水文學原理課件(河海)

1、水文學原理,第一章 緒 論,第二章 水文循環(huán),第四章 降 水,第五章 土 壤 水,第六章 下 滲,第七章 蒸發(fā)與散發(fā),第八章 產流機制,第十章 地表水流,第十一章 洪水演算,第十二章 流域產流,第十三章 流域匯流,第三章 流域和水系,課程介紹,一、水文學原理的主要內容1. 各種水體的形成、演變；2. 水體形成的成因、演變的規(guī)律；3. 研究水體形成成因、演變規(guī)律的方法。二、學習目的1.掌

2、握水文現(xiàn)象的基本規(guī)律和研究方法；2.本課程為專業(yè)基礎課，為后繼課程的學習做準備。,三、主要參考書山坡水文學，劉新仁譯徑流形成原理，芮孝芳編著土壤和水—物理原理和過程，D·希勒爾著 華孟譯普通水文學，鄧綬林編著工程水文學，（美）林斯萊著城市水文學，朱元甡、金光炎著,第一章 緒論,第一節(jié) 水文學的內容和任務一、水文學的定義研究水的科學，核心——水文循環(huán)。,1.水文測驗 (或水文信息采集)2.水文預報3

3、.水文水利計算,二、傳統(tǒng)水文學的內容,一、水文學簡史 英文Hydrology，來源于拉丁語，“水的知識”。 經歷了四個發(fā)展時期： 1. 萌芽期（公元1600年之前） 2. 奠基時期（公元1600-1900年） 3. 實踐時期（1900-1950年） 4. 現(xiàn)代化時期（1950年- ）二、中國水文學的發(fā)展,第二節(jié) 水文學的發(fā)展,一、水文現(xiàn)象的基本特點1.時程變化上的周期性與隨機性 2.空

4、間變化上的相似性與特殊性,第三節(jié) 水文現(xiàn)象的基本特點及研究方法,日潮位變化過程線,年最大流量變化過程,年降水量變化過程,二、水文現(xiàn)象的研究方法,成因分析法 以質量守恒、能量(動量)守恒等定理為基礎，揭示水文現(xiàn)象運動變化的機理、規(guī)律。數(shù)理統(tǒng)計法 水文現(xiàn)象具有隨機性，從而以概率理論為基礎，研究水文現(xiàn)象特征值的統(tǒng)計規(guī)律。地理綜合法 水文現(xiàn)象具有地區(qū)性，從而通過建立地區(qū)經驗

5、公式、繪制各種特征值等值線圖，揭示水文特征值的地區(qū)規(guī)律。,第二章 水文循環(huán),第一節(jié) 水的奇異物理性質水是僅次于空氣的最活躍的物質之一；水有三態(tài)變化，是自然界水文循環(huán)的基礎；同其他氫化物相比，水有特別高的溶點和沸點；水有特別大的比熱和蒸發(fā)潛熱；水有反常的密度變化（4?C時密度最大）；水有較大的表面張力；水是各種鹽類很好的溶劑；水具有幾乎不可壓縮性。,第二節(jié) 水文循環(huán)現(xiàn)象,水文循環(huán)的原因（外因、內因）,水的不斷蒸發(fā)、輸

6、送、凝結、降落、產流、匯流的往復循環(huán)過程,第二節(jié) 水文循環(huán)現(xiàn)象（續(xù)）,大循環(huán)和小循環(huán) 大循環(huán)：海洋→大氣→大陸→海洋（縱向+橫向） 小循環(huán)：海洋→大氣→海洋（海洋小循環(huán)） 大陸→大氣→大陸（內陸小循環(huán)）水文循環(huán)的規(guī)律海洋的蒸發(fā)量多于降水量；大陸的降水量多于蒸發(fā)量；大陸外流區(qū)輸入水汽量與輸出水量基本平衡；大陸內流區(qū)降水量與蒸發(fā)量基本相等。,第二節(jié) 水文循環(huán)現(xiàn)象（續(xù)）,水文

7、循環(huán)的作用和意義 地球上總水量13.86億Km3，參與循環(huán)的約57.7萬Km3，占0.0416%。1、調節(jié)氣候； 2、塑造了地球表面； 3、形成了巨大的水利資源； 4、形成一切水文現(xiàn)象。,第三節(jié) 地球系統(tǒng)中的水及水平衡,水資源的概念（廣義水資源、狹義水資源）地球上水的分布,第三節(jié) 地球系統(tǒng)中的水及水平衡（續(xù)）,水資源問題原因水資源量時空分布不均勻；水資源分布與人口、耕地分布不相適應；水環(huán)

8、境污染；水資源浪費。,對策時間和空間上的合理調配；積極開展水污染防治；節(jié)約用水。,一、水量平衡1. 通用水量平衡方程,I－O＝±?W,I =Px+Ec+Rr+Rg O =Eb+ qa +R´r+R´g,Px+Ec+Rr+Rg= Eb+ qa +R´r+R´g ±?W,令E=Eb-Ec ，Rr+Rg=RI，R´r+R´g=RO 則 P

9、x+RI = E+qa+RO ±?W,第三節(jié) 地球系統(tǒng)中的水及水平衡（續(xù)）,一、水量平衡（續(xù)）,2. 河流流域水量平衡方程（1）閉合流域（沒有流域來水）的水量平衡方程 記Px=P，RI=0，qa=0，RO=R ： 某 時 段：P=E+R ±?W,（2）不閉合流域（有外流域來水）的水量平衡方程 某 時 段：P= RO -R I+E±?W,3.

10、 全球水量平衡方程,一、水量平衡（續(xù)）,,,,,,,二、熱量平衡（續(xù)）,1. 通用熱量平衡方程,SI－SO＝±?S,第一節(jié) 基本概念,分水線：使雨水分別匯集到兩條不同的河流，起著分水作用的 地形，是流域的邊界線。流 域：匯集地面水和地下水由分水線所包圍的區(qū)域。,4. 流域形狀系數(shù) Rf =流域面積 / (流域長度)2,3. 河網(wǎng)密度 流域單元面積內干支流長度。,1. 河

11、系類型（扇形、羽毛型、平行狀、混合形）,第二節(jié) 流域特征,一、流域的平面形狀特征,第三章流域和水系,第二節(jié) 流域特征（續(xù)）,二、流域的地形起伏特征 1. 河流的落差和比降 2. 流域平均坡度 3. 流域面積～高程曲線三、流域自然地理及下墊面情況 1. 流域地理位置 2. 流域的土壤巖石性質和地質構造 3. 流域植被率 4. 流域湖泊率、沼澤率,第四章降水,一、按降雨的成因分類,氣旋雨——隨著氣旋或低

12、壓過境而產生的雨。,非鋒面雨—氣壓向低壓區(qū)輻合引起氣流上升產生降雨。,水分以各種形式從大氣到達地面統(tǒng)稱降水。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。,第一節(jié) 降雨的類型,氣團——物理屬性水平分布比較均勻的大范圍空氣團。峰面——兩種性質不同的氣團之間狹窄而傾斜的過渡帶。 峰在空間是傾斜的，且向冷空氣一側傾斜。暖鋒雨：冷暖氣團相遇時，暖濕氣團推動鋒面向冷氣團一側移動。峰后暖空氣一方面向冷空氣方向推進，同時又沿鋒面

13、緩慢上升，在上升過程中冷卻而產生降雨。因暖鋒坡度很小，一般為1:150，故暖鋒雨降雨面積大、雨強小、歷時長。,鋒面雨的形成,暖鋒雨的形成示意圖,冷鋒雨的形成,冷鋒雨：冷暖氣團相遇時，冷燥氣團楔入到暖濕氣團之下，使暖濕氣團上升冷卻而產生降雨。根據(jù)移動速度可分為緩行冷鋒和急型冷鋒。緩行冷鋒的降水與暖鋒相似；急行冷鋒移動較快，坡度較大，約為1:70，故降水范圍小、雨強大、歷時短。,冷鋒雨的形成示意圖,緩行冷鋒,急行冷鋒,對流雨

14、 地面受熱升溫，下層空氣膨脹上升和上層空氣形成對流運動。下層暖濕空氣上升到高空遇冷凝結形成降雨。多發(fā)生在夏季午后，強度大、面積小、歷時短。地形雨 暖濕氣團在運動過程中遇山嶺障礙時，在沿山坡上升過程中逐漸變冷凝結成雨。地形雨多在迎風坡上。臺風雨 由熱帶海洋上的風暴帶到大陸的雨。災害性天氣，常發(fā)生在浙、閩、粵、臺灣等沿海省份。,二、按降雨強度及過程特征分類,暴雨——歷時短、

15、強度大、籠罩面積不大。 氣象方面規(guī)定：日降雨量> 50mm ——暴雨； 日降雨量>100mm ——大暴雨； 日降雨量>200mm ——特大暴雨。 主要影響小流域洪水。暴雨型霪雨——歷時較長、強度變化大。 影響區(qū)域洪水。霪雨

16、——歷時很長、強度小、籠罩面積大。 影響大流域洪水。,降水要素降水量、降水歷時和時間、降水強度、降水面積降水量過程線降水量累積曲線降水強度與歷時曲線等雨量線平均深度與面積曲線,第二節(jié)降水要素及其時空變化表示方法,,,,,,,,,等雨量線的做法類似于地形圖等高線的做法。等雨量所表示的降水分布與實際降水分布的符合程度取決于： (1) 雨量站位置(是否為雨情控制點)； (2) 雨量站數(shù)目,某流域內有7個

17、雨量站，根據(jù)各站6小時雨量資料繪出其等雨量線。,,,,,,,,,,90,70,50,40,,,,,110,,120,,第三節(jié)區(qū)域平均降水量計算方法,常用的區(qū)域(或流域)平均降水量計算方法有：算術平均法 適用于面積不大，地形起伏不大，站點較多且布設較均勻的流域。計算簡便。泰森多邊形法 適用于降雨分布不均，站點較少，面積不大的流域。在確定各站的權重后也很簡便，且精度較好。缺點是在各場降雨中把雨量

18、站權重視為固定，與實際情況不完全一致。等雨量線法 適用于面積大、站點密的流域。理論上較完善，但每次降雨都必須繪制等雨量線，并計算權重，工作量大。,,,,泰森多邊形法,,,,,,,,,等雨量線法,,第四節(jié) 降水資料的一致性檢驗和插補,一、降水資料的一致性鑒別,由于雨量站位置、雨量計高度或軸向、儀器設備和觀測方法等的改變，會使降水量資料產生系統(tǒng)偏差。對系統(tǒng)偏差，可采用“雙累積分析方法”進行分析和修正。,第四節(jié)

19、降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù)),二、非一致降水資料的改正,說明自1985年起， 站逐年測到的降水量比原來觀測條件下觀測到的降水量減小了KC / KB倍，為保持降水量資料的一致性，可將85年后觀測的雨量按KB / KC的系數(shù)進行改正。,,第四節(jié) 降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù)),1. 算術平均法

20、 PA = (P1+P2+…+Pn) /n 適用條件：插補站多年平均降水量與附近站多年平均降水量相差10%。,某站大多數(shù)資料都有，部分時間因儀器故障或其它原因缺測，為保持資料的完整性，以利于水文預報或水文分析計算時使用，需要對缺測資料進行插補。如A站1950年至今的雨量系列中，缺1957、1958、1961年降雨資料，需要插補。,,第四節(jié) 降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù)),等雨量線法 對短歷時降

21、水量，由于空間分布不均，插補站降水量與附近站降水量之間的相關關系較差，從等雨量線圖上內插效果較好。,1. 土壤質地土粒分級,第五章 土壤水,第一節(jié)土壤的物理特性,2. 土壤結構（團粒結構）,粘粒重量占60%以上 —粘土砂粒重量占80%以上 —砂土介于兩者之間——壤土,土壤質地分類,第一節(jié)土壤的物理特性（續(xù)）,3. 土壤孔隙分類 按成因劃分為：質地孔隙、結構孔隙、生物孔隙 按大小劃分為：無效孔隙、毛管孔隙、非毛

22、管孔隙4. 土壤特性的定量表示 a) 土壤比重?s （土壤中固體物質與同體積水的重量比） b) 土壤容重 ?0 （土壤中固體物質重量與土塊體積之比） c) 孔隙比e（土壤中孔隙體積與固體體積之比） d) 孔隙度?p（土壤中孔隙體積與總體積之比） ?p= e/(1+e),重量含水量（?） 同一土樣中水分重量占干土重量的百分比。 ? =(Ww / Ws)*100%體

23、積含水量（?） 同一土樣中水分體積占總體積的百分比。 ? = (Vw /V ) *100% ?/? =(Vw /V)/(Ww /Ws)= Ws /V=?s (土壤容重）飽和度 同一土樣中水的體積占全部孔隙體積的百分比。 S= (Vw /Vv)*100%,第二節(jié)土壤含水量,第三節(jié)土壤水分作用力及土壤水分常數(shù),一、土壤水分作用力分子力 土壤顆粒表面的分子和離子對水

24、分的吸力。毛管力 在未充滿水的毛管孔隙中，因存在液體彎月面的表面張力，形成毛管力，作用于土壤水。重力,二、土壤水分的存在形式吸濕水 土粒分子從空氣中吸附的水分。約幾個分子厚度，為緊束縛水，與水文現(xiàn)象關系不大。薄膜水 吸濕水外面，土粒剩余分子力所吸持的水分。為受束縛水。毛管水支持毛管水——地下水面以上受毛管力支持而存在于土壤孔隙中的水分。毛管懸著水——受毛管力支持而懸吊于土壤孔隙中的水

25、分。,第三節(jié)土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù)),二、土壤水分的存在形式(續(xù))重力水 土壤中在重力作用下能自由移動的水分。滲透自由重力水 超過田間持水量的滲入水分。支持重力水 自由重力支持毛管水——受地下水支持而存在于毛管孔隙 之中的連續(xù)水體，能傳遞靜水壓力。 相對不透水層支持重力水——由于土層中存在相對不透水層，滲透水因交界面臨時飽和而產生的能在重力作用下流動的水分。,第三節(jié)

26、土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù)),三、土壤水分常數(shù)最大吸濕量—飽和空氣中，土壤能吸附的最大水汽量。最大分子持水量——土粒分子力所結合的最大水分量。凋萎含水量——植物無法從土壤中吸收水分，開始永久凋萎時的土壤含水率。毛管斷裂含水量——毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的土壤含水率。田間持水量——土壤中保持最大毛管懸著水時的土壤含水率。飽和含水量——土壤中所有孔隙都充滿水時的土壤含水率。,第三節(jié)土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))

27、,各土壤水分常數(shù)相應的水分存在形式與作用力,勢與力的關系 對土壤水動能可忽略。兩點之間勢的梯度相當于作用力。土水勢的構成基模勢——在未飽和土壤中，由于分子力和毛管力的作用而使土壤水具有的勢，稱為基模勢。基模勢為負值。壓力勢——在飽和或出現(xiàn)地面積水的土壤中，自由水面下的土壤水由于靜水壓力的作用而具有的勢，稱為壓力勢。壓力勢為正值。重力勢——由于重力作用而使土壤水具有的勢，稱為重力勢。重力勢的值與參照基面有關。,第四

28、節(jié) 土壤水的能量狀態(tài),總土水勢非飽和土壤中，總土水勢=基模勢+重力勢在飽和土壤中，總土水勢=壓力勢+重力勢靜態(tài)平衡下土水系統(tǒng)各種勢的分布,第四節(jié) 土壤水的能量狀態(tài)（續(xù)）,考慮取1-1為基準面時各點的勢。,分析以下處于靜態(tài)平衡狀態(tài)的土柱中各點勢的分布：,分析：靜態(tài)平衡表明土柱內各點總勢相等。因C點總勢為0，故土柱內總勢處處為0。,土壤水分特性曲線 反映基模勢(?m，通常也記為?)與土壤含水率(?)間關系的

29、曲線。 同種土樣，在同一濕化（或干化）過程中： ?越大，分子力與毛管力越小， |?m|或|?|越小， ?m或?越大。 ?越小，分子力與毛管力越大， |?m|或|?|越大， ?m或?越小。,第四節(jié) 土壤水的能量狀態(tài)（續(xù)）,一、土壤水的連續(xù)性方程,第五節(jié) 土壤水運動的控制方程,二、土壤水的運動方程,飽和土壤水流運動方程 飽和狀態(tài)下，土壤水運動滿足達西定律：,飽和三維水流的達西定律：,實

30、例分析,U型均質土柱，左側維持6cm水深不變，右側L點所在斷面保持穩(wěn)定的出流量，分析圖中各點的勢。,38.45,14.45,31.34,31.34,23.35,23.35,分析:因水存在穩(wěn)定流動，故各點勢不等。,非飽和土壤水流運動方程,二、土壤水的運動方程（續(xù)）,設各項同性，Kx=Ky=Kz=K(?)，則：,三、飽和水流的基本微分方程,,四、非飽和水流的基本微分方程,,非飽和水流中?=?+Z ，故：,,三、非飽和水流的基本微分方程（續(xù)）

31、,一、下滲的物理過程 根據(jù)水分所受作用力及運動特征，干燥土壤在充分供水條件下的下滲分三階段：滲潤階段：主要受分子力作用，入滲水成為薄膜水，當土壤含水量達到最大分子持水量時結束。滲漏階段：主要受毛管力、重力作用，入滲水主要成為毛管水，當土壤含水量達到飽和含水量時結束。滲透階段：受重力作用，入滲水成為自由重力水向下滲出。,第六章 下滲,第一節(jié)下滲的物理過程,下滲—降落到地面的雨水從土壤表面滲入土壤的過程。,下滲率(f )

32、 ——單位時間、單位面積上的實際下滲量。穩(wěn)定下滲率(fc) ——處于穩(wěn)定不變時的下滲率。下滲能力(fp) ——充分供水時的下滲率。,二、下滲率、下滲能力,三、下滲過程中土壤含水量的垂向分布規(guī)律,討論條件：積水下滲、無地下水、初始含水量均勻、供水時間長,第二節(jié)非飽和下滲理論,條件 1. 忽略重力； 2. 供水充分、表面無積水； 3. 均質半無限土柱，初始土壤含水量分布均勻。定解問題,一、忽略重力作用的下滲,,,問

33、題求解當D(?)=D為常數(shù)時，問題變?yōu)椋?,以z為參數(shù)，將y(z,t)關于t 作拉氏變換:,問題求解（續(xù)）,求逆變換得：,,問題求解（續(xù)）得到原問題的解為：,,問題求解1. 當D(?)=D為常數(shù)時，問題變?yōu)椋?,2. 當D為?的函數(shù)時，求解過程不展開，結論：,一、基本假定 1. 半無限土柱，初始土壤含水量分布均勻。 2. 地面積水深hp； 3. 下滲鋒面以上是飽和的，? =?S，K=KS； 4. 下滲鋒面以下為初始

34、土壤含水量，吸力hS。,第三節(jié)飽和下滲理論,,,,,?S,?i,二、公式推導,fp～ Z 的關系 充分供水條件下單位時間單位面積上入滲水量= fp Z——下滲鋒面位移。,二、公式推導（續(xù)）,z(t)的解,二、公式推導（續(xù)）,fp(t)的解,飽和下滲理論和非飽和下滲理論推得的下滲曲線均為t-1/2的函數(shù)，為下滲經驗公式的提出奠定了理論基礎。,,,例 題——習題集P13第2題,,第四節(jié)經驗下滲曲線,基本思路：對在特定條件

35、下取得的下滲資料，選配合適的函數(shù)形式，并根據(jù)曲線擬合的好壞確定其中的各項參數(shù)。,,第四節(jié)經驗下滲曲線（續(xù)）,霍頓公式,在獲得（t，fp）數(shù)據(jù)后，給fp(t)配以合適的線型和參數(shù)。,第四節(jié)經驗下滲曲線（續(xù)）,考斯加科夫公式,第四節(jié)經驗下滲曲線（續(xù)）,菲利浦公式,第五節(jié)天然條件下的下滲,一、均勻雨強時的下滲 可分三種情況：(1) i >fp0，則整個下滲過程均按下滲能力下滲；,(2) i <fc，則整個下滲過程

36、均按雨強下滲；,關鍵：什么時候開始按fp下滲？這關系到降雨產流時間。,(3) fc<i < fp0 ，則先按雨強下滲，后按下滲能力下滲。,是tp 時刻嗎？回答是“否”,,當tp´時刻才產流， tp´=面積ABCD/i。,,若 fp～ F已知，則直接查fp= i 時的F，產流時刻= F / i 。,按fp下滲， fp從fp0降到i 的累積下滲量F=面積ABCD，即要F達到面積ABCD，i才正好等于fp。,可

37、實際因為按i下滲。(0,tp)累積下滲量F=面積EBCD，故tp時刻不產流。,fp,,,,,i,,,,t,,,,,,,,,,,F,R,例 題,二、變雨強時的下滲,假設t=0時，F(xiàn)=0，且?t=1，則：,三、下滲的影響因素,下滲能力方面(1)土壤的機械物理性質，水分物理性質；(2)下墊面條件、地形地貌；(3)人類活動。供水方面(1)降水性質。,影響因素總的可歸納為供水和下滲能力兩個方面。,四、下滲的空間分布,第七章 蒸發(fā)與散發(fā)

38、,一、封閉系統(tǒng)的水面蒸發(fā) 記?t內，逸出水面的水分子數(shù)為N，返回水面的水分子數(shù)n。 t = t0時刻，T=T0，N=n，e=eS(T0)，動態(tài)平衡 t 繼續(xù) , T 升高，N>n，eeS， 　　凝結 對于封閉系統(tǒng)，蒸發(fā)量僅與飽和差（熱力條件）有關。,第一節(jié)蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件,二、天然條件下的水面蒸發(fā) 1、動力因素：水汽分子擴散，空氣對流和紊動(風速)；,第一節(jié)蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件（續(xù)

39、）,,2、熱力因素：太陽輻射、水溫、氣溫等3、其它因素：空氣濕度，水質(含鹽度、渾濁度、色度)，水體大小、水體深淺等。,一、水汽輸送法(基于空氣紊動擴散理論研究水面蒸發(fā)) 水汽輸送通量與水汽含量在輸送方向上的梯度成正比。,第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法,引入水平方向切應力?的概念：,當?與高程無關時， 任意高度? = ? 0=? u*2(u*—剪切速度) ，故：,,根據(jù)卡門- 普朗德提出的均質粗糙流的流速分布：,,

40、Hs=Rn – He – H + HI – Ho若合稱(HI – Ho)為Ra，則：Hs=Rn – He – H + Ha 且He=LE,,,,,,,HI,HO,Hs,蓄熱量變化量,,蒸發(fā)失熱He,水體傳導失熱H,凈輻射Rn,二、熱量平衡法(基于能量守恒原理研究水面蒸發(fā)) 先由熱量平衡方程確定蒸發(fā)耗熱量，再除以水的蒸發(fā)潛熱。,第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）,,,,三、綜合法或彭曼法(將水汽輸送法與熱量平衡法相結

41、合),第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）,根據(jù)水汽輸送法：,根據(jù)熱量平衡法：,,水量平衡法原理簡單且嚴密。但因各水量平衡項的觀測和計算均含有誤差，最終都體現(xiàn)在蒸發(fā)量上，當蒸發(fā)量與其它項相比很小時，誤差更大。水量平衡法只適用于長時段蒸發(fā)量計算。,第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）,四、水量平衡法(基于水量平衡原理研究水面蒸發(fā)),第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）,五、經驗公式法,一般無出流量，除非大暴雨引起蒸發(fā)器漫溢；沒有滲漏

42、水量。故：,第二節(jié)確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）,六、器測法,,常用蒸發(fā)器：?20cm、?80cm、E601(直徑61.8cm)。大型蒸發(fā)池：器口面積10m2、20m2、100m2。大型蒸發(fā)池所測水面蒸發(fā)量與自然條件下水體的蒸發(fā)量接近。但蒸發(fā)器所測蒸發(fā)量須換算成天然水體蒸發(fā)量：E=kE器,一、土壤蒸發(fā)率和蒸發(fā)能力土壤蒸發(fā)率：單位時間單位面積上的土壤蒸發(fā)量(E)土壤蒸發(fā)能力：充分供水時的土壤蒸發(fā)率(Em),第三節(jié)土壤蒸發(fā),二

43、、土壤蒸發(fā)的影響因素蒸發(fā)能力方面——日照、溫度、濕度、風速等氣象因子,三、土壤蒸發(fā)過程,第三節(jié)土壤蒸發(fā)（續(xù)）,(1) ?> ?田，E=Em 整個土層水分輸送通暢，供水充分，按蒸發(fā)能力蒸發(fā)，蒸發(fā)量大而穩(wěn)定。,(3) ?<?斷，E=CEm(C<<1.0) 毛管向上輸送水分的機制完全遭到破壞，水分只能以薄膜水或氣態(tài)水的形式供給蒸發(fā)，蒸發(fā)量小而穩(wěn)定。,(2) ?斷<?< ?田，E=

44、f (Em, ?) 土層中部分毛管水斷裂，供水不充分，隨著 ? 的減小，連續(xù)狀態(tài)愈來愈多地遭到破壞，蒸發(fā)量急劇減小。,一、植物散發(fā)的影響因素1、氣象因素（日照、溫度、濕度、風速等）；2、土壤含水量 當土壤含水量充分時，植物散發(fā)達到或接近散發(fā)能力。隨著土壤含水率的減少，植物散發(fā)漸減。當土壤含水量低于凋萎含水量后，植物散發(fā)基本停止。3、植物種類和生理階段,第四節(jié)植物散發(fā),一、流域蒸散發(fā)的影響因素

45、 根據(jù)蒸發(fā)面不同，流域蒸發(fā)包括：水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植被散發(fā)和冰雪蒸發(fā)等。通常流域內水面和冰雪覆蓋面所占比重不大，故對絕大多數(shù)流域，總蒸發(fā)主要包括土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)。 因此，影響土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)的因素即是影響流域總蒸發(fā)的因素。綜合起來，影響因素包括： （1）氣象條件（日照、溫度、濕度、風速等）； （2）流域內土壤含水量； （3）流域內土壤、植

46、被分布； （4）地形、地貌 。,第五節(jié)流域蒸散發(fā),二、流域總蒸發(fā)規(guī)律,(1) Em小, 則?a小，可在較長時間內維持按蒸散發(fā)能力蒸發(fā)。(2) Em大, 則?a大， ?略小于?田，實際蒸散發(fā)量便降到蒸散發(fā)能力以下。,(1) ?> ?a，E=Em（注: ?a< ?田) 供水充分，蒸散發(fā)量大而穩(wěn)定。(2) ?b<?< ?a，E=(?? ) Em（注: ?b< ?斷)

47、 供水不充分，蒸散發(fā)量隨 ? 的減小而減小。(3) ?< ?b，E=CEm，C=0.05~0.10,1. 流域蒸散發(fā)能力的概念 充分供水條件下的流域蒸發(fā)率，是計算流域實際蒸散發(fā)量的基礎。 2. 流域蒸散發(fā)能力的確定 目前主要根據(jù)蒸發(fā)器觀測的水面蒸發(fā)經折算后得到流域蒸散發(fā)能力。具體折算如下：,三、流域蒸散發(fā)能力,水量平衡法,四、流域蒸發(fā)量計算,思路：對閉合流域，滿足水量平衡方程：

48、P=E+R+?W在P、R、 ?W已知的情況下，確定出E。,因?W很難確定，實用中水量平衡法只適用于?W?0情況下E的確定。,概念性方法（三層蒸發(fā)模式）,四、流域蒸發(fā)量計算（續(xù)）,,,,,,,,,第八章 產流機制,第一節(jié) 截流與填洼,在該階段，不產生徑流的那部分降水稱為損失量，降雨量減損失量=產流量。,在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面為界可把土柱劃分成兩個含水帶。地下水面以下的飽和帶和地下水面以上的包氣帶。當土柱中不存在地下水

49、面時，就不存在飽和帶，不透水基巖以上的整個土層全屬包氣帶。當不透水基巖露出地面時，就不存在包氣帶。,第二節(jié) 包氣帶及其結構,,,,飽和帶,包氣帶,地下水位,(1) 懸著毛管水帶—供水結束以后，在包氣帶上部存在懸著毛管水，厚度約1.0m。其水分來源于降水，消耗于蒸散發(fā)。既是降水的承受面，又是土壤的蒸發(fā)面，水分變化劇烈，另稱為影響土層。(2) 支持毛管水帶—在地下水面以上存在支持毛管水，厚度在1～2m左右。(3) 中間包氣帶—在

50、懸著毛管水帶與支持毛管水帶之間的水分過渡帶。,包氣帶又可劃分成三帶：,一、包氣帶的水分動態(tài) 包氣帶的水分動態(tài)是指包氣帶中土壤含水量及水分剖面的增長與消退過程。1. 包氣帶水分的增長 包氣帶水分的增長來源于上界面的降水(或灌溉)和下界面的地下水補給。在天然情況下，地下水的補給一般處于均衡狀態(tài)。故上界面降水是主要原因。水分沿垂向的增長可由下滲理論描述。增長量等于累積下滲量。,,,第三節(jié) 包氣帶的水分動態(tài)及對

51、降水的再分配作用,2. 包氣帶水分的消退 包氣帶水分的消退是由于上界面的蒸散發(fā)和下界面的內排水補給。其中內排水只有當包氣帶存在自由重力水時才出現(xiàn)，故上界面蒸散發(fā)是主要原因。水分沿垂向的消退可采用三層蒸發(fā)模式計算。消退量等于蒸發(fā)量。,,,,包氣帶中孔隙和裂隙等具有吸收、儲存和輸送水分的功能。1. 包氣帶地面對降雨的再分配作用 降雨到達地面以后， 一部分消耗于植物截留、蒸發(fā)、填洼等損失，剩下部分被分成兩部分：超過地

52、面下滲能力(容量)部分留在地表，其余部分滲入地下。分配的結果是將雨水分為地面和地下兩個部分。即：,,二、包氣帶對降水的再分配作用,二、包氣帶對降水的再分配作用（續(xù)）2. 土層對下滲水量的再分配作用 下滲水量(F)一部分以蒸發(fā)形式逸出地面(E)。剩余部分又被分成“土壤蓄存”和“徑流”兩個部分。 蓄存部分是指水分運動中為維持土壤含水量等于或小于田間持水量所需的下滲水分。,特殊地，當包氣帶的起始土壤含水量為最大分子持

53、水量?a(z)，終止土壤含水量為田間持水量?f(z)時，S=包氣帶的最大蓄水容量SM。,記Wf為包氣帶達到田間持水量時的土壤含水量(mm)， W0為包氣帶初始土壤含水量(mm)，Wt為時段末包氣帶含水量(mm)，即：,產生徑流部分是指土壤含水量超過田間持水量以后，以自由重力水形式運行的部分。記一次降雨中包氣帶的輸水量為Tp，則：,若F-E >Wf -W0，蓄存部分S= Wf -W0若F-E <Wf -W0，蓄存部分S= W

54、t -W0,層次土壤中的下滲水流運動,層次土壤是指土壤物理及水分物理性質存在明顯差異的均質土層。一般可概括為兩種典型層理：（1）上層粗下層細 一層具有較高水力傳導度的粗質地土壤，位于具有較低水力傳導度的細質地土壤之上。 當供水時，易在交界面形成積水，并逐漸向上回升，產生壓力水頭，在土層存在一定坡度時可產生側向水流。（2）上層細下層粗 一層具有較低水力傳導度的細質地土壤，位于具有較低水力傳導

55、度的粗質地土壤之上。交界面上不產生積水。,自然界中的層次性土壤更多的是沿深逐漸變實的非均質土壤。,對層次性土壤：,兩次分配中的優(yōu)先級：第一次分配：降雨首先滿足下滲，來不及下滲時才有超滲徑流。第二次分配：下滲量首先滿足土壤蓄水，蓄足后才有自由重力水。,三、包氣帶的水量平衡方程 包氣帶中水分的增長、消退及各種分配間的定量關系可借助水量平衡方程來描述。,以上F值可由地面以上大氣系統(tǒng)的水量平衡方程求出：,在天然流域中，由于氣候、地

56、形地貌、植被、地質構造、土壤、地下水埋深等因素的作用與影響，各處包氣帶的厚度是不同的。 以包氣帶厚度為縱坐標，以流域中包氣帶小于等于該厚度的面積占全部面積的百分比為橫坐標，得出流域包氣帶的分布曲線。 流域包氣帶的分布曲線間接反映了流域包氣帶蓄水能力的分布特征。,產流過程是以包氣帶為核心的、對降雨的再分配過程。,第四節(jié) 產流的基本物理條件一、霍頓產流觀念1. 把徑流劃分成二類條件，四種情況： i ?fp

57、 F>Ds 則：Rs >0 Rg >0 i ?fp F0 Rg =0 i Ds 則： Rs =0 Rg >0 i <fp F<Ds 則： Rs =0 Rg =0,2. 認為地面將降雨分成地表和地下兩種徑流成分；3. 認為產流是同步的，即只要i ?fp ，就全流域產流。,第四節(jié) 產流的基本物理條

58、件（續(xù)）,二、傳統(tǒng)觀念與實際現(xiàn)象之間的矛盾如：i <fp時，也有地表徑流產生；i <fp時，確實無地表徑流產生，但在出口斷面可觀測到與降水對應的流量過程；對應一次降雨形成兩個形狀不同的洪峰過程；全流域產流是十分罕見的。根據(jù)上述矛盾提出疑問：徑流成分是否只有2種？徑流產生的條件是否只有4種？既然不是全流域產流，應該怎樣描述流域產流？,第四節(jié) 產流的基本物理條件（續(xù)）,一、超滲地面徑流(Rs)的產流機制,條件：

59、(1)要有界面，即地面(下滲能力fp)； (2)要有供水，即降雨(雨強i)； (3)要供水大于下滲，即i >fp ，rs= i –fp,第四節(jié) 產流的基本物理條件（續(xù)）,二、壤中流(Rss)的產流機制,條件：(1)要有界面，存在相對不透水層，如上層A和下層B， 且下層比上層透水性差； (2)要有供水，即滲入上層的雨水

60、(下滲率fA)； (3)要上層供水大于下層下滲，即fA >fB , i > fB ； (4)要在界面產生臨時飽和帶，并有側向排水條件。 rss= fA –fB,第四節(jié) 產流的基本物理條件（續(xù)）,三、飽和地面徑流(Rsat)的產流機制,條件：(1)表層土壤具有較強透水性，i fB , i > fB ； (5)側向

61、排水條件較差，界面上產生的臨時飽和帶不 斷上升達到地面。 rsat=i -(rss+fB),第四節(jié) 產流的基本物理條件（續(xù)）,四、地下徑流(Rg)的產流機制,條件：(1)要有供水f； (2)包氣帶薄，地下水位高；在地下水面以上、包氣 帶 下邊界上存在支持毛管水帶； (3)整個包氣帶土壤含水量達到田間持水量。,第四節(jié)

62、 產流的基本物理條件（續(xù)）,五、回歸流(Rr)的產流機制,條件：(1)壤中流發(fā)育； (2)土壤飽和帶露出地面； (3)要具備有利于壤中流流出的坡度及地形。,第四節(jié) 產流的基本物理條件（續(xù)）,穩(wěn)定狀態(tài)下，fc ?Ksi1雨強下，AB 、 BC界面均可能產生壤中流；i2雨強下，BC界面可能產生壤中流；i3雨強下，AB 、 BC界面均不可能產生壤中流。,(1) KB<i<KA

63、，可能有Rss；(2)KB<KA< i，可能有Rs、Rss和Rsat發(fā)生；(3)KA<KB 且KA< i，可能有Rs發(fā)生。,第五節(jié) 組合產流的類型和基本產流模式,一、基本產流模式Rs型 主要發(fā)生在地下水埋深大，包氣帶厚且透水性差的地區(qū)；雨強相對較大。,由于包氣帶結構的復雜性和降雨特性的多變性，實際發(fā)生的大多是幾種產流機制的組合。產流機制的組合——產流模式。,Rs+Rss型 主要發(fā)生在包

64、氣帶厚，有相對不透水界面，上層透水性差，下層更差的地區(qū)；雨強相對較大。,Rsat+Rss型 主要發(fā)生在包氣帶厚，但近地表有相對不透水界面，上層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。,一、基本產流模式（續(xù)）,Rs+Rg型 主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質且透水性一般偏差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；降雨歷時較長。Rss + Rg型 主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，上層透水性極

65、好，下層透水性略次，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。Rss型 主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，上層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。,一、基本產流模式（續(xù)）,Rs+Rss + Rg型 主要發(fā)生在包氣帶中等厚，存在相對不透水界面，上層透水性差，下層透水性更差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強大，降雨歷時長。Rsat+Rss + Rg型 主要發(fā)生在包

66、氣帶中等厚，近地表有相對不透水界面，上層透水性極好，下層透水性很差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強小，降雨歷時長。Rg型 主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質且透水性極好，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力，降雨歷時長。,二、常見產流模式,Rs型——超滲產流型特點：(1)產流量R取決于i和fp ， R=?(i –f p)i ; (2)雨止時土壤含水量仍未達到田間持水量Wm；

67、 (3)徑流成分單一。Rsat+Rss + Rg型——蓄滿產流型特點：(1)產流時土壤含水量已達到田間持水量Wm ； (2)產流量R取決于降雨量P和初始土壤含水量 W0， R=R(P,W0)=P-(Wm-W0) (3)徑流成分復雜。,二、常見產流模式（續(xù)）,Rs型?Rsat+Rss + Rg型——轉換型 對于一個固定地點(或流域

68、)，其產流模式并不是一層不變的，在不同的供水和下墊面水分情況下，產流模式可以發(fā)生轉換。 條件：主要發(fā)生在包氣帶中等厚度，近地表有相對不透水 界面，土層透水性中等，降雨量變化幅度大，地下 水位變幅較大的地區(qū)。 特點：干旱期：初始土壤含水量W0小，地下水埋深大—— Rs型

69、 濕潤期：初始土壤含水量W0大，地下水埋深淺—— Rsat+Rss + Rg型,一、洪水波特征的描述幾何特征（波長、波高、附加比降）相應流量、相應水位波速 波體上某一位相點沿河道的運動速度—該位相的波速。 Ck=dx/dt傳播時間? 洪水波上任一位相的水位或流量出現(xiàn)在距離L的下斷面的時差。,第十章 地表水流,第一