工程地质与水文第二章.ppt

二、地球上的水量平衡 水量平衡原理：在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。 水量平衡方程： 若以地球的整个大陆作为研究范围，其水量平衡方程为： 思考题： 复习降水地理分布五类地区的名称和划分标准 阐述中国各地降水特点 第四节 土壤水、下渗与地下水 陆地上的三种水体： 地表水、土壤水、地下水 （二）土壤含水量和水分常数 1. 土壤含水量（率） 一定量的土壤中所含水分的数量（mm）。 土壤重量含水率、土壤容积含水率 2. 土壤水分常数 （1）最大吸湿量 （2）最大分子持水量 （3）凋萎含水量（凋萎系数） （4）毛管断裂含水量 （5）田间持水量 （6）饱和含水量 （三）土壤水分分布特征 （一）下渗的物理过程 1. 渗湿阶段 分子力作用，土壤颗粒吸收成薄膜水。 2. 渗漏阶段 毛管力、重力作用，水分向下运动，水分逐渐饱和。 3. 渗透阶段 重力作用，水分饱和。 （二）下渗率和下渗能力 单位时间内渗入单位面积土壤中的水量 记为：f （mm/min，mm/h） 霍顿下渗公式： f0：起始下渗率 fc：稳定下渗率 β ：系数 （三）自然条件下的下渗过程 1. 下渗与雨强的关系 （1）i1≥fp （2）i2≤fc （3）fc≤i3≤fp （四）下渗实验与分析 1. 直接测定法 （1）注水法：同心环下渗仪 （2）人工降雨法 2. 水文分析法：流域水量平衡方程分析 2. 下渗的空间分布 （1）流域中土壤性质的空间分布不同 （2）流域内土壤含水量空间分布不同 （3）降雨在时间空间上分布不均匀 （4）流域内各处地下水位高低不一 （二）地下水特征： 思考题： 土壤水和地下水之间的关系，试描述之间的物理过程。 蒸发率：单位时间内的蒸发量 充分供水、不充分供水两种情况 可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件下可能达到的最大蒸发率。 二、水面蒸发的过程 （一）物理过程 水分汽化 水分扩散 2、间接计算 水量输送法、热量平衡法、彭曼法、水量平衡法、经验公式 三、土壤蒸发 （二）土壤蒸发观测 1、器测法 土壤蒸发器（ΓΓИ500型） E=0.02(G1-G2)-(R+q)+P 2、间接计算法 理论、半经验、经验公式 四、植物散发 （一）散发过程 渗压差 蒸腾作用 气孔调节 （二）植物散发的测定和估算 1、器测 E=G+（G1-G2） 2、水量平衡法、热量平衡法、数学模型 （二）模式计算法 1、一层模式 2、二层模式 3、三层模式 五、流域总蒸发 流域总蒸发 包括水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发及植物散发。 确定方法： 1. 单项计算，加权求和，例如面积加权 E=F水/F总×E水+F土/F总×E土 （一）水量平衡法 P=E+R (二）模式计算法 1. 一层模式 E=W/W田×EM 2. 二层模式 上层：E上=EM 下层： E下=W下/W田×EM剩 3. 三层模式 上层：E上=EM 下层： E下=W下/W田×EM剩 深层：量小且稳定，（1/5-1/10）×EM 0.3-1.0mm/d 六、我国蒸发量概况 （一）年总蒸发量地理分布 东南-西北递减 山区少、平原多 山区：先随高程增加而减少-趋于稳定 干旱区：先随高程增加而增加，然后减少 （二）年总蒸发量年内变化 与太阳辐射变化一致 （一）产流过程 表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形成径流，称为壤中流（表层流）。 （二）汇流过程 　　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。 思考题： 一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？ 为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？ 某流域面积1000km2，流域多年平均降雨量1400mm，多年平均流量20m3/s，问该流域多年平均蒸发量为多少？若修建一水库，