水量平衡方程课件.ppt

1、WUHEE工程水文学工程水文学武汉大学水利水电学院武汉大学水利水电学院WUHEE第二章第二章 水文循环与径流形成水文循环与径流形成F第一节第一节 水文循环与水量平衡水文循环与水量平衡一、自然界的水文循环一、自然界的水文循环 地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地地球上以液态、固态和气态的形式分布于海洋、陆地、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。、大气和生物机体中的水体构成了地球上的水圈。 水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结水圈中的各种水体通过不断蒸发、水汽输送、凝结降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水降落、下渗、地面和地下径流的往复循环过程，称为水文循环。文

2、循环。 水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到水文循环的范围贯穿整个水圈，向上延伸到10km左左右，下至地表以下平均右，下至地表以下平均1km深处。深处。WUHEE大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。大循环：海陆之间的水分交换过程，又称为外循环。小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水小循环：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，又称为内循环。前者称为海洋小循环，后到陆地上，又称为内循环。前者称为海洋小循环，后者称为陆地小循环。者称为陆地小循环。 水文循环是地球上最重要、最

3、活跃的物质循环之一水文循环是地球上最重要、最活跃的物质循环之一。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变。正是由于自然界的水文循环，才形成永无终止千变万化的水文现象。万化的水文现象。 水文循环也是水资源具有再生性的原因。水文循环也是水资源具有再生性的原因。WUHEEWUHEE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、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。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

4、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。WUHEE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：ococE

5、EPP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1130mm1130mmWUHEEF第二节第二节 河流与流域河流与流域一、河流一、河流 （一）河流的形成与分段（一）河流的形成与分段 地面径流长期侵蚀地面，冲成沟壑，形成溪流，最地面径流长期侵蚀地面，冲成沟壑，形成溪流，最后汇集成河流。后汇集成河流。 河谷、河槽或河床。河谷、河槽或河床。 上游、下游、左岸、右岸。上游、下游、左岸、右岸。 分段：沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、分段：沿水流方向，自高向低可分为河源、上游、中游、下游和河口五段。中游、下游和河口五段。 外流河、内流河或内陆河。外流河

6、、内流河或内陆河。 WUHEE（二）河流的基本特征（二）河流的基本特征 1. 1. 河流的长度河流的长度 自河源沿主河道至河口的距离称为河长（自河源沿主河道至河口的距离称为河长（kmkm）。）。 2. 2. 河流的断面：河流的断面： 横断面横断面 中泓线中泓线 纵断面纵断面 WUHEE3. 3. 河道纵比降：河道纵比降： 任意河段两端（水面或任意河段两端（水面或水底）的高差水底）的高差h h称为落差称为落差，单位河长的落差称为河，单位河长的落差称为河道纵比降。道纵比降。水面比降、河底比降水面比降、河底比降2012211102)(.)()(LLhlhhlhhlhhJnnnWUHEE二、水系及河流

7、地二、水系及河流地貌定律貌定律 斯特拉勒河流分斯特拉勒河流分级法级法：河流地貌定律：河流地貌定律： 河数律河数律 河长律河长律 面积律面积律 河流比降律河流比降律 WUHEEF流域流域 （一）流域（一）流域 汇集地面水和地下水的区域 即分水线所包围的区域 WUHEEWUHEE（二）流域基本特征（二）流域基本特征 流域面积（流域面积（F，km2） 河网密度（河网密度（L/F，km/km2） 流域长度（流域长度（L）和平均宽度（）和平均宽度（M） 流域形状系数（流域形状系数（M/L） （扇状流域、羽状流域）（扇状流域、羽状流域） 流域平均高度和平均坡度流域平均高度和平均坡度 流域自然地理特征流域自

8、然地理特征 （位置、气候、下垫面）（位置、气候、下垫面）WUHEE第三节第三节 降水降水F形式：形式： 雨、雪雨、雪、霰、雹、露、霜等、霰、雹、露、霜等F特征要素：特征要素： 降水量（降水量（mm) 降水历时降水历时(min，h，d) 降水强度降水强度(mm/h，mm/d) 降水面积降水面积(km2) 暴雨中心暴雨中心WUHEEF与降水有关的气象因素与降水有关的气象因素 降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气降水发生在大气中的对流层，对流层是地球大气中最底的一层。中最底的一层。 对流层的特点：对流层的特点： 1. 1. 气温随高度的增加而降低气温随高度的增加而降低 2. 2. 具有强烈的上

9、升和下降的气流具有强烈的上升和下降的气流 3. 3. 受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布受地表差异影响，对流层温度、湿度水平分布 不均匀。不均匀。 对流层又可分三部分：对流层又可分三部分：下层（地面下层（地面-1.5km-1.5km） 中层（中层（1.5km-6km1.5km-6km） 上层（上层（6km-6km-对流层顶部）对流层顶部）WUHEE对流层中与降水有关的主要气象因素有：对流层中与降水有关的主要气象因素有： 气温、气压、风、湿度、云、蒸发气温、气压、风、湿度、云、蒸发F降水的形成与分类降水的形成与分类 （一）降水的形成（一）降水的形成 水汽水汽、上升运动上升运动和和冷却凝结冷

10、却凝结三因素三因素 （二）降水的分类（二）降水的分类 1. 1. 对流雨对流雨 降雨强度大，历时短、雨区较小降雨强度大，历时短、雨区较小 WUHEEF地形雨地形雨WUHEEF锋面雨锋面雨WUHEEF气旋雨气旋雨 （1 1）温带气旋雨）温带气旋雨WUHEE（2 2）热带气旋雨）热带气旋雨WUHEEF影响我国降水（暴雨）的主要天气系统影响我国降水（暴雨）的主要天气系统 高空槽高空槽 锋面气旋锋面气旋 低涡低涡 切变线切变线 静止锋静止锋 锋区与降雨锋区与降雨 副热带高压副热带高压 热带风暴（台风）热带风暴（台风）WUHEEWUHEE四、降水量观测四、降水量观测（一）器测法（一）器测法 1. 1.

11、雨量器雨量器 分辨率分辨率0.1mm0.1mm。两段制观测，即每两段制观测，即每日日8 8时及时及2020时各观测时各观测一次。雨季增加观一次。雨季增加观测段次。测段次。 每日每日8 8时至次日时至次日8 8时降水量为当日降时降水量为当日降水量。水量。WUHEE2. 自计式自计式（1）虹吸式）虹吸式分辨率分辨率：0.1mm降雨强度适用降雨强度适用范围：范围：0.014.0mm/minWUHEE（2 2）翻斗式）翻斗式 分辨率分辨率：0.1mm0.1mm 降雨强度适用降雨强度适用 范围范围： 4.0mm/min4.0mm/min以内以内（3 3）称重式）称重式 记录降水时全部降记录降水时全部降水

12、的重量。优点在于能水的重量。优点在于能够记录雪、冰雹及雨雪够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。混合降水。WUHEEF（二）雷达探测（二）雷达探测 气象雷达是利用云、雨、雪等对无气象雷达是利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象来发现目标的。线电波的反射现象来发现目标的。 有效范围：有效范围：40200km。F（三）气象卫星云图（三）气象卫星云图 极轨卫星极轨卫星 地球静止卫星：地球静止卫星：可见光云图可见光云图 红外云图红外云图 WUHEE第四节第四节 土壤水、下渗与地下水土壤水、下渗与地下水F陆地上的三种水体：陆地上的三种水体： 地表水、土壤水、地下水地表水、土壤水、地下水WUHEE一、包气带和饱和带

13、一、包气带和饱和带包气带：包气带：土壤颗粒、水分、空气三相系统土壤颗粒、水分、空气三相系统饱和带：饱和带：土壤颗粒、水分二相系统土壤颗粒、水分二相系统WUHEE二、土壤水二、土壤水 包气带中的水称为土壤水。水分变化剧烈，是包气带中的水称为土壤水。水分变化剧烈，是水分通道，联系降雨、下渗、蒸发与径流的纽带。水分通道，联系降雨、下渗、蒸发与径流的纽带。 （一）土壤水分存在形式：（一）土壤水分存在形式： 1. 吸湿水吸湿水 2. 薄膜水薄膜水 3. 毛管水毛管水 （1 1）支持毛管水（毛管上升水）支持毛管水（毛管上升水） （2 2）毛管悬着水）毛管悬着水 4.4.重力水重力水WUHEE（二）土壤含水

14、量和水分常数（二）土壤含水量和水分常数1. 土壤含水量（率）土壤含水量（率） 一定量的土壤中所含水分的数量（一定量的土壤中所含水分的数量（mm）。）。 土壤重量含水率、土壤容积含水率土壤重量含水率、土壤容积含水率2. 2. 土壤水分常数土壤水分常数 （1 1）最大吸湿量）最大吸湿量 （2 2）最大分子持水量）最大分子持水量 （3 3）凋萎含水量（凋萎系数）凋萎含水量（凋萎系数） （4 4）毛管断裂含水量）毛管断裂含水量 （5 5）田间持水量田间持水量 （6 6）饱和含水量）饱和含水量WUHEE（三）土壤水分分布特征（三）土壤水分分布特征WUHEE三、下渗三、下渗（一）下渗的物理过程（一）下渗的

15、物理过程1. 渗湿阶段渗湿阶段分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。2. 渗漏阶段渗漏阶段毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。3. 渗透阶段渗透阶段 重力作用，水分饱和。重力作用，水分饱和。饱和水流非饱和水流WUHEE（二）下渗率和下渗能力（二）下渗率和下渗能力单位时间内渗入单位面积土壤中的水量单位时间内渗入单位面积土壤中的水量记为：记为：f f （mm/minmm/min，mm/hmm/h）霍顿下渗公式：霍顿下渗公式：f0：起始下渗率起始下渗率fc：稳定下渗率稳定下渗率 ：系数：系数tcceffftf)()

16、(0WUHEE（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）fci3fpWUHEE2. 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WUHEE（四）下渗实验与分析（四）下渗实验与分析1. 直接测定法直接测定法 （1）注水法：）注水法：同心环下渗仪同心环下渗仪 （2）人工降雨

17、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)()()()(WUHEE四、地下水四、地下水（一）类型：包气带水、潜水、承压水（一）类型：包气带水、潜水、承压水（二）地下水特征：（二）地下水特征：WUHEEWUHEE第五节第五节 蒸散发蒸散发F蒸散发是水文循环的重要环节。蒸散发是水文循环的重要环节。 对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。对径流形成来说，蒸散发则是一种损失。F蒸发：蒸发：水由液态或固态转化为气态的过程；水由液态或固态转化为气态的过程

18、；F散发或蒸腾：散发或蒸腾：被植物根系吸收的水分，经由植物被植物根系吸收的水分，经由植物的茎叶散逸到大气的过程。的茎叶散逸到大气的过程。F水面蒸发水面蒸发 土壤蒸发土壤蒸发F陆面蒸发陆面蒸发 植物散发植物散发 流域总蒸发或流域蒸散发流域总蒸发或流域蒸散发WUHEEF蒸发率：蒸发率：单位时间内的蒸发量单位时间内的蒸发量 充分供水、不充分供水两种情况充分供水、不充分供水两种情况F可能最大蒸发率或蒸发能力可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件下可能达到的最发量，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率。大蒸发率。WUH

19、EEF水面蒸发的观测水面蒸发的观测1. 1. 器测法：器测法： 水文部门普遍采用水文部门普遍采用E601E601蒸发器。蒸发器。每日每日8 8时观测一次，时观测一次，得得日蒸发量日蒸发量；月蒸发量月蒸发量年蒸发量年蒸发量折算系数：折算系数：K K= =E E池池/ /E E器器WUHEE2. 2. 间接计算法间接计算法利用气象水文观测资料间接推算蒸发量：利用气象水文观测资料间接推算蒸发量： 水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量水汽输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平衡法、经验公式法等。平衡法、经验公式法等。彭曼水面蒸发公式：彭曼水面蒸发公式：)(1anrEQrEWUHEEF土壤蒸发土壤蒸发（一）

20、土壤蒸发过程（一）土壤蒸发过程三个阶段：三个阶段：第一阶段：第一阶段：土壤充分湿润，土壤充分湿润，供水充足供水充足E接近最大蒸发能力接近最大蒸发能力EM；第二阶段：第二阶段：土壤水分减少，土壤水分减少，WW田田，供水条件变供水条件变差，差，E逐渐减小；逐渐减小； E=W/W田田EM第三阶段：第三阶段：WW断断，水分运动十分缓慢，蒸发率，水分运动十分缓慢，蒸发率很小。很小。WUHEE（二）土壤蒸发观测（二）土壤蒸发观测1. 1. 器测法；器测法；500型型2. 2. 间接计算法间接计算法PqRGGE)()(02. 021WUHEEF流域总蒸发流域总蒸发 包括包括水面蒸发水面蒸发、土壤蒸发土壤蒸发

21、、植物截留蒸发植物截留蒸发及及植物散发植物散发。确定方法：确定方法： 1. 单项计算，加权求和，例如面积加权单项计算，加权求和，例如面积加权 E=F水/F总E水+F土/F总E土 2.2.水量平衡法或蒸发模式计算法水量平衡法或蒸发模式计算法. . WUHEEF模式计算法模式计算法1. 一层模式一层模式 E=W/W田田EM 2. 二层模式二层模式上层：上层：E上上=EM 下层：下层： E下下=W下下/W田田EM剩剩 3. 三层模式三层模式上层：上层：E上上=EM 下层：下层： E下下=W下下/W田田EM剩剩深层：量小且稳定，（深层：量小且稳定，（1/51/10）EM 0.3-1.0mm/dWUHE

22、EWUHEE第六节第六节 径流径流F降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。库、洼地等流动的水流。 地面径流或地表径流地面径流或地表径流 地下径流地下径流 河川径流河川径流 融雪径流融雪径流 降雨径流降雨径流WUHEE一、径流的形成过程一、径流的形成过程 流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。物理过程，称为径流形成过程。 1. 产流过程产流过程 ：降雨扣除损失成为净雨的过程：降雨扣除损失成为净雨的过程 降雨扣除损失后的雨量称为降雨扣除损

23、失后的雨量称为净雨净雨，净雨和它形成的径流，净雨和它形成的径流在数量上是相等的。在数量上是相等的。 但二者的过程却完全不同，净雨是径流的来源，而径流但二者的过程却完全不同，净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。却要延长很长时间。 地面净雨地面净雨地面径流地面径流 表层流净雨表层流净雨表层流或壤中流表层流或壤中流 地下净雨地下净雨地下径流地下径流地面径流地面径流总径流过程总径流过程WUHEE2.汇流过程：净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，再沿河汇流过程：净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，再沿河

24、网汇集到流域出口断面的过程网汇集到流域出口断面的过程 坡地汇流：坡地汇流： 坡面漫流，流程历时较短，大雨时是构成河流流坡面漫流，流程历时较短，大雨时是构成河流流量的主要来源；量的主要来源； 表层流径流，由土壤孔隙流入河网，流程历时较表层流径流，由土壤孔隙流入河网，流程历时较坡面漫流长，对历时较长的暴雨，也是构成河流流量坡面漫流长，对历时较长的暴雨，也是构成河流流量的主要来源。的主要来源。 坡地地下汇流，地下水补给河流，构成河流的基坡地地下汇流，地下水补给河流，构成河流的基流。流。 河网汇流：河网汇流： 从支流到干流，从上游到下游，流域出口断面从支流到干流，从上游到下游，流域出口断面 河槽调蓄作

25、用河槽调蓄作用 降雨损失，进入河网的水量小于降雨量；降雨损失，进入河网的水量小于降雨量； 汇流工程，径流过程比降雨过程变化缓慢。汇流工程，径流过程比降雨过程变化缓慢。 WUHEE二、径流的表示方法和度量单位二、径流的表示方法和度量单位 河川径流在一年内和多年期间的变化特性，称为径河川径流在一年内和多年期间的变化特性，称为径流情势。流情势。 年内变化或年内分配，年际变化年内变化或年内分配，年际变化1. 流量（流量（ Q） ：m3/s，洪峰流量，洪峰流量Qm，日平均流量，日平均流量.2. 径流量（径流量（W）：）： 时段时段T内通过河流某一断面的总水量，内通过河流某一断面的总水量，m3、万、万m3

26、3. 径流深（径流深（R）：）：将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度，将径流量平铺在整个流域面积上所得的水层深度，mm 4.径流模数（径流模数（M）：）：流域出口断面流量与流域面积之比值，流域出口断面流量与流域面积之比值，L/(skm2)洪峰流量模数，多年平均流量模数洪峰流量模数，多年平均流量模数5. 径流系数（径流系数（）径流深与流域平均降雨量的比，径流深与流域平均降雨量的比，1WUHEEWUHEEF一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？何区别？F为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？终止后，洪水过程还会延续很长时间？F某流域面积某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量，流域多年平均降雨量1400mm，多年平均流量，多年平均流量20m3/s，问该流域，问该流域多年平均蒸发量为多少？若修建一水库，水多年平均蒸发量为多少？若修建一水库，水库面积为库面积为100km2，当地实测蒸发器读数的多，当地实测蒸发器读数的多年平均值为年平均值为2000mm，蒸发器折算系数为，蒸发器折算系数为0.8，问建库后流域多年平均流量是多少？，问建库后流域多年平均流量是多少？