第三章水文学

第一节陆地 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 面水的组成与结构第二节流域产流与汇流第三节河流的水情第四节河水的运动第五节冰川运动与补给第六节湖水的运动与调蓄第七节径流向海汇集及其效应 第三章陆地表面水的组成与运动第一节陆地表面水的组成与结构 一、陆地表面水的组成见书89页 （一）、陆地表面的基本水源 （二）、陆地表面水的组成 （三）、我国地表水的组成 二、陆地表面水的结构 （一）、河流 （二）、冰川 （三）、湖泊与沼泽 第二节流域产流与汇流 一、流域产流理论 （一）、产流机制 所谓产流机制，是指在一定的供水与下渗条件下水分沿土层的垂向运行中，各种径流成分的产生原理和过程。下面首先分析单点的产流机制。1、地面径流产流机制 随着降雨的继续增加，土壤含水量θ亦随之增长，下渗能力f将随之减小。因此，同样的雨强，对于干燥土壤，由于下渗能力大，不能产生超渗地面径流，而对于湿润土壤则可能产生地表径流。 2、壤中流的产流机制 壤中流发生于非均质或层次性土壤中的易透水层与相对不远水层的交界面上。这种具有层理的土层界面，在自然界中广泛的存在着，如森林地区的腐殖层，山区的表土风化层、密实结构土壤的耕作层等。壤中流虽然比地面径流运动缓慢，但它在数量上可以大的多，特别是在中强度暴雨时，壤中流数量更为突出，它是使较小洪水流量增长的主要因素。 由上所述，壤中流产生的条件可概括为： 1)包气带中存有透水性不同、且下层比上层透水能力小的层理分布土壤的交界面。  2)上层向界面上的供水强度fA，大于下层下渗强度fB。  3)界面上产生积水，即形成临时饱和带，界面还需具备一定的坡度。 4）当降雨强度i小于上层下渗强度fA，仍可产生壤中流，不过这时无地面径流。当i>fA>fB时既有地表径流也有壤中流。 3、地下径流产流机制 当地下水埋藏较浅，包气带厚度不大，土壤透水性较强，在连续降雨过程中，下渗锋面达及毛管水带上缘，这时表层影响土层与地下水建立了水力联系，同时包气带含水量超过田问持水量，产生自由重力水而补给地下水，于是便产生地下径流。 可见地下径流的产流也同样取决于供水与下渗强度的对比，其产流条件基本与壤中流相同，只是其界面是包气带的下界面。  在天然条件下，当地下水位较高时，此时壤中径流与地下径流实际上难以截然分开，通常将二者合并作为地下径流考虑。 4、饱和地表径流的产流机制 在一定的降雨条件下，界面积水不断增加，最终将达到地面，这时界面以上的土层含水量达到饱和，以后继降雨基本上不再发生下渗，从而直接形成地面径流，为了有别于前述超渗地面径流，而把它称之为饱和地面径流。饱和地面径流的生成条件不是取决于上层土层本身的或表面的下渗能力，而是取决于土层内部相对不透水层界面的下渗能力以及上层土层本身达到全层饱和时蓄水量。 饱和地面径流的产流条件，可概括为： 1）、必须具备壤中流的发生条件； 2）、界面以上的饱和积水带，必须达到上层土层的全部(上层土壤全部达到饱和)。 形成壤中流的相对不透水界面，在天然情况下，一般是具有一定坡度的坡地。随着降雨的发展，饱和积水带的水流将沿坡地做侧向运动，而披脚处，由于不断接受上部壤中流而使水面上升达到地面，并沿坡向上延伸。饱和带达到地面部分的坡地，后继降雨便产生了饱和地面径流。还有部分地面以下的壤中流，有一部分在己饱和的被面上渗出地面，以地面径流的形式加入坡面流或注入河槽，这种水流称为回归流。 回归流是壤中流派生的一种径流成分，一般只在极小的山坡流域，且在壤中流比较发育的情况下，才能显示出对流量过程线形状的影响，从而作为一种独立的径流成分而存在。对于3～5km2以上的流域，很难作为一种独立径流成分。一般说来，在壤中流比较发育，并有饱和地面径流发生的坡地，必然也同时伴随着回归流。 上述四种产流机制的共同规律： ①、要有供水 ②、要有足够的大于下渗率的供水强度 ③、壤中流、地下径流：还需要在界面上产生临时饱和带；饱和地表径流：还必须达到表层全层饱和 ④、都发生在包气带的某些界面上 （二）、流域产流方式 1、超渗产流方式 2、饱和产流（蓄满产流）方式 3、超渗与饱和产流交替型方式 4、我国一些地区的产流方式 二、流域汇流分析 （一）、流域汇流过程与汇流时间 1、流域汇流过程 2、流域汇流时间 （二）、流域汇流系统分析 1、组成和作用 （1）、流域响应 （2）、系统算子 （3）、作用 2、分类：有线性和非线性之分； 线性流域汇流系统又有时不变和时变之分 （1）、叠加性 （2）、均匀性 （三）、流域汇流的影响因素 1、降水特性的影响 2、流域的地形坡度的影响 3、流域形状的影响 4、水力条件的影响 三、流域产、汇流计算与模型简介 （一）、流域产、汇流计算方法 1、下渗曲线法 2、径流系数法 3、降雨径流关系法 4、等流时线法 1）、等流时线的基本概念 2）、等流时线的绘制 3）、出口流量过程的计算 4）、等流时线法存在的问题 5、单位线法（舒尔曼单位线） 1）、单位线的概念与假定 2）、单位线的分析与推求 3）、单位线的应用 4）、单位线存在的问题 6、瞬时单位线简介 （二）、流域产汇流模型简介 1、斯坦福IV模型 2、三水源新安江模型 3、水源新安江模型的流程图第三节河流的水情 一、水情要素 （一）、水位 （二）、流速 （三）、流量 二、年径流的有关概念 （一）、年径流量：年径流与年径流量一个年度内在河槽里流动的水流叫做年径流，年径流量是在一年里通过河流某一断面的水量。年径流量可以用年径流总量W、年平均流量Q、年径流深R及年径流模数M等表示。多年平均年径流量有时被称为 正常年径流量，相应以W0、Q0、R0、M0等表示。   某一年的年径流量与正常年径流量之比，称为该年径流量的模比系数，用ki表示，则有            （二）、多年平均径流量 （三）、正常年径流量 1、概念 2、表示方法 3、意义 4、影响因素 （1）、气候因素对年径流的影响   在气候因素中，年降水量与年蒸发量对年径流量的影响程度，随流域所在地区不同而有差异。（2）、流域下墊面因素对年径流的影响   流域下墊面因素包括地形、土壤、地质、植被、湖泊、沼泽和流域面积等。这些因素对年径流的作用，一方面表现在流域蓄水能力上，另一方面通过对降水和蒸发等气候条件的改变间接地影响年径流。（3）、人类活动对年径流的影响   人类活动对年径流的影响，包括直接与间接两个方面。直接影响如跨流域引水，将本流域的水量引到另一流域，或将另一流域的水引到本流域，都直接影响河川的年径流量。三、正常年径流量的计算 在一个年度内，通过河川某一断面的水量，称为该断面以上流域的年径流量。河川径流在时间上的变化过程有一个以年为周期循环的特性，这样，我们就可以用年为单位分析每年的径流总量以及径流的年际与年内分配情况，掌握它们的变化规律，用于预估未来各种情况下的变化情势。 　河川径流量是以降水为主的多因素综合影响的产物，表现为任一河流的任一断面上逐年的天然年径流量是各不相同的，有的年份水量一般，有的年份水量偏多，有的年份则水量偏少。年径流量的多年平均值称为多年平均径流量 多年平均径流量：Q＝∑Qi/n ∑Qi各年的年径流量之和 n——年数。 在气候和下垫面基本稳定的条件下，随着观测年数的不断增加，多年平均年径流量Q趋向于一个稳定数值，这个稳定数值称为正常年径流量。 显然，正常年径流量是反映河流在天然情况下所蕴藏的水资源，是河川径流的重要特征值。在气候及下垫面条件基本稳定的情况下，可以根据过去长期的实测年径流量，计算多年平均年径流量来代替正常年径流量。 但是正常年径流量的稳定性不能理解为不变性，因为流域内没有固定不变的因素。就气候和下垫面条件来说，也是随着地质年代的进展而变化，只不过这种变化非常缓慢，可以不用考虑，但是大规模的人类活动，特别是对下垫面条件的改变将使正常年径流量发生显著变化。 根据观测资料的长短或有无，正常年径流量的推算方法有三种：有长期实测资料，有短期实测资料和无实测资料。 （一）、资料充分时正常年径流量的推求 有实测资料时设计年径流量的计算 具有实测年径流量资料时年际变化的计算，就是要确定某一指定频率的年径流量。常用的计算方法为适线法。计算工作大致可分为三部分：①资料表性的审查与分析；②选配频率曲线，确定统计参数（均值，变差系数Cv，偏差系数Cs），③按照某一指定频率推求年径流量。 计算步骤如下：  a.将实测资料由大到小排序，并计算经验频率P＝m/(n+1)*100,点绘经验频率曲线。 b.计算年径流量的多年平均值Y＝∑Yi/n=666.4mm  c.计算变差系数Cv=1/Y*{∑(Yi-Y)2/(n-1)}1/2=0.26  d.假设Cv=0.3,Cs=2Cv=0.6，查表得出相应于某一频率的模比系数Kp。  e.利用Kp乘以年径流量的多年平均值Y,可得到相应于某一频率的径流量。  f.将频率和对应的径流量值点绘在频率曲线图上，并与经验频率进行对比，如果二者比较吻合，则选配的频率曲线是合理的，由此计算的年径流量值也满足要求。否则，应重新假设Cs，重复以上步骤。 有长期实测资料时正常年径流量的计算  有长期实测资料的含意是：实测系列足够长，具有一定的代表性，由它计算的多年平均值基本上趋于稳定。由于各个流域的特性不同，其平均值趋于稳定所需的时间也是不会相同。 对于那些年径流的变差系数Cv变化较大的河流，所需观测系列要长一些，反之则短些。所谓代表性一般是指在观测系列中应包含有特大丰水年，特小枯水年及大致相同的丰水年群和枯水年群。 当满足以上条件时，可用算术平均法直接计算出正常年径流量。 Q=∑Qi/nn――为观测年数 Qi---为，某年的年径流量 此法的关键是分析资料的代表性，即在实测资料的系列中必须包含河川径流变化的各种特征值，同时还要同临近有更长观测资料的流域进行对比分析，进一步确定实测资料的代表性。 根据我国河流的特点和资料条件，一般具有二三十年以上可作为有长期资料处理。 （二）、资料不足时正常年径流量的推求 短期实测资料是指一般仅有几年或十几年的实测资料，且资料的代表性较差。此时，如果利用算数平均法直接计算将会产生很大的误差，因此，计算前必须把资料系列延长，提高其代表性。 延长资料的方法，主要是通过相关分析，即通过建立年径流量与其密切相关的要素（称为参证变量）之间的相关关系，然后利用有较长观测系列的参证变量来展延研究变量年径流量的系列。1、参证变量的选择 展延观测资料系列的首要任务是选择恰当的参证变量，参证变量的好坏直接影响精度的高低。参证变量一般必须具备以下三个条件： （1）、参证变量与研究变量在成因上是有联系的。当需要借助其他流域资料时，参证流域与研究流域也需具备同一成因的共同基础）。 （2）、参证变量的系列要比研究变量的系列长。 （3）、参证变量与研究变量必须具有一定的同步系列，以便建立相关关系。 当有好几个参证变量可选时，可以选择与研究变量关系最好的作为首选参证变量，也可以同时选择好几个参证变量，建立研究变量与所选参证变量间的多元相关关系。总之，以研究成果精度的高低作为评判参证变量选择好坏的 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 。 目前，水文上常用的参证变量是年径流量资料和年降水量资料。 2、利用年径流资料展延插补资料系列 在研究流域附近有长期实测年径流量资料，或研究站的上、下游有长期实测年径流量资料的水文站。经分析，证明其径流形成条件相似后，可用两者的相关方程延长插补短期资料。当资料很少，不足以建立年相关时，也可先建立月相关，展延插补月径流量，然后计算年径流量。 例4—1今有某河流拟在乙站处修建水库，乙站流域面积F＝1200km2，具有1956—1959年、1964—1966年共7年实测年径料，需展延插补该站系列，以提供水库水文设计依据。乙站上游的甲站，流域面积F=820km2，有1952—1971年共20年较长系列，经分析甲站可作为参证站。 3、利用年降水资料展延插补系列 （三）、缺乏实测径流资料时正常年径流量的推求 缺乏实测年径流量资料时年际变化的计算，关键是通过其他间接资料确定统计参数Cv、Cs、和多年平均径流量Q，其中Q可由前面介绍的方法求得，剩下的问题就是如何求变差系数Cv、偏差系数Cs。 确定Cv的方法有： 1.等值线图法:年径流量的Cv值，主要取决于气候因素的变化程度及其它自然地理因素对径流的调节程度。由于气候因素具有缓慢变化的地区分布规律，这便是绘制和使用年径流量Cv值等值线图的依据。 一般流域机构和省（区）都绘制有年径流量变差系数Cv的等值线图。但是Cv与流域面积大小有关，当其他条件相同时，流域面越大，其调节性能就大，Cv则越小。而Cv等值线图一般是用较大流域资料绘制的（因为小河目前尚缺乏较长的实测资料），因此，使用Cv等值线图时要注意研究流域的面积是否在使用面积范围之内。如果将使用面积在范围以外的小流域直接在图上查得Cv值，必然比实际的偏小，因此必须进行修正。 2.水文比拟法：在缺乏实测资料时，也可设法直接移用邻近测站年径流量的Cv值，但要注意参证流域的气候条件、自然地理条件与设计流域应基本相似。如不符合上述条件，会造成很大的误差。 3.经验公式法：通过观测研究直接建立的Cv与其主要影响因子间的相关关系，可以在与其自然地理条件相似的没有资料的地区应用。但是由于各地自然地理条件的差异，对Cv起作用的影响因子和各影响因子所起的作用是不同的。因此，经验公式都具有很大的局限性。使用时一般不能超出经验公式所规定的允许范围。 水利水电科学研究院水文研究所对于F＜1000km2的流域给出的经验公式为： Cv=1.08*Cvp*(1-a)/{0.8(ao+0.10)} 式中：Cvp——为流域年降雨量的变差系数； a——多年平均径流系数（小数计）； ao——地下径流占总径流量的百分数（小数计）。 嘉陵江流域的经验公式为：Cv=0.426/M0.21 式中：M为正常径流模数（l/s.km2）。 缺乏资料地区年径流量偏差系数Cs值的估算，一般通过Cv与Cs的比值定出。在多数情况下，常采用Cs/Cv=2.0。对于湖泊较多的流域，因Cv较小，可采用Cs<2Cv,半干旱及干旱地区则常用Cs≥2Cv。 四、径流的年际变化 正常年径流量反映了河流拥有水量的多少，但并不反映具体某一年的水量，这是因为径流量是一个随机变量，每年的数值都不相同所致，即径流量具有年际变化。河川径流不仅在一年之内有较大的变化，就是在年与年之间的变化也是很大的。我们把年平均流量较大的那些年份称为丰水年，年平均流量较小的那些年份称为枯水年，年平均流量接近于多年平均值的那些年份称为中水年，径流的这种变化称为年际变化。 （一）、年径流量年际变化幅度 1、年径流量的变差系数Cv （1）、公式及结果分析 （2）、影响因素 1）、年径流量 2）、补给来源 3）、流域面积 2、年径流量的年际极值比 （二）、年径流量的多年变化过程 由于河川径流是流域自然地理因素综合影响的产物，而气候因素具有明显的年际变化特征，即使较为稳定的下垫面因素每年都不尽相同，因此，受其影响的河川径流量也具有明显的年际变化。 所谓年际变化就是径流量每年都不相同，有些年份大，有些年份小。 每一条河川年径流的变化，都具有本流域自然地理条件所赋予的特点，这些特点主要是反映在径流年变化的幅度上。在雨量丰沛的地区如我国东南沿海及华南一带，年降水量变化小，因而年径流变化也小；而在雨量相对较少而且在时间分配上相当集中的地区，如华北、西北地区，降雨量的年际变化大，径流量的年际变化也大。 径流量的年际变化最好用成因分析法进行推求，但由于年径流量在时间上的变化是气候因素和自然地理因素共同作用、相互综合的产物，而这些影响因素本身又受其他许多因素的影响和制约，因果关系相当复杂，现阶段的科学水平，尚难完全应用成因分析法可靠地求出其变化规律，同时，前后相距几年的年径流之间并无显著的关系，各年径流间可认为彼此独立，其变化具有偶然性，因此，只能利用概率论和数理统计的方法研究其发生、变化的情势。 应用数理统计方法计算年径流量变化，实际上就是计算相应于某一频率的设计年径流量，按其资料情况的不同可分为两种情况。 重现期：等量或超量的水文特征值平均多少年出现一次。重现期＝1/频率 一般情况下，计算洪水时频率<50%,计算枯水时频率>50%,因此，计算枯水的重现期的公式为：重现期＝1/(1-频率). 经验频率的计算公式P=m/n*100% P=m/(n+1)*100% 其中：m为研究序列由大到小排列时的序号、n为序列总长，即研究数据的数量。 五、径流的年内变化河川径流的主要来源为大气降水。降水在年内分配是不均匀的，有多雨季节和少雨季节，径流也随之呈现出丰水期（或洪水期）和枯水期，或汛期与非汛期。径流在一年内的这种变化称为年内变化。 河川径流量在一年内的变化称为年内分配。 天然河流的径流量在一年之内的变化，一方面呈现出明显的洪、枯水季节交替的规律，另一方面，这种交替对于不同河流或同一河流不同年份都不一致，即各时段的径流量以及洪、枯水季节的起止时间，由于受各种自然因素综合的影响，而带有一定的偶然性。 影响径流年内分配的因素很多，但主要的是流域气象因素和与流域调蓄能力有关的自然地理因素。 流域调蓄能力的大小决定于流域的土壤、植被、水文地质、地貌等等条件。如果流域的土壤吸水性很强，在雨季大量的雨水下渗到深层，蓄积在土壤之中，使流域土壤蓄水及地下蓄水量增加，在雨季过后，蓄积在土壤和地下的水分慢慢流出补给给河流，从而使径流的年内分配趋于均匀。土壤蓄水能力越强，径流量的年内变化越小。流域内如有调蓄作用较大的湖泊、水库等，径流的年内变化更趋于均匀。另外，流域越大，流域内自然条件的差异越显著，某个因素对径流的影响程度越小，从而使径流的年内变化减弱。 （一）、径流的季节分配 我国大部分地区为季风气候区，降雨多集中在雨季，冬天仅有少量降雪，因此，径流量的年内变化在很大程度上受着年内降水量年内分配的控制。例如，长江水系上游支流汛期出现于7一8月，中下游支流汛期出现于5一8月，均与雨量最大的4个月相呼应。在我国北方，因河流冬季冻结，流域内往往有少量积雪，春天融雪和解冻补给河流一部分水量，形成与降雨过程不相应的涨水过程，即所谓春汛或桃花汛。 （二）、径流年内变化的特征值 径流年内分配的计算的方法有两种：时序分配法和 历时曲线法1、时序分配法： （1）、径流年内分配的计算 具有长期实测径流资料时，一般采用典型年法来确定径流年内分配。在实测年资料中，找出具有代表性的一些年份作为典型年，再计算其年内径流的数量分配。由于年内分配情况与年水量大小有关，一般选择三种典型年，即多水年、少水年和中水年来描述径流的年内径流分配。 选择典型年的一般原则：选取多水年、少水年和中水年典型年时，一般取与设计年水量相近的实际年分。对水量相近的几个年份，其年内分配应取平均情况。但在水利计算中可以考虑选取其中对工程不利的一种分配，较为安全。 按过去发生的过程来选择：流域在一定的气候和自然地理条件下曾经发生过的径流分配，将来可能会重新出现相近的分配。 　在缺乏资料时径流年内分配的计算，一般是根据气候因素及自然地理因素相似，选择具有充分资料的测站作为参证站，移用参证站典型年的年内分配，然后按照本站各种指定频率的流量数值进行分配。 （2）、径流年内分配不均匀系数Cvy （3）、完全年调节系数Cr 2、历时曲线法 时序分配法是用径流年过程线的形式具体说明径流量的年内分配。而在水利发电、灌溉、航运及环境规划设计时，尚需要年内径流历时分配情况，即一年内大于和等于某一个流量值的累积时间。解决这类问题就需要用历时曲线法。流量历时曲线是累积径流发生时间的曲线，表示等于或超过某一流量的时间百分数。径流统计时段，可按工程的要求选定，常采用日或旬为单位。当资料年数较多时，为简化计算，也可以按典型年或丰平枯代表年绘制流量历时曲线。当资料年数较少时，也可采用全部完整年份的流量资料绘制流量历时曲线。 日流量历时曲线的绘制，是应用实测的日平均流量资料，将所需研究的典型年的全部日流量由大到小排列，可划分为若干组，再统计得每组流量出现的累积日数，并转变为累积频率，这样，就可用水位历时曲线的制作方法绘制年内日流量历时曲线。 在日流量历时曲线上，可查得指定流量值的持续历时及各组流量持续历时的分配情况。 六、洪水与枯水 （一）、洪水 1、洪水的概念 2、洪水的影响因素 1）、天气因素 2）、流域的下垫面因素 3、洪峰流量的推求 1）、根据洪水观测资料推求给定频率的洪峰 流量 2）、地区综合经验公式法 3）、推理公式 4、历史洪水的调查 1）、历史洪水调查的工作 内容 财务内部控制制度的内容财务内部控制制度的内容人员招聘与配置的内容项目成本控制的内容消防安全演练内容 2）、历史洪水的流量计算设计洪水和设计标准（防洪标准）基本工程蓄洪滞洪工程：湖泊、库、分滞洪区挡水防潮工程：闸、坝、堤防、防洪墙排水泄洪工程：河道、排水渠、管道、泵站伴水工程：桥梁、码头、沿河建筑 5、洪水特性表示方法 通常用洪峰流量、洪水总量和洪水总历时表示洪水特性的三个要素。洪峰流量Qm（m3/s），一次洪水过程，其最大值为洪峰流量。洪水总量W（m3），为洪水的径流总量，从起涨点A上涨，到达峰顶B后流量逐渐减小，到达C点退水结束，流量过程线ABC下的面积就是洪水总量W。洪水过程线与横座标所包围的面积即为该次洪水总量洪水过程线，洪水从A到B点的时距t1为涨水历时，从B到C点的时距t2为退水历时，一般情况下，t2>t1。T=t1+t2，称为洪水历时，即：洪水过程线的底宽即为总历时 洪峰流量为Qm，洪水总量为W，洪水总历时为T。若相邻两次降雨，由于前期降雨所形成的洪水过程尚未泄完，第二次降雨所形成的洪水过程又接踵而来，就形成了复式洪水过程。Q(m3/s)t1t2ABCt(h)四、由流量资料推求设计洪水的流程 （二）、枯水 1、枯水的概念：枯水是河流断面上较小流量的总称。枯水经历的时间称为枯水期，当月平均水量占全年水量的比例小于5％时，则属于枯水期。枯水一般发生在地面径流结束，河网中蓄积的水量全部排出以后。由于我国冬季降雨远比其它季节少，因而我国的河川径流在冬季主要依靠地下水补给，流量较小。我国大多数河流，枯水径流在一年内出现两次：一次是在10月至次年3、4月的冬季枯水，另一次是夏季的历时短暂的枯水。 枯水是因地面径流完全停止，河网中容蓄的水量全部消退，河道的水量完全依赖于流域蓄水量的补给。当河流的绝大部分水源由地下水补给时，称为枯水径流。 枯水径流的大小及枯水径流的历时，对灌溉、航运、发电、供水等有很大影响。为了国民经济各部门合理地利用水源，研究枯水径流具有重要的意义。一般情况下枯水季节往往是最需要用水的时期，这一时期水量的多少是反映地表水资源可利用程度的重要指标。 2、影响枯水径流的因素 影响枯水径流的因素主要为气象因素、下垫面因素和人类活动。气候因素包括前期降水和前期蒸发、以及枯水期间的降水和蒸发；下垫面因素包括土壤地质条件、流域面积、河槽的下切深度、河网密度、湖泊沼泽、森林等。 （1）、气象因素： 流域前期降水量:决定了进入枯水期前流域中蓄水量的多寡，如果前期降水量多，流域中蓄积的水量也多，枯水径流量相应较多；枯水期的降水能够直接增加径流量；枯水期的流域蓄水一方面以径流的形式流走，另一方面以蒸发的形式损失掉，如果枯水期的气候条件有利于蒸发，则流域蓄积的大量水分快速地以蒸发的形式损耗掉，那么，枯水径流量小，而且其消退相应也很快。 （2）、下垫面因素 1）、流域的土壤地质条件：如土壤岩石的特性、地质构造、裂隙及岩溶等决定了地下的可能的储水空间及其补给河流的特性。沙土、砾石和其它类似的岩层是地下水良好的储藏空间，它们能够把雨季的雨水迅速渗入地下储藏起来，在枯水期缓慢地补给河流，这样的流域，枯水径流量相对较大。岩溶地区，汛期降水大量从溶洞漏斗中流入地下深处，成为持久而稳定的地下水补给来源。储水层多而且厚，能够储藏较多的水量，储水层浅，容易被河流切割，这样河流能够获得的地下水补给往往较大。 2）、河槽下切深度：决定了河流能截获的地下水补给的水量。河槽下切越深，切割的含水层越多，获得的地下水补给越多。 3）、河网密度：河网密度大，地下水露头较多，河流所获得的地下水补给量可能较多，同时，河槽蓄水量也大。 4）、流域面积:意味着地下水库大小及河槽下切的深浅程度。一般情况下，流域面积越大，流域蓄水量大，枯水径流量相应较多，另外，流域面积大，河川径流量大，河水的冲刷侵蚀强烈，河床下切深度大，切割的含水层多，因此，能够获得的地下水补给的范围广，枯水径流量大。 5）、植被:一方面阻滞地表径流，改良土壤物理性质，增加下渗量，从而消减洪峰流量而增加枯水径流量；另一方面，植被强烈的蒸发蒸散，消耗了土壤水和地下水，使流域蓄水量减少，导致流域枯水径流量的减少。可见森林植被对枯水径流有正反两方面的作用，一般在水量充沛，易发生洪涝灾害的地区，大面积植树造林能够减少洪水危害，使更多的地表径流转变为流域蓄水，在枯水期缓慢流出。而在较为干旱地地区，不宜大面积营造蒸发量较大的森林，应该进行适度造林，这样，才不致于使河川枯水径流的大幅度减少。 6）、流域中的湖泊、沼泽:是河川径流的天然调节器，它们在雨季能过蓄水，在雨季过后能过通过排泄自身的蓄水来增加枯水径流。 （3）、人类活动:对枯水径流的影响同样有正反两方面的作用，人类可以通过修建各种蓄水设施蓄洪增枯、调节径流，但另一方面，无节制无计划的开采利用水资源，使地下水位降低，大幅度减少了流域的蓄水，从而使河川枯水径流大幅度减少，甚至出现断流现象。 3、枯水径流的消退规律 枯水径流主要来自流域蓄水量的补给。流域蓄水量是指蓄积在地表和地下的水量，其主要指存在于土壤层中的水、岩石层中的水、河网中的水、和地表洼地中保存的水分。 雨季降水量大，除部分降雨被蒸发到空中和以径流的形式流走外，多余的水分蓄积保存在流域的蓄水介质当中，从而使流域的蓄水量增加；当雨季过后，降水量减少，进入流域蓄水介质的水量不足以补充蒸发损失掉的水分，从而使流域蓄水量减少，随着流域蓄水量的进一步减少，流域给河川径流的补给量逐步减少，当流域的补给量降至最少时，枯水径流量达到最小。有些小流域甚至出现断流。 枯水径流的消退与流域蓄水量的消退有直接关系，可以认为流域蓄水量W与枯水径流量Q间有如下函数关系： W＝kQ,即dW=kdQ。 在不考虑蒸发、且无其他水源补给时，流域蓄水量和枯水径流量间有如下平衡关系： dW/dt=-Q 以上两式合并得kdQ=-Qdt，对此式进行积分后得： Qt=Qoe-kt此式便是枯水径流的消退曲线。 枯水径流量可以用不同时段的最小径流量表示，如最小日平均流量、最小月平均流量、连续三月最小平均流量，枯水期平均流量等。枯水径流量的计算方法仍然是数理统计法，即推求某一指定频率下的时段枯水径流量。 4、枯水径流的计算 在有比较充分的资料情况下，同年径流计算一样，用适线法进行计算，但在选择时，要注意不同枯水季节的枯水径流应分别处理。 对于缺乏实测资料地区一般也可采用经验公式、等值线图法和水文比拟法，其内容与年径流求算法相当。 第四节河水的运动 一、河水的运动状态 （一）、层流与紊流 1、层流 2、紊流 （二）、脉动强度 二、河水的纵向运动 （一）、洪水波的概念 （二）、洪水波的推移与变形 1、洪水波的推移运动 2、洪水波的展开与扭曲变形 （三）、洪水波的运动速度 三、河水的环流运动 （一）、环流的类型 1、纵轴环流 2、横轴环流 3、斜轴环流 4、竖轴环流 （二）、环流结构对泥沙运动的影响 1、具有水平轴（包括纵轴、横轴及斜轴）的环流 2、纵轴环流在临近河底处 3、在螺旋流中 4、相对封闭的竖轴环流或横轴环流能造成冲刷，也可导致淤积 四、河流的泥沙运动 研究河流泥沙的目的，只是预估未来河道来沙量，为指定各种规划设计提供有关河流泥沙数量的资料。 （一）、泥沙的水力特性 1、泥沙的沉降速度 2、泥沙在水中的运动状态 （二）、推移质运动 1、单颗泥沙的推移运动 1）、泥沙的起动条件 2）、起动流速 3）、止动流速 4）、扬动流速 2、群体泥沙的推移运动 3、推移质输沙率 （三）、悬移质运动 1、悬移质的分布与变化 2、水流挟沙能力 （1）、概念 （2）、影响因素 （3）、经验公式 1）、扎马林公式（适用于土质渠道） 2）、黄河干流公式 3）、长江公式 3、河流总输沙量 （1）、影响河流输沙量的因素 河流泥沙的主要来源是流域表面的侵蚀和河床的冲刷，而泥沙的多少和流域的气候、植被、土壤、地形等因素有关。因此，影响河流输沙量的因素与影响径流的因素一样也有三个方面：气候冈素、下垫面因素和人类活动。 1）、气候因素中影响最大的是气温和降水。在没有植被的地表，太阳直接照射，表层土壤十分干燥，若遇暴雨，则松疏土层极易被暴雨产主的地面径流冲走。春季急速融雪形成的洪水也常常引起大量表土流失。气温的变化是造成岩石风化的主要原因之一，一些较为寒冷、土壤含水量较大的地区，常常发生冻融侵蚀，从而增加河流泥沙。 2）、下垫面因素主要是流域的地形、植被和土壤特性等。地面坡度愈大，土壤流失也愈严重。植被是防止地面侵蚀的积极因素，它既可保护土壤免受降水直接冲击，并可阻滞地面径流的发生和发展，减少甚至完全控制水上流失。 3）、人类活动通过改变流域的下垫面状况对河流泥沙起着很大的影响。采用不合理的耕作制度和方式，盲目地砍伐森林、无计划地开发土地等，都使地表侵蚀加剧。相反，若采取积极有效措施，如植树造林，坡地改梯田等，就能防止水土流失。 （2）、多年平均年输沙量的估算 一般河流的年输沙量多集中在汛期的3一4个月内，汛期的输沙量约占全年总沙量的60一70％以上，能随水流移动的泥沙主要是悬移质泥沙和推移质泥沙。悬移质泥沙是指悬浮在水中同水流一起运动的泥沙，其颗粒较细，是河流泥沙中的主要成分。推移质泥沙是指在河川表面以跳跃方式、滚动方式、滑动方式移动的泥沙，其颗粒较粗，运动速度较慢。 1）、悬移质多年平均年输沙量的估算 对于一条河流上有长期（例如n年）悬移质泥沙观测资料时，便可直接求出其多年平均年输沙量. W=(W1+W2+...+Wn)/n W---多年平均输沙量,WI――某年的输沙量, n－--－观测年数 但是，实际上不少河流的泥沙资料年限较短，计算W值时，需采用各种方法展延原有的资料系列，或由短期的平均值来推求多年平均值等。有时遇到完全没有资料的情况，则只能利用经验公式求出一些参考数据。常用的一些方法如下。 ①．利用年径流量估算 当有短期悬移质输沙量资料时，如果流域内下垫面因素变化不大，悬移质年输沙量与年径流量之间的相关关系较好，则可利用此关系，根据较长期的年径流量资料展延悬移质年输沙量资料，然后求其多年平均年输沙量。如果汛期降雨侵蚀作用强烈，悬移质年输沙量与年径流量之间的关系不密切，则可用汛期径流量占年径流量的比值作参数，以改善上述年相关关系，或直接建立悬移质年输沙量与汛期径流量之间的相关关系如果悬移质实测资料年限过短，难以建立上述各种相关关系时，则粗略地认为悬移质年输沙量与年径流量的比值固定，而选择年径流量接近于多年平均年径流量年份作为参证年份，以此年的输沙量来估算多年平均年输沙量，即：W/Q＝W参／Q参 式中W参—所选年份的年输沙量Q参—所选年份的年径流量 W——多年平均输沙量Q——多年平均径流量 ②．利用多年平均侵蚀模数分区图估算 当河流缺乏悬移质实测资料时，可根据所在自然地理区域内的其它河流悬移质资料，找出地区分布规律，借以估算该河的多年平均年输沙量。常用的有悬移质多年平均年侵蚀模数分区图。多年平均年侵蚀模数是单位流域面积上多年平均年输沙量，可用下式计算： M0＝W/F 式中：M0——多年平均年侵蚀模数（t/km2）； W——多年平均输沙量（t）F——流域面积(km2)。 多年平均侵蚀模数分区图是将流域按气候、地形、土壤与植被等自然地理因素分为若干特性相似的产沙区，在每一区内利用具有实测泥沙资料的测站算出其多年平均年输沙量，依此绘制而成。 对于没有资料的河流，根据多年平均侵蚀模数分区图，查估相应的悬移质多年平均侵蚀模数，然后乘上流域面积，即得该设计断面的悬移质多年平均年输沙量。 ③．利用经验公式估算 在完全缺乏实测资料的情况下，有时只能应用经验公式粗估，如： W＝αQJ1/2/100 式中：W一一多年平均输沙量Q－－多年平均径流量J--河床比降； α——侵蚀系数。它与流域的冲刷程度等有关，一般可取0.5～10.0。 2）、推移质多年平均年输沙量的估算 平原地区河流，推移质数量一般较少，但在山区河流中却占较大的比重，对其计算必须加以重视，并设法提高其估算精度。 具有多年推移质资料时，求其算术平均值，即为推移质泥沙多年平均年输沙量。当缺乏实测椎侈质资料时，常用系数法进行估算，即假定推移质与悬侈质在数量上具有一定的比例关系：W推＝βW悬 式中：W推——多年平均推移质输沙量，W悬--一多年平均悬移质输沙量； β——推移质输沙量与悬移质输沙量的比值。平原地区河流β＝0.01一0.05；丘陵地区河流β一0.05～0.15；山区河流β＝0.15一0.30。 此法的关键是根据流域特征选用合适的系数β值，最好结合野外查勘来决定。 估算推移质输沙量的经验公式很多，可以结合地区情况，根据有关专门书籍中的论述选用。 总之，通过不同途径及方法求出悬移质和推移质的多年平均年输沙量后，将它们相加，即可求得通过河流设计断面的多年平均年输沙总量。 （四）、高含沙水流的群体泥沙运动 1、运动模式 2、悬移运动 3、推移运动 4、浆河现象 5、揭河底现象 第五节冰川运动与补给 一、冰川的形成及类型 （一）、冰川的形成 （二）、冰川的类型 1、按冰川形态和运动特性划分 （1）、大陆冰盖 （2）、山岳冰川 2、按冰川发育的水热条件和物理性质 （1）、大陆型冰川（冷冰川） （2）、海洋型冰川（暖冰川） 二、冰川的物质平衡与运动 （一）、冰川的物质平衡 1、冰川的积累与消融 2、冰川物质平衡 3、冰川的前进与后退 （二）、冰川的运动 1、冰川运动与冰川物质平衡的关系 2、冰川运动的主要方式 3、影响冰川运动的主要因素 4、冰川运动速度季节变化 5、冰川跃动（冰川波动） 三、冰川积雪融水对河流的补给作用 （一）、冰川融水对河流的补给作用 1、冰川融水径流的特征 2、冰川融水对河流的补给作用 （二）、积雪融水补给对河流水情的影响 四、冰川与大气、海洋的相变转换 （一）、冰川对大气的影响 （二）、冰川与海洋的相变转换 第六节湖水的运动与调蓄 一、湖泊概述 （一）、湖泊的类型 1、按湖盆的成因分类 1）、构造湖 2）、火口湖 3）、堰塞湖 4）、河成湖 5）、风成湖 6）、冰成湖 7）、海成湖 8）、溶蚀湖 2、按湖水补排情况分类 3、按湖水矿化度分类 4、按湖水营养物质分类 （二）、水库的结构、分级与类型 1、水库的结构 （1）、水库的组成 （2）、特征库容与特征水位 1）、死库容与死水位（设计最低水位） 2）、兴利库容（有效库容）与正常高水位 3）、防洪库容与设计洪水位、校核洪水位和汛前限制水位 2、水库的分级 3、水库的类型 1）、湖泊型水库 2）、河川型水库 二、湖泊、水库水的运动 （一）、湖水的混合 1、概念 2、湖水的混合方式 3、湖水的稳定度 （二）、湖泊波漾 （三）、湖泊增减水 （四）、水库异重流 1、水库异重流的形成 2、水库异重流的特性 三、湖泊、水库水量平衡与调节作用 （一）、湖泊、水库的水量平衡 1、湖泊的水量平衡 2、我国主要湖泊的水量平衡 1）、从湖水补给看 2）、从湖水的消耗看 3）、从湖水补给量地区分布看 3、湖泊的换水周期及其意义 4、水库的水量平衡 （二）、湖泊、水库的调蓄作用 1、水库的调节 2、湖泊的调蓄作用 四、湖泊的演化 （一）、湖盆的演化 1、湖岸的变形 2、湖底的沉积 （二）、湖水的演化 （三）、湖中生物的演化 五、沼泽 （一）、沼泽的形成 1、水体沼泽化 2、陆地沼泽化 （二）、沼泽的水文特征 1、沼泽水的存在形式 2、沼泽水的运动 3、沼泽水量平衡 4、沼泽的温度、冻结和解冻 5、沼泽水的水质特征 第七节径流向海汇集及其效应 一、入海河口的水文特性 （一）、河口区的水情 1、河口区潮汐的涨落过程 1）、涨潮落潮流 2）、涨潮涨潮流、落潮憩流 3）、落潮涨潮流 4）、落潮落潮流、涨潮憩流 2、潮流量的变化 3、河口潮波的变形 1）、潮差的变化 2）、波形的变化 3）、水位、流速相位关系的变化 （二）、河口的盐淡水混合 1、咸淡水混合的类型 1）、弱混合型 2）、缓混合型 3）、强混合型 2、咸淡水混合对河口水流的影响 （三）、河口环流与河口锋 1、河口环流 2、河口锋 1）、尺度特征 2）、形成机制 3）、混合动力 4）、化学性质 5）、生物性质 （四）、河口的泥沙运动 1、河口区泥沙的来源 2、河口泥沙的絮凝 3、河口泥沙的悬移 4、河口最大浑浊带 二、径流向海汇集效应 （一）、径流补给对近岸海区的冲淡效应 （二）、泥沙向海输入陆地不断延伸 （三）、陆地元素不断向大海迁移