工程水文学 第2章 水文循环与径流形成.docx
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工程水文学第2章水文循环与径流形成
第二章水文循环与径流形成
第一节 水文循环2
第二节 河流和流域2
第三节 降水3
第四节 土壤水、下渗和地下水6
第五节 蒸散发8
第六节 径流9
小结10
课前学习指导
课程要求
要求学员建立水文循环、流域、河流、水文要素等基本概念，认识流域降雨形成径流过程的基本原理。
课时安排
共需6个课内学时，12个课外学时
课前思考
水循环与水资源的联系
流域、河流、出口断面、水利工程之间的关系
流域降雨、蒸发、下渗、径流之间的物理关系
学习重点
流域降雨～径流的产生机制和水文物理过程
难点
对于初步接触水文学的学员，本章涉及大量水文词汇、概念、原理和基本知识，不易记住和掌握，在授课时注意用通俗的语言和形象的图表加以介绍。
知识点
自然界水循环基本概念
流域、流域特性
河流、河道特性
流域水量平衡原理
降雨成因、分类、分布与观测
下渗物理过程与下渗曲线
定性描述径流形成的物理过程
第一节 水文循环
一、水文循环
海洋是陆地降水的主要水汽来源，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。
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，这种局部的水文循环称为小循环或内循环。
因为内陆地区距离海洋很远，从海洋直接输送到内陆的水气来源，通过陆地内循环，水汽逐渐向内陆输送，在输送过程中会沿途损耗，故内陆距海洋越远，输送的水汽量越少，降水量越小。
研究水文循环的目的
水在自然界循环的路径和过程极其复杂且多变。
有的地区湿润多雨，水量丰沛，有的地区则干旱少雨，河湖干涸。
同一地区，有时大雨滂沱，江河横溢；有时却久旱不雨，江河枯竭。
研究水文循环的目的，在于认识它的基本规律，揭示其内在联系，这对合理开发和利用水资源，抗御洪旱灾害，改造自然，利用自然都有十分重要的意义。
二、地球上的水量平衡
在自然界的水循环中，地球上的总水量是不会产生损耗的，满足水量平衡原理。
特征值
海洋
陆地
降水（km3/a）
458000
119000
蒸发（km3/a）
505000
72000
总径流（km3/a）
47000
第二节 河流和流域
一、河流
1、河流形成和分段
河流流经的谷地为河谷，河谷底部有水流的部分称为河床或河槽。
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。
面向河流下游，左边的河岸称为左岸，右边和河岸称为右岸。
一条河流沿流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。
河源是河流的发源地，多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。
上游紧接河源，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。
中游河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。
下游是河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多。
河口是河流的终点，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。
注入海洋的河流，称为外流河，如长江、黄河等；流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流，称为内流河或内陆河，如新疆的塔里木河和青海的格尔木河等。
2、河流特性
河流长度（L）：
自河源沿河道至河口的长度，单位km，可在适当比例尺的地形图上量出。
河流横断面：
垂直于水流方向的断面称为横断面，简称断面。
只有主槽而无滩地的断面称单式断面，有主槽又有滩地的断面称为复式断面。
断面内通过水流的部分称为过水断面，其面积称为过水断面面积，单位m2。
河流纵断面：
河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线，沿中泓线的断面称为河流的纵断面。
河流纵断面能反映河床的沿程变化。
河道纵比降（J）：
河段两端的河底高程差⊿h叫做落差。
单位河长的落差称为河道纵比降或比降。
当河流纵断面近于直线时，按下式计算：
当河段纵断面呈折线时，可在纵断面图上，通过下游端断面河底处作一斜线，便此斜线以下的面积ω2原河底线以下的面积ω1相等，此斜线坡度即为河道平均纵比降。
计算公式如下：
式中：
h0,……，hn——自下游到上游沿程各河底高程,m；
l1……，ln——相邻二点间的距离，m；
L——河段全长，m。
第三节 降水
一、降水成因
水汽压（e）：
指空气中水汽压力，以Hpa计，在一定温度下，空气中所含水汽量的最大值，称为饱和水汽压E。
饱和水汽压随气温而变，温度越高，空气中饱和水汽压越大，反之则越小。
饱和差：
在一定温度下，饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差E-e，称为饱和差。
若实际水汽压超过了饱和水汽压，空气中多余的水汽就会发生凝结。
露点（Td）：
水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水气压时的温度称为露点温度。
露点高，实际水汽压大；露点低，实际水汽压小。
饱和湿度：
在一定温度下空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。
如果空气中的水汽量达到了饱和或过饱和，多余的水汽就可能发生凝结。
如果地面有团湿热未饱和空气，在某种外力作用下上升，上升过程中随气压降低，这团空气的体积膨胀，温度下降，当降到其露点温度时，就达到饱和状态，再上升就会过饱和而发生凝结形成云滴。
云滴在空气上升过程中不断凝聚，相互碰撞，合并增大。
一旦云滴不能被上升气流所顶托时，在重力作用下降到地面成为降水。
水汽、上升运动和冷却凝结是形成降水的三个因素。
在水汽条件具备时，水汽冷却凝结的条件是空气垂直上升运动。
二、降水分类
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：
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，特点是降雨的强度大，雨区小，历时短。
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。
锋面与地面的交线称为锋线。
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。
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。
三、我国降水时空分布
1、降水量地理分布
十分湿润带：
年降水量超过1600mm，年降水日数平均在160d以上。
其区域包括广东、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：
年降水量800～1600mm，年降水日数平均120～160d。
其区域包括秦岭—淮河以南的长江中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。
半湿润带：
年降水量400～800mm，年降水日数平均800～100d。
其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。
半干旱带：
年降水量200～400mm，年降水日数平均60～80d。
包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。
干旱带：
年降水量少于200mm，年降水日数低于60d。
其区域包括内蒙、宁夏、甘肃、沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。
2、降水量年内分配
我国大部分地区降水的季节分配不均匀，主要集中在春夏季。
长江以南地区，雨季较长，为3～6月或4～7月，雨量约占全年的50%～60%。
东北地区，雨季为6～9月，雨量约占全年的70%～80%，
华北地区雨季最短，大部分集中在7～8两月。
西南地区降水旱季雨季分明，5～10月为雨季。
四川、云南和青藏高原东部，6～9月雨量占全年的70%～80%，冬季则不到5%。
新疆西部降水量不大，但四季分配较均匀。
台湾的东北端，是我国降水量年内分配较均匀的地区，冬季降水量约占全年的30%。
3、降水量年际变化
年降水量越小的地区，年际变化越大，以历年年降水量最大值与最小值之比K来表示年际变化。
西北地区K或可达8以上；华北为3～6；东北为3～4；南方一般为2～3，个别地方达4；西南最小，一般在2以下。
4、大暴雨时空分布
4～6月，东亚季风初登东亚大陆，大暴雨主要出现在长江以南地区，是华南前汛期和江南梅雨期暴雨出现的季节。
在此期间出现的大暴雨，其量级有明显从南向北递减的趋势。
7～8月，西南和东南季风最为强盛，随西太平洋副高北抬西伸，江南梅雨结束，大暴雨移到川西、华北一带。
同时，受台风影响，东南沿海多台风暴雨。
9～11月，北方冷空气增调，雨区南移，但东南沿海，海南、台湾一带受台风和南下冷空气的影响而出现大暴雨。
四、降水量的观测
实际降水量可采用器测法、雷达探测或利用气象卫星云图估算。
器测法用来测量降水量，雷达探测和卫星云图一般用来预报降水量。
每日8时至次8时降水量为当日降水量。
1、雨量器
雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，承雨器口径为200mm，分辨率为0.1mm。
一般采用2段制进行观测，即每日8时及20时各观测一次。
雨季增加观测段次，如4段制或8时段制，雨大时加测。
2、自记雨量计
（1）称重式：
这种仪器可以连续记录接雨杯上的以及储积在其内的降水的重量。
这种仪器的优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。
（2）虹吸式：
记录纸上记录下来的曲线是累积曲线，既表示雨量的大小，又表示降雨过程的变化情况，曲线的坡度表示降雨强度。
（3）翻斗式：
翻斗每承接0.1mm雨水后倾倒一次，同时向记录器输送一个脉冲信号。
较为适用作遥测雨量计。
称重式、虹吸式和翻斗式雨量计的记录系统可以将机械记录装置的运动变换成电讯号，用导线或无线电将信号传到控制中心的接收器，实现有线远传或无线遥测。
第四节 土壤水、下渗和地下水
一、包气带和饱和带
在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，是土壤颗粒和水分组成的二相系统，称为饱和带；地下水面以上，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时存在的三相系统，称为包气带或通气层。
二、土壤水
水文学中把存于包气带中的水称为土壤水，而将饱和带中的水称为地下水，包括潜水和承压水。
1、土壤水存在形式
土壤水是指吸附于土壤颗粒和存在于土壤孔隙中的水。
吸湿水：
土粒表面的分子对水分子的吸引力称为分子力。
由于子力所吸附的水分子称为吸湿水。
吸湿水被紧紧地束缚在土粒表面，不能流动也不能被植物利用。
薄膜水：
由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水。
薄膜水不受重力的影响，但能从水膜厚的土粒（分子引力小）向水膜薄的土粒（分子引力大）缓慢移动。
毛管水：
土壤孔隙中由毛管力所持有的水分称为毛管水。
在地下水面以上由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分称支持毛管水；悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触的水分称为毛管悬着水。
重力水：
在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水，是地下水的主要补充源。
三、下渗
下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。
影响一次降水下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤含水量、土壤构成情况等。
此外，地表坡度与糙率、植被及土地利用状况对下渗亦有影响。
下渗过程可用各时段下渗量F（mm）和各时刻下渗率f（mm./h）表示。
对于充分干燥的土壤，在充分供水条件下，下渗分为三个阶段：
渗润阶段：
下渗水分受分子力作用，被干燥土壤颗粒吸附形成薄膜水，直至土壤含水量达最大分子持水量。
渗漏阶段：
水分在毛管力的作用下向下层透水的同时，土壤空隙中的自由水在重力作用下沿空隙向下流动，直至土壤饱和。
渗透阶段：
水分在重力作用下呈稳定运动。
此时的下渗率称稳定下渗率。
下渗率的变化规律，可用下渗公式或下渗曲线表达。
例如霍顿下渗公式：
f（t）=（f0－fC）e－βt+fc
式中，f（t）—t时刻下渗率；
f0—初始下渗率；
fc—稳定下渗率；
β—递减指数。
上式中f0、fc及β都是反映土壤特性的，只是求出这些参数，公式就确定了。
霍顿下渗公式属于经验公式，其参数只能根据实验资料来推求。
上述下渗曲线是充分干燥的土壤充分供水条件下得出的地面一点上的下渗过程线。
在天然降雨条件下，有些时段（尤其是降雨初期）雨强一般小于下渗能力，此时实际下渗往往等于降雨强度，且雨前土壤一般并不是充分干燥的。
另外，在实际水文分析工作中，即使分析的对象是一个较小的流域，流域各处的降雨强度和下渗能力也是不同的，在计算下渗过程时必须引起注意。
图2－27下渗曲线
四、地下水
1．包气带水
包气带水指埋藏于地表以下、地下水面以上的包气带中，包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水等。
2．潜水
埋藏于饱和带中，处于地表以下第一个不透水层上，具有自由水面的地下水称为潜水，也称为浅层地下水。
潜水的埋藏深度及贮量取决于流域的地质、地貌、土壤、气候等条件，一般山区潜水埋藏较深，平原区较浅，有的甚至几米深。
潜水的主要来源是降水和地表水，当大河下游水位高于潜水时，河水可以成为潜水的补给源。
潜水可以通过重力作用流入河道或流出地面。
潜水与地表水相互之间的相互补给关系称为它们的水力联系。
3、承压水
埋藏在饱和带中，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水称为承压水，也称深层地下水。
承压水的贮量主要与承压区分布的范围、含水层的厚度和透水性、贮水区构造、补给区大小及补给量的多少有关。
承压水一般不直接受气象、水文条件的影响，随时间的动态变化较为稳定。
承压水水质不易受到污染，水量较为稳定，是河川枯水径流的主要补给源。
第五节 蒸散发
一、蒸散发
水由液态或固态转化气态的过程称为蒸发，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散发或蒸腾。
蒸发面为水面时称为水面蒸发；蒸发面为土壤表面时称为土壤蒸发；蒸发面是植物茎叶则称为植物散发。
植物散发与土壤蒸发是同时存在的，二者合称为陆面蒸发。
流域面上的蒸发称为流域总蒸发，是流域内各类蒸发的总和。
在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量，称为蒸发能力。
一般情况下，蒸发面上的蒸发量小于或等于蒸发能力。
二、我国蒸发量的时空分布
我国年总蒸发量为364mm，总的趋势由东南向西北递减。
除气象因素外，蒸发量受地形、地质、土壤、植被、土壤含水量等因素的影响而出现差异。
多年平均降水量相近的地区，多年平均蒸发量可能不同。
山区气温低，坡度大，降雨产生流流不易停留，蒸发量小；平原地区则相反。
因此，蒸发量具有随高程的增加而减少的趋势，达到某高程后，递减率趋于稳定。
年总蒸发量的年内变化与气象要素及太阳辐射的年内变化趋势一致。
全年最小蒸发量一般出现在12月及1月，以后随太阳辐射量的增加而增加，夏季明显增强。
三、蒸发量的观测
水面蒸发量可用蒸发器进行观测。
常用的蒸发器有20cm蒸发器，80cm套盆蒸发器，埋在地下的带套盆的E601蒸发器。
蒸发器观测到的蒸发量乘一折算系数，才能作为天然水体蒸发量的估计值。
折算系数随蒸发器的类型而异，且与月份及所在地区有关。
流域的土壤蒸发量确定有器测法和间接计算法。
器测法适宜于单点观测。
流域土壤蒸发量多采用公式估算。
第六节 径流
一、径流形成过程
径流是指降雨所形成并沿地面或地下向水体流动的水流。
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。
当降雨强度超过了土壤下渗能力时产生超渗雨，并沿坡面向低处流动，称为坡面漫流或坡面汇流。
当坡面上有洼坑时，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，这些洼坑积蓄的水量称填洼量。
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，称为表层流或壤中流。
进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇集，先后流经流域出口断面，这个过程称为河网汇流。
在径流形成过程中，从降雨扣除各项损失称为产流阶段，把坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。
事实上，在流域各处产生的径流，在向出口断面汇集的过程中，降雨、下渗、蒸发等现象的全部或一部分，是在不同程度上同时发生的。
将径流形成过程划分为产流阶段和汇流阶段只是为了简化分析计算工作，并不意味流域上一次降水所引起的径流形成过程，可以截然划分前后相继的两个不同阶段。
一次降士过程，经植物拱留、填洼、入渗和蒸发等项扣除一部分雨量之后，进入河网的水量自然比降雨总量小，而且经过坡面漫流及河网汇流两次再分配的作用，使出口断面的径流过程比降雨过程变化缓慢，历时增长、时间滞后。
二、径流的表示法和度量单位
径流量（W）：
是指时段t内通过某一断面的总水量。
常用单位为m3，万m3，亿m3，（m3/s）月，（m3/s）d等。
流量（Q）：
单位时间通过某一断面的水量，单位为m3/s。
流量随时间的变化过程用流量过程线表示。
时段平均流量是指径流量W（m3）除以时段长度t（s），用（m3/s）表示。
三、我国河川径流的分布
我国多年平均径流深284mm，年径流系数0.433，呈自东南向西北递减趋势。
按径流深的大小，可划分为丰水、多水、过渡、少水、干涸五个明显不同的地带。
丰水带：
年径流深大于800mm，包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南西南部及西藏东南部。
年径流系数一般在0.5～0.8。
多水带：
年径流深在200～800mm之间，包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黄河中上游一小部分地区。
年径流系数一般为0.4～0.6。
过渡带：
年径流深在50～200mm，之间，包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区及新疆西部山区。
年径流系数一般为0.2～0.4。
少水带：
年径流深在10～50mm这间，包括松辽平原中部、辽河上游地区，内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。
年径流系数一般为0.1左右。
干涸带：
年径流深小于10mm，包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。
年径流系数只有0～0.03。
小结
本章主要描述了闭合流域径流形成的物理过程（如下图），侧重讨论了降雨、蒸发、下渗、径流等水文要素的概念、性质和观测方法。
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