第三章-陸地表面水的組成與運動課件

第三章_陸地表面水的組成與運動1第三章_陸地表面水的組成與運動13.1陸地表面水的組成與結構3.2流域產流與匯流3.3河流的水情3.4河水的運動3.5冰川運動與補給3.6湖水的運動與調蓄3.7徑流向海匯集及其效應23.1陸地表面水的組成與結構2第一節(jié)陸地表面水的組成與結構3第一節(jié)陸地表面水的組成與結構3一、陸地表面水的組成4一、陸地表面水的組成4水體面積(km2)水量(108m3)備注冰川5865051322湖泊718007088淡水占31%沼澤110000占國土面積1.15%河流

27115我國地表水的組成5水體面積(km2)水量(108m3)備注二、陸地表面水的結構河流：蓄量最小，是地表唯一的暢流液態(tài)水。水循環(huán)動力機制受熱力因素、重力作用控制，交替更新的周期最短，在地表水循環(huán)過程中起著上接大氣水，下通地下水，最后聯結海水的主干作用，是地表水循環(huán)亞系統(tǒng)的主干子系統(tǒng)，是全球水循環(huán)大系統(tǒng)的傳遞支系統(tǒng)。6二、陸地表面水的結構河流：蓄量最小，是地表唯一的暢流液態(tài)水。冰川：地表第一大水體，水循環(huán)動力機制主要是熱力作用，交替更新周期最長，在地表水循環(huán)中發(fā)揮著儲存和補給的功能。7冰川：地表第一大水體，水循環(huán)動力機制主要是熱力作用，交替更新湖泊與沼澤：地表洼地的滯留液態(tài)水體，水循環(huán)動力兼受熱力和重力作用，水循環(huán)活力較弱。在地表水循環(huán)系統(tǒng)中，主要起著傳遞、調蓄的功能。8湖泊與沼澤：地表洼地的滯留液態(tài)水體，水循環(huán)動力兼受熱力和重力河口區(qū)：河海傳遞的子系統(tǒng)，兼受河川徑流與海洋潮流等的影響，故河口子系統(tǒng)有著特殊的運動變化規(guī)律。9河口區(qū)：河海傳遞的子系統(tǒng)，兼受河川徑流與海洋潮流等的影響，故第二節(jié)流域產流與匯流

產流、匯流理論是河流水文學的核心理論，以綜合分析自然現象各個因素之間的關系為基礎。10第二節(jié)流域產流與匯流產流、匯流理論是河流水文學的一、流域產流理論產流過程：流域中各種徑流成分的生成過程，也是流域下墊面對降雨的再分配過程。產流實質上是流域降水后，水在具有不同的阻水、吸水、持水、輸水特性的下墊面土層中垂向運行時，“供水與下滲”一組矛盾相互作用的產物。11一、流域產流理論產流過程：流域中各種徑流成分的生成過程，也是（一）產流機制水在沿土層的垂向運行中，供水與下滲矛盾在一定介質條件下的發(fā)展機理和過程，稱為產流機制。

超滲地面徑流

的產流機制

飽和地面徑流

的產流機制

地下徑流

的產流機制

壤中徑流

的產流機制產流機制12（一）產流機制水在沿土層的垂向運行中，供水與下滲矛盾在一定介1.超滲地面徑流的產流機制干旱地區(qū)的地下水埋藏很深，包氣帶可達幾十米甚至上百米，降水不易使包氣帶蓄滿，下滲的水量一般不會產生地下徑流。只有降水強度超過下滲率時才有地面徑流產生。這種產流方式，稱為超滲產流。131.超滲地面徑流的產流機制干旱地區(qū)的地下水埋藏很深，包氣帶可

?Horton產流理論?霍頓：美國生態(tài)學家、土壤學家。 被稱為“現代水文學”之父。

o提出入滲能力的概念；

o提出了下滲曲線的經驗公式；

o將水循環(huán)過程分為入滲、蒸發(fā)、截留、

蒸騰和地面徑流等過程；o提出最大可能降水的概念；RobertElmerHorton (1875～1945)o提出土壤侵蝕理論o提出流域產流理論

14 蒸騰和地面徑流等過程；RobertElmerHo自降雨開始至任一時刻的產流過程如下式：Rs(t)—t時刻地面徑流深；i—降雨強度；in—截留率；e—蒸發(fā)率；sd—填洼率；f—下滲率（mm/d）。in，e，sd一般較小，因此下滲在地面徑流的產流過程中具有決定性的作用。前式中忽略雨期蒸發(fā)和填洼損失項，并微分可得：rs為地面徑流產流率（mm/d）。從上式可見，地面徑流是供水與下滲矛盾發(fā)展的產物。15自降雨開始至任一時刻的產流過程如下式：15綜上，超滲地面徑流產生的前提條件：產流界面是地面(包氣帶的上界面);必要條件是要有供水源(降水);充分條件是降雨強度要大于下滲能力。16綜上，超滲地面徑流產生的前提條件：162.壤中徑流的產流機制壤中徑流發(fā)生于非均質或層次性土壤中的透水層與相對不透水層界面上，飽和水流與非飽和水流均可發(fā)生，一般前者是主要的，是形成洪水徑流的主要部分。172.壤中徑流的產流機制壤中徑流發(fā)生于非均質或層次性土壤中的透假定供水穩(wěn)定，下墊面為兩種不同質地的土壤，上層為粗質地土壤，下層為相對較細的土壤層，則上層容重小于下層，而上層的毛管傳導度、飽和傳導度及下滲率均大于下層。18假定供水穩(wěn)定，下墊面為兩種不同質地的土壤，上層為粗質地土壤，當上層水流滲達兩層交界面時，因下層傳導度小于上層，因此在交界面上形成飽和積水，當上層土壤含水量大于其田間持水量時，在下層界面上形成自由水，并隨上層的繼續(xù)供水，積水層增厚，形成臨時飽和水帶，從而形成壤中徑流。19當上層水流滲達兩層交界面時，因下層傳導度小于上層，因此在交界W(t)—該層t時刻的含水量W(O)—該層的起始含水量rss—壤中徑流的產流率fA—界面供水率fB—界面下滲率對上式積分后rss=fA—fB20W(t)—該層t時刻的含水量20壤中徑流產流的前提條件：要有供水、即上層有下滲水（必要條件）下層要有比上層下滲能力小的界面（前提條件）供水強度要大于下滲強度（充分條件）產生臨時飽和帶，還要具有產生側向流動的動力條件，即坡度及水流歸槽條件（充分條件）21壤中徑流產流的前提條件：21壤中徑流的產生與降雨強度沒有直接關系，它只取決于上層的下滲率。只要上層下滲率大于下層下滲率，形成臨時飽和帶，即可產生壤中徑流。22壤中徑流的產生與降雨強度沒有直接關系，它只取決于上層的下滲率3.地下徑流的產流機制指包氣帶較薄、地下水位較高時的地下水產流機制。產流條件與壤中徑流相同。fc—穩(wěn)定下滲率rg—地下徑流產流率233.地下徑流的產流機制指包氣帶較薄、地下水位較高時的地下水產地下徑流的產流條件：界面：包氣帶下界面上層有下滲水存在比上層下滲能力小的界面供水強度大于下滲強度產生臨時飽和水帶并具有產生側向流動的動力條件24地下徑流的產流條件：244.飽和地面徑流產流機制在表層土壤具有較強透水性情況下的地面產流機制。隨著壤中流積水的增加，繼續(xù)下雨終將達到地面，即包氣帶全部變成臨時飽和水帶，此后繼續(xù)降雨所形成的就不是壤中流，而是以地面徑流的形式出現，這種地面徑流就成為飽和地面徑流。254.飽和地面徑流產流機制在表層土壤具有較強透水性情況下的地面飽和地面徑流產流條件：界面：飽和積水層的上界面供水、界面供水強度大于下滲強度飽和濟水帶上界面到達地面26飽和地面徑流產流條件：26流域產流的界面?地面徑流超滲地面徑流

飽和地面徑流?壤中流?地下徑流

供水與下滲矛盾 在一定界面上的發(fā)展1327流域產流的界面?地面徑流超滲地面徑流 飽和地面徑流發(fā)展1（二）流域產流方式3.超滲與飽和產流交替型方式2.飽和產流方式1.超滲產流方式4.我國一些地區(qū)的產流方式28（二）流域產流方式3.超滲與飽和產2.飽和產流方式1.超滲產1.超滲產流方式遵循超滲地面徑流產流機制。主要發(fā)生在地下水埋藏深、包氣帶厚度大、土壤透水性差、植被也較差的丘陵區(qū)或干旱地區(qū)；特點是降雨強度大于下滲強度時才產生地面徑流，徑流量與產流面積主要與降雨強度與下滲能力有關。291.超滲產流方式遵循超滲地面徑流產流機制。主要發(fā)生在地下水埋2、飽和產流（蓄滿產流）方式飽和產流方式共同性是多發(fā)生在包氣帶較薄、植被較好、土壤透水性強、下滲強度大的地區(qū)。特點是土壤比較濕潤，且接近地下水面有毛管水帶，土壤層缺水量較小，一次降水下滲鋒面很容易與毛管水建立水力聯系，包氣帶很容易達到飽和。降雨強度超過穩(wěn)定下滲率部分的水量產生地面徑流。302、飽和產流（蓄滿產流）方式飽和產流方式共同性是多發(fā)生在包氣3.超滲與飽和產流交替型方式主要發(fā)生在包氣帶厚度約2-4米左右，土壤透水性中等，年內及多年降水量很不均勻，且地下水位變幅較大的地區(qū)。干旱期，地下水位較低，降雨以超滲地面徑流的產流機制為主，汛期到來，雨水集中，地下水位升高，有時甚至上升到地表，則變?yōu)橐燥柡偷孛鎻搅鞯漠a流機制為主。313.超滲與飽和產流交替型方式主要發(fā)生在包氣帶厚度約24.我國一些地區(qū)的產流方式淮河以南，雨量豐沛，以飽和地面產流類型為主；凍土、永凍土帶，森林茂密流域等也以飽和產流為主西北地區(qū)，氣候干燥，地下水埋藏深，以超滲地面產流為主華北、東北的西南部以超滲地面產流居多,局部呈現超滲徑流和壤中徑流復合型的產流特征濱海平原及淮北以滲與飽和產流交替（變換）型

324.我國一些地區(qū)的產流方式淮河以南，雨量豐沛，以飽和地面產流二、流域匯流分析流域上各處產生的各種成分的徑流，經坡地到溪溝、河系，直到流域出口的過程，即為流域匯流過程。通?？梢园蚜饔蚍殖善碌丶昂泳W兩個基本部分，因此流域匯流也可以分為坡地匯流與河網匯流兩部分。坡地匯流又有地表匯流和地下匯流兩個途徑。因此，流域出口斷面的水文過程線，通常是由槽面降水、坡地表面徑流，坡地地下徑流（包括壤中流和地下徑流）等水源匯集到流域出口斷面形成的33二、流域匯流分析流域上各處產生的各種成分的徑流，經坡地到溪溝3434最大流域匯流時間：指流域中路徑最長的水質點流到出口斷面的時間。流域滯時：指流域出口斷面洪水過程線的形心出現的時間與凈雨過程的形心出現時間的間隔，即滯后的時間K。35最大流域匯流時間：指流域中路徑最長的水質點流到出口斷面的時間（三）流域匯流的影響因素降水特性的影響：暴雨中心的空間分布及其移動方向的影響，不同降水強度反映了對流域匯流的不同供水強度。圖3-14、3-15流域的地形坡度的影響:地形坡度越陡，匯流速度越快，匯流時間越短，地面徑流的損失量就越小，流量過程線越尖瘦。流域形狀的影響:在其它條件相同時，不同的流域形狀會產生不同的流量過程。圖3-16水力條件的影響:在暢流條件下，水位越高、流速越快，匯流歷時越短，峰量越大，因而峰形越尖瘦。圖3-1736（三）流域匯流的影響因素降水特性的影響：暴雨中心的空間分布及三、流域產、匯流計算與模型簡介（一）流域產匯流計算方法下滲曲線法降雨徑流關系法徑流系數法等流時線法單位線法37三、流域產、匯流計算與模型簡介（一）流域產匯流計算方法下滲降1.下滲曲線法運用降雨過程和下滲曲線推求產流量的一種方法。降雨過程：i(t)下滲曲線：f(t)該時間段內產流:ΔRs逐時間段比較：Ifi>f，ΔRs=iΔt-fΔtRs=∑ΔRs381.下滲曲線法運用降雨過程和下滲曲線推求產流量的一種方法。降2.徑流系數法一次降雨產生的徑流量和降雨量的比值稱為本次降雨的徑流系數降雨量×徑流系數=產流量一般可將各地區(qū)的徑流系數支撐等值線圖供查用，但此方法經度較差，是一種粗略估算的方法。392.徑流系數法一次降雨產生的徑流量和降雨量的比值稱為本次降雨3.降雨徑流關系法根據實測點數據，給出降雨與徑流的經驗關系將降雨量、產流量及其主要影響因素，通過一定的關系進行表達，在實際中查算加以應用。403.降雨徑流關系法根據實測點數據，給出降雨與徑流的經驗關系44.等流時線法1）等流時線的基本概念流域內匯流時間相等的各點連接成的線，稱為等流時線。相鄰兩條等流時線的面積，稱等流時面積。降落在同一條等流時線上的降水形成的徑流，將同時達到流域的出口斷面。414.等流時線法1）等流時線的基本概念41圖中虛線1、2、3、4為等流時線,

F1、F2……F5為等流時面積42圖中虛線1、2、3、4為等流時線,F1、F2…如圖以等流時面積Fi為縱坐標，以其相應的流域匯流時間為橫坐標所作的圖，稱為面積分配曲線或面積—流時曲線：τ=φ(Fi)匯流面積累積曲線：τ=φ’(ΣFi)43如圖以等流時面積Fi為縱坐標，以其相應的流域匯流時間為橫坐標44442）等流時線的繪制1°選定匯流時段，即兩相鄰等流時線的匯流歷時差。一般取等于降雨時段，即＝。2°求出流域平均匯流速度。對于較大的河流，因為坡面匯流歷時很短，可以忽略，故可取河槽的平均流速。利用明渠穩(wěn)定流謝才公式計算匯流速度，即。式中，m為河槽平均糙率系數；I為河槽縱比降；R為水力半徑。452）等流時線的繪制45對于小流域，坡地匯流所占比重大，則流域匯流歷時為坡地匯流與河網匯流之和，流域平均匯流速度為式中，為流域最長坡地的長度；為主河槽長度；為坡地匯流歷時；為河槽匯流歷時。46對于小流域，坡地匯流所占比重大，則流域匯流歷時為坡地匯流與河3°以為相鄰等流時線的間距，自流域出口逐條向上游繪等流時線，得等流時面積分配線，可用表示。等流時線匯流計算示意圖若?。?，則，即為匯流曲線473°以為相鄰等流時線的間距等流時面積分配線48等流時面積分配線48493）出口流量過程的計算假定把分成5塊等流時面積等（圖3－21），現有3個時段的均勻凈雨量，根據等流時線的概念，第一塊等流時面積上的凈雨量，在第一時段內流到出口斷面，則第一時段內平均流量為：

第二時段內流出的水體為上第二時段凈雨和上第一時段上的凈雨量，即，則第二時段內的平均流量為為：493）出口流量過程的計算50同理：利用求得的就可以繪制出口斷面流量過程柱狀圖或過程線圖。50同理：利用求得的就可以繪制出口斷面4）等流時線法存在的問題。

1°實際流域的匯流速度是變化的，等流時線也是變的，但繪制等流時線時，采用流域平均匯流速度，等流時線固定不變，不符合實際情況。

2°降落在同一等流時面積上的凈雨量，在同一時段內全部流出，沒有考慮河槽的調蓄作用，故推得的流量過程線偏尖瘦，洪峰流量偏大。514）等流時線法存在的問題。515.單位線法1）單位線的概念與假定在給定的流域下，單位時段內均勻分布的單位凈雨量，在流域出口斷面形成的地面徑流過程線，稱為單位線。單位凈雨量（徑流深）一般取為10mm。單位時段△t可取1、3、6、12、24h等等，依流域大小而定。時間h10mm流量m3/s△t525.單位線法1）單位線的概念與假定時間h10mm流量m3/s53單位線三要素用來控制單位線形狀的指標稱為單位線要素。一般選定的要素是單位線洪峰流量qm，洪峰滯時TP，和單位線總歷時(底長)TD。，如圖所示。其中以TP，qm是主要的單位線要素。53單位線三要素用來控制單位線形狀的指標稱為單位線要素。一般由于實際降雨量并不一定是一個單位凈雨量和一個單位時段，因此單位線法還需要補充2個假定。54由于實際降雨量并不一定是一個單位凈雨量和一個單位時段，因此單倍比定律假定如果單位時段內的凈雨不是一個單位而是k個單位，則形成的流量過程是單位線縱坐標的k倍。

時間h10mm流量m3/s△t時間h19.7mm流量m3/s△tQmQmQm×19.7/10Q×19.7/10Qk55倍比定律假定如果單位時段內的凈雨不是一個單位而是k個單位，則疊加法則假定如果凈雨不是一個時段而是m個時段，則形成的流量過程是各時段凈雨形成的部分流量過程錯開相加。時間h流量m3/sQ1Q2Q3Q1+Q2+Q2000056疊加法則假定如果凈雨不是一個時段而是m個時段，則形成的流量過上述兩個假定就是把流域視為線性系統(tǒng)，符合倍比定律和疊加原理。如果流域內降雨分布均勻，每個單位時段降雨強度大致不變，單位線方法就可以應用。57上述兩個假定就是把流域視為線性系統(tǒng)，符合倍比定律和疊2）單位線的分析與推求分析法的原理是逐一求解，如地面徑流過程為單位線的縱坐標為時段凈雨量為根據上述假定可得：，即，即582）單位線的分析與推求分析法的原理是逐一求解，如地面徑流過程,即,即將已知的代入上式，即可以求得即為單位線的縱坐標。59,即,即將已知的代入606044×1.9744×0.944×0.76144×1.9744×0.944×0.761小結：利用單位線來推求河水匯流過程線稱為單位線法。單位凈雨深一般取10mm。時段上有瞬時、1、3、6、12h等。由于實際降雨量不一定是一個單位和一個時段，故分段時使用時要作兩條假定：線性倍比和疊加原理。倍比定律假定：即如降雨是n個單位，則形成過程線是流量的n個單位。疊加法：m個時段凈雨，則各時段凈雨所形成的徑流過程線之間互不干擾，出口斷面的流量等于各時段凈雨量所形成的流量之和。62小結：利用單位線來推求河水匯流過程線稱為單位線法。624)單位線存在的問題首先，單位線的倍比和疊加線性假定不能完全符合實際，由各次大洪水分析得到的單位線并不全相同。原因是：河槽水流非線性變化，大小洪水匯流的速度是不相同。其次，凈雨量在流域上的分布也不完全是均勻的，暴雨中心分布與移動方向不同可使流量過程線峰值與峰型發(fā)生變化。此外，地下水的多少也影響單位線，地面徑流比重大的洪水，單位線尖瘦，洪峰提前，地下水徑流比重大則單位線平緩，洪峰滯后。634)單位線存在的問題首先，單位線的倍比和疊加線性假定鞏固練習1.對同一流域而言，不管凈雨歷時是否相同，但只要是10mm凈雨，則形成的單位線的形狀相同。（）

2.單位線假定考慮了凈雨地區(qū)分布不均勻對其形狀的影響。（）

3.某流域由某一次暴雨洪水分析出不同時段的10mm凈雨單位線，它們的洪峰將隨所取時段的增長（）

a、增高b、不變c、減低d、增高或不變

××C64鞏固練習1.對同一流域而言，不管凈雨歷時是否相同，但只要是1

4.凈雨在流域上分布不均勻是單位線變化的主要原因之一，一般暴雨中心在上游的單位線比暴雨中心在下游的單位線[__]

a、峰值小，峰現時間早

b、峰值大，峰現時間早c、峰值小，峰現時間遲

d、峰值大，峰現時間遲

5.降雨在流域上分布不均勻是單位線變化的主要原因，一般暴雨中心在下游的單位線比暴雨中心在上游的單位線[]

a、峰值小，峰現時間遲

b、峰值大，峰現時間早

c、峰值小，峰現時間早

d、峰值大，峰現時間遲

Cb65

4.凈雨在流域上分布不均勻是單位線變化的主要原因之一，一般

6.某流域根據三場雨強相同，但暴雨中心分別在上、中、下游的洪水分析的三條6h10mm單位線，它們的洪峰流量分別為q上、q中、q下，則它們之間一般應該[___]

a、q上>q中>q下

b、q上<q中<q下

c、q上=q中=q下d、q上>=q中>=q下

7.某流域根據暴雨中心都在中游，但三場凈雨強度分別為5、10、20mm/h的洪水分析出三條6h10mm單位線，它們的單位線洪峰流量分別為q5,q10,q20，則它們之間一般應[____]

a、q5>q10>q20b、q5<q10<q20

c、q5=q10=q20d、q5>=q10>=q20

bb66

6.某流域根據三場雨強相同，但暴雨中心分別在上、中、下游34（二）流域產匯流模型簡介以流域為研究對象，對流域內發(fā)生降雨徑流這一特定的產匯流過程進行數學模擬，即把流域上的降雨過程進行模擬計算出流域出口斷面的流量過程。流域產匯流模型的三要素：過程、空間、時間。6734（二）流域產匯流模型簡介以流域為研究對象，對流域內發(fā)生降斯坦福IV流域模型新安江模型P107-11068斯坦福IV新安江模型P107-11068第三節(jié)河流的水情河流的水文情勢主要指河川徑流的分布與變化，洪水、枯水的特征等。69第三節(jié)河流的水情河流的水文情勢主要指河川徑流的分布世界河流4970世界河流4970??????世界河流之最世界上最長的河：尼羅河世界上含沙量最大的河：黃河世界上流量最大流域最廣的河：亞馬遜河世界上干流流經國家最多的河：多瑙河世界上海拔最高的河：雅魯藏布江世界上水能資源最豐富的河：剛果河5071??????世界河流之最世界上最長的河：尼羅河世界上含沙量最一、水情要素流速流量水位水情要素72一、水情要素流速流量水位水情要素721.水位水位即水面位置或水面高程，河流水位是指河流某處的水面相對于某一基面的高度?；嬗纸谢鶞拭妫歉叱痰钠鹚忝?，指高程起算的固定零點?；婵煞纸^對基面和相對基面。731.水位水位即水面位置或水面高程，河流水位是指河流某絕對基面(標準基面)：以某一入海河口的平均海平面為零點。如珠江口基面、吳淞口基面（長江口）、黃?；娴?，我國規(guī)定統(tǒng)一采用黃?；妗Ｏ鄬妫y站基面）：以觀測點最枯水位以下0.5－lm處作為零點的基面。相對基面可減少記錄和計算工作量，但它與其他水文站的水文資料不具有可比性，故進行全河水文資料整編和水文預報時，必須換算為全河統(tǒng)一的基面。觀測水位最簡便、常用的方法是在河岸設置水尺，定時讀數。74絕對基面(標準基面)：以某一入海河口的平均海平面為零點。如珠影響水位變化的因素：水位與流量有直接關系，水位高低是流量大小的主要標志。水量增加，河水位上漲；水量減少，河水位下降。而流量大小取決于補給水源。流域內的降水、冰雪消融狀況是影響流量和水位變化的主要因素。河道沖淤變化、風、潮汐、結冰、植物、支流的匯入、人工建筑物、地殼升降等均可引起水位的變化。如河道沖刷，水位下降；河道淤積，水位上漲。順風，流速加快，水位下降；逆風則水位上升等?？傊绊懰蛔兓囊蛩乇姸鄰碗s，水位變化是各種影響因素綜合作用的結果，因此河流水位情勢是非常復雜的。75影響水位變化的因素：水位與流量有直接關系，水位高低是流量大小水位變化及水位過程線河流水位有年內變化和年際變化，山區(qū)冰雪融水補給河流和感潮河段，水位日變化明顯。例如由雨水補給的河流，其水位隨降雨的變化而變化，雨季水位高，旱季水位低。由冰雪融水補給的河流，其水位隨氣溫的變化而變化，氣溫高，冰雪融水量多，則河流水位高；氣溫低，冰雪融水量少，則河流水位下降。76水位變化及水位過程線河流水位有年內變化和年際變化，山區(qū)冰雪融水位變化及水位過程線為了幫助分析研究水位變化規(guī)律、斷面以上流域內自然地理各因素（特別是氣候因素）對該流域水文過程的影響，以及提供各方面的參考使用，常對水位觀測資料進行整理，主要有水位過程線、水位歷時曲線、相應水位關系曲線。77水位變化及水位過程線為了幫助分析研究水位變化規(guī)律、斷面以上流①水位過程線：是指水位隨時間變化的曲線。其繪制方法，是以縱坐標為水位，橫坐標為時間，將水位變化按時間順序排列起來所點繪的曲線，便為水位過程線。

78①水位過程線：是指水位隨時間變化的曲線。78水位過程線主要作用：可分析水位的變化規(guī)律，能直接看出特征水位（如最高水位和最低水位）的高度和出現的日期；可研究各補給源的特征；可用來分析洪水波在河道中沿河傳播的情形，以及做洪水的短期預報。

79水位過程線主要作用：可分析水位的變化規(guī)律，能直接看出

根據需要，可繪制不同時段的水位過程線。逐日水位過程線是以日平均水位為縱坐標，橫坐標表示日期，反映水位在一定時間內的變化。在洪水期間或感潮河段，常需要繪制逐時水位過程線。8080②水位歷時曲線：是指大于和等于某一數值的水位與其在研究時段中出現的累積天數（歷時）所點繪而成的曲線。

其繪制方法，是先將一年內之日平均水位按從大到小遞減排列，并對水位變化幅度分為若干相等組距（如以0.5m為一組），再將每一組距水位出現的日數依次累加為累積天數（即歷時），然后以水位為縱坐標，以累積天數為橫坐標點繪的曲線，則得日平均水位歷時曲線。

81②水位歷時曲線：是指大于和等于某一數值的水位與其在研究時段中歷時曲線的做法日平均水位（m）天數累計天數50121249.58204942448.55294843347.5639………35.5735730836582歷時曲線的做法日平均水位（m）天數累計天數50121249.水位歷時曲線：主要是可從圖上看出一年內超過某一水位高度出現的總天數，這對航運、灌溉、防汛都有重要的意義。一年中約多少天水位高于平均水位？83水位歷時曲線：主要是可從圖上看出一年內超過某一水位高度出現的特征水位在河流水文研究中，通常用到各種特征水位值。最高水位與最低水位：最高水位指研究時段內水位最高值，有日最高、月最高、歷年最高值等。多用于防洪。平均水位：指研究時段內的水位平均值，有日、月、年、多年平均水位。平均最高水位與平均最低水位：指歷年最高水位的平均值和歷年最低水位的平均值。中水位：指研究時段內，水位歷時曲線上歷時為50%的水位。如一年逐日水位中的中水位，是指有半數日期高于此值，又有半數日期低于此值的水位。此外，在防汛工作中，水利部門常根據防洪防汛工作需要，設有防汛水位、警戒水位與保證水位等。84特征水位在河流水文研究中，通常用到各種特征水位值。84中水位？85中水位？852、流速(currentvelocity)流速：是指河流中水質點在單位時間內移動的距離。單位是m/s?？捎孟率奖硎荆簐=L/t

v為流速(m/s)；L為距離（m）；t為時間（s）。862、流速(currentvelocity)流速：河道中流速的分布

由于河床的地勢傾斜和粗糙程度，以及斷面水力條件的不同，天然河道中的流速分布十分復雜。一般地說，河流縱斷面流速分布為：上游河段流速最大，中游河段流速較小，下游河段流速最小。河流過水斷面的流速從水面向河底減小，從兩岸向最大水深方向增大。87河道中流速的分布由于河床的地勢傾斜和粗糙程度，以及斷3、流

量(discharge)流量：單位時間內通過某過水斷面的水量體積。常用Q表示。它可用下式表示：

Q=FvQ為流量(m3/s)；F為過水斷面積(m2)；v為流速(m/s)。

流量是河流的最重要特征。為了便于進行水文分析，常把測得的流量資料繪成曲線圖。常用的有流量過程線和水位——流量關系曲線。某一研究時刻的水面線所圍成的河槽橫斷面。883、流量(discharge)流量：單位時間內通WQt?tt1t2m3/s流量過程線

：是流量隨時間變化過程的曲線。其繪制方法，是以縱坐標為流量Q，以橫坐標為時間t，按實測資料和時間順序點繪而成的曲線，便是流量過程線。流量過程線的主要作用是：可反映測站以上流域的徑流變化規(guī)律；根據流量過程線計算某一時段的徑流總量和平均流量。89WQt?tt1t2m3/s流量過程線：是流量隨時間變化過程根據需要，可以繪制逐時流量過程線和逐日流量過程線。流量過程線主要用于分析洪水變化過程。以日期(時間)為橫坐標，日平均流量為縱坐標。90根據需要，可以繪制逐時流量過程線和逐日流量過程線。流量過程線流量歷時曲線：繪制方法與水位歷時曲線類似91流量歷時曲線：繪制方法與水位歷時曲線類似91水位-流量關系曲線①水位與流量的關系：河流水位的變化，從本質上看是河流流量的變化，流量增大，水位升高；流量減小，水位降低。因此，水位變化實質上是流量變化的外部反映和表現；另一方面，流量大小可以通過水位高低反映出來，即二者呈某種函數關系Q=F(H)，水位升高，流量增大。即Q=F(H)呈單調遞增函數。②水位流量關系曲線的繪制其繪制方法是：以水位為縱坐標，流量為橫坐標，將各次實測的流量與相應的水位點繪在坐標紙上，連接通過點群中心的曲線，便是水位——流量關系曲線。92水位-流量關系曲線①水位與流量的關系：②水位流量關系曲線的繪水位面積關系曲線F=f2(H)，由于面積A是隨水位H的增高而增大，H越高，A增加越快(即A相對于H的變化率越大)，故曲線是上凸下凹的。

流速曲線V=f3(H)，隨著水位增高，起初流速V隨水位增高而增加很快，后來流速隨水位增高而增加緩慢，即流速曲線V=f3(H)呈向上凹形。93水位面積關系曲線F=f2(H)，由于面積A是隨水位H

由于Q=FV，為了便于校核流量資料，通常將水位流量關系曲線Q=f1(H)、水位過水斷面面積關系曲線F=f2(H)和水位流速關系曲線V=f3(H)繪在一起，縱坐標表示水位H，橫坐標分別表示流量Q、過水斷面面積F和流速V。

94由于Q=FV，為了便于校核流量資料，通常將水位流量關

9595二、年徑流的有關概念

年徑流量:一個年度內通過河流某斷面的水量，稱為該斷面以上流域的年徑流量。

多年平均徑流量：實測各年徑流量的平均值，稱為多年平均徑流量。

正常年徑流量：統(tǒng)計的實測資料年數增加到無限大時，多年平均流量將趨于一個穩(wěn)定的數值，此稱為正常年徑流量。

正常年徑流量反映了在天然情況下河流（流域）蘊藏的水資源理論數量，代表能開發(fā)利用的地面水資源的最大程度。96二、年徑流的有關概念年徑流量:一個年度內通過河流某一般情況下，采用多年平均徑流量代替正常年徑流量。多年平均徑流量的影響因素有氣候因素、流域下墊面因素（尤其間接作用影響大）。如臺灣省的大屯山區(qū)，年徑流深可達4000毫米，為全國最高的產流區(qū)，而其西側的沿海平原僅700—800毫米。此外，同一山地區(qū)，潮濕空氣的迎風坡徑流深也可為背風坡的一倍或數倍。例如，西藏高原喜馬拉雅山南坡，年徑流深可達1000—2000毫米，而北側一般僅100—300毫米。97一般情況下，采用多年平均徑流量代替正常年徑流量。97三、正常年徑流量的計算在氣候和下墊面條件基本穩(wěn)定的情況下，隨著年數n的不斷增加，多年平均流量逐漸趨于一個穩(wěn)定的數值，這個穩(wěn)定的數值稱為正常年徑流量，以Q0表示。從數理統(tǒng)計看，若把河流年徑流量Qi看成一個隨機變量，則它的總體平均值就是正常年徑流量。98三、正常年徑流量的計算在氣候和下墊面條件基本穩(wěn)定的情1、資料充分時正常年徑流量的推求資料充分是指具有一定代表性的、足夠長的實測資料系列。一般說實測資料系列要求超過30年，其中包含特大豐水年、特小枯水年及相對應的豐水年組和枯水年組，只有這樣才能客觀地反映過去的水文特征。正常年徑流量≈多年平均徑流量年數歷年的年徑流量用多年平均徑流量代替正常年徑流量991、資料充分時正常年徑流量的推求正常年徑流量≈多年平均徑流量

用多年平均徑流量代替正常年徑流量，誤差大小取決于：年份n的大小，n越大，誤差越??；河流年徑流變差系數Cv

值的大小，Cv大則誤差可能較大；資料總體的代表性，例如，資料系列中豐水年份較多，則Q0

值就偏大。100用多年平均徑流量代替正常年徑流量，誤差大小取決于：12、資料不足時正常年徑流量的推求如果實測資料系列較短，不到20年，代表性較差，這樣按算術平均法求得的正常年徑流量的誤差會超過允許范圍，因此要延展系列，提高資料的代表性。常用的延展資料系列的方法是相關分析法，即建立計算站年徑流量及與其密切相關的水文要素（稱參證變量）之間的相關關系，然后用參證變量的較長系列展延計算站的年徑流系列，再用算術平均法進行計算。1012、資料不足時正常年徑流量的推求101參證變量的選擇直接影響到成果的精度，因此，必須詳細地分析徑流形成的基本條件。目前水文計算時常用的參證變量是鄰站的年徑流量資料、本站或鄰站的年降水資料。102參證變量的選擇直接影響到成果的精度，因此，必須詳2）利用年徑流實測資料延長插補系列：在本流域內（上、下游測站）或相鄰流域，選擇有長期充分實測年徑流資料的參證站，利用該站N年（大于20年）資料中與計算站n年同期對應的資料建立相關關系。利用該相關曲線和參證站（N—n）年實測資料，插補展延計算站的資料系列，使之也達到N年，然后利用延展后的N年研究變量資料，按算術平均法計算，即得正常年徑流量。1032）利用年徑流實測資料延長插補系列：1033）利用年降水資料展延插補系列如果附近缺乏長期充分的年徑流參證變量資料，可以選擇降水量作為參證變量，與計算站的實測徑流資料建立相關關系，然后利用降水量資料延長徑流量資料系列，再按算術平均法計算即可得正常徑流量的數據。1043）利用年降水資料展延插補系列1043、缺乏實測資料時正常年徑流量的推求：在一些中小河流無實測資料時，一般通過間接途徑推求正常年徑流量。等值線圖法水文比擬法1053、缺乏實測資料時正常年徑流量的推求：在一些中小河流無實測資1）等值線圖法水利部門通常根據有限測站的實測資料將水文特征值的地理分布規(guī)律繪成等值線圖，例如，多年平均年徑流量等值線圖。1061）等值線圖法106

如果流域面積較大，等值線分布又不均勻，則采用面積加權法計算。107如果流域面積較大，等值線分布又不均勻，則采用面積加權2）、水文比擬法水文比擬法是將參證流域的水文特征值移置于研究流域上來的一種方法。當研究流域與參證流域的各項因素相似，而且參證流域具有較充分的長期水文實測資料時，才可移置，即直接移用參證流域的水文特征值。個別因素有差異，可以適當修正；如降雨情況有差別，則可按雨量比加以修正：×1082）、水文比擬法×108四、徑流的年際變化年徑流量的多年變化一般包括兩個方面：年徑流量年際間的變化幅度年徑流量的變差系數年徑流量的年際極值比年徑流量的多年變化過程109四、徑流的年際變化年徑流量的多年變化一般包括兩個方面：109（一）、年徑流量年際變化幅度反映年徑流量年際相對變化幅度的特征值主要有：年徑流量的變差系數Cv值年際變化的絕對比率——年際極值比。110（一）、年徑流量年際變化幅度110

多年平均徑流量觀測年數111

多年平均徑流量觀測年數111年徑流Cv值大，表明徑流的年際變化越劇烈，豐枯懸殊，不利于水資源的利用，在豐水年水量特別大，易發(fā)生洪澇災害；在枯水年水量又特別小，易發(fā)生旱災。反之，年徑流Cv值小，有利于徑流資源的利用。112年徑流Cv值大，表明徑流的年際變化越劇烈，豐枯懸殊，不利于水

影響年徑流Cv

值大小的主要因素：年徑流量補給來源流域面積113影響年徑流Cv值大小的主要因素：年徑流量補給來源流1）年徑流量。年徑流量大的地區(qū)降水豐富，水汽輸送量大而穩(wěn)定，降水年際變化?。煌瑫r，地表供水充分，蒸發(fā)比較穩(wěn)定，故年徑流Cv

值小。降水量少的地區(qū)，降水集中而不穩(wěn)定，加之蒸發(fā)量年際變化較大，致使年徑流Cv

值大。我國河流年徑流量Cv值具明顯分帶性，從東南向西北增大，與年徑流量分布的趨勢相反；即東南的豐水帶Cv

值為0.2—0.3，到西北缺水帶，Cv值增至0.8—1.0。1141）年徑流量。1142）補給來源。以高山冰雪融水或地下水補給為主的河流，年徑流Cv值較小，而以雨水補給為主的河流Cv值較大，尤其是雨水變率大的地區(qū)，Cv值更大。因為冰川積雪融化量主要取決于氣溫，平均氣溫的年際變化比較小，所以冰雪融水補給為主的河流Cv值較小。如：天山、昆侖山、祁連山一帶的河流，Cv值0.1-0.2。以地下水補給為主的河流徑流量較穩(wěn)定，Cv值也較小。如：以年降水量相近的黃土高原與黃淮海平原相比，黃土高原地處土質松散、下滲作用強、地下水豐富的地區(qū)，地下水對河流補給的比重較大，年徑流量的Cv值只有0.4-0.5，其中以地下水補給為主的無定河上游，Cv值甚至小于0.2。而黃淮海平原的河流，主要水源是降水，而且降水變率較大，因而年徑流量Cv值一般均在0.8以上，局部地區(qū)甚至大于1.0。1152）補給來源。1153）流域面積。

流域面積小的河流，Cv值大于流域面積大的河流。這是因為大河集水面積大，而且流經不同的自然區(qū)域，各支流徑流變化情況不一，豐枯年可以相互調節(jié)，加之大河河床切割很深，得到的地下水補給量多而穩(wěn)定，所以大河的Cv值較小。例如，長江干流漢口站Cv值為0.13，而淮河蚌埠站的Cv則達0.63。同理，各大河干流的Cv值一般均比兩岸支流小。1161162、年徑流量的年際極值比年徑流量年際變化的絕對值比例，即多年最大年徑流量與多年最小年徑流量的比值，也稱為年際極值比。年際極值比也可反映年際變化幅度。我國各河流年徑流量的年際極值比差異很大，一般來說長江以南小于3.5倍，長江以北都在5倍以上，其中比值最小的是怒江，僅1.4倍，最大的是淮河，其比值高達23.7倍。年徑流量變差系數Cv值大的河流，年徑流量的年際極值比也較大，反之亦小。1172、年徑流量的年際極值比117年徑流量的年際極值比118年徑流量的年際極值比118（二）年徑流量的多年變化過程1、河流豐、枯水年的劃分河流各年年徑流量的豐、枯情況，可按一定保證率（P）的年徑流標準劃分，通常以P＜25％為豐水年；P＞75％為枯水年；25％＜P＜75％為平水年。

保證有超過25%的年份的徑流量比Q值大。2575%獲得保證的年份數占計算總年數119（二）年徑流量的多年變化過程保證有超過25%的年份的徑流量比2、中國南、北方河流豐、枯水段的年徑流量多年變化特征？

豐水年機會南方多于北方。豐、枯水年往往連續(xù)出現，且豐、枯水年組循環(huán)交替變化。南方河流豐枯水循環(huán)交替的周期短，變幅??；北方河流豐枯水循環(huán)交替周期長，變幅大。南北方河流豐、枯水段并不相遇，且出現南北相反的情況。偶存南、北方河流豐枯水年遭遇同期的現象。豐、枯水年組的循環(huán)規(guī)律與太陽黑子的相對數、大氣環(huán)流因素的變化有密切的關系。

P117-1181202、中國南、北方河流豐、枯水段的年徑流量多年變化特征？

豐水五、徑流的年內變化

河川徑流在一年內不同季節(jié)或月份的變化稱為徑流的年內變化或年內分配、季節(jié)變化。表示河川徑流年內分配的方法很多，可歸納為兩大類：一類是多年平均季（或月）徑流量占多年平均徑流量的百分比另一類是采用某些特征值來綜合反映徑流量的年內變化。121五、徑流的年內變化河川徑流在一年內不同季節(jié)或月份的變化（一）徑流的季節(jié)分配研究河川徑流的季節(jié)變化，首先要統(tǒng)一季節(jié)的劃分。根據我國氣候情況，取12月至2月為冬季；3月至5月為春季；6月至8月為夏季；9月至11月為秋季。122（一）徑流的季節(jié)分配1221、冬季枯水：北方河流徑流量不及全年5％，其中黑龍江北部和西北地區(qū)的沙漠、盆地的河流不及全年2％。以地下水補給為主的河流可達全年的10％（黃土高原北部、太行山區(qū)），新疆伊犁河可達年徑流的10％。南方河流冬季降水相對于北方雖然較多，一般可占全年的6—8％，但也只有少數地區(qū)大于全年的10％，臺灣省冬季徑流量最多，可達15％以上。1231、冬季枯水：1232、春季少水春季我國河川徑流普遍增多，但增長程度相差懸殊。東北、北疆阿爾泰山區(qū)因融雪和解凍形成顯著的春汛，一般可占全年水量的20—25％；內蒙古的東北部錫林郭勒，冬季多積雪、春季徑流可占30—40％，比夏季還多，為一年中徑流最豐富的季節(jié)；江南丘陵地區(qū)，因雨季開始，徑流量迅速增加，可占全年的40％左右；西南地區(qū)因受西南季風的影響，一般只占全年的5—10％；華北地區(qū)一般在10％以下，春旱現象普遍。1242、春季少水1243、夏季洪水夏季我國河川徑流最為豐沛。夏季我國季風地區(qū)降水量大增，南方河流夏季徑流量為全年的40—50％；云貴高原達50—60％，四川盆地更高達60％，青藏高原則高達60—70％。在北方，因雨量集中，夏季徑流可達50％以上，其中華北和內蒙古中西部更可達60—70％。在我國西北地區(qū)，夏季因氣溫升高，高山的冰雪大量融化，使夏季徑流量高達60—70％?？傊?，我國河流夏季都進入汛期，洪水災害多在此時出現。1253、夏季洪水125

4、秋季平水：

秋季我國河川徑流普遍減退。全國大部分地區(qū)秋季徑流量比重為20—30％。江南丘陵只有10—15％，有秋旱現象。海南島為全國秋季河川徑流量最高的地區(qū)，可達50％左右，為一年中徑流最多的季節(jié)。秦嶺山地及其以南的地區(qū)，亦可達40％。126126冬季枯水春季少水夏季洪水秋季平水127冬季枯水春季少水夏季洪水秋季平水127（二）徑流年內變化的特征值1、徑流年內分配不均勻系數Cvy2、完全年調節(jié)系數Cr128（二）徑流年內變化的特征值1、徑流年內分配不均勻系數Cvy11、徑流年內分配不均勻系數Cvy1291、徑流年內分配不均勻系數Cvy1292、完全年調節(jié)系數Cr1302、完全年調節(jié)系數Cr130年內分配最不均勻的河流是？131年內分配最不均勻的河流是？131六、洪水和枯水洪水和枯水是河川徑流兩個重要的特征值，是水文學的研究重點之一。132六、洪水和枯水洪水和枯水是河川徑流兩個重要的特征憤怒的地球——洪水133憤怒的地球——洪水133（一）、洪水（flood）1、洪水的概念（1）洪水：大量降水或積雪融水在短時間內匯入河槽，形成特大的徑流，稱為洪水。（2）洪水過程線：暴雨洪水在出口斷面上的響應，也可以通過流量過程線表達，稱之為洪水過程線。134（一）、洪水（flood）134AA'A''BtQ（3）復式洪水過程線：若先后兩次降水由于前期降雨所形成的洪水過程尚未泄完，第二次降雨所形成的洪水又接踵而來，就形成了復式洪水過程線。洪峰流量Qm洪水總歷時T

洪水總量W135AA'A''BtQ（3）復式洪水過程線：若先后兩次降水由于前（4）設計洪水：在水利工程的設計中，建筑物能夠抗御的最大洪水稱為設計洪水。設計標準是根據建筑物的規(guī)模和重要性而定的，設計標準越高、抗御洪水的能力就越強、就越安全，但是造價也越高。136（4）設計洪水：在水利工程的設計中，建筑物能夠抗御的最大洪水2、洪水的影響因素天氣流域下墊面1372、洪水的影響因素天氣流域下墊面137（1）天氣因素氣旋波動、臺風等天氣系統(tǒng)，提供充足的水汽和大氣強烈的垂直上升運動，可能形成暴雨過程，進而形成洪水。

按氣象方面規(guī)定：24小時降雨量超過50mm或12小時降雨量超過30mm的降雨稱為暴雨。其中24小時降水量超過100mm者稱大暴雨，24小時降水量超過200mm者稱特大暴雨。138（1）天氣因素138（1）天氣因素暴雨特性：包括暴雨強度、暴雨持續(xù)時間（歷時）和空間分布等，尤其暴雨中心移動路線和籠罩面積，對洪水有著巨大的影響。如暴雨中心向下游移動，雨洪同步，常造成災害性大洪水。139（1）天氣因素139（2）流域的下墊面因素

地形，流域面積的大小、形狀，土壤性質及植被等因素對洪水過程線有顯著影響。流域特性：包括流域面積、形狀、坡度、河網密度及湖沼率、土壤、植被和地質條件等。如流域面積大的流域，暴雨常是局地性的，大面積連續(xù)降水是造成洪水的主要原因。而對小流域，暴雨籠罩整個流域的機會多，易于形成洪水。河槽特性：包括河槽斷面、河槽坡度、糙率等。人類活動：如修建蓄水工程，可攔蓄部分洪水，削減洪峰，調節(jié)徑流。140（2）流域的下墊面因素1403、洪峰流量的推求洪峰流量的推求是水文學研究的重要問題之一，它是港口建設、給水排水，道路橋梁及河流開發(fā)常遇到的水文問題。一般用洪峰流量與有關影響因素（主要是降雨和流域特征）之間的經驗關系，建立經驗的或半推理、半經驗的公式來推求洪峰流量（尤其是中小流域）。141141（1）根據洪水觀測資料推求給定頻率的洪峰流量。如果河流出口斷面上有較長年限（20年以上）的實測資料，可從中挑選一個最大的洪峰流量，或將每年洪水記錄中凡超過某一標準定量的洪峰流量都選上，進行頻率計算，從而求得所需頻率的洪峰流量。142142（2）地區(qū)綜合經驗公式法。Qp=CpFn

式中，Qp為給定頻率P的洪峰流量（米3/秒）；F為流域面積（公里2）；Cp為隨自然地理條件和頻率而變的系數；n為流域面積指數，一般取1/2、3/4或1。143（2）地區(qū)綜合經驗公式法。143（3）推理公式。推理公式認為，流域上的平均產流強度（單位時間的產流量）與一定面積的乘積即為出口斷面的流量，當其達到最大值時，即出現洪峰流量。由于對暴雨、產流和匯流的處理方式不同，就形成不同形式的推理公式。我國水利電力科學研究院通過對暴雨的研究，并考慮到等流時線的概念，提出的半理論半經驗公式：144（3）推理公式。144

適用于500平方公里以下的流域。n145n1454、歷史洪水的調查

歷史洪水：是指在該河段上可能調查到（或實測）的比通常洪水大得多的洪水。為了使洪水調查和計算結果具有可靠性，調查河段應符合下列要求：盡量靠近擬建的工程所在位置；有足夠數量的可靠洪痕，并有若干村落以便于查訪洪痕位置及發(fā)生年代；河段順直、無支流匯入及無分流回流現象，以便于計算洪峰流量；調查河段多年間河床變化不顯著。146146147147（1）歷史洪水調查的工作內容。①調查前應收集河流有關的水文、氣象、地質及原有勘測設計報告和地方志等資料。②調查歷史上洪水發(fā)生的情況，各次洪水發(fā)生的時間、洪水來源、本流域及附近流域的降雨情況、洪痕的位置，確定出最大、次大等各次洪水的順序和重現期，并在野外標出洪痕位置及編號等。③進行簡易地形和洪痕高程測量。洪痕位置也要標在地圖上，并根據情況測出縱斷面和若干橫斷面圖。④整理分析測量結果并推算洪峰流量。⑤編寫歷史洪水調查報告。148148（2）歷史洪水的流量計算。①用比降法計算洪峰流量②利用壩、急灘、卡口計算洪峰流量149149（二）枯水（lowwater)1、枯水概念

枯水是河流斷面上較小流量的總稱?？菟洑v的時間為枯水期，當月平均水量占全年水量的比例小于5％時，則屬于枯水期。我國河流枯水期一般為5個月左右?？菟话惆l(fā)生在地面徑流結束，河網中容蓄的水量全部消退以后?？菟?，河流水量小，徑流遞減，水電站發(fā)電量減??；河道水淺，大船通航受到限制；灌溉用水、工業(yè)用水和城市供水也受到影響。150（二）枯水（lowwater)1、枯水概念1502、影響枯水徑流的因素河流的枯水徑流過程，實質上就是流域蓄水量的消退過程，因此，影響枯水徑流的因素和影響流域蓄水量的因素密切相關。河流的大小及發(fā)育程度因素流域蓄水的影響因素1512、影響枯水徑流的因素河流的枯水徑流過程，實質上就是（1）流域蓄水量的影響因素決定流域蓄水量的因素主要有枯水前期降水量、流域地質、土壤性質及湖沼率、植被覆蓋率等。前期降水量大、滲入地下的水量多，地下蓄水量就多；補給枯水徑流就多。土壤若為砂質則多孔隙、巖層如多裂隙、斷層，則能使枯水前期降水大量入滲而儲存；含水層多而厚、則層間水多、地下水儲量也大，枯水徑流較大。流域內湖泊率、植被率大的河流，枯水徑流一般也較大，且變幅小而穩(wěn)定。152（1）流域蓄水量的影響因素152（2）河流大小及發(fā)育程度大河流域面積大，地面、地下蓄水量也較大，水流的能量大，河床下切深。河流切割的含水層愈多，獲得地下水補給的范圍越廣、水量也越多，其枯水徑流比小河豐沛而穩(wěn)定。

有的小河切不到含水層，只有包氣帶的水作為枯水徑流的補給，因而枯水徑流很小且變幅大，甚至斷流。河網充分發(fā)育的河流受到地下水補給的機會就多，枯水徑流也較豐沛。153（2）河流大小及發(fā)育程度1532005年1月31日起重慶連續(xù)16天進入零度枯水位航道最窄處只有60米。1542005年1月31日起重慶連續(xù)16天進入零度枯水位154這是10月20日拍攝的長沙湘江橘子洲大橋下干涸的河床。湘江長沙段拉響枯水警報155這是10月20日拍攝的長沙湘江橘子洲大橋下干涸的河床。湘江長一艘小舟擱淺在長沙湘江橘子洲大橋附近的河床上。湘江長沙段拉響枯水警報156一艘小舟擱淺在長沙湘江橘子洲大橋附近的河床上。湘江長沙段拉響湘江長沙段水位再次回落！截至10月28日下午5時，水位降至25.00米，較10月23日出現的歷史最低記錄25.01米還低1厘米，這是10月以來湘江長沙段水位第3次跌破歷史同期最低記錄。未來幾天，湘江長沙站水位還將持續(xù)降低。湘江枯水，不僅讓水上交通幾乎癱瘓，而且沿江兩岸的長沙、株洲、湘潭三個城市300多萬居民的生活用水遭到嚴重威脅。9月，湘潭市河東三水廠、河西九華水廠一度取水困難，造成大面積停水，給市民生活帶來不便。枯水期間湘江水體自凈能力急劇下降。湘江長沙段拉響枯水警報157湘江長沙段水位再次回落！截至10月28日下午5時，水位降至278第四節(jié)河水的運動15878第四節(jié)河水的運動158

河水的運動?河水運動過程中的受力

o重力；地轉偏向力；慣性離心力；機械摩擦力物體隨地球自轉而產生相對運動北半球物體的運動向右偏，南半球北半球河流右岸沖刷嚴重向左偏

159 河水的運動物體隨地球自轉而產生相對運動北半球河流右岸沖刷河水的運動?河水運動過程中的受力o重力；地轉偏向力；慣性離心力；機械摩擦力慣性離心力是轉動參照系（圓盤）中的觀察者，在不知道系統(tǒng)作圓周運動的情況下，為解釋他所觀察到的現象而引入的一個假想力地球上慣性離心力的方向垂直于地軸。從兩極向赤道，慣性離心力增大。160河水的運動?河水運動過程中的受力o重力；地轉偏向力；慣性河水的運動狀態(tài)1河水的縱向運動2河水的環(huán)流運動3河水的泥沙運動4161河水的運動狀態(tài)1河水的縱向運動2河水的環(huán)流運動3河水的泥沙運一、河水的運動狀態(tài)（一）層流與紊流按水流內在結構的差異，可將水流的運動狀態(tài)分為兩種：層流、紊流層流：全部水流呈平行流束運動，水質點運動的軌跡線平行，在水流中運動方向一致，流速均勻。紊流：水流中每個水質點運動速度和方向均隨時隨地發(fā)生變化，且其變化是圍繞一個平均值上下跳動。162一、河水的運動狀態(tài)（一）層流與紊流162層流、紊流演示實驗163層流、紊流演示實驗163（二）脈動強度脈動強度：通常用脈動流速的均方根來表示。設一空間流場中任一點的瞬時流速的三個分量分別為U、V、W，則脈動流速=瞬時流速―平均流速值瞬時流速=平均流速值+脈動流速164（二）脈動強度脈動流速=瞬時流速―平均流速值瞬時流速=平均流二、河水的縱向運動（一）洪水波的概念設雨前河道中原有一穩(wěn)定水面，降雨后流域地表徑流大量注入河槽形成洪水波。穩(wěn)定水面上涌入的水量，稱洪水波流量，也稱波流量。165二、河水的縱向運動（一）洪水波的概念165?BD：波峰；AC：波長?BC：波前；AB：波后?附加比降：洪水波水面相對于穩(wěn)定流水面的比降。漲洪前為正，落洪后為負166?BD：波峰；AC：波長?BC：波前；AB：波后?附加（二）洪水波的推移與變形1.洪水波的推移運動

由圖3-43（p127）可見，洪水波上任一位相的水位，在河段下段面出現的時間總是遲于在上斷面出現的時間。說明洪水波總是以一定速度緩變的波形不斷向下游河段推移運動。167（二）洪水波的推移與變形1.洪水波的推移運動1672.洪水波的展開與扭曲變形展開：在洪水波推移過程中，波前水體運動速度大于波后，因此波長相對增大，即A1C1<A2C2；波高逐漸減小，即h1>h2。1682.洪水波的展開與扭曲變形168扭曲：在洪水波推移運動中，波前長度逐漸減小，B1C1>B2C2，比降不斷增大，波峰位置不斷超前，波后長度逐漸拉開，A1B1<A2B2，比降逐漸平緩。洪水波變形的結果：波前越來越短，波后越來越長，波峰不斷減低，波形不斷平緩，波前水量不斷向波后轉移。169扭曲：在洪水波推移運動中，波前長度逐漸減小，B1C1>B2三、河水的環(huán)流運動水內環(huán)流：河水內部的不同水質點或水團，在重力、慣性離心力及地轉偏向力等的綜合作用下，呈螺旋狀下移，或是旋渦狀運動。環(huán)流對于泥沙運動和河床演變有重要的影響，是引起泥沙橫向輸沙的主要動力，是形成河槽形狀多樣化的主要原因。170三、河水的環(huán)流運動水內環(huán)流：河水內部的不同水質點或水團，在重（一）環(huán)流的類型斜軸環(huán)流橫軸環(huán)流縱軸環(huán)流豎軸環(huán)流171（一）環(huán)流的類型斜軸環(huán)流橫軸環(huán)流縱軸環(huán)流豎軸環(huán)流1711.縱軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，基本上與河流流向平行引起原因：彎道慣性離心力；地轉偏向力泥沙影響：凹岸沖刷；凸岸淤積1721.縱軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，基本上與河流流向平行1722.橫軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，與河流流向垂直。引起原因：前進水流受阻；減速水流離解。泥沙影響：在含沙較少的表層水流插入底部的地方，常發(fā)生沖刷；含沙較多的底層水流上升處，常發(fā)生淤積。1732.橫軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，與河流流向垂直。1733.斜軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，與河流流向斜交引起原因：減速水流離解泥沙影響：在含沙較少的表層水流插入底部的地方，常發(fā)生沖刷；含沙較多的底層水流上升處，常發(fā)生淤積。1743.斜軸環(huán)流旋轉軸方向：水平狀，與河流流向斜交1744.豎軸環(huán)流旋轉軸方向：鉛直狀，與河流流向垂直。引起原因：減速水流離解。泥沙影響：取決于環(huán)流強度與水流泥沙含量。1754.豎軸環(huán)流旋轉軸方向：鉛直狀，與河流流向垂直。175四、河流的泥沙運動黃河泥沙176四、河流的泥沙運動黃河泥沙176177177相關概念：河流泥沙：組成河床和隨水流運動的礦物、巖石固體顆粒。侵蝕模數：每平方公里面積上，每年侵蝕下來并匯入河流的泥沙噸數（噸/公里2·年）。含沙量：單位體積渾水中所含泥沙的重量（kg/米3）（河流含沙量一般不超過1kg/m3，黃河年均含沙量為37.7kg/m3

，最高可達920kg/m3

）178相關概念：178（一）泥沙的水力特性河流的泥沙運動不僅與水力條件、水流結構有關，而且也與泥沙特性有關。泥沙特性包括顆粒大小、形狀、容重及泥沙的水力特性179（一）泥沙的水力特性河流的泥沙運動不僅與水力條件、水流結構有當下沉速度達某一極限值時，阻力與重力恰好相等，則泥沙以均勻速度下沉，這時泥沙的運動速度稱為泥沙的沉降速度（cm/s）。因為沉降速度可以表達泥沙直徑的大小，故沉降速度也稱泥沙的水力粗度。影響因素有泥沙顆粒直徑、泥沙容重、水流紊動強度等。180當下沉速度達某一極限值時，阻力與重力恰好相等，則泥沙以均勻速泥沙的沉降速度是反映泥沙水力特性的一個十分重要的指標。組成河床的泥沙，如果其沉降速度越大，則抗沖性越強；越容易沉淀于河床。181泥沙的沉降速度是反映泥沙水力特性的一個十分重要的指標。181泥沙運動狀態(tài)分類推移質：粒徑較粗，沉降速度比水流的垂向脈動速度快，不能懸浮在水中，只能沿河底躍移、滾動或滑動。也稱底沙懸疑質：粒徑較細，沉降速度比水流的垂向脈動慢，可以懸浮在水流中，也稱懸沙。182泥沙運動狀態(tài)分類推移質：粒徑較粗，沉降速度比水流的垂向脈懸疑（二）推移質運動1.單顆泥沙的推移運動1）泥沙的啟動條件：顆粒大的泥沙或礫石，在起動時，常常是單粒地滑動或滾動顆粒較細的泥沙，在起動時，常常是成片滾動或躍動。183（二）推移質運動1.單顆泥沙的推移運動183作用于河底泥沙顆粒的力促成其起動的力：縱向水流的正面推力Px泥沙上下部不對稱的擾流

作用所產生的上舉力Pz抗拒其起動的力泥沙在水中的有效重力泥沙顆?；瑒訒r與河床的摩擦力泥沙顆粒之間的粘結力184作用于河底泥沙顆粒的力促成其起動的力：184艾里定律：推移質的重量與水流速度的6次方成正比。該定律成功闡明了泥沙沖刷及運動的許多現象。假設平原河流與山區(qū)河流流速之比為1:4，則能夠推移的泥沙顆粒的重量比為1:46，即，1:4096。這也就解釋了，為什么平原河流只能推移細粒泥沙而山區(qū)能夠推移巨礫。185艾里定律：推移質的重量與水流速度的6次方成正比。1852）起動流速：使泥沙開始起動的水流流速。最小的起動流速發(fā)生在粒徑為0.2mm處3）止動流速：泥沙停止運動時的水流流速。起動流速一般為止動流速的1.2-1.4倍4）揚動流速：泥沙開始懸浮時的水流流速。一般來說，揚動流速大于起動流速，對細顆粒，揚動流速可能小于起動流速1862）起動流速：使泥沙開始起動的水流流速。最小的起動流速發(fā)生在2.群體泥沙的推移運動沖積河流推移質運動達到一定規(guī)模時，河床表面便逐漸形成外形與風成沙丘類似的起伏的水下沙波，稱為沙波運動。沙波運動是推移質群體運動的一種主要形式，也是構成河床地形的基本單位。1872.群體泥沙的推移運動1873.推移質輸沙率：

單位時間內通過河槽單寬的推移質數量，其單位為公斤/米·秒，或米3/米·秒。如果上游推移質來量小于本河段推移質輸沙量，就形成沖刷；反之，則發(fā)生淤積。1883.推移質輸沙率：188(三)懸移質運動在水中被紊流漩渦挾帶，隨水流浮游前進的泥沙稱為懸移質，簡稱懸沙?；蛘邞腋≡谒?，以基本上與水流相同速度運動的泥沙稱為懸移質。一般與推移質相比，懸移質占了河流泥沙的絕大部分，一般達到推移質的幾十倍或者更多。189(三)懸移質運動在水中被紊流漩渦挾帶，隨水流浮游前進的泥沙稱1.懸移質的分布與變化懸移質含沙量沿垂線的分布自水面向河底增加。顆粒越細，垂線分布越均勻，越粗則越不均勻。1901.懸移質的分布與變化1902.水流挾沙能力：單位水體積的飽和含沙量。當上游來水中實際含沙量超過本河段水流挾沙能力時，河槽淤積，相反，河槽沖刷。影響水流挾沙能力的因素有流速、水深或水力半徑、泥沙顆?；虺两邓俣取?912.水流挾沙能力：單位水體積的飽和含沙量。191常用的水流挾沙能力經驗公式：扎馬林公式（適用于土質渠道）黃河干支流公式長江公式P137192常用的水流挾沙能力經驗公式：1923.河流總輸沙量河流總輸沙量=推移質輸沙量+懸移質輸沙量∵推移質輸沙量的實測困難，缺乏完善的推算方法，且推移質輸沙量所占比例很小∴除了山區(qū)河槽或水庫壩上游等特定河段外，通常以懸移質輸沙量表示總輸沙量。1933.河流總輸沙量193（四）高含沙水流的群體泥