工程水文课件

工程水文及水利計算第一章緒論第一節工程水文及水利計算的研究內容一、地球上水的分佈13.86億km3淡水2.53%鹹水97.47%13.86億km3海洋96.5%陸地3.5%生物水0.003%0.35億km3淡水永凍土層水0.86%冰川雪蓋68.7%地下水30.1%淡水湖0.26%土壤水0.05%大氣水0.04%河水0.006%據1997年統計：我國地表水的總量為2.8萬億m3，居世界第六位；我國地表水人均佔有量為2220m3，不到世界平均水準的1/4；1.總量多、人均少2030年人口16億人均水資源量1760m3二、我國水資源特點2.水量時、空分佈極不均勻時間上

年內：季風氣候影響，汛期連續四個月的降水量占全年的60%～80%，約2/3水資源是洪水徑流量；

年際：變化劇烈，豐枯不均，連續的豐、枯水年組出現。空間上我國的年降水量在東南沿海地區最高，逐漸向西北內陸地區遞減。分成濕潤、半濕潤、半乾旱及乾旱地區。東北東部東南部P>800mm東北平原華北平原青藏高原東南部P=(400,800)mm內蒙古高原黃土高原青藏高原大部分P=(200,400)mm新疆內蒙古高原西部青藏高原西北部P<200mm水多了：

嚴重的洪澇災害問題！75.8河南板橋水庫跨壩98年長江大水三、我國水資源問題水少了：嚴重的乾旱問題！

在2005年夏天遭遇了炎旱之後，重慶2006春又發旱情。3月1日嘉陵江水位跌至159m，市政供水在嘉陵江上的24個取水口中有7個露出水面。。。2006年重慶百年大旱全國地級市以上缺水城市缺水程度示意圖水髒了：嚴重的環境問題！四、工程水文及水利計算的研究內容1、水文學的定義

20世紀60年代才有明確定義：研究地球系統中水的運動、迴圈和時空分佈規律、水的自然和社會屬性、水與生態環境相互關係，以及在水旱災害防治、水資源合理開發利用和水環境保護中的應用的科學。

工程水文及水利計算主要研究水文學基本原理應用於工程實踐的方法，為水利工程或其他有關工程的規劃、設計、施工、運行管理提供水文依據。主要包括水文測驗、水文預報、水文水利計算等內容。（1）水文測驗系統地收集和整理水文資料。包括各種水文要素的觀測、資料的整編以及通過野外勘測、試驗和考查等方式收集水文要素的原理和方法。（2）水文預報根據前期或即時水文、氣象資料，對河流等水體在未來一定時段內（一般是幾小時或幾天）的水文狀況作出預測，為防汛、抗旱提供決策依據。（3）水文水利計算

水文計算：根據長期實測及調查的水文資料，加以科學的統計，並結合成因分析，估算未來長期（幾十年或幾百年）的水文情勢及其在時間和空間上的分佈，為水利水電或其他工程的規劃和設計擬定合理的標準。水利計算：在水文計算成果的基礎上，根據設計來水與用水情況，進行水量調節計算與經濟論證，對工程的位置、規模、運行等提出經濟合理的設計，以達到興水利除水害的目的。水利工程建設管理規劃設計階段合理確定工程規模，如庫容、溢洪道尺寸。確定臨時性建築物，如圍堰、導流明渠、引水隧洞規模尺寸。確定最佳水庫調度方案。施工階段管理運用階段以水庫工程為例：

由於水利工程的使用期限一般為幾十年甚至上百年，所以須知道工程所控制的水體在未來整個使用期間可能出現的水文情勢。水文中常用規定標準的設計洪水過程、設計年月徑流過程來反映未來長期的水文情勢。通過水利計算確定水庫的各種特徵水位及相應庫容。規劃設計階段合理確定工程規模，如庫容、溢洪道尺寸。確定臨時性建築物，如圍堰、導流明渠、引水隧洞規模尺寸確定最佳水庫調度方案。施工階段運行管理階段

需預先估計整個施工期間可能出現的來水情勢。還需根據未來施工期間的水情變化和工程進度計畫，通過水利計算確定水利工程的初期運行計畫和調度方案。

（水文預報在此階段的作用：提供短期預報結果，以便即時進行施工安排和組織調度）

需預先估計未來長期內可能出現的基本來水情勢。再考慮水文預報所提供的短期即時預報，通過水利計算擬定出最佳水庫調度方案。第二節水文現象的基本特性與水文學的研究途徑一、水文現象的基本特性

1、水文過程的確定性規律

2、水文過程的隨機性規律

成因分析法以水文過程的確定性規律為基礎，通過對觀測資料、實驗資料的分析和檢驗，建立水文變數與其影響因素之間的定量關係。揭示水文現象運動變化的機理、規律。數理統計法根據水文過程的隨機性，以概率論為基礎研究水文現象的統計規律，以概率形式預估當地在長時期內可能出現的水文情勢。地理綜合法分析水文特徵值的地區分佈規律，通過建立地區經驗公式、繪製各種特徵值等值線圖，揭示水文特徵值的地區規律。二、水文學的研究途徑

第三節水文學的發展簡史

對水文現象最早的定量描述是1674年，法國人佩勞特通過分析得出塞納河流域的年徑流量為該流域年降水量的1/6的結論。被視為水文學發展的起點。之後大致可分三個階段：

（1）19世紀（奠基時期）以牛頓力學為基礎，1856年提出了達西定律；1871年提出了聖維南方程組等。

（2）20世紀初至50年代（實踐時期）因實踐需要，提出了許多面向水利工程設計建造與運行管理需要的理論和方法，促成了工程水文學的興起與發展。

（3）20世紀50年代至今（現代化時期）技術手段——電腦、GIS的應用；研究方向——從工程水文學為主拓展到水資源、水環境、水生態。第二章河川徑流形成的基本知識

水的不斷蒸發、輸送、凝結、降落、產流、匯流的往復迴圈過程。第一節水迴圈及水量平衡一、自然界的水文迴圈一、自然界的水文迴圈（續）大循環和小迴圈大循環：海洋→大氣→大陸→海洋從海洋蒸發的水汽，被氣流輸送到大陸而成降水。其中一部分以地面和地下徑流的形式從河流匯歸海洋；另一部分重新蒸發返回大氣。這種海陸間的水分交換過程，稱為大循環或外迴圈。

小迴圈：海洋→大氣→海洋（海洋小迴圈）

大陸→大氣→大陸（內陸小迴圈）海洋上蒸發的水汽在海洋上空凝結後，以降水的形式落到海洋裏，或陸地上的水經蒸發凝結又降落到陸地上，這種局部的水文迴圈稱為小迴圈或內迴圈。

一、自然界的水文迴圈（續）水文迴圈的規律海洋的蒸發量多於降水量；大陸的降水量多於蒸發量；大陸外流區輸入水汽量與輸出水量基本平衡；大陸內流區降水量與蒸發量基本相等。水文迴圈的作用和意義

地球上總水量13.86億Km3，參與迴圈的約57.7萬Km3。1)調節氣候；2)塑造地球的表面；3)使水資源具有再生性；4)決定了水資源的地區分佈及時程變化。1.通用水量平衡方程I－O＝

W（

W等於時段末蓄水量-時段初蓄水量）二、地球上的水量平衡正確理解水量平衡方程必須掌握兩個關鍵點：（1）針對某一時間尺度（2）針對某一空間尺度

WIO2.全球水量平衡方程二、地球上的水量平衡（續）時段：Xs-Zs+Y=

W海洋全球多年平均：

X=Z時段：Xc-Zc-Y

=

W陸地多年平均：

Xc=Zc+Y多年平均：Xs=Zs-Y

第二節河流及流域一、河流1.河流的形成與分段

河流流經的谷地為河谷，河谷底部有水流的部分稱為河床或河槽。枯水期水流所占部位為基本河床，或稱主槽；洪水氾濫所到達部位為洪水河床，或稱灘地。面向河流下游，左邊的河岸稱為左岸，右邊的河岸稱為右岸。枯水位洪水位主槽灘地

河流沿水流方向，自高向低可分為河源、上游、中游、下游和河口五段。

河源是河流的發源地，多為泉水、溪澗、冰川、湖泊或沼澤等。

上游緊接河源，多處於深山峽谷中，坡陡流急，河谷下切強烈，常有急灘和瀑布。長江源頭冰川長江上游河段一、河流（續）

中游河段坡度漸緩，河槽變寬，兩岸常有灘地，河床較穩定。

下游是河流的最下段，一般處於平原區，河槽寬闊，淤積明顯，淺灘和河灣較多。黃河中游急流

黃河下游河段

一、河流（續）

河口是河流的終點，是河流注入海洋或內陸湖泊的地段，因流速驟減，泥沙大量淤積，往往形成三角洲。

注入海洋的河流，稱為外流河，如長江、黃河等；流入內陸湖泊或消失於沙漠中的河流，稱為內流河或內陸河，如新疆的塔里木河和青海的格爾木河等。

一、河流（續）2.河流的基本特徵河流長度

（L）自河源沿主河道至河口的長度，單位km，可在適當比例尺的地形圖上量出。河道縱比降（J）河段兩端的河底高程差

h叫做落差。單位河長的落差稱為河道縱比降或比降。當河流縱斷面近似於直線時，計算公式如下：一、河流（續）一、河流（續）

當河段縱斷面呈折線時，可在縱斷面圖上，通過下游端斷面河底處作一斜線，使此斜線以下的面積ω2與原河底線以下的面積ω1相等，此斜線坡度即為河道平均縱比降。計算公式如下：

河道比降計算示意圖

第二節河流及流域（續）二、流域1.流域

彙集地面水和地下水的區域稱為流域，流域的周界稱為分水線。如果地面分水線與地下分水線重合，這樣的流域稱為閉合流域。地面分水線與地下分水線不一致的流域稱為不閉合流域。閉合流域（a）非閉合流域（b）山坡流域示意圖2.流域的基本特徵流域面積（F）地面分水線所包圍的閉合區域的平面投影的面積稱流域面積。它是水系的集水面積，單位km2。流域面積示意圖二、流域（續）流域長度（LA）

流域長度是流域的軸長，若流域形狀不甚彎曲，可採用河源到流域出口的直線來確定。

流域平均寬度

流域面積與流域長度的比值。

流域形狀係數

Rf=流域面積/(流域長度)2，扇型流域的形狀係數較大，狹長型流域的形狀係數較小。河網密度

單位面積內的河流總長度。流域自然地理特徵

包括流域的地理位置、氣候特徵、下墊麵條件等。流域的地理位置以流域所處的經緯度來表示，它可以反映流域所處的氣候帶。流域的氣候特徵包括降水、蒸發、濕度、氣壓、風等要素。流域的下墊麵條件流域地形、地質構造、土壤和岩石性質、植被、湖泊、沼澤等情況。

二、流域（續）一、降水的成因第三節降水

降水是指液態或固態的水汽凝結物從空中降落到地面的現象。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。

如果地面有團濕熱未飽和空氣，在某種外力作用下上升，上升過程中隨氣壓降低，這團空氣的體積膨脹，溫度下降，當降到其露點溫度時，就達到飽和狀態，再上升就會過飽和而發生凝結形成雲滴。雲滴在上升過程中不斷凝聚，相互碰撞，合併增大。一旦雲滴不能被上升氣流所頂托時，在重力作用下降到地面成為降水。

足夠的水汽、上升運動和冷卻凝結是形成降水的主要物理條件。二、降水的類型1.按降雨的成因劃分按照使空氣抬升而形成動力冷卻的原因，分為對流雨、地形雨、鋒面雨與氣旋雨。對流雨

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。多發生在夏季午後，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。

氣團：物理屬性(如溫、濕)水準分佈較均勻的大範圍空氣團。峰面：兩種性質不同的氣團之間狹窄而傾斜的過渡帶。峰在空中是傾斜的，且向冷空氣一側傾斜。暖鋒雨的形成當冷、暖氣團同向運動且暖氣團的運動速度快於冷氣團時，冷、暖氣團相遇形成暖鋒面。暖濕氣流沿暖鋒面爬升到冷氣團之上而發生動力冷卻，從而形成降雨。暖鋒雨降雨面積大、雨強小、歷時長。鋒面雨——鋒面活動產生的降水稱為鋒面雨暖鋒雨冷鋒雨靜止鋒雨冷鋒雨的形成當冷、暖氣團相對運動時，冷燥氣團楔入暖濕氣團之下迫使暖濕氣流沿冷鋒面爬升發生動力冷卻，從而形成降雨。冷鋒雨降雨範圍小、雨強大、歷時短。氣旋雨

當某地區氣壓低於四周氣壓時，四周氣流就要向該處彙集。氣流匯入後再轉向高層，上升氣流中的水汽因動力冷卻凝結成雲，條件具備時，形成氣旋雨。在低緯度的海洋上形成的氣旋，稱為熱帶氣旋。我國氣象部門將其分為三類：熱帶低壓—近中心最大風速10.8～17.1m/s(相當於風力6-7級)；臺風—近中心最大風速17.2～32.6m/s(8～11級風)；強臺風—近中心最大風速大於32.6m/s(風力在12級以上)。颱風中心附近氣流抬升劇烈，水汽供應充分，降水多屬陣性暴雨。2.按降雨強度及過程特徵分類暴雨——歷時短、強度大、籠罩面積不大。

氣象方面規定：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。

影響區域洪水。霪雨——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、降水強度、降水面積及降水中心等降水量過程線降水量累積曲線等雨量線降水強度～歷時曲線平均雨深～面積曲線平均雨深～面積～歷時曲線三、降水特徵的描述時間時段降雨累積降雨13:420014:0011.511.514:3033.545.015:3431.976.917:001.678.518:102.280.7時間累積降雨時段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2等雨量線的做法類似於地形圖等高線的做法。等雨量線表示的降水分佈與實際降水分佈的符合程度取決於：

(1)雨量站位置(是否為雨情控制點)；(2)雨量站數目某流域內有7個雨量站，根據各站6小時雨量資料繪出其等雨量線。90705040110120809865624736根據105站資料繪製根據26站資料繪製時間累積降雨時段降雨13:000014:0011.511.515:0060.048.516:0077.017.017:0078.51.518:0080.72.2曆時累積降雨雨強148.548.5265.532.8377.025.7478.519.6580.716.1680.713.4

對一場降雨，對應某指定的歷時，變動起訖時間求得相應該歷時的最大平均降雨強度，並點繪成曲線。該曲線反映降水的時間變化特性。

對一場降雨，從降雨量等值線圖的中心開始，分別量取不同的等雨量線所包圍的面積及該面積內的平均水深，並點繪成曲線。該曲線反映降水的空間變化特性。90705040110

根據一場暴雨不同歷時(如12h、24h、48h等)的等雨量線圖作出相應的平均雨深～面積曲線，並綜合繪於同一張圖上，即得平均雨深～面積～歷時曲線。簡稱時、面、深曲線。

其規律為：當歷時一定時，面積愈大，平均雨深愈小；當面積一定時，歷時愈長，平均雨深愈大。四、流域平均降雨量計算算術平均法：適用於面積不大，地形起伏不大，站點較多且佈設較均勻的流域。計算簡便。泰森多邊形法：適用於站點較少且分佈不均，面積不大的流域。在確定各站的權重後也很簡便，且精度較好。缺點是在各場降雨中把雨量站權重視為固定，與實際情況不完全一致。等雨量線法：適用於面積大、站點密的流域。理論上完善，但每次降雨都必須繪製等雨量線，並計算權重，工作量大。泰森多邊形法A1A2A3A4A5A6(1)連三角形；(2)作三角形各邊的垂直平分線;(3)以交點連線及與流域邊界相交的垂直平分線構成單元面積；(4)量出各單元面積，總面積ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)(5)計算單元面積權重及流域平均雨量各子塊權重

i=Ai/ΣAP=Σ

iPi

等雨量線法A2A690705040A1A3A4A5110總面積ΣA=(A1+A2+A3+A4+A5+A6)各子塊權重

i=Ai/ΣAP=Σ

iPi

五、我國降雨的地理分佈

十分濕潤帶——年降水量超過1600mm，年降水日數平均在160d以上。其區域包括廣東、海南、福建、臺灣、浙江大部、廣西東部、雲南西南部、西藏東南部、江西和湖南山區、四川西部山區。濕潤帶——年降水量800～1600mm，年降水日數平均120～160d。其區域包括秦嶺—淮河以南的長江中下游地區，雲南、貴州、四川和廣西大部分地區。

半濕潤帶——年降水量400～800mm，年降水日數平均為80～10d。包括華北平原、東北、山西、陝西大部、甘肅、青海東南部、新疆北部、四川西北和西藏東部。半乾旱帶——年降水量200～400mm，年降水日數平均為60～80d。包括東北西部、內蒙、寧夏、甘肅大部、新疆西部。幹旱帶——年降水量少於200mm，年降水日數低於60d。包括內蒙、寧夏、甘肅沙漠區、青海柴達木盆地、新疆塔里木盆地和准噶爾盆地、藏北羌塘地區。

東北東部東南部P>800mm東北平原華北平原青藏高原東南部P=(400,800)mm內蒙古高原黃土高原青藏高原大部分P=(200,400)mm新疆內蒙古高原西部青藏高原西北部P<200mm第四節土壤水與下滲一、包氣帶和飽和帶

在地下水面以下，土壤處於飽和含水狀態，是土壤顆粒和水分組成的二相系統，稱為飽和帶；地下水面以上，土壤含水量未達飽和，是土壤顆粒、水分和空氣同時存在的三相系統，稱為包氣帶。二、土壤水

水文學中把存於包氣帶中的水稱為土壤水，而將飽和帶中的水稱為地下水。1.土壤水分作用力和存在形式土壤水分的作用力：分子力、毛管力和重力。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，與水文現象關係不大。薄膜水吸濕水外面，土粒剩餘分子力所吸持的水分，是受束縛水。土壤水分的存在形式（續）：毛管水受毛管力支持而懸吊於土壤孔隙中的水分。重力水在重力作用下沿土壤孔隙向下流動的水為重力水，是地下水的主要補充源。

2.土壤含水量和水分常數

土壤含水量：一般指以水深（mm）表示的土層所含的水量；也可用土壤重量含水率和土壤容積含水率表示。

凋萎含水量：植物根系無法從土壤中吸收水分，開始凋萎時的土壤含水量。二、土壤水(續)

毛管斷裂含水量：毛管懸著水的連續狀態開始斷裂時候的含水量，低於此值時，連續供水狀態遭到破壞。

田間持水量：指土壤所能保持的最大毛管懸著水量。當土壤含水量超過此值時，多餘的水分以自由重力水的形式向下滲透。

飽和含水量：指土壤中所有孔隙都被水充滿時的土壤含水量。各土壤水分常數相應的水分存在形式與作用力風乾最大吸濕量凋萎含水量最大分子持水量毛管斷裂含水量田間持水量飽和含水量吸濕水水分存在形式薄膜水毛管水重力水結合水自由水作用力15分子力毛管力重力10000316.25個大氣壓0.30.0011.下滲率和下滲能力下滲是水從土壤表面進入土壤內的運動過程。影響某次降水下滲過程的主要因素有降雨強度及歷時、土壤含水量、土壤質地、地表坡度、植被及土地利用狀況等。下滲率(f)

——單位時間、單位面積上的實際下滲量。穩定下滲率(fc)

——處於穩定不變時的下滲率。下滲能力(fp)

——充分供水時的下滲率。

下滲過程可用各時段下滲量F(mm)和各時刻下滲率f(mm/h)表示。三、下滲三、下滲(續)2.下滲的物理過程

對於充分乾燥的土壤，在充分供水條件下，下滲分為三個階段：滲潤階段：下滲水分受分子力作用，被乾燥土壤顆粒吸附形成薄膜水，直至土壤含水量達最大分子持水量。滲漏階段：水分在毛管力的作用下向下層透水的同時，土壤空隙中的自由水在重力作用下沿空隙向下流動，直至土壤飽和。滲透階段：水分在重力作用下呈穩定運動。此時的下滲率稱穩定下滲率。三、下滲(續)

下滲曲線是充分乾燥的土壤在充分供水的條件下得出的地面上某一點的下滲過程線。三、下滲(續)3.下滲曲線

下滲能力的變化規律，可用下滲公式或下滲曲線表達。例如霍頓下滲公式：

fp（t）=（f0－fc）e－kt+fc

式中：fp（t）—t

時刻下滲率；f0—初始下滲率；

fc—穩定下滲率；k—遞減指數。

上式中f0、fc及k都是反映土壤特性的，只要求出這些參數，公式就確定了。霍頓下滲公式屬於經驗公式，其參數只能根據實驗資料來推求。

三、下滲(續)4.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；fptFR(2)i<fc，則整個下滲過程均按雨強下滲；fptFifpt(3)fc<i<fp0

，則先按雨強下滲，後按下滲能力下滲。i<fp，實際下滲率f=ii>fp，實際下滲率f=fp

第五節蒸散發一、概述

水由液態轉化為氣態的過程稱為蒸發，被植物根系吸收的水分，經由植物的莖葉散逸到大氣中的過程稱為散發或蒸騰。蒸發面為水面時稱為水面蒸發；蒸發面為土壤表面時稱為土壤蒸發；蒸發面是植物莖葉稱為植物散發。流域面上的蒸發稱為流域總蒸發，是流域內各類蒸發的總和。

在充分供水條件下，某一蒸發面的蒸發量，稱為蒸發能力。一般情況下，實際蒸發量小於或等於蒸發能力。

二、水面蒸發1.水面蒸發的影響因素動力因素：水汽分子擴散，空氣對流和紊動(風速)；熱力因素：太陽輻射、水溫、氣溫等；其他因素：空氣濕度，水質、水體的大小及深淺等。二、水面蒸發(續)2.水面蒸發的觀測

一般無出流量，除非大暴雨引起蒸發器漫溢；沒有滲漏水量。故：IPEt=t1t=t2常用蒸發器：

20cm型、80cm型、E601型(直徑61.8cm)。大型蒸發池：器口面積10m2、20m2、100m2。大型蒸發池所測水面蒸發量與自然條件水體的蒸發量接近。但蒸發器所測蒸發量須換算成天然水體蒸發量：E=kE器三、土壤蒸發1.土壤蒸發率和蒸發能力土壤蒸發率：單位時間單位面積上的土壤蒸發量(E)。土壤蒸發能力：充分供水時的土壤蒸發率(Em)。2.土壤蒸發的影響因素土壤的實際蒸發量取決於蒸發能力、供水條件兩個方面。三、土壤蒸發(續)3.土壤蒸發的物理過程(1)>田，E=Em

整個土層水分輸送通暢，供水充分，按蒸發能力蒸發，蒸發量大而穩定。(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水的形式供給蒸發，蒸發量小而穩定。(2)斷<<田，E=f(Em,)

土層中部分毛管水斷裂，供水不充分，隨著

的減小，連續狀態愈來愈多地遭到破壞，蒸發量急劇減小。毛管斷裂含水量(3)田間持水量(2)(1)E/Em

1.植物散發的影響因素(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，植物散發達到或接近散發能力。隨著土壤含水率的減少，植物散發漸減。當土壤含水量低於凋萎含水量後，植物散發基本停止。(3)植物種類和生理階段作物係數1.0

k

ksE/Em2.植物散發的規律四、植物散發五、流域總蒸發1.流域總蒸發的規律根據蒸發面不同，流域蒸發包括：水面蒸發、土壤蒸發、植被散發和冰雪蒸發等。對絕大多數流域，總蒸發主要包括土壤蒸發和植物散發。1.0(3)(2)(1)E/Em

b

a

(1)>a，E=Em（注:

a<

田)

供水充分，蒸散發量大而穩定。(2)b<<a，E=(

)Em（注:

b<

斷)

供水不充分，蒸散發量隨的減小而減小。(3)<b，E=CEm，C=0.05~0.10流域總蒸發量計算(有多種方法，這裏只介紹水量平衡法)五、流域總蒸發(續)

PER思路：對閉合流域，滿足水量平衡程：P=E+R+

W在P,R,

W已知的基礎上，確定出E。

因

W很難確定，實用中水量平衡法只適用於W0情況下E的確定。第六節徑流流域蓄滲過程徑流形成過程坡地匯流過程河網匯流過程坡面匯流壤中匯流地下匯流1.流域蓄滲過程降雨P植物截留In填窪D植物散發ET下滲f蒸發E下滲f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。一、徑流的形成過程從降雨(或融雪)到水流彙集至河流出口斷面的整個過程。2.坡地匯流過程降雨P植物散發ET下滲f蒸發E下滲fRsRssRgRsRsRssRg坡地匯流過程坡面匯流:水流速度快,匯流時間幾分鐘～幾小時;壤中匯流:水流速度中,匯流時間幾小時～幾天;地下匯流:水流速度慢,匯流時間幾天～幾百天。3.河網匯流過程tQ

各種徑流成分注入河網後，在河網內沿河槽作縱向流動和彙集的過程。從坡地匯流注入河網開始，至輸送到出口斷面為止。河槽調蓄作用：漲水時，注入河網量>從出口斷面流出量，蓄水。落水時，注入河網量<從出口斷面流出量，放水。二、徑流形成的影響因素影響徑流形成的因素可分為三類：1、流域的氣候因素包括降雨、蒸發。2、流域的地理因素包括流域地形、流域的大小和形狀、河道特性、土壤、植被、湖泊和沼澤等。3、人類活動因素通過農、林、水利等措施使蒸發與徑流的比例、地面徑流與地下徑流的比例、徑流量的時空分佈等發生變化。三、河流水量補給形式河流水量的基本來源是降水。河流水量補給按水流進入河槽的途徑不同，可分成地表水補給和地下水補給兩類。

地表水補給有可分為雨水補給、融雪水補給、永久積雪或冰川融水補給、湖泊沼澤水補給四種形式。地下水補給可分為淺層地下水補給和深層地下水補給兩種形式。

天然河流都包含兩種以上形式的補給，稱為混合補給。我國大部分河流在夏、秋季以地表水補給為主；冬季則以地下水補給為主。二、徑流的表示方法和度量單位1.徑流量(W)：是指時段t內通過某一斷面的總水量。常用單位為m3，萬m3

，億m3，(m3/s)月，(m3/s)d等。2.流量(Q)：單位時間通過某一斷面的水量，單位為m3/s。流量隨時間的變化過程用流量過程線表示。時段平均流量是指徑流量W(m3)除以時段長度t(s)。3.徑流模數M(L/s/km2)

單位流域面積上的平均流量，單位為L/s/km2。

M=1000Q/A

日、月、年、多年平均徑流模數。二、徑流的表示方法和度量單位(續)4.徑流深R(mm)[次、月、年徑流深]

計算時段內的徑流總量平鋪在某斷面流域面積上的深度。

R(mm)=W(m3)/1000/A(km2)5.徑流係數

徑流深度R與產生它的降水深度P之比。=R/P6.水位過程線、流量過程線、水位流量關係曲線流量過程線三、我國河川徑流分佈

我國多年平均徑流深284mm，年徑流係數0.433，呈自東南向西北遞減趨勢。按徑流深的大小，可劃分為豐水、多水、過渡、少水、乾涸五個明顯不同的地帶。

七、流域水量平衡方程qXZY2W2Y1W1X——時段內區域降水量；Y1——時段內地面徑流流入量；W1——時段內地下徑流流入量；Z——時段內蒸發量；Y2——時段內地面徑流流出量；W2——時段內地下徑流流出量；q——區域生產和生活用水量。七、流域水量平衡方程qXZY2W2Y1W1第三章水文測驗及水文資料收集第一節概述一、水文觀測專案

水位、流量、泥沙、降水、蒸發、地下水位、水溫、冰情、水化學成分等。二、水文測站分類基本站：水文主管部門為掌握全國各地的水文情況而設。專用站：為某種專門目的或某項特定工程的需要由各部門自行設立。實驗站：為對水文現象的變化規律作深入研究而設立的。第二節水位觀測與計算一、水位的定義河川、湖泊等水體的自由水面相對於某一基面的高程。二、水位的基面有多種基面：大沽、黃海、廢黃河、吳淞。。。

1956年後，規定統一採用56黃海基面；

1985年又重新規定85黃海基面。三、水位的觀測常用的設備有水尺和自記水位計兩大類。水面在水尺上的讀數+水尺零點的高程=水面的水位值。四、水位資料整編

如何根據一日內各次觀測的水位計算日平均水位、月平均水位和年平均水位？

當一日內水位變化較大，且為不等時距觀測時，可採用面積包圍法計算日平均水位。

當一日內水位變化緩慢，或水位變化雖較大，但為等時距觀測時，可採用算術平均法計算日平均水位。

根據平均水位可算出月平均水位和年平均水位。第三節流量觀測與計算

一、流速儀測流及流量計算流量測算包括斷面測量、流速測量和流量計算三部分。1、斷面測量在斷面上佈設一定數量的測深垂線，測出每條垂線的起點距和水深。測深垂線的位置可根據斷面情況佈置在河底轉折處，一般主槽較密，灘區較稀。施測時的水位-水深=測深垂線的河底高程起點距是指測深垂線至起點樁的水準距離。測流斷面示意圖水深H(m)H1H2H3H4H5F1F2F3F4F5F6b1b2b3b4b5b6起點距(m)2、流速測量在天然河道上，只要條件允許，一般使用流速儀測流速。測出的是水流中任意指定點的平均流速。我國主要採用旋杯式和旋槳式兩類流速儀。由感應水流的旋轉器、記錄信號的記數器和保持儀器正對水流的尾翼三部分組成。

測速原理：旋杯或旋槳受水流衝擊而旋轉，流速愈大，旋轉愈快。根據每秒轉數與流速的關係，可推算出測點的流速。

K、C——儀器的檢定常數與摩阻係數。2、流速測量（續）用流速儀測流時，要根據流速在斷面上分佈的特點，選擇若干條垂線作為測速垂線，並在每條垂線上選定若干測點進行測速。

垂線的數目及每條垂線上的測點數目和位置參見教材P24表3-1。3、流量計算流速計算的步驟如下：（1）垂線平均流速vm的計算

有一點法、二點法、三點法、五點法。3、流量計算（續）一點法：二點法：三點法：五點法：3、流量計