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1、水文水资源基础（上）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。 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。 1.1 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 水文循环的概念： 地球
2、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。 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 水文循环的意义： 直接影响气候变化： 改变地表形态： 造成再生资源： 负面影响：干旱，洪涝灾害 1.2 水量平衡：
3、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。 水量平衡方程： IO=W 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 （1）地球上的水量平衡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=PcREc式
4、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。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=PsREs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。在多年平均的情况下，Wc0，Ws0，则陆地水量平衡方程RPEcc海洋水量平衡方程RPEss上二式相加得：scscPPEE即全球多年平均水量平衡为：蒸发降水PE （2）河流流域的水量平衡 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
5、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。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。对于不闭合流域，其水量平衡方程为：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； 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； q：给定时段内流域内工农业及生活净用水
6、量；W：时段初及时段末流域蓄水量的变化量对于闭合流域: 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=R 闭合流域水量平衡方程为：P=E+R+W对于多年平均的情况，闭合流域的水量平衡方程式为：REP式中:：流域内多年平均降水量；P：流域内多年平均径流量；R：流域内多年平均蒸发量。E将式两边除以，则该式变成REPP1PE PR令多年平均径流系数，其反映流域降雨量PR0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PE0成蒸发量的比例系数。因此，0、0用以反映流域气候地理特性。如湿润地区：00.5;半干旱地区
7、：032.7m/s32.7m/s32.7m/s121212 级级级台风台风台风（按中国气象部门规定分类） 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。 (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： 1)暴雨(50mm/24h) 暴雨：50100 大暴雨：100200 特大暴雨：200 2)大雨：2550mm/24h 3)中雨：1025mm/24
8、h 4)小雨：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8001600mm 长江中下游地区，云贵川和广西大部 分地区3)半湿润带400800mm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200400mm内蒙，宁夏，甘肃，新疆西北部5)干旱带8.0 说明丰枯变化很大。 北京地区： 1959 年 P=1405mm，1869 年 P=242mm K=1405/242=5.8 中国暴雨的时空分布特点 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
9、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。 中国规定的暴雨量级： 暴雨： 50100mm 大暴雨：100200mm 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。2.2 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
10、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。 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。 蒸发 水面与土壤表面的水变成水汽的过程。 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。 （1）水面蒸发 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。 蒸发量的大小可用以下特征量表示： 蒸发量：某个时段内单位面积蒸发的水量。 (单位:cm3/cm2=cm 或 mm) 蒸发率蒸发强度：指单位时间内的蒸发量。 (单位:mm/day,mm/min) 水面蒸发的影响因素： 水汽饱和水压差：水面温度 T： 风
11、速：湍流：水面蒸发的测定： 确定水面蒸发量通常有两种途径： 对水面蒸发进行实测(器测法) 通过气象观测资料进行计算(计算法) 蒸发器类型有： -20 型，-80 型 E-601 型 大型蒸发池(=5m，A=20m2 和 =11.3m， A=100m2 两种)。 折算系数： 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，如用 E601 的实测蒸发量估算水库或 湖泊蒸发量。器器池池 蒸蒸发发器器读读数数蒸蒸发发池池读读数数 EEK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=0.8
12、2 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） 建立蒸发量与水汽压差和风速的经验公式：(mm/day)f(u)e(eEzs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=0.51.0(2)土壤蒸发 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
13、中水分含量、地下水埋 深、土壤表面特征和地形等因素有关。 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。土壤蒸发量的测定： 确定土壤蒸发量通常也有两种途径： 利用仪器直接测定: 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。 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：PqRGGE)()(02. 021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
14、) 0.02换算系数(500cm2 为蒸发皿的蒸发面积)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（单位：卡（单位：卡/dcm2）GLEHRtn式中，Rn净辐射，Rn=Rs(1-)+Rl 其中：Rs来自太阳与天空的短波辐射的射入通量；Rs表示地球表面反射的短波辐射， 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； LEt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。 空气动力学法(剖面法，应用紊流传导方程)1212 zzeeKPzeKPEv aa v aa t式中，Et水
15、汽通量密度(g/cm2sec) Kv水汽涡流传导系数(cm2/sec) Z高度(cm)a空气的密度(在 20oC 和 1013 毫巴时为1.210-3g/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）植物散发(蒸腾) 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。 （4）流域总蒸发量 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
16、域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。流域总蒸发量估算方法： 水量平衡法： 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。 模式计算法： 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。 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
