水文水资源基础

Click to edit Master title style,Click to edit Master text styles,Second level,Third level,Fourth level,Fifth level,*,*,单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,第一讲 水文水资源基础,第一讲 水文水资源基础,1,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,2,一、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。,3,1.1,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,4,水文循环的概念：,地球表面的广大水体，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。,5,水循环示意图,6,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,7,自然界水循环据其规模及涉及的地域可分为：大循环,/,小循环,海 洋 上 空,大 陆 上 空,海 洋,地 下,陆 面,降,水,蒸,发,返,回,大,气,地面径流,海,洋,蒸,发,降,水,气流输运,大循环：,小循环,：,地下径流,汇入河川,8,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,9,（,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。,10,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。,11,二、降水与蒸发,2.1,降水：,是指液态或固态的水汽凝结物，从天空下降至地面而成的液态水或固态水的现象。降水是气象要素之一，也是水循环中重要的一个环节。,12,（,1,） 降水的各种形态：,雨,从云中降落下来的液态水滴,其直径一般为,0.5,6,毫米。小雨滴呈球形，直径在,1,毫米以上的雨滴呈扁球形，雨滴越大，形状越扁平。,雪,由较大的冰晶（即雪晶）组成。雪晶一般大于,0.3,毫米，其基本形状为六角形。,13,霰,又称雪珠或软雹，是白色不透明的圆锥形或球形的颗粒状固态降水。直径约,2,5,毫米，下降时常呈阵性，触及硬地时常反跳。它是由各自冻结的小云滴组合在一起而成的，密度小而松脆易碎。,雹,又称冰雹或雹块，从对流云中产生的球状、锥状、椭球状或形状不规则的坚硬固态降水，直径约,2,50,毫米。,14,（,2,） 降水的成因：,大气中存在水分，即水汽；,降温，降至露点温度以下，或空气冷却,大气中存在吸水性的微粒,(,凝结核,),露点：,空气中水汽达到饱和时的温度。当大气温度下降到露点以下时，则形成了水汽凝结的必要条件。,大气凝结核：,指飘浮在大气中的尘粒，其直径约,10,-3,10m,。大气凝结核由固态物质、溶液滴或两者的混合物组成，其化学成分很复杂，最常见的是氯、氮、碳、镁、钠、钙等化合物。,15,（,3,）降雨的分类及其特性,按气流上升运动的原因，常把降雨分成四种类型：,对流雨,地形雨,锋面雨,气旋雨,16,1,）对流雨：,对流雨,(,亦称对流性降水,),发生的条件：,地面受辐射温度升高，下层暖湿空气膨胀上升，则暖湿空气在上升过程中形成绝热冷却，水汽则会凝结成云（淡积云,浓积云,积雨云）， 形成 降雨。,17,对流雨发生的特点：,对流雨是在大气不稳定的条件下产生的，多发生在夏季酷热的午后；,其水平尺度很小,(0.1,50,公里,),，降雨历时较短（几十分钟），形成阵性降水，常称阵雨。,降水强度的变化很大。对流性降水常伴有雷暴（伴有闪电和雷声），称为雷阵雨。,18,2,）地形雨,地形雨形成示意图,山 脉,暖湿空气在运移过程中，因受地形（如山脉等）影响而被抬升，则由于动力冷却而形成的雨。,地形雨发生的条件：,19,因气流（空气）的湿度、温度、抬升速度及地形特点的差异而不同。,地形作用一般使山的迎风面的降水量大，而背风面降水量减少。,地形雨的特点：,20,3,）锋面雨,:,由于不同性质的气团相遇所形成的雨称为锋面雨,。,气团：,物理属性（物理属性主要是温度、湿度、大气静力稳定度等物理量）在水平方向差异很小的空气质点群体。其水平范围可达几百万平方公里，铅直厚度可达几公里至十几公里。,21,气团的分类：,按气团的热力性质不同,可划分为：,冷气团,(,比其所经下垫面冷,),和,暖气团,（比其所经下垫面暖）,;,按湿度特征的差异可分为：,干气团,和,湿气团,；,22,按其静力稳定度的区别可分为,稳定气团,和,不稳定气团,；,按气团的发源地的不同常分为,极地气团,和,热带气团,两大类，再按发源地带的海陆差别，这些气团还可划分为一些亚类。,23,在北半球的主要气团有：,北冰洋气团：,形成于北极的北冰洋，空气极寒且干燥。,极地气团：,形成于除北极的北冰洋以外的中、高纬度地区，比较寒冷，其中形成于大陆上的有,极地大陆气团,、,西伯利亚气团,；形成于海洋上的有,极地海洋气团,。,24,赤道气团：,形成于赤道海洋上，既热又很潮湿，有时难以将它和热带海洋气团相区别。,热带气团：,形成于热带、副热带的暖气团。其中形成于大陆上的，称为,热带大陆气团,；形成于海洋上的称为,热带海洋气团,。,25,锋面,：,温度或密度差异很大的两个气团相遇，接触区形成一过渡带，简称锋面。锋面是倾斜的，坡度很小，一般约为,1/100,，冷气团在下，暖气团在上。锋面的铅直厚度约,1,公里，水平宽度在近地面约数十公里，其高度可达,400,公里以上（延伸到对流层顶），锋的水平范围可延伸数百公里甚至数千公里。,26,锋线,：,锋面与地面交线称为地面锋线 ，也简称为锋。,锋线,锋面,冷气团,暖气团,地 面,27,暖锋雨,暖锋：,冷暖气团相遇时，暖气团较强起主导作用，暖气团推动锋面向冷气团一侧移动。,暖锋雨示意图,水文气象学将锋面二侧冷暖气团移动方向的不同，所形成的锋面雨分成以下几种类型：,28,暖锋雨的特点：,雨区位于锋线前方；,降雨强度较小,(,锋面坡度小，介于,1/1001/300,，暖湿气团上升缓慢）；,云和降雨区面积较大。,29,冷锋雨,:,冷暖气团相遇时，冷气团较强起主导作用，冷气团推动锋面向暖气团一侧移动。根据冷锋推移速度的不同，又分为,慢行冷锋,和,急行冷锋,两种：,30,缓行冷锋,：,云和雨区分布,及降雨强度与,暖锋雨相仿；,雨区位于锋线,后方。,缓行冷锋雨特点,：,冷锋运移速度较慢,缓行冷锋雨示意图,31,急行冷锋：,冷锋运移速度较快，使得暖湿气团产生剧烈的上升运动，锋面坡度较陡，介于,1/401/80,（,41,82,0,）。,降雨在锋线附近，降雨强度大,历时短、雨区窄,急行冷锋雨,特点：,急行冷锋雨示意图,32,准静止锋,:,当冷暖锋面势均力敌，则锋面在一定地区来回摆动，称为准静止锋。或指移动很缓慢呈准静止状态的锋。,准静止锋雨示意图,33,准静止锋雨的特点：,降雨持续时间较长,降雨强度比较小,雨区比暖锋雨更广,如江淮一带,6,、,7,月的常出现的阴雨天气即为典型的准静止锋雨。,34,锢囚锋：,当有三种冷暖性质不同的气团（如暖气团、较冷气团、更冷气团）相遇时，便会产生两个锋面，此两锋面相遇并逐渐合并起来，原来暖气团被迫抬离地面，锢囚在高空，这样形成的锋称作锢囚锋。,图中,：,冷气团,暖气团,更冷气团,(1),(4),(2),(3),锢囚锋形成示意图,35,4,）气旋雨,气旋：,北（南）半球，由于地球离心力、偏向力及摩擦力的共同作用下，大气中水平气流呈逆（顺）时针旋转的大型涡旋。在同高度,上，气旋中心的气压比四,周低，又称,低压,。,小气旋水平尺度为几百公,里，大的可达三四千公里，,气旋中，天气常发生剧烈,的变化，是人们最关心和,最早研究的天气系统。,36,气旋区气流运动特点：,气旋平面图,低气压区,气旋立面图,低气压区,在低气压中心区，气流从四周向中心辐合，垂直方向上运动是上升的，即暖湿气流辐合上升，在水平面上温度和湿度变化很大，故常常有凝结降水现象。可出现大范围降雨和大风的天气现象，称为,气旋雨,37,气旋按其生成的地理位置不同，可分为,热带气旋,和,温带气旋,热带气旋,发生在热带海洋上强烈的气旋性涡旋，即所谓的台风。风的水平尺度约几百公里至上千公里，铅直尺度可从地面直达平流层低层，是一种深厚的天气系统。台风中心气压很低，一般在,990,870,百帕（,1hpa=1dyn/cm,2,),之间，中心附近地面最大风速一般为,30,50,米,/,秒，有时可超过,80,米,/,秒。,38,98,长江流域大洪水起因：,与发生在,1997.5,1998.5,上世纪最强的厄尔尼诺现象有关,;,冷暖空气频繁交绥,于长江流域，造成二度,梅雨（,6.11,7.3,和,7.16,31,）,1998,年长江流域降雨天气图,39,热带气旋的危害：,强风引起的巨大海浪，可对海洋船舶造成很大破坏；当台风移近海岸时，狂风可引起大范围巨大的海潮（风暴潮）。台风中心经过的地区常有大暴雨或特大暴雨，日雨量,可高达,1000,毫米以上，,造成大范围洪涝。它是,重要天气系统之一，一,些河流特大洪水均与热,带气旋有关。,1983,年,9,月,6,日第,9,号台风,的彩色增强显示卫星云图,40,按热带气旋地面中心附近风速大小，可分为：,风速,平均风力,分 类,10.8,17.1m/s,6,8,级,热带低气压,17.2,32.7m/s,8,9,级,热带风暴,10,11,级,强热带风暴,32.7m/s, 12,级,台风,（按中国气象部门规定分类）,41,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。,42,温带气旋的特点：,温带气旋主要出现在中、高纬度地区。温带气旋范围大，风区长，在海上形成大风、降水和雷暴等危险天气和巨浪，在冬季有时也能引导冷空气南下，形成寒潮天气。,43,影响中国近海的温带气旋,（主要发生在两个地区）：,从中国长江中下游到日本南部海上，命名为,江淮气旋,和,东海气旋,从蒙古中部到中国东北的大兴安岭东侧，命名为,蒙古气旋,和,黄河气旋,44,(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,：,2550 mm/24h,3),中雨 ：,1025 mm/24h,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,800,1600mm,长江中下游地区，云贵川和广西大部分地区,3),半湿润带,400,800mm,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,200,400mm,内蒙，宁夏，甘肃，新疆西北部,5),干旱带, 200mm,内蒙、宁夏、甘肃沙漠区，青海、新疆的盆地,56,2.5 5 20 40 80 120 160 200 300,(cm),十分湿润带,1600-2000,湿润带,半湿润带,半干旱带,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,南方多雨地区：,K,=1.5-3.0,说明年际间降雨相对均匀；,北方少雨地区：,K,=3.0-6.0,说明丰枯变化较大；,60,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。,61,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。,中国规定的暴雨量级：,62,中国大陆上暴雨主要集中在三个时期：, 4-6,月：,东南季风登陆，大暴雨主要出现在长江以南地区，是华南地区汛前暴雨和江南梅雨期暴雨出现的季节；, 6-7,月：,季风南移，暴雨区主要发生在江淮流域，是长江中下游的梅雨期；, 7-8,月：,由于西南与东南季风盛行，暴雨区主要发生在华北、川西、东南沿海多热带气旋暴雨。,63,2.2,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。,64,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。,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。,蒸发,水面与土壤表面的水变成水汽的过程。,65,（,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。,蒸发率蒸发强度：,指单位时间内的蒸发量。,(,单位,:,mm/day, mm/min),蒸发量：,某个时段内单位面积蒸发的水量。,(,单位,:,cm,3,/cm,2,=cm,或,mm),蒸发量的大小可用以下特征量表示：,66,水汽,饱和水压差：,水面温度,T,：,风速：,湍流,：,可见，水面蒸发与以下几个因素有关：,67,(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,),、土壤中水分含量、地下水埋深、土壤表面特征和地形等因素有关。,68,（,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。,69,（,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。又称流域蒸散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。,70,（,5,）中国蒸发的特点,年蒸发量的地区分布：,1,）水面蒸发的地区分布特点：,低温湿润地区水面蒸发量小，高温干燥地区水面蒸发量大；,蒸发低值区一般多在山区，而高值区多在平原区和高原地区。,71,中国多年平均水面蒸发量最低值,400mm,，最高值,2600mm,，相差悬殊，可分为几个区：,年蒸发量在,800mm,以下的低值区：,东北地区（除平原区南部）,中国的中部，包括湖南、湖北西部，贵州、云南北部，四川大部，甘肃、青海东南部和陕西南部山区等；,72,年蒸发量大于,1200mm,的高值区：,年蒸发量在,800,1200mm,的中间地带区：,西北高原、盆地；青藏高原；华北东北平原；南部沿海；云南等；,分布很广，如东北平原大部，海滦河流域的山区、海河平原北部，华北平原南部，长江流域的大部分地区等。,73,中国多年平均水面蒸发量图,说明：,该分布图由,E,601,转换求到的多年平均水面蒸发,1000-1200,600-800,600-800,2000,1600-2000,800-1000,1400-1600,1200-1400,74,陆面蒸发的地区分布：,陆面蒸发量的地区分布与降水、径流的地区分布有密切关系，呈东南向西北有明显递减趋势。说明中国的供水条件是陆面蒸发的主要制约因素。,有一条,300mm,的（陆面）蒸发量等值线自东北向西南贯穿我国大陆，大体上将中国陆地的蒸发量分布情况分为二个区：,75,此线以西大部分属于干旱和半干旱地区：,雨量少、温度低、属中国陆面蒸发量的低值区。,此线以东属湿润与半湿润地区：,南方湿润地区雨量大，蒸发能力达充分发挥（即充分条件下蒸发），为中国陆面蒸发量的高值区。,76,多年平均陆面蒸发量图,海南岛东部,1000 mm,塔里木盆地、柴塔木盆地：, 25 mm,陆面蒸发量的低值区,陆面蒸发量的高值区,300mm,77,年蒸发量的年内变化,年内,蒸发量,变化主要受温度、湿度和季节变化的影响，因此有：,一般南方变化小，北方大；山区变化小，平原区变化大；低纬度地区年内分配较均匀而高纬度地区年内分配非常集中。,夏季太阳辐射较强故蒸发增强，冬季由于气温低蒸发小。全年月的最小蒸发量一般出现在,12,月及,1,月。,78,三、土壤水、入渗及地下水,土壤水,入渗,地下水,79,3.1,土壤水,存在于非饱和带土壤孔隙中和为土壤颗粒所吸附水分。它具有三态：液态水、固态水及汽态水。土壤水是土壤,土粒、水、气三相系统的一个组成部分。在水文学中指地表土层中的水，广义的土层指整个包气带。土壤水分的增长、消退及动态变化同降水、蒸散发、地下水和径流有密切关系。,80,3.1.1,土壤水的不同形式,土壤固体颗粒同水分子经常处于相互作用之中，作用于土壤水的主要的力有,分子力,、,毛细管引力,和,重力,。它们决定了土壤水的存在形式和运动。土壤水通常以下列几种形式存在于土壤中：,81,吸湿水,（强结合水,/,吸着水）,土壤颗粒表面的分子对水分子具有很强的吸引力,(,称分子力,),，故土壤颗粒表面能吸附大气中的水分子，则称这部分水为吸湿水。,82,吸湿水的特点：,土粒表面对它的吸力很大，紧贴土粒的第一层水分子受的吸力约,1,万个大气压（,1,大气压,1.0110,5,N/m,2,=1.03kg/cm,2,),。吸湿水具有固态水的性质（,1.22.4),因此吸湿水不能自由移动。,只有在高温（,105,110,0,C,）条件下可转变成汽态散失，故吸湿水不能被植物所利用。,83,薄膜水,（弱结合水）,指土粒表面吸湿水达到最大量后，土颗粒剩余的分子力还能吸附水分，在吸湿水外表形成的膜状液态水。,土 壤,颗 粒,土 壤,颗 粒,吸湿水,薄膜水,84,薄膜水的特点：,主要受分子吸力作用（为,31,6.25,大气压），与液态水的性质基本相似，在吸力作用下能以湿润的方式，从水膜厚处向水膜薄处缓慢移动，或从土壤湿润的地方向干燥的地方运移，属于非饱和土壤水运动研究的范畴。,85,毛管水,/,毛细水,毛管水按其是否与地下水潜水面有联系又分为：,指依靠土壤中毛细管（一般指,d1mm,的空隙称毛细管,),的吸引力（毛管力,d=0.030.0006mm,时，毛管力最为明显）而被保持在土壤孔隙中的水分。所受的吸力为,6.25,0.08,大气压。,毛管悬着水,毛管上升水,/,毛管支持水,86,重力水,:,是受重力作用而运动的那一部分水分，具有一般液态水性质，如可以在重力作用下产生水流运动，能传递压力等，因此，重力水不易保持在土壤上层，是形成地下水的重要来源。,87,3.1.2,几个常用的水分常数,土壤水分常数是表征土壤水分形态和运动特性发生明显变化的特征值。不同形态水分的存在反映土壤不同的持水量级，这种关系通常用一些土壤含水量的特征数值来表示。主要的水分常数有：,88,最大吸湿量（吸湿系数）,土壤吸湿水达到最大值时的土壤含水量，指在饱和空气条件下土壤颗粒所能吸附的大气中最大水汽量，它反映了土壤吸附气态水的能力。,土壤颗粒的分子力所能吸附或结合的水分的最大值称作最大分子持水量，此时薄膜水厚度达到最大值。,最大分子持水量,89,凋萎含水量,(,凋萎系数,),当土壤水分减少到一定量后致使植物根系无法从土壤中吸收水分，开始枯死时的相应最大土壤含水量称作凋萎含水量。,90,田间持水量,指土壤中所能保持的毛细管悬着水的最大量。当土壤含水量超过毛细管悬着水的最大量即田间持水量时，超过的部分不能为毛细管力所维持，则表现为自由重力水。田间持水量是土壤水分运动性发生明显变化的重要标志，是划分土壤,持水,与,下渗,的重要参数，对水文学具重要意义。水文学中田间持水量常以,fc,表示（相应的土壤吸力为,1/3,大气压,0.34kg/cm,2,),。,91,饱和含水量,/,全蓄含水量,s,土壤中全部孔隙全被水所充满时的含水量称为饱和含水量。,92,3.2,入渗,3.2.1,入渗的物理过程,入渗一般是指大气降水或灌溉水通过土壤表面进入土壤从而改变土壤内水分状况的过程。,它是水在分子力、毛细管引力和重力的综合作用下在土壤中发生的物理过程，是径流形成过程的重要环节之一。,包括三个阶段：渗润阶段,渗漏阶段,渗透阶段,93,3.2.2,下渗的定量描述,下渗量定量分析可用三种特征值来描述,入渗总量,F,指入渗开始到某一指定时刻渗入到土壤中的累积水量（单位：,mm,）。用下渗量累积曲线表示下渗量随时程的增长过程。,94,入渗率,f,i,/,入渗强度,指单位时间内单位面积上渗入土壤中的水量（单位：,mm/h,或,mm/min,）。在某时刻,t,的入渗率应为入渗累,计量,F,对时间,的变化率：,95,土壤入渗能力,/,容量,/,性能,f,p,在,充分供水,和一定土壤类型、一定土壤湿度条件下的最大下渗率称为下渗能力（单位：,mm/h,）。通常用下渗能力曲线来表示下渗率随时程的变化过程，简称入渗能力曲线。下渗能力随时程而递减，,初期,f,p,很 大， 后期逐,渐变小，最后趋于稳定,:,f,p,f,c,= const.,f,c,称为稳定下渗率（渗透能力）。,入渗能力曲线,f,c,96,3.3,地下水,存在于地表以下岩土的孔隙、裂隙和洞穴中的水统称为地下水。地表以下含水的岩土可分两个带。上部为包气带（非饱和带），该带岩土的空隙中除水以外还包含空气。下部为饱水带（饱和带），岩土的空隙被水充满，其分界为地下水潜水面。,水文学中把地下水潜水面以下饱和带中的水称作地下水。,97,3.3.1,地下水分类,根据埋存条件，地下水又可以分为以下二类,：,1,、潜水,潜水是指埋存于地表以下，第一个连续稳定的隔水层以上具有自由水面的重力水。它主要的补给来源,是降水和地表,水的渗入。,第一个隔水层,潜 水,98,潜水的特点：,1,）它具有自由水面（潜水面）通过包气带与大 气相通，因此潜水可以直接受到降水和地表水的补给，另一方面,也可以通过蒸发、,植物散发方式从包,气带垂向向大气排,泄。,潜水示意图,99,2,）潜水大致沿潜水位较高处向水位较低处流动，由于地形切割或岩性变化，潜水流可集中排泄于地表成,泉，称作下降泉。,潜水流还可分别,泄流进入河、湖,或海中。,潜水示意图,100,2,、承压水,承压水是充满于上下两个隔水层之间的含水层中的地下水，它承受一定的压力，当钻孔打穿上覆隔水层时，水能从钻孔内上升到一定的高度。,下隔水层,上隔水层,承压水,承压水头线,101,承压水的特点：,具有承压性质，含水层可明显地分为,补给区,、,承压区,及,排泄区,三个部分。,a.,补给区：,补给区的上部没有隔水层，该区地下水具有自由水面，实际上是潜水，它直接接受降水及地表水的补给。,102,b.,承压区：,系指隔水顶板以下，被水充满的含水层。其主要特征是：,承受静水压力具有压力水头；,由于承压区与补给区在地域上不一致，故其性质受当地气象水文因素影响较小，参与水文循环远不如潜水积极，因此水量不易补充恢复。,c.,排泄区：,系指承压水流出地表或流向潜水的地段。承压水常以地表水、潜水、泉水的形式排出。,103,承压水含水层的补给与排泄示意图,104,四、河川径流,流域与水系,河川径流的形成及径流的度量,河川径流的动态变化,105,4.1,流域与河系,4.1.1,流域及流域的主要特征,流域的定义,河流某断面以上，汇集地表水和地下水的区域（分别称做地面集水区和地下集水区）统称做河流在该断面以上的流域。,106,流域的主要特征,:,流域面积,A,单位,km,2,指分水线所划定的范围在水平面上投影的面积。,(1),流域的几何特征,流域长度,L,单位,km,指流域的轴长，可用作图法求到，见右示意图。,107,流域平均宽度,B,：,km,气候条件,以各种的气象因子来描述。,流域的形状系数,K,B=A/L,K=B/L=A/L,2,(2),流域的自然地理特征,地理位置,以地理的经度和纬度来表示。,108,流域的土壤岩石性质和地质构造,可用流域平均高程、平均坡度,S,表征。,流域地形特征,反映了流域下垫面的特征，影响到降水入渗的多小，土壤的蓄水性及地下水运动等。,可用流域地形图表征；,109,流域的植被率和湖沼率,P,P,/P,L,/P,M,植被率,P,P,= A,P,/A,湖泊率,P,L,= A,L,/A,沼泽率,P,M,= A,M,/A,式中，,P,P,、,P,L,、,P,M, 分别为流域内的植被、湖泊和沼泽面积；,P,流域总面积。,降雨截留量,径流,R,通过调查或遥感信息提取,110,4.1.2,河系的特征,地表水在重力作用下，沿陆地的凹地流动，按其大小可分为江、河、溪和沟，这些统称为河流，而流域中河流（包括干流、支流）和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成一个庞大的系统，称,水系,，又称,河系,或,河网,。,(1),概述,:,河系汇聚全流域的地表和地下水，最终注入海洋、湖泊或消失于荒原。水系的名称通常以它的干流或以注入的湖泊、海洋命名，如长江水系、太湖水系、太平洋水系等。,111,河流按不同的级别划分为：,汇入干流的河流均称为一级支流，而汇入一级支流的河流则称为二级支流，以此类推。,河系中取长度最大或水量最多的河流为干流。,支流,:,干流：,依据水流的流动方向从上至下分为五段：,河源,中游,下游,河口,上游,112,(2),河系的主要特征：,河流长度,L:,指河源到河口的轴线长度。,尼罗河,亚马孙河,长 江,6650 km,6437 km,6380 km,113,流域河网密度,D,:,式中，,L,流域内干支流的总长度,(km),A,流域面积,(km,2,),定义为单位流域面积内的河流总长度，反映了流域对径流的调节能力，计算公式为：,114,河流的弯曲系数,式中，,L,河流的实际长度,(km);,l,河流二端间的直线距离,(km),弯曲系数,越大，对洪水宣泄越不利。,115,河流的落差和比降,落差：,河源与河口的垂直高差称为河流的落差。,落差大表明河流水能资源丰富。,河道比降：,落差与河长的比值称为河流的比降。,比降越大河道汇流越快。,116,4.2,径流的形成和径流的度量,径流 ：,指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二个途径流入河系，再流出流域出口断面的水流，这样的物理过程称作,径流形成过程,。,有时也指它的量，即在一定时段内通过某一河流断面的水量，称,径流量,。,117,流域蓄渗指降雨的雨水耗于植物截留、下渗和填洼等综合过程。降雨形成地面径流之前，在流域中会被以上几个方面所消耗，不参与径流的形成：,4.2.1,径流形成过程,可概化为二个过程 ：,(1),产流过程或称为流域蓄渗过程,118,b.,土壤蓄水量,S,指降雨入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的水量。,a.,植物截留量,I,s,降雨被植物茎叶拦截的现象称截留，,A,P,I,S,119,以上各种量不参与径流的形成，统称为,:,雨量的损失量或地面滞留量。,c.,填洼量,V,d,水分停蓄在地面洼陷处（水库、湖、塘等），称填洼。,d.,雨间蒸散发量,E,120,降雨形成的径流量,/,净雨量,径流量,(,净雨量,) =,降雨量,-,损失量,净雨量包括二个方面：,地面径流,R,地下径流,R,g,121,壤中径流,/,表层流,R,in,指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。,a.,地面径流,R,包括,:,坡面漫流,R,s,指沿流域坡地成片连续流动的水流。,122,b.,地下径流,R,g,包括,:,浅层地下径流,R,gs,当下渗水流到达地下水面后，则形成地下径流它包括：,指潜水面以下和第一个不透水层以上的含水层中的水流，亦称作无压地下水。,123,以上统称为地下径流，其特点是：,流量稳定；,地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流枯水期的重要来源。,深层地下径流,R,gd,指第一不透水层以下的深含水层中的水流，,亦称作有压地下水或承压水。,124,流域渗蓄及汇流过程示意图,S,土壤蓄水,填洼量,V,d,植物截流,I,s,降雨,P,蒸发,E,壤中流,R,in,浅层地下径流,R,gs,深层地下径流,R,gd,坡面漫流,R,s,125,(2),汇流过程：,坡地汇流：,坡面汇流,壤中流,地下径流,河网汇流：,小沟,小溪,小河,大河,流 域,出 流,126,河网汇流：,指水流沿河网中各级河槽向出口断面的汇集过程。,坡地汇流：,指水流沿坡面和地下向河网的流动和汇集过程，它包括,坡面汇流,、,表层汇流,和,地下汇流,。,当一次降雨形成的水流全部流出流域出口断面时，一次径流形成过程即告结束。因此，河网汇流可视为三种径流在时间上的再分配。,127,河川径流形成过程框图,流域出流,蒸 发,E,降 水,P,植物截留,I,s,填洼及地面蓄水,V,d,土壤蓄水,S,地下水蓄水,G,坡面漫流,R,s,壤中流,R,in,深层地下水径流,R,gd,河 网 蓄 水,浅层地下水径流,R,gs,不透水面,128,4.2.2,径流的度量,(1),流量,Q,单位时间内通过某一过水断面的水量,，可按下式计算：,式中，,A,：过水断面的面积,(,m,2,),V,：过水断面的平均流速,(,m/s,),Q,=,A,V,(,m,3,/s,),径流的度量常采用以下几个指标进行度量：,129,流量过程线,用来表示流域出口断面的径流随时间变化过程,瞬时流量,指某时刻的流量,如右,图中的,Q,1,，洪峰流量,Q,m,等,。,平均流量,指定时段内的平均流量，如日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量等。,Q(m,3,/s),T,t,1,t,2,t(s),Q,1,Q(t),W,Q,m,130,(2),径流量,W,指一定的时段内,T,(=,t,2,-,t,1,),通过的某一河流断面的总水量，,(,单位：,m,3,),式中,Q,(,t,) ,流量过程线,t,时刻 的瞬时流量,;,T = t,2,-,t,1,计算时段,;,计算时段内的平均 流量。,Q(m,3,/s),T,t,1,t,2,t(s),Q,1,Q(t),W,Q,m,131,(3),径流深,R,式中，,F,流域的面积,(km,2,),；,T,时段,(s),时段,T,内的平均流量,(m,3,/s),132,流域出口断面流量与流域面积的比值,即流域单位面积上所产生的流量：,(4),径流模数,M,依据,Q,的不同含义，,M,则有不同的称谓：,Q,若是,(,多,),年平均流量，则,M,称为,(,多,),年平均流量模数；,Q,若是洪峰流量，则,M,称为洪峰流量模数。,133,中国年径流深图,5-50,600-1000,50-100,200-400,5,1000-1600,1600-2000,134,(5),径流系数,某一时段的径流深,R,与相应的流域平均降雨深,P,的比值，其反映了降雨量转换成径流量比例的一个参数：,135,4.2.3,河川径流的动态变化,（,1,）河川径流的年际变化,影响年径流年际变化的主要因素是：,气候、流域下垫面状况及人类活动等。,反映年径流量的相对变化的特征值常用,变差系数,C,V,(= ),表示。,C,V,年径流量的年际之间变化剧烈。,136,（,2,）河川径流的年内变化,由于受气候及其他自然地理因素的影响，河川径流的年内变化是不均匀的。,中国的大多数河流，由于受季风的影响，其年内变化特点是：,夏季降水量多，径流量大，为洪水期；,冬季降水量少，径流量小，为枯水期。,137,