水文学原理-第8章 径流

流域出口
河网汇流 坡面汇流
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流域汇流过程
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坡地水流进入河网后，使河槽水量增加．水位升高，这就是河流洪 水的涨水阶段。在涨水段，由于河槽贮蓄一部分水量，所以对任一河 段，下断面流量总小于上断面流量。 随降雨和坡地漫流量的逐渐减少直至完全停止，河槽水量减少，水 位降低，这就是退水阶段。 这种现象称为河槽调蓄作用。河槽调蓄是对净雨在时程上进行的第 二次再分配。
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。
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根据图还可以看出降落在流域上的
降雨过程与经过流域下垫面的作用后
形成的流量过程之间具有明显的差异，
具体表现在：
①次降水量大于相应的次洪径流深。
降落在流域上的雨水必然有部分消耗
于植物截留、填洼、下渗以及蒸散发
等损失，使得最后流出流域出口的水
量小于降落在流域内的水量。
②两条过程线的形状不同。降水过程
第八章 径流
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主要内容
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径流形成的过程
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河流水情
3 洪水与枯水与冰情
4 径流的分割与计算
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径流的影响因素
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一、径流形成的过程
（一）几个基本概念
径流：由降水所形成的，在重力的作用下沿着一定的方向和路径流 动的水流。
地表径流：沿着地面流动 的水流
壤中流：在土壤中流动的
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降雨开始时，有些雨水被植物茎叶所截留 ，称为植物截留。植物截留的水量消耗于蒸 发 ，回归到大气之中。 落到地面的雨水，除下渗外，有一部分填 充低洼地带或塘堰 ，称为填洼。这一些水量 ，有的下渗，有的以蒸发形式被消耗。 当降雨强度小于下渗强度时，降落在地面 的雨水将全部渗入土壤；当降雨强度大于下 渗能力时，雨水除按下渗能力入渗外，超出 下渗能力的部分便形成地面径流 ，通常称它 为超渗雨。
（n为糙率系数）
谢才公式是根据水流作匀速运动的理论推导而得的。
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河道中流速的分布 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。在垂线上，绝 对最大流速出现在水面以下水深的0.1～0.3 水深处；平均流速出现于水深的0.6米处； 在水面,由于空气的摩擦阻力,流速较小；在 河底，流速趋于零。垂线流速分布往往受冰 冻、风、河槽糙率、河底地形、水面比降、 水深等影响。
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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。
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。 水位历时曲线的作用：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。
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下渗的雨水，滞留在土壤中，这些水量除 被土壤蒸发和植物吸收散发而损耗掉的以外 ，余下的补充了土壤含水量，当土壤包气带 的水量超过田间持水量时，在一定条件下， 部分水分沿坡地土层侧向流动，形成壤中径 流.下渗水流达到地下水面的部分，以地下水 的形式沿坡地土层汇入河槽形成地下径流。 可见，产流过程与滞蓄和下渗有着密切的关 系。 把扣除损失之后形成径流的那部分雨水称 为净雨。形成地面径流 那部分雨水称为地面 净雨，形成地下径流的那部分雨水称为地下 净雨。
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（4）持续降雨直到全部天然蓄量
满足期：持续降水，流域上各点
包气带含水量在下渗作用下逐渐
增加，直至达到相应的田间持水
量，此时流域蓄满，蓄满产流。
（5）雨止期：降雨停止，流域上
降雨期间形成的径流逐步汇集到
流域出口断面，河流水面逐渐下 Nhomakorabea降，流量逐渐减少。
应当指出，这个描述力式过分
简化了径流形成过程．一般用图
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经历了流域产流、汇流在时间上的 两次再分配作用后，河川径流过程与 降雨过程就大不相同了。图为一次降 雨径流过程，由于坡面漫流、壤中流 和地下径流汇集到出口断面所需时间 不同，因而洪水过程线的退水段上， 各类径流终止时间不同；直接降落在 河槽水面上的雨水所形成的径流最先 终止，然后依次是地表径流、壤中流、 浅层地下径流，最后是深层地下径流。
可用下式表示：v=L/t 式中：v为流速（m/s）；L为距离（m）；
t为时间（s）。
天然河道中平均流速的计算
天然河道中平均流速的计算：在有实测资料时，可根据实测资
料求得。在没有实测资料时，可用水力学公式——谢才公式计
算，即：v= c Ri
R 1 1
c 6 n
式中：v为河道断面平均流速； R为水力半径； i为水面比降；c为谢才系数， 它与糙率等因素有关，其数值可用经验公式求得．我国多采用满宁公式，
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坡面汇流→
降水 蒸发 下渗
P 植物截留与洼蓄
E
f
包气带
ΔV
R1
R2
潜水层
R3
不透水层
河流
深层地下水层
R4
地表径流 壤中径流
潜通水气层 浅层地下水层
深不层透地水下层水 压力水层
不透水层
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径流形成过程（流域产流） 12
B、河网汇流 进入河网的水流，从上游向下游，从支流向干流汇集，最后全部先 后流经流域出口断面，这个汇流过程称为河网汇流。
来表示河川径流的形成过程。
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2、河川径流形成过程
产流过程 坡面汇流
汇流过程
河网汇流
径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流阶段；坡面汇流及 河网汇流称为汇流阶段。
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（1）产流过程 净雨：降雨扣除损失后的雨量 产流过程：降雨扣除损失成为净雨 的过程，净雨量也称产流量 产流是流域上各种径流成分的生成 过程，也就是流域下垫面(地面及包 气带 ）对降雨的再分配过程。不同的 下垫条件具有不同的产流机制，不同 的产流机制又影响着整个产流过程的 发展，呈现不同的径流特征。 流域下垫面分三类：一是与河网连 通的水面；二是不透水地面；三是透 水地面
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二、 河流水情
河流水情：河流的水文情势，主要指河川径流的分布与变 化，洪水与枯水的特征等；
水情要素：用以表达河流水文情势变化的主要尺度，包括 水位、流速、流量等；
充分掌握水情要素资料是研究分析河流水文的重要基础。
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（一）水情要素 1、水位：水体的自由水面高出某一基面以上的高程，以m计。目前全国统 一采用黄海基面；
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（2）汇流过程 净雨沿坡面从地面和地下汇入河网，然后再沿着河网汇集到流域出口断 面的整个过程；前者称为坡地汇流；后者称为河网汇流。 A、坡地汇流 坡地汇流分为三种情况：
坡面漫流：超渗雨满足了填洼后产生的地面净雨沿坡面流到附近河 网的过程。由无数股彼此时分时合的细小水流所组成，通常没有明显 的固定沟槽，雨强很大时可形成片流，流程较短，一般不超过数百 米．历时亦短。地面净雨经坡面漫流注入河网，形成河川径流。大雨 时地面径流是构成河流流量的主要来源。
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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。根据需要，可以绘制逐时流量过程线和逐日流量过程线。
流量历时曲线：绘制方法与水位历时曲线类似
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水位-流量关系曲线 ①水位与流量的关系：
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3、流量(discharge) 流量：指单位时间内通过某过水断面的水量体积。常用Q表示， 单位是m3/s。它可用下式表示：Q= Fv 式中：Q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。
水流
地下径流：在饱和土层及 岩石孔隙流动的水流
河川径流： 汇集到河流 后，在重力作用下沿河床流
动的水流
径流形成过程： 流域内 自降雨开始到水流汇集到流
2域020/出2/1 口断面的整个过程。
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（二）径流形成过程 1、径流循环
径流形成过程是一个极为错综复杂的连续物理过程，1942年赫义特 (W·G·Hoyt)称之为径流循环，将它分为五个时期。 （1）无雨期：开始降水之前的干旱期。无径流产生，河槽处于退水 期，主要靠地下水补给 （2）初雨期：降水开始的最初阶段，河网降水产生少量径流外，流 域其余降水主要消耗于植物截留、蒸散发、填洼、下渗等。 （3）变强度降雨持续期：当植物截留和填洼得到满足后持续降雨， 流域上降雨强度比较大的地方由于雨强大于下渗能力而产生超渗地表 径流；或比较湿润地方因包气带含水量达到田间持水量而产生地下径 流。
影响河流水位变化的主要因素有：河流水量的变化；河流的冲淤变 化；潮汐变化；人类活动影响等，不同河流的水位变化特点不同； 采用水位特征值反映水位变化规律，如起涨点水位、最高水位、最 低水位、平均水位、警戒水位、保证水位等。