工程水文学第二章课件

第二章水循环及径流形成§2.1水循环及水量平衡§2.2河流与流域§2.3降水§2.4蒸发§2.5下渗§2.6径流及径流形成过程2.1水循环及水量平衡

2.1.1自然界的水循环1、含义：存在于地球上各种水体中的水在太阳辐射和地心引力的作用下，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，如图所示，称为水文循环。推动水循环的内因是水的三相转换。水循环是水文研究的主要对象和核心内容。

2、分类

大循环：发生在海洋与陆地之间的水文循环，是形成陆降水、径流的主要形式。

小循环：仅仅发生在海洋或陆地上的水文循环。3、与水资源的关系

水文循环供给陆地源源不断的降水、径流,某一区域多年平均的年降水量或年径流量，即该地区的水资源量，因此水文循环的变化将引起水资源的变化。1113852.1.2、地球的水量平衡

1、水文循环过程中，对任一地区、任一时段进入的水量与输出的水量之差，必等于其蓄水量的变化量，这就是水量平衡原理，是水文计算中始终要遵循的一项基本原理。依此，可得任一地区、任一时段的水量平衡方程。2、全球水量平衡

对于某一时段

Δt:

就全球的陆地，其方程为:

P陆=E陆+R±ΔU陆

就全球的海洋，其方程为:

P海+R=E海±ΔU海

式中：

E陆、E海——分别为大陆和海洋在研究时段间的蒸发量；

P陆、P海——分别为大陆和海洋在研究时段间的降水量；

R——流入海洋的径流量；

ΔU陆、ΔU海

——分别为大陆和海洋在研究时段间的蓄水变量。

2.1.2、地球的水量平衡对于全球，显然为上两式相加，即:

P陆+P海=E陆

+E海±（ΔU陆+ΔU海）

在多年平均情况下，全球蓄水量总的变化接近于零，因此，全球水量平衡方程式为：2.1.2、地球的水量平衡即全球多年平均的蒸发量等于多年平均的降水量。2.1.3流域水量平衡对于非闭合流域:

对于非闭合流域，即流域的地下水分水线与地面水分水线不相重合，可列出下列公式：

P+E1+R表+R地+S1=E2+R'表+R'地+S2式中：P——降水时段内区域的降水量

E1、E2——时段内水气的凝结量和蒸发量

R表、R地——时段内地面径流和地下径流流入量

R‘表、R’地——时段内地面径流和地下径流流出量

S1、S2——时段初和时段末的蓄水量对于闭合流域:

R=P-E-ΔS

对于多年平均:流域蓄水变量多年平均趋于零，故有：2.1.4人类活动对水循环、水量平衡的影响1、有利影响：修建水库引水灌溉跨流域调水2、不利影响：大面积滥伐森林排干湖、沼过度抽取地下水2.2河流与流域2.2.1、概述

流动的水体与容纳流水的河槽是构成河流的两个要素。河槽亦称河床，枯水期水流所占部位为基本河床，或称主槽；洪水泛滥及部位为洪水河床，或称滩地。河流某断面的集水区域称为该断面的流域。流域的周界称为分水线。如果地面分水线与地下分水线重合，这样的流域称为闭合流域。地面分水线与地下分水线不一致的流域称为不闭合流域。

流域各条河流构成脉络相通的系统，称为水系，河系或河网。

2.2.2、河流的主要特征1、水系hydrographicnet、干流mainstream、支流tributary

★流域内各水流路线与流域内的湖泊、海洋彼此连接组成一个脉络相通的庞大系统，称为水系。

★干流和支流是一个相对概念。在一个水系里，一般以长度或水量最大的河流作为干流，注入干流的河流称为支流。2、水系形态

★根据干、支流的分布和组合情况，水系可分为扇形、羽毛形、平行状和混合形等形态。水系形态对河流水情有重要影响，扇形水系，汇流时间短，洪水集中，容易成灾；羽毛状水系，各支流交错汇入干流，近水先去，洪水较缓和。

3、河槽channel和河道断面rivercross-section

容纳流水的曲线槽状凹地称为河槽，亦称为河床。

河道断面分为纵断面和横断面。

纵断面是指沿河道中线河底高程的剖面。

河流中某处垂直于流向的断面，称为河流在该处的横断面也称过水面。4、河流分段河流一般分为河源、上游、中游、下游、河口五段。5、河流长度自河源沿干流到流域出口的流程长度，以km计。7、河网密度draingedensity是指流域内干、支流的总长度∑L和流域面积

F之比值，以D表示。即：D=∑L/F（km/km2）8、河流的弯曲系数φ等于河流的实际长度L与河流两端的直线距离之比。

（一）流域分类

闭合流域enclosedbasin：

在垂直方向地面、地下分水线重合，地面集水区上降水形成的径流正好由流域出口断面流出，一般大中流域均属此类。非闭合流域

non-enclosedbasin：

地面、地下分水线不重合的流域，如岩溶地区的河流和一些很小的流域。2.2.3、流域的主要特征（二）流域的几何特征basingeometriccharacteristics1、流域面积drainagearea

在地形图上绘出流域的分水线，用求积仪量出分水线包围的面积，即流域面积，以Km2计。2、流域长度basinlength

从流域出口到流域最远点的流域轴线长度，km计。3、流域形状系数

流域的平均宽度B和流域长度LA之比。即：K=B/LA2.2.3、流域的主要特征（三）流域自然地理特征

★地理位置：处的经纬度

★气候：温度、湿度、降水、蒸发

★地形地貌：山区、山丘区、平原湖区……

★土壤、地质、植被、湖泊、沼泽2.2.3、流域的主要特征2.3降水

降水是指从云雾中降落到地面的液态水或固态水。2.3.1、降水的成因及分类

在一定温度下，空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。

如果空气中的水汽达到饱和湿度，就说这团空气处于饱和状态。

在一定水汽含量下，空气达饱和状态时对应的温度称露点温度。当温度降低到露点以下，空气中水汽量超过饱和湿度，则达到过饱和状态。

空气达到饱和的原因是空气温度下降至露点温度以下。水汽在过饱和状态下是不稳定的，多余的水汽很容易凝结成水。

空气冷却是降水的主要条件，而造成空气冷却的主要原因是气团抬升，气压下降，体积膨胀耗能。降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的原因分为对流性降水、地形性降水、锋面性降水和气旋性降水，习惯上把它们分别称为对流雨、地形雨、锋面雨与气旋雨。

对流雨：是因地表局部受热而发生垂直上升运动所形成。因上升速度较快，形成的云多为垂直发展的积状云，降雨强度大，雨面不广，历时较短。

地形雨：地形雨是空气在迁移途中，因所经地面的地形天然升高而被抬升时，受动力冷却而成云致雨地形雨降雨特性，随空气自身温湿特性，运行速度以及地形特点而异。锋面雨：具有均匀的温湿特性，在气压场作用下向同方向移动的大气团称为气团。两个温湿特性不同的气团相遇来不及混合而形成一个不连续面，称为锋面或锋区。锋面活动产生的降水称为锋面雨。其特点是降雨范围大，历时长。

冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区，这种锋称为冷锋；暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区，这种锋称为暖锋，冷、暖气团势均力敌，在某一地区摆动或停滞的锋称为准静止锋，简称静止锋。气旋雨：当一地区气压低于四周气压时，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冷却凝结成云，条件具备时，形成气旋雨。

在低纬度的海洋上形成的气旋，称为热带气旋，气象部门将其分为三类：热带低压—近中心最大风速10.8～17.1m/s（风力6～7级）；台风—近中心最大风速17.2～32.6m/s（8～11级风）；强台风－近中心最大风速大于32.6m/s（风力12级以上）。2.3.2我国降水的时空分布年降水量地理分布：

根据多年平均雨量P平、平均雨日T平等，全国大体上可分为5个带，即：

★十分湿润带:P平＞1600mm、T平＞160天，分布在广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。

★湿润带：P平=800～1600mm、T平=120～160天，分布在秦岭—淮河以南的长江中下游地区、云、贵、川和广西的大部分地区。

2.3.2我国降水的时空分布★半湿润带：P平=400～800mm、T平=80～100天，分布在华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西北和西藏东部。

★半干旱带：P平

=200～400mm、T平=60～80天，分布在东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。

★干旱带：P平＜200mm、T平=＜60天，分布在内蒙、宁夏、甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和准噶尔盆地藏北羌塘地区。2.3.2我国降水的时空分布

降水量的年内、年际变化

降水量的年内分配很不均匀，主要集中在春夏季，例如长江以南地区，3～6月或4～7月雨量约占全年的50～60%；华北、东北地区，6～9月雨量约占全年的70～80%。

降水量的年际变化很大，并有连续枯水年组和丰水年组的交替。年降水量越小的地方往往年际间变化越大。

降水量的年内分配很不均匀，主要集中在春夏季，例如长江以南地区，3～6月或4～7月雨量约占全年的50～60%；华北、东北地区，6～9月雨量约占全年的70～80%。降水量的年际变化很大，并有连续枯水年组和丰水年组的交替。年降水量越小的地方往往年际间变化越大。

4～6月，大暴雨主要出现在长江以南地区，其量级明显自南向北递减，山区往往高于丘陵区与平原区。

7～8月，大暴雨分布很广，全国许多地方都出现过历史上罕见的特大暴雨。

9～11月，东南沿海、海南、台湾一带，受台风和南下冷空气影响而出现大暴雨。

如台湾新潦1967年10月17～19日曾出现24h降雨1672mm，3日总雨量达2749mm的特大暴雨，为全国最大记录。2.3.3降水量的观测

为了掌握各地降水的变化，水文气象部门设立了大量的雨量站、气象站、水文站观测降水，每年汇总。整编、刊印或存入水文数据库，供各部门应用。降水观测有多种方法：（1）雨量器：是最简单的测雨器，分时段人工观测。（2）自记雨量计：随时间连续记录承雨器收集的累积降水量。

2、虹吸式自记雨量计

承雨器将雨量导入浮子室，浮子随注入的雨水增加而上升，带动自记笔在附有时钟的转筒上的记录纸上连续记录随时间累积增加的雨量。当累积雨量达10mm时，自行进行虹吸，使自记笔立即垂直下落到记录纸上纵坐标的零点，以后又开始记录。3、翻斗式自记雨量计

承雨器接受的雨水流入对称的翻斗的一侧，当接满0.1mm雨量时，翻斗倾于一侧把雨水全部泼掉，另一翻斗则处于进水状态。每次翻转将发出一个脉冲信号，由记录设备记下这些信号并换算为雨量。●

雷达探测：气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象，随时探测降水的位置、移动速度、方向和变化情况，进行降水预报。●

气象卫星云图：利用卫星随时发回的云图资料，对降雨等进行预测。2.3.4、流域平均雨深的计算算术平均法：当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量：

式中：P

—

流域平均降水量，mm;

P1……Pn

—

各雨量站同时期内的降水量，mm;

n—

测站数。

泰森多边形法：当流域内雨量站分布不太均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。设P1，P2，……，Pn为各站雨量，f1,f2,……,fn为各站所在的部分面积，F为流域面积，则流域平均降水量P可由下式计算：

式中fi/F表示第i雨量站所代表面积占整个流域面积的份额，通常称为权重。求得的流域平均雨深又称为加权平均雨深。

等雨深线图法：当流域上雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。

式中,fi

—

两条等雨深线间的面积；

Pi—

fi

上的平均雨深。优点:反映降水量空间分布情况，使平均雨量计算精度提高。

缺点:要求观测站点较多，每次都需重绘等雨深线图。

2.4蒸发

2.4.1蒸发的物理机制

蒸发是水由液态或固态转化为气态的物理反应，是水分子克服了分子间的引力进入空气的过程。影响蒸发过程的主要因素有水温（或土温）、空气饱和差、风速等，它们分别影响水分子的运动速度以及逸入空中后水分子向外扩散的速度。蒸发量常用蒸发水层深度（mm）表示。流域蒸发=水面蒸发+陆面蒸发=水面蒸发+土壤蒸发+植物散发。

2.4.2水面蒸发量的确定方法

水面蒸发：观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、还埋在地下的60cm口径带套盆蒸发器（E601）。

这三者都属于小型蒸发器皿，观测到的蒸发量，都应乘一折算系数，才能作为天然水体蒸发量的估计值。折算系数随蒸发皿（器）的类型而异，且与月份及所在地区有关。国际上常用的是美国A级蒸发皿。如图。(图：A级蒸发皿)

ADM7型蒸发皿外观图

2.4.3流域总蒸发土壤蒸发：土壤中所含水分以水汽的形式递入大气。润湿的土壤，其湿润土壤干化过程一般可分为三个阶段。

第一阶段，土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定，其蒸发量接近蒸发能力。

第二阶段，土壤表面局部地方开始干化，土壤蒸发一部分在地表进行，另一部分发生在土壤内部。蒸发速度逐渐降低。

第三阶段，当毛管水完全不能到达地表，土壤水分蒸发生发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气，蒸发速度缓慢。植物散发：土壤中的水分经植物根系吸收后，输送至叶面，经帽气孔逸入大气，称为植物散发。植物散发的水量随植物的品种和季节而不同。植物散发与蒸发总是同时存在的。通常将此二者结合称为陆面蒸发。流域总的蒸发量的推求可通过水量平衡原理来推算2.5下渗2.5.1下渗的物理过程

下渗infiltration是指地面上的雨水从地表渗入土壤的运动过程。下渗的快慢以下渗率（单位时间内入渗的水深，常以mm/h计）表示。非常干燥的土壤，在雨水供给充分的条件下，下渗过程中的f～t线（称下渗曲线），将经历以下3个阶段：

★渗润阶段：入渗初期，吸湿水尚未得到满足，在强大的分子力吸引下，雨水迅速下渗，使初期具有很大的下渗率。当入渗使土壤达最大分子持水量时，这一阶段结束。

★渗漏阶段：入渗的雨水，主要在毛管力、重力作用下，沿土壤孔隙向下作不稳定运动，直到土壤饱和，毛管力消失。这一阶段下渗率变化很大

★渗透阶段：土壤饱和后，水分在重力作用下呈稳定流动，这时下渗以稳定下渗率进行。下渗的三个阶段土粒吸湿水:

紧束在土粒表面，不能自由移动薄膜水：

吸附于吸湿水外部，只能沿土粒表面做微小的移动毛管水:受毛管力的作用保持在土壤中的水分重力水：

受重力支配不能为土壤所保持的水分2.5.2下渗曲线与下渗方程

下渗曲线确切地说，应称下渗能力曲线，指地面充分供水条件下下渗率随时间的变化过程线。大量实验证明，下渗率随时间呈递减规律。开始下渗率很大，以后随土壤的吸水率的增加而迅速减小，最后趋于一个稳定值，称为稳定下渗率fc。当雨水不充分时，下渗率将小于下渗能力。下渗曲线积分，得下渗累积曲线f～t，为从开始到结束时的下渗累积量，以㎜计。大量实验表明，下渗曲线可用下面的霍顿（Horton）方程来描述：

ft=(f0-fc)e-βt+fc

式中：ft——t时刻的下渗率，mm/h;

f0——t=0初始时刻的下渗率，mm/h；

fc——稳定下渗率，mm/h；

β——递减指数；

e——自然对数的底2.5.3影响下渗的因素

自然界下渗是一个较复杂的过程，它受多方面因素的影响，主要有土壤性质、降水、植被、地表、人类活动的影响。

★植被对下渗的影响

有植被地区的下渗一般大于裸地的，如下图，这是因为植被阻止地面径流，延缓了下渗时间，且枯枝落叶及根系的腐烂使上壤更易透水。★土壤性质对下渗的影响：

土壤粒径愈大，孔隙愈大．稳定下渗率(f)愈大；土壤团粒结构增加下渗率。此外．初始土壤含水量对下渗也有影响，干燥土壤吸水力强。下渗率大，湿润土壤下渗率小。但干粘土在供水初期，分子力、毛管力和重力同时作用，初渗率

f特别大(高于干沙土)；后期粘上稳渗率最小。

★降雨对下渗的影响：

若降雨强度小于下渗能力时，降雨全部渗入土壤；如雨强大于下渗能力时，则产生超渗雨，形成地面径流。在相同土壤水分时，下渗率随雨强增大而增大，尤其对有草皮覆盖的情况(如地表的滞、积水等)更为明显。但对赤裸上壤，雨强增大，雨滴也增大，增大的雨滴以较大能量撞碰并溅起地表土粒，它随下渗透水流充塞土孔隙，从而使下渗率减小。这种现象对无植破的松散结构土壤(如西北黄土高原，较为明显。此外．降雨时程分布．连续或间歇降水都会影响下渗。

★流域地形影响

坡度的大小，坡面的向阳、背阳、地形的起伏等都对下渗有一定影响．例如同一雨强下，坡度愈大，下渗率愈小。

★人类活动

植树种草、开挖水平沟及鱼鳞坑、修梯田、干整土地等农、林措施，以及灌排水等水利措施使流动滞水及蓄水能力增加，因而影响到下渗。2.5.4下渗量的测定在天然条件下，测定方法通过野外下渗实验来测定，通常有两种途径：

①直接测定法：即在流域中选择若干具有代表性场地，进行测验，求出下渗曲线。直接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。②水文分析法：利用实测的降雨、蒸发、径流等资料，根据水量平衡原理，间接推求平均下渗率。

同心环法：将同心环下渗仪安置在选定的地点，通过不断地向环内注水，记录各时段的下渗量，计算下渗率随时间的变化。人工降雨法：在选定的地点安置人工降雨器，按能够超过下渗能力的雨强对实验小区进行人工降雨，同时观测小区的累积雨量过程和累积地面径流过程。

2.6径流及径流形成过程一、径流形成过程

径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面与地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。

降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称为植物截留。

降落到地面上的水量一般是向土中入渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到地下水面，则成为地下径流。

位于不透水层之上的冲积层地下水，称为潜水或浅层地下水，它具有自由水面；在两个不透水层之间的地下水，称为深层地下水。

当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生超渗雨。沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。超渗雨要把流动途径上的洼坑填满以后，才能往更低处流去。扣除植物截留、下渗、填洼后的降雨量进入溪沟，最后成为流域出口径流。这部分径流称为地面径流。

表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形成径流，称为壤中流（表层流）。

进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过程称为河网汇流。

径流形成过程可概括为如下的图式：

降雨过程→扣除损失→净雨过程→流域汇流→流量过程

其中降雨转化为净雨的过程称产流过程；净雨转化为河川流量的过程称汇流过程

1、产流过程

降雨的损失：降雨中不能形成径流的那一部分雨量

植物截留、填洼、雨期蒸发初渗、补充土壤缺水量

这些部分将耗于流域蒸、散发，不会形成径流，因此称之为损失。

。净雨过程：降雨过程减去损失过程，即得净雨过程。净雨又可分为地面净雨、表层流