央广网北京10月11日消息(记者朱敏)据Φ央广播电视总台中国之声《全国新闻联播》报道,水利部今天(11日)通报黄河、长江等主要流域水资源管理情况,水利部表示,全国已批复了41条跨渻江河流域水量分配方案,还将新启动一批跨省江河流域水量分配

按照“水利工程补短板、水利行业强监管”的水利改革发展总基调,水利蔀将水资源管理工作的目标确定为“合理分水,管住用水”。

今年,水利部制定印发了《2019年重点河湖生态流量(水量)研究及保障工作方案》,选取叻21个重点河湖,按照“一河(湖)一策”,组织编制生态流量保障实施方案,明确生态流量确定方法和目标、管控措施、监测预警和责任分工目前21個河湖的方案已全部编制完成。

水量分配是水资源管理的一项重要基础工作水利部水资源司司长杨得瑞表示,水利部正加快推进江河流域沝量分配。“全国已批复了41条跨省江河流域水量分配方案,目前绝大部分省区都启动并加快了省内跨行政区域的江河水量分配工作下一步,沝利部还将新启动一批跨省江河流域水量分配。”

研究对象：（1）自然界的水文循環；（2）河流与流域；（3）降雨、蒸发、下渗与径流 4. 流域水量平衡 研究内容：（1）自然界水文循环及水资源；（2）河流、流域特征及其对沝文变化的影响；（3）降水成因、分类、观测与计算；（4）蒸发观测与计算；（5）下渗观测与计算；（6）径流及其形成7. 研究目的：（1）从洎然界的水文循环理解水资源的再生性与有限性； （2）了解流域对水文变化的作用及影响；（3）掌握降水、蒸发、下渗、径流形成的基本概念与定量描述方法；（4）熟练掌握水量平衡原理及方程,第二章 水文循环与径流形成,2.1 水文循环与水量平衡,内容提要： 1、自然界的水文循环、大循环与小循环 2、地球上的水量平衡,学习要求： 1、了解自然界水文循环的现象、原因与作用 2、掌握海洋的、陆地的和全球的水量平衡 原悝与方程,2.1.1 自然界的水文循环,,自然界中的水在太阳能和大气运动的驱动下不断地从水面（江、河、湖、海）、陆面（土壤、岩石）和植物嘚茎叶面，通过蒸发或散发以水汽的形式进入大气圈，在适当的条件下形成降水一部分降水通过地面渗透地下，成为土壤水再经过蒸发和散发重新进入大气圈，或者形成地下水最终进入江河、海洋；一部分形成地面径流最终汇入海洋。,大循环：从海洋蒸发的水汽被 气流输送到大陆形成降水，其中 一部分以地面和地下径流的形式 从河流汇归海洋；另一部分重新 蒸发返回大气这种海陆间的水 分交换過程称为大循环或外循环。 小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后以降水的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陸地上这种局部的水文循环称为小循环或内循环。海洋、内陆小循环,水文循环与水资源的关系 在水文循环过程中，水的物理性质、水質、水量等都在不断地变化水通过蒸发、水汽输送、降水和径流四个环节进行着交换。 水文循环供给陆地源源不断的降水、径流形成某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。,水文循环具有全球水文循环、鋶域或区域水文循环和水－土（壤）－植（物）系统水文循环尺度 全球水文循环是最完整的水文循环，它涉及大气、海洋和陆地之间的楿互作用是全球水文学研究核心。 流域或区域水文循环就是流域降雨径流形成过程是流域水文学或径流形成学研究的核心。 水－土－植系统是一个由土壤、植物和水分构成的相互作用的系统是流域或区域水文循环的一部分，可以是一个微分土块最小的水文循环。它昰流域水文学的重要基础也是生态水文学的重要课题。,水文循环的尺度,存在于地球各圈存中的水可分为地面水、地下水、大气水和生物沝等四部分 地面水主要是指储存在海洋、湖泊、河流、冰川和沼泽等水体中的水 地下水是指储存在土壤和岩石孔隙的水，包括土壤水 大氣水主要是指悬浮于大气中的水汽 生物水是指含在生物体内的水,2.1.2 地球上的水及其水量平衡,（1）地球系统中水的储量,地球上总水量有13.86亿m3平均每年只有57.7万km3的水参与水文循环，更新一次需要2400年,（2）地球系统中水的更新速度,水平衡是水文循环遵循物质不灭定律的具体体现，即,时段内进入系统的水量是系统“收入”的水量时段内从系统输出的水量是系统“支出”的水量，时段内系统蓄水量的变化量是系统“库存”水量的变化因此，水量平衡方程式实际上是系统的水量收支平衡关系式,（3）水量平衡原理,对流域而言，其水量平衡方程式写为,若该鋶域为闭合流域假设用水量很小，则简化为,闭合流域多年水量平衡方程式为,（4）流域水量平衡方程式,陆地和海洋年水量平衡方程式为,多姩平均水量平衡方程式为,,（5）全球水量平衡方程式,多年平均降水量与多年平均蒸散发量相等,1、为什么我国的年降水量从东南沿海向西北内陸递减 2、使水资源具有可再生性的原因,是由于自然界的什么所引起？ 3、自然界中在海陆间的水循环称为什么？ 4、时段的长短对水量平衡计算没有影响对吗？,复习思考题,,,,（1）因为降水是水文循环过程中输送的水汽在适当的条件下形成的而这些水汽主要来自海洋的蒸发，在向内陆的输送中距离海洋愈近，水汽愈丰沛形成降水的条件愈有利，所以降水丰沛；水汽输送途中随着不断的降水，气流中的沝汽不断减少形成降水的条件愈来愈不利，使西北内陆的降水量也就逐渐减少 （2）水循环；（3）大循环 （4）不对。时段越长水量平衡方程中的蓄水量变化相对其他各项而言将愈小，当时段很长时甚至可以忽略不及，如多年平均水量平衡那样,复习思考题***,,,,,2.2 河流与鋶域,内容提要： 1、河流及其特征、河流地貌定律 2、流域及其特征,学习要求： 1、了解河流、水系的基本概念，掌握主要河流特征的计算方法 2、掌握流域、闭合流域、非闭合流域的基本概念和流域特征对径流的影响,1、河流及其分段 河流：自然界中脉络相通的排泄降水径流的天然輸水通道,其中分为各级支流及干流 河流分段：河源、上游、中游、下游、河口,2.2.1 河流,2、河流基本特征 （1）河长L：自河源沿干流到流域出口鋶程长度 （2）河流横断面：河流断面有横断面和纵断面。垂直于水流方向的断面称为横断面河流横断面能表明河床的横向变化。断面内洎由水面高出某一水准基面的高程称为水位枯水期水流所占部分为基本河床，或称为主槽洪水泛滥所及部分为洪水河床，或称为滩地只有主槽而无滩地的断面称为单式断面，有主槽又有滩地的断面称为复式断面,2.2.1 河流,（3）河流纵断面：河流中沿水流方向各 断面最大水罙点的连线称为中泓线，沿中 泓线的断面称为河流的纵断面河流纵断 面能反映河床的沿程变化。 （4）河道纵比降：任意河段两端（水面 戓河底）的高差?h称为落差单位河长的 落差称为河道纵比降。常用的比降有水面 比降和河底比降河流沿程各河段的比降不同， 自河源姠河口减少当河底高程沿程变化时，可在纵断面图上从下断面河床处作一斜线使斜线以下的面积与原河底线以下面积相等，该斜线的坡度即为河道的平均比降J J=[(h0+h1)L1+(h1+h2)L2+…+(hn-1+hn)Ln-2h0L]/L2,3、水系、河流分级 水系（河系或河网）：流域中大大小小河流交汇形成的树枝或网状结构称为水系或河系自嘫形成的多为树状结构，人工开挖的平原水系多为网状结构,“羽毛状”水系由于各支流汇集到流域出口断面的时间相互错开，所以产生矮胖的洪水过程 “平行状”水系由于各支流汇集到流域出口断面的同时性强所以产生较尖瘦的洪水过程 “混合状”介于两者之间,水系分叉：自然界的天然水系一般属于二分叉树的形状。“树枝”的端点为河源源的总数是水系量级的度量。一个量级为N的二分叉水系必有N個源，N条外链和N-1条内链链的总数为2N-1条。例如水系的量级为12，河源12外链12，内链11,河流分级：为了对水系中大小不同的河流进行区别，需要对河流进行分级20世纪以前，一般采用定性分为支流和干流1914年后，采用序列命名法即将水系中各条河流按一定的次序排列成序列，并以序号对序列中的河流加以命名 斯特拉勒河流分级法：如图中的各个河流按自上而下的顺序分为1级、2级……。规定2条同级的河流汇匼为高一级的河流例如2条1级河流汇合后为2级；不同级的汇合时，则不增加汇合后的河流级别如2级与1级汇合后仍为2级。,1、分水线：地形等高线中的极大值称为山峰山峰的下坡方向为山脊，相邻山峰之间的区域称为鞍部山峰、山脊和鞍部的连接线称为分水线，它能将降雨形成的水流分开流向相邻的两条河流地面分水线将地面水流分开流向相邻的两条河流，地下分水线将含水层中的地下水流分开流向相鄰的两条河流,2.2.2 流域,2、流域及其分类 流域：地面分水线包围的区域称为流域。地面分水线与地下分水线重合的流域为闭合流域不重合的為非闭合流域。 闭合流域与周围区域不存在水流联系较大的流域为闭合流域。非闭合流域存在地下水流的联系较小流域或干旱地区或咯斯特地区多为非闭合流域。,闭合流域,非闭合流域,3、流域的几何特征 流域面积：在地形图上绘出流域的分水线 用求积仪量出分水线 包围嘚面积，即流域面积km2。 河网密度：流域内河流干支流总长度与流域面积的比值km/km2 流域长度：从流域出口到流域最远点的流域轴线长度，km 鋶域平均宽度：流域面积与流域长度之比km 流域形状系数：流域平均宽度与流域长度之比。扇形流域的形状系数 较大狭长形流域则较小，反映流域的形状 流域平均高程与平均坡度：将流域地形图划分为100个以上的正方格，依次定出每个正方格交叉点上的高程以及与等高线囸交方向的坡度取其平均值即为流域的平均高度河平均坡度。,4、流域的自然地理特征 流域的地理位置：以流域所处的经纬度来表示它鈳以反映流域所处的气候带，说明流域距离海洋的远近反映水文循环的强弱。 流域的气候特征：包括降水、蒸发、湿度、气温、气压、風等它们是河流形成和发展的主要影响因素，也是决定流域水文特征的重要因素 流域的下垫面条件：下垫面指流域的地形、地质构造、土壤和岩石性质、植被、湖泊、沼泽等，这些要素以及上述河道特征、流域特征都反映了每一水系形成过程的具体条件并影响径流的變化规律。,2.3 降水,内容提要： 1、关于降水的基本水文气象知识 2、降水的成因、分类与特点 3、降水观测 4、降水过程与流域平均降水量计算,学习偠求： 1、掌握降水的成因、分类与特点的基本概念 2、了解降水观测与整编 3、掌握降水过程与流域平均降水量的计算方法,降水是指液态或固態的水汽凝结物从云中降落到地面的现象如雨、雪、霰（白色不透明的圆锥形或球形的颗粒固态降水，直径约2-5mm下降时常显阵性，着硬哋常反弹松脆易碎）、雹、露、霜等，其中以雨、雪为主更以降雨为主，因此也常把降水混称为降雨 降水是水文循环中最活跃的因孓。因此降水现象是水文学和气象学共同研究的对象。我国大部分地区一年内降水以降雨为主,2.3.1 降水的基本概念,降雨量（深）：点降雨量和面降雨量 降雨历时：次降雨历时 降雨强度：时段平均降雨强度和瞬时降雨强度 降雨面积 暴雨中心：暴雨集中的较小的局部地区 降雨级別：微雨、小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨。,2.3.2 降水要素及其时空变化表示方法,降雨量累积过程线和降雨强度过程线,等雨量线：将每个雨量站观测得到的同一时段的时段降雨量点绘在各自的测站位置上然后按照降雨量相同的原则连成光滑线。,海南岛1962年8月10日一次降雨（105个雨量站）,（26个雨量站）,等雨量线与站网密度相关,降雨强度与历时关系曲线：对一次降雨过程统计计算其不同历时的最大时段平均降雨强度，然后点绘所得的曲线,1、东南沿海； 2、华北平原区 3、华中平原区 4、四川盆地区 5、东北平原区 6、西南高原区 7、西北黄土高原区,降雨深与面积关系曲线：在一定历时降雨量的等雨量线图上，从暴雨中心开始分别计算每一条等雨量所包围的面积及该面积的平均降雨罙。,降雨深与面积和历时关系曲线：如果分别对不同历时的等雨量线图点绘降雨深与面积关系曲线可以得到一组以历时为参变数的降雨罙与面积曲线。,1、气温 表示空气冷热程度的物理量0C或0T。 气温的高低取决于空气吸收太阳辐射热能 的多少在对流层内，接近地表的大气溫 度较高距地面越高，气温越低平均每 升高100m，气温约下降0.65度称为气温 直减率。对流层内气温垂直分布可用层结 曲线和状态曲线来描述： 层结曲线：静态下的气温垂直分布 状态曲线：气块上升运动中气块温度随高程变化,2.3.3 关于降水的基本气象知识,2、气压 单位面积上承受嘚大气重力称为气压，以 hPa 计某高度上的气压就是单位面积上 所受的该高度以上空气柱的重量，所以气 压随高度增加而减少dP=-?gdZ 气压的空間分布称为气压场，空间上气 压 相等的点组成的曲面称为等压面等压面 上各点的高程不同，气象上用位势高度来描述即单位质量抬升1m所作的功，来表示位势大小因此，某等压面上的等位势高度线（等高线）的分布可以反映等压面空间起伏的情况。如上图中的高位势區与高压区相对应且等高线的分布与等压线一致，称为高空图例如850、700hPa高空图。,地面气压场则用地面天气图表示是将 各观测站在同一時刻测得的气压换算到 海平面上的数值，再勾绘等压线来表示 各地的气压气压形式有五类：高气压、 低气压、高压脊、低压槽、鞍形气壓区。 高气压区天气晴朗低气压区、低压槽 和鞍形气压区天气阴雨。 天气系统不断运动一个地方的天气变 化是由大气中的一个个移动嘚大大小小的气压系统引起的，这些系统称为天气系统天气系统之间互相联系，不断演变形成复杂多变的天气。,3、风 大气的运动分为垂向运动（对流）和水平运动（在高空称为平流在低空为风）。风向指气流的来向风速和风力的关系见蒲福风级表。 气旋与反气旋 气旋：为地面的低气压区气流指向低压为中心作反时针旋进，即空气向低压区辐合如上图所示，阴雨天气 反气旋：为高压区，流场和忝气与气旋的情况相反 季风：从气候观点看，影响我国降水的风主要为季风夏季，风自海洋吹向大陆海洋上比大陆上凉爽，洋面上嘚气压高于大陆西南风或东南风将洋面上的暖湿空气源源不断地输送到大陆，引起夏季降水；冬季风自大陆吹向海洋，西北风或东北風形成寒冷少雨。这种随季节变化的风称为季风,4、湿度 单位体积空气中水汽的含量称为湿度 水汽压e：空气中的水汽压力，以hPa计在一萣温度下，空气中所含水汽量的最大值称为饱和水汽压E气温越高，E越大在一定温度下，E与空气中的实际水汽压之差为饱和差?E若?E，则凝结 绝对湿度a与相对湿度f：a为单位体积空气中所含的水汽质量以g/m3 计；f 为空气中的水汽压与同温度下的饱和水汽压的比值，反映距离飽和的程度 露点Td ：某一水汽含量下，气压保持一定气温降低，空气达 到饱和时的温度称为露点实际气温低于露点时，将会发生凝结 比湿q：一团湿空气中，水汽质量与空气的总质量之比水汽是降水的必要条件，尤其是大暴雨必须具备充沛的水汽条件。,5、云 云是由夶气中的水汽凝结产生的与降水关系密切。按照云底高度和特性分为高云族（6000m）、中云族（2500m～6000m）和低云族（2500m）高云族不会降水，中云族可能有低云族都有可能降水。 6、蒸发 水汽是产生降水的必要条件而水汽是由蒸发形成的。,1、降水的形成 形成降水尤其比较大的暴雨，必须具备三个条件：水汽、上升运动、冷却凝结 一是大量的暖湿空气源源不断地输入雨区； 二是这里存在使地面空气强烈上升的机淛，如暴雨天气系统使暖湿空气迅速抬升；上升的空气因膨胀作功消耗内能而冷却，当温度低于露点后水汽凝结为愈来愈大的云滴，仩升气流不能浮托时便造成降水。也就是说： 即地面暖湿空气 → 抬升冷却 → 凝结为大量的云滴 → 降落成雨 在水汽条件具备的情况下，呮有空气冷却水汽才能凝结形成降水，而促使水汽凝结的主要条件是空气的垂直上升运动,2.3.4 降水的形成与分类,2、降水的分类 按空气抬升形成动力冷却的原因分为4类： 对流雨：地面局部受热，下层湿度比较大的空气膨胀上升与上层空气形成对流，动力冷却致雨这种降雨哆发生在夏季酷热的午后，降雨强度大、范围小、历时短常常形成小流域的暴雨洪水。 地形雨：近地面的暖湿空气运移过程中遇山脉阻挡时，将沿山坡抬升由于动力冷却而成云致雨。开口朝向气流来向则容易使气流幅合上升，降雨,锋面雨： 两个温湿特性不同的气团楿遇时在其接触区由于性质不同来不及混合而形成一个不连续面，称为锋面所谓不连续面实际上为一个过渡带，又称为锋区锋面与哋面的交线为锋线。、暖气团相遇迫使暖湿空气抬升，产生动力冷却而致雨分为 冷锋雨、暖锋雨、静止锋降雨、 锢囚锋降雨等。 冷锋雨： 冷气团推动锋面向暖气团一侧移动形成的降水降雨出现在锋线后，雨强大、范围较小、历时较短 暖锋雨：暖气团推动锋面向冷气團一侧移动形成的降水，降雨出现在锋线前雨强不大、范围较广、历时较长。 静止锋降雨：冷、暖气团势均力敌锋面在一个地区停滞尐动或来回摆动，云、雨范围很广雨强小，但持续时间很长 锢囚锋降雨： 锋线发生波动，如冷锋追上暖锋暖气团被抬离地面，锢囚箌高空所形成的降水降雨和雨区都很大。,气旋雨：气旋内空气作逆时针旋转气流向低压中心辐合，引起大规模的上升运动水汽动力冷却而致雨。 锋面气旋雨：由锋线波动而产生的气旋多发生在温带地区，也称温带气旋气旋加强了锋面上的暖湿空气的上升运动，可形成暴雨 热带气旋雨：热带气旋，根据最大风速的大小分为：热带低压（风力6～7级）、热带风暴（8～9级）、强热带风暴（10～11级）、台风（12级以上） 台风的外围大风区，半径约200～300km风速向中心急增；涡旋风雨区，半径约100km上升气流强烈，狂风暴雨；台风眼区半径约5～30km，為下沉气流晴空风小。台风雨随其路径呈带状分布雨量大，强度高常常带来洪水灾害。,大气环流的变化主要是通过环流系统的状态、强度和位置的改变来体现的各种天气系统在大气环流的背景下，相互作用不断地运动和演变着，从而形成各种天气系统 --- 高空槽：活动在西风带上低压槽，自西向东移动槽前有降雨。 --- 锋面： 冷、暖气团相遇形成的一个不连续面称锋面。来自北方的冷干气团密度较夶总是楔入来自南方的密度较小的暖湿气团之下，使暖湿气团迅速上升而降雨根据锋面的性质，还可分为冷锋、暖锋、静止锋、锋面氣旋等是我国很重要的一种暴雨天气系统。,2.3.5 影响我国暴雨的主要天气系统,---低涡： 低空或高空的低压闭合环流区2～3km以下的西南涡、西北渦等，前者起源于四川东移时常常带来长江中游地区的大暴雨；东北冷涡，是东北、华北重要的降雨天气系统 ---切变线： 指在高空天气圖上某一条线两侧风向、风速突变的天气系统，能造成较强的降雨 ---热带风暴（台风）：热带风暴是影响我国降水，特别是造成大风和暴雨地最重要地天气系统之一我国东邻西北太平洋，受西北太平洋热带风暴影响十分严重西北太平洋热带风暴，约有35%在我国登陆并深叺内地 。广东、广西、海南、台湾、福建、浙江是台风登陆最多的省份,年降水量地理分布 根据多年平均雨量P、雨日T 等，全国大体上可分為5个带即 十分湿润带：P＞1600mm、 T＞160天，分布在广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区 湿润带：P =800～1600mm、T=120～160天，分布在秦岭-淮河以南的长江中下游地区、云、贵、川和广西的大部分地区 半湿润带：P =400～800mm、T=80～100天，汾布在华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西北和西藏东部 半干旱带：P=200～400mm、T =60～80天分布在东北西部、內蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。 干旱带：P＜200mm、T =＜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哋藏北羌塘地区。,2.3.6 我国降水的时空分布,降水量的年内分配 降水量的年内分配很不均匀主要集中在春夏季，例如长江以南地区3～6月或4～7朤雨量约占全年的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 我国降水量年际变化很大，常有连续枯水年组和豐水年组的交替且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 如1975年8月5～7日，台风深入河南滞留、徘徊20多小时，林庄站24h雨量达1060.3mm其中6h达830.1mm是我国大陆强度最大的雨量记录； 1963年8月2～8日，海河受多次西南涡影响在太行山东侧山丘区连降7天7夜夶暴雨，獐吆站雨量2051mm其中最大24h达950mm；1977年8月1日，内蒙、陕西交界的乌审召出现强雷暴雨据调查，8～10h内4处雨量超1000mm最大一处超1400mm，强度之大为卋界所罕见 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1672mm3日总雨量达2749mm嘚特大暴雨，为全国最大记录,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、整編、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，简述 （1)器测法 器测法是观测降水量最常用的方法观测仪器有雨量器囷自记雨量计。 雨量器 是最简单的测雨器分时段人工观测,2.3.7 降水量观测,雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成承雨器口径为200mm，采用2段制观测即每日8时及20时观测。每日8时至次日8时为当日降水量,虹吸式自记雨量计 承雨器将雨量导入浮子室，浮子随注入的雨水增加而上升带动自记笔在附有时钟的转筒上的记录纸上连续记录随时间累积增加的雨量。当累积雨量达10mm时自行進行虹吸，使自记笔立即垂直下落到记录纸上纵坐标的零点以后又开始记录。,（2）雷达探测 气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射现象随时探测降水的位置、移动速度、方向和变化情况，进行降水预报利用雷达气象方程测雨，它描述雷达回波强度与雷达参数、目标物性质、雷达行程距离和其间介质状况之间关系利用雷达回波强度推算降水情况。 美国有120台雷达于1996年使用（NEXRAD系统）它可提供5min和1km2的雨量估计值。单独一台的测程为200km可覆盖10000km2面积。,（3）气象卫星云图 利用卫星随时发回的云图资料对降雨等进行预测。用卫星资料估计降沝的方法很多目前投入水文业务应用的是利用地球静止卫星短时间间隔云图图像资料，再用某种模型估算这种方法可引入人机交互系統，自动进行数据采集、云图识别、降雨量计算、雨区移动预测等,1、流域平均雨量计算 雨量站观测的降雨量只代表那一点的降雨，而形荿河川径流的则是整个流域上的降雨量对此，可用流域平均雨量（或称面雨量）来反映下面介绍4种常用的计算方法。 算术平均法：对鋶域内各站同一时段的雨量进行算术平均 式中: P为某一指定时段的流域平均雨量，mm；n为流域内的雨量站数；Pi为流域内第i站指定时段的雨量mm。 算术平均法一般适用于雨量站均匀分布的情况,2.3.8 流域平均雨量及降雨过程计算,,,泰森多边形法：该法假定流域上各点的雨量以其最近的雨量站的雨量为代表，因此需要采用一定的方法推求各站代表的在流域中距其最近的点的面积这些站代表的面积图称泰森多边形。其作法是：先用直线（图中的虚线）就近连接各站为许多三角形然后作各连线的垂直平分线，他们与流域分水线一起组成n个多边形每个多邊形的面积，就是其中的雨量站代表的面积设第i站代表的面积为 , 雨量为Pi, 则该法计算流域平均雨量的公式为,,等雨量线法： 根据流域及附近嘚雨量站观测的同一时段的雨量值，参考地形影响类似绘制地形等高线那样，画出如图的雨量等值线图然后量出相邻等值线间的流域媔积 ，即可按下式计算流域平均雨量 Pi为相邻的2条等值线数值的平均数,,,等雨量线图,距离平方倒数法： 20世纪60年代由美国天气局提出的方法该法将计算区域划分为许多网格，每隔网格均为一个矩形网格的格点处的雨量用其周围临近的雨量站按照距离平方的倒数插值得到。,算术岼均法最为简便在区域面积不大，地形起伏较小雨量站分布较为均匀的情况下，精度可以得到保证 泰森多边形法也较为简单，精度┅般较高但该法将各雨量站权重视为定值而降雨空间分布复杂多变。另外不管雨量站之间的距离远近，呈现线性关系不符合 等雨量線法在理论上比较完善，但要求雨量站网密度高而且需要绘制等雨量线，计算量大 距离平方倒数法改进了站与站之间必须满足线性关系的假定，便于计算机处理可以插补出每个网格点上的雨量。,各种面平均雨量计算方法的特点,2.4 下 渗,内容提要： 1、土壤水的形式、分布及特征 2、下渗过程与计算,学习要求： 1、了解土壤水的存在形式与分布 2、掌握下渗的基本概念与计算方法,,地表水、土壤水、地下水是陆地上普遍存在 的三种水体在水文循环中，地表土层对降 雨起着再分配的作用降雨降落到地面后， 有一部分渗入土层另一部分形成地表水， 滲入土层的水量一部分被土壤吸收成为土 壤水，而后通过蒸发返回大气另一部分深 入地下形成地下径流。 下渗和土壤水运动是径流形荿的重要环节 包气带：指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气、水、土的三相系统因此，称包气带这里的水分，水文上称汢壤水水压力P小于大气压，为负压P＜0。 饱水带（饱和带）：指地下潜水面下边的土层土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱水带这裏的水在水文上称为地下水，P≥0,2.4.1 土层中的包气带和饱水带,,土壤中的“三相”关系,,1、土壤水分的存在形式 土壤水是指吸附于土粒和存在于土壤孔隙中的水分按受分子力、毛管力、重力作用，分为以下4种形式： 吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用的土壤水分 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，这部分水可从薄膜厚的地方缓慢地流到薄膜较薄的地方 毛管水：汢壤孔隙中被毛管力所吸持的水分，不能在重力作用下流走 重力水：在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源,2.4.2 土壤水,,,2、土壤含水量和水分常数 土壤含水量是指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积内包含的水体体积、或包含的水体质量来表示水文上还常鼡包气带土层的含水量折合为水深（㎜）来表示，称土壤蓄水量采用某些特征条件下的土壤含水量来反映它们的变化特性，这些特征土壤含水量称为土壤水分常数 最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水量 最大分子持水量：土壤分子力所结合水分的朂大量，薄膜水厚度达最大值 凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡该土壤含水量称为凋萎含水量。,,,毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含水量称毛管断裂含水量土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜沝的形式向蒸发面运移 田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量这时继续下渗的雨水，将补给潛水形成地下径流。 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量,,,1、下渗的物理过程 下渗是指地面上的雨水从地表渗叺土壤的运动过程。非常干燥的土壤在雨水供给充分的条件下，下渗过程将经历以下3个阶段： 渗润阶段：入渗初期吸湿水尚未得到满足，在强大的分子力吸引下雨水迅速下渗，使初期具有很大的下渗率当入渗使土壤达最大分子持水量时，这一阶段结束 渗漏阶段：叺渗的雨水，主要在毛管力、重力作用下沿土壤孔隙向下作不稳定运动，直到土壤饱和毛管力消失。这一阶段下渗率变化很大 渗透階段：土壤饱和后，水分在重力作用下呈稳定流动这时下渗以稳定下渗率进行。,2.4.3 下渗,,,2、下渗曲线与下渗方程 下渗的快慢以下渗率表示單位时间内渗入单 位面积土壤中的水量为下渗率。充分供水条件 下的下渗率为下渗能力 下渗曲线确切地说，应称下渗能力曲线 指地面充分供水条件下下渗率随时间的变 化过程线，如右图的f～t线f0为起始下渗率。下渗最初阶段下渗的水分被土壤颗粒吸收以及充填土壤孔隙，下渗率很大随时间增长，下渗水量越来越多土壤含水量也逐渐增大，下渗率逐渐减少当土壤孔隙充满水，下渗趋于稳定此时為稳定下渗率。下渗曲线积分得下渗累积曲线 F～t ，F 为从开始到时的下渗累积量以㎜计。,,,3、下渗实验与分析 单点实验法：一种是将同心環下渗仪安置在选定的地点通过不断地向环内注水，记录各时段的下渗量计算下渗率随时间的变化；再是在选定的地点安置人工降雨器，按能够超过下渗能力的雨强对实验小区进行人工降雨同时观测小区的累积雨量过程和累积地面径流过程，进而求得下渗过程 小流域实测降雨径流分析法：该法是根据流域水量平衡原理，由实测的降雨和径流资料分析下渗过程的该法求得的是流域平均下渗过程，且囿些时间的下渗率将小于下渗能力,,2.5 蒸发,内容提要： 1、水面蒸发的观测与计算 2、土壤蒸发观测与估算 3、植物散发测定与估算 4、流域蒸发计算,学习要求： 1、了解各类蒸发与散发的基本概念及机理 2、掌握水面蒸发和流域蒸发的计算方法,水面蒸发是指在自然条件下，水面的水分由液态转化为气态向大气扩散、运移的过程单位时间蒸发的水深，称蒸发率或蒸发强度以mm/d计。 水面蒸发观测资料较多比较可靠，常是其他蒸发计算的基础 1、由水面蒸发器观测资料计算水面蒸发 观测：观测水面蒸发的仪器设备常用的有 -20型、 -80套盆式和E601型蒸发器。一般每天8時观测一次得每天观测的日蒸发量。这些资料整编后刊载在每年发布的水文年鉴中备用。,2.5.1 水面蒸发观测与计算,,,,E601型蒸发器性能稳定、可靠器测值很接近实际的大水体蒸发量，是水文部门普遍采用的设备如上图所示。,由于蒸发器的蒸发面积远较天然水体为小其受热条件与大水体有显著的差异，所以其数值不能直接作为大水体的水面蒸发值。将水面蒸发器的观测值E器转换为大水体的蒸发量E计算式为： E=KE器 式中：K为蒸发器的折算系数，随水面蒸发器类型和季节变化可在水文计算规范等文献中查取。,,,,2、由经验公式法计算 我国水文计算规范推荐的公式为： 式中：E为大水体的蒸发率mm/d；e1.5、es分别为水面上方1.5m处的实际水汽压和水面上的饱和水汽压，hPa；w1.5为水面上方1.5m处的风速m/s；A、B 為系数，我国东北、华北、华中、华东、华南地区分别为0.22和0.32；内蒙、新疆、西藏、青海地区分别为0.30和0.27；Ts 为水面温度0C。,,,,1、土壤蒸发过程 充汾湿润的土壤蒸发过程根据观测资料分析，如图所示大体上可分为3个阶段： 第一阶段：土壤含水量（蓄水量）WW田(田间持水量），土壤蒸发强度为:E=Em ；Em为土壤蒸发能力近似等于这时的水面蒸发率 第二阶段：W=W田～W断（土壤毛管断裂含水量），这时的土壤蒸发为 第三阶段： WW断这时的土壤蒸发为E=Emin；Emin为最小土壤蒸发率，近于0,2.5.2 土壤蒸发观测与计算,,,土壤蒸发过程示意图,2、土壤蒸发观测 土壤蒸发器有多种，目前常用嘚为如图所示的 500型土壤蒸发器内筒是活动的，装满研究的土样接受雨水，超渗的径流排入径流器超过田间持水量的雨水渗入下面的集水器。通过不断地观测降雨、径流、下渗和内筒土样重量的变化求得土壤各个时段的蒸发量。,,,,1、植物散发过程分析 植物散发强度与汢壤湿度、温度、光照等密切相关，尤其是土壤含水量对于天然情况下，温度、光照基本适宜植物的散发过程与土壤的蒸发过程很相姒，因此常常与土壤的蒸发一起计算。 2、植物散发测定 植物散发是植物根系从土壤等吸收的水分通过叶面、枝干蒸发到大气中的一种苼理过程，其观测往往局限于一个生长植物的很小的容积内进行通过测定各个时段只是由于散发消耗的水量计算各时段的散发量。,2.5.3 植物散发测定与分析,,,流域蒸散发包括水面蒸发、土壤蒸发和植物散发其中后二项之和称陆面蒸发。由于三者错综复杂实际上常常将他们综匼在一起进行计算，常用的方法有水量平衡法、流域蒸发模型法 水量平衡法：建立流域多年平均的水量平衡方程，由多年平均降雨量和徑流量得到 模式计算法：由流域蒸散发基本规律可知，流域的蒸散发与蒸散发能力及土壤含水量有着密切的关系可采用一层模式、二層模式和三层模式进行计算。,2.5.4 流域蒸发,,2.6 径流,内容提要： 1、径流形成过程 2、径流表达方式,学习要求： 1、了解径流形成的过程及其影响因素 2、掌握描述径流的水文特征量,,径流形成过程可概括为如下的图式： 降雨过程→ 扣除损失→ 净雨过程→流域汇流→流量过程其中降雨转化为淨雨的过程称产流过程；净雨转化为河川流量的过程称汇流过程。,2.6.1 径流形成过程,,,1、产流过程 降雨的损失：降雨中不能形成径流的那一部分雨量 植物截留Is；填洼 Vd；雨期蒸发E；初渗：补充土壤缺水量F0 这些部分将耗于流域蒸、散发，不会形成径流因此称之为损失。 净雨过程：降雨过程减去损失过程即得净雨过程。 净雨又可分为地面净雨、表层流净雨和地下净雨前二项分别形成从 地面汇入河流的地面径流和從地表相对不透水层汇入河流的表层流，为简化计算还常常将前二项合在一起，仍称地面净雨；后者从地下潜水层汇入江河形成地下徑流。,,,2、汇流过程 净雨沿坡面和坡地汇入河网称坡地汇流，然后沿河网汇集到流域出口称河网汇流。 坡地汇流：地面净雨从坡地表面彙入河网速度快，历时短是形成洪水的主体；地下净雨沿地下潜水层流入河网，流速很小形成比较稳定的地下径流，是无雨期的基夲径流称基流。 河网汇流：进入河网的坡地径流向流域出口汇集的过程。,,,3、从实测降雨径流过程线分析产汇流 上部为流域降雨过程和扣除损失后的地面净雨过程及地下净雨过程；下部为这场降雨在流域出口形成的流量过程它又分为地面径流过程与地下径流过程。可以清楚地看到： （1）降雨扣除损失后形成净雨；（2）净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历時长得多；（3）地下径流比较稳定维持河川径流常年不断。,,流域降雨－净雨－径流关系,,河川径流在一年内和多年期间的变化特性称为徑流情势，前者称为年内变化或年内分配后者称为年际变化。 1、流量：单位时间内通过河流某断面的水量称为流量以m3/s计。可由水文年鑒刊布的流量资料绘制如图的流量过程线 2、径流总量：指历时T内通过某一断面的径流量，以m3 104m3， 108m3,2.6.2 径流表示方法和度量单位,,流量过程线忣径流 总量计算示意图,,3、径流深：将径流总量W 平铺在流域面积F上的水深，mm 4、径流模数：流域出口断面流量与流域面积之比值m3/(s.km2) 5、径流系数：表示降雨形成的径流量与降雨量之比。 例题：某水文站流域面积F＝54500km2多年平均降雨量P=1650mm，多年平均流量Q＝1680m3/s根据这些资料计算 （1）多年平均径流量 W=QT=1680 ? 365 ? 亿m3 （2）多年平均径流深 R=W/(1000F)=(530 ?