第一讲-水文水资源基础

三个层次：掌握：理解准确、透彻的基础上，能熟练自如地运用并分析解决实际问题；熟悉：能说明其要点，并解决实际问题；了解：概略知道其原理及应用范畴。1第一讲水文水资源基础

（上）清华大学水利系唐莉华2005年7月10日2主要内容一、水文循环与水量平衡二、降雨、蒸发三、入渗、土壤水、地下水四、河川径流五、水文测验与水文资料整编六、水文统计3一、水文循环及水量平衡水文学：

研究地球上江河、湖泊、冰川、地下水和海洋等各种水体的存在数量、分布及变化规律的科学。与气象学、地理学、生态环境学等关系密切。41.1水文循环：

（1）地球上水的存在形式：

汽态、液态、固态

（2）存在位置：

空气中、地表、地下、生物体内

5水文循环的概念：

地球表面的广大水体，在太阳辐射作用下蒸发变成水汽，上升到空中，被气流带动输送到各地，在这过程中，水汽遇冷凝结，以降水的形式降落到地面和海洋，降至地面的那部分水，再从河道或渗入地下以地下水形式补给河流流入海洋。水分这种往返循环、不断转移交替的现象称为水文循环或水循环。

6

水循环的外因：

太阳辐射能和地球引力的存在

水循环的内因：

水物理三态(气、液、固)之间的相互转化自然界水循环据其规模及涉及的地域可分为：

大循环：海洋和陆地之间的水分循环

小循环：海洋内或者陆地内的水分循环7水文循环的意义：①直接影响气候变化：②改变地表形态：③造成再生资源：④负面影响：干旱，洪涝灾害81.2水量平衡：指地球任一区域(可以是某个流域、湖泊、沼泽、海洋或某个地区，也可以是整个地球)，在一定时段内(时段可以是日、月，也可以是一年、数十年或更长的时间)，收入的水量与支出的水量之差等于该区域内的蓄水变量(蓄水变量指时段始末区域内蓄水量之差)。水量平衡是水文循环的定量描述，是质量守恒定律在水文循环中的特定表现形式。9

式中:

I

—给定时段内输入研究区域的总水量；

O

—给定时段内输出研究区域的总水量；

△W

—时段内研究区域蓄水量的变化量。上式中各变量的单位：km3

或mm

I－O=△W水量平衡方程：10

若以地球陆地为研究水量平衡对象，某时段△t内的水量平衡方程可写成：

△Wc

=Pc－

R－Ec

式中:Ec：在时段内陆地的蒸发量；

Pc：在时段内陆地的降水量；

R

：时段内由陆地流入海洋的径流量；

△Wc

：在时段内陆地蓄水量的变化量。（1）地球上的水量平衡11若以海洋为研究水量平衡对象，某时段△t内的水量平衡方程可写成：

△Ws

=Ps＋R－Es式中:Es

：海洋在时段内的蒸发量；Ps

：海洋在时段内的降水量；R

：时段内由陆地流入海洋的径流量；△Ws

：海洋在该时段内蓄水量的变化量。12上二式相加得：即全球多年平均水量平衡为：蒸发＝降水—陆地水量平衡方程—海洋水量平衡方程在多年平均的情况下，

△Wc→0，△Ws→0，则13河流流域的定义：河流某断面以上，汇集地表水和地下水的区域（称做地面集水区和地下集水区）统称做河流在该断面以上的流域。

由分水线包围的集水区域。（2）河流流域的水量平衡14非闭合流域/闭合流域：★非闭合流域：

若地面分水线与地下分水线在位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重合常称这种流域为非闭合流域。★闭合流域：

若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种流域为闭合流域。15

P+RGI=E+RSO+RGO+q+△W式中:P：流域给定时段的降雨量；E：净蒸发量；

对于不闭合流域，其水量平衡方程为：△W

：时段初及时段末流域蓄水量的变化量。q：给定时段内流域内工农业及生活净用水量；RGO：给定时段内从地下流出的水量；RSO

：给定时段内从地面流出的水量；RGI：给定时段内从地下水流入的水量；16

P=E+R+△W闭合流域水量平衡方程为：

对于闭合流域:

在方程

P+RGI=E+RSO+RGO+q+△W中RGI=0，如果q较小，则可取q=0，合并RSO+RGO=R17式中:：流域内多年平均降水量；：流域内多年平均径流量；：流域内多年平均蒸发量。对于多年平均的情况，闭合流域的水量平衡方程式为：18令～多年平均径流系数，其反映流域降雨量转换成径流量的比例系数。～多年平均蒸发系数,其反映流域降雨量转换成蒸发量的比例系数。

将式两边除以，则该式变成因此，

0、

0

用以反映流域气候地理特性。如湿润地区：

0>0.5;半干旱地区：

0<0.3;干旱地区:

0<0.119二、降水与蒸发2.1降水：

是指液态或固态的水汽凝结物，从天空下降至地面而成的液态水或固态水的现象。降水是气象要素之一，也是水循环中重要的一个环节。

(1)降水的各种形态

①雨②雪③霰④雹20

（2）降水的成因：①大气中存在水分，即水汽；

②降温，降至露点温度以下，或空气冷却③大气中存在吸水性的微粒(凝结核)

露点：空气中水汽达到饱和时的温度。当大气温度下降到露点以下时，则形成了水汽凝结的必要条件。

大气凝结核：指飘浮在大气中的尘粒，其直径约10-3~10μm。大气凝结核由固态物质、溶液滴或两者的混合物组成，其化学成分很复杂，最常见的是氯、氮、碳、镁、钠、钙等化合物。21（3）降雨的分类及其特性

按气流上升运动的原因，常把降雨分成四种类型：对流雨:地形雨:锋面雨:气旋雨:22

对流雨(亦称对流性降水)发生的条件：地面受辐射温度升高，下层暖湿空气膨胀上升，则暖湿空气在上升过程中形成绝热冷却，水汽则会凝结成云（淡积云

浓积云

积雨云），形成降雨。1）对流雨：23

对流雨发生的特点：

对流雨是在大气不稳定的条件下产生的，多发生在夏季酷热的午后；

其水平尺度很小(0.1～50公里)，降雨历时较短（几十分钟），形成阵性降水，常称阵雨。

降水强度的变化很大。对流性降水常伴有雷暴（伴有闪电和雷声），称为雷阵雨。24暖湿空气在运移过程中，因受地形（如山脉等）影响而被抬升，则由于动力冷却而形成的雨。

地形雨发生的条件和特点：2）地形雨因气流（空气）的湿度、温度、抬升速度及地形特点的差异而不同。

地形作用一般使山的迎风面的降水量大，而背风面降水量减少。25由于不同性质的气团相遇所形成的雨称为锋面雨。气团：

物理属性（物理属性主要是温度、湿度、大气静力稳定度等物理量）在水平方向差异很小的空气质点群体。其水平范围可达几百万平方公里，铅直厚度可达几公里至十几公里。3）锋面雨:26气团的分类：

按气团的热力性质不同,可划分为：冷气团(比其所经下垫面冷)和暖气团（比其所经下垫面暖）;

按湿度特征的差异可分为：干气团和湿气团；27

按其静力稳定度的区别可分为稳定气团和不稳定气团；

按气团的发源地的不同常分为极地气团和热带气团两大类，再按发源地带的海陆差别，这些气团还可划分为一些亚类。28在北半球的主要气团有：

北冰洋气团：形成于北极的北冰洋，空气极寒且干燥。

极地气团：形成于除北极的北冰洋以外的中、高纬度地区，比较寒冷，其中形成于大陆上的有极地大陆气团、西伯利亚气团；形成于海洋上的有极地海洋气团。29

赤道气团：

形成于赤道海洋上，既热又很潮湿，有时难以将它和热带海洋气团相区别。

热带气团：形成于热带、副热带的暖气团。其中形成于大陆上的，称为热带大陆气团；形成于海洋上的称为热带海洋气团。30

•锋面：温度或密度差异很大的两个气团相遇，接触区形成一过渡带，简称锋面。锋面是倾斜的，坡度很小，一般约为1/100，冷气团在下，暖气团在上。锋面的铅直厚度约1公里，水平宽度在近地面约数十公里，其高度可达400公里以上（延伸到对流层顶），锋的水平范围可延伸数百公里甚至数千公里。•锋线：锋面与地面交线称为地面锋线，也简称为锋。31

暖锋雨暖锋：冷暖气团相遇时，暖气团较强起主导作用，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动。特点：

(1)雨区位于锋线前方；

(2)降雨强度较小(锋面坡度小，介于1/100~1/300，暖湿气团上升缓慢）；

(3)云和降雨区面积较大。水文气象学将锋面二侧冷暖气团移动方向的不同，所形成的锋面雨分成以下几种类型：32冷锋雨:冷暖气团相遇时，冷气团较强起主导作用，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动。根据冷锋推移速度的不同，又分为慢行冷锋和急行冷锋两种：慢行冷锋:冷锋运移速度较慢慢行冷锋特点：•云和雨区分布及降雨强度与暖锋雨相仿；雨区位于锋线后方。33冷锋运移速度较快，使得暖湿气团产生剧烈的上升运动，锋面坡度较陡，介于1/40~1/80（41～820）。

急行冷锋雨特点：降雨在锋线附近，降雨强度大历时短、雨区窄

急行冷锋：34当冷暖锋面势均力敌，则锋面在一定地区来回摆动，称为准静止锋。或指移动很缓慢呈准静止状态的锋。准静止锋:准静止锋雨的特点：

降雨持续时间较长

降雨强度比较小

雨区比暖锋雨更广如江淮一带6、7月的常出现的阴雨天气即为典型的准静止锋雨。35当有三种冷暖性质不同的气团（如暖气团、较冷气团、更冷气团）相遇时，便会产生两个锋面，此两锋面相遇并逐渐合并起来，原来暖气团被迫抬离地面，锢囚在高空，这样形成的锋称作锢囚锋。锢囚锋：36气旋：北（南）半球，由于地球离心力、偏向力及摩擦力的共同作用下，大气中水平气流呈逆（顺）时针旋转的大型涡旋。在同高度上，气旋中心的气压比四周低，又称低压。在低气压中心区，气流从四周向中心辐合，垂直方向上运动是上升的，即暖湿气流辐合上升，在水平面上温度和湿度变化很大，故常常有凝结降水现象。可出现大范围降雨和大风的天气现象，称为气旋雨。4）气旋雨37热带气旋发生在热带海洋上强烈的气旋性涡旋，即所谓的台风。风的水平尺度约几百公里至上千公里，铅直尺度可从地面直达平流层低层，是一种深厚的天气系统。台风中心气压很低，一般在990～870百帕（1hpa=1dyn/cm2)之间，中心附近地面最大风速一般为30～50米/秒，有时可超过80米/秒。气旋按其生成的地理位置不同，可分为热带气旋和温带气旋38热带气旋的危害：

强风引起的巨大海浪，可对海洋船舶造成很大破坏；当台风移近海岸时，狂风可引起大范围巨大的海潮（风暴潮）。台风中心经过的地区常有大暴雨或特大暴雨，日雨量可高达1000毫米以上，造成大范围洪涝。它是重要天气系统之一，一些河流特大洪水均与热带气旋有关。39风速平均风力分类10.8～17.1m/s6～8级热带低气压17.2～32.7m/s8～9级热带风暴10～11级强热带风暴>32.7m/s>12级台风（按中国气象部门规定分类）按热带气旋地面中心附近风速大小，可分为：40温带气旋雨（锋面气旋）

锋面气旋是由锋面的波动产生的，多发生于温带的极地气团和热带气团的交界面之上，这种波动也称气旋波。温带地区的降水大部分同锋面气旋有关，气旋活动的频次、强弱对人类最密集的温带地区的经济和社会活动有重要的影响，因此它是最受重视的天气系统之一。41温带气旋主要出现在中、高纬度地区。温带气旋范围大，风区长，在海上形成大风、降水和雷暴等危险天气和巨浪，在冬季有时也能引导冷空气南下，形成寒潮天气。温带气旋的特点：42影响中国近海的温带气旋（主要发生在两个地区）：①从中国长江中下游到日本南部海上，命名为江淮气旋和东海气旋②从蒙古中部到中国东北的大兴安岭东侧，命名为蒙古气旋和黄河气旋43

1)暴雨(>50mm/24h)暴雨：50~100大暴雨：100~200特大暴雨：>2002)大雨：25~50mm/24h3)中雨：10~25mm/24h4)小雨：<10mm/24h

(4)降雨的观测

按降雨强度大小，降雨可分为暴雨、大雨、中雨、小雨四种：441、雨量器

承雨器；

漏斗；

储水瓶；

雨量杯观测降雨量的常用仪器有：2、自记雨量计：虹吸式/翻斗式45由于雨量观测站观测到的降雨量仅代表其周围小范围内的降水量，故称为点降水量。（5）降雨的特性分析

点降水量：46

降雨量

为一定时段内降落到地面上的总雨量(mm)

降雨历时

一次降雨所经历的时间(天或小时)；

降雨强度

为单位时间内的降雨量(mm/min或mm/h)；

点降雨特性可用以下几个特征值描述:47

降雨面积

指降雨笼罩的水平面上的面积，其反映雨区的大小；

降雨中心

指降雨面积上降雨量最为集中且范围较小的局部地(区)点。48

降雨量过程线：

降雨量在时间上的变化特性的图形表示：★降雨量过程线/降雨强度过程线降雨量过程线图注：其纵坐标为时段内降雨量（即为降雨强度），横坐标为时序，通常以直方图或曲线表示。49②

累积降雨过程线注：其横坐标为时序；纵坐标为降雨开始到各时段的降雨量的累积值。累积降雨量曲线图50降水强度~历时曲线图降雨强度过程线降水强度-历时曲线说明：

根据一场降雨的降雨强度过程线，统计其不同历时内最大平均降雨强度，以其为纵坐标，以历时为横坐标，由大至小绘成的变化曲线。它的变化规律是雨强与历时长短成反比。③

降水强度-历时曲线：51面平均降水量

流域降雨量的计算实际生产上水文工作多以流域作为研究对象，面降雨量多指流域平均雨量，通常称为面平均雨量。一般由已知的各点雨量来推求面雨量。52该法适用于流域内地形起伏不大，雨量站分布较均匀较密的情况。

由点雨量估算面雨量的常用方法：

1)算术平均法：式中:

pi

各雨量站同时期的降雨量(mm)；

n

测站数；

流域平均降雨量。53分水岭2)泰森多边形法（面积加权平分法或垂直平分法）泰森多边形法示意图△A5P554Pi=(Pi+Pi+1)/2=（40+20）/2=303)降雨量等值线法等值线法计算示意图(单位：mm)100.670.35966.447.758.938.22020404060604040F2F3FiPiF1(=Pi)(=Pi+1)80流域边界55

求流域平均降水量精度较高，适合于地形变化显著的流域；绘制等雨量线需较多站点雨量资料；不同时段的等值线图需重绘，工作量大。等值线法的优点：

能反映出降雨量在空间的实际分布情况。等值线法的不足点：56为了反映流域面降雨量的特性，可用以下两种降水特性综合曲线来反映：1）面平均雨深~面积曲线：

首先绘制出一场或一定历时的降雨的等雨量线，从最大降雨深处(即降雨中心）开始量取不同等雨量线所包围的累计面积，并求出相应各包围面积上的面平均雨深，点绘面平均降雨量与相应面积曲线，即为雨深-面积曲线。

面降雨量特性分析57对一场降雨的不同历时分别绘出其等雨量线，再作出相应的雨深~面积曲线，综合绘在同一张图上，即可得到平均雨深~面积~历时曲线。面平均雨深~面积~历时曲线该曲线的一般规律：

当历时一定时，随面积F增大，平均雨深R降低；

当面积一定时，随历时t增加，平均雨深R增大。2）面平均雨深~面积~历时曲线58（6）中国降雨特性我国多年平均年降水量：648mm全球陆面平均降水量：800mm亚洲：

740mm59按年降水量多少划分为五个降水量带：分区年降水(mm)分布地区1)十分湿润带>1600mm东南沿海，云南西南部，广西南部，西藏东南角，湖南、江西、四川山地2)湿润带800～~1600mm长江中下游地区，云贵川和广西大部分地区3)半湿润带400～800mm华北平原，东北大部分，山西、陕西大部及甘肃东南部，四川西北，西藏东部4)半干旱带200～400mm内蒙，宁夏，甘肃，新疆西北部5)干旱带<200mm内蒙、宁夏、甘肃沙漠区，青海、新疆的盆地60全年降水主要在夏半年，由于季风的进退影响，导致雨季的迟早及历时的长短在地区上有所不同。

长江以南：雨季在3~6月或4~7月

华北与东北地区：雨季为6~9月（大部分集中在7、8两个月）

西南地区：雨季在5~10月（11~4月为旱季）

新疆西部地区：终年降水量不大，但四季较均匀降水量的年内变化61我国年降水量年际变化很大，且有连续多年雨量偏多或连续多年雨量偏少的现象。年降水量越少的地区，其年际之间的变化越大。＊降水的年际变化可用各地历年最大年降水量(Pmax)与最小年降水量(Pmax)之比值K来表示：中国降水量的多年变化特点62•西北地区：

K>8.0

说明丰枯变化很大。•北京地区：

1959年P=1405mm，1869年P=242mmK=1405/242=5.8•

南方多雨地区：

K=1.5-3.0

说明年际间降雨相对均匀；•北方少雨地区：

K=3.0-6.0

说明丰枯变化较大；63

暴雨：指在短时期出现的大量降水，大暴雨往往形成大洪水。特大暴雨是一种灾害性天气,往往造成洪涝灾害和严重的水土流失,导致工程失事、堤防溃决和农作物被淹等重大的突发事故，另一方面，适度暴雨则是水资源的重要来源，可用来兴利。中国暴雨的时空分布特点64暴雨：

50~100mm大暴雨：100~200mm特大暴雨：>200mm

我国西部为暴雨低值区，东南沿海及海南岛为暴雨高值区，海河、黄河、淮河及长江的下游均为大暴雨区。中国规定的暴雨量级：65•4-6月：东南季风登陆，大暴雨主要出现在长江以南地区，是华南地区汛前暴雨和江南梅雨期暴雨出现的季节；•6-7月：季风南移，暴雨区主要发生在江淮流域，是长江中下游的梅雨期；•7-8月：由于西南与东南季风盛行，暴雨区主要发生在华北、川西、东南沿海多热带气旋暴雨。中国大陆上暴雨主要集中在三个时期：662.2蒸散发水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程。它属于水由液态或固态变为气态的相变过程。水汽分子的不规则运动，会使一部分逸出去的水分子又回到水（或冰）面，因此蒸发量就是从水（或冰）面飞出的水汽分子通量与回到水（或冰）面的水汽分子通量的差值。蒸发是气象要素之一。在自然界中，蒸发是海洋和陆地水分进入大气的唯一途径，是地球水文循环的主要环节之一。67

蒸散发水文学中指自然界水面蒸发、土壤表面蒸发和植物散发的总称。

植物蒸散（蒸腾）

在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。

蒸发

水面与土壤表面的水变成水汽的过程。68水面蒸发是在水分充分供给条件下的蒸发现象。用以反映当地蒸发能力的一个指标。

蒸发率／蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。

(单位:mm/day,mm/min)（1）水面蒸发

蒸发量：某个时段内单位面积蒸发的水量。

(单位:cm3/cm2=cm或mm)蒸发量的大小可用以下特征量表示：69①水汽饱和水压差：②水面温度T：③风速：④湍流：水面蒸发的影响因素：70蒸发器类型有：

φ-20型，φ-80型

E-601型

大型蒸发池(φ=5m，A=20m2和φ=11.3m，

A=100m2两种)。确定水面蒸发量通常有两种途径：水面蒸发的测定：

通过气象观测资料进行计算(计算法)

对水面蒸发进行实测(器测法)器测法（用蒸发器进行测定）71小型蒸发器的折算系数：读数均为同期的观测数据，K

值随蒸发皿类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出，如：东北地区：K=0.9；长江流域：K=0.82折算系数法：主要目的是把小型蒸发皿观测到的蒸发量推求大水体的实际蒸发量。72建立蒸发量与水汽压差和风速的经验公式：式中:es

当时温度下水面的饱和水汽压，(hPa)

ez

水面上方z高度的实际水汽压，(hPa)

f(u)

近地层中某高度的风速函数大多数风速函数形式为f(u)=A+Bu,A,B

为经验系数，或f(u)=un，

n=0.5－1.0计算法（建立蒸发量与地面观测得到的气象要素特征值的经验关系）73土壤蒸发：土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程。土壤蒸发过程要比水面蒸发复杂，除影响水面蒸发的几种因素(气温、水面温度、饱和差及风速)外，还与土壤性质(结构、色泽等)、土壤中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。(2)土壤蒸发74土壤蒸发持续进行的条件：

经常有热量到达土面，以提供水分汽化所需的汽化热；

土面的水气压高于大气的水气压；

土面能从土壤内部本身获取到水分。75常用称重式土壤蒸发皿，其根据水量平衡原理来确定土壤蒸发。该方法适合于点的测定。计算公式见后。土壤蒸发量的测定：确定土壤蒸发量通常也有两种途径：①利用仪器直接测定:76式中:E～观测时段内土壤蒸发量(mm)

G1、G2～时段初和时段末筒内土样的重量(g) P～降水量(mm)

R～径流量(mm)

q～渗漏量(mm)0.02～换算系数(500cm2为蒸发皿的蒸发面积)根据所测定的有关数据，按水量平衡对土壤蒸发建立公式计算求得：77

其中：Rs

～来自太阳与天空的短波辐射的射入通量；

Rsρ～表示地球表面反射的短波辐射，ρ为反射率；Rl

～表示长波辐射的净通量等于来自天空的长波辐射与地表反射和发射的长波辐射之差；②根据热量平衡及土壤水动力学原理对土壤蒸发

建立理论或半经验公式计算求得式中，Rn～净辐射，Rn=Rs(1-ρ)+RlLEt

～散发作用中所吸收的能量。H～加热空气的能量，称显热或感热；G～用于加热土壤的能量，称为热的储存率。（单位：卡/d·cm2）78

式中，Et

～水汽通量密度(g/cm2·sec)

Kv

～水汽涡流传导系数(cm2/sec)

Z～高度(cm)

ρa～空气的密度(在20oC和1013毫巴时为1.2×10-3g/cm3)

～水的分子量与空气分子量之比(0.622)

Pa～大气压(毫巴)

e

～空气的水汽压(毫巴)③空气动力学法(剖面法，应用紊流传导方程)79植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。植物散发是一物理～生物的过程，水分从叶面气孔中扩散出去的量可受气孔开闭程度而受到调节。在水文学中认为水面蒸发、土壤蒸发与植物散发是不可分割的，故统称为陆面蒸发。（3）植物散发(蒸腾)80流域总蒸发包括：

流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。（4）流域总蒸发量81流域总蒸发量估算方法：根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精度。①水量平衡法：82根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水量成正比。②模式计算法：83水量平衡法求流域蒸发量的公式：对于闭合流域，在某一时段内建立水量平衡方程：P=(E1-E2)+RSO+RGO+q+△W式中，P

~给定时段内的降雨量E1

~

给定时段内的蒸发量E2~给定时段内的水汽凝结量RSO~给定时段内的地面流出的水量RGO~给定时段内的地下水流出的水量q

~给定时段内流域内的用水量△W~给定时段内流域内的蓄水量变化值84蒸发能力E0：蒸发能力表示陆地表面保持充分湿润条件下的蒸散发的水量，它是反映某一地区水分消耗的潜势。估算方法有：①根据水面蒸发量估算：在相同气候条件下，流域总蒸发能力同水面蒸发有密切关系，因此，总蒸发能力可等于水面蒸发量乘以反映水面同流域陆面间热力状况差异的折算系数。这一系数与土壤特性、植物种类和植被度有关，可以根据实验站资料来确定。85而水面蒸发量可根据E601型蒸发皿观测到的蒸发量E601间接估算求到：式中，k为水面蒸发折算系数。86②根据辐射平衡值估算：总蒸发能力取决于流域地面获得的能量，根据热量平衡原理，总蒸发能力等于流域辐射平衡值、地面与大气间热交换量的净收入量和地面与深层土壤间热交换量的净收入量三者之和除以蒸发潜热。（单位：卡/d·cm2）式中，Rn～净辐射，Rn=Rs(1-ρ)+RlLEt

～散发作用中所吸收的能量。H～加热空气的能量，称显热或感热)；G～用于加热土壤的能量，称为热的储存率。87利用太阳辐射强度，日照时数、风速、温度、湿度等气候资料与实测总蒸发能力建立经验关系。③根据经验公式估算：88（5）中国蒸发的特点年蒸发量的地区分布：1）水面蒸发的地区分布特点：

低温湿润地区水面蒸发量小，高温干燥地区水面蒸发量大；

蒸发低值区一般多在山区，而高值区多在平原区和高原地区。89中国多年平均水面蒸发量最低值＝400mm，最高值＝2600mm，相差悬殊，可分为几个区：

年蒸发量在800mm以下的低值区：

东北地区（除平原区南部）

中国的中部，包括湖南、湖北西部，贵州、云南北部，四川大部，甘肃、青海东南部和陕西南部山区等；90

年蒸发量大于1200mm的高值区：

年蒸发量在800～1200mm的中间地带区：西北高原、盆地；青藏高原；华北东北平原；南部沿海；云南等；分布很广，如东北平原大部，海滦河流域的山区、海河平原北部，华北平原南部，长江流域的大部分地区等。91陆面蒸发的地区分布：陆面蒸发量的地区分布与降水、径流的地区分布有密切关系，呈东南向西北有明显递减趋势。说明中国的供水条件是陆面蒸发的主要制约因素。有一条300mm的（陆面）蒸发量等值线自东北向西南贯穿我国大陆，大体上将中国陆地的蒸发量分布情况分为二个区：92

此线以西大部分属于干旱和半干旱地区：

雨量少、温度低、属中国陆面蒸发量的低值区。

此线以东属湿润与半湿润地区：

南方湿润地区雨量大，蒸发能力达充分发挥（即充分条件下蒸发），为中国陆面蒸发量的高值区。

93海南岛东部>1000mm塔里木盆地、柴塔木盆地：<25mm陆面蒸发量的低值区陆面蒸发量的高值区300mm94年内蒸发量变化主要受温度、湿度和季节变化的影响，因此有：

一般南方变化小，北方大；山区变化小，平原区变化大；低纬度地区年内分配较均匀而高纬度地区年内分配非常集中。

夏季太阳辐射较强故蒸发增强，冬季由于气温低蒸发小。全年月的最小蒸发量一般出现在12月及1月。年蒸发量的年内变化95干旱指数

：干旱指数

是反映气候干湿程度的一个指标式中，E0～年蒸发能力；

P～年降雨量。96根据干旱指数的地区分布，分析各地的湿润和干旱程度。

>1.0，即蒸发能力超过降水量，说明该地区偏于干旱，反之，则气候湿润。干旱指数的地带性变化十分明显，并与降水量、年径流深的地带性分布一一对应。97干旱指数与降水分带的关系：气候分带年降水量（mm）年径流深（mm）干旱指数（

）十分湿润带>1600>800<0.5湿润带800～1600200～8000.5～1.0半湿润带400～80050～2001～3半干旱带200～40010～503～7干旱带<200<10>798三、土壤水、入渗及地下水土壤水入渗地下水993.1土壤水存在于非饱和带土壤孔隙中和为土壤颗粒所吸附水分。它具有三态：液态水、固态水及汽态水。土壤水是土壤─土粒、水、气三相系统的一个组成部分。在水文学中指地表土层中的水，广义的土层指整个包气带。土壤水分的增长、消退及动态变化同降水、蒸散发、地下水和径流有密切关系。1003.1.1土壤水的不同形式土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用之中，作用于土壤水的主要的力有分子力、毛细管引力和重力。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：101①吸湿水（强结合水/吸着水）土壤颗粒表面的分子对水分子具有很强的吸引力(称分子力)，故土壤颗粒表面能吸附大气中的水分子，则称这部分水为吸湿水。102吸湿水的特点：

土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层水分子受的吸力约1万个大气压（1大气压＝1.01×105N/m2=1.03kg/cm2)。吸湿水具有固态水的性质（

＝1.2~2.4),因此吸湿水不能自由移动。

只有在高温（105～1100C）条件下可转变成汽态散失，故吸湿水不能被植物所利用。103土壤可从大气中获得的最多的吸湿水称作最大的吸湿水量（土壤物理学中称吸湿系数）。其厚度可以从几个到近百个分子直径不等。最大的吸湿水量（吸湿系数）：104指土粒表面吸湿水达到最大量后，土颗粒剩余的分子力还能吸附水分，在吸湿水外表形成的膜状液态水。薄膜水的特点：主要受分子吸力作用（为31～6.25大气压），与液态水的性质基本相似，在吸力作用下能以湿润的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，或从土壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。②薄膜水（弱结合水）105毛管水按其是否与地下水潜水面有联系又分为：③毛管水/毛细水指依靠土壤中毛细管（一般指d<1mm的空隙称毛细管)的吸引力（毛管力,d=0.03~0.0006mm时，毛管力最为明显）而被保持在土壤孔隙中的水分。所受的吸力为6.25～0.08大气压。

毛管悬着水

毛管上升水/毛管支持水106是受重力作用而运动的那一部分水分，具有一般液态水性质，如可以在重力作用下产生水流运动，能传递压力等，因此，重力水不易保持在土壤上层，是形成地下水的重要来源。④重力水:1073.1.2几个常用的水分常数土壤水分常数是表征土壤水分形态和运动特性发生明显变化的特征值。不同形态水分的存在反映土壤不同的持水量级，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。主要的水分常数有：108⑴最大吸湿量（吸湿系数）土壤吸湿水达到最大值时的土壤含水量，指在饱和空气条件下土壤颗粒所能吸附的大气中最大水汽量，它反映了土壤吸附气态水的能力。土壤颗粒的分子力所能吸附或结合的水分的最大值称作最大分子持水量，此时薄膜水厚度达到最大值。⑵最大分子持水量109⑶凋萎含水量(凋萎系数)当土壤水分减少到一定量后致使植物根系无法从土壤中吸收水分，开始枯死时的相应最大土壤含水量称作凋萎含水量。110⑷田间持水量指土壤中所能保持的毛细管悬着水的最大量。当土壤含水量超过毛细管悬着水的最大量即田间持水量时，超过的部分不能为毛细管力所维持，则表现为自由重力水。田间持水量是土壤水分运动性发生明显变化的重要标志，是划分土壤持水与下渗的重要参数，对水文学具重要意义。水文学中田间持水量常以

fc

表示（相应的土壤吸力为1/3大气压＝0.34kg/cm2)。111⑸饱和含水量/全蓄含水量

s土壤中全部孔隙全被水所充满时的含水量称为饱和含水量。112⑴土壤重量含水率W：式中，Mw～土壤中水的重量(g)；

Ms

～土壤中干土重量(g)；

M～土壤的湿重，M=Ms+Mw3.1.3土壤含水量的表示方法（2）以水层深度h表示（单位：mm）

以便与降雨、径流深比较。113式中:

Vw～土壤中水的容积

(cm3) V～土样总体积(cm3)

与W的转换：其中：rw=1为水的密度，r0为土壤干密度。(3)土壤容积含水率θ1143.2入渗

3.2.1入渗的物理过程入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。包括三个阶段：渗润阶段渗漏阶段渗透阶段115⑴下渗量定量分析可用三种特征值来描述

入渗总量F3.2.2下渗的定量描述指入渗开始到某一指定时刻渗入到土壤中的累积水量（单位：mm）。用下渗量累积曲线表示下渗量随时程的增长过程。116

入渗率fi

/入渗强度指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：mm/h

或mm/min）。在某时刻t的入渗率应为入渗累计量F对时间的变化率：117在充分供水和一定土壤类型、一定土壤湿度条件下的最大下渗率称为下渗能力（单位：mm/h）。通常用下渗能力曲线来表示下渗率随时程的变化过程，简称入渗能力曲线。下渗能力随时程而递减，初期fp

很大，后期逐渐变小，最后趋于稳定:

fp

fc=const.fc称为稳定下渗率（渗透能力）。

土壤入渗能力/容量/性能

fp入渗能力曲线fc118①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。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：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。⑵下渗量的测定119根据非饱和水运动理论进行推导，把入渗率fp表达为时间t的递减函数。常用的公式有：

菲利普公式：式中,s~土壤吸水系数；

fc

~稳定下渗率；

t~

从初始时刻算起的时间。s、fc

可由实验资料来确定。该公式的不足之处是：当t=0，ft→∞，故不合理。⑶入渗率的数学表达式120式中，ft~t时刻的入渗率

fc

~

稳定入渗率

f0~

t=0时刻的初始入渗率

β

~

递减指数，是与土壤物理性质有关的指数

e

~自然对数底(e=2.7183)Fc、f0、β可根据实验资料来确定。

霍顿公式根据霍顿公式，t=0,ft=f0；

t

∞,ft=fc由此可见，霍顿公式比菲利普公式更符合实际。1211、不能保证土壤表面充分供水a）i>fp

即降雨强度i在研究时段内大于土壤入渗能力fp

实际入渗过程可概化成如下不同特点：在土壤物理学中称这样的入渗过程为：“受土壤剖面控制”3.2.3天然条件下的入渗的特点降雨强度i余水形成积水或流走ftfp(t)122b）i<fp

即降雨强度i

在研究时段内总是小于土壤入渗能力fp

，则实际的入渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)。在该情况下全部降雨渗入土壤。降雨强度曲线处在入渗能力曲线下方ftfp(t)i(t)123当i(t)<fp(t)t0<t<t1f(t)=i(t)

C）fc<i<fp

即降雨强度i介于fc和fp

之间当i(t)>fp(t)t>t1

f(t)=fp(t)ftfp(t)t0t1受通量控制受剖面控制i(t)fc124造成空间变异性的原因：土壤特性空间分布的差异、植被、坡度及土地利用情况（人类活动如水土保持、植树造林、平整土地、农田基本建设和都市化等）的不同；

土壤含水率及土壤蒸散发在空间上的差异；

降雨时间和空间上分布不均匀性和强度差异。2、入渗在空间上存在变异性1253.3地下水

存在于地表以下岩土的孔隙、裂隙和洞穴中的水统称为地下水。地表以下含水的岩土可分两个带。上部为包气带（非饱和带），该带岩土的空隙中除水以外还包含空气。下部为饱水带（饱和带），岩土的空隙被水充满，其分界为地下水潜水面。

水文学中把地下水潜水面以下饱和带中的水称作地下水。126

3.3.1地下水分类根据埋存条件，地下水又可以分为以下二类：1、潜水

潜水是指埋存于地表以下，第一个连续稳定的隔水层以上具有自由水面的重力水。它主要的补给来源是降水和地表水的渗入。127

1）它具有自由水面（潜水面）通过包气带与大气相通，因此潜水可以直接受到降水和地表水的补给，另一方面也可以通过蒸发、植物散发方式从包气带垂向向大气排泄。

2）潜水大致沿潜水位较高处向水位较低处流动，由于地形切割或岩性变化，潜水流可集中排泄于地表成泉，称作下降泉。潜水流还可分别泄流进入河、湖或海中。

潜水的特点：128承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的地下水，它承受一定的压力，当钻孔打穿上覆隔水层时，水能从钻孔内上升到一定的高度。2、承压水129具有承压性质，含水层可明显地分为补给区、承压区及排泄区三个部分。a.

补给区：补给区的上部没有隔水层，该区地下水具有自由水面，实际上是潜水，它直接接受降水及地表水的补给。

承压水的特点：

130

b.承压区：系指隔水顶板以下，被水充满的含水层。其主要特征是：

承受静水压力具有压力水头；

由于承压区与补给区在地域上不一致，故其性质受当地气象水文因素影响较小，参与水文循环远不如潜水积极，因此水量不易补充恢复。c.排泄区：系指承压水流出地表或流向潜水的地段。承压水常以地表水、潜水、泉水的形式排出。131四、河川径流流域与水系河川径流的形成及径流的度量河川径流的动态变化1324.1流域与河系4.1.1流域及流域的主要特征★

流域的定义河流某断面以上，汇集地表水和地下水的区域（分别称做地面集水区和地下集水区）统称做河流在该断面以上的流域。133

流域面积

A,单位km2

指分水线所划定的范围在水平面上投影的面积。★

流域的主要特征:(1)流域的几何特征

流域长度L,单位km

指流域的轴长，可用作图法求到。134气候条件

以各种的气象因子来描述。

流域平均宽度B

：km

流域的形状系数

KB=A/L

K=B/L=A/L2(2)流域的自然地理特征地理位置

以地理的经度和纬度来表示。135

可用流域平均高程、平均坡度S表征。

流域的土壤岩石性质和地质构造

流域地形特征反映了流域下垫面的特征，影响到降水入渗的多小，土壤的蓄水性及地下水运动等。

可用流域地形图表征；136PP/PL/PM⑤流域的植被率和湖沼率植被率PP=AP/A

湖泊率PL=AL/A

沼泽率PM=AM/A式中，PP、PL、PM

～分别为流域内的植被、湖泊和沼泽面积；P～流域总面积。降雨截留量径流R通过调查或遥感信息提取137

地表水在重力作用下，沿陆地的凹地流动，按其大小可分为江、河、溪和沟，这些统称为河流，而流域中河流（包括干流、支流）和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成一个庞大的系统，称水系，又称河系或河网。4.1.2河系的特征

(1)概述:河系汇聚全流域的地表和地下水，最终注入海洋、湖泊或消失于荒原。水系的名称通常以它的干流或以注入的湖泊、海洋命名，如长江水系、太湖水系、太平洋水系等。138汇入干流的河流均称为一级支流，而汇入一级支流的河流则称为二级支流，以此类推。河流按不同的级别划分为：河系中取长度最大或水量最多的河流为干流。

支流:

干流：依据水流的流动方向从上至下分为五段：河源中游下游河口上游139(2)河系的主要特征：①河流长度

L:指河源到河口的轴线长度。140②流域河网密度D:式中，∑L~流域内干支流的总长度(km)A~流域面积(km2)定义为单位流域面积内的河流总长度，反映了流域对径流的调节能力，计算公式为：141式中，L~河流的实际长度(km);l~河流二端间的直线距离(km)③河流的弯曲系数

弯曲系数

越大，对洪水渲泄越不利。142④河流的落差和比降落差：河源与河口的垂直高差称为河流的落差。落差大表明河流水能资源丰富。河道比降：落差与河长的比值称为河流的比降。比降越大河道汇流越快。143

a.当河段的纵向河底线近于一条直线时，河道的计算表达式：河道比降的计算：式中，J~河段的比降;h1,h0

~河段两端河底高程; L~河段的长度144b.河段的纵向河底线呈折线或曲线时的河道比降计算表达式：式中，L~河段的长度(m)h0,h1,…hn~从下游到上游各点河底高程(m)l1,l2,…

ln~各点间的距离(m)Llnlill河底线hnhihlh00145径流：

指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二个途径流入河系，再流出流域出口断面的水流，这样的物理过程称作径流形成过程。4.2径流的形成和径流的度量

有时也指它的量，即在一定时段内通过某一河流断面的水量，称径流量。146

流域蓄渗指降雨的雨水耗于植物截留、下渗和填洼等综合过程。降雨形成地面径流之前，在流域中会被以上几个方面所消耗，不参与径流的形成：4.2.1径流形成过程可概化为二个过程：(1)产流过程或称为流域蓄渗过程147b.土壤蓄水量S指降雨入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的水量。a.

植物截留量

Is降雨被植物茎叶拦截的现象称截留，AP

IS

148

以上各种量不参与径流的形成，统称为:

雨量的损失量或地面滞留量。c.填洼量Vd水分停蓄在地面洼陷处（水库、湖、塘等），称填洼。d.雨间蒸散发量E149降雨形成的径流量/净雨量径流量(净雨量)=降雨量-损失量净雨量：降雨量和损失量之差，又称为径流量或产流量净雨量包括：

地面径流R

地下径流

Rg

150

壤中径流/表层流

Rin

指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。a.地面径流R

包括:坡面漫流Rs

指沿流域坡地成片连续流动的水流。151b.地下径流Rg包括:·浅层地下径流Rgs当下渗水流到达地下水面后，则形成地下径流它包括：指潜水面以下和第一个不透水层以上的含水层中的水流，亦称作无压地下水。152以上统称为地下径流，其特点是：

流量稳定；

地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流枯水期的重要来源。·深层地下径流

Rgd指第一不透水层以下的深含水层中的水流，亦称作有压地下水或承压水。153坡地汇流：

坡面汇流

壤中流

地下径流河网汇流：小沟

小溪

小河

大河流域出流(2)汇流过程：154河网汇流：指水流沿河网中各级河槽向出口断面的汇集过程。坡地汇流：指水流沿坡面和地下向河网的流动和汇集过程，它包括坡面汇流、表层汇流和地下汇流。当一次降雨形成的水流全部流出流域出口断面时，一次径流形成过程即告结束。因此，河网汇流可视为三种径流在时间上的再分配。155(1)流量Q

单位时间内通过某一过水断面的水量，可按下式计算：式中，A：过水断面的面积(m2)

V：过水断面的平均流速(m/s)4.2.2径流的度量Q=A×V

(m3/s)径流的度量常采用以下几个指标进行度量：156用来表示流域出口断面的径流随时间变化过程流量过程线

瞬时流量指某时刻的流量,如右图中的Q1，洪峰流量Qm等。

平均流量

指定时段内的平均流量，如日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量等。Q(m3/s)Tt1t2t(s)Q1Q(t)WQm157

指一定的时段内T(=t2-t1)通过的某一河流断面的总水量，(单位：m3)式中,Q(t)~流量过程线t时刻的瞬时流量;T=t2-t1~计算时段;~计算时段内的平均流量。(2)径流量

WQ(m3/s)Tt1t2t(s)Q1Q(t)WQm158式中，F~流域的面积(km2)；

T~时段(s) ~时段T内的平均流量(m3/s)(3)径流深

R

把径流量均匀地铺在整个流域面积上所相当地水层深度，单位：毫米(mm)159中国年径流深图5-50600-100050-100200-400<51000-16001600-2000160流域出口断面流量与流域面积的比值,即流域单位面积上所产生的流量：(4)径流模数

M依据Q的不同含义，M则有不同的称谓：

Q

若是(多)年平均流量，则M称为(多)年平均流量模数；

Q

若是洪峰流量，则M称为洪峰流量模数。161(5)径流系数

某一时段的径流深R与相应的流域平均降雨深P的比值，其反映了降雨量转换成径流量比例的一个参数：1624.2.3河川径流的动态变化（1）河川径流的年际变化

影响年径流年际变化的主要因素是：气候、流域下垫面状况及人类活动等。

反映年径流量的相对变化的特征值常用变差系数CV(=)表示。CV越大，表示年径流量的年际之间变化剧烈。163（2）河川径流的年内变化由于受气候及其他自然地理因素的影响，河川径流的年内变化是不均匀的。中国的大多数河流，由于受季风的影响，其年内变化特点是：

夏季降水量多，径流量大，为洪水期；

冬季降水量少，径流量小，为枯水期。164五、水文测验与水文资料整编基本知识水位观测及资料整理流量测验及资料整编水文资料收集1655.1概述

水文站网的规划、布设和调整，水文站网的规划指拟定和选择水文测站合理布局的方案。水文测验工作包括下列各方面：水文测验：

指系统地收集和整理水文资料的技术工作的统称。狭义的水文测验指水文要素的观测。水文测验是水文学的基础。166

水文测站上的观测按设站要求分别在站上进行水位观测，流量测验，泥沙测验，水质、水温、冰情、降水量、蒸发量、土壤含水量和地下水位等观测。

水文测验方法的研究和技术标准的制订（测验时制、度量单位、精度要求、计算方法和工作程序等），使得到的各项资料能在同一基础上进行比较和分析。167

水文资料整编按照统一的方法和格式，对测得的资料进行整理，汇编成为系统的成果。

巡回测验和水文调查。1685.1.1水文测站

水文测站:

水文测验的基本单位，其主要任务是对指定的地点的水文要素进行系统观测和整编。水文测站分为:

基本测站

专用测站169水文站网：系指在整个流域（或地区）上水文测站的总体。

基本测站：为掌握全国各地水文情况而设立的，故需统一规划和布设，对水文要素要长期观测，测验按规范进行。

专用测站：为专门科学研究或为某水利工程而设立的水文站，其工作内容由设站目的而定。1705.1.2

水文测站的设立(1)测验河段的选择

设站地点要服从总体布局的要求；

便于水文测验（保证测验结果有必要的精度）和资料的整理。171(2)水文站测验河段中各种测验断面的布设按所测定的项目不同，可分为以下四种测验断面：

基本水尺断面:

测定河流水位，及横断面面积

流速仪测流断面:测定水流的流速

流速仪测流断面:测定水流的流速

比降断面:分布有上下二个断面，用以测定河段的水面比降，进而估算河床的糙率172Du④

投放浮标断面①L/2L/2水准点水文站测验河段基本断面布设示意图②②③③④①

基本水尺断面/流速仪测流断面/浮标测流中断面②

浮标上下测流断面(L>50~80u)③

比降上下断面起桩点

>300基线173指水体的自由水面离开固定基准面的距离，我国目前一般统一采用黄海海平面作为基准面。水位观测的设备：5.2水位的观测与资料整理水位：5.2.1水位的观测：

自记水位计：能自动记录水位的连续变化过程

水尺：直立式、倾斜式、矮桩式、悬锤式174自计水位计：组成：感应、传感、记录型式：浮子式、压力式、超声波式水位观测的内容：基本水尺/比降水尺的水位观测观测时间：人工观测：（1）水位平缓变化缓慢时：每日8时一次或8时、20时两次（2）水位变化较大时：每日2、8、14、20时观测4次，洪水期加密观测175式中，Zi

～第i次水位观测值；

n～一日内水位观测的次数。5.2.2水位观测资料的整理

计算日/月/年平均水位

水位过程线日平均水位的计算：①算术平均法该法适合于水位变化缓慢或变化大但等时距观测的情况。176

Z0Z1Z2…Zi

…Zn-1Zn△t1△t2△t3…△ti…△tn-1△tnZ(m)t时间加权法求日平均水位示意图②时间加权法

该法适合于水位变化大且不等时距观测的情况。时间加权法计算公式：式中，Z0,Z1,…Zn

~一日内各次观测的水位值(m)△t1,△t2…△tn~相邻二次水位观测间的时距(hr)1775.3流量的测验流量:

单位时间内通过河流某断面的水量(m3/s)式中,Q~流量,m3/s;~断面平均流速,m/s;

A~过水断面面积,m2.178流量的测验的步骤：过水断面面积的测量流速的测量断面流量的计算179确定各测深点水位5.3.1测流断面的测量布置测深垂线测量各测深点的水深测定各测深点的横向位置(起点距)绘出过水断面图180起点桩b1bi起点距WiH1HiHi+1测深垂线断面索测流断面示意图1815.3.2流速的测量流速仪法浮标法182(1)流速仪法测速和流量计算a.测速设备：转子式流速仪，其主要构件有：

感应流速的旋转器

记录器

尾翼

铅鱼类型：旋杯式流速仪旋浆式流速仪183>5m

测速垂线上测速点的布置，常有一点式，二点式，三点式和五点式。b.断面上测速垂线和测速点的布设

当水面宽度>5m,测速垂线的数目≥5数目测点位置适合的水深(m)一点0.6hor0.5h<1.5二点0.2,0.8h1.5~2.0三点0.2,0.6,0.8h2.0~3.0五点水面,0.2,0.6,0.8h,河底>3.0184过水断面面积的总流量流量计算:计算流量的步骤：测点流速求垂线平均流速相邻二垂线间面积的平均流速部分面积上的流量185a.求垂线平均流速按测点数区分的公式名称计算公式适合的水深(m)一点法Vm=V0.6<1.5二点法Vm=(V0.2+V0.8)/21.5~2.0三点法Vm=(V0.2+V0.6+V0.8)/32.0~3.0五点法Vm=(V0.0+3V0.2+3V0.6+2V0.8+V1.0)/10>3.0【注】V0.2,V0.6,V0.8,V1.0分别表示相应水深为0.2h,0.6h,0.8h和河底处测点的流速186

H1H2H3H4H5W2W3W4W5W1W6

b1b2b3b4b5b6Vm1Vm5Vm4Vm3Vm2断面流量计算示意图已知各垂线平均流速，则可绘出流速分布图:187

中间部分面积按梯形面积公式计算：

岸边的部分面积按三角形面积计算：b.求测流面积上的部分面积188

中间部分面积上的平均流速计算：

靠岸边部分面积上的平均流速计算：式中，

Vm1~靠岸边第一条测线的平均流速

~流速系数/岸边系数:斜坡岸，

=0.7陡坡岸，

=0.8光滑坡岸，

=0.9死水边，

=0.6c.求部分面积上的平均流速189式中，

Wi

~断面上的部分面积(m2)e.过水断面平均流速的计算：式中，W~过水断面总面积(m2)d.过水断面流量的计算：~部分面积上的平均流速(m/s)190

a.水面虚流速的计算式中，

Vfi

~第i个浮标的虚流速(m/s)Lf

~上下浮标断面间的距离(m)Ti

~第i个浮标流经上下浮标断面的时间(s)

5.3.3浮标法测速和流量计算191Vf0Vm,i-1VmiWiVVfi

xb.绘制虚流速分布图：192

根据虚流速分布图，求部分面积的虚流量：

求断面总面积的虚流量：c.计算断面流量：193

Kf

~浮标系数(Kf

=0.7~0.95)浮标系数与浮标类型、风力风向及河流状况等因素有关。可通过流速仪与浮标测流的比测实验来确定，即利用同期二种方法测流的资料进行对比，从而求出Kf。

计算过水断面的平均流量式中，，为各部分虚流量之和；1945.4.1水位Z-流量Q关系5.4流量资料的整理一个水文站的水位和流量的关系是指测站基本水尺断面处的水位与通过该断面的流量之间的关系。整理水位与流量的关系有如下几种情况：195绘制以下几条曲线：Z(m)Q/F/V稳定的水位(Z)流量(Q)关系Z~Q

Z~F︱Q-FV︱≦0.01（1）稳定的Z–Q

关系曲线的确定①Z–Q

的关系曲线②Z-F(过水断面)的关系曲线③Z-V(断面平均流速)的关系曲线Z~V196天然河道的流量可用下式表示：式中，Q~流量；F~过水断面；