水利中级2水文篇

1、2第一讲 水文水资源基础3第一讲 水文水资源基础4第一讲 水文水资源基础5地球上水的存在形式：地球上水的存在形式： 汽态、液态、固态汽态、液态、固态 （2 2）存在位置：）存在位置： 空气中、地表、地下、生物体内空气中、地表、地下、生物体内 第一讲 水文水资源基础6 地球表面的广大水体，在太阳辐射作用下地球表面的广大水体，在太阳辐射作用下蒸发蒸发变变成水汽，上升到空中，被气流带动成水汽，上升到空中，被气流带动输送输送到各地，到各地，在这过程中，在这过程中，水汽遇冷凝结水汽遇冷凝结，以，以降水降水的形式降落的形式降落到地面和海洋，降至地面的那部分水，再从到地面和海洋，降至地面的那部分水，再从河道

2、河道或渗入或渗入地下以地下水形式补给河流流入海洋。水地下以地下水形式补给河流流入海洋。水分这种分这种往返循环、不断转移交替往返循环、不断转移交替的现象称为水文的现象称为水文循环或水循环。循环或水循环。第一讲 水文水资源基础7第一讲 水文水资源基础8地球主要水体的水量分布地球主要水体的水量分布 第一讲 水文水资源基础9水循环的外因： 太阳辐射能和地球引力的存在太阳辐射能和地球引力的存在水循环的内因： 水物理三态水物理三态(气、液、固气、液、固)之间的相互转化之间的相互转化第一讲 水文水资源基础10 直接影响气候变化： 改变地表形态： 造成再生资源： 负面影响：干旱，洪涝灾害第一讲 水文水资源基础

3、11( (可以是某个流域、湖泊、可以是某个流域、湖泊、沼泽、海洋或某个地区，也可以是整个地球沼泽、海洋或某个地区，也可以是整个地球) )，( (时段可以是日、月，也可以是一时段可以是日、月，也可以是一年、数十年或更长的时间年、数十年或更长的时间) )( (蓄水变量蓄水变量指时段始末区域内蓄水量之差指时段始末区域内蓄水量之差) )水量平衡是水文循环的定量描述，是质量守恒水量平衡是水文循环的定量描述，是质量守恒定律在水文循环中的特定表现形式。定律在水文循环中的特定表现形式。第一讲 水文水资源基础12 式中式中: : I 给定时段内输入研究区域的总水量；给定时段内输入研究区域的总水量； O 给定时段

4、内输出研究区域的总水量；给定时段内输出研究区域的总水量； W 时段内研究区域蓄水量的变化量。时段内研究区域蓄水量的变化量。上式中各变量的单位：上式中各变量的单位：kmkm3 3 或或 mmmm I O = W第一讲 水文水资源基础13 若以地球陆地为研究水量平衡对象，某时段若以地球陆地为研究水量平衡对象，某时段t内内的水量平衡方程可写成：的水量平衡方程可写成： Wc = Pc R Ec 式中式中: Ec： 在时段内陆地的蒸发量；在时段内陆地的蒸发量； Pc： 在时段内陆地的降水量；在时段内陆地的降水量； R ： 时段内由陆地流入海洋的径流量；时段内由陆地流入海洋的径流量； Wc ： 在时段内陆

5、地蓄水量的变化量。在时段内陆地蓄水量的变化量。第一讲 水文水资源基础14 若以海洋为研究水量平衡对象，某时段若以海洋为研究水量平衡对象，某时段t内的内的水量平衡方程可写成：水量平衡方程可写成： Ws = PsR Es式中式中: Es ： 海洋在时段内的蒸发量；海洋在时段内的蒸发量； Ps ： 海洋在时段内的降水量；海洋在时段内的降水量； R ： 时段内由陆地流入海洋的径流量；时段内由陆地流入海洋的径流量； Ws ： 海洋在该时段内蓄水量的变化量。海洋在该时段内蓄水量的变化量。第一讲 水文水资源基础15上二式相加得：上二式相加得：scscPPEE即全球多年平均水量平衡为：蒸发降水即全球多年平均水

6、量平衡为：蒸发降水PE RPEcc 陆地水量平衡方程陆地水量平衡方程RPEss 海洋水量平衡方程海洋水量平衡方程第一讲 水文水资源基础16河流某断面以上，汇集地表水和地下水河流某断面以上，汇集地表水和地下水的区域（称做地面集水区和地下集水区）的区域（称做地面集水区和地下集水区）统称做河流在该断面以上的流域。统称做河流在该断面以上的流域。 由分水线包围的集水区域。由分水线包围的集水区域。第一讲 水文水资源基础17非闭合流域：非闭合流域： 若地面分水线与地下分水线在位置上不完全若地面分水线与地下分水线在位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重合，常称这种重合，即地面和地下集水区不相重合，常称这种

7、流域为非闭合流域。流域为非闭合流域。闭合流域：闭合流域： 若流域的地面水和地下水分水线在位置上若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种流域为闭合流域。流域为闭合流域。第一讲 水文水资源基础18 P + RGI = E + RSO + RGO + q +W式中式中: P ：流域给定时段的降雨量；：流域给定时段的降雨量；E E：净蒸发量；：净蒸发量；W ： 时段初及时段末流域蓄水量的变化量。时段初及时段末流域蓄水量的变化量。q ： 给定时段内流域内工农业及生活净用给定时段内流域内工农业及生活净用 水量；水量；RGO ： 给

8、定时段内从地下流出的水量；给定时段内从地下流出的水量；RSO ： 给定时段内从地面流出的水量；给定时段内从地面流出的水量；RGI ： 给定时段内从地下水流入的水量；给定时段内从地下水流入的水量；第一讲 水文水资源基础19 P = E + R + W闭合流域水量平衡方程为：闭合流域水量平衡方程为： 在方程在方程 P + RGI = E + RSO + RGO + q +W 中中RGI=0，如果如果q 较小，则可取较小，则可取q=0，合并，合并RSO+RGO=R第一讲 水文水资源基础20REP 式中式中: : ：流域内多年平均降水量；：流域内多年平均降水量； ：流域内多年平均径流量；：流域内多年平

9、均径流量； ：流域内多年平均蒸发量。：流域内多年平均蒸发量。PER第一讲 水文水资源基础211PEPR令令 PR 0 多年平均多年平均，其反映流域降雨量，其反映流域降雨量转换成径流量的比例系数。转换成径流量的比例系数。PE0 多年平均多年平均, ,其反映流域降雨量其反映流域降雨量转换成蒸发量的比例系数。转换成蒸发量的比例系数。 将式将式 两边除以两边除以 ，则该式变成，则该式变成REPP因此，因此， 0、 0 用以反映流域气候地理特性。用以反映流域气候地理特性。如湿润地区：如湿润地区： 00.5; 半干旱地区：半干旱地区： 00.3; 干旱地区干旱地区: 050mm/24h)暴雨：暴雨：501

10、00大暴雨：大暴雨：100200特大暴雨：特大暴雨：2002) 大雨大雨 ：2550 mm/24h3) 中雨中雨 ：1025 mm/24h4) 小雨小雨 ：8.0 说明丰枯变化很大。说明丰枯变化很大。1959年年P=1405mm，1869年年P=242mm K=1405/242=5.8 K=1.5-3.0 说明年际间降雨相对均匀；说明年际间降雨相对均匀； K=3.0-6.0 说明丰枯变化较大；说明丰枯变化较大；第一讲 水文水资源基础58暴暴 雨：雨： 指在短时期出现的大量降水，大暴雨往往形成指在短时期出现的大量降水，大暴雨往往形成大洪水。特大暴雨是一种灾害性天气大洪水。特大暴雨是一种灾害性天气

11、, ,往往造成洪往往造成洪涝灾害和严重的水土流失涝灾害和严重的水土流失, ,导致工程失事、堤防溃导致工程失事、堤防溃决和农作物被淹等重大的突发事故，另一方面，适决和农作物被淹等重大的突发事故，另一方面，适度暴雨则是水资源的重要来源，可用来兴利。度暴雨则是水资源的重要来源，可用来兴利。第一讲 水文水资源基础59暴雨：暴雨：50100mm大暴雨：大暴雨：100200mm特大暴雨：特大暴雨：200mm 我国西部为暴雨低值区，东南沿海及我国西部为暴雨低值区，东南沿海及海南岛为暴雨高值区，海河、黄河、淮河海南岛为暴雨高值区，海河、黄河、淮河及长江的下游均为大暴雨区。及长江的下游均为大暴雨区。中国规定的暴

12、雨量级：中国规定的暴雨量级：第一讲 水文水资源基础60 水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程。它属于水由液态或固态变为气态的相变的过程。它属于水由液态或固态变为气态的相变过程。水汽分子的不规则运动，会使一部分过程。水汽分子的不规则运动，会使一部分逸出逸出去的去的水分子又回到水（或冰）面，因此蒸发量就水分子又回到水（或冰）面，因此蒸发量就是从水（或冰）面飞出的水汽分子通量与回到水是从水（或冰）面飞出的水汽分子通量与回到水（或冰）面的水汽分子通量的差值。（或冰）面的水汽分子通量的差值。 蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发蒸发是气象要素之一。在自然界中

13、，蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是地是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要环节之一。球水文循环的主要环节之一。第一讲 水文水资源基础61 水文学中指自然界水面蒸发、土壤表面蒸发水文学中指自然界水面蒸发、土壤表面蒸发和植物散发的总称。和植物散发的总称。 在植物生长期，水分从植物叶面和枝干逸入在植物生长期，水分从植物叶面和枝干逸入大气的过程。大气的过程。 水面与土壤表面的水变成水汽的过程。水面与土壤表面的水变成水汽的过程。第一讲 水文水资源基础62 水面蒸发是在水分充分供给条件下的蒸发现水面蒸发是在水分充分供给条件下的蒸发现象。用以反映当地蒸发能力的一个指标。象。用以反

14、映当地蒸发能力的一个指标。指单位时间内的蒸发量。指单位时间内的蒸发量。 (单位单位: :mm/day, mm/min)某个时段内单位面积蒸发的水量。某个时段内单位面积蒸发的水量。 (单位单位: :cm3/cm2=cm 或或 mm)蒸发量的大小可用以下特征量表示：蒸发量的大小可用以下特征量表示：第一讲 水文水资源基础63：水面蒸发的影响因素：第一讲 水文水资源基础64蒸发器类型有： - 20型，- 80型 E - 601型 大型蒸发池(=5m，A=20m2和=11.3m， A=100m2两种)。确定水面蒸发量通常有两种途径：确定水面蒸发量通常有两种途径： 对水面蒸发进行实测对水面蒸发进行实测(

15、(器测法器测法) ) 通过气象观测资料进行计算通过气象观测资料进行计算( (计算法计算法) )第一讲 水文水资源基础65器器池池蒸蒸发发器器读读数数蒸蒸发发池池读读数数EEK折算系数 读数均为同期的观测数据，读数均为同期的观测数据，K 值随蒸发皿类值随蒸发皿类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出，如：文手册查出，如： 东北地区：东北地区：K=0.9；长江流域：；长江流域：K=0.82 主要目的是把小型蒸发皿观测到的蒸发量推主要目的是把小型蒸发皿观测到的蒸发量推求大水体的实际蒸发量，如用求大水体的实际蒸发量，如用E601的实测蒸发的实测蒸

16、发量估算水库或湖泊蒸发量。量估算水库或湖泊蒸发量。第一讲 水文水资源基础66建立蒸发量与水汽压差和风速的经验公式：建立蒸发量与水汽压差和风速的经验公式：式中式中: : es 当时温度下水面的饱和水汽压，当时温度下水面的饱和水汽压，( (hPahPa) ) ez 水面上方水面上方z z高度的实际水汽压，高度的实际水汽压，( (hPahPa) ) f(u) 近地层中某高度的风速函数近地层中某高度的风速函数 大多数风速函数形式为大多数风速函数形式为f(u)=A+Bu, A, B 为经为经 验系数，或验系数，或 f(u)=un ， n =0.51.0(mm/day)f(u)e(eEzs第一讲 水文水资

17、源基础67 土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程。式从土壤表面进入大气的过程。 土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸发的几种因素面蒸发的几种因素( (气温、水面温度、饱和差及气温、水面温度、饱和差及风速风速) )外，还与土壤性质外，还与土壤性质( (结构、色泽等结构、色泽等) )、土壤、土壤中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。等因素有关。第一讲 水文水资源基础68 经常有热量到达土面，以提供水分汽化所需经常有热量到达土面，以提

18、供水分汽化所需 的汽化热；的汽化热；土面的水气压高于大气的水气压；土面的水气压高于大气的水气压；土面能从土壤内部本身获取到水分。土面能从土壤内部本身获取到水分。第一讲 水文水资源基础69 常用称重式土壤蒸发皿，其根据水量平衡原常用称重式土壤蒸发皿，其根据水量平衡原理来确定土壤蒸发。该方法适合于点的测定。计理来确定土壤蒸发。该方法适合于点的测定。计算公式见后。算公式见后。确定土壤蒸发量通常也有两种途径：确定土壤蒸发量通常也有两种途径： 利用仪器直接测定利用仪器直接测定: :第一讲 水文水资源基础70PqRGGE )()(02. 021式中式中: : E观测时段内土壤蒸发量观测时段内土壤蒸发量 (

19、 (mm) ) G1、G2时段初和时段末筒内土样的重量时段初和时段末筒内土样的重量( (g) ) P降水量降水量( (mm) ) R径流量径流量( (mm) ) q渗漏量渗漏量( (mm) ) 0.02换算系数换算系数( (500 cm2为蒸发皿的蒸发面积为蒸发皿的蒸发面积) )第一讲 水文水资源基础71 其中：其中：Rs 来自太阳与天空的短波辐射的射入通量；来自太阳与天空的短波辐射的射入通量； Rs表示地球表面反射的短波辐射，表示地球表面反射的短波辐射，为反射率；为反射率；Rl 表示长波辐射的净通量等于来自天空的长波辐射与表示长波辐射的净通量等于来自天空的长波辐射与 地表反射和发射的长波辐射

20、之差；地表反射和发射的长波辐射之差；式中，式中，Rn净辐射净辐射，Rn=Rs(1-)+RlLEt 散发作用中所吸收的能量。散发作用中所吸收的能量。H加热空气的能量，称显热或感热；加热空气的能量，称显热或感热；G 用于加热土壤的能量，称为热的储存率。用于加热土壤的能量，称为热的储存率。GLEHRtn （单位：卡（单位：卡/dcm2）第一讲 水文水资源基础72 1212zzeeKPzeKPEvaavaat 式中，式中，Et 水汽通量密度水汽通量密度( (g/cm2sec) ) Kv 水汽涡流传导系数水汽涡流传导系数( (cm2/sec) ) Z 高度高度( (cm) ) a空气的密度空气的密度(

21、(在在20oC和和1013毫巴时为毫巴时为1.210-3g/cm3) ) 水的分子量与空气分子量之比水的分子量与空气分子量之比( (0.622) ) Pa大气压大气压( (毫巴毫巴) ) e 空气的水汽压空气的水汽压( (毫巴毫巴) )第一讲 水文水资源基础73在植物生长期，水分从植物在植物生长期，水分从植物叶面和枝干逸入大气的过程。叶面和枝干逸入大气的过程。 植物散发是一个物理生物的过程，水分从叶植物散发是一个物理生物的过程，水分从叶面气孔中扩散出去的量可受气孔开闭程度而受到调面气孔中扩散出去的量可受气孔开闭程度而受到调节。在水文学中认为水面蒸发、土壤蒸发与植物散节。在水文学中认为水面蒸发、

22、土壤蒸发与植物散发是不可分割的，故统称为发是不可分割的，故统称为陆面蒸发陆面蒸发。第一讲 水文水资源基础74 流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。中，通常指这些蒸发量的总和。第一讲 水文水资源基础75 根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精度。高的

23、精度。 水量平衡法水量平衡法：第一讲 水文水资源基础76 根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水量成正比。发量同该层土壤含水量成正比。 模式计算法：模式计算法：第一讲 水文水资源基础77对于闭合流域，在某一时段内建立水量平衡方程：对于闭合流域，在某一时段内建立水量平衡方程：P = (E1 - E2)+RSO+RGO+ q +W式中，式中， P 给定时段内的降雨量给定时段内的降雨量E1

24、给定时段内的蒸发量给定时段内的蒸发量E2 给定时段内的水汽凝结量给定时段内的水汽凝结量RSO 给定时段内的地面流出的水量给定时段内的地面流出的水量RGO 给定时段内的地下水流出的水量给定时段内的地下水流出的水量q 给定时段内流域内的用水量给定时段内流域内的用水量W 给定时段内流域内的蓄水量变化值给定时段内流域内的蓄水量变化值第一讲 水文水资源基础78 蒸发能力表示陆地表面保持充分湿润条件下蒸发能力表示陆地表面保持充分湿润条件下的蒸散发的水量，它是反映某一地区水分消耗的的蒸散发的水量，它是反映某一地区水分消耗的潜势。估算方法有：潜势。估算方法有： 在相同气候条件下，流域总蒸发能力同水面在相同气候

25、条件下，流域总蒸发能力同水面蒸发有密切关系，因此，总蒸发能力可等于水面蒸发有密切关系，因此，总蒸发能力可等于水面蒸发量乘以反映水面同流域陆面间热力状况差异蒸发量乘以反映水面同流域陆面间热力状况差异的的折算系数折算系数。这一系数与土壤特性、植物种类和。这一系数与土壤特性、植物种类和植被度有关，可以根据实验站资料来确定。植被度有关，可以根据实验站资料来确定。第一讲 水文水资源基础796010kEE 式中，式中，k 为水面蒸发折算系数。为水面蒸发折算系数。第一讲 水文水资源基础80 总蒸发能力取决于流域地面获得的能量，总蒸发能力取决于流域地面获得的能量，根据热量平衡原理，总蒸发能力等于流域辐射根据热

26、量平衡原理，总蒸发能力等于流域辐射平衡值、地面与大气间热交换量的净收入量和平衡值、地面与大气间热交换量的净收入量和地面与深层土壤间热交换量的净收入量三者之地面与深层土壤间热交换量的净收入量三者之和除以蒸发潜热和除以蒸发潜热。GLEHRtn （单位：卡（单位：卡/dcm2）式中，式中，Rn净辐射净辐射，Rn=Rs(1-)+RlLEt 散发作用中所吸收的能量。散发作用中所吸收的能量。H加热空气的能量，称显热或感热加热空气的能量，称显热或感热) )；G 用于加热土壤的能量，称为热的储存率。用于加热土壤的能量，称为热的储存率。第一讲 水文水资源基础81 利用太阳辐射强度，日照时数、风速、温利用太阳辐射

27、强度，日照时数、风速、温度、湿度等气候资料与实测总蒸发能力建立经度、湿度等气候资料与实测总蒸发能力建立经验关系。验关系。第一讲 水文水资源基础82年蒸发量的地区分布： 低温湿润地区水面蒸发量小，高温干燥地低温湿润地区水面蒸发量小，高温干燥地区水面蒸发量大；区水面蒸发量大； 蒸发低值区一般多在山区，而高值区多在蒸发低值区一般多在山区，而高值区多在平原区和高原地区。平原区和高原地区。第一讲 水文水资源基础83年蒸发量在800mm以下的低值区：东北地区（除平原区南部）东北地区（除平原区南部）中国的中部，包括湖南、湖北西部，贵州、云中国的中部，包括湖南、湖北西部，贵州、云南北部，四川大部，甘肃、青海东

28、南部和陕西南南北部，四川大部，甘肃、青海东南部和陕西南部山区等；部山区等；第一讲 水文水资源基础84年蒸发量大于1200mm的高值区：年蒸发量在8001200mm的中间地带区：西北高原、盆地；青藏高原；华北东北平原；西北高原、盆地；青藏高原；华北东北平原；南部沿海；云南等；南部沿海；云南等；分布很广，如东北平原大部，海滦河流域的分布很广，如东北平原大部，海滦河流域的山区、海河平原北部，华北平原南部，长江山区、海河平原北部，华北平原南部，长江流域的大部分地区等。流域的大部分地区等。第一讲 水文水资源基础85 陆面蒸发量的地区分布与降水、径流的地区分陆面蒸发量的地区分布与降水、径流的地区分布有密切

29、关系，呈布有密切关系，呈东南向西北有明显递减趋势东南向西北有明显递减趋势。说。说明中国的供水条件是陆面蒸发的主要制约因素。明中国的供水条件是陆面蒸发的主要制约因素。 有一条有一条300mm的（陆面）蒸发量等值线自东的（陆面）蒸发量等值线自东北向西南贯穿我国大陆，大体上将中国陆地的北向西南贯穿我国大陆，大体上将中国陆地的蒸发量分布情况分为两个区：蒸发量分布情况分为两个区：第一讲 水文水资源基础86海南岛东部海南岛东部1000 mm塔里木盆地、柴塔木塔里木盆地、柴塔木盆地：盆地： 1.0，即蒸发能力超过降水量，说明该即蒸发能力超过降水量，说明该地区偏于干旱，反之，则气候湿润。干旱指数地区偏于干旱，

30、反之，则气候湿润。干旱指数的地带性变化十分明显，并与降水量、年径流的地带性变化十分明显，并与降水量、年径流深的地带性分布一一对应。深的地带性分布一一对应。第一讲 水文水资源基础90气候分带气候分带年降水量年降水量（mmmm）年径流深年径流深（mmmm）干旱指数干旱指数（ ）十分湿润带十分湿润带 1600 1600 800 800 0.5 0.5湿润带湿润带800 800 16001600200 200 8008000.5 0.5 1.01.0半湿润带半湿润带400 400 80080050 50 2002001 1 3 3半干旱带半干旱带200 200 40040010 10 50503 3

31、7 7干旱带干旱带 200 20010 7 7第一讲 水文水资源基础91第一讲 水文水资源基础92 存在于非饱和带土壤孔隙中和为土壤颗粒所存在于非饱和带土壤孔隙中和为土壤颗粒所吸附水分。它具有三态：液态水、固态水及汽态吸附水分。它具有三态：液态水、固态水及汽态水。土壤水是土壤水。土壤水是土壤 土粒、水、气三相系统的土粒、水、气三相系统的一个组成部分。在水文学中指地表土层中的水，一个组成部分。在水文学中指地表土层中的水，广义的土层指整个包气带。土壤水分的增长、消广义的土层指整个包气带。土壤水分的增长、消退及动态变化同降水、蒸散发、地下水和径流有退及动态变化同降水、蒸散发、地下水和径流有密切关系。

32、密切关系。第一讲 水文水资源基础93 土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用之中，作用于土壤水的主要的力有之中，作用于土壤水的主要的力有、和和。它们决定了土壤水的存在形。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：土壤中：第一讲 水文水资源基础94（强结合水（强结合水/ /吸着水）吸着水）v 土壤颗粒表面的分子对水分子具有很强的吸土壤颗粒表面的分子对水分子具有很强的吸引力引力( (称分子力称分子力) )，故土壤颗粒表面能吸附大，故土壤颗粒表面能吸附大气中的水分子，则称这部分水为吸湿水。气中的水

33、分子，则称这部分水为吸湿水。第一讲 水文水资源基础95土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层水分子受的吸力约水分子受的吸力约1万个大气压（万个大气压（1大气压大气压1.01105N/m2 =1.03kg/cm2 )。吸湿水具有固态。吸湿水具有固态水的性质（水的性质（ 1.22.4),因此吸湿水不能自由移因此吸湿水不能自由移动。动。只有在高温（只有在高温（105110 0C）条件下可转变成）条件下可转变成汽态散失，故吸湿水不能被植物所利用。汽态散失，故吸湿水不能被植物所利用。第一讲 水文水资源基础96第一讲 水文水资源基础97 指土粒表面吸湿水达到最大量

34、后，土颗粒剩余指土粒表面吸湿水达到最大量后，土颗粒剩余的分子力还能吸附水分，在吸湿水外表形成的膜状的分子力还能吸附水分，在吸湿水外表形成的膜状液态水。液态水。 主要受分子吸力作用（为主要受分子吸力作用（为31316.256.25大气压），大气压），与液态水的性质基本相似，在吸力作用下能以湿润与液态水的性质基本相似，在吸力作用下能以湿润的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，或从土的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，或从土壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。水运动研究的范畴。第一讲 水文水资源基础98 指依靠土壤中毛细管（一般

35、指指依靠土壤中毛细管（一般指d5080u) 比降上下断面比降上下断面起桩点起桩点 300基基 线线第一讲 水文水资源基础163 指水体的自由水面离开固定基准面的距离，指水体的自由水面离开固定基准面的距离，我国目前一般统一采用黄海海平面作为基准面。我国目前一般统一采用黄海海平面作为基准面。5.2.1 5.2.1 水位的观测：水位的观测：自记水位计：自记水位计：能自动记录水位的连续变化过程能自动记录水位的连续变化过程uu水尺：直立式、倾斜式、矮桩式、悬锤式水尺：直立式、倾斜式、矮桩式、悬锤式第一讲 水文水资源基础164自计水位计：自计水位计： 组成：感应、传感、记录组成：感应、传感、记录 型式：浮

36、子式、压力式、超声波式型式：浮子式、压力式、超声波式水位观测的内容：基本水尺/比降水尺的水位观测观测时间：观测时间：人工观测：（人工观测：（1）水位平缓变化缓慢时：每日）水位平缓变化缓慢时：每日8时时一次或一次或8时、时、20时两次时两次（2）水位变化较大时：每日）水位变化较大时：每日2、8、14、20时观测时观测4次，洪水期加密观测次，洪水期加密观测第一讲 水文水资源基础165式中，式中，Zi 第第 i 次水位观测值；次水位观测值； n 一日内水位观测的次数。一日内水位观测的次数。 niiZnZ11计算日计算日 / / 月月 / / 年平均水位年平均水位水位过程线水位过程线 算术平均法算术平

37、均法该法适合于水位变化缓慢或变化大但等时距观测该法适合于水位变化缓慢或变化大但等时距观测的情况。的情况。第一讲 水文水资源基础166 Z0 Z1 Z2 Zi Zn-1 Znt1 t2 t3 ti tn-1 tnZ(m)t nnnnntZ)tt(Z)tt(ZtZZ 1121110481式中，式中，Z0, Z1, Zn 一日内各次观测的水位值一日内各次观测的水位值(m) t1, t2 tn 相邻二次水位观测间的时距相邻二次水位观测间的时距(hr)第一讲 水文水资源基础167: : 单位时间内通过河流某断面的水量单位时间内通过河流某断面的水量(m3/s)AVQ 式中式中, Q 流量流量, m3/s;

38、 断面平均流速断面平均流速, m/s; A 过水断面面积过水断面面积, m2.V第一讲 水文水资源基础168确定各测深点水位布置测深垂线测量各测深点的水深 测定各测深点的横向位置(起点距)绘出过水断面图第一讲 水文水资源基础169起点桩起点桩 b1 bi起点距起点距WiH1 Hi Hi+1测深垂线测深垂线断面索断面索测流断面示意图测流断面示意图第一讲 水文水资源基础170第一讲 水文水资源基础171转子式流速仪，其主要构件有：转子式流速仪，其主要构件有： 感应流速的旋转器感应流速的旋转器 记录器记录器 尾翼尾翼 铅鱼铅鱼类型：类型：旋杯式流速仪旋杯式流速仪 旋浆式流速仪旋浆式流速仪第一讲 水文

39、水资源基础172 5m测速垂线上测速点的布置，常有一点式，二点测速垂线上测速点的布置，常有一点式，二点式式 ，三点式和五点式。，三点式和五点式。当水面宽度当水面宽度 5m, 测速垂线的数目测速垂线的数目5第一讲 水文水资源基础173第一讲 水文水资源基础174【注注】 V0.2,V0.6, V0.8,V1.0分别表示分别表示相应水深为相应水深为0.2h, 0.6h, 0.8h和河底处测点的流速和河底处测点的流速第一讲 水文水资源基础175 H1 H2 H3 H4 H5W2 W3 W4 W5W1W6 b1 b2 b3 b4 b5 b6Vm1Vm5Vm4Vm3Vm2)VV(Vmm43421 11m

40、VV 已知各垂线平均流速，则可绘出流速分布图已知各垂线平均流速，则可绘出流速分布图: :第一讲 水文水资源基础176 中间部分面积按梯形面积公式计算：中间部分面积按梯形面积公式计算：岸边的部分面积按三角形面积计算：岸边的部分面积按三角形面积计算：ii1- iibHHW)(21 11bHW211 第一讲 水文水资源基础177 中间部分面积上的平均流速计算：中间部分面积上的平均流速计算： 靠岸边部分面积上的平均流速计算：靠岸边部分面积上的平均流速计算：式中，式中， Vm1 靠岸边第一条测线的平均流速靠岸边第一条测线的平均流速 流速系数流速系数/ /岸边系数岸边系数: :斜坡岸，斜坡岸， =0.7

41、陡坡岸，陡坡岸， =0.8光滑坡岸，光滑坡岸， =0.9 死水边，死水边， =0.6) )( (i ,mi ,miVVV 12111mVV 第一讲 水文水资源基础178式中，式中， Wi 断面上的部分面积断面上的部分面积(m2)式中，式中， W 过水断面总面积过水断面总面积( (m2) ) 111111niiinnnniiVWVWVWVWVWQ 部分面积上的平均流速部分面积上的平均流速(m/s)iV) )( (s/mWQV 第一讲 水文水资源基础179 式中，式中， Vfi 第第i 个浮标的虚流速个浮标的虚流速(m/s) Lf 上下浮标断面间的距离上下浮标断面间的距离(m)Ti 第第i 个浮标

42、流经上下浮标断面的时间个浮标流经上下浮标断面的时间(s) iffiTLV 第一讲 水文水资源基础180Vf0 Vm,i-1 VmiWiV Vfi x) )( (imimfiVVV,1,21 第一讲 水文水资源基础181根据虚流速分布图，求部分面积的虚流量：根据虚流速分布图，求部分面积的虚流量：) )( (i ,mi ,mifiVVWQ 121求断面总面积的虚流量：求断面总面积的虚流量： 11nififQQ第一讲 水文水资源基础182 Kf 浮标系数浮标系数(Kf = 0.70.95) 浮标系数与浮标类型、风力风向及河流状况浮标系数与浮标类型、风力风向及河流状况等因素有关。等因素有关。 可通过流

43、速仪与浮标测流的比测实验来确定，可通过流速仪与浮标测流的比测实验来确定，即利用同期二种方法测流的资料进行对比，从而即利用同期二种方法测流的资料进行对比，从而求出求出Kf。ffQKQ 式中，式中， ，为各部分虚流量之和；，为各部分虚流量之和； 11nififQQ第一讲 水文水资源基础1835.4.1 水位Z - 流量Q 关系 一个水文站的水位和流量的关系是指测一个水文站的水位和流量的关系是指测站基本水尺断面处的水位与通过该断面的流量站基本水尺断面处的水位与通过该断面的流量之间的关系。之间的关系。 整理水位与流量的关系有如下几种情况：整理水位与流量的关系有如下几种情况：第一讲 水文水资源基础184

44、绘制以下几条曲线：绘制以下几条曲线：Z(m)Q / F / V稳定的水位稳定的水位(Z)流量流量(Q)关系关系ZQ ZFQ-FV 0.01 Z Q 的关系曲线的关系曲线 Z - F( (过水断面过水断面) )的关系曲线的关系曲线 Z - V( (断面平均流速断面平均流速) )的关系曲线的关系曲线ZV第一讲 水文水资源基础185天然河道的流量可用下式表示：天然河道的流量可用下式表示：FJRnQ21321 式中，式中， Q 流量；流量；F 过水断面；过水断面； R 水力半径；水力半径； n 糙率；糙率； J 水面比降水面比降 第一讲 水文水资源基础186根据水位根据水位(Z) 过水断面面积过水断面

45、面积(F)，水位，水位 流速流速(V)的关系曲线进行延长：的关系曲线进行延长： 当河床比较稳定，河槽形状无很大变化的测站，当河床比较稳定，河槽形状无很大变化的测站，在高水位时，水位过水断面面积，水位流速在高水位时，水位过水断面面积，水位流速的关系曲线常为一线性关系，而且水位流速的的关系曲线常为一线性关系，而且水位流速的关系直线近似平行于垂轴。则可按此趋势延长。关系直线近似平行于垂轴。则可按此趋势延长。第一讲 水文水资源基础187 由于水文站具有连续的水位监测数据由于水文站具有连续的水位监测数据Z(t)，因此通过因此通过ZQ的关系曲线，可获取连续的流量的关系曲线，可获取连续的流量Q(t)的数据，

46、在此基础上，可以方便地进行各的数据，在此基础上，可以方便地进行各种流量特征值的计算和统计：种流量特征值的计算和统计：第一讲 水文水资源基础188 收集水文资料是水文分析和计算的基础，水收集水文资料是水文分析和计算的基础，水文资料的主要来源有：文资料的主要来源有：第一讲 水文水资源基础189第一讲 水文水资源基础1901.事件 :是指随机试验的结果。是指随机试验的结果。 必然事件必然事件; 不可能事件不可能事件;随机事件随机事件 为了比较某随机事件出现（或不出现为了比较某随机事件出现（或不出现)的的可能性大小，必然赋予一种量化的（以数量表可能性大小，必然赋予一种量化的（以数量表示示)指标，这个数

47、量指标就是事件的概率。指标，这个数量指标就是事件的概率。第一讲 水文水资源基础191 对于不是古典概型事件，只能通过多次重复对于不是古典概型事件，只能通过多次重复试验来估计事件的概率。试验来估计事件的概率。 设事件设事件A在在n 次随机试验中出现了次随机试验中出现了m 次，则称：次，则称：nmAW )(为事件为事件A 在在n 次试验中出现的频率。次试验中出现的频率。n 不是所有可能的结果总数，仅是随机不是所有可能的结果总数，仅是随机试验的次数。试验的次数。第一讲 水文水资源基础192 用以表示随机试验结果的一个数量用以表示随机试验结果的一个数量( (事先事先是未知的是未知的) )，由于它事先不

48、能确定，是随机的，由于它事先不能确定，是随机的，称为随机变量。水文现象中的随机变量，一般称为随机变量。水文现象中的随机变量，一般指某个水文特征值指某个水文特征值( (如年径流量、年降雨量、如年径流量、年降雨量、洪峰流量等洪峰流量等) )。第一讲 水文水资源基础193 在统计数学中，把某种随机变量所取数值的在统计数学中，把某种随机变量所取数值的全体，称为总体。全体，称为总体。 如年径流量的总体数是无穷的。如年径流量的总体数是无穷的。 从总体中不带主观成分任意抽取的一部分，从总体中不带主观成分任意抽取的一部分，称为样本。样本所包含的项数，称为称为样本。样本所包含的项数，称为样本容量样本容量。 如实

49、测的水文资料是有限的，是一样本。如实测的水文资料是有限的，是一样本。第一讲 水文水资源基础194 随机变量落在区间随机变量落在区间(x, x+x)的概率与该区的概率与该区间长度的比值间长度的比值 称作随机称作随机变量落在区间变量落在区间(x, x+x)平均概率平均概率。xxxFxF )()( 第一讲 水文水资源基础195称称 f(x)为为，简称，简称。而密度函数的几何曲线称作而密度函数的几何曲线称作。)()()()()()(xfxFxxFxxFlimxxxFxFlim0 x0 x 第一讲 水文水资源基础196 F(x) 分布函数，反映随机变量分布函数，反映随机变量X超过某超过某个值个值 x 的

50、概率。的概率。 这两个函数能完整地描述随机变量的分布这两个函数能完整地描述随机变量的分布规律。规律。可见，随机变量的二个函数：可见，随机变量的二个函数：第一讲 水文水资源基础197 在实际问题中，随机变量的分布函数不易确在实际问题中，随机变量的分布函数不易确定，或有时不一定需要用完整的形式来说明随机变定，或有时不一定需要用完整的形式来说明随机变量，而只要知道其主要特征就可以。随机变量的分量，而只要知道其主要特征就可以。随机变量的分布函数和密度函数中都包含一些参数（如均值、变布函数和密度函数中都包含一些参数（如均值、变差系数、偏态系数），而这些参数能反映随机变量差系数、偏态系数），而这些参数能反

51、映随机变量分布的特点：如有的分布集中，有的分布分散，有分布的特点：如有的分布集中，有的分布分散，有的分布对称，有的分布非对称，等等。在统计学中的分布对称，有的分布非对称，等等。在统计学中用以表示随机变量这些分布特征的某些数值，称之用以表示随机变量这些分布特征的某些数值，称之为为。第一讲 水文水资源基础198x niiiniiipxxEpxx11)(或或 离散型随机变量的平均数是以概率为权重的离散型随机变量的平均数是以概率为权重的加权平均值。加权平均值。 对于离散型随机变量：对于离散型随机变量：第一讲 水文水资源基础199)58()()( dxxfxxEba 式中，式中，a、b 分别为随机变量分

52、别为随机变量 X 取值的上下取值的上下限。限。 数学期望数学期望或或平均数平均数代表整个随机变量的总代表整个随机变量的总水平的高低，它为分布的中心。水平的高低，它为分布的中心。第一讲 水文水资源基础200 表示概率密度分布峰点所对应的数。表示概率密度分布峰点所对应的数。 M0(x) 是使概率是使概率 P ( =xi )等于等于 最大时所相应的最大时所相应的 x i值。值。M0(x) =xiPi-1 Pi Pi+1 Px离散型随机变量的众数离散型随机变量的众数第一讲 水文水资源基础201 M0 (x)是概率密度函数是概率密度函数f (x)等于最大时所对应等于最大时所对应的的 xi 值值M0(x)

53、f(x)x 连续的随机变量的众数连续的随机变量的众数第一讲 水文水资源基础202 把概率密度分布分为二个相等部分的数把概率密度分布分为二个相等部分的数。 对于离散型的随机变量：对于离散型的随机变量： 将所有变量的可能取值按大小次序排列，将所有变量的可能取值按大小次序排列，位置居中的数字。位置居中的数字。第一讲 水文水资源基础203 对于连续的随机变量对于连续的随机变量中位数满足：中位数满足：21dxxfdxxfbxMxMaee )()()()(式中，式中， a, b 分别为随机分别为随机变量变量 X 取值的上下限取值的上下限Me(x)xf(x)1/21/2ab第一讲 水文水资源基础204 该参

54、数用以反映随机变量分布离散程度该参数用以反映随机变量分布离散程度( (相对于相对于随机变量分布中心即平均值的差距随机变量分布中心即平均值的差距) )的指标，通常有的指标，通常有以下几种：以下几种： 值愈大，分布愈分散；值愈大，分布愈分散； 值愈小，分布愈集中。值愈小，分布愈集中。2)(xxE (8-6)1 2 2 1f(x)x标准差对密度标准差对密度函数的影响函数的影响第一讲 水文水资源基础205xxECV )(CV1CV2CV2 CV1f(x)x变差系数对密变差系数对密度函数的影响度函数的影响CV值愈大，分布愈分散；值愈大，分布愈分散；CV 值愈小，分布愈集中。值愈小，分布愈集中。对于均值不

55、同的两个系列，对于均值不同的两个系列，用均方差来比较其离散程用均方差来比较其离散程度就不合适，则要采用均度就不合适，则要采用均方差和均值的比来表示：方差和均值的比来表示：第一讲 水文水资源基础206f(x)x偏态系数对密度函数的影响偏态系数对密度函数的影响Cs=0Cs0Cs 0 , 称为正偏；称为正偏； CS 0 , 称为负偏。称为负偏。 偏态系数（偏差系数偏态系数（偏差系数) )33)( xXECs第一讲 水文水资源基础207(8-9) xexfxx222)(21)(式中，式中， ：平均数；：平均数； ：标准差。：标准差。x 许多随机变量如水文测量误差、抽样误差许多随机变量如水文测量误差、抽

56、样误差等一般服从正态分布。等一般服从正态分布。第一讲 水文水资源基础208f (x) a. 单峰，只有一个众数；单峰，只有一个众数； b. 对于平均数对称对于平均数对称, Cs= 0； c. 曲线二端趋于曲线二端趋于 ， 并以并以x 轴为渐近线轴为渐近线; d. 1)(dxxf xxx第一讲 水文水资源基础209概率密度函数表达式： )(100)()()(axeaxxf 式中式中, （ ） 的伽玛函数的伽玛函数, , , a 0：三个参数，它们与三个统计参数：三个参数，它们与三个统计参数有一定的关系，其表达式为：有一定的关系，其表达式为： dxexx 01)(svc,c,x)21(2402sv

57、svsccxaccxc 可见，当以上三个参数确定后，可见，当以上三个参数确定后，P-III型密度函型密度函数亦完全确定。数亦完全确定。第一讲 水文水资源基础210f(x)皮尔逊皮尔逊 型概率密度曲线型概率密度曲线 a0M0(x)Me(x)xP PxdxxfP)(xP-III型曲线的特点：型曲线的特点：一端有限另一端无限的不对称单峰正偏曲线一端有限另一端无限的不对称单峰正偏曲线第一讲 水文水资源基础211xCxVPP)1( 即求出指定概率即求出指定概率 P 所相应的随机变量的取值所相应的随机变量的取值 xP第一讲 水文水资源基础2120.031.302.473.384.160.20.021.29

58、2.403.233.940.10.001.282.333.093.720.0501010.10.01P(%) p CsP-III型曲线离均系数型曲线离均系数 P 值表值表第一讲 水文水资源基础213 水文随机变量的总体是无限的，这就需要水文随机变量的总体是无限的，这就需要在总体不知道的情况下，靠抽出的样本在总体不知道的情况下，靠抽出的样本( (观测观测的系列的系列) )去估计总体参数。去估计总体参数。估算方法有： 矩法；适线法； 极大似然法； 权函数法； 第一讲 水文水资源基础214 n1iixn1xa.样本的算术平均值: 已知样本的随机系列：已知样本的随机系列：x1, x2, x3, xn，

59、分别求样本的三个统计参数分别求样本的三个统计参数 。SVCCx,第一讲 水文水资源基础215b.样本标准差: n1i2inxxS)(式中，式中， 称作模比系数称作模比系数xxKii n1i2in1i2iV1Kn1n1xxxSC)()(c.样本的离差系数Cv:第一讲 水文水资源基础216注意：注意：以上三个公式求到的参数是根据样本求参得以上三个公式求到的参数是根据样本求参得到，故与相应的总体的参数是不相等的。到，故与相应的总体的参数是不相等的。3Vn1i3iSCn1KC )( n1i2in1i2iV1Kn1n1xxxSC)()(第一讲 水文水资源基础217 由于水文系列总体是无限的，而样本的容由

60、于水文系列总体是无限的，而样本的容量是有限的，因此，由样本求到的参数对于总量是有限的，因此，由样本求到的参数对于总体存在一定的误差，则称为体存在一定的误差，则称为抽样误差抽样误差。因此，。因此，以样本参数替代相应的总体参数时，必须考虑以样本参数替代相应的总体参数时，必须考虑这一误差。该误差无法准确求到，只能在概率这一误差。该误差无法准确求到，只能在概率意义下作出某种估计。意义下作出某种估计。第一讲 水文水资源基础218 同理，同理， 也是随机变量，其分布也是随机变量，其分布称为称为均值误差的抽样分布均值误差的抽样分布。Tniixxx 样本的某个抽样值样本的某个抽样值xi 是一随机变量，故作是一