第三章-陆地表面水的组成与运动.ppt

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,*,第三章 陆地表面水的组成和运动,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,水 体,面 积,(km,2,),水 量,(10,8,m,3,),备 注,冰 川,58650,51322,湖 泊,71800,7088,淡水占,31%,沼 泽,110000,占国土面积,1.15%,河 流,27115,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,，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；,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,：,R,s,(t)t,时刻地面径流深,；,i,降雨强度；,i,n,截留率；,e,蒸发率；,s,d,填洼率；,f,下渗率（,mm/d,）。,i,n,，,e,，,s,d,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,：,r,s,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,r,ss,壤中径流的产流率,f,A,界面供水率,f,B,界面下渗率,对上式积分后,r,ss=,f,A,f,B,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。产流条件与壤中径流相同。,f,c,稳定下渗率,r,g,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,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，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,:,R,s,逐时间段比较：,If if,，,R,s,=i,t-f,t,R,s,=,R,s,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,F,1,、,F,2,F,5,为,等流时面积,42,如图以等流时面积,F,i,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,：,=(F,i,),汇流面积累积曲线,：,=,(F,i,),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,3,21,），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）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,m,3,/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,q,m,，洪峰滞时,T,P,，和单位线总历时,(,底长,)T,D,。，如图所示。其中以,T,P,，,q,m,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,m,3,/s,t,时间,h,19.7mm,流量,m,3,/s,t,Q,m,Q,m,Q,m,19.7/10,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,m,3,/s,Q,1,Q,2,Q,3,Q,1,+Q,2,+Q,2,0,0,0,0,56,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。,59,60,441.97,44 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,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,、,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,、,q5q10=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,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,0.5,lm,处作为零点的基面。,相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,日平均水位（,m,）,天数,累计天数,50,12,12,49.5,8,20,49,4,24,48.5,5,29,48,4,33,47.5,6,39,35.5,7,357,30,8,365,82,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。,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=Fv,Q,为流量,(,m,3,/s),；,F,为过水断面积,(,m,2,),；,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,t2,m,3,/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=f,2,(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=f,3,(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=f,3,(H),呈向上凹形。,93,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=f,1,(H),、,水位过水断面面积关系曲线,F=f,2,(H),和,水位流速关系曲线,V=f,3,(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,Q,0,表示。,从数理统计看，若把河流年径流量,Q,i,看成一个随机变量，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,C,v,值的大小，,C,v,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,Q,0,值就偏大。,100,2,、资料不足时正常年径流量的推求,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,C,v,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,C,v,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,C,v,值小，有利于径流资源的利用。,112,影响年径流,C,v,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，蒸发比较稳定，故年径流,C,v,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,C,v,值大。,我国河流年径流量,C,v,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,C,v,值为,0.2,0.3,，到西北缺水带，,C,v,值增至,0.8,1.0,。,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,C,v,值较小,，而以,雨水补给为主,的河流,C,v,值较大,，尤其是雨水变率大的地区，,C,v,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,C,v,值较小,。,如：天山、昆仑山、祁连山一带的河流，,C,v,值,0.1-0.2,。,以地下水补给为主的河流径流量较稳定，,C,v,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,C,v,值只有,0.4-0.5,，其中以地下水补给为主的无定河上游，,C,v,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，,C,v,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,C,v,值较小,。,例如，长江干流汉口站,C,v,值为,0.13,，而淮河蚌埠站的,C,v,则达,0.63,。,同理，各大河,干流的,C,v,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,C,v,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,P,25,为,丰水年,；,P,75,为,枯水年,；,25,P,75,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。,P117-118,120,五、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、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。,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,冬季枯水,春季少水,夏季洪水,秋季平水,127,（二）径流年内变化的特征值,1,、径流年内分配不均匀系数,C,vy,2,、完全年调节系数,C,r,128,1,、径流年内分配不均匀系数,C,vy,129,2,、完全年调节系数,C,r,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,A,A,A,B,t,Q,（,3,）复式洪水