农水工程水文(第2-3章)

1、第二章第二章 河川径流形成的基本知识河川径流形成的基本知识 水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程。水的不断蒸发、输送、凝结、降落、产流、汇流的往复循环过程。第一节第一节 水循环及水量平衡水循环及水量平衡一、自然界的水文循环一、自然界的水文循环一、自然界的水文循环（续）一、自然界的水文循环（续）大循环和小循环大循环和小循环大循环：大循环：海洋海洋大气大气大陆大陆海洋海洋从海洋蒸发的水汽，被气流输送到大陆而成降水。其中一部分从海洋蒸发的水汽，被气流输送到大陆而成降水。其中一部分以地面和地下径流的形式从河流汇归海洋；另一部分重新蒸发以地面和地下径流的形式从河流汇归海洋；另一部分重

2、新蒸发返回大气。这种海陆间的水分交换过程，称为大循环或外循环。返回大气。这种海陆间的水分交换过程，称为大循环或外循环。 小循环：小循环：海洋海洋大气大气海洋（海洋小循环）海洋（海洋小循环） 大陆大陆大气大气大陆（内陆小循环）大陆（内陆小循环）海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水的形式落到海洋海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种局部的水里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种局部的水文循环称为小循环或内循环。文循环称为小循环或内循环。 1. 通用水量平衡方程通用水量平衡方程IO W（ W 等于时段末蓄水量等于时段末蓄水量-

3、 -时段初蓄水量）时段初蓄水量）二、地球上的水量平衡二、地球上的水量平衡正确理解水量平衡方程必须掌握两个关键点：正确理解水量平衡方程必须掌握两个关键点：（1 1）针对某一时间尺度）针对某一时间尺度（2 2）针对某一空间尺度）针对某一空间尺度 WIO2. 全球水量平衡方程全球水量平衡方程二、地球上的水量平衡（续）二、地球上的水量平衡（续）时时 段：段： X海海 = =Z海海 - -Y+ W海洋海洋全球多年平均：全球多年平均： X=Z时时 段：段： X陆陆 = =Z陆陆 + +Y + W陆地陆地多年平均：多年平均：X陆陆=Z陆陆+Y 多年平均：多年平均： X 海海=Z海海- -Y akmXakmX

4、akmXakmZakmZakmZ/107 .57/109 .11/108 .45/107 .57/102 . 7/105 .50343434343434 陆陆海海陆陆海海第二节第二节 河流和流域河流和流域一、河流一、河流1. .河流的形成与分段河流的形成与分段 河流流经的谷地为河流流经的谷地为河谷河谷，河谷底部有水流的部分称，河谷底部有水流的部分称为为河床或河槽河床或河槽。枯水期水流所占部位为基本河床，或。枯水期水流所占部位为基本河床，或称称主槽主槽；洪水泛滥所到达部位为洪水河床，或称；洪水泛滥所到达部位为洪水河床，或称滩地滩地。面向河流下游，左边的河岸称为面向河流下游，左边的河岸称为左岸左岸

5、，右边的河岸称，右边的河岸称为为右岸右岸。枯水位枯水位洪水位洪水位主槽主槽滩地滩地 河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、河流沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。下游和河口五段。 河源河源是河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊是河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。或沼泽等。 上游上游紧接河源，多处于深山峡谷中，坡陡流急，河谷紧接河源，多处于深山峡谷中，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩和瀑布。下切强烈，常有急滩和瀑布。长江源头冰川长江源头冰川长江上游河段长江上游河段 中游中游河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸

6、常有滩地，河床较稳定。较稳定。 下游下游是河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，是河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。淤积明显，浅滩和河湾较多。 黄河中游急流黄河中游急流 黄河下游河段黄河下游河段 一、河流（续）一、河流（续） 河口河口是河流的终点，是河流注入海洋或内陆湖泊的地是河流的终点，是河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。 一、河流（续）一、河流（续）长江入海口长江入海口2. 河流的基本特征河流的基本特征河流长度河流长度 （L L） 自河源沿主河道至河口的长度，单位自河源沿主

7、河道至河口的长度，单位km，可在适，可在适当比例尺的地形图上量出。当比例尺的地形图上量出。河道纵比降（河道纵比降（J） 河段两端的河底高程差河段两端的河底高程差 h叫做叫做落差落差。单位河长的。单位河长的落差称为河道落差称为河道纵比降纵比降或比降。当河流纵断面近或比降。当河流纵断面近似似于直于直线时，线时，计算公式如下：计算公式如下：一、河流（续）一、河流（续）LhJ一、河流（续）一、河流（续） 当河段纵断面呈折线时，当河段纵断面呈折线时，可在纵断面图上，通过下游可在纵断面图上，通过下游端断面河底处作一斜线，端断面河底处作一斜线，使使此斜线以下的面积此斜线以下的面积2 2与与原河原河底线以下的

8、面积底线以下的面积1 1相等，此相等，此斜线坡度即为河道平均纵比斜线坡度即为河道平均纵比降。计算公式如下：降。计算公式如下：2012211102)()()(LLhlhhlhhlhhJnnn 河道比降计算示意图河道比降计算示意图 第二节第二节 河流及流域（续）河流及流域（续）二、流域二、流域1.1.流域流域 汇集地面水和地下水的区域称为汇集地面水和地下水的区域称为流域流域，流域的周界，流域的周界称为称为分水线分水线。如果地面分水线与地下分水线重合，这。如果地面分水线与地下分水线重合，这样的流域称为样的流域称为闭合流域闭合流域。地面分水线与地下分水线不。地面分水线与地下分水线不一致的流域称为一致的

9、流域称为不闭合流域不闭合流域。闭合流域（闭合流域（a a） 非闭合流域（非闭合流域（b b）山山坡坡流流域域示示意意图图2.2.流域的基本特征流域的基本特征流域面积（流域面积（F F） 地面分水线所包围的闭合区域的平面投影的面地面分水线所包围的闭合区域的平面投影的面积称流域面积。它是水系的集水面积，积称流域面积。它是水系的集水面积，单位单位km2。流域面积示意图流域面积示意图 二、流域（续）二、流域（续）流域长度（流域长度（LA） 流域长度是流域的轴长，若流域形状不太弯曲，流域长度是流域的轴长，若流域形状不太弯曲，可采用河源到流域出口的直线来确定。可采用河源到流域出口的直线来确定。 流域平均宽

10、度流域平均宽度 流域面积与流域长度的比值。流域面积与流域长度的比值。 河网密度河网密度 单位面积内的河流总长度。单位面积内的河流总长度。一、降水的成因一、降水的成因第三节第三节 降水降水 降水是指液态或固态的水汽凝结物从空中降落到地降水是指液态或固态的水汽凝结物从空中降落到地的现象。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。的现象。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。 足够的水汽足够的水汽、上升运动上升运动和和冷却凝结冷却凝结是形成降水的主是形成降水的主要物理条件。要物理条件。二、降水的类型二、降水的类型 按照使空气抬升而形成动力冷却的原因，分为对流雨、按照使空气抬升而形成动力冷却的原因，分为对流雨、地形雨、气旋雨

11、与锋面雨。地形雨、气旋雨与锋面雨。 v 对流雨对流雨 地面受热升温，下层空气膨胀上升和上层空气形成地面受热升温，下层空气膨胀上升和上层空气形成对流运动。下层暖湿空气上升到高空遇冷凝结形成降对流运动。下层暖湿空气上升到高空遇冷凝结形成降雨。多发生在夏季午后，强度大、面积小、历时短。雨。多发生在夏季午后，强度大、面积小、历时短。v 地形雨地形雨 暖湿气团在运动过程中遇山岭障碍时，在沿山坡上暖湿气团在运动过程中遇山岭障碍时，在沿山坡上升过程中逐渐变冷凝结成雨。地形雨多在迎风坡上。升过程中逐渐变冷凝结成雨。地形雨多在迎风坡上。v 气旋雨气旋雨 当某地区气压低于四周气压时，四周气流就要向该处当某地区气压

12、低于四周气压时，四周气流就要向该处汇集。气流汇入后再转向高层，上升气流中的水汽因动力汇集。气流汇入后再转向高层，上升气流中的水汽因动力冷却凝结成云，条件具备时，形成气旋雨。冷却凝结成云，条件具备时，形成气旋雨。 气团：物理属性气团：物理属性( (温、湿温、湿) )水平分布较均匀的大范围空气团。水平分布较均匀的大范围空气团。峰面：两种性质不同的气团之间狭窄而倾斜的过渡带。峰面：两种性质不同的气团之间狭窄而倾斜的过渡带。v锋面雨锋面雨锋面活动产生的降水称为锋面雨。锋面活动产生的降水称为锋面雨。暖锋雨暖锋雨冷锋雨冷锋雨静止锋雨静止锋雨冷锋雨的形成冷锋雨的形成 当冷、暖气团相对运动时，冷燥气团楔入暖湿

13、气团之当冷、暖气团相对运动时，冷燥气团楔入暖湿气团之下迫使暖湿气流沿冷锋面爬升发生动力冷却，从而形成降下迫使暖湿气流沿冷锋面爬升发生动力冷却，从而形成降雨。雨。冷锋雨降雨冷锋雨降雨范围小、雨强大、历时短。范围小、雨强大、历时短。 观测降雨量的标准仪器有观测降雨量的标准仪器有人工观测的雨量器人工观测的雨量器和和自记雨量计自记雨量计两种。两种。 雨量器雨量器是是20cm口径的柱形金属桶，承雨口径的柱形金属桶，承雨后用特制的量杯测定降水量。一般采用定时后用特制的量杯测定降水量。一般采用定时观测，如：两段制、四段制、八段制等。观测，如：两段制、四段制、八段制等。 自记雨量计自记雨量计可以测定降雨过程。

14、可以测定降雨过程。三、降雨观测三、降雨观测江西省山洪灾害预警系统自动监测站江西省山洪灾害预警系统自动监测站降水要素降水要素 降水量、降水历时、降水强度、降水面积及降水中心降水量、降水历时、降水强度、降水面积及降水中心降水量过程线降水量过程线降水量累积曲线降水量累积曲线等雨量线等雨量线降水强度降水强度历时曲线历时曲线平均雨深平均雨深面积曲线面积曲线平均雨深平均雨深面积面积历时曲线历时曲线四、降水特征的描述四、降水特征的描述时间时间时段降雨时段降雨累积降雨累积降雨13:420014:0011.511.514:3033.545.015:3431.976.917:001.678.518:102.280

15、.71234560102030405060降降水水量量过过程程图图降降水水量量（ m mm m）时时 段段0.020.040.060.080.0100.0120.01213141516171819时间时间降水量(mm)降水量(mm)累积降水量过程线累积降水量过程线时间时间累积降雨累积降雨时段降雨时段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2根据根据105105站资料绘制站资料绘制根据根据2626站资料绘制站资料绘制020406080012345678时时 间间降水量(mm)降水量(mm)降雨强

16、度与历时曲线降雨强度与历时曲线时时 间间累积降雨累积降雨时段降雨时段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2历历 时时累积降雨累积降雨雨雨 强强148.548.5265.532.8377.025.7478.519.6580.716.1680.713.4 对一场降雨，对应某指定对一场降雨，对应某指定的历时，变动起讫时间求得相的历时，变动起讫时间求得相应该历时的最大平均降雨强度，应该历时的最大平均降雨强度，并点绘成曲线。该曲线反映降并点绘成曲线。该曲线反映降水的时间变化特性。水的时间变化特性。

17、对一场降雨，从降雨量等值线图的中心开始，分别量取对一场降雨，从降雨量等值线图的中心开始，分别量取不同的等雨量线所包围的面积及该面积内的平均水深，并点不同的等雨量线所包围的面积及该面积内的平均水深，并点绘成曲线。该曲线反映降水的空间变化特性。绘成曲线。该曲线反映降水的空间变化特性。90705040110 根据一场暴雨不同历时根据一场暴雨不同历时( (如如12h、24h、48h等等) )的等雨量的等雨量线图作出相应的平均雨深线图作出相应的平均雨深面积曲线面积曲线，并综合绘于同一张图，并综合绘于同一张图上，即得上，即得平均雨深平均雨深面积面积历时曲历时曲线。简称时线。简称时- -面面- -深曲线。深

18、曲线。 其规律为：当历时一定时，面积愈大，平均雨深愈小；其规律为：当历时一定时，面积愈大，平均雨深愈小；当面积一定时，历时愈长，当面积一定时，历时愈长，平均雨深愈大。平均雨深愈大。五、流域平均降雨量计算五、流域平均降雨量计算算术平均法：算术平均法：适用于面积不大，地形起伏不大，站点适用于面积不大，地形起伏不大，站点较多且布设较均匀的流域。计算简便。较多且布设较均匀的流域。计算简便。泰森多边形法：泰森多边形法：适用于站点较少且分布不均，面积不适用于站点较少且分布不均，面积不大的流域。在确定各站的权重后也很简便，且精度较大的流域。在确定各站的权重后也很简便，且精度较好。缺点是在各场降雨中把雨量站权

19、重视为固定，与好。缺点是在各场降雨中把雨量站权重视为固定，与实际情况不完全一致。实际情况不完全一致。等雨量线法：等雨量线法：适用于面积大、地形起伏大、站点较密适用于面积大、地形起伏大、站点较密的流域。理论上完善，但每次降雨都必须绘制等雨量的流域。理论上完善，但每次降雨都必须绘制等雨量线，并计算权重，工作量大。线，并计算权重，工作量大。泰森多边形法泰森多边形法A1A2A3A4A5A6单元面积权重计算公式：单元面积权重计算公式： 第第 i 块单元面积的权重块单元面积的权重 i =A i / /A 总面积总面积A=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)流域平均雨量计算公式：流域平均雨量计算公式：66

20、2211xxxxx1x2x3x4x5x6等雨量线法等雨量线法A2A690705040A1A3A4A5110总面积总面积A=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)各子块权重各子块权重 i =A i / /A x= i x i 第四节第四节 蒸散发蒸散发 一、一、概述概述 水由液态转化为气态的过程称为水由液态转化为气态的过程称为蒸发蒸发，被植物根系吸，被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气中的过程称为散发散发或蒸腾或蒸腾。 蒸发面为水面时称为蒸发面为水面时称为水面蒸发水面蒸发；蒸发面为土壤表面时；蒸发面为土壤表面时称为称为土壤蒸发土壤蒸发；蒸发

21、面是植物茎叶称为；蒸发面是植物茎叶称为植物散发植物散发。流域面。流域面上的蒸发称为上的蒸发称为流域总蒸发流域总蒸发，是流域内各类蒸发的总和。，是流域内各类蒸发的总和。 二、二、水面蒸发水面蒸发1.1.水面蒸发的影响因素水面蒸发的影响因素v动力因素动力因素 水汽分子扩散、空气对流和紊动水汽分子扩散、空气对流和紊动( (可分别用可分别用湿度、湿度、风速等指标来衡量风速等指标来衡量) )。v热力因素热力因素 太阳辐射、太阳辐射、水温、气温等。水温、气温等。2.2.水面蒸发的观测水面蒸发的观测 一般无出流量，除非大暴雨引起一般无出流量，除非大暴雨引起蒸发器漫溢；没有渗漏水量。故：蒸发器漫溢；没有渗漏水

22、量。故：IXZt =t1t =t212hhSZIX)(12hhIXZ常用蒸发器：常用蒸发器： 20cm型、型、 80cm型、型、E601型型(直径直径61.8cm)。大型蒸发池：器口面积大型蒸发池：器口面积10m2、20m2、100m2。大型蒸发池所测水面蒸发量与自然条件水体的蒸发量接近。大型蒸发池所测水面蒸发量与自然条件水体的蒸发量接近。但蒸发器所测蒸发量须换算成天然水体蒸发量：但蒸发器所测蒸发量须换算成天然水体蒸发量：E=kE器器三、土壤三、土壤蒸发蒸发1. 土壤蒸发率和蒸发能力土壤蒸发率和蒸发能力土壤蒸发率土壤蒸发率：单位时间单位面积上的土壤蒸发量单位时间单位面积上的土壤蒸发量( (E)

23、 )。土壤蒸发能力土壤蒸发能力：充分供水时的土壤蒸发率：充分供水时的土壤蒸发率( (Em) )。2. 土壤蒸发的影响因素土壤蒸发的影响因素土壤的实际蒸发量取决于土壤的实际蒸发量取决于蒸发能力蒸发能力、供水条件供水条件两个方面。两个方面。三、土壤三、土壤蒸发蒸发( (续续) )3. 土壤蒸发的物理过程土壤蒸发的物理过程(1) 田田，E=Em 整个土层水分输送通畅，供水充分，整个土层水分输送通畅，供水充分，按蒸发能力蒸发，蒸发量大而稳定。按蒸发能力蒸发，蒸发量大而稳定。 (3) 断断，E=CEm( (C1.0) ) 毛管向上输送水分的机制完全遭到破坏，水分只能以薄膜毛管向上输送水分的机制完全遭到破

24、坏，水分只能以薄膜水或气态水的形式供给蒸发，蒸发量小而稳定。水或气态水的形式供给蒸发，蒸发量小而稳定。(2) 断断 fp0，则整个下渗过程均按下渗能力下渗；，则整个下渗过程均按下渗能力下渗；fptFR(2) (2) i fc，则整个下渗过程均按雨强下渗；，则整个下渗过程均按雨强下渗； fptFfpt(3) (3) fci fp0 ，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。，则先按雨强下渗，后按下渗能力下渗。i fp，实际下渗率，实际下渗率f = fp i i第六节第六节 径流径流产流过程产流过程径流形成过程径流形成过程坡地汇流过程坡地汇流过程河网汇流过程河网汇流过程坡面汇流坡面汇流壤中汇流壤中汇流地

25、下汇流地下汇流1. 产流过程产流过程降雨降雨P植物截留植物截留In填洼填洼D植物散发植物散发ET下渗下渗f蒸发蒸发E下渗下渗f在该阶段，不产生径流的那部分降水称为损失量，降雨量在该阶段，不产生径流的那部分降水称为损失量，降雨量- -损失量损失量=产流量。产流量。一、径流的形成过程一、径流的形成过程从降雨从降雨( (或融雪或融雪) )到水流汇集至河流出口断面的整个过程。到水流汇集至河流出口断面的整个过程。a. 蓄满产流蓄满产流 对于气候湿润、植被良好，流域土壤透水性强、地对于气候湿润、植被良好，流域土壤透水性强、地下水位高的地区，降雨强度很难超过下渗能力。在降雨下水位高的地区，降雨强度很难超过下

26、渗能力。在降雨入渗的水量未超过土壤缺水量入渗的水量未超过土壤缺水量 ( (未蓄满未蓄满) )之前，降雨扣之前，降雨扣除蒸发后全部用于补充土壤缺水量，除蒸发后全部用于补充土壤缺水量，不产流不产流 ；当降雨；当降雨入渗的水量超过土壤缺水量入渗的水量超过土壤缺水量 ( (蓄满蓄满) )之后，降雨扣除蒸之后，降雨扣除蒸发后全部发后全部形成径流形成径流，包括地表径流、壤中流和地下径流。，包括地表径流、壤中流和地下径流。这种产流方式称为这种产流方式称为“蓄满产流蓄满产流”。 流域产流机制流域产流机制b. 超渗产流超渗产流 干旱和半干旱地区，植被差、表层土壤透水性弱，干旱和半干旱地区，植被差、表层土壤透水性

27、弱，地下水埋藏深，土壤缺水量大，降雨过程中下渗的水量地下水埋藏深，土壤缺水量大，降雨过程中下渗的水量不容易使土壤缺水量得到满足不容易使土壤缺水量得到满足，很少产生壤中流或地下，很少产生壤中流或地下径流。但当雨强超过土壤下渗能力时会产生地面径流。径流。但当雨强超过土壤下渗能力时会产生地面径流。这种产流方式称为这种产流方式称为“超渗产流超渗产流”。 流域产流机制（续）流域产流机制（续）两种产流方式的对比两种产流方式的对比 产流方式产流方式蓄满产流蓄满产流超渗产流超渗产流产流条件产流条件土壤含水量达到田间持水量土壤含水量达到田间持水量 雨强超过下渗能力雨强超过下渗能力产流量产流量土壤达到田间持水量后

28、的后土壤达到田间持水量后的后续降雨量续降雨量降雨期间来不及下降雨期间来不及下渗的降雨量渗的降雨量径流成分径流成分地面径流与地下径流地面径流与地下径流地面径流地面径流决定产流量决定产流量的因素的因素降雨量、降雨开始时土壤含降雨量、降雨开始时土壤含水量水量雨强、降雨开始时雨强、降雨开始时土壤含水量土壤含水量2. 坡地汇流过程坡地汇流过程降雨降雨P植物散发植物散发ET下渗下渗f蒸发蒸发E下渗下渗fRsRss RgRsRsRssRg坡地汇流过程坡地汇流过程坡面汇流坡面汇流:水流速度快水流速度快, 汇流时间几分钟汇流时间几分钟几小时几小时;壤中汇流壤中汇流:水流速度中水流速度中, 汇流时间几小时汇流时间

29、几小时几天几天;地下汇流地下汇流:水流速度慢水流速度慢, 汇流时间几天汇流时间几天几百天。几百天。3. 河网汇流过程河网汇流过程tQ 各种径流成分注入河网后，在河网内沿河槽作纵向各种径流成分注入河网后，在河网内沿河槽作纵向流动和汇集的过程。从坡地汇流注入河网开始，至输送流动和汇集的过程。从坡地汇流注入河网开始，至输送到出口断面为止。到出口断面为止。二、河流水量补给形式二、河流水量补给形式 河流水量的基本来源是降水。河流水量的基本来源是降水。 河流水量补给按水流进入河槽的途径不同，可分成地河流水量补给按水流进入河槽的途径不同，可分成地表水补给和地下水补给两类。表水补给和地下水补给两类。 地表水补

30、给又可分为雨水补给、融雪水补给、永久积地表水补给又可分为雨水补给、融雪水补给、永久积雪或冰川融水补给、湖泊沼泽水补给四种形式。地下水雪或冰川融水补给、湖泊沼泽水补给四种形式。地下水补给可分为浅层地下水补给和深层地下水补给两种形式。补给可分为浅层地下水补给和深层地下水补给两种形式。 天然河流都包含两种以上形式的补给，称为混合补给。天然河流都包含两种以上形式的补给，称为混合补给。我国大部分河流在夏、秋季以地表水补给为主；冬季则我国大部分河流在夏、秋季以地表水补给为主；冬季则以地下水补给为主。以地下水补给为主。三、径流的表示方法和度量单位三、径流的表示方法和度量单位1. 径流总量径流总量( (W )

31、 )：指时段：指时段T 内通过某断面的总水量。常内通过某断面的总水量。常 用用单位为单位为m3 3、万、万m3 3 、亿、亿m3 3、( (m3 3/ /s) )月，月，(m(m3 3/s)/s)日等。日等。3. 流量流量( (Q ) )：单位时间通过某断面的水量，单位为：单位时间通过某断面的水量，单位为m3 3/ /s。 流量随时间的变化过程用流量过程线表示。时段平均流量随时间的变化过程用流量过程线表示。时段平均 流量是指径流量流量是指径流量W( (m3 3) )除以时段长度除以时段长度T( (s) )。2. 径流深（径流深（Y）：计算时段内的径流总量平铺在某断面）：计算时段内的径流总量平铺

32、在某断面流域面积上的深度。常用单位流域面积上的深度。常用单位mm。 Y(mm)=W(m3)/1000/A(km2)三、径流的表示方法和度量单位三、径流的表示方法和度量单位( (续续) )5. 径流系数径流系数 径流深度径流深度 Y 与产生它的降水深度与产生它的降水深度 X 之比。之比。 =Y/X。4. 径流模数径流模数M( (L / s /km2) ) 单位流域面积上的平均流量，单位为单位流域面积上的平均流量，单位为L / s /km2。 M=1000=1000Q/ /A 日、月、年、多年平均径流模数。日、月、年、多年平均径流模数。三、径流的表示方法和度量单位三、径流的表示方法和度量单位( (

33、续续) )6. 水位过程线、流量过程线、水位流量关系曲线水位过程线、流量过程线、水位流量关系曲线流量过程线流量过程线四、闭合流域水量平衡方程四、闭合流域水量平衡方程XZYX 时段内区域降水量；时段内区域降水量；Z 时段内蒸发量；时段内蒸发量；Y时段内径流流出量。时段内径流流出量。X=Y+Z+ W 对多年平均情况而言，对多年平均情况而言， 流域蓄水变量流域蓄水变量 W的多的多年平均值趋近于年平均值趋近于0，水量平衡方程式简化为：，水量平衡方程式简化为： YXZYZX 流域降雨及流域出口断面的径流深可以观测得流域降雨及流域出口断面的径流深可以观测得到，因此可采用水量平衡方程间接推求流域蒸发量。到，

34、因此可采用水量平衡方程间接推求流域蒸发量。 作作 业业 某流域面积为某流域面积为500km2，流域多年平均降雨，流域多年平均降雨量为量为1000mm，多年平均流量为，多年平均流量为6m3/s。求：。求：（1）该流域的多年平均径流深；）该流域的多年平均径流深；（2）该流域的多年平均蒸发量。）该流域的多年平均蒸发量。 第三章第三章 水文测验及水文资料收集水文测验及水文资料收集第一节第一节 概述概述一、水文观测项目一、水文观测项目 水位、流量、泥沙、降水、蒸发、地下水位、水水位、流量、泥沙、降水、蒸发、地下水位、水温、冰情、水化学成分等。温、冰情、水化学成分等。二、水文测站分类二、水文测站分类基本站

35、：水文主管部门为掌握全国各地的水文情况而设。基本站：水文主管部门为掌握全国各地的水文情况而设。专用站：为某种专门目的或某项特定工程的需要由各部门专用站：为某种专门目的或某项特定工程的需要由各部门 自行设立。自行设立。实验站：为对水文现象的变化规律作深入研究而设立的。实验站：为对水文现象的变化规律作深入研究而设立的。第二节第二节 水位观测与计算水位观测与计算一、水位的定义一、水位的定义 河川、湖泊等水体的自由水面相对于某一基面的高程。河川、湖泊等水体的自由水面相对于某一基面的高程。二、水位的基面二、水位的基面 有多种基面：大沽、黄海、废黄河、吴淞。有多种基面：大沽、黄海、废黄河、吴淞。 1956

36、年后，规定统一采用年后，规定统一采用56黄海基面；黄海基面； 1985年又重新规定年又重新规定85黄海基面。黄海基面。三、水位的观测三、水位的观测 常用的设备有水尺和自记水位计两大类。常用的设备有水尺和自记水位计两大类。 水面在水尺上的读数水面在水尺上的读数+水尺零点的高程水尺零点的高程=水面的水位值。水面的水位值。四、水位资料整编四、水位资料整编 如何根据一日内各次观测的水位计算日平均水位、月如何根据一日内各次观测的水位计算日平均水位、月平均水位和年平均水位？平均水位和年平均水位？ 当一日内水位当一日内水位变化较大，且为变化较大，且为不等时距观测时，不等时距观测时，可采用面积包围可采用面积包

37、围法计算日平均水法计算日平均水位。位。 当一日内水位变化缓慢，或水位变化虽较大，但为等当一日内水位变化缓慢，或水位变化虽较大，但为等时距观测时，可采用算术平均法计算日平均水位。时距观测时，可采用算术平均法计算日平均水位。0 0. .0 02 2. .0 04 4. .0 06 6. .0 08 8. .0 01 10 0. .0 01 12 2. .0 00 0: :0 00 06 6: :0 00 01 12 2: :0 00 01 18 8: :0 00 00 0: :0 00 0时时间间 （h h）水水位位 （m m）)()()(4811210nZnmZcbZbaZaZZnn 根据日平均

38、水位可算出月平均水位和年平均水位。根据日平均水位可算出月平均水位和年平均水位。第三节第三节 流量观测与计算流量观测与计算 一、流速仪测流及流量计算一、流速仪测流及流量计算 流量测算包括断面测量、流速测量和流量计算三部分。流量测算包括断面测量、流速测量和流量计算三部分。 1、断面测量、断面测量 在断面上布设一定数量的测深垂线，测出每条垂线的在断面上布设一定数量的测深垂线，测出每条垂线的起点距和水深。起点距和水深。 测深垂线的位置可根据断面情况布置在河底转折处，测深垂线的位置可根据断面情况布置在河底转折处，一般主槽较密，滩区较稀。一般主槽较密，滩区较稀。 施测时的水位施测时的水位- -水深水深=测

39、深垂线的河底高程测深垂线的河底高程 起点距是指测深垂线至起点桩的水平距离。起点距是指测深垂线至起点桩的水平距离。测流断面示意图测流断面示意图水深水深H(m)H1H2H3H4H5F1F2F3F4F5F6b1b2b3b4b5b6起点距起点距(m)2、流速测量、流速测量 在天然河道上，只要条件允许，一般使用流速仪测在天然河道上，只要条件允许，一般使用流速仪测流速。测出的是水流中任意指定点的平均流速。流速。测出的是水流中任意指定点的平均流速。 我国主要采用旋杯式和旋桨式两类流速仪。由感应我国主要采用旋杯式和旋桨式两类流速仪。由感应水流的水流的旋转器旋转器、记录信号的、记录信号的记数器记数器和保持仪器正

40、对水流和保持仪器正对水流的的尾翼尾翼三部分组成。三部分组成。 测速原理：旋杯或旋桨受水流冲击而旋转，流速愈测速原理：旋杯或旋桨受水流冲击而旋转，流速愈大，旋转愈快。根据每秒转数与流速的关系，可推算大，旋转愈快。根据每秒转数与流速的关系，可推算出测点的流速。出测点的流速。CnKv K、C仪器的检定常数与摩阻系数仪器的检定常数与摩阻系数 。2、流速测量（续）、流速测量（续） 用流速仪测流时，要根据流速在断面上分布的特点，用流速仪测流时，要根据流速在断面上分布的特点，选择若干条垂线作为测速垂线，并在每条垂线上选定若选择若干条垂线作为测速垂线，并在每条垂线上选定若干测点进行测速。干测点进行测速。 垂线

41、的数目及每条垂线上的测点数目和位置参见教垂线的数目及每条垂线上的测点数目和位置参见教材材P24表表3-1。3、流量计算、流量计算 流量计算的步骤如下：流量计算的步骤如下：（1）垂线平均流速垂线平均流速vm的计算的计算 有一点法、二点法、三点法、五点法。有一点法、二点法、三点法、五点法。3、流量计算（续）、流量计算（续）一点法：一点法：6 . 0vvm二点法：二点法：)(218 . 02 . 0vvvm三点法：三点法：)(318 . 06 . 02 . 0vvvvm五点法：五点法：)233(1010 . 18 . 06 . 02 . 00 . 0vvvvvvm3、流量计算（续）、流量计算（续）（

42、2）部分平均流速的计算部分平均流速的计算 岸边部分平均流速为距岸边最近的垂线平均流速乘岸边部分平均流速为距岸边最近的垂线平均流速乘以岸边系数以岸边系数 ， 视岸边具体情况而异。斜坡岸边视岸边具体情况而异。斜坡岸边 =0.670.75；陡坡岸边；陡坡岸边 =0.800.90。 中间部分平均流速按两侧垂线平均流速的平均计算。中间部分平均流速按两侧垂线平均流速的平均计算。（3）部分面积的计算部分面积的计算 左右岸边用三角形公式计算，其余相邻两条测深垂左右岸边用三角形公式计算，其余相邻两条测深垂线间根据其两侧的垂线水深按梯形公式计算线间根据其两侧的垂线水深按梯形公式计算。（4）部分）部分流量的计算流量

43、的计算 部分流量等于部分面积与部分平均流速的乘积，全部分流量等于部分面积与部分平均流速的乘积，全部部分流量相加之和即为断面流量部部分流量相加之和即为断面流量。流速流速V(m/s)vm1vm2vm3vm4vm5水深水深H(m)H1H2H3H4H5F1F2F3F4F5F6b1b2b3b4b5b6起点距起点距(m)步骤：步骤：（1）测出浮标水面虚流速，观测浮标通过测流断面的起点）测出浮标水面虚流速，观测浮标通过测流断面的起点 距距。绘出水面虚流速分布图。绘出水面虚流速分布图。（2）选定若干测深垂线，划分部分面积，内插出相应各测）选定若干测深垂线，划分部分面积，内插出相应各测 深垂线处的水面虚流速。深垂线处的水面虚流速。（3）采用类似的方法计算部分虚流量和断面虚流量。）采用类似的方法计算部分虚流量和断面虚流量。（4）断面虚流量乘以浮标系数）断面虚流量乘以浮标系数Kf ，得到断面流速，得到断面流速Q。 二、浮标法测流二、浮标法测流 浮标漂移速度与水流流速之间具有较密切的联系，故浮标漂移速度与水流流速之间具有较密切的联系，故可利用浮标漂移速度与过水面积推估断面流量。可利用浮标漂移速度与过水面积推估断面流量。Kf值一般在值一般在0.850.95之间，大、