工程水文学课件第二章概要.ppt

　　我国多年平均径流深284mm，年径流系数0.433，呈自东南向西北递减趋势。按径流深的大小，可划分为丰水、多水、过渡、少水、干涸五个不同地带。 三、河川径流的分布 　　丰水带 年径流深大于800mm，包括东南和华沿海地区、台湾、海南、云南西南部及西藏东南部，年径流系数一般在0.5-0.8。 　　多水带 年径流深在200 -800mm之间，包括长江流域大部、淮河流域南部、西江上游、云南大部，以及黄河中上游一小部分地区。年径流系数一般为0.4-0.6。 　　过渡带 年径流深在50-200mm，之间，包括大兴安岭、松嫩平原一部分、三江平原、辽河下游平原、华北平原大部、燕山和太行山、青藏高原中部、祁连山山区及新疆西部山区。年径流系数一般为0.2-0.4。 　　少水带 年径流深在10-50mm之间，包括松辽平原中部、辽河上游地区，内蒙古高原南部、黄土高原大部、青藏高原北部及西部部分丘陵低山区。年径流系数一般为0.1左右。 　　干涸带 年径流深小于10mm，包括内蒙古高原、河西走廊、柴达木盆地、准噶尔盆地、塔里木盆地、吐鲁番盆地。年径流系数只有0-0.03。 （一）流量观测与整理 　　流量观测方法很多，最常用方法是采用流速仪定点测速。 四、流量观测与计算 由于河流断面上流速不均匀，需分块计算平均流速和流量，首先用数条垂线将测流断面划分成数块部分面积A1，A2　…　Aｎ，然后测出每块小面积上的平均流速Ｖ１，Ｖ２， …Ｖｎ。根据下式计算流量： 划分部分面积的垂线也称测深垂线，测量各垂线上的水深一般采用测深锤、测深杆，由此可得各垂线水深H１，H２……Hn。部分面积计算采用梯形法： 1．部分面积测量 测深垂线一般也是测速垂线。垂线流速观测常用一点法，二点法，三点法和五点法四种。 2.部分面积平均流速测验 各部分面积平均流速计算如下：中间部分 两岸水边 　　　 式中，α称岸边系数。 在洪水期水位较高无法采用流速仪测流，常采用浮标测速方法。一些测站应用超声波测速方式，观测断面流速和流量。 当水文资料缺乏和不充分时，需进行洪水调查。 观测常设备有水尺和自记水位计两大类。 采用水尺观测时，水面在水尺上的读数加水尺零点高程即为水面水位。 自记水位计可将水位变化的过程自动记录下来。 （二）水位观测 观测以及分析计算出的水文资料可以整编成日、月、年平均水位和平均流量，汛期水位和流量过程，刊登于水文年鉴或水文数据库。 （三）水位和流量资料整编 在方格纸上，纵坐标代表水位，横坐标代表流量，点绘实测水位和流量的数据，若点子分布成一带状，且有７５％以上的中高水流速仪测点与平均关系曲线的偏离不超过±５％，则可以定为单一水位～流量关系曲线。 （四）稳定的水位流量关系 Z (m) Q (m3/s) 稳定的水位～流量关系 * 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 五、流域平均雨深计算 加权平均法（泰森法） 当流域内雨量站分布不均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量式中，fi/F 表示第i 雨量站的面积权重。 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。 式中, fi —两条等雨深线间的面积；Pi —fi 上的平均雨深。 第四节 下渗 　　在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和带；地下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为包气带。 存在于包气带中的水称为土壤水，饱和带中的水称为地下水。 　　一、饱和带和包气带 　　吸湿水 土粒表面分子力所吸附的水分子称为吸湿水，不能流动也不能被植物利用。 　　薄膜水 由土粒剩余分子力所吸附在吸湿水层外的水膜称为薄膜水，不受重力的影响。 二、土壤水 　　毛管水 土壤孔隙中由毛管力所持有的水分。由毛管力所支持而存在于土壤孔隙中的水分称支持毛管水；悬吊于孔隙之中而不与地下水面接触的水分称为毛管悬着水。 　　重力水 在重力作用下沿土壤孔隙向下流动的水为重力水，是地下水的主要补给源。 凋萎含水量 植物无法吸收土壤水分而开始凋萎时的含水量。大于凋萎含水量的土壤水分为有效水量。 毛管断裂含水量 毛管悬着水连续状态开始断裂时含水量。低于此值，土壤水分交换以水汽状态进行。 土壤含水量 田间持水量 土壤所能保持的最大毛管悬着水量。高于此值，多余水分以重力水下渗。 饱和含水量 土壤空隙都被水充满时的土壤含水量。 土壤含水量 　　下渗是水从土壤表面进入土壤内的运动过程。影响下渗过程的主要因素有降雨强度及历时、土壤