第三章_陆地表面水的组成与运动课件.ppt

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1、第三章_陆地表面水的组成与运动,1,3.1 陆地表面水的组成与结构3.2 流域产流与汇流3.3 河流的水情3.4 河水的运动3.5 冰川运动与补给3.6 湖水的运动与调蓄3.7 径流向海汇集及其效应,2,第一节 陆地表面水的组成与结构,3,一、陆地表面水的组成,4,我国地表水的组成,5,二、陆地表面水的结构,河流：蓄量最小，是地表唯一的畅流液态水。水循环动力机制受热力因素、重力作用控制，交替更新的周期最短，在地表水循环过程中起着上接大气水，下通地下水，最后联结海水的主干作用，是地表水循环亚系统的主干子系统，是全球水循环大系统的传递支系统。,6,冰川：地表第一大水体，水循环动力机制主要是热力作用

2、，交替更新周期最长，在地表水循环中发挥着储存和补给的功能。,7,湖泊与沼泽：地表洼地的滞留液态水体，水循环动力兼受热力和重力作用，水循环活力较弱。在地表水循环系统中，主要起着传递、调蓄的功能。,8,河口区：河海传递的子系统，兼受河川径流与海洋潮流等的影响，故河口子系统有着特殊的运动变化规律。,9,第二节 流域产流与汇流,产流、汇流理论是河流水文学的核心理论，以综合分析自然现象各个因素之间的关系为基础。,10,一、流域产流理论,产流过程：流域中各种径流成分的生成过程，也是流域下垫面对降雨的再分配过程。产流实质上是流域降水后，水在具有不同的阻水、吸水、持水、输水特性的下垫面土层中垂向运行时，“供水

3、与下渗”一组矛盾相互作用的产物。,11,（一）产流机制,水在沿土层的垂向运行中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发展机理和过程，称为产流机制。,超渗地面径流 的产流机制,饱和地面径流 的产流机制,地下径流 的产流机制,壤中径流 的产流机制,产流机制,12,1.超渗地面径流的产流机制,干旱地区的地下水埋藏很深，包气带可达几十米甚至上百米，降水不易使包气带蓄满，下渗的水量一般不会产生地下径流。只有降水强度超过下渗率时才有地面径流产生。这种产流方式，称为超渗产流。,13,Horton产流理论 霍顿：美国生态学家、土壤学家。被称为“现代水文学”之父。o 提出入渗能力的概念；o 提出了下渗曲线的经验公式

4、；o 将水循环过程分为入渗、蒸发、截留、,蒸腾和地面径流等过程；o 提出最大可能降水的概念；,Robert Elmer Horton(1875 1945),o 提出土壤侵蚀理论o 提出流域产流理论,14,自降雨开始至任一时刻的产流过程如下式：Rs(t)t时刻地面径流深；i降雨强度；in截留率；e蒸发率；sd填洼率；f下渗率（mm/d）。in，e，sd一般较小，因此下渗在地面径流的产流过程中具有决定性的作用。前式中忽略雨期蒸发和填洼损失项，并微分可得：rs为地面径流产流率（mm/d）。从上式可见，地面径流是供水与下渗矛盾发展的产物。,15,综上，超渗地面径流产生的前提条件：产流界面是地面(包气带

5、的上界面);必要条件是要有供水源(降水);充分条件是降雨强度要大于下渗能力。,16,2.壤中径流的产流机制,壤中径流发生于非均质或层次性土壤中的透水层与相对不透水层界面上，饱和水流与非饱和水流均可发生，一般前者是主要的，是形成洪水径流的主要部分。,17,假定供水稳定，下垫面为两种不同质地的土壤，上层为粗质地土壤，下层为相对较细的土壤层，则上层容重小于下层，而上层的毛管传导度、饱和传导度及下渗率均大于下层。,18,当上层水流渗达两层交界面时，因下层传导度小于上层，因此在交界面上形成饱和积水，当上层土壤含水量大于其田间持水量时，在下层界面上形成自由水，并随上层的继续供水，积水层增厚，形成临时饱和水

6、带，从而形成壤中径流。,19,W(t)该层t时刻的含水量W(O)该层的起始含水量rss壤中径流的产流率fA界面供水率fB界面下渗率对上式积分后rss=fAfB,20,壤中径流产流的前提条件：要有供水、即上层有下渗水（必要条件）下层要有比上层下渗能力小的界面（前提条件）供水强度要大于下渗强度（充分条件）产生临时饱和带，还要具有产生侧向流动的动力条件，即坡度及水流归槽条件（充分条件）,21,壤中径流的产生与降雨强度没有直接关系，它只取决于上层的下渗率。只要上层下渗率大于下层下渗率，形成临时饱和带，即可产生壤中径流。,22,3.地下径流的产流机制,指包气带较薄、地下水位较高时的地下水产流机制。产流条

7、件与壤中径流相同。,fc稳定下渗率rg地下径流产流率,23,地下径流的产流条件：界面：包气带下界面上层有下渗水存在比上层下渗能力小的界面供水强度大于下渗强度产生临时饱和水带并具有产生侧向流动的动力条件,24,4.饱和地面径流产流机制,在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。随着壤中流积水的增加，继续下雨终将达到地面，即包气带全部变成临时饱和水带，此后继续降雨所形成的就不是壤中流，而是以地面径流的形式出现，这种地面径流就成为饱和地面径流。,25,饱和地面径流产流条件：界面：饱和积水层的上界面供水、界面供水强度大于下渗强度饱和济水带上界面到达地面,26,流域产流的界面,地面径流,超渗地面径流

8、,饱和地面径流 壤中流 地下径流供水与下渗矛盾在一定界面上的,发展,13,27,（二）流域产流方式,3.超渗与饱和产流交替型方式,2.饱和产流方式,1.超渗产流方式,4.我国一些地区的产流方式,28,1.超渗产流方式,遵循超渗地面径流产流机制。主要发生在地下水埋藏深、包气带厚度大、土壤透水性差、植被也较差的丘陵区或干旱地区；特点是降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，径流量与产流面积主要与降雨强度与下渗能力有关。,29,2、饱和产流（蓄满产流）方式,饱和产流方式共同性是多发生在包气带较薄、植被较好、土壤透水性强、下渗强度大的地区。特点是土壤比较湿润，且接近地下水面有毛管水带，土壤层缺水量较小，

9、一次降水下渗锋面很容易与毛管水建立水力联系，包气带很容易达到饱和。降雨强度超过稳定下渗率部分的水量产生地面径流。,30,3.超渗与饱和产流交替型方式,主要发生在包气带厚度约2-4米左右，土壤透水性中等，年内及多年降水量很不均匀，且地下水位变幅较大的地区。干旱期，地下水位较低，降雨以超渗地面径流的产流机制为主，汛期到来，雨水集中，地下水位升高，有时甚至上升到地表，则变为以饱和地面径流的产流机制为主。,31,4.我国一些地区的产流方式,淮河以南，雨量丰沛，以饱和地面产流类型为主；冻土、永冻土带，森林茂密流域等也以饱和产流为主西北地区，气候干燥，地下水埋藏深，以超渗地面产流为主华北、东北的西南部以超

10、渗地面产流居多,局部呈现超渗径流和壤中径流复合型的产流特征滨海平原及淮北以渗与饱和产流交替（变换）型,32,二、流域汇流分析,流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系，直到流域出口的过程，即为流域汇流过程。通常可以把流域分成坡地及河网两个基本部分，因此流域汇流也可以分为坡地汇流与河网汇流两部分。坡地汇流又有地表汇流和地下汇流两个途径。因此，流域出口断面的水文过程线，通常是由槽面降水、坡地表面径流，坡地地下径流（包括壤中流和地下径流）等水源汇集到流域出口断面形成的,33,34,最大流域汇流时间：指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间。流域滞时：指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时

11、间与净雨过程的形心出现时间的间隔，即滞后的时间K。,35,（三）流域汇流的影响因素,降水特性的影响：暴雨中心的空间分布及其移动方向的影响，不同降水强度反映了对流域汇流的不同供水强度。图3-14、3-15流域的地形坡度的影响:地形坡度越陡，汇流速度越快，汇流时间越短，地面径流的损失量就越小，流量过程线越尖瘦。流域形状的影响:在其它条件相同时，不同的流域形状会产生不同的流量过程。图3-16水力条件的影响:在畅流条件下，水位越高、流速越快，汇流历时越短，峰量越大，因而峰形越尖瘦。图3-17,36,三、流域产、汇流计算与模型简介,（一）流域产汇流计算方法,下渗曲线法,降雨径流关系法,径流系数法,等流时

12、线法,单位线法,37,1.下渗曲线法,运用降雨过程和下渗曲线推求产流量的一种方法。,降雨过程：i(t)下渗曲线：f(t)该时间段内产流:Rs逐时间段比较：If if，Rs=it-ftRs=Rs,38,2.径流系数法,一次降雨产生的径流量和降雨量的比值称为本次降雨的径流系数降雨量径流系数=产流量一般可将各地区的径流系数支撑等值线图供查用，但此方法经度较差，是一种粗略估算的方法。,39,3.降雨径流关系法,根据实测点数据，给出降雨与径流的经验关系将降雨量、产流量及其主要影响因素，通过一定的关系进行表达，在实际中查算加以应用。,40,4.等流时线法,1）等流时线的基本概念 流域内汇流时间相等的各点连

13、接成的线，称为等流时线。相邻两条等流时线的面积，称等流时面积。降落在同一条等流时线上的降水形成的径流，将同时达到流域的出口断面。,41,图中虚线1、2、3、4为等流时线,F1、F2 F5为等流时面积,42,如图以等流时面积Fi为纵坐标，以其相应的流域汇流时间为横坐标所作的图，称为面积分配曲线或面积流时曲线：=(Fi)汇流面积累积曲线：=(Fi),43,44,2）等流时线的绘制1选定汇流时段，即两相邻等流时线的汇流历时差。一般取 等于降雨时段，即。2求出流域平均汇流速度。对于较大的河流，因为坡面汇流历时很短，可以忽略，故可取河槽的平均流速。利用明渠稳定流谢才公式计算汇流速度，即。式中，m为河槽平

14、均糙率系数；I为河槽纵比降；R为水力半径。,45,对于小流域，坡地汇流所占比重大，则流域汇流历时为坡地汇流与河网汇流之和，流域平均汇流速度为式中，为流域最长坡地的长度；为主河槽长度；为坡地汇流历时；为河槽汇流历时。,46,3以 为相邻等流时线的间距，自流域出口逐条向上游绘等流时线，得等流时面积分配线，可用 表示。,等流时线汇流计算示意图,若取,1，则,，即为汇流曲线,47,等流时面积分配线,48,49,3）出口流量过程的计算 假定把分成5块等流时面积等（图321），现有 3个时段的均匀净雨量，根据等流时线的概念，第一块等流时面积 上的净雨量，在第一时段内流到出口断面，则第一时段内平均流量为：第

15、二时段内流出的水体为 上第二时段净雨 和 上第一时段上的净雨量，即，则第二时段内的平均流量为 为：,50,同理：,利用求得的 就可以绘制出口断面流量过程柱状图或过程线图。,4）等流时线法存在的问题。1实际流域的汇流速度是变化的，等流时线也是变的，但绘制等流时线时，采用流域平均汇流速度，等流时线固定不变，不符合实际情况。2降落在同一等流时面积上的净雨量，在同一时段内全部流出，没有考虑河槽的调蓄作用，故推得的流量过程线偏尖瘦，洪峰流量偏大。,51,5.单位线法,1）单位线的概念与假定 在给定的流域下，单位时段内均匀分布的单位净雨量，在流域出口断面形成的地面径流过程线，称为单位线。单位净雨量（径流深

16、）一般取为10mm。单位时段t可取1、3、6、12、24h等等，依流域大小而定。,时间h,10mm,流量m3/s,t,52,53,单位线三要素,用来控制单位线形状的指标称为单位线要素。一般选定的要素是单位线洪峰流量qm，洪峰滞时TP，和单位线总历时(底长)TD。，如图所示。其中以TP，qm是主要的单位线要素。,由于实际降雨量并不一定是一个单位净雨量和一个单位时段，因此单位线法还需要补充2个假定。,54,倍比定律假定,如果单位时段内的净雨不是一个单位而是k个单位，则形成的流量过程是单位线纵坐标的k倍。,时间h,10mm,流量m3/s,t,时间h,19.7mm,流量m3/s,t,Qm,Qm,Qm1

17、9.7/10,Q19.7/10,Q,k,55,叠加法则假定,如果净雨不是一个时段而是m个时段，则形成的流量过程是各时段净雨形成的部分流量过程错开相加。,时间h,流量m3/s,Q1,Q2,Q3,Q1+Q2+Q2,0,0,0,0,56,上述两个假定就是把流域视为线性系统，符合倍比定律和叠加原理。如果流域内降雨分布均匀，每个单位时段降雨强度大致不变，单位线方法就可以应用。,57,2）单位线的分析与推求,分析法的原理是逐一求解，如地面径流过程为 单位线的纵坐标为 时段净雨量为 根据上述假定可得：,，即,，即,58,即,即,将已知的 代入上式，即可以求得 即为单位线的纵坐标。,59,60,441.97,

18、44 0.9,44 0.7,61,小结：,利用单位线来推求河水汇流过程线称为单位线法。单位净雨深一般取10mm。时段上有瞬时、1、3、6、12h等。由于实际降雨量不一定是一个单位和一个时段，故分段时使用时要作两条假定：线性倍比和叠加原理。倍比定律假定：即如降雨是n个单位，则形成过程线是流量的n个单位。叠加法：m个时段净雨，则各时段净雨所形成的径流过程线之间互不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨量所形成的流量之和。,62,4)单位线存在的问题,首先，单位线的倍比和叠加线性假定不能完全符合实际，由各次大洪水分析得到的单位线并不全相同。原因是：河槽水流非线性变化，大小洪水汇流的速度是不相同。其次，净

19、雨量在流域上的分布也不完全是均匀的，暴雨中心分布与移动方向不同可使流量过程线峰值与峰型发生变化。此外，地下水的多少也影响单位线，地面径流比重大的洪水，单位线尖瘦，洪峰提前，地下水径流比重大则单位线平缓，洪峰滞后。,63,巩固练习,1.对同一流域而言，不管净雨历时是否相同，但只要是10mm净雨，则形成的单位线的形状相同。（）2.单位线假定考虑了净雨地区分布不均匀对其形状的影响。（）3.某流域由某一次暴雨洪水分析出不同时段的10mm净雨单位线，它们的洪峰将随所取时段的增长（）a、增高 b、不变 c、减低 d、增高或不变,C,64,4.净雨在流域上分布不均匀是单位线变化的主要原因之一，一般暴雨中心在

20、上游的单位线比暴雨中心在下游的单位线_ _ a、峰值小，峰现时间早b、峰值大，峰现时间早c、峰值小，峰现时间迟 d、峰值大，峰现时间迟5.降雨在流域上分布不均匀是单位线变化的主要原因，一般暴雨中心在下游的单位线比暴雨中心在上游的单位线 a、峰值小，峰现时间迟 b、峰值大，峰现时间早c、峰值小，峰现时间早d、峰值大，峰现时间迟,C,b,65,6.某流域根据三场雨强相同，但暴雨中心分别在上、中、下游的洪水分析的三条6h10mm 单位线，它们的洪峰流量分别为q上、q中、q下，则它们之间一般应该_ _ a、q上q中q下 b、q上=q中=q下 7.某流域根据暴雨中心都在中游，但三场净雨强度分别为5、10

21、、20mm/h的洪水分析出三条6h10mm单位线，它们的单位线洪峰流量分别为q5,q10,q20，则它们之间一般应_ _ a、q5q10q20 b、q5=q10=q20,b,b,66,34,（二）流域产汇流模型简介,以流域为研究对象，对流域内发生降雨径流这一特定的产汇流过程进行数学模拟，即把流域上的降雨过程进行模拟计算出流域出口断面的流量过程。流域产汇流模型的三要素：过程、空间、时间。,67,斯坦福IV流域模型,新安江模型,P107-110,68,第三节 河流的水情,河流的水文情势主要指河川径流的分布与变化，洪水、枯水的特征等。,69,世界河流,49,70,世界河流之最,世界上最长的河：尼罗河

22、,世界上含沙量最大的河：黄河,世界上流量最大流域最广的河：亚马逊河世界上干流流经国家最多的河：多瑙河世界上海拔最高的河：雅鲁藏布江世界上水能资源最丰富的河：刚果河,50,71,一、水情要素,流速,流量,水位,水情要素,72,1.水位,水位即水面位置或水面高程，河流水位是指河流某处的水面相对于某一基面的高度。基面又叫基准面，是高程的起算面，指高程起算的固定零点。基面可分绝对基面和相对基面。,73,绝对基面(标准基面)：以某一入海河口的平均海平面为零点。如珠江口基面、吴淞口基面（长江口）、黄海基面等，我国规定统一采用黄海基面。相对基面（测站基面）：以观测点最枯水位以下0.5lm处作为零点的基面。相

23、对基面可减少记录和计算工作量，但它与其他水文站的水文资料不具有可比性，故进行全河水文资料整编和水文预报时，必须换算为全河统一的基面。观测水位最简便、常用的方法是在河岸设置水尺，定时读数。,74,影响水位变化的因素：,水位与流量有直接关系，水位高低是流量大小的主要标志。水量增加，河水位上涨；水量减少，河水位下降。而流量大小取决于补给水源。流域内的降水、冰雪消融状况是影响流量和水位变化的主要因素。河道冲淤变化、风、潮汐、结冰、植物、支流的汇入、人工建筑物、地壳升降等均可引起水位的变化。如河道冲刷，水位下降；河道淤积，水位上涨。顺风，流速加快，水位下降；逆风则水位上升等。总之，影响水位变化的因素众多

24、复杂，水位变化是各种影响因素综合作用的结果，因此河流水位情势是非常复杂的。,75,水位变化及水位过程线,河流水位有年内变化和年际变化，山区冰雪融水补给河流和感潮河段，水位日变化明显。例如由雨水补给的河流，其水位随降雨的变化而变化，雨季水位高，旱季水位低。由冰雪融水补给的河流，其水位随气温的变化而变化，气温高，冰雪融水量多，则河流水位高；气温低，冰雪融水量少，则河流水位下降。,76,水位变化及水位过程线,为了帮助分析研究水位变化规律、断面以上流域内自然地理各因素（特别是气候因素）对该流域水文过程的影响，以及提供各方面的参考使用，常对水位观测资料进行整理，主要有水位过程线、水位历时曲线、相应水位关

25、系曲线。,77,水位过程线：是指水位随时间变化的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为水位，横坐标为时间，将水位变化按时间顺序排列起来所点绘的曲线，便为水位过程线。,78,水位过程线主要作用：可分析水位的变化规律，能直接看出特征水位（如最高水位和最低水位）的高度和出现的日期；可研究各补给源的特征；可用来分析洪水波在河道中沿河传播的情形，以及做洪水的短期预报。,79,根据需要，可绘制不同时段的水位过程线。逐日水位过程线是以日平均水位为纵坐标，横坐标表示日期，反映水位在一定时间内的变化。在洪水期间或感潮河段，常需要绘制逐时水位过程线。,80,水位历时曲线：是指大于和等于某一数值的水位与其在研究时段中出现的

26、累积天数（历时）所点绘而成的曲线。其绘制方法，是先将一年内之日平均水位按从大到小递减排列，并对水位变化幅度分为若干相等组距（如以0.5m为一组），再将每一组距水位出现的日数依次累加为累积天数（即历时），然后以水位为纵坐标，以累积天数为横坐标点绘的曲线，则得日平均水位历时曲线。,81,历时曲线的做法,82,水位历时曲线：主要是可从图上看出一年内超过某一水位高度出现的总天数，这对航运、灌溉、防汛都有重要的意义。,一年中约多少天水位高于平均水位？,83,特征水位,在河流水文研究中，通常用到各种特征水位值。最高水位与最低水位：最高水位指研究时段内水位最高值，有日最高、月最高、历年最高值等。多用于防洪。

27、平均水位：指研究时段内的水位平均值，有日、月、年、多年平均水位。平均最高水位与平均最低水位：指历年最高水位的平均值和历年最低水位的平均值。中水位：指研究时段内，水位历时曲线上历时为50%的水位。如一年逐日水位中的中水位，是指有半数日期高于此值，又有半数日期低于此值的水位。此外，在防汛工作中，水利部门常根据防洪防汛工作需要，设有防汛水位、警戒水位与保证水位等。,84,中水位？,85,2、流速(current velocity),流速：是指河流中水质点在单位时间内移动的距离。单位是m/s。可用下式表示：v=L/t v为流速(m/s)；L为距离（m）；t为时间（s）。,86,河道中流速的分布,由于河

28、床的地势倾斜和粗糙程度，以及断面水力条件的不同，天然河道中的流速分布十分复杂。一般地说，河流纵断面流速分布为：上游河段流速最大，中游河段流速较小，下游河段流速最小。河流过水断面的流速从水面向河底减小，从两岸向最大水深方向增大。,87,3、流 量(discharge),流量：单位时间内通过某过水断面的水量体积。常用Q表示。它可用下式表示：Q=FvQ为流量(m3/s)；F为过水断面积(m2)；v为流速(m/s)。流量是河流的最重要特征。为了便于进行水文分析，常把测得的流量资料绘成曲线图。常用的有流量过程线和水位流量关系曲线。,某一研究时刻的水面线所围成的河槽横断面。,88,W,Q,t,t,t1,t

29、2,m3/s,流量过程线：是流量随时间变化过程的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为流量Q，以横坐标为时间t，按实测资料和时间顺序点绘而成的曲线，便是流量过程线。流量过程线的主要作用是：可反映测站以上流域的径流变化规律；根据流量过程线计算某一时段的径流总量和平均流量。,89,根据需要，可以绘制逐时流量过程线和逐日流量过程线。,流量过程线主要用于分析洪水变化过程。以日期(时间)为横坐标，日平均流量为纵坐标。,90,流量历时曲线：绘制方法与水位历时曲线类似,91,水位-流量关系曲线,水位与流量的关系：河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上

30、是流量变化的外部反映和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种函数关系Q=F(H)，水位升高，流量增大。即Q=F(H)呈单调递增函数。,水位流量关系曲线的绘制其绘制方法是：以水位为纵坐标，流量为横坐标，将各次实测的流量与相应的水位点绘在坐标纸上，连接通过点群中心的曲线，便是水位流量关系曲线。,92,水位面积关系曲线F=f2(H)，由于面积A是随水位H的增高而增大，H越高，A增加越快(即A相对于H的变化率越大)，故曲线是上凸下凹的。流速曲线V=f3(H)，随着水位增高，起初流速V随水位增高而增加很快，后来流速随水位增高而增加缓慢，即流速曲线V=f3(H)呈向上凹形。,93,

31、由于Q=FV，为了便于校核流量资料，通常将水位流量关系曲线Q=f1(H)、水位过水断面面积关系曲线F=f2(H)和水位流速关系曲线V=f3(H)绘在一起，纵坐标表示水位H，横坐标分别表示流量Q、过水断面面积F和流速V。,94,95,二、年径流的有关概念,年径流量:一个年度内通过河流某断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。多年平均径流量：实测各年径流量的平均值，称为多年平均径流量。正常年径流量：统计的实测资料年数增加到无限大时，多年平均流量将趋于一个稳定的数值，此称为正常年径流量。正常年径流量反映了在天然情况下河流（流域）蕴藏的水资源理论数量，代表能开发利用的地面水资源的最大程度。,96,一

32、般情况下，采用多年平均径流量代替正常年径流量。多年平均径流量的影响因素有气候因素、流域下垫面因素（尤其间接作用影响大）。如台湾省的大屯山区，年径流深可达4000 毫米，为全国最高的产流区，而其西侧的沿海平原仅700800毫米。此外，同一山地区，潮湿空气的迎风坡径流深也可为背风坡的一倍或数倍。例如，西藏高原喜马拉雅山南坡，年径流深可达10002000 毫米，而北侧一般仅100300 毫米。,97,三、正常年径流量的计算,在气候和下垫面条件基本稳定的情况下，随着年数n的不断增加，多年平均流量逐渐趋于一个稳定的数值，这个稳定的数值称为正常年径流量，以Q0表示。从数理统计看，若把河流年径流量Qi看成一

33、个随机变量，则它的总体平均值就是正常年径流量。,98,1、资料充分时正常年径流量的推求 资料充分是指具有一定代表性的、足够长的实测资料系列。一般说实测资料系列要求超过30年，其中包含特大丰水年、特小枯水年及相对应的丰水年组和枯水年组，只有这样才能客观地反映过去的水文特征。,正常年径流量,多年平均径流量,年数,历年的年径流量,用多年平均径流量代替正常年径流量,99,用多年平均径流量代替正常年径流量，误差大小取决于：年份n的大小，n越大，误差越小；河流年径流变差系数Cv 值的大小，Cv大则误差可能较大；资料总体的代表性，例如，资料系列中丰水年份较多，则Q0 值就偏大。,100,2、资料不足时正常年

34、径流量的推求 如果实测资料系列较短，不到20年，代表性较差，这样按算术平均法求得的正常年径流量的误差会超过允许范围，因此要延展系列，提高资料的代表性。常用的延展资料系列的方法是相关分析法，即建立计算站年径流量及与其密切相关的水文要素（称参证变量）之间的相关关系，然后用参证变量的较长系列展延计算站的年径流系列，再用算术平均法进行计算。,101,参证变量的选择直接影响到成果的精度，因此，必须详细地分析径流形成的基本条件。目前水文计算时常用的参证变量是邻站的年径流量资料、本站或邻站的年降水资料。,102,2）利用年径流实测资料延长插补系列：在本流域内（上、下游测站）或相邻流域，选择有长期充分实测年径

35、流资料的参证站，利用该站N 年（大于20年）资料中与计算站n 年同期对应的资料建立相关关系。利用该相关曲线和参证站（Nn）年实测资料，插补展延计算站的资料系列，使之也达到N年，然后利用延展后的N年研究变量资料，按算术平均法计算，即得正常年径流量。,103,3）利用年降水资料展延插补系列 如果附近缺乏长期充分的年径流参证变量资料，可以选择降水量作为参证变量，与计算站的实测径流资料建立相关关系，然后利用降水量资料延长径流量资料系列，再按算术平均法计算即可得正常径流量的数据。,104,3、缺乏实测资料时正常年径流量的推求：在一些中小河流无实测资料时，一般通过间接途径推求正常年径流量。,等值线图法,水

36、文比拟法,105,1）等值线图法 水利部门通常根据有限测站的实测资料将水文特征值的地理分布规律绘成等值线图，例如，多年平均年径流量等值线图。,106,如果流域面积较大，等值线分布又不均匀，则采用面积加权法计算。,107,2）、水文比拟法 水文比拟法是将参证流域的水文特征值移置于研究流域上来的一种方法。当研究流域与参证流域的各项因素相似，而且参证流域具有较充分的长期水文实测资料时，才可移置，即直接移用参证流域的水文特征值。个别因素有差异，可以适当修正；如降雨情况有差别，则可按雨量比加以修正：,108,四、径流的年际变化,年径流量的多年变化一般包括两个方面：年径流量年际间的变化幅度年径流量的变差系

37、数年径流量的年际极值比年径流量的多年变化过程,109,（一）、年径流量年际变化幅度 反映年径流量年际相对变化幅度的特征值主要有：年径流量的变差系数Cv值年际变化的绝对比率年际极值比。,110,多年平均径流量,观测年数,111,年径流Cv值大，表明径流的年际变化越剧烈，丰枯悬殊，不利于水资源的利用，在丰水年水量特别大，易发生洪涝灾害；在枯水年水量又特别小，易发生旱灾。反之，年径流Cv值小，有利于径流资源的利用。,112,影响年径流Cv 值大小的主要因素：,年径流量,补给来源,流域面积,113,1）年径流量。年径流量大的地区降水丰富，水汽输送量大而稳定，降水年际变化小；同时，地表供水充分，蒸发比较

38、稳定，故年径流Cv 值小。降水量少的地区，降水集中而不稳定，加之蒸发量年际变化较大，致使年径流Cv 值大。我国河流年径流量Cv值具明显分带性，从东南向西北增大，与年径流量分布的趋势相反；即东南的丰水带Cv 值为0.20.3，到西北缺水带，Cv值增至0.81.0。,114,2）补给来源。以高山冰雪融水或地下水补给为主的河流，年径流Cv值较小，而以雨水补给为主的河流Cv值较大，尤其是雨水变率大的地区，Cv值更大。因为冰川积雪融化量主要取决于气温，平均气温的年际变化比较小，所以冰雪融水补给为主的河流Cv值较小。如：天山、昆仑山、祁连山一带的河流，Cv值0.1-0.2。以地下水补给为主的河流径流量较稳

39、定，Cv值也较小。如：以年降水量相近的黄土高原与黄淮海平原相比，黄土高原地处土质松散、下渗作用强、地下水丰富的地区，地下水对河流补给的比重较大，年径流量的Cv值只有0.4-0.5，其中以地下水补给为主的无定河上游，Cv值甚至小于0.2。而黄淮海平原的河流，主要水源是降水，而且降水变率较大，因而年径流量Cv值一般均在0.8 以上，局部地区甚至大于1.0。,115,3）流域面积。流域面积小的河流，Cv值大于流域面积大的河流。这是因为大河集水面积大，而且流经不同的自然区域，各支流径流变化情况不一，丰枯年可以相互调节，加之大河河床切割很深，得到的地下水补给量多而稳定，所以大河的Cv值较小。例如，长江干

40、流汉口站Cv值为0.13，而淮河蚌埠站的Cv则达0.63。同理，各大河干流的Cv值一般均比两岸支流小。,116,2、年径流量的年际极值比 年径流量年际变化的绝对值比例，即多年最大年径流量与多年最小年径流量的比值，也称为年际极值比。年际极值比也可反映年际变化幅度。我国各河流年径流量的年际极值比差异很大，一般来说长江以南小于3.5 倍，长江以北都在5倍以上，其中比值最小的是怒江，仅1.4倍，最大的是淮河，其比值高达23.7 倍。年径流量变差系数Cv值大的河流，年径流量的年际极值比也较大，反之亦小。,117,年径流量的年际极值比,118,（二）年径流量的多年变化过程1、河流丰、枯水年的划分 河流各年

41、年径流量的丰、枯情况，可按一定保证率（P）的年径流标准划分，通常以P25为丰水年；P75为枯水年；25P75为平水年。,保证有超过25%的年份的径流量比Q值大。,25,75,%,获得保证的年份数占计算总年数,119,2、中国南、北方河流丰、枯水段的年径流量多年变化特征？,丰水年机会南方多于北方。丰、枯水年往往连续出现，且丰、枯水年组循环交替变化。南方河流丰枯水循环交替的周期短，变幅小；北方河流丰枯水循环交替周期长，变幅大。南北方河流丰、枯水段并不相遇，且出现南北相反的情况。偶存南、北方河流丰枯水年遭遇同期的现象。丰、枯水年组的循环规律与太阳黑子的相对数、大气环流因素的变化有密切的关系。,P11

42、7-118,120,五、径流的年内变化,河川径流在一年内不同季节或月份的变化称为径流的年内变化或年内分配、季节变化。表示河川径流年内分配的方法很多，可归纳为两大类：一类是多年平均季（或月）径流量占多年平均径流量的百分比另一类是采用某些特征值来综合反映径流量的年内变化。,121,（一）径流的季节分配 研究河川径流的季节变化，首先要统一季节的划分。根据我国气候情况，取12月至2月为冬季；3月至5月为春季；6月至8 月为夏季；9月至11月为秋季。,122,1、冬季枯水：北方河流径流量不及全年5，其中黑龙江北部和西北地区的沙漠、盆地的河流不及全年2。以地下水补给为主的河流可达全年的10（黄土高原北部、

43、太行山区），新疆伊犁河可达年径流的10。南方河流冬季降水相对于北方虽然较多，一般可占全年的68，但也只有少数地区大于全年的10，台湾省冬季径流量最多，可达15以上。,123,2、春季少水春季我国河川径流普遍增多，但增长程度相差悬殊。东北、北疆阿尔泰山区因融雪和解冻形成显著的春汛，一般可占全年水量的2025；内蒙古的东北部锡林郭勒，冬季多积雪、春季径流可占3040，比夏季还多，为一年中径流最丰富的季节；江南丘陵地区，因雨季开始，径流量迅速增加，可占全年的40左右；西南地区因受西南季风的影响，一般只占全年的510；华北地区一般在10以下，春旱现象普遍。,124,3、夏季洪水夏季我国河川径流最为丰沛

44、。夏季我国季风地区降水量大增，南方河流夏季径流量为全年的4050；云贵高原达5060，四川盆地更高达60，青藏高原则高达6070。在北方，因雨量集中，夏季径流可达50以上，其中华北和内蒙古中西部更可达6070。在我国西北地区，夏季因气温升高，高山的冰雪大量融化，使夏季径流量高达6070。总之，我国河流夏季都进入汛期，洪水灾害多在此时出现。,125,4、秋季平水：秋季我国河川径流普遍减退。全国大部分地区秋季径流量比重为2030。江南丘陵只有1015，有秋旱现象。海南岛为全国秋季河川径流量最高的地区，可达50左右，为一年中径流最多的季节。秦岭山地及其以南的地区，亦可达40。,126,127,（二）

45、径流年内变化的特征值,1、径流年内分配不均匀系数Cvy2、完全年调节系数Cr,128,1、径流年内分配不均匀系数Cvy,129,2、完全年调节系数Cr,130,年内分配最不均匀的河流是？,131,六、洪水和枯水,洪水和枯水是河川径流两个重要的特征值，是水文学的研究重点之一。,132,愤怒的地球洪水,133,（一）、洪水（flood）1、洪水的概念（1）洪水：大量降水或积雪融水在短时间内汇入河槽，形成特大的径流，称为洪水。（2）洪水过程线：暴雨洪水在出口断面上的响应，也可以通过流量过程线表达，称之为洪水过程线。,134,（3）复式洪水过程线：若先后两次降水由于前期降雨所形成的洪水过程尚未泄完，第

46、二次降雨所形成的洪水又接踵而来，就形成了复式洪水过程线。,洪峰流量Qm,洪水总历时T,洪水总量W,135,（4）设计洪水：在水利工程的设计中，建筑物能够抗御的最大洪水称为设计洪水。设计标准是根据建筑物的规模和重要性而定的，设计标准越高、抗御洪水的能力就越强、就越安全，但是造价也越高。,136,2、洪水的影响因素,天气,流域下垫面,137,（1）天气因素 气旋波动、台风等天气系统，提供充足的水汽和大气强烈的垂直上升运动，可能形成暴雨过程，进而形成洪水。按气象方面规定：24小时降雨量超过50mm或12小时降雨量超过30mm的降雨称为暴雨。其中24小时降水量超过100mm者称大暴雨，24小时降水量超

47、过200mm者称特大暴雨。,138,（1）天气因素 暴雨特性：包括暴雨强度、暴雨持续时间（历时）和空间分布等，尤其暴雨中心移动路线和笼罩面积，对洪水有着巨大的影响。如暴雨中心向下游移动，雨洪同步，常造成灾害性大洪水。,139,（2）流域的下垫面因素 地形，流域面积的大小、形状，土壤性质及植被等因素对洪水过程线有显著影响。流域特性：包括流域面积、形状、坡度、河网密度及湖沼率、土壤、植被和地质条件等。如流域面积大的流域，暴雨常是局地性的，大面积连续降水是造成洪水的主要原因。而对小流域，暴雨笼罩整个流域的机会多，易于形成洪水。河槽特性：包括河槽断面、河槽坡度、糙率等。人类活动：如修建蓄水工程，可拦蓄

48、部分洪水，削减洪峰，调节径流。,140,3、洪峰流量的推求 洪峰流量的推求是水文学研究的重要问题之一，它是港口建设、给水排水，道路桥梁及河流开发常遇到的水文问题。一般用洪峰流量与有关影响因素（主要是降雨和流域特征）之间的经验关系，建立经验的或半推理、半经验的公式来推求洪峰流量（尤其是中小流域）。,141,（1）根据洪水观测资料推求给定频率的洪峰流量。如果河流出口断面上有较长年限（20 年以上）的实测资料，可从中挑选一个最大的洪峰流量，或将每年洪水记录中凡超过某一标准定量的洪峰流量都选上，进行频率计算，从而求得所需频率的洪峰流量。,142,（2）地区综合经验公式法。Qp=Cp Fn 式中，Qp为

49、给定频率P的洪峰流量（米3/秒）；F 为流域面积（公里2）；Cp为随自然地理条件和频率而变的系数；n为流域面积指数，一般取1/2、3/4或1。,143,（3）推理公式。推理公式认为，流域上的平均产流强度（单位时间的产流量）与一定面积的乘积即为出口断面的流量，当其达到最大值时，即出现洪峰流量。由于对暴雨、产流和汇流的处理方式不同，就形成不同形式的推理公式。我国水利电力科学研究院通过对暴雨的研究，并考虑到等流时线的概念，提出的半理论半经验公式：,144,适用于500平方公里以下的流域。,n,145,4、历史洪水的调查 历史洪水：是指在该河段上可能调查到（或实测）的比通常洪水大得多的洪水。为了使洪水

50、调查和计算结果具有可靠性，调查河段应符合下列要求：尽量靠近拟建的工程所在位置；有足够数量的可靠洪痕，并有若干村落以便于查访洪痕位置及发生年代；河段顺直、无支流汇入及无分流回流现象，以便于计算洪峰流量；调查河段多年间河床变化不显著。,146,147,（1）历史洪水调查的工作内容。调查前应收集河流有关的水文、气象、地质及原有勘测设计报告和地方志等资料。调查历史上洪水发生的情况，各次洪水发生的时间、洪水来源、本流域及附近流域的降雨情况、洪痕的位置，确定出最大、次大等各次洪水的顺序和重现期，并在野外标出洪痕位置及编号等。进行简易地形和洪痕高程测量。洪痕位置也要标在地图上，并根据情况测出纵断面和若干横断