工程水文學總結

1、精選優(yōu)質文檔-傾情為你奉上第二章 水循環(huán)及徑流形成第一節(jié) 水循環(huán)及水量平衡1. 水循環(huán)l 水循環(huán)存在于地球上各種水體中的水，在太陽輻射與地心引力的作用下，以蒸發(fā)、降水、入滲和徑流等方式進行的往復交替的運動過程，稱為水循環(huán)或水分循環(huán)l 水循環(huán)，不僅有發(fā)生在海陸之間的交換過程，而且在地球上局部地區(qū)也可發(fā)生獨立的循環(huán)交換過程。前者稱為大循環(huán)，后者稱為小循環(huán)2. 地球的水量平衡l 水量平衡地球上任一區(qū)域在一定時段內，進入的水量與輸出的水量之差等于該區(qū)域內的蓄水變量，這一關系稱為水量平衡。l 進行水量平衡的研究意義有助于了解水循環(huán)各要素的數(shù)量關系，估計地區(qū)水資源數(shù)量，以及分析水循環(huán)各要素之間的相互關系l

2、 若以地球陸地作為研究范圍，其水量平衡方程為E陸=P陸-R+U陸式中，E陸陸地蒸發(fā)量；P陸陸地降水量；R入海徑流量；U陸陸地在研究時段內蓄水量的變量Ø 在短期內，U陸不為0，但多年情況下，U陸趨于零。因此，在多年平均情況下的水量平衡方程式為E陸=P陸-Rl 對于海洋而言，多年平均蒸發(fā)量E海應等于多年平均年降水量P海與多年平均年入海徑流量R之和。即E海=P海+Rl 將兩式合并有E陸+E海=P陸+P?；駿=Pl 流域水量平衡l 根據(jù)水量平衡原理，對于非閉合流域，即流域的地下分水線與地面分水線不相重合，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，

3、S1、S2時段初和時段末的蓄水量上式即為非閉合流域的水量平衡方程l 對于一個閉合流域，即流域的地下水分水線和地面水分水線重合，顯然R地表=0，R地下=0。若另R=R地表+R地下、S=S2-S1，則閉合流域水量平衡方程為R=P-E-S對多年平均情況而言，上式中蓄水變量項S的多年平均值趨于零，故上式化簡為P=R+E第二節(jié) 河流和湖泊河流，是一種天然水體，它是在一定地質和氣候條件下形成的河槽與在其中流動的水流的總稱。由地殼運動形成的線形槽狀凹地為河流提供了行水的場所，大氣降水則為河流提供了水源。河流是地球上水循環(huán)的重要途徑。一條河流接受補給的區(qū)域，稱為該河流的流域；河流補給包括地面水補給和地下水補給

4、，一般把地面水的集水面積作為流域面積。1. 河流l 水系、干流和支流l 水系干流、支流和流域內的湖泊、沼澤彼此連接組成一個龐大的系統(tǒng)，稱為“水系”。水系通常以它的干流或注入的湖泊、海洋命名，如長江水系、太湖水系等。l 干流和支流是一個相對的概念l 河流分段河源、上游、中游、下游、河口l 河源：河流發(fā)源處，可以是溪澗、泉水、湖泊或沼澤等l 上游：直接連接河源，一般落差大，水流急，下切和侵蝕作用強，多急流和瀑布等l 中游：比降變緩，下切力減弱，旁蝕力加強，河道有彎曲，兩岸有灘地，河床較穩(wěn)定l 下游：比降平緩，流速較下，常有淺灘、沙洲，淤積作用較顯著l 河口：河流的終點，即河流注入海洋、湖泊或其它河

5、流的地方Ø 有些河流最終消失在沙漠之中，無明顯河口，這種河流稱為“瞎尾河”l 水系形態(tài)水系形態(tài)對河流水情有重要影響l 扇形水系匯流時間短，洪水集中，容易形成洪災l 羽毛形水系各支流洪水交錯匯入干流，近水先去、遠水后來，洪水比較緩和l 河流長度自河源沿河道至河口的長度l 河網(wǎng)密度指流域內干支流的總長度L和流域面積F之比值，以D表示D=L/F(km/km2)l 河流的彎曲系數(shù)（1）河流實際長度L與河流兩端間的直線l之比值l 河流彎曲系數(shù)表示河流平面形狀的彎曲程度，一般平原河流彎曲系數(shù)比山區(qū)的大、下游的比上游的大。2. 流域l 流域面積分水線所包圍的面積稱為流域面積或集水面積，以F表示l

6、測定流域面積，通常在適當比例尺的地形圖上畫出流域分水嶺，用求積儀量出它所包圍的面積，或者用面積公式法或數(shù)方格法算出所包圍的面積l 流域長度流域的幾何中心軸長，稱為“流域長度”，以LA表示l 以河口為圓心，畫出不同半徑的若干圓弧與分水嶺相交于兩點，連兩點得割線，取這些割線中點的連線長度即為流域長度l 流域形狀系數(shù)流域平均寬度B與流域長度LA的比值，以K表示。l 它反映流域形狀的特性，如扇形流域K值大，狹長形流域K值小。流域平均寬度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、氣候、土壤、地質、植被以及湖沼等，都是與流域水文情勢有密切關系的自然地理特征l

7、 地理位置是用流域所處的經(jīng)緯度范圍來表示的它反映了流域的氣候與地理環(huán)境的特性，也是水文區(qū)域性變化的一個標志l 氣候條件包括降水、蒸發(fā)、溫度、濕度和風等徑流情勢的變化主要決定于降水，而降水又與其它氣象因素有著密切聯(lián)系l 土壤、巖石性質和地質構造影響入滲及地下水的補給，因而也影響了徑流的變化l 植被其增加，能減緩地面徑流、增加入滲和地下徑流；森林覆蓋率其加大，可使年雨量有所增加，同時也增加流域蒸發(fā)量植被覆蓋程度，以植被面積f植占流域面積F之比值來表示，叫做“植被率”。l 湖泊、沼澤率湖泊、沼澤面積占流域面積的百分數(shù)；它反映了湖泊、沼澤咋流域內所占比重的大小湖泊、沼澤對洪水具有調蓄作用；湖泊、沼澤率

8、大的流域，河流的洪峰較低，在年內徑流分配較均勻l 流域地形特征，對流域內降水和徑流的變化有很大影響除用地形圖表示地形的特征之外，還可用流域的平均高程和平均坡度來表征第三節(jié) 降水降水從云霧中降落到地面的液態(tài)水或固態(tài)水，如雨、雪、雹、霰等。此外，由于大氣中的水汽在地面或地物上直接凝結的結果，也會形成液態(tài)水或固體水，如霜、露等；但是大量的降水還是雨和雪降水是氣象要素之一，也是自然界水循環(huán)過程中最為活躍的因子；降水量時空分布的變化規(guī)律，直接影響河川徑流情勢，所以在水文水力計算必須研究降水，特別是降雨。1. 降水的成因及分類1) 成因地面濕熱氣團因各種原因而上升，體積膨脹做功，消耗內能而冷卻；當溫度降低

9、到零點以下時，氣團中的水汽便開始凝結為水滴或冰晶，形成云；云中的水滴或冰晶，繼續(xù)吸附水汽凝結于其表面，或由于互相碰撞而結合成大水滴或冰粒，當其重量達到不再能被上升氣流所頂托的時候，則下降為降水。2) 分類降水的特性主要決定于上升氣流、水汽供應和云的微物理特性，其中尤以上升氣流最為重要按照上升氣流的特性，降水可分為對流性降水、地形性降水和系統(tǒng)性降水三種1) 對流性降水由于地表局部受熱，氣溫向上遞減率過大，使大氣層結不穩(wěn)定，因而水汽發(fā)生垂直上升運動，形成動力冷卻而降雨，稱為“對流雨”。對流雨雨面不廣，歷時較短，但上升速度很大，降雨強度的變化也很大。2) 地形性降水濕空氣在運移途中，受山脈等地形抬升

10、，因動力冷卻而形成降雨，稱為“地形雨”。過山脈后，氣流沿山坡下降而增溫，故迎風面雨多，背風面雨少，甚至出現(xiàn)干旱少雨區(qū)域（稱為“雨影區(qū)”）。3) 系統(tǒng)性降水鋒面、氣旋、切變線等天氣系統(tǒng)，在天氣低層的輻合流場，引起大范圍的上升運動，產生連續(xù)性降水，稱為“系統(tǒng)性降水”這些系統(tǒng)的范圍很大，持續(xù)時間很長，但降水強度變化不大鋒面雨、氣旋雨等都屬于系統(tǒng)性降水2. 降水觀測我國大部分地區(qū)的降水以降雨為主，北方地區(qū)冬季以降雪為主。1) 觀測l 降水量以降落在地面上的水層深度表示，以mm為單位l 觀測降水量的儀器有雨量器和自記雨量計l 用雨量器觀測降雨，一般采用定時分段方法；日雨量以每日上午8時作為分界；觀測站通

11、常在每日8時和20時觀測兩次，雨季增加觀測段次，雨大時也要加測l 自記雨量計，能自動連續(xù)地把降雨過程記錄下來2) 降水特性的描述降水特性主要包括“降雨量、降雨歷時和降雨強度”。l 降雨量一定時段內降落在某一點或某一面積上的深度，以mm為單位l 降雨歷時指一次降雨所經(jīng)歷的時間，以分鐘、小時、日等為單位l 降雨強度表示單位時間內的降雨量，以mm/min或mm/h計l 雨強大小，反映了一次降雨的強弱程度，故常用雨強進行降雨分級l 降雨在時程上的分配，可用降雨強度過程線表示。Ø 降雨強度，可以是瞬時的或時段平均的瞬時降雨強度過程線，是根據(jù)自計雨量計的觀測記錄整理繪制的，過程線下所包圍的面積即

12、是這次降雨的總雨量；時段平均降雨強度過程線，是根據(jù)雨量器按規(guī)定時段進行觀測的雨量記錄繪制的，過程線下各時段內的矩形面積表示該時段內的降雨量。l 降雨過程，也可用降雨量累積曲線來表示Ø 曲線上每個時段的平均坡度是各時段內的平均降雨強度；曲線上各點切線的斜率，表示該瞬時的降雨強度Ø 如果將相鄰雨量站的同一次降雨累積曲線繪在同一張圖上，可用于分析降雨在時程上和空間分布的變化特性l 降雨在地區(qū)上的分布可用降雨量等值線圖表示，它是流域內降雨量相等點的連線l 圖的作法與地形圖上的等高線作法類似3. 流域平均降雨量的計算由測站觀測到的降雨量，稱為“點雨量”；在水文計算中往往需要全流域（或

13、地區(qū)）的降雨量，稱為“面雨量”由各點雨量推求流域平均降雨量，其計算方法有以下幾種：算術平均法、泰森多邊形法（垂直平分法）、等雨深線法4) 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，可用各雨量站同時降雨量之總和除以雨量站數(shù)，即為該時段流域平均降雨量。l 適用條件流域地形起伏不大，雨量站分布較均勻；優(yōu)點簡便；缺點精度不高。5) 垂直平分法（也稱“泰森多邊形法”）當雨量站分布不均勻時，為了更符合實際，假定流域各處的降雨量可由與其距離最近的雨量站代表。為此，先用直線連接相鄰的雨量站，成為很多三角形；然后在各條連線上作垂直平分線，這些垂直平分線將流域分為n個部分，各部分面積正好有一個雨量站

14、。顯然，每一個部分面積上的那一個雨量站距離該部分面積上的任何一點最近。l 適用條件流域地形起伏大，雨量站分布不均勻；優(yōu)點精度較高；缺點計算繁瑣，降雨量空間分布不完全符合實際情況，當流域增加雨量站時需重新繪制泰森多邊形、不靈活。6) 等雨深線法若流域內雨量站較多，能繪制出雨量等值線圖時，也可用等雨深線法計算流域平均降雨量。計算式為：P=1Fi=1npifi式中，fi相鄰兩條等雨深線間的面積；pifi上的平均雨深l 適用條件流域雨量站足夠多l(xiāng) 優(yōu)點精度高，能了解降水量在空間的真實分布；當流域增加雨量站時，不需重新繪制等雨深線，靈活方便l 缺點需要的雨量站多，工作量大第四節(jié) 蒸發(fā)蒸發(fā)，是水循環(huán)及水量

15、平衡的基本要素之一，也是全球氣候系統(tǒng)動態(tài)平衡中的重要環(huán)節(jié)。蒸發(fā)研究，無論對水資源的規(guī)劃、管理還是利用，都有必要。流域上的蒸發(fā)，包括水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植物散發(fā)（植物蒸騰）。1. 蒸發(fā)的物理機制1) 水面蒸發(fā)過程是水由液態(tài)轉化為氣態(tài)的過程，是水分子運動的結果在蒸發(fā)過程中，活躍的水分子自水面逸出，而另一方面進入空氣中的水分子又有一部分重新回到水中；實際水面蒸發(fā)量應該是從水面逸出來的水分子與重新回到水中的水分子的差值。從水中逸出的水分子，其活動程度隨氣溫、水面溫度、飽和差和風速等氣象因素（另外水面面積、水質等因素也影響蒸發(fā)強度）而變；水溫愈高，水分子內能愈大，蒸發(fā)愈快；水面上水汽飽和差大、風速大，蒸

16、發(fā)也大。只有當空氣中水汽達到飽和時蒸發(fā)才停止。所以說，蒸發(fā)對于水體來說是一種失熱冷卻過程。2) 土壤蒸發(fā)，比水面蒸發(fā)要復雜得多，除受氣象因素影響外，還受土壤含水量、土壤性質、地勢及植被等的影響3) 植物散發(fā)，指土壤中水分經(jīng)植物根系吸收后，輸送至葉面，然后由葉片細胞間隙氣孔逸入大氣土壤蒸發(fā)與植物散發(fā)，合稱“陸面蒸發(fā)”。2. 水面蒸發(fā)量的確定方法確定水面蒸發(fā)量的方法有器測法、經(jīng)驗公式法、水量平衡法及熱量平衡法等。1) 器測法直接利用蒸發(fā)器、蒸發(fā)池測定水面蒸發(fā)量，是最簡易的方法由于蒸發(fā)器的水熱條件、風力影響和天然水面不同，蒸發(fā)器測出的蒸發(fā)數(shù)據(jù)，必須通過折算才能求出天然水面的蒸發(fā)量，其換算關系是E=K

17、'E'式中，E天然水面蒸發(fā)量；E'蒸發(fā)器實測蒸發(fā)量；K'（1）蒸發(fā)器折算系數(shù)，與蒸發(fā)器的類型、季節(jié)、地理環(huán)境、地理位置等有關2) 經(jīng)驗公式法在缺乏實測資料情況下，可采用經(jīng)驗公式估算水面蒸發(fā)經(jīng)驗公式一般是按湍流擴散理論建立起來的，公式形式為E=fues-ed式中，E水面蒸發(fā)量；u水面上某高度處風速；es水面溫度下的飽和水汽壓；ed水面上某高度處水汽壓；fu與風速u有關的經(jīng)驗函數(shù)3. 流域總蒸發(fā)流域總蒸發(fā)，是流域內所有的水面、土壤以及植被蒸發(fā)與散發(fā)的總和。由于流域內氣象條件與下墊面條件的時空變化復雜，要直接測出一個流域的總蒸發(fā)幾乎是不可能的。目前采用的方法是，從全流

18、域綜合角度出發(fā)，用水量平衡來推算流域總蒸發(fā)量。對于某一閉合流域，利用已知降雨和徑流資料，可列出任一計算時段的水量平衡方程E總=P-R+U式中，E總計算時段內的全流域蒸發(fā)量，mm；P計算時段內全流域平均降水量，mm；R計算時段內全流域平均徑流量，mm；U計算時段始、末流域蓄水量差值，mm。對于多年平均情況，上式可簡化為E總=P-R第五節(jié) 下滲水透過地面進入土壤的過程，稱為“下滲”下滲，是水在分子力、毛細管引力和重力的綜合作用下土壤中發(fā)生的物理過程，是徑流形成過程的重要環(huán)節(jié)之一1. 下滲的物理過程下滲，是水從土壤表面進入土壤內的運動過程。首先，水分子主要在分子力的作用下，被土壤顆粒吸附形成薄膜水；

19、分子力最初吸水很快，但隨后逐漸減少；薄膜形成后，分子力消失，下滲的水充填土壤間的空隙，產生毛管力，形成毛管下滲，向下層滲透。同時，空隙中的自由水在重力作用下，沿空隙向下流動，即為重力下滲；表層土壤的毛管水滿足以后，繼續(xù)入滲的水分填充空隙，使表層土壤飽和。之后，毛管作用停止，以后的下滲靠重力作用，下滲強度逐漸趨于穩(wěn)定。由此可見，在下滲過程中，土層的表層是飽和的，其厚度不斷增加，濕度比較均勻，接近飽和。下層是一個過渡層，又稱“濕潤層”，其潤濕程度隨深度減少，直至達到初始含水量為止。土層中形成兩個鋒面，即上峰面和下鋒面。2. 下滲量測定下滲量的大小用下滲總量F（mm）或下滲率f（mm/min）表示，

20、下滲率可通過野外下滲試驗來測定測定方法，按供水不同又分為注水型和人工降雨型；前者采用“單管下滲儀或同心環(huán)下滲儀”，后者采用人工降雨設備在小面積上進行3. 下滲公式穩(wěn)定下滲率fc下滲率隨時間呈遞減規(guī)律，開始時下滲率很大，以后隨著土壤吸水量的增加而迅速減少，最后趨于一個穩(wěn)定值，稱為“穩(wěn)定下滲率”較常用的經(jīng)驗公式有霍頓（R·E·Horton）公式ft=f0-fce-t+fc式中，ftt時刻的下滲率；f0t=0時刻的初始下滲率；fc穩(wěn)定下滲率；遞減指數(shù)；e自然對數(shù)的底。第六節(jié) 徑流及徑流形成過程由降水或融雪形成的、沿著流域的不同路徑流入河流、湖泊或海洋的水流，稱為徑流其中，沿著地表

21、流動的水流稱為“地表徑流”；沿著土壤表層相對不透水層界面流動的水流，稱為“表層流”（或稱“壤中流”）；在地表以下沿著巖土空隙流動的水流，稱為“地下徑流”。徑流，是地球上水循環(huán)的一個重要環(huán)節(jié)，是水量平衡的基本要素之一，是河流水文情勢變化的根本因素，是水文水利計算的最主要對象1. 徑流的表示方法1) 流量Q指單位時間內通過某一過水斷面的水量，常用單位為m³/s。2) 徑流總量W一定時期內（日、月、年）通過河流某一斷面的總水量。3) 徑流深R某一時段內的徑流總量平鋪在全流域面積上所得的水層深度，單位mm。公式為R=W/F4) 徑流模數(shù)M單位流域面積上所產生的某種流量，公式表示為M=Q/F

22、5) 徑流系數(shù)（閉合流域徑流系數(shù)1）同一時段內的徑流深R與降雨量P的比值2. 影響徑流的因素影響徑流的因素可分為三類流域的氣候因素、地理因素和人類活動因素（后兩者屬于流域下墊面因素）1) 氣候因素（屬于急變因素）l 降雨，對徑流有直接影響一般降雨量大，徑流量也大。如其他影響因素不變，當降雨量相同，降雨歷時愈短，則降雨強度愈大，所產生的洪峰流量過程線呈尖瘦形l 降雨的空間分布對徑流量有影響空間分布均勻的降雨，產流量相對較?。槐┯曛行奈恢迷谙掠?，洪峰流量則較大；暴雨中心在上游，洪峰流量則相對較小l 蒸發(fā)也直接影響徑流蒸發(fā)量大，水體損失量也很大，徑流量就??；但是，不同時段和不同地區(qū)對徑流的影響是不同的溫度和濕度，主要影響蒸發(fā)過程。2) 地理因素（屬于緩變因素）流域的地理因素，包括流域的地理位置、