最新第二章 河流与径流
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河流径流概论
水资源分区的基本方法
1. I级区保持大江大河的整体性。采用中国水资源 评价分区的I级区，即将全国划分10个区。 2.二级区以保持河系的完整性为原则，并参照了中 国水资源利用分区的II级适当调整，共划分为80 个。
水资源分区的基本方法
3.三级区在征求各流域机构、各省（自治区、 直辖市）和专家意见的基础上，共划分为 214个。 4. 计算分区单元的确定，可在三级区的基 础上以行政区划（省、自治区、直辖市或 地级市）来划分。 5. 流域与各省、市也可根据当地的特点和工 作需要细化到四级区或五级区。
4．地下水的分类
~1地下水的形成环含水层自外界获得水量的过程称为补给。
大气降水、地表水的渗入、大气中和土壤中水汽的凝结、人工补 给。 含水层失去水量的过程称为排泄：泉、河流、蒸发、人工 排泄等。 地下水在岩石空隙中的流动过程称为径流。
地下水径流的方向、速度、类型、径流量主要受到含水层的空隙 性、地下水的埋藏条件、补给量、地形、地下水的化学成分与人 为因素的影响。
流域上的降水，除去损失以后，经由地面 和地下途径汇入河网，形成流域出口断面的水 流，称为河流径流，简称径流。 地表径流和
地下径流。水流中夹带的泥沙则称为固体径流。
表示径流的特征值主要有；流量 Q 、 径流总量 W 、径流模数 M 、径流深度 Rt 、 径流系数α。
2径流
流量Qt为单位时间内通过河流某一断面的水量， 单位以m3／s表示
三、水资源分区
北方六区 南方四区
长江流域 : : 黄河流域 : : 淮河流域 : : 海河流域 : : 松辽流 域 : : 珠江流域 : : 太湖流域
全国水资源分区
全国水资源一级区按流域水系划分为10个： （1） 松花江区 包括松花江流域以及黑龙江、乌苏里江、图门江、绥芬 河等国际河流中国境内部分； （2） 辽河区 包括辽河流域、东北沿黄渤海诸河以及鸭 绿江中国境内部分； （3）海河区 包括海河流域、滦河流域及冀东沿海； （4）黄河区 （5）淮河区 包括淮河流域及山东半岛沿海诸河；
第二章水文基础知识
W Q•T
y Q •T •103 Q •T (mm)
F •106
1000F
径流模数（M）：流域出口断面上的流量与流域面积的比值。
M=1000Q/F
径流系数（α）：某时段降雨量x所形成径流深y的比例数
α =y/x
因为降雨总是会有损失，所以一般α只能小于1。
3/3
（三）流域平均降雨量的计算
流域内各站降雨量是不同的，分析流域 降雨与径流关系时，需要由降雨量计算流域 平均面雨量，根据流域内雨量资料，常用以 下方法：
1. 算术平均法
式中
——某一指定时段的流域平均雨量，mm； ——流域内的雨量站数； ——流域内第站指定时段的雨量，mm。
2. 泰森多边形法
f4 f3
2. 降水的分类 按空气抬升形成动力冷却的原因可以把降水分
为4种类型：
强度大，范围小，历时短
降水
对流雨 地形雨 气旋雨
迎风面雨多，背风面雨少
温带气旋雨
气旋前方：暖锋云系及连续性降雨 气旋后方：狭窄的冷锋云系和降雨 气旋中部：暖气团，层云或毛毛雨
热带气旋雨 水汽充足，运动强烈，易带来狂风暴雨
锋面雨
冷锋雨 暖锋雨
水面蒸发常用蒸发器进行观测。换算关 系为：
式中
——天然水面蒸发量，mm； ——蒸发器实测蒸发量，mm； ——蒸发器折算系数。
（二） 土壤蒸发 土壤蒸发比水面蒸发要复杂得多。湿润
的土壤，其蒸发过程一般可以分为三个阶段。
（三）植物散发 土壤中的水分经植物根系吸收后，输送
至叶面，再从叶面散发到大气中，称为植物 散发。
（四） 流域总蒸发
流域总蒸发是流域内所有的水面、土壤以及植 被蒸发与散发的总和。目前采用的方法是从全流 域综合角度出发，用水量平衡原理来推算流域总 蒸发量。
第二章河流概论
产Байду номын сангаас过程 降水过程 流域蓄渗过程
汇流过程 坡面漫流过程 河网汇流过程
2.影响径流的主要因素 2.影响径流的主要因素
气象气候因素
下垫面因素
降水
蒸发
地形
人类活动 农业措施 林牧业措施 水利措施
土壤和地质
植被和湖沼 流域形状 和面积
3.径流的特征值 3.径流的特征值
流量（ ）：单位时间内流过断面的水体体积。 流量（Q）：单位时间内流过断面的水体体积。(m3/s) 单位时间内流过断面的水体体积 径流总量（ ）：某时段T内流过断面的总径流体积。 径流总量（W）：某时段T内流过断面的总径流体积。 某时段 (m3) 径流深度（ ）：径流总量平均分布在流域上的水深。 径流深度（R）：径流总量平均分布在流域上的水深。 径流总量平均分布在流域上的水深 (mm)
W = Q •T
Q •T Q •T 3 y= • 10 = ( mm ) 6 F • 10 1000 F
径流模数（ ）：单位流域面积上所产生的流量 径流模数（M）：单位流域面积上所产生的流量。
( L / s ⋅ km 2 )
Q 3 M = ⋅ 10 F
径流系数（ ）：某时段降雨量x所形成径流深R 径流系数（α）：某时段降雨量x所形成径流深R的 某时段降雨量 比例数
水位流量关系曲线的确定
R α = x
因为降雨总是会有损失，所以一般α只能小于1 因为降雨总是会有损失，所以一般α只能小于1。
3/3
第三节 泥沙运动与河床演变
一、泥沙运动基本规律
1. 泥沙特征 （1）泥沙粒径 等容粒径：泥沙颗粒外形不规则， 等容粒径：泥沙颗粒外形不规则，一般采用 体积与泥沙颗粒相等的球体的直径。 体积与泥沙颗粒相等的球体的直径。 设某一颗粒的体积为V 则其等容粒径为： 设某一颗粒的体积为V，则其等容粒径为：
《水利资源计算》第二章 径流量的调节计算
2.1径流调节的分类 2.1径流调节的分类
第 二 章 径 流 量 的 调 节 计 算
无调节及日调节的短期调节，一般见于发电水库。 无调节及日调节的短期调节，一般见于发电水库。河川 径流在一天或一周内的变化一般是不太大的， 径流在一天或一周内的变化一般是不太大的，而用电负荷 则白天和夜晚，或工作日和星期日间，常差异甚大。 ，则白天和夜晚，或工作日和星期日间，常差异甚大。有 了水库，就可把夜间或星期日负荷少时的多余水量，蓄存 了水库，就可把夜间或星期日负荷少时的多余水量， 起来增加白天和工作日负荷增长时的发电水量。 起来增加白天和工作日负荷增长时的发电水量。这种调节 称为日调节和周调节 日调节和周调节。 称为日调节和周调节。 我国河川径流的季节性变化很大， 我国河川径流的季节性变化很大，洪水期和枯水期水量 相差悬殊，而用水部门（发电、航运、给水） 相差悬殊，而用水部门（发电、航运、给水）在一年内需 水量变化不大。在一年范围内进行天然径流的重新分配， 水量变化不大。在一年范围内进行天然径流的重新分配， 称为年调节或季调节 年调节或季调节。 称为年调节或季调节。 将丰水年多余的水量蓄入库内， 将丰水年多余的水量蓄入库内，以补枯水年水量的不足 多年调节。 就称为多年调节 ，就称为多年调节。
2.4
第 二 章 径 流 量 的 调 节 计 算
年(季)调节水库保证供水量与设计库容的关系
2、典型年法 、 ④计算缩放倍比K来＝W来,P/W来,典及K用＝W用,P/W用,典 计算缩放倍比 典 典 再用此K ，再用此 来、 K用值分别乘该典型年各月来水量及各月 用水量，即得设计代表年的来、用水过程。 用水量，即得设计代表年的来、用水过程。 对所推求的设计代表年进行调节计算， ⑤对所推求的设计代表年进行调节计算，求得兴利库 即设计库容)。 容(即设计库容 。如由所选择的几个设计代表年求得的 即设计库容 结果不一致，为安全起见， 结果不一致，为安全起见，可选对工程较为不利的一年 即库容较大的一年作为设计代表年。 ，即库容较大的一年作为设计代表年。 注意：设计代表年法采用来、 注意：设计代表年法采用来、用水同频率只有在各 年来、用水之间有较好相关关系时才是正确的， 较好相关关系时才是正确的 年来、用水之间有较好相关关系时才是正确的，否则由 此求得的兴利库容不一定符合设计保证率。 此求得的兴利库容不一定符合设计保证率。
径流形成过程及其度量
关，尤其是土壤含水量。 对于天然情况下，温度、光照基本适宜，植物的
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
散发过程与土壤的蒸发过程很相似，常常与土壤 的蒸发一起计算。
四、流域总蒸发
流域总蒸发（流域蒸散发）：流域内的水面蒸发、 土壤蒸发、植物散发的总称。 陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回 大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素。 流域总蒸发是通过估算求得。
工程水文学
第二章 水文循环与径流形成
水文循环及水量平衡 河流与流域 降水 下渗 蒸散发 径流
第六节 径流
内容提要
➢ 径流形成过程 ➢ 径流的度量 ➢ 河川径流的动态变化
一、径流形成过程
径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河 川、湖泊、水库、洼地等流动的水流。其中流出 流域出口断面的水流称为河川径流。
入渗能力曲线 fc
fF f0
0
2020/12/3
Ft ft
下渗能力随时程而递减， 初期很大，后期逐渐变小 ，最后趋于稳定。
fc t
三、下渗 自然条件下的下渗
f f0
C
fc 0
（1）i1≥fp，按下渗能力下渗
（3）fc＜i3＜fp，i1下渗能力下降到稳定下渗
率前，全部雨水渗入土壤
i3
A
D
B
i2
（2）i2<fC，按降雨强度下渗
三、下渗 物理过程
（2） 渗漏阶段 下渗的水主要在毛细管力和重力共同作用下，在土壤孔 隙中形成不稳定运动，并逐步充填空隙，直到孔隙充满 水之前均称为第二阶段。该阶段水呈非饱和运动，有时 将渗润阶段和渗漏阶段合称为渗漏阶段。 （3）渗透阶段 当土壤孔隙被水充满达到饱和时，水在重力作用下向 下运动，属饱和水流运动。这时，下渗率维持稳定， 称稳定下渗率。
第二章 水循环及径流形成
自动记录降雨量，不需人为干预。方便、快捷。有三种类型：称重式、 自动记录降雨量，不需人为干预。方便、快捷。有三种类型：称重式、 虹吸式和翻斗式。 虹吸式和翻斗式。
3
雷达探测
利用云、 利用云、雨、雪等对雷达无线电波的反射现象来研究天气系统。 雪等对雷达无线电波的反射现象来研究天气系统。 不同形状的雷达回波反映不同性质的天气系统。 不同形状的雷达回波反映不同性质的天气系统。从而预测探测范围内 的降水量、强度及开始和终止时刻。 的降水量、强度及开始和终止时刻。
RSI
地下分水线
RGI
△W
RGO RSO
2.2
1
河流和流域
概念
河流(River) 一 河流(River)
河流可分为河源、 一定地质和气候条件下形成的河槽与在其中的水流。河流可分为河源、 上游、中游、下游和河口五段。 上游、中游、下游和河口五段。 2 河流长度（河长L 河流长度（河长L）
自河源沿河道至河口的长度，称河长， km计 自河源沿河道至河口的长度，称河长，以km计。 3 河流横断面 如图2 所示。 如图2-2所示。 4 水系及水系形态
(1)水系 (1)水系 由干流、 由干流、支流及流域内 水库、 水库、湖泊连成的一个庞大 系统，成为水系。 系统，成为水系。
(2)水系形态 (2)水系形态 羽毛状 扇形 平形状 混合形
图 2 | 3 水 系 示 意 图
4
河网密度
流域内干支流的总长度∑ 和流域面积F之比： 流域内干支流的总长度∑L和流域面积F之比：
4
气象卫星云图 将卫星云图资料结合气象模型，通过专家系统，进行降雨量预测。 将卫星云图资料结合气象模型，通过专家系统，进行降雨量预测。
三
降水特性描述
第二章(水文循环与径流形成)
每日8时观测一次， 得日蒸发量；可计算月蒸发 量、年蒸发量。
蒸发器折算系数：K
二、土壤蒸发
1、土壤蒸发过程
三个阶段：
第一阶段：土壤充分湿润，供水充足E接近最大蒸
发能力EM。
E EM
第二阶段：土壤水分减少Hale Waihona Puke 供水条件变差，E逐渐减小。
E W EM W田
第三阶段：水分运动十分缓慢，蒸发率很小。
三 、流域总蒸发 包括：水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发及 植物散发。
二、地球上的水量平衡 水量平衡原理： 在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入 水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。 水量平衡方程：
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
以陆地作为研究范围水量平衡方程为： 以海洋为研究对象水量平衡方程为：
③填洼 ②下渗
①植物截留
R1 R2
R3
R4
径流形成过程示意图
总结： 1.产流过程：降雨扣除损失成为净雨的过程。
①降雨扣除损失后的雨量称为净雨，净雨和它形成 的径流在数量上是相等的。
②净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果； 净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。
地面净雨→地面径流 ③ 表层流净雨→表层流或壤中流 地面径流 总径流过程
3. 径流深（R）：将径流量平铺在整个流域面积上所得的
水 层深度，mm。
R W 1000F
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α）：径流深与流域平均降雨量的比，
α<1。
蒸发器折算系数：K
二、土壤蒸发
1、土壤蒸发过程
三个阶段：
第一阶段：土壤充分湿润，供水充足E接近最大蒸
发能力EM。
E EM
第二阶段：土壤水分减少Hale Waihona Puke 供水条件变差，E逐渐减小。
E W EM W田
第三阶段：水分运动十分缓慢，蒸发率很小。
三 、流域总蒸发 包括：水面蒸发、土壤蒸发、植物截留蒸发及 植物散发。
二、地球上的水量平衡 水量平衡原理： 在水文循环过程中，对任一区域、任一时段进入 水量与输出水量之差额必等于其蓄水量的变化量。 水量平衡方程：
I、O——给定时段内输入、输出该地区的总水量 △S——时段内区域蓄水量的变化量，可正可负。
以陆地作为研究范围水量平衡方程为： 以海洋为研究对象水量平衡方程为：
③填洼 ②下渗
①植物截留
R1 R2
R3
R4
径流形成过程示意图
总结： 1.产流过程：降雨扣除损失成为净雨的过程。
①降雨扣除损失后的雨量称为净雨，净雨和它形成 的径流在数量上是相等的。
②净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果； 净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。
地面净雨→地面径流 ③ 表层流净雨→表层流或壤中流 地面径流 总径流过程
3. 径流深（R）：将径流量平铺在整个流域面积上所得的
水 层深度，mm。
R W 1000F
4.径流模数（M）：流域出口断面流量与流域面积之比值，
L/(s·km2)，洪峰流量模数，多年平均流量模数。
M Q F
5.径流系数（α）：径流深与流域平均降雨量的比，
α<1。
第二章 河川径流形成的基本知识
多年平均情况下，∆S→0
则多年平均水量平衡方程为： P - ( E + R )＝ 0
4) 全球水量平衡方程 大陆的水量平衡方程： 海洋的水量平衡方程：
Pc R Ec Sc
C指大陆
Po R Eo So
O指海洋
多年平均情况下：∆S→0
大陆多年平均水量平 衡方程为：
海洋的多年平均水量平 衡方程为：
闭合流域与非闭合流域 地面分水线和地下分水线相重合的流域为闭合流域；
地面与地下分水线不重合的流域为非闭合流域 一般大中河流多按闭合流域考虑
P19
地面分水线 地下分水线
地下分水线 地面分水线
合流域示意图
3) 闭合流域水量平衡方程
闭合流域：地表分水线和地下分水线重合，无水分从 地表和地下流入 则 RsI = RgI = 0； 令出流水量 R = RsO + Rg，再假设区域用水量小到 可以忽略，即 q = 0，则闭合流域水量平衡方程为： P - ( E + R )＝ ∆ S
中游
下游 河口
海洋
上游：直接连着河源 河口：河流的终点
河源
上游断面
洪水位
上游特点：河道坡度大，水流急，流量小，水情变化大，河谷 窄，多急滩瀑布，河槽多为基岩或砾石，冲刷下切占优势
中游断面
洪水位
中游特点：河道坡度变缓，流速减小，流量增大，河道冲淤都不 严重，河床比较稳定，下切力减弱，但侧蚀力量增强，河槽 逐渐拓宽和曲折，两岸出现滩地
二
流域
1 流域
(1)分水线：地形等高线中的极大值区域称为山峰，
山峰的下坡方向为山脊，相邻山峰之间的区域称 为鞍部。山峰、山脊和鞍部的连接线称为分水线
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...
中游（middle course、 river reaches）
下游（downstream、 lower reaches）
河口（river mouth）
上游
中游
下游
河口
海 洋
河源：
上游断面：
洪水位
中游断面：
洪水位
下游
河口：
黄河入海口
2、 河流的长度L ：自河源沿主河道至河口的长度，简 称河长，以 km 计
（temperature）、气压（air pressure）、湿度 （humidity）、降水（precipitation）、蒸发 （evaporation）、风（wind）
4、流域的下垫面条件 （underlying surface condition ） 地形（topography） 地貌（geomorphy）：山区、山丘区、平原湖区… 地质构造（geological structure） 岩石性质（rock features） 土壤（soil characteristics） 植被（vegetation cover） 湖泊（lake）与沼泽（swamp、marsh、bog） 人类活动措施 （human activities）
（2） 河流纵断面
Z2 Z1
河底
l
河流中沿水流方向各横断面最大水深点的连 线，称为深泓线（thalweg），沿河流深泓线的剖 面称为河流的纵断面（ river profile ）。
表示河床自上游向下游沿程变化。
4、 河道比降 落差（fall）
ZZ2Z1
比降（slope of river）
JZ2Z1 Z
B = F / LF
（3）流域形状系 / LF =F/LF2 (2-2)
3、流域的自然地理特征 （the physical features of river basin） 地理位置（geographical position）：经纬度 气候条件（climatic condition）：气温
第二章 河流与径流
河流的形成：
降落到地面的雨水，除
了下渗、蒸发等损失外，在
重力作用下沿着一定的方向
和路径流动，这种水流称为
地面径流(surface runoff)。
地面径流长期侵蚀地面，冲
成沟壑，形成溪流，最后汇
海
洋
集成河流。
河流流经的谷地称为河谷（river valley），河谷 底部有水流的部分称为河槽（river channel）。
J ( Z 0 Z 1 ) L 1 ( Z 1 Z 2 ) L 2 ( Z n 1 Z n ) L n 2 Z 0 L ( 2 1 ) L 2
2.1.2 流域（Basin、Valley）特征
水系（河系）（water system、drainage system、 river network） 干流（trunk stream） 支流（tributary）
3、河流的断面
横断面（river section） 纵断面（river profile）
L
海 洋
（1） 河流横断面（简称：断面 cross-section）： 水位 （water level、water stage）
高水位 低水位
图 2.2 横断面示意图
高水位以下为河床：
河床
河槽（river channel） 河滩（flood plain）
左岸（left bank） 右岸（right bank） 外流河、内流河（内 陆河）
左岸 右岸
海 洋
2.1.1 河流特征（characteristics of river）
1、河流的分段：
河源
河源
河源（river head、river sources）
上游（upper course、 upper reaches）
l
l
Z2 Z1
河底
l
以小数、千分数表示。
水面比降（slope of water surface） 河底比降（slope of river bed）
一条河流的河底平均比降：
图2-3 河道平均纵比降计算示意图
J AB BC
S 1 AB BC 2
AB 2 S / BC BC L J 2 S / L2
干流是水系中最高级别的河流。
1、分水线和流域
（1）分水线 分水线（basin divided、 watershed line）
山脊线
（2）流域
闭合流域 （closed basin）
不闭合流域 （unclosed basin）
地面分水线 地下分水线
流域是相对应于某一出口断面（outlet）的，当 不指明断面时，指河口以上区域。
主槽（main channel） 边滩（river shoal）
河滩
河槽
高水位 主槽
中水位
低水位
河滩
边滩
图 2.2 横断面示意图
单式断面 (single cross-section) 复式断面 (compound cross-section)
图 2.2 河槽断面图
横断面内，通过水流部分称为过水断面 （wetted cross-section or water-carrying section）， 其面积称为过水断面面积（m2）。
2、流域的几何特征 （1）流域面积 F (catchment area)：在地形图上绘出 流域的分水线，量算出分水线包围的面积，即流域面 积，以km2 （2）流域长度 LF（the length of watershed）：从流 域出口到流域最远点的流域轴线长度，km计。 平均宽度 B（the average width of watershed）:
2.1.3 山区河流和平原河流 1、山区河流
特点：流域内坡面陡峭，河床断面呈“V”、“U”型，河 床多为基岩、卵石组成，河床稳定；沿程常有急滩、卡 口、深潭，河底比降大；洪水暴涨暴落，水位变幅极大， 水流流态紊乱，存在回流、漩涡、跌水和水跃。
洪水位
洪水位
2、平原河流
特点：断面开阔，常有河滩；河床由水流冲积而成， 冲积层常常数十米，泥沙组成呈分层现象：最深处多 为卵石，其上为夹砂卵石，再上为粗砂、中砂以至细 砂；河滩常为粘土、粘壤土。断面不稳定，主槽常左 右摆动，河槽冲淤；河床比降小，洪水涨落缓慢，水 位变幅较小，汇流历时长。