工程水文学第二章课件

• 2.3.3 降水量的观测 为了掌握各地降水的变化，水文气象部门设立了大 量的雨量站 、气象站 、水文站观测降水，每年汇总。 整编、刊印或存入水文数据库，供各部门应用。降水观
测有多种方法：
（1）雨量器 ：是最简单的测雨器，分时段人工观测。
（2）自记雨量计 ：随时间连续记录承雨器收集的累积降
水量。
的大气团称为气团。两个温湿特性不同的气团相遇来不及混合 而形成一个不连续面，称为锋面或锋区。锋面活动产生的降水
称为锋面雨。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 滞的锋称为准静止锋，简称静止锋。 • 气旋雨：当一地区气压低于四周气压时，四周气流就要向该处 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。
2.3.2我国降水的时空分布
★ 半湿润带：P平=400～800mm、T平=80～100青海东南部、新疆
北部、四川西北和西藏东部。 ★ 半干旱带：P平 =200～400mm、T平=60～80天，分布在东 北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。 ★ 干旱带：P平＜200mm、T平=＜60天，分布在内蒙、宁夏、 甘肃沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和准噶尔盆 地藏北羌塘地区。
地区，3～6月或4～7月雨量约占全年的50～60%；华北、东北地区，
6～9月雨量约占全年的70～80%。
降水量的年际变化很大，并有连续枯水年组和丰水年组的交
替。年降水量越小的地方往往年际间变化越大。
4～6月，大暴雨主要出现在长江以南地区，其量级明显自南
向北递减，山区往往高于丘陵区与平原区。
7～8月，大暴雨分布很广，全国许多地方都出现过历史上罕 见的特大暴雨。 9～11月，东南沿海、海南、台湾一带，受台风和南下冷空 气影响而出现大暴雨。 如台湾新潦1967年10月17～19日曾出现24h降雨1672mm，3日 总雨量达2749mm的特大暴雨，为全国最大记录 。
★ 气候：温度、湿度、降水、蒸发
★ 地形地貌：山区、山丘区、平原湖区……
★ 土壤、地质、植被、湖泊、沼泽
2.3 降水
• 降水是指从云雾中降落到地面的液态水或固态水。
• 2.3.1、降水的成因及分类
在一定温度下，空气中最大的水汽含量称为饱和湿度。
如果空气中的水汽达到饱和湿度，就说这团空气处于饱
和状态。 在一定水汽含量下，空气达饱和状态时对应的温度称露 点温度。当温度降低到露点以下，空气中水汽量超过饱和湿 度，则达到过饱和状态。
降雨等进行预测。
• 2.3.4、流域平均雨深的计算 • 算术平均法：当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化 不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量：
p1 p 2 Pn 1 n P pi n n i1
• 式中：P — 流域平均降水量，mm;
P1……Pn — 各雨量站同时期内的降水量，mm;
P陆+P海= E陆 + E海±（ΔU陆+ΔU海） 在多年平均情况下，全球蓄水量总的变化接近于零，因此，全 球水量平衡方程式为：
PE
即全球多年平均的蒸发量等于多年平均的降水量。
2.1.3
流域水量平衡
对于非闭合流域: 对于非闭合流域，即流域的地下水分水线与地面水分水线 不相重合，可列出下列公式： P+E1+R表+R地+S1=E2+R'表+R'地+S2 式中：P——降水时段内区域的降水量 E1、E2——时段内水气的凝结量和蒸发量 R表、R地——时段内地面径流和地下径流 流入量 R‘表、R’地——时段内地面径流和地下径流 流出量 S1、S2——时段初和时段末的蓄水量 对于闭合流域: R=P-E-ΔS 对于多年平均: 流域蓄水变量多年平均趋于零，故有：
在地形图上绘出流域的分水线，用求积仪量出分水线包围
的面积，即流域面积，以Km2计。
2、流域长度basin length
从流域出口到流域最远点的流域轴线长度，km计。 3、流域形状系数 流域的平均宽度B和流域长度LA之比。即：K=B/LA
2.2.3、流域的主要特征 （三）流域自然地理特征
★ 地理位置：处的经纬度
n — 测站数。
• 泰森多边形法： 当流域内雨量站分布不太均匀时，假定流
域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。设P1，P2，……，
Pn为各站雨量，f1, f2,……, fn为各站所在的部分面积，F
为流域面积，则流域平均降水量P可由下式计算：
1 n P pi f i F i 1
•
式中fi / F表示第 i 雨量站所代表面积占整个流域面积 的份额，通常称为权重。求得的流域平均雨深又称为加权平
均雨深。
• 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。
p1f1 p 2f 2 p n f n n f i P pi F F i 1
1、水文循环过程中，对任一地区、任一时段进入的水量与输出
的水量之差，必等于其蓄水量的变化量，这就是水量平衡原理， 是水文计算中始终要遵循的一项基本原理。依此，可得任一地 区、任一时段的水量平衡方程 。 2、 全球水量平衡 对于某一时段 Δt:
就全球的陆地，其方程为:
就全球的海洋，其方程为:
P陆=E陆+R±ΔU陆
（一）流域分类 闭合流域 enclosed basin： 在垂直方向地面、地下分水线重合，地面集水区上降水形成
的径流 正好由流域出口断面流出，一般大中流域均属此类。
非闭合流域 non-enclosed basin ：
地面、地下分水线不重合的流域，如岩溶地区的河流和一些
很小的流域。
2.2.3、流域的主要特征 （二）流域的几何特征basin geometric characteristics 1、流域面积drainage area
第二章 水循环及径流形成
• §2.1 水循环及水量平衡
• §2.2
河流与流域
• §2.3 降水 • §2.4 蒸发 • §2.5 下渗 • §2.6 径流及径流形成过程
2.1 水循环及水量平衡
• 2.1.1 自然界的水循环
• 1、含义：存在于地球上各种水体中的水在太阳辐射和地心 引力的作用下，以蒸发、降水、入渗和径流等方式进行的往 复交替的运动过程，如图所示，称为水文循环。推动水循环 的内因是水的三相转换。水循环是水文研究的主要对象和核 心内容。
PER
2.1.4
人类活动对水循环、水量平衡的影响
修建水库
1、有利影响：
引水灌溉
跨流域调水 大面积滥伐森林
2、不利影响：
排干湖、沼 过度抽取地下水
2.2
• 2.2.1、概述
河流与流域
•
流动的水体与容纳流水的河槽是构成河流的两个要素。河槽亦称
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
5、河流长度 自河源沿干流到流域出口的流程长度，以km计。 7、河网密度drainge density 是指流域内干、支流的总长度∑L和流域面积 F之比值， 以D表示。 即：D=∑L/F （km/km2）
8、河流的弯曲系数 φ等于河流的实际长度L与河流两端的直线距离之比。
2.2.3、流域的主要特征
•
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—近中心最大风速10.8～17.1 m/s（风 力6 ～ 7级）；台风—近中心最大风速17.2 ～ 32.6m/s
（8 ～ 11级风）；强台风－近中心最大风速大于32.6m/s（风
力12级以上）。
2.3.2我国降水的时空分布
★ 流域内各水流路线与流域内的湖泊、海洋彼此连接组成一个脉络相通的庞 大系统，称为水系。 ★ 干流和支流是一个相对概念。在一个水系里，一般以长度或水量最大的河 流作为干流，注入干流的河流称为支流。
2、水系形态
★ 根据干、支流的分布和组合情况，水系可分为扇形、羽毛形、平行状和混 合形等形态。水系形态对河流水情有重要影响，扇形水系，汇流时间短，洪 水集中，容易成灾；羽毛状水系，各支流交错汇入干流，近水先去，洪水较 缓和。
•
空气达到饱和的原因是空气温度下降至露点温度以下。
水汽在过饱和状态下是不稳定的，多余的水汽很容易凝结
成水。
空气冷却是降水的主要条件，而造成空气冷却的主要
原因是气团抬升，气压下降，体积膨胀耗能。 • 降水常按照使空气抬升而形成动力冷却的原因分为对 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。
• 2、分类
大循环：发生在海洋与陆地之间的水文循环，是形成陆降水、
径流的主要形式。
小循环：仅仅发生在海洋或陆地上的水文循环。
•3、与水资源的关系
水文循环供给陆地源源不断的降水、径流,某一区域多年平
均的年降水量或年径流量，即该地区的水资源量，因此水文循
环的变化将引起水资源的变化。
111
385
2.1.2、地球的水量平衡
为洪水河床，或称滩地。
• 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。如果地面分水线与地下分水线重合，这样的流域称为闭合流域。
地面分水线与地下分水线不一致的流域称为不闭合流域。
流域各条河流构成脉络相通的系统，称为水系，河系或河网。
2.2.2、河流的主要特征
1、水系 hydrographic net、干流 main stream 、支流tributary
2.3.2我国降水的时空分布
降水量的年内、年际变化 降水量的年内分配很不均匀，主要集中在春夏季，例如长江以南