段内蓄水量的变量Ø 在短期内，U陆不为0，但多年情况下，U陆趋于零。因此，在多年平均情况下的水量平衡方程式为E陆=P陆-Rl 对于海洋而言，多年平均蒸发量E海应等于多年平均年降水量P海与多年平均年入海径流量R之和。即E海=P海+Rl 将两式合并有E陆+E海=P陆+P海或E=Pl 流域水量平衡l 根据水量平衡原理，对于非闭合流域，即流域的地下分水线与地面分水线不相重合，可列出如下水量平衡方程式P+E1+R地表+R地下+S1=E2+R地表+R地下+S2式中，S1、S2时段初和时段末的蓄水量上式即为非闭合流域的水量平衡方程l 对于一个闭合流域，即流域的地下水分水线和地面水分水线重合，显然R地表=0，R地下=0。若另R=R地表+R地下、S=S2-S1，则闭合流域水量平衡方程为R=P-E-S对多年平均情况而言，上式中蓄水变量项S的多年平均值趋于零，故上式化简为P=R+E第二节 河流和湖泊河流，是一种天然水体，它是在一定地质和气候条件下形成的河槽与在其中流动的水流的总称。由地壳运动形成的线形槽状凹地为河流提供了行水的场所，大气降水则为河流提供了水源。河流是地球上水循环的重要途径。一条河流接受补给的区域，称为该河流的流域；河流补给包括地面水补给和地下水补给，一般把地面水的集水面积作为流域面积。1. 河流l 水系、干流和支流l 水系干流、支流和流域内的湖泊、沼泽彼此连接组成一个庞大的系统，称为“水系”。水系通常以它的干流或注入的湖泊、海洋命名，如长江水系、太湖水系等。l 干流和支流是一个相对的概念l 河流分段河源、上游、中游、下游、河口l 河源：河流发源处，可以是溪涧、泉水、湖泊或沼泽等l 上游：直接连接河源，一般落差大，水流急，下切和侵蚀作用强，多急流和瀑布等l 中游：比降变缓，下切力减弱，旁蚀力加强，河道有弯曲，两岸有滩地，河床较稳定l 下游：比降平缓，流速较下，常有浅滩、沙洲，淤积作用较显著l 河口：河流的终点，即河流注入海洋、湖泊或其它河流的地方Ø 有些河流最终消失在沙漠之中，无明显河口，这种河流称为“瞎尾河”l 水系形态水系形态对河流水情有重要影响l 扇形水系汇流时间短，洪水集中，容易形成洪灾l 羽毛形水系各支流洪水交错汇入干流，近水先去、远水后来，洪水比较缓和l 河流长度自河源沿河道至河口的长度l 河网密度指流域内干支流的总长度L和流域面积F之比值，以D表示D=L/F(km/km2)l 河流的弯曲系数（1）河流实际长度L与河流两端间的直线l之比值l 河流弯曲系数表示河流平面形状的弯曲程度，一般平原河流弯曲系数比山区的大、下游的比上游的大。2. 流域l 流域面积分水线所包围的面积称为流域面积或集水面积，以F表示l 测定流域面积，通常在适当比例尺的地形图上画出流域分水岭，用求积仪量出它所包围的面积，或者用面积公式法或数方格法算出所包围的面积l 流域长度流域的几何中心轴长，称为“流域长度”，以LA表示l 以河口为圆心，画出不同半径的若干圆弧与分水岭相交于两点，连两点得割线，取这些割线中点的连线长度即为流域长度l 流域形状系数流域平均宽度B与流域长度LA的比值，以K表示。l 它反映流域形状的特性，如扇形流域K值大，狭长形流域K值小。流域平均宽度B可用下式表示：B=FLA故K=BLA=FLA2l 流域自然地理特征流域的地理位置、地形、气候、土壤、地质、植被以及湖沼等，都是与流域水文情势有密切关系的自然地理特征l 地理位置是用流域所处的经纬度范围来表示的它反映了流域的气候与地理环境的特性，也是水文区域性变化的一个标志l 气候条件包括降水、蒸发、温度、湿度和风等径流情势的变化主要决定于降水，而降水又与其它气象因素有着密切联系l 土壤、岩石性质和地质构造影响入渗及地下水的补给，因而也影响了径流的变化l 植被其增加，能减缓地面径流、增加入渗和地下径流；森林覆盖率其加大，可使年雨量有所增加，同时也增加流域蒸发量植被覆盖程度，以植被面积f植占流域面积F之比值来表示，叫做“植被率”。l 湖泊、沼泽率湖泊、沼泽面积占流域面积的百分数；它反映了湖泊、沼泽咋流域内所占比重的大小湖泊、沼泽对洪水具有调蓄作用；湖泊、沼泽率大的流域，河流的洪峰较低，在年内径流分配较均匀l 流域地形特征，对流域内降水和径流的变化有很大影响除用地形图表示地形的特征之外，还可用流域的平均高程和平均坡度来表征第三节 降水降水从云雾中降落到地面的液态水或固态水，如雨、雪、雹、霰等。此外，由于大气中的水汽在地面或地物上直接凝结的结果，也会形成液态水或固体水，如霜、露等；但是大量的降水还是雨和雪降水是气象要素之一，也是自然界水循环过程中最为活跃的因子；降水量时空分布的变化规律，直接影响河川径流情势，所以在水文水力计算必须研究降水，特别是降雨。1. 降水的成因及分类1) 成因地面湿热气团因各种原因而上升，体积膨胀做功，消耗内能而冷却；当温度降低到零点以下时，气团中的水汽便开始凝结为水滴或冰晶，形成云；云中的水滴或冰晶，继续吸附水汽凝结于其表面，或由于互相碰撞而结合成大水滴或冰粒，当其重量达到不再能被上升气流所顶托的时候，则下降为降水。2) 分类降水的特性主要决定于上升气流、水汽供应和云的微物理特性，其中尤以上升气流最为重要按照上升气流的特性，降水可分为对流性降水、地形性降水和系统性降水三种1) 对流性降水由于地表局部受热，气温向上递减率过大，使大气层结不稳定，因而水汽发生垂直上升运动，形成动力冷却而降雨，称为“对流雨”。对流雨雨面不广，历时较短，但上升速度很大，降雨强度的变化也很大。2) 地形性降水湿空气在运移途中，受山脉等地形抬升，因动力冷却而形成降雨，称为“地形雨”。过山脉后，气流沿山坡下降而增温，故迎风面雨多，背风面雨少，甚至出现干旱少雨区域（称为“雨影区”）。3) 系统性降水锋面、气旋、切变线等天气系统，在天气低层的辐合流场，引起大范围的上升运动，产生连续性降水，称为“系统性降水”这些系统的范围很大，持续时间很长，但降水强度变化不大锋面雨、气旋雨等都属于系统性降水2. 降水观测我国大部分地区的降水以降雨为主，北方地区冬季以降雪为主。1) 观测l 降水量以降落在地面上的水层深度表示，以mm为单位l 观测降水量的仪器有雨量器和自记雨量计l 用雨量器观测降雨，一般采用定时分段方法；日雨量以每日上午8时作为分界；观测站通常在每日8时和20时观测两次，雨季增加观测段次，雨大时也要加测l 自记雨量计，能自动连续地把降雨过程记录下来2) 降水特性的描述降水特性主要包括“降雨量、降雨历时和降雨强度”。l 降雨量一定时段内降落在某一点或某一面积上的深度，以mm为单位l 降雨历时指一次降雨所经历的时间，以分钟、小时、日等为单位l 降雨强度表示单位时间内的降雨量，以mm/min或mm/h计l 雨强大小，反映了一次降雨的强弱程度，故常用雨强进行降雨分级l 降雨在时程上的分配，可用降雨强度过程线表示。Ø 降雨强度，可以是瞬时的或时段平均的瞬时降雨强度过程线，是根据自计雨量计的观测记录整理绘制的，过程线下所包围的面积即是这次降雨的总雨量；时段平均降雨强度过程线，是根据雨量器按规定时段进行观测的雨量记录绘制的，过程线下各时段内的矩形面积表示该时段内的降雨量。l 降雨过程，也可用降雨量累积曲线来表示Ø 曲线上每个时段的平均坡度是各时段内的平均降雨强度；曲线上各点切线的斜率，表示该瞬时的降雨强度Ø 如果将相邻雨量站的同一次降雨累积曲线绘在同一张图上，可用于分析降雨在时程上和空间分布的变化特性l 降雨在地区上的分布可用降雨量等值线图表示，它是流域内降雨量相等点的连线l 图的作法与地形图上的等高线作法类似3. 流域平均降雨量的计算由测站观测到的降雨量，称为“点雨量”；在水文计算中往往需要全流域（或地区）的降雨量，称为“面雨量”由各点雨量推求流域平均降雨量，其计算方法有以下几种：算术平均法、泰森多边形法（垂直平分法）、等雨深线法4) 算术平均法当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可用各雨量站同时降雨量之总和除以雨量站数，即为该时段流域平均降雨量。l 适用条件流域地形起伏不大，雨量站分布较均匀；优点简便；缺点精度不高。5) 垂直平分法（也称“泰森多边形法”）当雨量站分布不均匀时，为了更符合实际，假定流域各处的降雨量可由与其距离最近的雨量站代表。为此，先用直线连接相邻的雨量站，成为很多三角形；然后在各条连线上作垂直平分线，这些垂直平分线将流域分为n个部分，各部分面积正好有一个雨量站。显然，每一个部分面积上的那一个雨量站距离该部分面积上的任何一点最近。l 适用条件流域地形起伏大，雨量站分布不均匀；优点精度较高；缺点计算繁琐，降雨量空间分布不完全符合实际情况，当流域增加雨量站时需重新绘制泰森多边形、不灵活。6) 等雨深线法若流域内雨量站较多，能绘制出雨量等值线图时，也可用等雨深线法计算流域平均降雨量。计算式为：P=1Fi=1npifi式中，fi相邻两条等雨深线间的面积；pifi上的平均雨深l 适用条件流域雨量站足够多l 优点精度高，能了解降水量在空间的真实分布；当流域增加雨量站时，不需重新绘制等雨深线，灵活方便l 缺点需要的雨量站多，工作量大第四节 蒸发蒸发，是水循环及水量平衡的基本要素之一，也是全球气候系统动态平衡中的重要环节。蒸发研究，无论对水资源的规划、管理还是利用，都有必要。流域上的蒸发，包括水面蒸发、土壤蒸发、植物散发（植物蒸腾）。1. 蒸发的物理机制1) 水面蒸发过程是水由液态转化为气态的过程，是水分子运动的结果在蒸发过程中，活跃的水分子自水面逸出，而另一方面进入空气中的水分子又有一部分重新回到水中；实际水面蒸发量应该是从水面逸出来的水分子与重新回到水中的水分子的差值。从水中逸出的水分子，其活动程度随气温、水面温度、饱和差和风速等气象因素（另外水面面积、水质等因素也影响蒸发强度）而变；水温愈高，水分子内能愈大，蒸发愈快；水面上水汽饱和差大、风速大，蒸发也大。只有当空气中水汽达到饱和时蒸发才停止。所以说，蒸发对于水体来说是一种失热冷却过程。2) 土壤蒸发，比水面蒸发要复杂得多，除受气象因素影响外，还受土壤含水量、土壤性质、地势及植被等的影响3) 植物散发，指土壤中水分经植物根系吸收后，输送至叶面，然后由叶片细胞间隙气孔逸入大气土壤蒸发与植物散发，合称“陆面蒸发”。2. 水面蒸发量的确定方法确定水面蒸发量的方法有器测法、经验公式法、水量平衡法及热量平衡法等。1) 器测法直接利用蒸发器、蒸发池测定水面蒸发量，是最简易的方法由于蒸发器的水热条件、风力影响和天然水面不同，蒸发器测出的蒸发数据，必须通过折算才能求出天然水面的蒸发量，其换算关系是E=K'E'式中，E天然水面蒸发量；E'蒸发器实测蒸发量；K'（1）蒸发器折算系数，与蒸发器的类型、季节、地理环境、地理位置等有关2) 经验公式法在缺乏实测资料情况下，可采用经验公式估算水面蒸发经验公式一般是按湍流扩散理论建立起来的，公式形式为E=fues-ed式中，E水面蒸发量；u水面上某高度处风速；es水面温度下的饱和水汽压；ed水面上某高度处水汽压；fu与风速u有关的经验函数3. 流域总蒸发流域总蒸发，是流域内所有的水面、土壤以及植被蒸发与散发的总和。由于流域内气象条件与下垫面条件的时空变化复杂，要直接测出一个流域的总蒸发几乎是不可能的。目前采用的方法是，从全流域综合角度出发，用水量平衡来推算流域总蒸发量。对于某一闭合流域，利用已知降雨和径流资料，可列出任一计算时段的水量平衡方程E总=P-R+U式中，E总计算时段内的全流域蒸发量，mm；P计算时段内全流域平均降水量，mm；R计算时段内全流域平均径流量，mm；U计算时段始、末流域蓄水量差值，mm。对于多年平均情况，上式可简化为E总=P-R第五节 下渗水透过地面进入土壤的过程，称为“下渗”下渗，是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一1. 下渗的物理过程下渗，是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。首先，水分子主要在分子力的作用下，被土壤颗粒吸附形成薄膜水；分子力最初吸水很快，但随后逐渐减少；薄膜形成后，分子力消失，下渗的水充填土壤间的空隙，产生毛管力，形成毛管下渗，向下层渗透。同时，空隙中的自由水在重力作用下，沿空隙向下流动，即为重力下渗；表层土壤的毛管水满足以后，继续入渗的水分填充空隙，使表层土壤饱和。之后，毛管作用停止，以后的下渗靠重力作用，下渗强度逐渐趋于稳定。由此可见，在下渗过程中，土层的表层是饱和的，其厚度不断增加，湿度比较均匀，接近饱和。下层是一个过渡层，又称“湿润层”，其润湿程度随深度减少，直至达到初始含水量为止。土层中形成两个锋面，即上峰面和下锋面。2. 下渗量测定下渗量的大小用下渗总量F（mm）或下渗率f（mm/min）表示，下渗率可通过野外下渗试验来测定测定方法，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3. 下渗公式稳定下渗率fc下渗率随时间呈递减规律，开始时下渗率很大，以后随着土壤吸水量的增加而迅速减少，最后趋于一个稳定值，称为“稳定下渗率”较常用的经验公式有霍顿（R·E·Horton）公式ft=f0-fce-t+fc式中，ftt时刻的下渗率；f0t=0时刻的初始下渗率；fc稳定下渗率；递减指数；e自然对数的底。第六节 径流及径流形成过程由降水或融雪形成的、沿着流域的不同路径流入河流、湖泊或海洋的水流，称为径流其中，沿着地表流动的水流称为“地表径流”；沿着土壤表层相对不透水层界面流动的水流，称为“表层流”（或称“壤中流”）；在地表以下沿着岩土空隙流动的水流，称为“地下径流”。径流，是地球上水循环的一个重要环节，是水量平衡的基本要素之一，是河流水文情势变化的根本因素，是水文水利计算的最主要对象1. 径流的表示方法1) 流量Q指单位时间内通过某一过水断面的水量，常用单位为m³/s。2) 径流总量W一定时期内（日、月、年）通过河流某一断面的总水量。3) 径流深R某一时段内的径流总量平铺在全流域面积上所得的水层深度，单位mm。公式为R=W/F4) 径流模数M单位流域面积上所产生的某种流量，公式表示为M=Q/F 5) 径流系数（闭合流域径流系数1）同一时段内的径流深R与降雨量P的比值2. 影响径流的因素影响径流的因素可分为三类流域的气候因素、地理因素和人类活动因素（后两者属于流域下垫面因素）1) 气候因素（属于急变因素）l 降雨，对径流有直接影响一般降雨量大，径流量也大。如其他影响因素不变，当降雨量相同，降雨历时愈短，则降雨强度愈大，所产生的洪峰流量过程线呈尖瘦形l 降雨的空间分布对径流量有影响空间分布均匀的降雨，产流量相对较小；暴雨中心位置在下游，洪峰流量则较大；暴雨中心在上游，洪峰流量则相对较小l 蒸发也直接影响径流蒸发量大，水体损失量也很大，径流量就小；但是，不同时段和不同地区对径流的影响是不同的温度和湿度，主要影响蒸发过程。2) 地理因素（属于缓变因素）流域的地理因素，包括流域的地理位置、流域的大小、形状、河道特征、土壤、植被以及湖泊、沼泽等，它们从不同的角度对径流产生影响。总之，流域的形状，影响汇流过程；河道特性，影响水流输送和调蓄能力；土壤植被，影响雨水下渗和植物截留过程；流域地形，影响汇流速度和停滞过程。但是，这些地理因素在一定时期内自身的变化是不大的，称为“缓变因素”。3) 人类活动因素人类在河流上兴修水工建筑物、大面积灌溉和排水、水土保持措施、土地利用方式的改变和都市化及工业化等活动，称为“人类活动”。它直接或间接影响着径流，同时产生各种水文效应。修建水库，可以调节径流；大规模灌溉，会引起河川径流量及其年内分配的改变、流域蒸发增加、地下水位抬高，灌区气温和湿度也会有所变化；森林牧草地区，能增加土壤渗蓄雨水的能力，表层土壤含水量大，可起到减少水土流失和削减洪峰的作用；都市化地区，由于多数为不透水地面，地面径流大量增加，造成城市的洪涝威胁。3. 径流形成过程在流域中从降水到水流汇集于流域出口断面的整个物理过程，称为“径流形成过程”。降水开始后，除少量降落在与河网相通的不透水面及河槽水面上的雨量直接成为径流外，其余大部分的降水并不立即产生径流，而是消耗于植物截留、下渗、填洼和蒸发，经历一个流域蓄渗阶段。雨水通过蓄渗阶段，一部分从地面汇入河网，另一部分通过表层土壤流入河网，还有一部分从地下进入河网，然后在河网中从上游向下游、从支流到干流汇集到流域出口断面，经历一个流域汇流阶段。我国习惯把上述径流形成的过程，概化为产流过程和汇流过程。但是，在径流形成过程中，由于降水、蒸发及土壤含水量存在时间和空间上分布的不均匀性，从而使产流和汇流在流域中的发展也具有不均匀性和不同步性。1) 产流过程2) 汇流过程l 坡地汇流l 河网汇流专心-专注-专业