第4章 地表水文及地表水资源基础知识

水文与水资源学第四章地表水文及地表水资源基础知识第四章地表水文及地表水资源基础知识

主要内容河流及流域的主要特征

降水

蒸发

4.14.24.34.4地表径流第四章地表水文及地表水资源基础知识

主要内容下渗

包气带和饱和带

土壤水4.54.64.74.8地表水及地表水资源

4.1河流及流域的主要特征

（1）河流长度：从河源沿河道至河口的距离称为河长。可在大比例尺地形图上，用曲线仪或小分规量取。（2）河网密度：是指一个流域范围内各级河道的总长度与该流域面积之比，即表示单位面积内的河流长度。（3）河流弯曲系数：河流的实际长度与从河口到河源两端点间的直线长度的比值，称为河流的弯曲系数。（4）河流分段：每一条河流都有河源、河口之分。河源是河流开始的地方，可以是溪涧、泉、冰川、湖泊或沼泽等；河口则是河流的终点，即河流注入海洋、湖泊、沼泽或其他河流的地方。在干旱区，有的河流消失于沙漠之中而无明显河口。

（5）流域面积：分水线所包围的面积称为流域面积或集水面积。

（6）流域长度、平均宽度：流域的几何中心轴长称流域长度。以河口为圆心，任意长为半径，画出不同半径的若干圆弧，各与流域边界线相交于两点，绘出各弧的割线，并取这些割线中点的连线长度即为流域的长度。（7）流域平均高度：流域范围内地表的平均高程即为流域平均高度。（8）河槽的平面形态：山区河流的平面形态极为复杂，急弯、卡口比比皆是，两岸和河心常有巨石突出，岸边极不规则，宽度变化很大。急滩、深潭上下交错，有时呈台阶状，在落差较大的地方往往形成陡坡跌水或瀑布。4.2降水

4.2.1降水的成因与类型降水的形成主要是由于地面暖湿气团在各种因素的影响下升入高空，在上升过程中产生动力冷却使温度下降，当温度达到露点（即空气中水汽达到饱和时的温度）以下时，气团中的水汽便凝结成水滴或冰晶，这就形成云。云中的水滴或冰晶由于水汽继续凝结及相互碰撞合并，不断凝聚增大，当其重量超过上升气流顶托力时，在重力作用下就形成降水。由此可知，气流上升过程中产生动力冷却是形成降水的主要条件，而气流中的水汽含量及冷却程度则决定着降水强度和降水量的大小。

对流雨

地形雨

锋面雨对流雨是因地表局部受热，气温向上递减率过大，大气稳定性降低，因而产生垂直上升运动，形成动力冷却而降雨。

地形雨是气流因所经地面的地形升高而被抬升，由于动力冷却而成云致雨。地形雨的降雨特性因空气本身的温湿特性、运行速度及地形特点而异，差别较大。

当冷气团向暖气团方向移动并占据原属暖气团的地区时，这种锋称为冷锋；当暖气团向冷气团方向移动并占据原属冷气团的地区时，这种锋称为暖锋。

气旋雨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，条件具备时即产生降雨。这种大气的涡旋称为气旋，对于高空中的涡旋则称为涡。

4.2.2降水要素和表示法

4.2.2.1降水要素（1）降水（总）量。对某一测点而言指一定口径承雨面积上的降水深度，亦可指某一面积上一次降水总量，单位以m3、亿m3计或以降水深度mm表示。（2）降水历时与降水时间。前者是指一场降水自始至终所经历的时间；后者是指对应于某一阵水量而言，其时间长短通常是人为划定的(如1、3、6、24小时或1、3、7天等)，在此时段内并非意味着连续地降水。（3）降雨强度。简称雨强。是指单位时间内的降水量，以mm/min或mm/h计。在实际工作中常根据雨强进行分级，常用分级标准如表4-1所示。（4）降水面积。即降水所笼罩的面积，以平方千米计。4.2.2.2降水特征的表示方法

（1）降水量过程线。以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，可用曲线或直方图表示。（2）降水量累积曲线。此曲线以时间为横坐标，纵坐标代表自降水开始到各时刻降水量的累积值。（3）等降水量线（或等雨量线）。是流域内降水量相等的点的连线。（4）降水特性综合曲线。常用的降水特征综合曲线有：强度-历时曲线、平均雨深-面积曲线、平均雨深-面积-历时曲线。某站一次降雨量过程线及积累曲线4.3蒸发

4.3.1蒸发类型4.3.1.1水面蒸发水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发现象，在蒸发面上有两种水分子运动：一种是水分子跃离水面（液态变为气态），另一种则是空气中的水分子跃入水面（气态变为液态），前者称为蒸发，后者称为凝结。实际蒸发量为蒸发面跃出的水分子数与返回水中的水分子数之差。影响水面蒸发的因素有水汽压差、风速、辐射、温度、气压、水质、水深等。4.3.1蒸发类型

4.3.1.2土壤蒸发土壤蒸发即土壤中所含水分以水汽的形式逸入大气的现象。湿润的土壤，蒸发过程一般可分为三个阶段。第一阶段，当土壤含水量大于田间持水量时，土壤中存在自由重力水，且土层中毛管上下沟通，水分从表面蒸发后，能得到下层的充分供应。土壤蒸发主要发生在表层，蒸发速度稳定。在第二阶段内，随着土壤水分的减少，供水条件越来越差，土壤表面局部地方开始干化。在第三阶段中，土壤水分蒸发主要发生在土壤内部，蒸发的水汽由分子扩散作用通过表面的干涸层逸入大气，蒸发速度极其缓慢。在这种情况下，不论是气象因素还是土壤含水量对土壤蒸发均不起明显作用。4.3.1.3植物散发植物散发指在植物生长期，水分从叶面和枝干蒸发进入大气的过程，又称蒸腾。植物根细胞液的浓度和土壤水的浓度存在较大的差异，由此可产生高达l0多个大气压的渗压差，促使土壤水通过根膜液渗入根细胞内。进入根系的水分，受到根细胞生理作用产生的根压和蒸腾拉力的作用通过茎干输送到叶面。叶面上有许多气孔，当叶面气孔打开，水分通过开放的气孔逸出，这就是散发过程。4.3.1.4流域总蒸发流域总蒸发包括流域水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发和植物散发。一个流域的下垫面极其复杂，从现有技术条件看，要精确求出各项蒸发量是有困难的。通常是先对全流域进行综合研究，再用流域水量平衡法或模式计算法分析求出。

4.3.2年蒸发量的地理及时间分布

4.3.2.1年蒸发量的地理分布我国年蒸发量为364mm，地理分布与年降水量地区分布大体相当，总的趋势由东南向西北递减。淮河以南，云贵高原以东广大地区年蒸发量大都为700～800mm；海南岛东部和西藏东南部年蒸发量可达1000mm以上，是我国年蒸发量最大的地区；华北平原大部分地区年蒸发量为400～600mm；东北平原为4OOmm左右；大兴安岭以西地区、内蒙古高原、鄂尔多斯高原、阿拉善高原以及西北广大地区，都小于300mm，是我国大陆蒸发量最小的地区，其中塔里木盆地，柴达木盆地和新疆若羌以东地区，年蒸发量不到25mm。4.3.2.2年蒸发量的年内变化年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，蒸发量最大的月份因地而异，云贵高原东南部常在4～5月；华北地区和西南地区西北部常在5～6月；长江中下游及东南沿海地区常在7～8月。蒸发量峰值期间若少雨，即形成旱期，例如，华北和西南多春旱，长江中下游多伏旱等。一年中连续最大4个月蒸发量约占全年总蒸发量的50％～60％。4.4地表径流4.4.1产流过程

降落到流域表面的雨水，除去损失，剩余的部分形成径流，也称为净雨。通常把降雨扣除损失成为净雨的过程称为产流过程。净雨量称为产流量，降雨不能形成径流的部分雨量称为损失量。

径流形成过程示意图4.4.2汇流过程

净雨沿坡面汇入河网，然后经河网汇集到流域出口断面，这一过程称为流域汇流过程。全过程分为坡地汇流和河网汇流两个阶段。4.5下渗4.5.1下渗的物理过程下渗是水从土壤表面进入土壤的运动过程。水分首先在分子力的作用下，被土壤颗粒吸附。降水初期干燥土壤吸附力极大，使下渗率很大。当土壤含水量达到最大分子持水量时，薄膜形成，分子力消失。然后，下渗的水充填土壤空隙，产生毛管力，水分在毛管力的作用下在土壤孔隙中作不稳定流动。当毛管水充满一定程度土壤孔隙以后，毛管力消失，毛管作用停止。继续入渗的水分在土壤空隙中形成自由水，并充满孔隙达到饱和。自由水在重力作用下沿空隙向下流动，称为重力下渗。当水分供应充足时重力下渗会逐渐趋于稳定，故又称稳定下渗。有时将分力子，毛管力、重力作用下的下渗阶段分别称为渗润阶段、渗漏阶段、渗透阶段。实际上这些阶段并无明显界限，特别是土层较厚时，各阶段可能同时交错进行。4.5.2影响下渗的因素

4.5.2.1土壤性质土壤粒径愈大，孔隙愈大，稳定下渗率愈大，土壤团粒结构增加下渗率。4.5.2.2降水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。在土壤水分相同时，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。但对赤裸土壤，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，土粒随下渗水流充塞土壤孔隙，从而使下渗率减小。这种现象对无植被的松散结构土壤（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。4.5.2.3植被有植被地区的下渗一般大于裸地的，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土壤更易透水。4.5.2.4流域坡度的大小，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。4.5.2.5人类活动植树种草，开挖水平沟及鱼鳞坑，修梯田，平整土地等农、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，因而影响下渗。植被、耕作对下渗的影响

4.6包气带和饱和带

地表土层是能吸收、储存和向任何方向输送水分的多孔介质。流域上沿垂向的土柱结构，以地下水面为界，土层可分为两个不同的土壤含水带。在地下水面以上，土壤含水量未达到饱和，是土粒、水分和空气同时存在的三相系统，称为包气带。在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，是土粒和水分组成的量两相系统，称为饱和带或饱水带。包气带和饱和带示意图4.7土壤水

4.7.1土壤水分的存在形式

4.7.1.1吸湿水由土粒表面的分子力所吸附的水分子称为吸湿水。它被紧紧地束缚在土粒表面，不能流动也不能被植物利用。4.7.1.2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。4.7.1.3毛管水土壤孔隙中由毛管力所保持的水分称为毛管水。毛管水又分为支持毛管水和毛管悬着水。4.7.1.4重力水土壤中在重力作用下沿着土壤孔隙自由移动的水分称为重力水。4.7.2土壤含水量率和水分常数

4.7.2.1土壤含水量（率）土壤含水量（率）又称为土壤湿度，它表示一定量的土壤中所含水分的数量，为了便于同降雨、径流及蒸发量进行比较与计算，将某个土层所含的水量以相应水层深度来表示，以mm计。土壤含水量还可用土壤重量含水率和土壤容积含水率来表示。4.7.2.2土壤水分常数（1）最大吸湿量。（2）最大分子持水量。（3）凋萎含水量（凋萎系数）。（4）毛管断裂含水量。（5）田间持水量。（6）饱和含水量。4.7.3土壤水分布特征土壤水蕴藏于包气带中，包气带按其水分分布特征，可分为三个明显不同的水分带：毛管悬着水带、毛管水上升带和中间带（1）毛管悬着水带。包气带上部靠近地表面的土壤，具有吸附空气中的水汽和液态水分子的能力，称为毛管悬着水带，简称悬着水带。（2）毛管水上升带。在地下水面以上，因土壤毛管力的作用，一部分水分沿着土壤孔隙侵入地下水面以上的土壤中，形成毛管水上升带，或称支持毛管水带，简称毛管水带。（3）中间带。中间带是处于毛管悬着水带和毛管上