水文學(xué)原理課件

水文學(xué)原理第一章緒論第一節(jié)水文學(xué)的內(nèi)容和任務(wù)一、水文學(xué)的定義研究水的科學(xué)，核心——水文迴圈。廣義水文學(xué)按分佈劃分海洋水文學(xué)陸地水文學(xué)水文氣象學(xué)地表水水文學(xué)土壤水水文學(xué)地下水水文學(xué)河川水文學(xué)湖泊水文學(xué)冰川水文學(xué)河口水文學(xué)按應(yīng)用分環(huán)境水文學(xué)、農(nóng)業(yè)水文學(xué)、城市水文學(xué)······1.水文測驗(或水文資訊採集)2.水文預(yù)報3.水文水利計算

二、傳統(tǒng)水文學(xué)的內(nèi)容一、水文學(xué)簡史

英文Hydrology，來源於拉丁語，“水的知識”。經(jīng)歷了四個發(fā)展時期：

1.萌芽期（西元1600年之前）

2.奠基時期（西元1600-1900年）

3.實踐時期（1900-1950年）

4.現(xiàn)代化時期（1950年-）二、中國水文學(xué)的發(fā)展第二節(jié)水文學(xué)的發(fā)展一、水文現(xiàn)象的基本特點1.時程變化上的週期性與隨機性2.空間變化上的相似性與特殊性第三節(jié)水文現(xiàn)象的基本特點及研究方法楊林天生港日潮位變化過程線年最大流量變化過程年降水量變化過程二、水文現(xiàn)象的研究方法成因分析法以品質(zhì)守恆、能量(動量)守恆等定理為基礎(chǔ)，揭示水文現(xiàn)象運動變化的機理、規(guī)律。數(shù)理統(tǒng)計法水文現(xiàn)象具有隨機性，從而以概率理論為基礎(chǔ)，研究水文現(xiàn)象特徵值的統(tǒng)計規(guī)律。地理綜合法水文現(xiàn)象具有地區(qū)性，從而通過建立地區(qū)經(jīng)驗公式、繪製各種特徵值等值線圖，揭示水文特徵值的地區(qū)規(guī)律。第二章水文迴圈第一節(jié)水的奇異物理性質(zhì)水是僅次於空氣的最活躍的物質(zhì)之一；水有三態(tài)變化，是自然界水文迴圈的基礎(chǔ)；同其他氫化物相比，水有特別高的溶點和沸點；水有特別大的比熱和蒸發(fā)潛熱；水有反常的密度變化（4C時密度最大）；水有較大的表面張力；水是各種鹽類很好的溶劑；水具有幾乎不可壓縮性。第二節(jié)水文迴圈現(xiàn)象水文迴圈的原因（外因、內(nèi)因）水的不斷蒸發(fā)、輸送、凝結(jié)、降落、產(chǎn)流、匯流的往復(fù)迴圈過程降水P蒸發(fā)E地表徑流RSEP陸地基巖下滲F海洋包氣帶地下徑流Rg壤中流RSS蒸騰ET第二節(jié)水文迴圈現(xiàn)象（續(xù)）大循環(huán)和小迴圈大循環(huán)：海洋→大氣→大陸→海洋（縱向+橫向）

小循環(huán)：海洋→大氣→海洋（海洋小迴圈）

大陸→大氣→大陸（內(nèi)陸小迴圈）水文迴圈的規(guī)律海洋的蒸發(fā)量多於降水量；大陸的降水量多於蒸發(fā)量；大陸外流區(qū)輸入水汽量與輸出水量基本平衡；大陸內(nèi)流區(qū)降水量與蒸發(fā)量基本相等。第二節(jié)水文迴圈現(xiàn)象（續(xù)）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，占0.0416%。

1、調(diào)節(jié)氣候；

2、塑造了地球表面；

3、形成了巨大的水利資源；

4、形成一切水文現(xiàn)象。第三節(jié)地球系統(tǒng)中的水及水準(zhǔn)衡水資源的概念（廣義水資源、狹義水資源）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%3500萬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%第三節(jié)地球系統(tǒng)中的水及水準(zhǔn)衡（續(xù)）水資源問題原因水資源量時空分佈不均勻；水資源分佈與人口、耕地分佈不相適應(yīng)；水環(huán)境污染；水資源浪費。對策時間和空間上的合理調(diào)配；積極開展水污染防治；節(jié)約用水。一、水量平衡1.

通用水量平衡方程

wIOI－O＝±

WRrEcPxEbqaR′rRgR′gI=Px+Ec+Rr+RgO=Eb+qa

+R′r+R′g

Px+Ec+Rr+Rg=Eb+qa+R′r+R′g±

W令E=Eb-Ec

，Rr+Rg=RI，R′r+R′g=RO

則

Px+RI

=E+qa+RO±

W第三節(jié)地球系統(tǒng)中的水及水準(zhǔn)衡（續(xù)）一、水量平衡（續(xù)）2.河流流域水量平衡方程（1）閉合流域（沒有流域來水）的水量平衡方程記Px=P，RI=0，qa=0，RO=R：某時段：P=E+R±

W多年平均：P=R+E（2）不閉合流域（有外流域來水）的水量平衡方程某時段：P=RO

-RI+E±

W3.

全球水量平衡方程一、水量平衡（續(xù)）時段：Pl=El+R±

W大陸多年平均：Pl=El+R時段：Ps=Es-R±

W海洋多年平均：Ps=Es-R全球多年平均：P=E二、熱量平衡（續(xù)）1.

通用熱量平衡方程

SSISOSI－SO＝±

S2.

蓄水體熱量平衡方程Hn=HI+H+Rn+

Rat-Ho-He-Rb若時段較長HI=Ho，則：Hn=Rn+Rat+H-He-Rb其中：He=LEHIH0Hn蓄熱量變化量蒸發(fā)失熱He感應(yīng)熱H太陽輻射Rn大氣輻射Rat水體長波輻射Rb第一節(jié)基本概念分水線：使雨水分別彙集到兩條不同的河流，起著分水作用的地形，是流域的邊界線。流域：彙集地面水和地下水由分水線所包圍的區(qū)域。4.

流域形狀係數(shù)

Rf=流域面積/(流域長度)21111111122223342.河流等級3.河網(wǎng)密度流域單元面積內(nèi)干支流長度。1.河系類型（扇形、羽毛型、平行狀、混合形）第二節(jié)流域特徵一、流域的平面形狀特徵第三章

流域和水系第二節(jié)流域特徵（續(xù)）二、流域的地形起伏特徵

1.河流的落差和比降

2.流域平均坡度

3.流域面積～高程曲線三、流域自然地理及下墊面情況

1.流域地理位置

2.流域的土壤巖石性質(zhì)和地質(zhì)構(gòu)造

3.流域植被率

4.流域湖泊率、沼澤率第四章

降水一、按降雨的成因分類氣旋雨——隨著氣旋或低壓過境而產(chǎn)生的雨。氣旋雨非鋒面雨鋒面雨暖鋒雨冷鋒雨非鋒面雨—氣壓向低壓區(qū)輻合引起氣流上升產(chǎn)生降雨。水分以各種形式從大氣到達(dá)地面統(tǒng)稱降水。包括雨、雪、露、霜、冰雹等。第一節(jié)降雨的類型氣團——物理屬性水準(zhǔn)分佈比較均勻的大範(fàn)圍空氣團。峰面——兩種性質(zhì)不同的氣團之間狹窄而傾斜的過渡帶。峰在空間是傾斜的，且向冷空氣一側(cè)傾斜。暖鋒雨：冷暖氣團相遇時，暖濕氣團推動鋒面向冷氣團一側(cè)移動。峰後暖空氣一方面向冷空氣方向推進，同時又沿鋒面緩慢上升，在上升過程中冷卻而產(chǎn)生降雨。因暖鋒坡度很小，一般為1:150，故暖鋒雨降雨面積大、雨強小、歷時長。鋒面雨的形成暖鋒雨的形成示意圖冷氣團暖氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團冷鋒雨的形成冷鋒雨：冷暖氣團相遇時，冷燥氣團楔入到暖濕氣團之下，使暖濕氣團上升冷卻而產(chǎn)生降雨。根據(jù)移動速度可分為緩行冷鋒和急型冷鋒。緩行冷鋒的降水與暖鋒相似；急行冷鋒移動較快，坡度較大，約為1:70，故降水範(fàn)圍小、雨強大、歷時短。冷鋒雨的形成示意圖冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團冷氣團暖氣團緩行冷鋒急行冷鋒暖氣團暖氣團暖氣團暖氣團對流雨

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(jié)形成降雨。多發(fā)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(jié)成雨。地形雨多在迎風(fēng)坡上。颱風(fēng)雨

由熱帶海洋上的風(fēng)暴帶到大陸的雨。災(zāi)害性天氣，常發(fā)生在浙、閩、粵、臺灣等沿海省份。二、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(guī)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(qū)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、降水歷時和時間、降水強度、降水面積降水量過程線降水量累積曲線降水強度與歷時曲線等雨量線平均深度與面積曲線第二節(jié) 降水要素及其時空變化表示方法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等雨量線的做法類似於地形圖等高線的做法。等雨量所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(shù)目某流域內(nèi)有7個雨量站，根據(jù)各站6小時雨量資料繪出其等雨量線。90705040110120809865624736A2A690705040A1A3A4A512011036分塊面積(km2)平均雨深(mm)1412021210032180423605304561236分塊累積面積平均雨深(mm)14120.01-216105.01-33790.81-46079.01-59068.31-610263.9第三節(jié) 區(qū)域平均降水量計算方法常用的區(qū)域(或流域)平均降水量計算方法有：算術(shù)平均法適用於面積不大，地形起伏不大，站點較多且佈設(shè)較均勻的流域。計算簡便。泰森多邊形法適用於降雨分佈不均，站點較少，面積不大的流域。在確定各站的權(quán)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(quán)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。理論上較完善，但每次降雨都必須繪製等雨量線，並計算權(quán)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(gòu)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(quán)重及流域平均雨量各子塊權(quán)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(quán)重

i=Ai

/ΣAP=Σ

iPi

第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補一、降水資料的一致性鑒別

由於雨量站位置、雨量計高度或軸向、儀器設(shè)備和觀測方法等的改變，會使降水量資料產(chǎn)生系統(tǒng)偏差。對系統(tǒng)偏差，可採用“雙累積分析方法”進行分析和修正。如分析降水資料的前後一致性鄰近多站平均累積年降水量(mm)站累積年降水量(mm)85年第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù))二、非一致降水資料的改正站累積年降水量(mm)鄰近多站平均累積年降水量(mm)至95年的累積雨量BC85年AKBKC說明自1985年起，站逐年測到的降水量比原來觀測條件下觀測到的降水量減小了KC/KB倍，為保持降水量資料的一致性，可將85年後觀測的雨量按KB/KC的係數(shù)進行改正。第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù))

1.算術(shù)平均法

PA=(P1+P2+…+Pn)/n

適用條件：插補站多年平均降水量與附近站多年平均降水量相差<10%。2.比例法

PA=(NAP1/N1+NAP2/N2+…+NAPn/Nn)/n

適用條件：插補站多年平均降水量與附近站多年平均降水量相差>10%。

某站大多數(shù)資料都有，部分時間因儀器故障或其他原因缺測，為保持資料的完整性，以利於水文預(yù)報或水文分析計算時使用，需要對缺測資料進行插補。如A站1950年至今的雨量系列中，缺1957、1958、1961年降雨資料，需要插補。第四節(jié)降水資料的一致性檢驗和插補(續(xù))等雨量線法對短歷時降水量，由於空間分佈不均，插補站降水量與附近站降水量之間的相關(guān)關(guān)係較差，從等雨量線圖上內(nèi)插效果較好。907050401501101.

土壤質(zhì)地土粒分級第五章土壤水第一節(jié) 土壤的物理特性2.

土壤結(jié)構(gòu)（糰粒結(jié)構(gòu)）

粘粒粉砂細(xì)砂粗砂粒徑(微米)

1-22-2020-200200-2000大於指定粒徑的百分比1008060402020010002000粒徑(微米)粘粒重量占60%以上—粘土砂粒重量占80%以上—砂土介於兩者之間——壤土

土壤質(zhì)地分類第一節(jié) 土壤的物理特性（續(xù)）3.

土壤孔隙分類

按成因劃分為：質(zhì)地孔隙、結(jié)構(gòu)孔隙、生物孔隙按大小劃分為：無效孔隙、毛管孔隙、非毛管孔隙4.

土壤特性的定量表示

a)土壤比重

s

（土壤中固體物質(zhì)與同體積水的重量比）

b)土壤容重

0

（土壤中固體物質(zhì)重量與土塊體積之比）

c)孔隙比e（土壤中孔隙體積與固體體積之比）

d)孔隙度

p（土壤中孔隙體積與總體積之比）

p=e/(1+e)重量含水量（

）

同一土樣中水分重量占幹土重量的百分比。

=(Ww

/Ws)*100%體積含水量（

）

同一土樣中水分體積占總體積的百分比。

=(Vw/V)

*100%

/

=(Vw/V)/(Ww/Ws)=Ws/V=s(土壤容重）飽和度

同一土樣中水的體積占全部孔隙體積的百分比。

S=(Vw/Vv)*100%第二節(jié) 土壤含水量第三節(jié) 土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)一、土壤水分作用力分子力

土壤顆粒表面的分子和離子對水分的吸力。毛管力

在未充滿水的毛管孔隙中，因存在液體彎月面的表面張力，形成毛管力，作用於土壤水。重力二、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(xiàn)象關(guān)係不大。薄膜水吸濕水外面，土粒剩餘分子力所吸持的水分。為受束縛水。毛管水支持毛管水——地下水面以上受毛管力支持而存在於土壤孔隙中的水分。毛管懸著水——受毛管力支持而懸吊於土壤孔隙中的水分。第三節(jié) 土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))二、土壤水分的存在形式(續(xù))重力水土壤中在重力作用下能自由移動的水分。滲透自由重力水

超過田間持水量的滲入水分。支持重力水自由重力支持毛管水——受地下水支持而存在於毛管孔隙之中的連續(xù)水體，能傳遞靜水壓力。

相對不透水層支持重力水——由於土層中存在相對不透水層，滲透水因交界面臨時飽和而產(chǎn)生的能在重力作用下流動的水分。第三節(jié) 土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))三、土壤水分常數(shù)最大吸濕量—飽和空氣中，土壤能吸附的最大水汽量。最大分子持水量——土粒分子力所結(jié)合的最大水分量。凋萎含水量——植物無法從土壤中吸收水分，開始永久凋萎時的土壤含水率。毛管斷裂含水量——毛管懸著水的連續(xù)狀態(tài)開始斷裂時的土壤含水率。田間持水量——土壤中保持最大毛管懸著水時的土壤含水率。飽和含水量——土壤中所有孔隙都充滿水時的土壤含水率。第三節(jié) 土壤水分作用力及土壤水分常數(shù)(續(xù))各土壤水分常數(shù)相應(yīng)的水分存在形式與作用力風(fēng)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(jié)合水自由水作用力15分子力毛管力重力10000316.25個大氣壓0.30.001勢與力的關(guān)係對土壤水動能可忽略。兩點之間勢的梯度相當(dāng)於作用力。土水勢的構(gòu)成基模勢——在未飽和土壤中，由於分子力和毛管力的作用而使土壤水具有的勢，稱為基模勢?；轂樨?fù)值。壓力勢——在飽和或出現(xiàn)地面積水的土壤中，自由水面下的土壤水由於靜水壓力的作用而具有的勢，稱為壓力勢。壓力勢為正值。重力勢——由於重力作用而使土壤水具有的勢，稱為重力勢。重力勢的值與參照基面有關(guān)。第四節(jié)土壤水的能量狀態(tài)總土水勢非飽和土壤中，總土水勢=基模勢+重力勢在飽和土壤中，總土水勢=壓力勢+重力勢靜態(tài)平衡下土水系統(tǒng)各種勢的分佈第四節(jié)土壤水的能量狀態(tài)（續(xù)）ABC靜態(tài)平衡表明土柱內(nèi)各點總勢相等。取0-0基準(zhǔn)面：A點:

PA=HgA=0mA=0A=HB點:

PB=0gB=HB=HmB=0C點:

PC=0gC=H+h

C=HmC=-h考慮取1-1為基準(zhǔn)面時各點的勢。00hH11分析以下處於靜態(tài)平衡狀態(tài)的土柱中各點勢的分佈：CBAZ

g

m基準(zhǔn)面45°

g(Z)=Z

m(Z)=-Z

(Z)=0分析：靜態(tài)平衡表明土柱內(nèi)各點總勢相等。因C點總勢為0，故土柱內(nèi)總勢處處為0。土壤水分特性曲線

反映基模勢(

m，通常也記為)與土壤含水率(

)間關(guān)係的曲線。同種土樣，在同一濕化（或幹化）過程中：越大，分子力與毛管力越小，|

m|或|

|越小，

m或

越大。越小，分子力與毛管力越大，|

m|或|

|越大，

m或

越小。粘土壤土砂土

m第四節(jié)土壤水的能量狀態(tài)（續(xù)）一、土壤水的連續(xù)性方程第五節(jié)土壤水運動的控制方程xzy單位時間內(nèi)，流入控制體的水量-

流出控制體的水量=控制體內(nèi)土壤水的改變量二、土壤水的運動方程飽和土壤水流運動方程

飽和狀態(tài)下，土壤水運動滿足達(dá)西定律：AB水流方向：勢高處向勢低處斷面平均流速飽和水力傳導(dǎo)度總勢梯度飽和三維水流的達(dá)西定律：實例分析U型均質(zhì)土柱，左側(cè)維持6cm水深不變，右側(cè)L點所在斷面保持穩(wěn)定的出流量，分析圖中各點的勢。38.4524014.4531.340031.3423.350023.35

P

m

g

LKJIH423606181800分析:因水存在穩(wěn)定流動，故各點勢不等?；鶞?zhǔn)面6cm12cm24cm18cmHIJKL27cm

非飽和土壤水流運動方程二、土壤水的運動方程（續(xù)）設(shè)各項同性，Kx=Ky=Kz=K(

)，則：

水力傳導(dǎo)度KK=KS

=SK(

)

<SK

SKS三、飽和水流的基本微分方程四、非飽和水流的基本微分方程非飽和水流中=+Z，故：三、非飽和水流的基本微分方程（續(xù)）水準(zhǔn)方向：垂直方向：一、下滲的物理過程

根據(jù)水分所受作用力及運動特徵，乾燥土壤在充分供水條件下的下滲分三階段：滲潤階段：主要受分子力作用，入滲水成為薄膜水，當(dāng)土壤含水量達(dá)到最大分子持水量時結(jié)束。滲漏階段：主要受毛管力、重力作用，入滲水主要成為毛管水，當(dāng)土壤含水量達(dá)到飽和含水量時結(jié)束。滲透階段：受重力作用，入滲水成為自由重力水向下滲出。第六章下滲第一節(jié) 下滲的物理過程下滲—降落到地面的雨水從土壤表面滲入土壤的過程。下滲率(f)

——單位時間、單位面積上的實際下滲量。穩(wěn)定下滲率(fc)

——處於穩(wěn)定不變時的下滲率。下滲能力(fp)

——充分供水時的下滲率。二、下滲率、下滲能力三、下滲過程中土壤含水量的垂向分佈規(guī)律討論條件：積水下滲、無地下水、初始含水量均勻、供水時間長含水量(%)深度(m)飽和含水量田間持水量風(fēng)乾土飽和帶過渡帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤鋒飽和帶過渡帶水分傳遞帶濕潤帶濕潤鋒第二節(jié) 非飽和下滲理論條件

1.忽略重力；

2.供水充分、表面無積水；

3.均質(zhì)半無限土柱，初始土壤含水量分佈均勻。定解問題一、忽略重力作用的下滲邊界條件初始條件方程問題求解當(dāng)D(

)=D為常數(shù)時，問題變?yōu)椋毫顈(z,t)=(z,t)-

i,則：

以z為參數(shù)，將y(z,t)關(guān)於t作拉氏變換:問題求解（續(xù)）求逆變換得：拉氏變換中，象函數(shù)對應(yīng)的原函數(shù)為經(jīng)拉氏變換後問題為:解為:問題求解（續(xù)）得到原問題的解為：下滲能力曲線形狀為：fpt問題求解1.

當(dāng)D(

)=D為常數(shù)時，問題變?yōu)椋?/p>

下滲能力曲線形狀為：fpt(求解過程不展開)2.

當(dāng)D為的函數(shù)時，求解過程不展開，結(jié)論：二、考慮重力作用的下滲定解問題：Z向下為正邊界條件初始條件方程結(jié)論：fpt一、基本假定

1.半無限土柱，初始土壤含水量分佈均勻。

2.地面積水深hp；

3.下滲鋒面以上是飽和的，

=

S，K=KS；

4.下滲鋒面以下為初始土壤含水量，吸力hS。第三節(jié) 飽和下滲理論

S

iABZ下滲鋒面位置二、公式推導(dǎo)fp～Z的關(guān)係充分供水條件下單位時間單位面積上入滲水量=fpZ——下滲鋒面位移。二、公式推導(dǎo)（續(xù)）z(t)的解二、公式推導(dǎo)（續(xù)）fp(t)的解

飽和下滲理論和非飽和下滲理論推得的下滲曲線均為t-1/2的函數(shù)，為下滲經(jīng)驗公式的提出奠定了理論基礎(chǔ)。例題——習(xí)題集P13第2題第四節(jié) 經(jīng)驗下滲曲線基本思路：對在特定條件下取得的下滲資料，選配合適的函數(shù)形式，並根據(jù)曲線擬合的好壞確定其中的各項參數(shù)。

時間(min)ΣP(mm)ΣR(mm)F(t)(mm)00.00.00.012.50.52.025.02.03.0512.56.36.21025.113.211.91537.120.716.4……………………第四節(jié) 經(jīng)驗下滲曲線（續(xù)）霍頓公式在獲得（t，fp）數(shù)據(jù)後，給fp(t)配以合適的線型和參數(shù)。第四節(jié) 經(jīng)驗下滲曲線（續(xù)）考斯加科夫公式第四節(jié) 經(jīng)驗下滲曲線（續(xù)）菲利浦公式第五節(jié) 天然條件下的下滲一、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；(2)i<fc，則整個下滲過程均按雨強下滲；

fptFRfptFfpttpi關(guān)鍵：什麼時候開始按fp下滲？這關(guān)係到降雨產(chǎn)流時間。(3)fc<i<fp0，則先按雨強下滲，後按下滲能力下滲。是tp時刻嗎？回答是“否”fpF注意：只有按fp下滲時累積下滲量F與t才有以上關(guān)係，不按fp下滲，就不能按此線由t查F。注意：不論什麼情況累積下滲量F與fp都有以上關(guān)係，只要已知F

，就能按此線查出fp

。

當(dāng)tp′時刻才產(chǎn)流，tp′=面積ABCD/i。ABCDEtfptpitp′fpFFi

若fp～F已知，則直接查fp=i時的F，產(chǎn)流時刻=F/i。

按fp下滲，fp從fp0降到i的累積下滲量F=面積ABCD，即要F達(dá)到面積ABCD，i才正好等於fp。

可實際因為按i下滲。(0,tp)累積下滲量F=面積EBCD，故tp時刻不產(chǎn)流。fpitFR例題二、變雨強時的下滲fpFi1i2i3i4i5i6it假設(shè)t=0時，F(xiàn)=0，且

t=1，則：三、下滲的影響因素下滲能力方面(1)土壤的機械物理性質(zhì)，水分物理性質(zhì)；(2)下墊麵條件、地形地貌；(3)人類活動。供水方面(1)降水性質(zhì)。影響因素總的可歸納為供水和下滲能力兩個方面。四、下滲的空間分佈第七章蒸發(fā)與散發(fā)一、封閉系統(tǒng)的水面蒸發(fā)記

t內(nèi)，逸出水面的水分子數(shù)為N，返回水面的水分子數(shù)n。

t=t0時刻，T=T0，N=n，e=eS(T0)，動態(tài)平衡

t繼續(xù),T升高，N>n，e<eS，蒸發(fā)

t=t1時刻，T=T1，N=ne=eS(T1)，動態(tài)平衡

t繼續(xù),T降低，N<n，e>eS，凝結(jié)

對於封閉系統(tǒng)，蒸發(fā)量僅與飽和差（熱力條件）有關(guān)。第一節(jié) 蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件二、天然條件下的水面蒸發(fā)

1、動力因素：水汽分子擴散，空氣對流和紊動(風(fēng)速)；第一節(jié) 蒸發(fā)現(xiàn)象及其控制條件（續(xù)）氣壓差e

eS水面高度水汽壓氣壓差有風(fēng)時，全部時刻e

eS水面高度水汽壓無風(fēng)時，不同時刻2、熱力因素：太陽輻射、水溫、氣溫等3、其他因素：空氣濕度，水質(zhì)(含鹽度、渾濁度、色度)，水體大小、水體深淺等。一、水汽輸送法(基於空氣紊動擴散理論研究水面蒸發(fā))

水汽輸送通量與水汽含量在輸送方向上的梯度成正比。第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法引入水準(zhǔn)方向切應(yīng)力的概念：

當(dāng)

與高程無關(guān)時，任意高度

=

0=u*2(u*—剪切速度)

，故：根據(jù)卡門-普朗德提出的均質(zhì)粗糙流的流速分佈：風(fēng)速與糙度的函數(shù)Hs=Rn–He–H+HI–Ho若合稱(HI–Ho)為Ra，則：Hs=Rn–He–H+Ha且He=LEHIHOHs蓄熱量變化量蒸發(fā)失熱He水體傳導(dǎo)失熱H淨(jìng)輻射Rn二、熱量平衡法(基於能量守恆原理研究水面蒸發(fā))

先由熱量平衡方程確定蒸發(fā)耗熱量，再除以水的蒸發(fā)潛熱。第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）左式H難以確定，設(shè)H=

He

(

—波溫比)，則：三、綜合法或彭曼法(將水汽輸送法與熱量平衡法相結(jié)合)第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）根據(jù)水汽輸送法：根據(jù)熱量平衡法：

水量平衡法原理簡單且嚴(yán)密。但因各水量平衡項的觀測和計算均含有誤差，最終都體現(xiàn)在蒸發(fā)量上，當(dāng)蒸發(fā)量與其它項相比很小時，誤差更大。水量平衡法只適用於長時段蒸發(fā)量計算。第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）四、水量平衡法(基於水量平衡原理研究水面蒸發(fā))第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）五、經(jīng)驗公式法英寸英里/h0.36mm汞柱m/sm/s毫巴

一般無出流量，除非大暴雨引起蒸發(fā)器漫溢；沒有滲漏水量。故：第二節(jié) 確定水面蒸發(fā)的途徑和方法（續(xù)）六、器測法IPEt=t1t=t2常用蒸發(fā)器：

20cm、80cm、E601(直徑61.8cm)。大型蒸發(fā)池：器口面積10m2、20m2、100m2。大型蒸發(fā)池所測水面蒸發(fā)量與自然條件下水體的蒸發(fā)量接近。但蒸發(fā)器所測蒸發(fā)量須換算成天然水體蒸發(fā)量：E=kE器一、土壤蒸發(fā)率和蒸發(fā)能力土壤蒸發(fā)率：單位時間單位面積上的土壤蒸發(fā)量(E)土壤蒸發(fā)能力：充分供水時的土壤蒸發(fā)率(Em)第三節(jié) 土壤蒸發(fā)二、土壤蒸發(fā)的影響因素蒸發(fā)能力方面——日照、溫度、濕度、風(fēng)速等氣象因數(shù)供水條件方面——土壤含水量(在講“土壤蒸發(fā)過程”時展開)土壤孔隙地下水位溫度梯度三、土壤蒸發(fā)過程第三節(jié) 土壤蒸發(fā)（續(xù)）(1)>田，E=Em

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

土層中部分毛管水?dāng)嗔?，供水不充分，隨著

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

一、植物散發(fā)的影響因素1、氣象因素（日照、溫度、濕度、風(fēng)速等）；2、土壤含水量當(dāng)土壤含水量充分時，植物散發(fā)達(dá)到或接近散發(fā)能力。隨著土壤含水率的減少，植物散發(fā)漸減。當(dāng)土壤含水量低於凋萎含水量後，植物散發(fā)基本停止。3、植物種類和生理階段第四節(jié) 植物散發(fā)作物係數(shù)1.0

k

ksE/Em二、植物散發(fā)的規(guī)律一、流域蒸散發(fā)的影響因素根據(jù)蒸發(fā)面不同，流域蒸發(fā)包括：水面蒸發(fā)、土壤蒸發(fā)、植被散發(fā)和冰雪蒸發(fā)等。通常流域內(nèi)水面和冰雪覆蓋面所占比重不大，故對絕大多數(shù)流域，總蒸發(fā)主要包括土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)。

因此，影響土壤蒸發(fā)和植物散發(fā)的因素即是影響流域總蒸發(fā)的因素。綜合起來，影響因素包括：（1）氣象條件（日照、溫度、濕度、風(fēng)速等）；（2）流域內(nèi)土壤含水量；（3）流域內(nèi)土壤、植被分佈；（4）地形、地貌。第五節(jié) 流域蒸散發(fā)二、流域總蒸發(fā)規(guī)律(1)Em小,

則a小，可在較長時間內(nèi)維持按蒸散發(fā)能力蒸發(fā)。(2)Em大,

則a大，略小於田，實際蒸散發(fā)量便降到蒸散發(fā)能力以下。1.0(3)(2)(1)E/Em

b

a

(1)>a，E=Em（注:

a<

田)

供水充分，蒸散發(fā)量大而穩(wěn)定。(2)b<<a，E=(

)Em（注:

b<

斷)

供水不充分，蒸散發(fā)量隨的減小而減小。(3)<b，E=CEm，C=0.05~0.10蒸散發(fā)能力0.050.150.25E/Em

1.

流域蒸散發(fā)能力的概念

充分供水條件下的流域蒸發(fā)率，是計算流域?qū)嶋H蒸散發(fā)量的基礎(chǔ)。

2.

流域蒸散發(fā)能力的確定目前主要根據(jù)蒸發(fā)器觀測的水面蒸發(fā)經(jīng)折算後得到流域蒸散發(fā)能力。具體折算如下：三、流域蒸散發(fā)能力水量平衡法四、流域蒸發(fā)量計算PER思路：對閉合流域，滿足水量平衡方程：P=E+R+W在P、R、W已知的情況下，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。概念性方法（三層蒸發(fā)模式）四、流域蒸發(fā)量計算（續(xù)）第八章產(chǎn)流機制第一節(jié)截流與填窪流域蓄滲過程徑流形成過程坡地匯流過程河網(wǎng)匯流過程坡面匯流壤中匯流地下匯流降雨P(guān)植物截留In填窪D植物散發(fā)ET下滲f蒸發(fā)E下滲f在該階段，不產(chǎn)生徑流的那部分降水稱為損失量，降雨量減損失量=產(chǎn)流量。

在流域上沿深度方向取一剖面，以地下水面為界可把土柱劃分成兩個含水帶。地下水面以下的飽和帶和地下水面以上的包氣帶。當(dāng)土柱中不存在地下水面時，就不存在飽和帶，不透水基巖以上的整個土層全屬包氣帶。當(dāng)不透水基巖露出地面時，就不存在包氣帶。第二節(jié)包氣帶及其結(jié)構(gòu)飽和帶包氣帶地下水位(1)

懸著毛管水帶—供水結(jié)束以後，在包氣帶上部存在懸著毛管水，厚度約1.0m。其水分來源於降水，消耗於蒸散發(fā)。既是降水的承受面，又是土壤的蒸發(fā)面，水分變化劇烈，另稱為影響土層。(2)

支持毛管水帶—在地下水面以上存在支持毛管水，厚度在1～2m左右。(3)

中間包氣帶—在懸著毛管水帶與支持毛管水帶之間的水分過渡帶。支持毛管水帶懸著毛管水帶中間包氣帶Z

包氣帶又可劃分成三帶：一、包氣帶的水分動態(tài)

包氣帶的水分動態(tài)是指包氣帶中土壤含水量及水分剖面的增長與消退過程。1.包氣帶水分的增長

包氣帶水分的增長來源於上介面的降水(或灌溉)和下介面的地下水補給。在天然情況下，地下水的補給一般處於均衡狀態(tài)。故上介面降水是主要原因。水分沿垂向的增長可由下滲理論描述。增長量等於累積下滲量。

深度第三節(jié)包氣帶的水分動態(tài)及對降水的再分配作用2.包氣帶水分的消退

包氣帶水分的消退是由於上介面的蒸散發(fā)和下介面的內(nèi)排水補給。其中內(nèi)排水只有當(dāng)包氣帶存在自由重力水時才出現(xiàn)，故上介面蒸散發(fā)是主要原因。水分沿垂向的消退可採用三層蒸發(fā)模式計算。消退量等於蒸發(fā)量。深度

包氣帶中孔隙和裂隙等具有吸收、儲存和輸送水分的功能。1.包氣帶地面對降雨的再分配作用降雨到達(dá)地面以後，一部分消耗於植物截留、蒸發(fā)、填窪等損失，剩下部分被分成兩部分：超過地面下滲能力(容量)部分留在地表，其餘部分滲入地下。分配的結(jié)果是將雨水分為地面和地下兩個部分。即：P當(dāng)雨強小於下滲能力時，降雨全部滲入地下。RsF二、包氣帶對降水的再分配作用二、包氣帶對降水的再分配作用（續(xù)）2.土層對下滲水量的再分配作用下滲水量(F)一部分以蒸發(fā)形式逸出地面(E)。剩餘部分又被分成“土壤蓄存”和“徑流”兩個部分。蓄存部分是指水分運動中為維持土壤含水量等於或小於田間持水量所需的下滲水分。

特殊地，當(dāng)包氣帶的起始土壤含水量為最大分子持水量

a(z)，終止土壤含水量為田間持水量

f(z)時，S=包氣帶的最大蓄水容量SM。記Wf為包氣帶達(dá)到田間持水量時的土壤含水量(mm)，W0為包氣帶初始土壤含水量(mm)，Wt為時段末包氣帶含水量(mm)，即：

產(chǎn)生徑流部分是指土壤含水量超過田間持水量以後，以自由重力水形式運行的部分。記一次降雨中包氣帶的輸水量為Tp，則：若F-E>Wf-W0，蓄存部分S=Wf-W0若F-E<Wf-W0，蓄存部分S=Wt-W0層次土壤中的下滲水流運動

層次土壤是指土壤物理及水分物理性質(zhì)存在明顯差異的均質(zhì)土層。一般可概括為兩種典型層理：（1）上層粗下層細(xì)一層具有較高水力傳導(dǎo)度的粗質(zhì)地土壤，位於具有較低水力傳導(dǎo)度的細(xì)質(zhì)地土壤之上。當(dāng)供水時，易在交界面形成積水，並逐漸向上回升，產(chǎn)生壓力水頭，在土層存在一定坡度時可產(chǎn)生側(cè)向水流。（2）上層細(xì)下層粗一層具有較低水力傳導(dǎo)度的細(xì)質(zhì)地土壤，位於具有較低水力傳導(dǎo)度的粗質(zhì)地土壤之上。交界面上不產(chǎn)生積水。自然界中的層次性土壤更多的是沿深逐漸變實的非均質(zhì)土壤。對層次性土壤：EF補充包氣帶缺水成為自由重力水側(cè)向流出量(Rss)深層下滲量(Rg)兩次分配中的優(yōu)先順序：第一次分配：降雨首先滿足下滲，來不及下滲時才有超滲徑流。第二次分配：下滲量首先滿足土壤蓄水，蓄足後才有自由重力水。三、包氣帶的水量平衡方程

包氣帶中水分的增長、消退及各種分配間的定量關(guān)係可借助水量平衡方程來描述。以上F值可由地面以上大氣系統(tǒng)的水量平衡方程求出：EAEBECEDFFAFBFCA層C層B層Rss,ARss,BRss,C

在天然流域中，由於氣候、地形地貌、植被、地質(zhì)構(gòu)造、土壤、地下水埋深等因素的作用與影響，各處包氣帶的厚度是不同的。以包氣帶厚度為縱坐標(biāo)，以流域中包氣帶小於等於該厚度的面積占全部面積的百分比為橫坐標(biāo)，得出流域包氣帶的分佈曲線。流域包氣帶的分佈曲線間接反映了流域包氣帶蓄水能力的分佈特徵。產(chǎn)流過程是以包氣帶為核心的、對降雨的再分配過程。第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件一、霍頓產(chǎn)流觀念1.把徑流劃分成二類條件，四種情況：

i

fpF>Ds則：Rs>0Rg

>0

i

fpF<Ds則：Rs

>0Rg

=0

i<fpF>Ds則：Rs

=0Rg

>0

i<fpF<Ds則：Rs

=0Rg

=02.認(rèn)為地面將降雨分成地表和地下兩種徑流成分；3.認(rèn)為產(chǎn)流是同步的，即只要i

fp，就全流域產(chǎn)流。ifpRsWMWDsF——累積下滲量(mm)Ds——流域缺水量(mm)Rg第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）二、傳統(tǒng)觀念與實際現(xiàn)象之間的矛盾如：i<fp時，也有地表徑流產(chǎn)生；i<fp時，確實無地表徑流產(chǎn)生，但在出口斷面可觀測到與降水對應(yīng)的流量過程；對應(yīng)一次降雨形成兩個形狀不同的洪峰過程；全流域產(chǎn)流是十分罕見的。根據(jù)上述矛盾提出疑問：徑流成分是否只有2種？徑流產(chǎn)生的條件是否只有4種？既然不是全流域產(chǎn)流，應(yīng)該怎樣描述流域產(chǎn)流？第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）一、超滲地面徑流(Rs)的產(chǎn)流機制ifp條件：(1)要有介面，即地面(下滲能力fp)；

(2)要有供水，即降雨(雨強i)；

(3)要供水大於下滲，即i>fp

，rs=i–fp地面徑流產(chǎn)流率第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）二、壤中流(Rss)的產(chǎn)流機制fAfB條件：(1)要有介面，存在相對不透水層，如上層A和下層B，且下層比上層透水性差；

(2)要有供水，即滲入上層的雨水(下滲率fA)；

(3)要上層供水大於下層下滲，即fA

>fB,i>

fB；

(4)要在介面產(chǎn)生臨時飽和帶，並有側(cè)向排水條件。

rss=fA

–fB壤中徑流產(chǎn)流率第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）三、飽和地面徑流(Rsat)的產(chǎn)流機制條件：(1)表層土壤具有較強透水性，i<<fA，Rs=0；

(2)要有相對不透水層；

(3)要有供水，即滲入上層的雨水(下滲率fA)；

(4)要上層供水大於下層下滲，即fA

>fB,i>

fB；

(5)側(cè)向排水條件較差，介面上產(chǎn)生的臨時飽和帶不斷上升達(dá)到地面。

rsat=i-(rss+fB)fAfBi第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）四、地下徑流(Rg)的產(chǎn)流機制條件：(1)要有供水f；

(2)包氣帶薄，地下水位高；在地下水面以上、包氣帶下邊界上存在支持毛管水帶；

(3)整個包氣帶土壤含水量達(dá)到田間持水量。

第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）五、回歸流(Rr)的產(chǎn)流機制條件：(1)壤中流發(fā)育；

(2)土壤飽和帶露出地面；

(3)要具備有利於壤中流流出的坡度及地形。

相對不透水層第四節(jié)產(chǎn)流的基本物理條件（續(xù)）穩(wěn)定狀態(tài)下，fcKsi1雨強下，AB、BC介面均可能產(chǎn)生壤中流；i2雨強下，BC介面可能產(chǎn)生壤中流；i3雨強下，AB、BC介面均不可能產(chǎn)生壤中流。KsZi1i2i3A層B層C層(1)KB<i<KA，可能有Rss；(2)KB<KA<i，可能有Rs、Rss和Rsat發(fā)生；(3)KA<KB

且KA<i，可能有Rs發(fā)生。KAKBiKB1.01.0(1)(2)(3)AB第五節(jié)組合產(chǎn)流的類型和基本產(chǎn)流模式一、基本產(chǎn)流模式Rs型主要發(fā)生在地下水埋深大，包氣帶厚且透水性差的地區(qū)；雨強相對較大。由於包氣帶結(jié)構(gòu)的複雜性和降雨特性的多變性，實際發(fā)生的大多是幾種產(chǎn)流機制的組合。產(chǎn)流機制的組合——產(chǎn)流模式。Rs+Rss型主要發(fā)生在包氣帶厚，有相對不透水界面，上層透水性差，下層更差的地區(qū)；雨強相對較大。

Rsat+Rss型主要發(fā)生在包氣帶厚，但近地表有相對不透水界面，上層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。一、基本產(chǎn)流模式（續(xù)）Rs+Rg型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質(zhì)且透水性一般偏差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；降雨歷時較長。Rss+Rg型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，上層透水性極好，下層透水性略次，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。Rss型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，但相對不透水界面較深，上層透水性極好，下層透水性很差的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力。一、基本產(chǎn)流模式（續(xù)）Rs+Rss+Rg型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，存在相對不透水界面，上層透水性差，下層透水性更差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強大，降雨歷時長。Rsat+Rss+Rg型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，近地表有相對不透水界面，上層透水性極好，下層透水性很差，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強小，降雨歷時長。Rg型主要發(fā)生在包氣帶中等厚，土層均質(zhì)且透水性極好，包氣帶下有地下水的地區(qū)；雨強幾乎不超過地面下滲能力，降雨歷時長。二、常見產(chǎn)流模式Rs型——超滲產(chǎn)流型特點：(1)產(chǎn)流量R取決於i和fp

，R=

(i–fp)i;

(2)雨止時土壤含水量仍未達(dá)到田間持水量Wm；

(3)徑流成分單一。Rsat+Rss+Rg型——蓄滿產(chǎn)流型特點：(1)產(chǎn)流時土壤含水量已達(dá)到田間持水量Wm

；

(2)產(chǎn)流量R取決於降雨量P和初始土壤含水量W0，

R=R(P,W0)=P-(Wm-W0)

(3)徑流成分複雜。二、常見產(chǎn)流模式（續(xù)）Rs型

Rsat+Rss+Rg型——轉(zhuǎn)換型對於一個固定地點(或流域)，其產(chǎn)流模式並不是一層不變的，在不同的供水和下墊面水分情況下，產(chǎn)流模式可以發(fā)生轉(zhuǎn)換。條件：主要發(fā)生在包氣帶中等厚度，近地表有相對不透水介面，土層透水性中等，降雨量變化幅度大，地下水位變幅較大的地區(qū)。特點：乾旱期：初始土壤含水量W0小，地下水埋深大——Rs型濕潤期：初始土壤含水量W0大，地下水埋深淺——

Rsat+Rss+Rg型一、洪水波特徵的描述幾何特徵（波長、波高、附加比降）相應(yīng)流量、相應(yīng)水位波速波體上某一位相點沿河道的運動速度—該位相的波速。Ck=dx/dt傳播時間

洪水波上任一位相的水位或流量出現(xiàn)在距離L的下斷面的時差。第十章地表水流第一節(jié)河道洪水波

當(dāng)河段中無旁側(cè)入流時，河段上、下兩個斷面的流量過程線一般有以下差異：洪水波上任一位相的流量，在河段下斷面的出現(xiàn)時間總是遲於上斷面的出現(xiàn)時間。——洪水波的推移。河段下斷面流量過程線的形狀一般要比上斷面的低平矮胖一些?！樗ǖ奶够冃?。相應(yīng)流量的改變量相應(yīng)流量的波速二、洪水波的運動洪水運動的要素H、Q、斷面面積A、平均流速V：Q=Q(x,t)或H=H(x,t)一、明渠緩變不均勻流水力要素H、V、Q等隨時間變化；水流流線彎曲程度小，大致互相平行；動水壓力分佈大致與靜水壓力分佈相同。第二節(jié)聖維南方程組二、連續(xù)方程原理：在不考慮旁側(cè)入流的情況下，上斷面入流量-下斷面出流量=河段蓄水量的改變量

洪水波運動過程中，過水?dāng)嗝婷娣e隨時間的變化與流量沿河長的變化是相互抵償?shù)?。壓力三、動力方程原?水流元素運動方向總動量變化=沿水流方向作用力的合力。重力阻力局地動量變化

由於洪水波情況下，流速V既是時間t的函數(shù)又是河長x的函數(shù)，水流元素的動量變化包括局地動量變化和遷移動量變化。遷移動量變化附加比降項慣性項重力項摩阻項四、初始條件與邊界條件聖維南方程組是對河道洪水波運動的數(shù)學(xué)描述，連續(xù)性方程和動力方程中一共包含Q、A、V、y四個未知數(shù)，因A=A(y)，Q=AV，實際上只有兩個未知數(shù)：（Q、y）

或（V、y）。對聖維南方程組求解方法的研究是河道洪水波運動研究的核心。1.初始條件在河道洪水波運動研究中，通常採用的初始條件是穩(wěn)定流條件。Q(x，0)=Q0(x)，對棱柱形河道，Q(x,0)=Q02.邊界條件

上邊界條件：取河段上游端的流量過程線。Q(0，t)=I(t)

下邊界條件：自由下邊界，Q(

，t)=Q0；下端受洪水頂托，Q(L，t)=f[H(L，t)，dH/dt]當(dāng)下遊端水位流量關(guān)係不受水位漲率影響時：Q(L,t)=f[H(L,t)]。第三節(jié)洪水波類型及其特徵

按動力方程中各項力的對比關(guān)係，洪水波可分成四類：運動波、擴散波、慣性波和動力波。洪水波慣性項附加比降項摩阻項河底比降項運動波擴散波慣性波動力波一、運動波（可忽略慣性項和附加比降項）

表明運動波總是向下遊方向傳播，Ck=dQ/dA；洪水波運動方向，任何一個相應(yīng)流量在運動過程中都不發(fā)生變化。

運動波是一種沒有坦化現(xiàn)象的洪水波，但有可能產(chǎn)生變形。如果波速Ck不隨水深或流量而變，則不變形。但由於波體中各點的水深不同，而波速與水深成正比，對向下遊傳播的洪水波，波峰點的波速大於波前或波後任意點的波速，使得洪水波在傳播過程中，波前長度不斷減小，變陡；波後的長度不斷增加。

運動波的波速一般大於同流量下的斷面平均流速。二、擴散波（可忽略慣性項）1、擴散波水位流量關(guān)係QH2、擴散波方程

3、擴散波的傳播與衰減xx++__xADBC第四節(jié)槽蓄原理和槽蓄方程一、河段水量平衡方程式I(t)O(t)Qt二、河槽的調(diào)蓄作用三、槽蓄方程

河段的蓄量與河段中的水位沿程分佈有關(guān)，而河段中每一斷面的水位與流量又存在一定的關(guān)係。故河段槽蓄量是流量沿程分佈和斷面水位流量關(guān)係的函數(shù)。

穩(wěn)定流，河段槽蓄量與河段中的穩(wěn)定流量呈單一關(guān)係。在非穩(wěn)定流中，設(shè)河段的水面線為直線，當(dāng)河段中斷面水位保持不變時，河段槽蓄量即保持不變。由於附加比降的影響河段槽蓄量與河段下斷面流量可能存在三種情況：（1）下斷面漲洪時的流量>落洪時的流量，以W為橫標(biāo)，Q為縱標(biāo)，W～Q為順時針繩套關(guān)係；（2）下斷面漲洪時的流量>落洪時的流量；以W為橫標(biāo)，O為縱標(biāo)，W～Q為單值關(guān)係；（3）下斷面漲洪時的流量<落洪時的流量；以W為橫標(biāo)，O為縱標(biāo)，W～Q為逆時針繩套關(guān)係。四、特徵河長代表穩(wěn)定流水面線代表漲洪時水面線代表落洪時水面線漲洪時：在中斷面水位保持不變的情況下，下斷面水位比穩(wěn)定流時降低，可使下斷面流量減??；但此時水面比降比穩(wěn)定流時增加了i

，又可使下斷面流量增大。

水位引起的Q與河段長有關(guān)。特徵河長就是使下斷面由水位引起的Q正好與由附加比降引起的Q抵消時的河長。1、概念i

落洪時：在中斷面水位保持不變的情況下，下斷面水位比穩(wěn)定流時升高，可使下斷面流量增大；但此時水面比降比穩(wěn)定流時減小了i

，又可使下斷面流量減小。2、特徵河長的計算公式3、不同河長時(L>l，L=l，L<l)的W～Q關(guān)係分析漲洪時，水位變化引起的Q的減小量>附加比降引起的Q的增大量，使下斷面流量小於穩(wěn)定流時的流量。落洪時，水位變化引起的Q的增大量>附加比降引起的Q的減小量，使下斷面流量大於穩(wěn)定流時的流量。L>l的情形：i

lLWQ逆時針繩套WQ先出現(xiàn)河段最大蓄量，後出現(xiàn)下斷面最大流量。I(t)O(t)QtL>l的情形：逆時針繩套3、不同河長時(L>l，L=l，L<l)的W～Q關(guān)係分析漲洪時，水位變化引起的Q的減小量<附加比降引起的Q的增大量，使下斷面流量大於穩(wěn)定流時的流量。落洪時，水位變化引起的Q的增大量<附加比降引起的Q的減小量，使下斷面流量小於穩(wěn)定流時的流量。L<l的情形：i

lL順時針繩套WQQ先出現(xiàn)下斷面最大流量，後出現(xiàn)河段最大蓄量。I(t)O(t)QtL<l的情形：W順時針繩套WQ河段最大蓄量與下斷面最大流量同時出現(xiàn)。通常假定W=KQ，K—槽蓄係數(shù)，性質(zhì)上相當(dāng)於河段傳播時間。I(t)O(t)QtL=l的情形：第五節(jié)枯水及退水規(guī)律

枯水是河流斷面上較小流量的總稱?？菁舅康难a給完全依賴於流域蓄水量。（1）枯季徑流的影響因素

a.

流域蓄水量的影響前期氣象條件、水文地質(zhì)條件、湖泊率、沼澤率、植被率等

b.

河流本身的特性流域面積、河床下切深度、河網(wǎng)密度等（2）退水規(guī)律退水段：地面徑流完全停止，流域蓄水量的補給=0，全部靠流域之前持有的蓄水量補給徑流的時段。1.

退水規(guī)律QtQ=Q(H)W=W(H)Q=Q(W)因流域中的水位很難描述，故建立蓄量與出流量之間的關(guān)係，將流域視為一個蓄水體，並將其概化成線性水庫，即:W=KQ由水量平衡方程式：I-Q=dW/dtI=0-Q=dW/dtW=KQ-Q=dW/dtQ0—退水開始時流量K—滯(蓄)水系數(shù)。K越大，徑流消退得越慢。WHQ2.

標(biāo)準(zhǔn)退水曲線

步驟：

(1)採用相同的縱橫比例尺點繪各次洪水過程;(2)取一張透明紙，蒙在退水過程線上，描出一次洪水退水過程；

(3)以此線為基礎(chǔ)，沿橫坐標(biāo)左右移動，描出各次洪水的退水過程，要求使各次洪水的尾部完全重合；

(4)取各次退水的下包線作為流域標(biāo)準(zhǔn)退水曲線；

(5)確定蓄水係數(shù)K(或

=1/K）;lnQt直線斜率=-

a.圖解法確定K(或

)2.

標(biāo)準(zhǔn)退水曲線（續(xù)）b.分析法確定K(或

)

從洪水退水段上摘取Q0，Q1，Q2

……Qn(取

t=1d)確定了K(或

)後，即可進行退水段流量預(yù)報。3.

徑流成分的劃分(1)

不同徑流成分的退水規(guī)律

V

K

地表大小大壤中中中中地下小大小lnQt地表壤中地下(2)

徑流成分的劃分

a.直線分割法按起漲流量Q0平行於橫坐標(biāo)軸畫直線，取其與退水段的交點作為地表徑流結(jié)束點。tQABtQABb.

斜線分割法將起漲點與直接徑流終止點相連(直接徑流終止點的確定)。第一節(jié)線性擴散波演算法一、定解問題的構(gòu)成二、入流過程的處理求上述定解問題的解，首先必須解決上斷面入流過程的數(shù)學(xué)描述問題。設(shè)法使用簡單函數(shù)的組合來逼近實際的入流過程。

1.簡單入流函數(shù)

(1)單位入流H(t)

(2)延遲單位入流H(t-a)第十一章洪水演算(3)單位矩形入流Iab(t)(4)單位暫態(tài)脈衝入流

(t)2.複雜入流的概化I(t)t三、基本解1、單位入流所形成的出流過程——S曲線此時Q(0,t)=H(t),應(yīng)用拉普拉斯變化解法導(dǎo)得S(x,t)見P102

S(x,t)具有以下性質(zhì)：t=0時，S(x,t)=0

t

無窮大，S(x,t)

1三、基本解（續(xù)）2、單位矩形入流所形成的出流過程——時段單位線u(t,x,t)

此時Q(0,t)=I01(t),因I01(t)=H(t)-H(t-1),按照疊加原理：u(t,x,t)=S(x,t)-S(x,t-t)u(t,x,t)具有以下性質(zhì)：

(水量平衡原理)三、基本解（續(xù)）3、單位暫態(tài)脈衝入流所形成的出流過程——暫態(tài)單位線u(x,t)

此時Q(0,t)=

(t),應(yīng)用拉普拉斯變化解法導(dǎo)得u(x,t)見P103u(x,t)具有以下性質(zhì)：說明：當(dāng)上斷面有一個簡單入流(如單位入流、單位矩形入流、單位暫態(tài)脈衝入流)輸入時，下游沿程每個斷面都有一條相應(yīng)的S曲線、時段單位線、暫態(tài)單位線，當(dāng)x確定時，S曲線、時段單位線、暫態(tài)單位線只隨t變。三、基本解（續(xù)）3、單位入流所形成的出流過程——暫態(tài)單位線u(x,t)

此時Q(0,t)=

(t),應(yīng)用拉普拉斯變化解法導(dǎo)得u(x,t)見P103u(x,t)具有以下性質(zhì)：四、出流過程的計算

1、線性系統(tǒng)的定義（符合倍比性和疊加性）

2、複雜入流的出流過程第二節(jié)線性運動波演算法txjx(j+1)x(n+1)tnt-txjx(j+1)x(n+1)tnt參數(shù)確定（K與X）：特徵河長空間步長空間步長波速第三節(jié)線性特徵河長連續(xù)演算法一、基本微分方程的建立

消去所有中間變數(shù)O1,O2…ON-1,得到N階常微分方程。當(dāng)各單元河段的槽蓄係數(shù)均不隨時間變化時，微分方程是線性的。二、河段匯流曲線二、河段匯流曲線（續(xù)）三、參數(shù)的確定先求出特徵河長l，河段數(shù)N=L/lKl——洪水波在特徵河長內(nèi)的傳播時間。對應(yīng)每個t，代入Kl和N就可以計算S(t)，進而得到u(t，t)。教材P117例題，佈置習(xí)題冊河道匯流部分的習(xí)題。第十二章流域產(chǎn)流

一個大流域是由許多小流域構(gòu)成的，而小流域又是由更小的集水