配套教学课件：工程水文学与水利计算.ppt

1、工程水文学工程水文学第一章第一章 绪论绪论一、水文学一、水文学二、水资源二、水资源三、工程水文学三、工程水文学一、水文学一、水文学 大气中的水汽，地上的江河、湖沼、海大气中的水汽，地上的江河、湖沼、海洋和地下水等，统称为洋和地下水等，统称为水体水体。水文学研究各。水文学研究各种水体的存在、循环和分布规律，水体的物种水体的存在、循环和分布规律，水体的物理与化学特性，以及水体对环境的作用，包理与化学特性，以及水体对环境的作用，包括对生物特别是对人类的影响。括对生物特别是对人类的影响。海洋海洋水体水体水库水库水体水体二、水资源二、水资源 地球表层可供入人类利用的水称为地球表层可供入人类利用的水称为水

2、资水资源源。水资源的特征包括。水资源的特征包括水量水量、水质水质、水能水能、水域水域。按水量角度，实用水资源通常指逐年。按水量角度，实用水资源通常指逐年可以得到恢复和更新的淡水可以得到恢复和更新的淡水，主要是江河湖，主要是江河湖库和浅层地下水水量库和浅层地下水水量，大气降水是补给源。，大气降水是补给源。全球陆地上多年平均年降水量约为全球陆地上多年平均年降水量约为800mm，中国为，中国为628mm，其中转换为江，其中转换为江河年径流量的水量折合水深河年径流量的水量折合水深284mm。我。我国水资源量仅次于巴西、前苏联、加拿国水资源量仅次于巴西、前苏联、加拿大、美国及印尼，居世界第六位。但因大、

3、美国及印尼，居世界第六位。但因为人口众多，只有世界人均占有量的为人口众多，只有世界人均占有量的1/4。耕地平均分摊水量为世界平均数的耕地平均分摊水量为世界平均数的3/4。中国降水量的地区分布不均匀，南部和东中国降水量的地区分布不均匀，南部和东南平均年降水量大于南平均年降水量大于1600mm；华北和东北；华北和东北为为400800mm；西北大部分地区；西北大部分地区200400mm；沙漠边缘地区少于；沙漠边缘地区少于100mm；新疆塔里木盆地和青海柴达木盆地小于新疆塔里木盆地和青海柴达木盆地小于25mm。各地降水量和江河径流量，在各年之间各地降水量和江河径流量，在各年之间和年内各月之间都不均衡，

4、使水资源利用困和年内各月之间都不均衡，使水资源利用困难，并造成洪涝和干旱灾害。难，并造成洪涝和干旱灾害。三、工程水文学三、工程水文学进入进入20世纪以后，大量兴起的防洪，世纪以后，大量兴起的防洪，灌溉、水电、航运、环境、农业、林业及灌溉、水电、航运、环境、农业、林业及城市建设，向水文科学提出了许多新课题，城市建设，向水文科学提出了许多新课题，并率先形成最重要的分支学科并率先形成最重要的分支学科 工程水工程水文学文学。工程水文学是应用水文知识于工程工程水文学是应用水文知识于工程建设（主要是水利工程）的一门学科。主建设（主要是水利工程）的一门学科。主要内容包括水文计算和水文预报。要内容包括水文计算

5、和水文预报。工程水文学课程将揭示水的循环，径流工程水文学课程将揭示水的循环，径流形成、水资源再生能力等水文规律，预估当形成、水资源再生能力等水文规律，预估当地未来水资源可能补充量的大小，为水利工地未来水资源可能补充量的大小，为水利工程，水资源开发与利用，以及城乡建设提供程，水资源开发与利用，以及城乡建设提供合理的水情依据。合理的水情依据。1水资源开发及利用水资源开发及利用 河河 塘塘干旱景象干旱景象湖泊湖泊干旱景象干旱景象河流河流干旱景象干旱景象工程水文学研究洪水形成原因和规工程水文学研究洪水形成原因和规律，通过各种途径预估未来可能出现的律，通过各种途径预估未来可能出现的洪水情势。研讨城市与乡

6、村防洪与排水洪水情势。研讨城市与乡村防洪与排水的工程与非工程措施的合理性和可行性。的工程与非工程措施的合理性和可行性。2防洪与排水防洪与排水洪水洪水溃堤溃堤水环境中水质的演变是与水体中水的水环境中水质的演变是与水体中水的运动和变化紧密联系的。工程水文学这门运动和变化紧密联系的。工程水文学这门课程有助于解和掌握这方面的理论和方法，课程有助于解和掌握这方面的理论和方法，也可就水利工程对环境的影响作出正确而也可就水利工程对环境的影响作出正确而深入评价与处理。深入评价与处理。3水质问题水质问题河流污染河流污染 工程水文学贯穿于水利工程实施过程：工程水文学贯穿于水利工程实施过程：1.1.水利工程的规划设

7、计阶段；水利工程的规划设计阶段；水文计算的主要任务是确定工程规模。水文计算的主要任务是确定工程规模。2.2.水利工程施工阶段水利工程施工阶段 水利工程施工期一般较长，工程水文学的任务就是要：水利工程施工期一般较长，工程水文学的任务就是要：1 1）为临时性建筑物如围堰、引水隧洞或渠道等，提供整）为临时性建筑物如围堰、引水隧洞或渠道等，提供整个施工期的天然来水情势预报（水文计算）；个施工期的天然来水情势预报（水文计算）；2 2）为日常工作的安排提供近期（如几天内）确切的水情）为日常工作的安排提供近期（如几天内）确切的水情预报（水文预报）。预报（水文预报）。3.3.水利工程管理运营阶段水利工程管理运

8、营阶段 水文计算的长期平均情势与水文预报短期水情相水文计算的长期平均情势与水文预报短期水情相结合，确定最经济合理的调度方式，是建成的工程充结合，确定最经济合理的调度方式，是建成的工程充分发挥作用。分发挥作用。第二节第二节 工程水文学的研究方法工程水文学的研究方法一、水文现象的基本规律一、水文现象的基本规律1.1.水文现象的确定性规律水文现象的确定性规律成因规律成因规律 水文现象的发生都有其客观的原因和具体的形成水文现象的发生都有其客观的原因和具体的形成条件条件因果关系。例如径流的丰枯变化（周期性），因果关系。例如径流的丰枯变化（周期性），降雨径流关系等。降雨径流关系等。2.2.水文现象的随机性

9、规律水文现象的随机性规律统计规律统计规律 水文现象又受偶然因素的影响，在一定程度上表水文现象又受偶然因素的影响，在一定程度上表现出非确定性现出非确定性随机性。例如河流某断面每年出现随机性。例如河流某断面每年出现最大洪峰流量的大小和出现的时间。最大洪峰流量的大小和出现的时间。3.3.水文现象的地区性规律水文现象的地区性规律 气候因素的地区性规律对水文现象的影响。例如气候因素的地区性规律对水文现象的影响。例如我国河川径流量的分布受降雨量分布的影响，呈现出我国河川径流量的分布受降雨量分布的影响，呈现出自东南沿海向西北内陆逐渐减少的地区性规律。它综自东南沿海向西北内陆逐渐减少的地区性规律。它综合反映了

10、确定性和随机性规律。合反映了确定性和随机性规律。二、水文研究的基本方法二、水文研究的基本方法1.1.成因分析法成因分析法 利用水文现象的确定性规律来解决水文问题。利用水文现象的确定性规律来解决水文问题。通过观测资料和实验资料研究，建立水文现象与通过观测资料和实验资料研究，建立水文现象与其影响因素之间的定量关系。在水文现象基本分析和其影响因素之间的定量关系。在水文现象基本分析和水文预报中应用广泛。水文预报中应用广泛。2.2.数理统计法数理统计法 根据水文现象的随机性，以概率论为基础，运用根据水文现象的随机性，以概率论为基础，运用数理统计方法，可以求取长期水文特征值系列的概率数理统计方法，可以求取

11、长期水文特征值系列的概率分布，从而得出工程规划设计所需要的设计水文特征分布，从而得出工程规划设计所需要的设计水文特征值。在水文计算中运用广泛。值。在水文计算中运用广泛。3.3.地区综合法地区综合法 根据气候要素和其它地理要素的地区性规律，可根据气候要素和其它地理要素的地区性规律，可以按地区研究受其影响的某些水文特征值的地区变化以按地区研究受其影响的某些水文特征值的地区变化规律，绘制成等值线或建立地区经验公式，利用它们规律，绘制成等值线或建立地区经验公式，利用它们可以求出资料短缺地区的水文特征值。可以求出资料短缺地区的水文特征值。第二章第二章 水文循环与径流形成水文循环与径流形成第一节第一节 水

12、文循环水文循环 第二节第二节 河流与流域河流与流域 第三节第三节 降水降水 第四节第四节 下渗下渗 第五节第五节 蒸散发蒸散发 第六节第六节 径流径流 第一节第一节 水文循环水文循环 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。从海洋直接输送到内陆的水汽，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

13、越小。二、地球上的水量平衡二、地球上的水量平衡 水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域、水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水量任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。的变化量。水量平衡方程：水量平衡方程：SOII I、O O给定时段内输入、输出该地区的总水量给定时段内输入、输出该地区的总水量 S S时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为：cccSERP若以海洋为研究对象，其水量平衡方程为：若以

14、海洋为研究对象，其水量平衡方程为：oooSERPScSc大陆在研究时段内蓄水量的变化量大陆在研究时段内蓄水量的变化量SoSo海洋在研究时段内蓄水量的变化量海洋在研究时段内蓄水量的变化量对多年平均情况，对多年平均情况，ScSc、SoSo 趋于零。所以：趋于零。所以：ooccERPERP合并得：合并得：ococEEPP或或EP 全球多年平均全球多年平均降水量等于多降水量等于多年平均蒸发量，年平均蒸发量，为为1130mm1130mm一、河流一、河流第二节第二节 河流与流域河流与流域金沙江俯瞰金沙江俯瞰 河流底部有水流的部分称为河床。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

15、称滩地。1 1河流形成和分段河流形成和分段河床河床主槽滩地枯水位洪水位上游上游 紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。中游中游 河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。下游下游 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。河口河口 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；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、青海的格尔木河和甘肃的石羊河等。河流长度 L（km）简称河长，自河源沿河道至河口的长度，在地形图上量出。河口河源2 2河流特性河流特性河流横

16、断面 垂直于水流方向的断面称为横断面，简称断面。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。河流纵断能反映河床的沿程变化。落差 河段两端的河底高程差 河道纵比降 当河流纵断面近于直线时01hhhLhJh0 h1 h2 h3 h4 h5 l1 l2 l3 l4 l5 L L 2012211102)()()(LLhlhhlhhlhhJnnn1 12 21 1=2 2 纵断面呈折线时纵比降计算示意图 二、流域二、流域 河流某断面的集水区域称为该断面的流域。流域的周界称为分水线。地面分水

17、线闭合且与地下分水线重合的流域称为闭合流域。流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系，河系或河网。干流分水线流流 域域出口断面集水面积支流水系 流域面积F（km2）在地形图上定出流域分水线，然后量出它所包围的面积。分水线流域面积流域面积河流 河网密度 单位面积河流总长度称为河网密度,表示一个地区河网的疏密程度。河网Flii 流域长度L（km）流域的轴长。流域轴线流域轴线 （1）以河口为圆心绘制同心圆 （2）作圆弧的割线交于流域周线 （3）通过割线中点作流域轴线，轴长为流域长度流域流域出口出口 流域平均宽度B（km）流域面积与流域长度的比值 B B F F/L L 流域形状系数 流域平均宽度与流域

18、长度的比值 f f B B/L L F F/L L 2 2 流域平均高度H（m）与平均坡度J 将流域划分成100以上的正方格，定出每个方格交叉点上的高程及坡度，这些格点的高程和坡度的平均值为流域平均高度和平均坡度。流域的自然地理特征 流域的地理位置、气候、地形、植物被覆、土壤特性，地质构造，沼泽及湖泊情况等，都是与流域水文特性密切有关的自然地理特征。水汽压 空气中水汽压力。饱和水汽压 在一定温度下，空气中水汽压的最大值。温度越高，空气中饱和水汽压越大，反之则越小。第三节第三节 降水降水 一、降水成因一、降水成因饱和差 在一定温度下，饱和水汽压与空气中的实际水汽压之差，称为饱和差。若实际水汽压超

19、过了饱和水汽压，空气中多余的水汽就会发生凝结。露点 水汽量不变，在气压一定的条件下，气温下降，空气达到饱和水汽压时的温度称为露点。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，上升过程中温度下降，当降到露点温度以下时，就会达到过饱和而发生凝结，形成水滴。一旦水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。降水常按照使空

20、气抬升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。二、降水分类二、降水分类对流雨 是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，特点是雨强大，雨面小，历时短。成都市成都市 地形雨 空气在迁移途中，因受地形作用而被抬升，动力冷却而成云致雨。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，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，习惯上统称为锋。锋面活动产生的降水称为锋

21、面雨。其特点是降雨范围大，历时长。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静止锋。气旋雨 当一地区气压低于四周气压时，周围的气流就要向该处汇集。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，形成气旋雨。在低纬度的海洋上形成的气旋，称为热带气旋，气象部门将其分为三类：热带低压风力67级；台风风力811级风；强台风风力12级以上。台风雨的特点是降雨不均，中心雨强大，历时不长。降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带，半湿润带、半干旱带、干旱带五类

22、地区。三、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8001600mm，年降水日数平均120160d。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400800mm，年降水日数平均80100d。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200400mm，年降水日数平均6080d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部

23、。干旱带 年降水量少于200mm，年降水日数低于60d，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。降水量以降落在地面上的水层深度表示，单位mm。8时至次8时降水量为当日降水量。降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。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。一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。1 1雨量器雨量器雨量筒雨量筒 称重式 可连续记录降水重量，包括雪、冰雹及混合降水。虹吸式 记录累积雨量曲线。翻斗式 翻斗每承接0.1mm雨水向记录器输送一个脉冲信号。

24、较为适用作遥测雨量计。2 2自记雨量计自记雨量计翻斗式雨量计翻斗式雨量计 称重式式雨量计称重式式雨量计虹吸式雨量计虹吸式雨量计虹吸式自记雨量计虹吸式自记雨量计承雨器承雨器时钟时钟虹吸管虹吸管记录纸记录纸容器容器浮子浮子储水瓶储水瓶自记笔自记笔 气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等资料，可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻。3 3雷达探测雷达探测目前水文业务利用地球静止卫星云图资料。在卫星云图上，一些天气系统可以根据特征云型分辨出来。4 4气象卫星云图气象卫星云图 算术平均法 当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变

25、化不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量nliipnP1五、流域平均雨深计算五、流域平均雨深计算 加权平均法（泰森法）当流域内雨量站分布不均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量式中，fi/F 表示第i 雨量站的面积权重。niiifPFP11 泰森法划分雨量站控制面积示意图泰森法划分雨量站控制面积示意图。f1 f2 f3 f4 P1P2P3P4某一流域某一流域有有n n个雨量站个雨量站 P P1 1,P P 2 2,P P n n 要求划分各雨量站权重面积要求划分各雨量站权重面积(1)(1)勾绘勾绘n n-个锐角三角形个锐角三角形(2)(2)绘制三角形绘制三角形

26、各边的垂直平分各边的垂直平分线线(3)(3)量算量算n n个雨量个雨量站的权重面积站的权重面积f f1 1,f f 2 2,f f n n 等雨深线图法 当流域上雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。式中,fi 两条等雨深线间的面积；Pi fi 上的平均雨深。niiinnFfpFfpfPfPP12211第四节第四节 下渗下渗在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和带；地下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为包气带。存于包气带中的水称为土壤水，饱和带中的水称为地下水。一、饱和带和包气带一、饱和带和包气带 吸湿水 土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水，不能流动也不能被植物利用。

27、薄膜水 土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水，不受重力的影响。二、土壤水二、土壤水毛管水 土壤孔隙中由毛管力所持有的水分。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。土壤含水量 土壤含水量又称为土壤湿度，一定量的土壤中所含水分的数量。单位：mm 最大吸湿量：在饱和空气中，土壤所能吸附的最大水汽量。最大分子保持量：由土粒分子力所结合的水分的最大量。薄膜水厚度此时达到最大值。土壤含水量v凋萎含水量：植物无法吸收土壤水分而凋萎时的含水量。大于凋萎含水量的

28、土壤水分为有效水量。v毛管断裂含水量：毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值，土壤水分交换以水汽状态进行。下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影响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。三、三、下渗下渗 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 下渗水受分子力作用，直至土壤含水量达最大分子持水量。渗漏阶段 水在毛管力和重力的作用下向下层渗透，直至土壤饱和。渗透阶段 水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。如霍顿下渗公式 参数f0、fc及反映土壤特性，根据实验资料推求。f f（t t）=

29、（f f0 0f fC C）e et t+f fc c f 0 f ctft=（f0fc）e-tfc 霍顿下渗曲线（三）自然条件下的下渗过程（三）自然条件下的下渗过程1.下渗与雨强的关系下渗与雨强的关系（1）i1fp（2）i2fc（3）fci3fp2.下渗的空间分布下渗的空间分布（1 1）流域中土壤性质的空间分布不同）流域中土壤性质的空间分布不同（2 2）流域内土壤含水量空间分布不同）流域内土壤含水量空间分布不同（3 3）降雨在时间空间上分布不均匀）降雨在时间空间上分布不均匀（4 4）流域内各处地下水位高低不一）流域内各处地下水位高低不一（四）下渗实验与分析（四）下渗实验与分析1.直接测定法直

30、接测定法 （1）注水法：）注水法：同心环下渗仪同心环下渗仪 （2）人工降雨法）人工降雨法 2.水文分析法：水文分析法：流域水量平衡方程分析流域水量平衡方程分析)()()(tRtPtF)()()(trtitf)()()()(dvsSSStRtPtFdttdStrtitf)()()()(包气带水 埋藏于包气带中的水，包括吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水。潜水 又称浅层地下水，处于地表以下第一个不透水层上，具有自由水面的地下水。可通过重力作用流入河道。承压水 又称深层地下水，处于两个不透水层之间，具有压力水头的地下水。变化较为稳定，是河川枯水径流的主要补给源。四、地下水 一、蒸散发水由液态或固态转化气

31、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。第五节第五节 蒸散发蒸散发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合称为陆面蒸发。流域内各类蒸发的总和称为流域总蒸发。第一阶段：土壤蒸发主要发生在表层，蒸发量接近蒸发能力。第二阶段：土壤表面局部地方开始干化，蒸发速度逐渐降低。第三阶段：当毛管水完全不能到达地表，蒸发的水汽由分子扩散作用逸入大气，蒸发速度缓慢。湿润土壤干化过程分三个阶段土壤蒸发过程土壤蒸发过程Et第一阶段第一阶段第二阶段第二阶段第三阶段第三阶段EmE0土壤上层土壤上层土壤中

32、层土壤中层土壤下层土壤下层 水面蒸发主要与气象要素有关。在充分供水条件下，某一蒸发面的蒸发量，称为蒸发能力。植物散发随植物的品种和季节而不同。观测水面蒸发量的蒸发器有20cm口径蒸发器、80cm口径套盆蒸发器、埋在地下的60cm口径带套盆蒸发器（E601）。）。观测量应乘一折算系数，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。蒸发器蒸发实验站 径流是指降落到流域表面上的雨水，由地面与地下汇入河川，最终流出流域出口断面的水流。第六节第六节 径流径流一一、径流形成过程径流形成过程 降雨开始时，一部分滞留在植物枝叶上，称植物截留。降落到地面上的水量向土中入渗，

33、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，产生的超渗雨沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。扣除植物截留、下渗、填洼后的雨量进入溪沟，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，称为壤中流（表层流）。不透水层不透水层 不透水层不透水层 不透水层不透水层 R2 R1 f E P 包气带包气带通气层通气层径流形成过程径流形成过程（流域产流）（流域产流）VR3 潜水层潜水层浅层地下水层浅层地下水层R4深层地下水层深层地下水层压力水层压力水层 降水降水

34、蒸发蒸发下渗下渗植物截留与洼蓄植物截留与洼蓄地表径流地表径流壤中径流壤中径流潜水潜水深层地下水深层地下水河流河流 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇集，最后全部先后流经流域出口断面，这个汇流过程称为河网汇流。坡面汇流坡面汇流河网汇流河网汇流流域汇流过程流域出口流域出口 径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流阶段；坡面汇流及河网汇流称为汇流阶段。径流量W 指时段内通过某一断面的总水量。常用单位为m m3 3，万，万m m3 3 ，亿亿m m3 3，（，（m m3 3/s/s）月，（）月，（m m3 3/s/s）d d 等。TWQ 平均流量 径流量W与时段长度T 的比值，单位为m m

35、3 3/s/s 径流深R 将径流量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，以mm为单位。FWFTQR10001000若时段T（s）内平均流量为Q（m3/s），相应径流量W（m3）流域面积为F（km2）,则径流深R(mm)径流模数M(L/s/km2）流域出口断面流量与流域面积的比值FQM1000 径流系数 某一时段的径流深度与相应的降雨深度的比值=R/P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、干涸五个不同地带。三、河川径流的分布三、河川径流的分布丰水带 年径流深大于800mm，包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南

36、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之间，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

37、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。第三章第三章 水文信息采集与处理水文信息采集与处理 第一节第一节 测站与站网测站与站网一、测站一、测站测站分类：测站分类：按主要观测项目分：水位站、流量站（也按主要观测项目分：水位站、流量站（也称水文站）、雨量站、蒸发站等；称水文站）、雨量站、蒸发站等；按测站性质分：基本站、专用站，两者按测站性质分：基本站、专用站，两者相辅相成，专用站在面上辅助基本站，而基相辅相成，专用站在面上辅助基本站，而基本站在时间系列上辅助了专用站。本站在时间系列上辅助了专用站。二、水文站网二、水文站网 因为单个测站观测的水

38、文要素其信息只代因为单个测站观测的水文要素其信息只代表了站址处的水文情况，而流域上的水文情况表了站址处的水文情况，而流域上的水文情况则须在流域内的一些适当地点布站观测，这些则须在流域内的一些适当地点布站观测，这些测站在地理上的分布网称为测站在地理上的分布网称为站网站网。布站原则：布站原则：通过所设站网采集到的水文信通过所设站网采集到的水文信息经过整理分析后，达到可以内插领域内任何息经过整理分析后，达到可以内插领域内任何地点水文要素的特征值的目的。地点水文要素的特征值的目的。三、水文测站的设立三、水文测站的设立 建站包括建站包括选择测验河段选择测验河段和和布设观测断面布设观测断面 选择测验河段：

39、选择测验河段：保证工作安全和测验精度，保证工作安全和测验精度，有利于简化水文要素的观测和信息的整理分析有利于简化水文要素的观测和信息的整理分析工作，测站的水位流量之间呈良好的稳定关系工作，测站的水位流量之间呈良好的稳定关系（单一关系）。河道顺直、稳定、水流集中，（单一关系）。河道顺直、稳定、水流集中，河段规整。河段规整。布设观测断面：布设观测断面：布设基线、水准点和各种布设基线、水准点和各种断面，即基本水尺断面、流速仪测流断面、浮断面，即基本水尺断面、流速仪测流断面、浮标测流断面及比降断面。标测流断面及比降断面。第二节第二节 水位观测水位观测 水位指河流、湖泊、水库及海洋等水体的水位指河流、湖

40、泊、水库及海洋等水体的自由水面离开自由水面离开固定基面固定基面的高程。的高程。目前全国统一基面：目前全国统一基面：黄海基面黄海基面 水位观测设备：水位观测设备：水尺、自记水位计水尺、自记水位计 水位观测内容：水位观测内容：基本水尺、比降水尺基本水尺、比降水尺 水位观测资料整理：水位观测资料整理：日平均水位、月平均水位、日平均水位、月平均水位、年平均水位的计算。年平均水位的计算。（1）算术平均法）算术平均法 （2）面积包围法）面积包围法)()(.)()(4811132221110nnnnntZttZttZttZtZZ 第三节第三节 流量测验流量测验一、流速仪测流一、流速仪测流（1 1）测流原理）

41、测流原理 将河道断面划分为若干部分，用普通测量方法将河道断面划分为若干部分，用普通测量方法测算出各部分断面的面积，用流速仪施测流速并计测算出各部分断面的面积，用流速仪施测流速并计算各部分面积上的平均流速，两者的乘机，称为部算各部分面积上的平均流速，两者的乘机，称为部分流量，各部分流量之和为全断面的流量。分流量，各部分流量之和为全断面的流量。测流工作分为：测流工作分为：河道断面河道断面测量、测量、流速流速测量。测量。(2)(2)断面测量断面测量 在断面上布设一定数量的测深垂线，施测各在断面上布设一定数量的测深垂线，施测各条测深垂线的起点距和水深并观测水位，用施测条测深垂线的起点距和水深并观测水位

42、，用施测时的水位减去水深，即得各测深垂线处的河底高时的水位减去水深，即得各测深垂线处的河底高程。程。测深垂线起点距：测深垂线起点距：测深垂线至基线上的起点测深垂线至基线上的起点桩之间的水平距离，常用经纬仪、平板仪、六分桩之间的水平距离，常用经纬仪、平板仪、六分仪、全球定位系统（仪、全球定位系统（GPSGPS）等测量。）等测量。水深水深一般用测深杆、测深锤或测深铅鱼、超一般用测深杆、测深锤或测深铅鱼、超声波回声测声仪等测量。声波回声测声仪等测量。大断面：大断面：河道水道断面扩展至历年最高洪水河道水道断面扩展至历年最高洪水位以上位以上0.50.51.0m1.0m的断面。水上、水下两部分。的断面。水

43、上、水下两部分。（3 3）流速测量）流速测量（4 4）流量计算）流量计算 第四节第四节 泥沙测验与计算泥沙测验与计算悬移质泥沙：悬移质泥沙：悬浮于水中并随之运动悬浮于水中并随之运动推移质泥沙：推移质泥沙：受水流冲击沿河底移动或滚动受水流冲击沿河底移动或滚动河床质泥沙：河床质泥沙：相对静止而停留在河床上相对静止而停留在河床上一、悬移质测验与计算一、悬移质测验与计算含沙量（含沙量（Cs）：）：单位体积内所含干沙的质量，单位体积内所含干沙的质量，Kg/m3。输沙率（输沙率（Qs）：）：单位时间流过河流某断面的干沙单位时间流过河流某断面的干沙质量，质量，kg/s。（一）含沙量的测验（一）含沙量的测验

44、对所取水样，经过量积、沉淀、过滤、烘干称对所取水样，经过量积、沉淀、过滤、烘干称重等手续，得出一定体积浑水中的干沙重量。重等手续，得出一定体积浑水中的干沙重量。（二）输沙率测验（二）输沙率测验 包括包括含沙量测定含沙量测定与与流量测验流量测验两部分工作组成。两部分工作组成。（1）垂线平均含沙量：五点法、三点法）垂线平均含沙量：五点法、三点法（2）配合测流计算的部分流量，算得断面输沙率。）配合测流计算的部分流量，算得断面输沙率。VWCss（三）单位水样含水量与单沙断沙关系（三）单位水样含水量与单沙断沙关系 输沙总量、输沙过程输沙总量、输沙过程单沙：单沙：与断面平均含沙量有稳定关系的断面上有与断面

45、平均含沙量有稳定关系的断面上有代表性的垂线和测点含沙量；代表性的垂线和测点含沙量；断沙：断沙：相应地把断面平均含沙量简称断沙。相应地把断面平均含沙量简称断沙。第六节第六节 水文调查与水文遥感水文调查与水文遥感 目的：补充水文定位观测的不足。目的：补充水文定位观测的不足。内容：流域调查、水量调查、内容：流域调查、水量调查、洪水与暴雨调查洪水与暴雨调查、其、其它专项调查。它专项调查。一、洪水调查一、洪水调查 包括洪水痕迹、发生时间、灾情测量、洪水痕包括洪水痕迹、发生时间、灾情测量、洪水痕迹的高程，河槽、断面情况，推算洪水总量、洪峰迹的高程，河槽、断面情况，推算洪水总量、洪峰流量、洪水过程线及重现期

46、，调查报告。流量、洪水过程线及重现期，调查报告。二、暴雨调查二、暴雨调查 包括：暴雨成因、暴雨量、暴雨起讫时间、暴雨包括：暴雨成因、暴雨量、暴雨起讫时间、暴雨变化过程及前期雨量、暴雨走向及当时主要风力变变化过程及前期雨量、暴雨走向及当时主要风力变化等。化等。第七节第七节 水文数据处理水文数据处理 水文数据属国家公益性数据。水文数据属国家公益性数据。处理工作包括：收集校核原始数据；编制实处理工作包括：收集校核原始数据；编制实测成果表；确定关系曲线；推求逐时、逐日测成果表；确定关系曲线；推求逐时、逐日值；编制逐日表及洪水水文要素摘录表；合值；编制逐日表及洪水水文要素摘录表；合理性检查；编制处理说明

47、书。理性检查；编制处理说明书。本节重点是流量资料整编：水位流量关系、本节重点是流量资料整编：水位流量关系、逐时、逐日值的推求。逐时、逐日值的推求。一、水位流量关系曲线的确定一、水位流量关系曲线的确定（一）稳定的水位流量关系曲线（一）稳定的水位流量关系曲线（二）不稳定的水位流量关系（二）不稳定的水位流量关系 原因：原因：断面冲淤、洪水涨落、变动回水或断面冲淤、洪水涨落、变动回水或其他因素的个别或综合影响。其他因素的个别或综合影响。（1）洪水涨落）洪水涨落 （2）断面冲淤）断面冲淤（3 3）变动回水）变动回水（4 4）处理方法）处理方法（5 5）连时序法）连时序法二、水位流量关系的延长二、水位流量

48、关系的延长高水延长：高水延长：影响洪水流量过程，包括洪峰。影响洪水流量过程，包括洪峰。延长幅度不应超过当年实测流量所延长幅度不应超过当年实测流量所 占水位变幅的占水位变幅的30%。低水延长：低水延长：相对误差较大且影响历时长。相对误差较大且影响历时长。延长幅度不超过延长幅度不超过10%。（一）水位面积与水位流速关系高水延长（一）水位面积与水位流速关系高水延长（二）用水力学公式高水延长（二）用水力学公式高水延长（1 1）曼宁公式：曼宁公式：计算流速，用实测大断面资料延长水位计算流速，用实测大断面资料延长水位面积关系曲线，再延长水位流量曲线。面积关系曲线，再延长水位流量曲线。（2 2）斯蒂文斯法：

49、斯蒂文斯法：21321vRSn12QCA RSKAh（三）水位流量关系曲线的低水延长（三）水位流量关系曲线的低水延长 低水延长一般是以断流水位作控制进行水位流量关低水延长一般是以断流水位作控制进行水位流量关系曲线向断流水位方向所作的延长。系曲线向断流水位方向所作的延长。断流水位是指流量为零时的相应水位。断流水位是指流量为零时的相应水位。在水位流量曲线中、低水弯曲部分取三各点在水位流量曲线中、低水弯曲部分取三各点 （Za，Qa）、（）、（Zb，Qb）、（）、（Zc，Qc）代入上式，得：代入上式，得：以（以（Z0，0）为控制点，延长得低水曲线。）为控制点，延长得低水曲线。nZZKQ)(0bcabc

50、aZZZZZZZ220三、日平均流量计算及合理性经验三、日平均流量计算及合理性经验 当流量变化平稳时，可用日平均水位在水当流量变化平稳时，可用日平均水位在水位流量关系曲线上推求日平均流量。位流量关系曲线上推求日平均流量。当流量关系变化较大时，则用逐时水位推当流量关系变化较大时，则用逐时水位推求得逐时流量，再按算术平均法或面积包围法求得逐时流量，再按算术平均法或面积包围法求得日平均流量。求得日平均流量。据此计算据此计算月平均流量月平均流量和和年平均流量年平均流量。四、水文资料的刊布四、水文资料的刊布 水文年鉴：水文年鉴：测站分布图，水文站说明表及测站分布图，水文站说明表及位置图，各站的水位、流量