《供水水文地质》第一、二章讲义.ppt

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1、水 文 学Hydrology,教材：水文学（第四版）黄廷林、马学尼主编，中国建筑工业出版社。参考书：工程水文学题库及题解宋星原等，中国水利水电出版社。,研究地球大气层中和地球表面以及地壳内水的各种现象的发生和发展规律及其内在联系的学科。它研究各种水体的形成、循环和分布，水体的化学成分，生物、物理性质以及对环境的效应。简单地说，水文学是一门研究水在自然界中运行变化规律的科学。,1、水文循环过程（水文现象的表现形式）2、大循环、小循环 3、水文循环的特征 4、水文现象的研究方法,第一章 绪论,1、水文现象表现形式的四个主要过程：,蒸发(Evaporation),径流(Runoff),降水(Prec

2、ipitation),渗流(infiltration),水文循环的定义：,地球表面的广大水体，在太阳辐射作用下蒸发变成水汽，上升到空中，被气流带动输送到各地，在这过程中，水汽遇冷凝结，以降水的形式降落到地面和海洋，降至地面的那部分水，再从河道以地表水或渗入地下以地下水形式补给河流，最终流入海洋。水分这种往返循环、不断转移交替的现象称为水文循环或水循环(Water Circulation/Cycle)。,水文循环(Hydrologic Cycle),水循环的四个主要过程：,水循环的外因：太阳辐射能和地球引力的存在。,水循环的内因：水物理三态(气、液、固)之间的相互转化。,降水,蒸发返回大气,地面

3、径流,汇入河川,海洋蒸发,降水,气流输运,2、自然界水循环据水循环过程的整体性和局部性（规模及涉及的地域）可分为二类：,3、工程水文学(Engineering Hydrology)及任务 工程水文学是应用水文知识于工程建设（主要是水利工程）的一门学科。主要内容包括水文计算和水文预报。,水文学的任务,本课程的内容，主要叙述水分循环运动中，从降水到径流入海的的这一段过程中，关于地表径流的运动规律、量测方法及在工程上的应用等问题。包括河川及径流的基本概念，河川水文要素量测方法，水文分析中常用的数理统计的基本原理，河川径流的年际变化与年内分配，枯水径流与洪水径流的调查分析与计算，降雨资料的整理与暴雨公

4、式的推求，小流域暴雨洪水流量的计算，城市降雨径流的特点等。,4、水文现象的特征,1）时程变化的周期性与随机性统一,水文现象的确定性规律（Determination),水文现象的随机性规律(Randomness),水文现象的周期性变化；,水文现象的因果关系。,水文现象在时间和数量上不重复。,2）地区分布的相似性与特殊性统一,水文现象的相似性规律（Similarity）,水文现象的特殊性规律(Speciality),气候因素的相似性；,地理条件的相似性。,地形地质条件的差异性。,5、水文学的研究方法：,成因分析法(Genetic Analysis):,主要以数学和物理学原理为基础，通常建立某种形式

5、的确定性模型，研究水文要素与影响因素之间定量关系。,数理统计法(Mathematical Statistics):,以概率论和数理统计学为基础，通常建立某种概率模型，探讨水文现象的统计规律。,地理综合法(Comprehensive Geographic Method),根据气象要素和其它地理要素的地区性分布规律，来探讨受其影响的某些水文特征值的地区变化规律。,我国的研究方法为“多种方法，综合分析，合理选定”的原则。,【水文习题】,1使水资源具有再生性的原因是自然界的 A径流B水文循环C降水D蒸发2水文循环的主要环节是 A截留、填洼、下渗、蒸发B降水、蒸发、渗流、径流C截留、下渗、径流、蒸发D蒸

6、发、散发、降水、下渗,B,B,第二章 水文学的一般概念与水文测验,1、河流和流域2、河川径流及其表示方法3、河川径流形成过程及影响径流的因素4、流域水量平衡5、水文资料的观测方法与收集6、水位与流量关系曲线,接受一定区域内地表水和地下水补给，经常或间歇地沿着狭长凹地流动的水流称为河流。它是地球上水文循环的重要路径，也是泥沙、盐类和化学元素等进入湖泊、海洋的通道。,河流（包括干流、支流）和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成一个庞大的系统，称水系，又称河系或河网。,1、河流的形成和特征：,汇入干流的河流均称为一级支流，而汇入一级支流的河流则称为二级支流，以此类推。,河系的特征(Feature

7、s of river system),将汇集的水流注入海洋或内陆湖泊的河流叫干流。或者河系中取长度最大或水量最多的河流为干流。,支流(Branch river),干流(Main/Principal/Trunk river),河流按不同的级别划分为：,干 支 流 实 例,渭 河,洛河,泾 河,马莲河,黄河,西安,汾河,2、河系的主要特征的描述：,河流长度 L(River length):,指从河源沿河道至河口的距离或测站断面沿河槽中泓线或轴线量取的距离称为河流长度，简称河长。注意：不是河流二端间的直线距离,式中，L 河流的实际长度(km);l 河流二端间的直线距离(km),河流的弯曲系数(Riv

8、er curved coefficient),弯曲系数 越大，对洪水宣泄越不利。,凹岸：河段沿流向的平面水流形态呈凹形的岸。凸岸：河段沿流向的平面水流形态呈凸形的岸。,中泓线：河道中各横断面水流最大流速点的连线。,深泓线(溪线)：河道中各横断面最大水深点的连线。,河流的断面：纵断面：1)定义：河流从上游至下游沿深泓线所切取的河床和自由水面间的剖面。2)作用：反映河底纵坡和落差的分布，可推算水流特性、估计水能储量。,横断面：指与水流方向垂直的断面，两边以河岸、下面以河底为界的称为河槽横断面，包括水位线在内的横断面称为过水断面。根据横断面形状又可分为单式及复式两种。枯水期水流通过的部分，称为基本河

9、槽，也叫枯水河槽或主槽。只有在洪水泛滥期才被洪水淹没的部分，称为洪水河槽或河漫滩。河槽断面是计算流量的重要依据。,河流的落差和比降(River fall&slope),落差：河源与河口的垂直高差称为河流的落差。落差大表明河流水能资源丰富。,河道比降：落差与河长的比值称为河流的比降。比降越大河道汇流越快。,如当河段的纵向河底线近于一条直线时，河道的 计算表达式：,河道比降的计算：,式中，J 河段的比降;h1,h0 河段二端河底高程;L 河段的长度,河道比降常用小数或千分数表示。如：L=5km,落差为1.5 m，则 J=1.5/5000=0.0003；或 0.3,上式为河流某段的平均纵比降，一条河

10、流各段的纵比降可能不一致，为了说明整个河流纵比降情况，需利用下述公式求其平均值。,河源,3、河流的分段,依据水流的流动方向从上至下分为五段：,中游,下游,河口,上游,长 江,湖北宜昌,江西湖口,河源：,指河流开始的地方，可以小溪、泉水、冰川、湖泊或沼泽等形式出现。,长江正源,长江河源：沱沱河上游，青海唐古拉山脉各拉丹东雪山；西藏当曲。,长江源头鸟瞰,上游,上游的特征是水位落差大，水流急，流量小，下切力强，河谷窄，呈V型，河槽多为基岩。河流常出现急滩和瀑布。,金沙江虎跳峡虎跳石跌水,金沙江虎跳峡,中游,中游的特征是河道比降变缓，下切力减弱而旁蚀力增强，河槽逐渐拓宽，水量增加，两岸为U形河谷地形。

11、有些地方弯曲度变大，两岸出现滩地。,长江荆江段（假彩色卫星照片）,下游,下游特点是河谷宽，纵断面比降和流速小，河道淤积作用较为显著，浅滩和河洲到处可见。河床多为细沙和淤泥。,亚马逊河下游,河口,河口是河流终点，位于流入海洋、湖泊的地段。水流速度骤减，大量泥沙沉积形成沙洲或河口三角洲。,长江口,黄河口(1999/12/25),对于内陆河，往往没有河口，而消失于沙漠里。,河流周围地面高程最高点的连线。分水线有地面分水线和地下分水线之分。前者是汇集地表水的界线，后者是汇集地下水的界线。,4、河流流域：(River Basin/Watershed)1）分水线(岭)定义：(Watershed divid

12、e),河流某断面（A断面）以上，汇集地表水和地下水的区域统称做该河流在A断面以上的流域。,由分水线包围的集水区域。,2）河流流域的定义：,秦 岭 山 脉,长 江,黄河,分水岭实例,流域内的水流通常包括地表水与地下水，因此分水线有地面分水线与地下分水线之分。,3）非闭合流域(Unclosed Watershed)与闭合流域(Closed Watershed),非闭合流域：若地面分水线与地下分水线在水平面位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重合常称这种流域为非闭合流域；,闭合流域：若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种流域为闭合流域。一般的大、中流域，地面

13、和地下分水线不重合造成地面、地下集水区的差异相对于全流域很小，常常视为闭合流域。对于小流域、或流域内有岩溶的石灰岩地区，有时交换水量占流域总水量比重相当大。,流域面积 A(Area of watershed)km2 指分水线划定的范围在水平面上投影面积。,4）流域的主要特征的描述:,(1)流域的几何特征(Geometric features),流域长度L(Length of watershed)km 由河源边线至河口的最长直线距离。,主要从几何特征和地理特征二方面进行描述:,流域平均宽度B(Width of watershed)km,B=A/L,流域平均高程(Elevation of wate

14、rshed)m,流域平均坡度(Slope of watershed),流域内各相邻等高线间的面积与其相应平均高程乘积之和与流域面积的比值。,流域内最高最低等高线长度的一半及各等高线长度乘以等高线间的高差乘积之和与流域面积的比值。每相邻两等高线间的平均地面坡度与相应两等高线间面积的乘积的总和，与流域总面积的比值。,气候条件(Climatic condition)以各种的气象因子来描述。,流域平均宽度B(Width of watershed)km,流域的形状系数 K(Shape factor),B=A/L,K=B/L=A/L2,(2)流域的自然地理特征,地理位置(Geographic positi

15、on)以地理的经度和纬度来表示。,可用流域平均高程&平均坡度S表征。,流域的土壤岩石性质和地质构造(Properties of soil and rock and geologic structures),流域地形特征(Topographic features),反映了流域下垫面的特征，影响到降水入渗的多小，土壤的蓄水性及地下水运动等。,可用流域地形图表征；,数字地形图,高程图,坡向分布图,坡度分布图,北京市密云县地形图、高程图、坡度图等,流域的植被率和湖沼率(Percentage of vegetation/lake/marsh),植被率PP=AP/A 湖泊率PL=AL/A 沼泽率PM=AM

16、/A,式中，PP、PL、PM 分别为流域内的植被、湖泊和沼泽面积；P 流域总面积。,降雨截留量,径流R,径流(Runoff)：有二种含义：指降落在流域表面的降水，沿流域地表和地下二个途径流入河系，再流出流域出口断面的水流，这样的物理过程称作径流形成过程。,5、河川径流及其表示方法(Formation&measurement of runoff),有时也指它的量，即在一定时段内通过某一河流断面的水量，称径流量。,流量 Q(Flow/Discharge):单位时间内通过某一过水断面的水量，可按水力学公式计算：,式中，A：过水断面的面积(m2)V：过水断面的平均流速(m/s),(1)径流的度量(Me

17、asurement of runoff),Q=AV(m3/s),径流的度量常采用以下几个指标进行度量：,用来表示流域出口断面的径流流量随时间变化过程,流量过程线(Flow hydrograph)：,瞬时流量(Transient flow):指某时刻的流量,如右图中的Q1，洪峰流量Qm等。,平均流量(Average flow):指定时段内的平均流量，如日平均流量、月平均流量、年平均流量、多年平均流量等。,指一定的时段内T(=t2-t1)通过的某一河流断面的总水量，(单位：m3),式中,Q(t)流量过程线 t 时刻 的瞬时流量;T=t2-t1 计算时段;计算时段内的平均 流量。,径流量 W(Run

18、off Volume):,式中，F 流域的面积，km2；T 时段，s；时段T内的平均流量，m3/s。,径流深 R(Runoff depth):,中国年径流深图,5-50,600-1000,50-100,200-400,5,1000-1600,1600-2000,流域出口断面流量与流域面积的比值,表示流域单位面积上所产生的流量的多少：,径流模数 M(Runoff modulus):,依据Q的不同含义，M则有不同的称谓：Q 若是(多)年平均流量，则M 称为(多)年平均流量模数；Q 若是洪峰流量，则M 称为洪峰流量模数。,径流系数(Runoff coefficient):,某一时段的径流深R与相应的

19、流域平均降雨深P的比值，其反映了降雨量转换成径流量比例的一个参数：,【习题】,1某水文站控制面积为680Km2，多年平均径流模数为10L/（skm2），则换算成年径流深为 A、315 mm B、587 mm C、463 mm D、408 mm,A,2某流域面积为1000km2，多年平均降水量为1050mm，多年平均流量为15m3/s，该流域的多年平均径流系数为 A、0.55 B、0.45 C、0.65 D、0.68,B,4我国年径流深分布总趋势基本上是 A、自东南向西北递减 B、自东南向西北递增 C、分布基本均匀 D、自西向东递减,A,5某流域面积为500km2，多年平均流量为7.5m3/s，

20、换算成多年平均径流深为 A、887mm B、500mm C、473mm D、805mm,C,流域蓄渗指降雨的雨水消耗于植物截留、填洼和下渗等综合过程。降雨形成地面径流之前，在流域中会被以上几个方面所消耗，不参与径流的形成：,(2)径流形成过程,可概化为二个过程：,产流过程或称为流域蓄渗过程(Runoff yield process),b.土壤蓄水量 S(Soil water storage),指降雨入渗过程中被土壤吸附存储于土壤孔隙中的水量，初始土壤含水量 S R。,a.植物截留量 Is(Vegetal interception),降雨的一部分被植物茎叶拦截的现象称截留，植被率 PP IS R

21、,以上各种量不参与径流的形成，统称为:雨量的损失量或地面滞留量。,c.填洼量 Vd(Depression Storage),降雨停蓄在地面洼陷处（水库、湖、塘等），这部分水量称为填洼量，VdR。,d.雨间蒸散发量 E(Evaporation during rainfall),降雨形成的径流量（亦称为净雨量）(Runoff/Excess rainfall),径流量(净雨量)=降雨量-损失量径流量（净雨量）包括二个方面：地面径流 R 地下径流 Rg,河槽集流Rin(river channel flow)：河槽水流沿河槽纵向流动，汇集各干、支流的来水，最后流经出口断面。,a.地面径流R(Surfac

22、e runoff)包括:,坡地漫流 Rs(Overland flow)：指沿流域坡地成片连续流动的水流。注入小沟、溪涧而进入河槽。,b.地下径流 Rg(Groundwater flow)包括:,浅层地下径流 Rgs(Shallow groundwater flow),当下渗水流到达地下水面后，则形成地下径流。它包括：,指潜水面以下和第一个不透水层以上的含水层中的水流，亦称作无压地下水（Phreatic water）,以上统称为地下径流，其特点是：地下径流流量稳定；地下水运动缓慢，补给河流滞后于地表径流，故往往成为河流枯水期的重要来源。,深层地下径流 Rgd(Deep groundwater f

23、low),指第一不透水层以下基岩以上的深含水层中的水流，亦称作有压地下水或承压水（Artesian groundwater）,S土壤蓄水,填洼量Vd,植物截流Is,流域渗蓄及汇流过程示意图,隔水层,坡地漫流：坡面汇流 壤中流 地下径流,河槽集流：小沟小溪 小河大河,流 域出 流,汇流过程：(Flow concentration process),河川径流形成过程框图,径流的年季变化我国径流季节变化 我国幅员广阔，自然条件复杂多样，在一年之内的河流径流量变化干差万别，一般来说：冬季，北方河流受严寒、冰冻的影响，径流普遍减少。春季，东北地区气温升高、积雪融化以及河流解冻，河流形成春汛。夏季，是我国

24、河川径流最丰富的季节，因夏季为多雨季节，一般径流量达4050，四川盆地高达60。西北地区因冰雪大量融化，夏季径流量为6070。秋季，是我国河川径流普遍减退的季节。全国大部分地区秋季径流比例一般为2030。,径流的年际变化河川径流在多年期间内的变化。从大量实测径流资料中发现，丰水年或枯水年往往连续出现，而且丰水年组与枯水年组循环交替。如长江汉口水文站，在18641972年共107年的实测流量资料中，大致可分为5个丰、枯水年循环期，循环期自13年到28年不等，呈现不固定的周期。,影响径流的主要因素1、气候因素降水和蒸发直接影响河川径流的形成和变化。降水方面，降水形式、总量、强度、过程以及在空间上的

25、分布，都会影响河川径流的变化。2、流域的下垫面因素：下垫面因素主要包括地貌、地质、植被、土壤、湖泊和沼泽等。3、人类活动：植物造林、修建水坝、南水北调、城市化发展。,在同一气候区，山区流域径流量一般大于平原；地质、土壤条件不同，流域的渗水性不同，渗水性强的流域产生的径流量少，反之则多。流域面积的尺度决定着径流量的大小。植被、湖泊、沼泽则有调节径流的功能。砍伐森林会使水土流失加剧，洪峰径流剧增；水库等蓄水工程的兴建，会增加流域的持水能力，调节径流；工业、农田的大量用水会减少河川径流量；跨流域引水能减少被引水流域的径流量，增加引入流域的径流量等。,固体径流河流狭带的水中悬移质泥沙和沿河底滚动的推移

26、质泥沙而言。溶解质径流河水携带的粒径小于10-5mm的微粒物质称为溶解质。,1一次降雨形成径流的损失量包括：A植物截留，填洼和蒸发B植物截留，填洼，补充土壤缺水和蒸发C植物截留，填洼，补充土壤吸着水和蒸发D植物截留，填洼，补充土壤毛管水和蒸发,B,6、水量平衡（Water Balance）,水文学的最基本的原理之一。水量平衡是水文循环的定量描述，是质量守恒定律在水文循环中的特定表现形式。水量平衡指地球某一区域(可以是某个流域、湖泊、沼泽、海洋或某个地区，也可以是整个地球)。在一定时段内(时段可以是日、月，也可以是一年、数十年或更长的时间)，输入该区域的水量与输出的水量之差等于该区域内的蓄水变化

27、量(蓄水变量指时段始末区域内蓄水量之差)。,水量平衡的数学表达式：,来水量-出水量=区域内蓄水变量Inflow Outflow Storage change,式中:I：给定时段内输入研究区域的总水量 O：给定时段内输出研究区域的总水量 W：时段内研究区域蓄水量的变化量。,I-O=W(单位：m3 或 mm),用水量平衡方程表示：,P-E-R=W,闭合流域水量平衡方程为：,河流流域的水量平衡 对于闭合流域:,闭合流域的多年平均水量平衡方程式为：,其中，,式中:：流域内多年平均降水量；：流域内多年平均径流量；：流域内多年平均蒸发量。,对于多年平均的情况，闭合流域的水量平衡方程式为：,多年平均蒸发系数

28、，其反映流域降雨量转换成蒸发量的比例系数。,将式 两边除以，则该式变成,因此，常用0、0 二个系数来反映流域气候地理特性。如，湿润地区：0 0.5;半干旱地区：0 0.3;干旱地区:00.1,P+RGI-E-RSO-RGO=W,式中:P：流域给定时段的降雨量；,对于不闭合流域，其水量平衡方程为：,W：时段初及时段末流域蓄水量的变化量。,RGO：给定时段内从地下流出的水量；,RSO：给定时段内从地面流出的水量；,E：净蒸发量；,RGI：给定时段内从地下水流入的水量；,不闭合流域的水量平衡示意图,P+RGI-E-RSO-RGO=W,【习题】1某闭合流域多年平均降水量为950mm，多年平均径流深为4

29、50mm，则多年平均蒸发量为 A、450mm B、500mm C、950mm D、1400mm,B,2水量平衡方程式P-R-E=W（其中P、R、E和W分别为某一时段的流域降水量、径流量、蒸发量和蓄水变量），适合于 A、非闭合流域任意时段情况 B、非闭合流域多年平均情况 C、闭合流域多年平均情况 D、闭合流域任意时段情况,D,7、水文资料的观测方法与收集,在流域内一定地点（或断面）按统一标准对所需要的水文要素作系统观测以获取信息，并进行处理即时观测信息。这些指定的地点，称为测站。利用各种水文仪器测量并记录水文要素连续变化的情况，叫做水文测验。,（1）水位观测,水位指河流、湖泊、水库及海洋等水体的

30、自由水面离开固定基面的高程，以m计。计算水位的起算零点高程处，称为基面。以平均海平面作起算零点的基面，称为绝对基面；以任一高程作起算零点的基面，称为相对基面或假定基面。全国统一规定用青岛验潮站的黄海平均海平面为各水系的绝对基面,水位观测的常用设备水位观测的常用设备有水尺和自记水位计两类。水尺观测时，水面在水尺上的读数加上水尺零点的高程即为当时的水位值。设水尺零点高程为，水尺上的测读数为h,则此时的水位为：H=+h,水尺的常用型式有四种：直立式水尺。一般由靠桩和水尺板两部分组成。靠桩有木桩、混凝土桩或型钢桩,埋入土深约0.51.0米;水尺板由木板、搪瓷板或塑料板做成,其尺度刻划一般至1厘米。倾斜

31、式水尺。一般把水尺板固定在岩石岸坡或水工建筑物上，也可直接在岩石或水工建筑物的斜面上涂绘水尺刻度，刻度大小以能代表垂直高度为准。倾斜式水尺的优点是不易被洪水和漂浮物冲毁。矮桩式水尺。由固定矮桩和临时附加的测尺组成。当河流漫滩较宽，不便用倾斜式水尺，或因流冰、航运、浮运等冲撞而不宜用直立式水尺时，可用这种水尺。悬锤式水尺。通常设置在坚固陡岸、桥梁或水工建筑物的岸壁上，用带重锤的悬索测量水面距离某一固定点的高差来计算水位。,自记水位计能将水位变化的连续过程自动记录下来，不遗漏任何突然的变化和转折，有的还能将所观测的数据以数字或图像的形式远传室内，使水位观测工作趋于自动化和远传化。,（2）流量测算,

32、河流流量是通过测定过水断面面积与断面平均流速并加以计算得到的。测量河流过水断面时，应先测水位而后沿断面宽度选定若干测点及测深垂线，再测量各垂线处的水深，将水位减去垂线水深，即得河底高程，由此即可绘出河槽断面图。由所测水位及河谷断面图，即可算出相应的过水断面面积。,测量流速通常使用流速仪进行。然后按下式计算流量。Q=v1f1+v2f2+vnfn将流速仪放在河中某一位置，旋杯或旋桨在水流的作用下会作旋转运动，记录其转数N及测速历时T(以秒计)，换算成测点流速。,（3）泥沙测量泥沙测量分悬移质输沙率和推移质输沙率测验两种。悬移质输沙率（QS）在单位时间内通过测流断面的悬移质泥沙(悬沙)的重量。QS=

33、Q Cs式中：Q断面流量；Cs断面平均含沙量。,推移质泥沙（底沙）测验是利用推移质采样器取得测沙垂线底部的推移质泥沙，求得单位宽度内的输沙率。,8、水位与流量关系曲线（stage-discharge curve relation),通过对观测到的水位流量资料的整理，可以建立水位与流量关系曲线。因为水位观测远比流量观测要容易得多，常利用这种曲线从水位变化过程推求流量变化过程，从而计算出不同历时的平均流量。,（1）水位与流量关系曲线的特性,水位与流量关系曲线的绘制当河床稳定、水位变化平缓时，水位与流量成单一关系，在普通坐标纸上以纵坐标代表水位，横坐标代表流量，可直接将实测的水位、流量数据一一对应点

34、绘于坐标上。而且，通常在绘制水位流量关系曲线的同一图上一并绘出水位面积与水位流速关系曲线，以此作为水位流量关系的辅助曲线，便于查核及水位流量关系的外延。,影响流量的因素除水位外，还有断面形状，水力坡度以及河床粗糙率等，因此按水位与流量点据绘制的水位流量关系曲线，只能反映实测点据的分布趋势。一般认为，当实测点据与曲线偏离不超过5时，此水位与流量关系为“稳定良好”。,水位流量关系的影响因素河床冲淤的影响当河床发生冲刷时，过水断面积扩大，同一水位的流量增大；当河床发生淤积时，过水断面积减小，同一水位的流量亦减小。,洪水涨落的影响涨水时，水面比降大，流速快，同一水位的流量大，曲线向右偏离；落水时，水面

35、比降小，流速慢，同一水位的流量小，曲线又向左偏，一涨一落，水位与流量关系便成了“绳套”形曲线。,2、水位与流量关系曲线的延长,在水文计算中，往往需要水位和流量的特大值或特小值，以确定工程的最不利水位、流量。而天然河流中，特大洪水或特小枯水发生时，因施测困难均不易测出流速。相应的水位流量曲线往往两端缺少流量资料，而无法绘制曲线，因而必须将水位流量曲线向高水位或低水位部分延长。通常规定高水延长的水位幅度应小于当年实测水位变幅的30；低水延长的水位幅度应小于实测水位变幅的10。,（1）水位与流量关系曲线的高水位延长,由水位面积与水位流速关系曲线作高水延长此法适用于河床稳定，水位面积、水位流速关系点集

36、中，曲线趋势明显的测站。水位面积关系曲线稳定，可利用已知的河谷断面图加以延长。按谢才公式、曼宁公式有：v=1/n R2/3S1/2按上述方法逐点计算即可延长水位流量关系曲线的高水部分。,在高水位延长中，水位、流速是顺趋势延长的，带有一定的任意性。为了避免延长的任意性，用水力学公式计算出外延部分的流速值来辅助定线。,用水力学公式高水位延长（过水断面特性法）,在高水位延长中，水位、流速是顺趋势延长的，带有一定的任意性。为了避免延长的任意性，用水力学公式计算出外延部分的流速值来辅助定线。在没有实测的J和n的测站，若过水断面面积为，则有：Q=C(RS)1/2=C(S)1/2(R)1/2高水部分的C(S

37、)1/2在不同流量时差别不大，可看作常数，计作K。则 Q=K(R)1/2,（2）水位与流量关系曲线的低水位延长,低水延长一般是以断流水位作控制进行水位流量关系曲线向断流水位方向所作的延长。关于断流水位Z的确定方法有以下两种：根据测站纵横断面资料确定在测站上、下游的浅滩、石梁等处，其顶部高程常为断流水位；如测站下游很长河段的河底平坦，则基本水尺断面的河底最低点高程，亦可作为断流水位。,分析法求解在水位流量关系曲线的中、低水位弯曲部分，依顺序取三点：a，b，c，使这三点的流量关系满足：Qb=（QaQc）1/2式中，Qb为Qa、Qc的几何平均值。则断流水位Z可按下式计算：Qa=K(Ha-Z)n Qb=K(Hb-Z)n Qc=K(Hc-Z)n式中 Ha、Hb、Hc水位与流量关系曲线上a、b、c三点的水位，m。解之，得断流水位。在求得Z后，就可进行低水延长。,End,