工程水文學(xué)總結(jié)

1、精選優(yōu)質(zhì)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(yáng)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(jìn)行的往復(fù)交替的運(yùn)動(dòng)過(guò)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(guò)程，而且在地球上局部地區(qū)也可發(fā)生獨(dú)立的循環(huán)交換過(guò)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(shí)段內(nèi)，進(jìn)入的水量與輸出的水量之差等于該區(qū)域內(nèi)的蓄水變量，這一關(guān)系稱為水量平衡。l 進(jìn)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(guān)系，估計(jì)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(guān)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(shí)段內(nèi)蓄水量的變量Ø 在短期內(nèi)，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(duì)于海洋而言，多年平均蒸發(fā)量E海應(yīng)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海或E=Pl 流域水量平衡l 根據(jù)水量平衡原理，對(duì)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(shí)段初和時(shí)段末的蓄水量上式即為非閉合流域的水量平衡方程l 對(duì)于一個(gè)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(duì)多年平均情況而言，上式中蓄水變量項(xiàng)S的多年平均值趨于零，故上式化簡(jiǎn)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(zhì)和氣候條件下形成的河槽與在其中流動(dòng)的水流的總稱。由地殼運(yùn)動(dòng)形成的線形槽狀凹地為河流提供了行水的場(chǎng)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(bǔ)給的區(qū)域，稱為該河流的流域；河流補(bǔ)給包括地面水補(bǔ)給和地下水補(bǔ)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(nèi)的湖泊、沼澤彼此連接組成一個(gè)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(zhǎng)江水系、太湖水系等。l 干流和支流是一個(gè)相對(duì)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(qiáng)，多急流和瀑布等l 中游：比降變緩，下切力減弱，旁蝕力加強(qiáng)，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(diǎn)，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(wú)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(duì)河流水情有重要影響l 扇形水系匯流時(shí)間短，洪水集中，容易形成洪災(zāi)l 羽毛形水系各支流洪水交錯(cuò)匯入干流，近水先去、遠(yuǎn)水后來(lái)，洪水比較緩和l 河流長(zhǎng)度自河源沿河道至河口的長(zhǎng)度l 河網(wǎng)密度指流域內(nèi)干支流的總長(zhǎng)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(shí)際長(zhǎng)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(cè)定流域面積，通常在適當(dāng)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(zhǎng)度流域的幾何中心軸長(zhǎng)，稱為“流域長(zhǎng)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(diǎn)，連兩點(diǎn)得割線，取這些割線中點(diǎn)的連線長(zhǎng)度即為流域長(zhǎng)度l 流域形狀系數(shù)流域平均寬度B與流域長(zhǎng)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(zhǎng)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(zhì)、植被以及湖沼等，都是與流域水文情勢(shì)有密切關(guān)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(lái)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(gè)標(biāo)志l 氣候條件包括降水、蒸發(fā)、溫度、濕度和風(fēng)等徑流情勢(shì)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(zhì)和地質(zhì)構(gòu)造影響入滲及地下水的補(bǔ)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(shí)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(lái)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?jǐn)?shù)；它反映了湖泊、沼澤咋流域內(nèi)所占比重的大小湖泊、沼澤對(duì)洪水具有調(diào)蓄作用；湖泊、沼澤率

8、大的流域，河流的洪峰較低，在年內(nèi)徑流分配較均勻l 流域地形特征，對(duì)流域內(nèi)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(lái)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(jié)的結(jié)果，也會(huì)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(guò)程中最為活躍的因子；降水量時(shí)空分布的變化規(guī)律，直接影響河川徑流情勢(shì)，所以在水文水力計(jì)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(tuán)因各種原因而上升，體積膨脹做功，消耗內(nèi)能而冷卻；當(dāng)溫度降低

9、到零點(diǎn)以下時(shí)，氣團(tuán)中的水汽便開(kāi)始凝結(jié)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(jié)于其表面，或由于互相碰撞而結(jié)合成大水滴或冰粒，當(dāng)其重量達(dá)到不再能被上升氣流所頂托的時(shí)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(yīng)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(duì)流性降水、地形性降水和系統(tǒng)性降水三種1) 對(duì)流性降水由于地表局部受熱，氣溫向上遞減率過(guò)大，使大氣層結(jié)不穩(wěn)定，因而水汽發(fā)生垂直上升運(yùn)動(dòng)，形成動(dòng)力冷卻而降雨，稱為“對(duì)流雨”。對(duì)流雨雨面不廣，歷時(shí)較短，但上升速度很大，降雨強(qiáng)度的變化也很大。2) 地形性降水濕空氣在運(yùn)移途中，受山脈等地形抬升

10、，因動(dòng)力冷卻而形成降雨，稱為“地形雨”。過(guò)山脈后，氣流沿山坡下降而增溫，故迎風(fēng)面雨多，背風(fēng)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(chǎng)，引起大范圍的上升運(yùn)動(dòng)，產(chǎn)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(shí)間很長(zhǎng)，但降水強(qiáng)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(cè)我國(guó)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(cè)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(cè)降水量的儀器有雨量器和自記雨量計(jì)l 用雨量器觀測(cè)降雨，一般采用定時(shí)分段方法；日雨量以每日上午8時(shí)作為分界；觀測(cè)站通

11、常在每日8時(shí)和20時(shí)觀測(cè)兩次，雨季增加觀測(cè)段次，雨大時(shí)也要加測(cè)l 自記雨量計(jì)，能自動(dòng)連續(xù)地把降雨過(guò)程記錄下來(lái)2) 降水特性的描述降水特性主要包括“降雨量、降雨歷時(shí)和降雨強(qiáng)度”。l 降雨量一定時(shí)段內(nèi)降落在某一點(diǎn)或某一面積上的深度，以mm為單位l 降雨歷時(shí)指一次降雨所經(jīng)歷的時(shí)間，以分鐘、小時(shí)、日等為單位l 降雨強(qiáng)度表示單位時(shí)間內(nèi)的降雨量，以mm/min或mm/h計(jì)l 雨強(qiáng)大小，反映了一次降雨的強(qiáng)弱程度，故常用雨強(qiáng)進(jìn)行降雨分級(jí)l 降雨在時(shí)程上的分配，可用降雨強(qiáng)度過(guò)程線表示。Ø 降雨強(qiáng)度，可以是瞬時(shí)的或時(shí)段平均的瞬時(shí)降雨強(qiáng)度過(guò)程線，是根據(jù)自計(jì)雨量計(jì)的觀測(cè)記錄整理繪制的，過(guò)程線下所包圍的面積即

12、是這次降雨的總雨量；時(shí)段平均降雨強(qiáng)度過(guò)程線，是根據(jù)雨量器按規(guī)定時(shí)段進(jìn)行觀測(cè)的雨量記錄繪制的，過(guò)程線下各時(shí)段內(nèi)的矩形面積表示該時(shí)段內(nèi)的降雨量。l 降雨過(guò)程，也可用降雨量累積曲線來(lái)表示Ø 曲線上每個(gè)時(shí)段的平均坡度是各時(shí)段內(nèi)的平均降雨強(qiáng)度；曲線上各點(diǎn)切線的斜率，表示該瞬時(shí)的降雨強(qiáng)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(shí)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(nèi)降雨量相等點(diǎn)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(jì)算由測(cè)站觀測(cè)到的降雨量，稱為“點(diǎn)雨量”；在水文計(jì)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(diǎn)雨量推求流域平均降雨量，其計(jì)算方法有以下幾種：算術(shù)平均法、泰森多邊形法（垂直平分法）、等雨深線法4) 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(shí)，可用各雨量站同時(shí)降雨量之總和除以雨量站數(shù)，即為該時(shí)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(diǎn)簡(jiǎn)便；缺點(diǎn)精度不高。5) 垂直平分法（也稱“泰森多邊形法”）當(dāng)雨量站分布不均勻時(shí)，為了更符合實(shí)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(gè)部分，各部分面積正好有一個(gè)雨量站

14、。顯然，每一個(gè)部分面積上的那一個(gè)雨量站距離該部分面積上的任何一點(diǎn)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(diǎn)精度較高；缺點(diǎn)計(jì)算繁瑣，降雨量空間分布不完全符合實(shí)際情況，當(dāng)流域增加雨量站時(shí)需重新繪制泰森多邊形、不靈活。6) 等雨深線法若流域內(nèi)雨量站較多，能繪制出雨量等值線圖時(shí)，也可用等雨深線法計(jì)算流域平均降雨量。計(jì)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(diǎn)精度高，能了解降水量在空間的真實(shí)分布；當(dāng)流域增加雨量站時(shí)，不需重新繪制等雨深線，靈活方便l 缺點(diǎn)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(dòng)態(tài)平衡中的重要環(huán)節(jié)。蒸發(fā)研究，無(wú)論對(duì)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(jī)制1) 水面蒸發(fā)過(guò)程是水由液態(tài)轉(zhuǎn)化為氣態(tài)的過(guò)程，是水分子運(yùn)動(dòng)的結(jié)果在蒸發(fā)過(guò)程中，活躍的水分子自水面逸出，而另一方面進(jìn)入空氣中的水分子又有一部分重新回到水中；實(shí)際水面蒸發(fā)量應(yīng)該是從水面逸出來(lái)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(dòng)程度隨氣溫、水面溫度、飽和差和風(fēng)速等氣象因素（另外水面面積、水質(zhì)等因素也影響蒸發(fā)強(qiáng)度）而變；水溫愈高，水分子內(nèi)能愈大，蒸發(fā)愈快；水面上水汽飽和差大、風(fēng)速大，蒸

16、發(fā)也大。只有當(dāng)空氣中水汽達(dá)到飽和時(shí)蒸發(fā)才停止。所以說(shuō)，蒸發(fā)對(duì)于水體來(lái)說(shuō)是一種失熱冷卻過(guò)程。2) 土壤蒸發(fā)，比水面蒸發(fā)要復(fù)雜得多，除受氣象因素影響外，還受土壤含水量、土壤性質(zhì)、地勢(shì)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(xì)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(cè)法、經(jīng)驗(yàn)公式法、水量平衡法及熱量平衡法等。1) 器測(cè)法直接利用蒸發(fā)器、蒸發(fā)池測(cè)定水面蒸發(fā)量，是最簡(jiǎn)易的方法由于蒸發(fā)器的水熱條件、風(fēng)力影響和天然水面不同，蒸發(fā)器測(cè)出的蒸發(fā)數(shù)據(jù)，必須通過(guò)折算才能求出天然水面的蒸發(fā)量，其換算關(guān)系是E=K

17、'E'式中，E天然水面蒸發(fā)量；E'蒸發(fā)器實(shí)測(cè)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(guān)2) 經(jīng)驗(yàn)公式法在缺乏實(shí)測(cè)資料情況下，可采用經(jīng)驗(yàn)公式估算水面蒸發(fā)經(jīng)驗(yàn)公式一般是按湍流擴(kuò)散理論建立起來(lái)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(fēng)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(fēng)速u有關(guān)的經(jīng)驗(yàn)函數(shù)3. 流域總蒸發(fā)流域總蒸發(fā)，是流域內(nèi)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(nèi)氣象條件與下墊面條件的時(shí)空變化復(fù)雜，要直接測(cè)出一個(gè)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(lái)推算流域總蒸發(fā)量。對(duì)于某一閉合流域，利用已知降雨和徑流資料，可列出任一計(jì)算時(shí)段的水量平衡方程E總=P-R+U式中，E總計(jì)算時(shí)段內(nèi)的全流域蒸發(fā)量，mm；P計(jì)算時(shí)段內(nèi)全流域平均降水量，mm；R計(jì)算時(shí)段內(nèi)全流域平均徑流量，mm；U計(jì)算時(shí)段始、末流域蓄水量差值，mm。對(duì)于多年平均情況，上式可簡(jiǎn)化為E總=P-R第五節(jié) 下滲水透過(guò)地面進(jìn)入土壤的過(guò)程，稱為“下滲”下滲，是水在分子力、毛細(xì)管引力和重力的綜合作用下土壤中發(fā)生的物理過(guò)程，是徑流形成過(guò)程的重要環(huán)節(jié)之一1. 下滲的物理過(guò)程下滲，是水從土壤表面進(jìn)入土壤內(nèi)的運(yùn)動(dòng)過(guò)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(chǎn)生毛管力，形成毛管下滲，向下層滲透。同時(shí)，空隙中的自由水在重力作用下，沿空隙向下流動(dòng)，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(qiáng)度逐漸趨于穩(wěn)定。由此可見(jiàn)，在下滲過(guò)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(gè)過(guò)渡層，又稱“濕潤(rùn)層”，其潤(rùn)濕程度隨深度減少，直至達(dá)到初始含水量為止。土層中形成兩個(gè)鋒面，即上峰面和下鋒面。2. 下滲量測(cè)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(guò)野外下滲試驗(yàn)來(lái)測(cè)定測(cè)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(shè)備在小面積上進(jìn)行3. 下滲公式穩(wěn)定下滲率fc下滲率隨時(shí)間呈遞減規(guī)律，開(kāi)始時(shí)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(gè)穩(wěn)定值，稱為“穩(wěn)定下滲率”較常用的經(jīng)驗(yàn)公式有霍頓（R·E·Horton）公式ft=f0-fce-t+fc式中，ftt時(shí)刻的下滲率；f0t=0時(shí)刻的初始下滲率；fc穩(wěn)定下滲率；遞減指數(shù)；e自然對(duì)數(shù)的底。第六節(jié) 徑流及徑流形成過(guò)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(dòng)的水流稱為“地表徑流”；沿著土壤表層相對(duì)不透水層界面流動(dòng)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(dòng)的水流，稱為“地下徑流”。徑流，是地球上水循環(huán)的一個(gè)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(shì)變化的根本因素，是水文水利計(jì)算的最主要對(duì)象1. 徑流的表示方法1) 流量Q指單位時(shí)間內(nèi)通過(guò)某一過(guò)水?dāng)嗝娴乃?，常用單位為m³/s。2) 徑流總量W一定時(shí)期內(nèi)（日、月、年）通過(guò)河流某一斷面的總水量。3) 徑流深R某一時(shí)段內(nèi)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(chǎn)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(shí)段內(nèi)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(dòng)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(duì)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(dāng)降雨量相同，降雨歷時(shí)愈短，則降雨強(qiáng)度愈大，所產(chǎn)生的洪峰流量過(guò)程線呈尖瘦形l 降雨的空間分布對(duì)徑流量有影響空間分布均勻的降雨，產(chǎn)流量相對(duì)較??；暴雨中心位置在下游，洪峰流量則較大；暴雨中心在上游，洪峰流量則相對(duì)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?。坏?，不同時(shí)段和不同地區(qū)對(duì)徑流的影響是不同的溫度和濕度，主要影響蒸發(fā)過(guò)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、