第二章坡面水文过程
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第二章 坡地地貌.
千将坪滑坡 滑坡发生于2003年7月
13日12时20分，位于长江南 岸支流青干河左岸、秭归县 沙镇溪镇千将坪村斜坡上， 距长江干流5公里。滑体平 面形态呈舌状，长1200m， 宽1000m，平均厚度约20m， 面积约1.2km2，体积约 2400×104m3。后缘呈圈椅 状外形，前后缘高差348m。 上部为残坡积粘土夹碎石， 厚5m；下部为沙镇溪组泥 质粉砂岩，厚10m。该滑坡 属于基岩顺层滑坡，滑动面 与地层层面产状一致，倾向 南东，倾角28°。滑坡产生 的涌浪高达30m 以上。
三、影响滑坡形成的因素 1、地下水 使岩土体发生复杂物理化学过程而失稳滑动； 2、地表水 河岸坡脚掏蚀，降雨融雪渗透土壤而滑动； 3、斜坡岩石结构和岩性 滑坡沿断层面、节理面、不整合面或岩层层面滑动；
松散沉积层的滑坡，多在在松散沉积与基岩面之间滑动； 基岩滑坡多发生在千枚岩、页岩、泥灰岩和片岩斜坡上；
三、崩塌形成的条件 1、地形条件 坡度和坡地相对高度对崩塌有影响。 2、地质条件 岩石的节理、断层、地层产状和岩性对崩塌有影响。 3、气候条件 气候使岩石风化破碎，加快坡地崩塌形成的时间。暴雨、冰 雪融化增加岩体负荷，减低其聚结力，加大滑力而引起崩塌。 4、地震因素 地震是崩塌的触发因素。 5、人为因素 山区工程建设，不顾地形、地质条件任意开挖，或砍伐森林、 陡坡地开荒，破坏山坡平衡而引起崩塌。
2、坡面上凸下凹－－准平原发育模式
假定一些较陡直的坡地形成后，在风化、重力和片流作用 下，坡地上部逐渐成浑圆状的凸型坡，下部则形成凹型坡。在 地壳长期稳定的状态下，坡面剥蚀，分水岭逐渐降低，最终地 面形成微起伏平原－准平原。
（1）准平原定义 是湿润气候条件下，地表经长期风化和流水作用形成的接
近平原的地貌形态。 作为一种大规模夷平面，也可因构造上 升而成为高原面或发生变形，或被切割后仅保存于山岭顶部成 为 峰顶面。
桥涵水文 第二章 河川径流PPT课件
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长安大学
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2.2.1 流域
流域：降落到地面上的水，被高地、山岭分隔而汇集到不同 的河流中，这些汇集水流的区域称为某条河流的流域。
分隔水流的高地、山岭的山脊线，就是相邻流域的分界线， 称为分水岭。如秦岭是黄河和长江的分水线，而黄河和淮河 的分水线则是黄河南岸大堤。
流域分水线所包围的平面面积，称为流域面积。其大小应该
测速垂线数目，根据河宽、水深来确定。测速垂线上的测点数，根据垂 线的水深，流速仪的悬吊方式和测量精度的要求来确定。
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2.3.3 流量计算
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2.3.3 流量计算
V (m/s)
一点法 Vm V0.6
0.0
0.2
二点法
Vm 12(V0.2 V0.8)
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2.3.2 流速测验
流速观测 天然河流过水断面上的流速分布 流速观测的常用方法：流速仪和浮标法
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2.3.3 流量计算
断面流量
流速仪只能测得某点的流速，为了求得断面平均流速，首先在断面上布 设一些测速垂线，在每一条测速垂线上布设一定数目的测速点进行测速， 最后根据测点流速的平均值求得测线平均流速，再由测线平均流速求得 部分面积平均流速，进而推得断面流量。
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2.2.4 河川径流的形成
暴雨：50~100 1) 暴雨( >50mm/24h) 大暴雨：100~200 I
特大暴雨：>200
2) 大雨 ：25~50 mm/24h
3) 中雨 ：10~25 mm/24h
坡面水系工程水文水利计算
坡面水 系工程水 文水 利计算
（ １ 贵州省水利水 电勘测设计研究院 贵州贵阳
邓 智 予 刘 莹 ： ５ ５ ０ ０ ０ ２ ２ 贵州黔水科研试验测试检测工程有限公 司
贵州贵 阳
５ ５ ０ ０ ０ ２ ）
大， 所 以设 计 时要 考 虑 此 因素 。 第 二 是 推 理公 式计 算 法 。 主要 是 结
２坡 面水 系工 程水 文计 算分 析
土的流 失 ， 还能 够灌 溉梯 田 、 增 强农 田抗 旱 能力 ， 排 出多余 的洪 据其灌溉要求来确定 ， 只有来水量不足时才能使用其进行水量控 制。根据推算公式 ， 蓄水工程的山塘容积 由近坝水深 、 水宽、 水 面 的长度决定 。当来水量不足 以用来灌溉 时 ， 蓄水池的 Nhomakorabea计公式也
坡 面 水 土 流 失 的 防治 主要 通 过坡 面 水 系 工 程 来 实 现 ， 通 过 拦 ３ ． ２蓄 水 工 程 水利 计 算
截、 引导 、 蓄水 、 灌水 、 排水 等各项工程减少坡面水土 流失 现象 ， 这 坡 面水 系工程 中的蓄水工程主要包括蓄水池和 山塘 ， 它们 的 是坡 面水 系工程 的主要功能 。坡面水系工程能够 控制坡 面径流 的 主要作用是农 田的灌溉和对洪峰调蓄。这种蓄水工程具有 区域性 方 向及流量 ， 减 少径流对 坡面土壤 的 冲刷作 用 ， 不仅能 够减少水 质 ， 例如南方地 区降雨 量充足 ， 灌溉需求量少 ， 其容积设定就要根 水， 防止泥沙 的堆积 ， 保 护农 田生 产。
３坡 面 水 系 工 程 水 利 计 算 分 析
坡 面水系工程 水利计算 是根据水文计 算得 出的洪峰流量 以
１坡 面水 土流 失 的原 因及 坡面 水 系工程 的 功能
（ １ 贵州省水利水 电勘测设计研究院 贵州贵阳
邓 智 予 刘 莹 ： ５ ５ ０ ０ ０ ２ ２ 贵州黔水科研试验测试检测工程有限公 司
贵州贵 阳
５ ５ ０ ０ ０ ２ ）
大， 所 以设 计 时要 考 虑 此 因素 。 第 二 是 推 理公 式计 算 法 。 主要 是 结
２坡 面水 系工 程水 文计 算分 析
土的流 失 ， 还能 够灌 溉梯 田 、 增 强农 田抗 旱 能力 ， 排 出多余 的洪 据其灌溉要求来确定 ， 只有来水量不足时才能使用其进行水量控 制。根据推算公式 ， 蓄水工程的山塘容积 由近坝水深 、 水宽、 水 面 的长度决定 。当来水量不足 以用来灌溉 时 ， 蓄水池的 Nhomakorabea计公式也
坡 面 水 土 流 失 的 防治 主要 通 过坡 面 水 系 工 程 来 实 现 ， 通 过 拦 ３ ． ２蓄 水 工 程 水利 计 算
截、 引导 、 蓄水 、 灌水 、 排水 等各项工程减少坡面水土 流失 现象 ， 这 坡 面水 系工程 中的蓄水工程主要包括蓄水池和 山塘 ， 它们 的 是坡 面水 系工程 的主要功能 。坡面水系工程能够 控制坡 面径流 的 主要作用是农 田的灌溉和对洪峰调蓄。这种蓄水工程具有 区域性 方 向及流量 ， 减 少径流对 坡面土壤 的 冲刷作 用 ， 不仅能 够减少水 质 ， 例如南方地 区降雨 量充足 ， 灌溉需求量少 ， 其容积设定就要根 水， 防止泥沙 的堆积 ， 保 护农 田生 产。
３坡 面 水 系 工 程 水 利 计 算 分 析
坡 面水系工程 水利计算 是根据水文计 算得 出的洪峰流量 以
１坡 面水 土流 失 的原 因及 坡面 水 系工程 的 功能
第二章 径流形成过程
S1, S2：Δt时段初、末水体蓄水量 I ：Δt时段平均入流量 O ：Δt时段平均出流量 P：Δt时段内降雨量 E： Δt时段内蒸发量
2.2.3 流域蒸散发量计算
三、水面蒸发量估计
(三)空气动力学法
E0=f(ud)*(e0-ed) e0 ：相应于近水面空气温度的饱和水汽压，英寸； ed ：水面以上一定高度的水汽压，英寸； ud ：水面以上一定高度的风速，英里/天。
2.1 径流形成过程描述
径流形成过程是一个复杂连续的物理过程.它始于降 雨过程，终于流域出口流量过程。径流形成过程可以划 分为五个：
（1）无雨期。降水前的干旱期。流域上无径流产生， 河槽处于低水期，主要靠地下水补给。
（2）初雨期。其特征是除槽面降水产生微量径流外， 流域中的降水，主要耗于植物截留、下渗、填洼和蒸散 发等。
2.3 土壤水分运动
水力传导度与土壤含水量的经验关系式：
K a m1
经验公式：
K K sWsm2
式中 Ws为饱和度（土壤中含水的体积与孔隙体积之比）
K K0 exp( zi / Szm )
式中 zi 为饱和地下水面深度，Szm 非饱和区最大蓄水深度
2.3 土壤水分运动
非饱和土壤水流运动的基本微分方程：
三层蒸发模式的具体计算
1)当WU+P>=EP, EU=Ep, EL=0, ED=0;
2)当WU+P<EP, WL>=C.WLM, EU=WU+P, EL=(EP-EU)*WL/WLM, ED=0;
3)当WU+P<EP, C.(EP-EU)<=WL<C.WLM, EU=WU+P, EL=C*(EP-EU), ED=0;
2.2.3 流域蒸散发量计算
三、水面蒸发量估计
(三)空气动力学法
E0=f(ud)*(e0-ed) e0 ：相应于近水面空气温度的饱和水汽压，英寸； ed ：水面以上一定高度的水汽压，英寸； ud ：水面以上一定高度的风速，英里/天。
2.1 径流形成过程描述
径流形成过程是一个复杂连续的物理过程.它始于降 雨过程，终于流域出口流量过程。径流形成过程可以划 分为五个：
（1）无雨期。降水前的干旱期。流域上无径流产生， 河槽处于低水期，主要靠地下水补给。
（2）初雨期。其特征是除槽面降水产生微量径流外， 流域中的降水，主要耗于植物截留、下渗、填洼和蒸散 发等。
2.3 土壤水分运动
水力传导度与土壤含水量的经验关系式：
K a m1
经验公式：
K K sWsm2
式中 Ws为饱和度（土壤中含水的体积与孔隙体积之比）
K K0 exp( zi / Szm )
式中 zi 为饱和地下水面深度，Szm 非饱和区最大蓄水深度
2.3 土壤水分运动
非饱和土壤水流运动的基本微分方程：
三层蒸发模式的具体计算
1)当WU+P>=EP, EU=Ep, EL=0, ED=0;
2)当WU+P<EP, WL>=C.WLM, EU=WU+P, EL=(EP-EU)*WL/WLM, ED=0;
3)当WU+P<EP, C.(EP-EU)<=WL<C.WLM, EU=WU+P, EL=C*(EP-EU), ED=0;
工程水文及水资源第二章电子教案
6、从水量平衡的基本概念出发给出任意区域、任意时段内的水量平衡方程，然后具体到全球水量平衡方程和流域水量平衡方程。
二、教学内容具体设计
（一）蒸发与下渗
1、蒸发的概念，流域蒸发的概念。
式中 ——计算时段内的全流域蒸发量，mm；
P——计算时段内的全流域平均降水量，mm；
R——计算时段内的全流域平均径流量，mm；
（2）泰森多边形法
式中 ——第i站代表面积占流域面积的比值，称权重。
教
学
过
程
（3）等雨量线法
式中 ——相邻两条等雨深线间的面积，km2；
——相邻两等雨深线值上的平均，mm。
5、降水量的点面关系
式中 ——点面折算系数；
——点雨量，mm。
（三）小结
1、水利工程地点以上流域的水文情势直接影响着工程规模。所以要树立流域的概念。
难点：河流的水文功能、生态功能、地质功能和人与河流的和谐共处
课型
单一课
教学方法
讲授、启发、演示、举例
教具
水分循环Flash动画（见课件）
教
学
过
程
一、教学思路
1、水水分循环我国水分循环路径山东水分循环路径。
2、借助课件中的Flash讲授水分循环的概念。
3、从河流的形成和发展引入河流的自然功能，进而是对自然功能的解释。
（１）降雨过程线
（２）降雨累积曲线
如下图。
（3）降雨量等值线图法
降雨量等值线图是表示某一地区或流域的次降雨量或时段（如h、d、月、年）降雨量地理分布的常用工具。
4、流域平均降雨量的计算
（1）算术平均法
式中 ——某一指定时段的流域平均雨量，mm；
N——流域内的雨量站数；
二、教学内容具体设计
（一）蒸发与下渗
1、蒸发的概念，流域蒸发的概念。
式中 ——计算时段内的全流域蒸发量，mm；
P——计算时段内的全流域平均降水量，mm；
R——计算时段内的全流域平均径流量，mm；
（2）泰森多边形法
式中 ——第i站代表面积占流域面积的比值，称权重。
教
学
过
程
（3）等雨量线法
式中 ——相邻两条等雨深线间的面积，km2；
——相邻两等雨深线值上的平均，mm。
5、降水量的点面关系
式中 ——点面折算系数；
——点雨量，mm。
（三）小结
1、水利工程地点以上流域的水文情势直接影响着工程规模。所以要树立流域的概念。
难点：河流的水文功能、生态功能、地质功能和人与河流的和谐共处
课型
单一课
教学方法
讲授、启发、演示、举例
教具
水分循环Flash动画（见课件）
教
学
过
程
一、教学思路
1、水水分循环我国水分循环路径山东水分循环路径。
2、借助课件中的Flash讲授水分循环的概念。
3、从河流的形成和发展引入河流的自然功能，进而是对自然功能的解释。
（１）降雨过程线
（２）降雨累积曲线
如下图。
（3）降雨量等值线图法
降雨量等值线图是表示某一地区或流域的次降雨量或时段（如h、d、月、年）降雨量地理分布的常用工具。
4、流域平均降雨量的计算
（1）算术平均法
式中 ——某一指定时段的流域平均雨量，mm；
N——流域内的雨量站数；
水文学第二章
由水面的蒸发率差别愈大。换一种说法，就是蒸 发器面积愈大，所测得的蒸发率愈接近于广阔自
由水面的蒸发率（即潜在蒸发率）。
我国的蒸发概况
我国多年平均的年总蒸散发量约为360 mm， 占多年平均年降水量的55.6%。年总蒸散发量的 地区分布与年降水量的地区分布大体相当，总趋 势由东南向西北递减。
• 年蒸发能力与年降水量之比反映气候干湿程度，
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
（二）影响蒸发的动力学与热力学因素
动力学因素
水汽分子的垂向扩散 大气垂向对流运动 大气中的水平运动和湍流扩散
热力学因素
太阳辐射 平流时的热量交换
（三）土壤特性和土壤含水量的影响
1.对土壤蒸发的影响
2.对植物散发的影响
三、蒸发量的计算
(1) 水面蒸发的测定方法
• 通常采用蒸发皿（器）（evaporation pan）来 直接观测水面蒸发率，蒸发皿测得的水面蒸发率 通常用Epan（mm/day）表示。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
由水面的蒸发率（即潜在蒸发率）。
我国的蒸发概况
我国多年平均的年总蒸散发量约为360 mm， 占多年平均年降水量的55.6%。年总蒸散发量的 地区分布与年降水量的地区分布大体相当，总趋 势由东南向西北递减。
• 年蒸发能力与年降水量之比反映气候干湿程度，
发量近似为一常数，其大小受气象因子即大气蒸 发能力控制。
2.蒸发率下降阶段---土壤导水率控制阶段（蒸发率
降低） 在该阶段由于含水率低于土壤田间持水量，某 些毛细管中水分连续状态受到破坏而中断，则毛 管水供给表层蒸发的水分逐渐减少，故该阶段蒸
发速率随表层土壤含水量变小而变小。
3.蒸发率微弱阶段---蒸发趋于停止
（二）影响蒸发的动力学与热力学因素
动力学因素
水汽分子的垂向扩散 大气垂向对流运动 大气中的水平运动和湍流扩散
热力学因素
太阳辐射 平流时的热量交换
（三）土壤特性和土壤含水量的影响
1.对土壤蒸发的影响
2.对植物散发的影响
三、蒸发量的计算
(1) 水面蒸发的测定方法
• 通常采用蒸发皿（器）（evaporation pan）来 直接观测水面蒸发率，蒸发皿测得的水面蒸发率 通常用Epan（mm/day）表示。
I - O = △S
(单位：m3或 mm)
式中: I ：该时段内输入研究区域的总水量；
O ：该时段内输出研究区域的总水量；
△S ：该时段内研究区域蓄水量的变化量。
全球水量平衡（global Water balance）
1) 若以地球大陆（Continent）为对象，某时段
△t内的水量平衡方程可写成： Pc － R －Ec ＝ △Sc 式中Ec ： 在时段内陆地的蒸发量； Pc ： 在时段内陆地的降水量； R： 时段内由陆地流入海洋的径流量； △Sc ： 在时段内陆地蓄水量的变化量。
第二章 河川径流
B F k= = 2 l l
河网密度：单位面积内的河流总长度称为河网密度。 河网密度：单位面积内的河流总长度称为河网密度。 它表示一个地区河网的疏密度。 它表示一个地区河网的疏密度。 ∑L D= F 流域自然地理特征： 流域自然地理特征： 流域的地理位置、气候、地形、植物被覆、 流域的地理位置、气候、地形、植物被覆、土壤特 地质构造，沼泽及湖泊情况等， 性，地质构造，沼泽及湖泊情况等，都是与流域水 文特性密切有关的自然地理特征。 文特性密切有关的自然地理特征。
2径流总量（W）： 径流总量（
某时段T内通过河流某过水断面的总水量( 某时段T内通过河流某过水断面的总水量(×108m3) W=Q×T
3径流深（Y） 径流深（
径流总量平均分布在流域上的水深(mm) 径流总量平均分布在流域上的水深(mm)
1 W Y= 1000 F
4径流模数（M）： 径流模数（ 单位流域面积上所产生的流量。(L/s·km2) 单位流域面积上所产生的流量。(L/s·
海洋 陆地 云、大气 云、大气 海洋 陆地
水汽输送 云 云
蒸发 植物蒸腾 降水 小循环 湖
降水
蒸发
降水
蒸发
地下径流
地表径流
小循环
海洋
2.1 河流和流域
2.1.1河流 2.1.1河流 河流的形成和分段 河流的形成 河流：汇集地面径流和地下径流的水道。 河流：汇集地面径流和地下径流的水道。 河谷：河水流经的谷地。 河谷：河水流经的谷地。 河床：河谷底部有水流的部分。 河床：河谷底部有水流的部分。 河川径流： 河川径流：受重力作用沿河床流动的水流 水系（或河系）：干流与支流形成脉络相通的系统 ）：干流与支流形成脉络相通的系统。 水系（或河系）：干流与支流形成脉络相通的系统。 干流：水系中直接流入海洋、 干流：水系中直接流入海洋、湖泊的河流 支流： 支流：流入干流的河流
坡面汇流法计算公式
坡面汇流法计算公式坡面汇流法是水文学中用于计算坡面水流汇集过程的一种方法。
这玩意儿对于咱们理解水流在坡面上的运动规律，那可是相当重要！咱先来说说坡面汇流法的基本概念哈。
想象一下，山坡就像一个大滑梯，雨水在上面哗哗地流。
坡面汇流法就是要算出这些雨水怎么汇聚在一起，流到山下的速度和流量啥的。
这其中的计算公式，那可是有讲究的。
比如说曼宁公式，它就把水流速度和坡度、糙率这些因素都考虑进去啦。
就好像你骑自行车下坡，坡越陡、路越粗糙，你骑得就越得小心，速度也不好控制，是不？我给您举个例子啊。
有一次我去山区考察，正好赶上下雨。
我就站在一个山坡旁边，看着雨水顺着坡面往下流。
那场面，真叫一个壮观！我就想，这水流的速度到底咋算呢？后来我就想到了咱们的坡面汇流法计算公式。
我仔细观察了那个山坡的坡度，估摸着大概有 30 度左右。
坡面的植被情况也不太好，土比较松散，这糙率应该不低。
我把这些数据往公式里一代，嘿，还真能算出个大概的水流速度来！再说另外一个公式，比如谢才公式。
它也是通过一些关键的参数来计算坡面汇流的情况。
这就好比你做饭，放多少盐、多少油，都有个量，掌握好了，这饭才能做得好吃。
坡面汇流法的计算公式在实际应用中用处可大啦！比如说在水利工程设计中，要是不知道坡面汇流的情况，那修的大坝、渠道啥的，可能就不顶用，说不定还会出大问题。
在防洪减灾方面，了解坡面汇流能够帮助我们更好地预测洪水的形成和发展，提前做好准备，减少损失。
而且，这对于农业灌溉也很重要。
知道了坡面水流的情况，就能合理规划灌溉渠道，让水能够均匀地流到农田里，庄稼才能长得好。
总之，坡面汇流法计算公式虽然看起来有点复杂，但只要咱用心去理解，多结合实际情况去应用，就能发现它的妙处。
就像解开一道难题，一旦找到答案，那种成就感，别提多爽啦！希望大家都能掌握好这个有力的工具，为咱们的生产生活带来更多的便利和好处。