地下水径流汇流计算 (1)
径流概念与计算
河网汇流过程：河网调蓄作用
三、径流度量方法
• 流量Q：单位时间内通过河流某一断面的水量。
单位m3/s
Q=A×V 式中：A为过水断面面积（m2）；
V为过水断面的平均流速（m/s）。 • 径流量W：一定时期内通过河流某一横断面的
谢才公式：v = CR ½ J 1/2 曼宁公式：v = 1/n R 2/3 J 1/2
水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds）
Re = V×R/ 式中： v为流速，R为水力半径，
为运动粘滞系数。
对于明渠流而言，当Re<=500时为层流， 大于500时为紊流。
坡地汇流过程：壤中流和地下径流：它们属于多 孔介质中的水体流动，服从Darcy定律。
第6节 河川径流
一、基本概念
河系：河流水系的简称，它由干流和大大小小的支
流交汇而成。
河网密度：流域内河流的总长度与流域面积的
比值。单位：km/km2。
流域形状系数：
Rf
A L2
式中：A为流域面积（km2）；L为自流域出口至 最长河流的河源附近分水线按直线量取的流域 长度（km）。
•径流：由流域上降水所形成的、沿着流域地面和 地下向河川、湖泊、水库、洼地流动的水流。 •径流形成过程：从降水到达地面至水流从流域出 口断面流出的物理过程。
值。单位：m3/（s.km2）。
• 径流模数M
M＝Q/A
• 径流系数：某一时期内的径流深与相应的流域 平均降雨深的比值。取值范围为0～1。
三、影响径流的因素
1 气候因素 降水、蒸发、气温、风、湿度等。
2 流域下垫面因素 地理位置：如纬度、距海远近等。 地貌特征：山地、丘陵、盆地、平原等。
径流量的定义和计算公式
径流量的定义和计算公式在水文学中，径流量是指河流或河川流域中在一定时间内通过某一横截面的水量。
径流是由降雨或融雪引起的地表和地下水流向河流的过程。
径流量的计算对于水资源管理、防洪工程和生态环境保护具有重要意义。
本文将介绍径流量的定义和计算公式，以及一些影响径流量的因素。
一、径流量的定义。
径流量是指在一定时间内通过某一横截面的水量，通常用单位时间内通过的水量来表示。
径流量的计算通常以立方米每秒（m³/s）或毫米（mm）为单位。
在实际应用中，径流量是指在一个流域内所有径流过程的总和，包括地表径流和地下径流。
地表径流是指降雨或融雪后，未被土壤吸收和植被蒸发的水流向河流的过程。
地下径流是指降雨或融雪后，被土壤吸收并渗入地下水层，最终流向河流的过程。
径流量的计算需要考虑地表径流和地下径流的总和。
二、径流量的计算公式。
径流量的计算通常使用流域水文模型来进行。
流域水文模型是通过对降雨、蒸发、渗漏和地表径流等过程进行模拟，来估算径流量的工具。
常用的径流计算方法包括经验公式法、水文比例法、水文模拟法等。
1. 经验公式法。
经验公式法是根据历史水文数据和流域特征，通过经验公式来估算径流量。
常用的经验公式包括Nash模型、Soil Conservation Service（SCS）模型等。
这些经验公式是根据实测数据和统计分析得出的，可以用于不同流域的径流量估算。
2. 水文比例法。
水文比例法是根据流域的降雨量和蒸发量之间的比例关系，来估算径流量。
通常使用水文平衡方程来表示，即降雨量减去蒸发量和渗漏量，即为地表径流和地下径流的总和。
3. 水文模拟法。
水文模拟法是通过建立数学模型，对流域内的水文过程进行模拟，来估算径流量。
常用的水文模型包括Soil and Water Assessment Tool（SWAT）模型、Hydrological Simulation Program-FORTRAN（HSPF）模型等。
这些水文模型可以考虑降雨、蒸发、渗漏、地表径流和地下径流等过程，对径流量进行较为准确的估算。
工程地质地下水位计算公式
工程地质地下水位计算公式地下水位是指地下水面的高低位置，是地下水系统中一个重要的参数。
在工程地质领域中，地下水位的计算对于工程设计、施工和环境保护都具有重要意义。
因此，正确地计算地下水位对于工程地质工作者来说至关重要。
本文将介绍地下水位的计算公式及其应用。
地下水位的计算公式主要依赖于地下水的补给与排泄过程。
地下水的补给主要来自于降雨、河流、湖泊等地表水体的渗漏，以及地下水系统间的水平补给。
而地下水的排泄则主要通过地下水径流、蒸发和植被蒸腾等方式进行。
在工程地质中，我们通常使用以下公式来计算地下水位：G = R E P。
其中，G代表地下水位，R代表地下水的补给量，E代表地下水的排泄量，P 代表地下水的抽取量。
这个公式是一个简化的地下水位计算公式，它假设地下水系统处于稳定状态，即地下水的补给与排泄达到了平衡。
在实际工程中，我们还需要考虑地下水系统的非稳定性，以及地下水位受到人为活动的影响等因素。
在实际工程中，地下水位的计算还需要考虑到地下水系统的地质特征、水文地质条件、降雨量、地表水位等因素。
一般来说，我们可以通过以下公式来计算地下水位：G = (R E P) / K。
其中，K代表地下水的补给系数，它反映了地下水系统的渗流能力。
在不同的地质条件下，地下水的渗流能力会有所不同，因此K值也会有所变化。
通过对地下水系统进行水文地质勘察和分析，我们可以得到K值的估算，从而计算出地下水位。
除了上述的计算公式外，我们在工程地质中还需要考虑到地下水位的变化规律。
地下水位的变化受到季节、降雨、地表水位、地下水抽取等因素的影响。
因此，我们需要通过长期的地下水位观测数据，来分析地下水位的变化规律，从而更加准确地预测地下水位的变化趋势。
在工程实践中，正确地计算地下水位对于工程设计、施工和环境保护都具有重要意义。
例如，在地下水位较高的区域，需要采取防渗措施来保护工程的安全；在地下水位较低的区域，需要通过地下水补给措施来满足工程的用水需求。
工程水文学(第七章流域产汇流计算)
地下径流
@COPY RIGHT 扬大陈平
一、几个概念
1、汇流时间τ：流域各点的 地面净雨流达出口 断面所经历的时间。 2、流域最大汇流时间 流域上最远点的净雨流 到出口的历时。 3、等流时线：流域上汇流 时间相等点的连线。 4、等流时面积 f：相邻两条 等流时线之间的面积。
q(m3/s)
1
0
2
12
3
25
4
18
5
13
6
8
7
4
8
0
总计
80
检验：
二、单位线的基本假定
1、倍比假定：如果单位时段内，净雨不是一个单位而是 n个单位，则形成的流量过程是单位线的n倍。
@COPY RIGHT 扬大陈平
流量m3/s
△t
10mm
Qm
时间h
流量m3/s
19.7mm
Qm×19.7/10
k
△t
二、洪水过程
Q（t） Q （ Q（ s t） g t）
@COPY RIGHT 扬大陈平
查图方法：同一场暴雨要累加着查，查出的值累减。 降雨开始时： Pa=60mm
180
两时段降雨： P1=49mm
P2
109
P1 Pa R1 R2
P2=81mm
@COPY RIGHT 扬大陈平
三、径流（净雨）的划分
R Rs Rg
采用P~R相关图求的是总径流R，包括
1、简易降雨径流相关图（P + Pa ～ R 关系）
Im
水文学原理(十二 流域汇流)
Lmax: 从流域出口断面 沿流而上至流域分水
线的最长距离。
max
Lmax
10
1-3 流域调蓄作用(Watershed storage effects)
造成流域调蓄作用的物理原因有二：
•每一水滴汇到出口断面的路径不一 （地貌因素） •每一水滴汇到出口断面的速度不一 （动力学因素）
涨洪时, 由于I(t)dt > Q(t)dt, 时段dt内流域蓄水量必将增加. 落洪时, 由于I(t)dt≤ Q(t)dt, 时段dt内流域蓄水量必将减小.
1 流域汇流的路径
Watershed flow paths
2 流域汇流时间 Watershed flow time of concentration
3 径流成因公式 Formula for computing the discharge at the watershed outlet
4 流域调蓄作用
1) 平均流域汇流时间 (Average watershed flow time of concentration)
idAi AA
直接利用左式计算平均流域汇流时间几乎不 可能，但水文学家已证明流域滞时是与平均 流域汇流时间等价的。流域滞时是指净雨中 心与相应的出流过程形心之间的时差。
8
1-2 流域汇流时间(Watershed flow time of concentration)
15
2-1 引言(Introduction)
叠加性原理：
I (t) I1(t) I2 (t)
n i 1
I i ( t )
n
i1
Ii (t)
Q1 t Q2 t
n
Q t Q i t i1
水文地质勘查：地下水资源量评价——补给量计算
4.4地下水资源量评价——各种地下水补给量的计算一、各项补给量的计算地下水补给量应计算由地表水入渗、降水入渗、地下水径流的流入、越流补给等途径进入含水层（带）的水量，并按自然条件和开采条件下两种情况计算。
（一）水稻田的灌溉入渗补给量T F W Q 水田水稻φ=1 （4-9）式中 Q １——水稻生长期内降水和灌溉水的入渗补给总量，m 3/a ；φ——水稻平均稳定入渗率；水田F ——计算区内水稻田面积，亩；T ——水稻生长期，d （包括泡田期，不计晒田期）；水稻W ——水稻的灌水定额，m 3/（亩•a ），其取值可参照表4-10确定。
表4-10 按灌溉作物的种类确定水稻W 值（据农田灌溉水质标准，GB 5084-1992，参考）了水稻需水量试验，求得一系列水稻淹灌期水田渗漏量。
根据试验结果，结合各地的情况确定了φ值，具体取用值见表4-11。
表4-11 江苏省平原区渗透率φ取值表（据陆小明，2004）计算：e 11I Q Q =雨 （4-10） )-(1e 11I Q Q =灌 （4-11） 式中 雨1Q ——降雨入渗补给量，m 3/a ；灌1Q ——灌溉入渗补给量，m 3/a ；e I ——水稻生长期内灌溉有效雨量利用系数；1Q 意义同式（4-9）。
（二）旱地降水入渗补给量旱地旱地F P Q α=2 （4-12）式中 2Q ——旱地降水入渗补给量，m 3/a ；旱地P ——旱地面积上的降水量，mm/a ；α——降水入渗补给系数；旱地F ——旱地的面积，km 2。
（三）水稻田旱作期降水入渗补给量南方水稻田无论是单季稻还是双季稻都有一旱作期，此时的降水入渗补给量按旱地的入渗补给系数α计算。
水田田旱F P Q α=3（4-13） 式中 3Q ——水稻田旱作期降水入渗补给量，m 3/a ；田旱P ——水稻田旱作期雨量，由年雨量扣除早、晚稻生长期雨量求得，mm/a ；水田F ——水田面积，km 2；（四）水稻田旱作期灌溉入渗补给量南方水田旱作期灌溉，即小春灌溉，一般水田旱作期以种绿肥为多，亦有种大麦、小麦或豆类作物，其灌溉次数不多。
流域产流与汇流计算
标，点绘相关
。
图。
45
已知 Pa = 58mm P Pa+ ΣR R
ΣP 50 108 18 18
30 138 38 20
25 163 63 25
25 188 88 25
188 163 138 108
。
45
18 38 63 88
简化的降雨径流相关图
三、蓄满产流模型
流域内各点包气带的蓄水容量是不同的 。 以包气带达到田间持水量时的土壤含水量 Wm′为纵坐标，以流域内小于等于该 Wm′的 面积占全流域的面积比 a 为横坐标，所绘的 曲线称为流域蓄水容量曲线。
Q
Qt Qt+△t
0
Qtt Qt e Ktg
t
t +△t
t
地下水时段退水方程
确定Kg的方法
方法1：根据地下水退水曲线上每隔
△t的流量值Q（t）、Q（t+△t），可算出
Kg
t
lnQ (t)lnQ (tt)
取若干计算值的平均值作为流域的Kg。
方法2：根据退水方程
t
Qt Q0 e Kg
有
lnQt
t
P (mm)
K
Pa(mm)
6.25
60.3
0.944
计算说明
6.26
78.8
0.944
6.27
14.7
0.944
6.28
0.944
6月25日－26日总雨量很大，
100
6月27日Pa达Wm
100
Pa＝0.944（100＋14.7）= 108.3 >100 取100
6.29
0.944
94.4
Pa＝0.944×100＝94.4
工程水文学第四章产流及汇流计算
90 80 70 60 50 40 30 20 10 0
450 400 350
300
250 200 150 100 50 0
1 2 3 4
5
6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21
时段雨量直方图与累积雨量过程线
4.2.2 径流量
Q (m3/s)
W
t (h)
Q (m3/s)
Qi
n Qi Qi 1 3.6 t 3.6 Qi t 2 i 0 i 1 R F F n
Ｑ － 流量(m3／s)
Qi+1
Ｒ － 径流深(mm)
Δ t－ 计算时段(h)
F － 流域面积(km2)
△t
Q1
径流深计算
Qn t (h)
地面径流退水较快，而地下径流退水历时
流域蓄水容量曲线：纵坐标是全流域各点的W’m从小
到大排列的比重α。
4.3.2 蓄满产流 在湿润地区，由于雨量充沛，地下水位较高，包 气带通常不到几米，其下部经常保持在田间持水量， 上部则因蒸发而缺水。汛期包气带上部缺水极易为一 次降雨所蓄满。如果每次大雨后，流域平均蓄水量都 能达Wm，则产流量可由降雨量P减去降雨开始时的土 壤缺水量(Pa)求得。即雨量补足包气带缺水量后，全 部形成径流，这种产流方式叫做蓄满产流，并可以概 括成一个简单的数学模型： R = P – (Wm – W0)
6 6 6 6 6 7 7 7 26 27 28 29 30 1 2 3 20.2 21.9 6.8 78.8 14.7 0.944 0.944 0.944 0.944 0.944 0.932 0.932 0.932
Pa(m m)
某流域属湿润地区， wm=100mm，Em在5月份均值 5.6mm/d,6月份为6.8mm/d。推 求逐日Pa值。
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二、地下径流的汇流计算
在湿润地区的洪水过程中，地下径流的比重一般可达总径流量的20％-30％，甚至更多。
但地下径流的汇流速度远较地面径流为慢，因此地下径流过程较为平缓。
地下径流过程的推求可以采用地下线性水库演算法和概化三角形法。
(一)地下线性水库演算法
，经地下水库调蓄后该法把地下径流过程看成是渗入地下的那部分净雨h
下
形成的(这里未考虑包气带对下渗量的滞蓄作用)。
可以认为地下水库的蓄量W
下的关系为线性函数，再与水量平衡方程联解，即可求得地下径流与其出流量Q
下
过程。
方程组如下：
式中——时段内进入地下水库的平均入流(m3/s)；
Q下1,Q下2——时段始、末地下水库出流量(m3/s);
W下1,W下2——时段始、末地下水库蓄水量(m3/s);
K下——反映地下水汇流时间的常数，可根据地下水退水曲线制成W下~Q下。
线，其斜率即为K
下
又（7-73）
式中f c——稳定下渗强度（mm/h）；
t c——净雨历时（h）；
Δt——计算时段长（h）；
F——流域面积km2。
将式(7-79)代入式(7-78)解得
（7-74）
根据式(7-74)就可计算地下水汇流过程。
例7-6 某站流域面积F＝5290km2，根据资料分析得f c=1.35mm/h，K下=9.5 d=228h（由地下水退水曲线求得），试将1965年4月的一次地下净雨演算成地下径流的过程。
取计算时段Δt=6h，则由已知参数得：
（7-75）
取第一时段起始流量为零，可按上式逐时段计算地下径流过程。
见表7-16。
表7-16 地下径流汇流计算
（二）概化三角形法
上种演算方法较繁，而对设计洪水计算来讲，重点在洪峰部分，因此，采用简化法计算地下净雨形成的地下径流过程，对设计洪水过程的精度无多大影响，一般方法是将地下径流过程概化成三角形，即将地下径流总量按三角形分配。
地下径流过程的推求主要是确定其洪峰流量和峰现时刻，以及地下径流总历时。
洪峰流量可按三角形面积公式计算。
地下径流总量为
W下=0.1∑h下﹒F（7-76）
又可按下式计算
根据三角形面积计算公式，W
下
（7-77）故（7-78）——地下径流总量(104m3)；
式中W
下
∑h下——地下净雨总量（mm）；
Q m下——地下径流洪峰流量(m3/s)
T下—一地下径流过程总历时(s)；
F——流域面积(km2)。
地下径流的洪峰Q m下位于地面径流的终止点。
一般设地下径流过程总历时等于地面径流过程底长T面的2倍~3倍。