《第3章+陆地表面水的组成与运动资料》由会员分享，可在线阅读，更多相关《第3章+陆地表面水的组成与运动资料（154页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、第3章 陆地表面水的组成与运动 v陆地表面水的组成与结构 v流域产流与汇流 v河流的水情 v河水的运动 v冰川运动与补给 v湖水的运动与调蓄 v径流向海汇集及其效应 3.1 陆地表面水的组成与结构 v陆地表面水的组成 v陆地表面水的结构 一、陆地表面水的组成 表3-2 我国地表水的组成 水 体面 积(km2)水 量(108m3)备 注 冰 川5865051322 湖 泊718007088淡水占31% 沼 泽110000占国土面积1.15% 河 流 9559370 271151997年中国统计年鉴 二、陆地表面水的结构 地球上的水循环可以看作为一个动态有序大系统。地表水亚 系统内部的冰川、湖泊、
2、沼泽、河流等子系统都是开放系统.它们 之间都存在着频繁而密切的物质(水、沙、化学元素)与能量(热能 、动能)的交换,和水体相变转化的关系,各具有其特殊的功能。 河流虽然槽蓄量最小，但河水是地表唯一的畅流液态水，它 的水循环动力机制既受热力因素影响，更受重力作用所控制。因而 ，其交替更新的周期最短。因此它在地表水循环过程中起着上接大 气水，下通地下水，最后联结海水的主干作用. 。 v冰川是固态降水积累演化而成的，是地表第 一大水体。它的水循环的动力机制主要受热 力作用控制，其水循环的活力最弱。在地表 水循环中发挥着储存和补给的功能. v v湖泊与沼泽是地表洼地的滞流液态水体。其 水循环的动力机制
3、兼受热力和重力作用控制 。因而，水循环的活力较弱，在地表水的水 循环系统中，湖泊主要起着传递、调蓄的功 能。 v 在地表水与海水交绥地区，即河流的河口 区，它是河海传递的子系统。由于它兼受河 川径流及海洋潮流等的影响，故河口子系统 有着特殊的运动变化规律 3.2 流域产流与汇流 v流域产流理论 v流域汇流分析 v流域产、汇流计算与模型简介 一、流域产流理论 产流过程是指流域中各种径流成分的生成过程，也是流域下垫面对 降雨的再分配过程。产流实质上是流域降水后，水在具有不同的阻水、吸 水、持水和输水特性的下垫面土层中垂向运行时，“供水与下渗”一组矛盾 相互作用的产物。 1.产流机制 水在沿土层的垂
4、向运行中，供水与下渗矛盾在一定介质条件下的发 展机理和过程，称为产流机制。 (1)超渗地面径流的产流机制:是指供水与下渗矛盾发生在包气带上 界面（地面）的产流机制。自降雨开始至任一时刻的产流过程如下式： 式中，Rs（t）、为t时刻地面径流深；i、in、e、sd、f分别为降雨强度 、截留率、蒸发率、填洼率、下渗率（mm/d）。 下渗在地面径流的产流过程中具有决定性的作用。前式中忽略雨期蒸发和 填洼损失项，并微分可得： 式中，rs为地面径流产流率（mm/d）。从上式可见，地面径流是供水与 下渗矛盾发展的产物。 综上所述，超渗地面径流产生的前提条件是：产流界面是地面(包气带 的上界面);必要条件是要
5、有供水源(降水);充分条件是降雨强度要大于下渗 能力。三者都具备才能产生超渗地面径流。 (2)壤中径流的产流机制:壤中径流发生于非均质或层次性土壤中的透 水层与相对不透水层界面上，饱和水流与非饱和水流均可发生，一般前者 是主要的，是形成洪水径流的主要部分。 (3)地下径流的产流机制:是指包气带较薄、地下水位较高时的地下水 产流机制。 (4)饱和地面径流产流机制:是在表层土壤具有较强透水性情况下的地 面产流机制。 超渗地面径流的产生条件 v产流界面是地面（包气带的上界面）； v要有供水源（降水）； v降雨强度要大于下渗能力。 壤中径流的产生条件 v要有供水、即上层有下渗水； v下层土壤的下渗能力
6、比上层小； v降水的供水强度要大于下层土壤下渗强度； v具有产生侧向流动的动力条件，即坡度及水 流归槽条件。 壤中径流产流机制 饱和地面径流 v下层土壤的下渗能力比上层小 v降水的供水强度要大于下层土壤下渗强度 v上层土壤完全达到饱和 地下径流 v下渗水达到地下水面 上述四种产流机制共同规律： 首要条件是要有供水，对地面径流是降水，对其它 径流则是由上而下的下渗水流。 要有足够的大于下渗率的供水强度。 对壤中流和地下径流，则还需要在界面上产生临时 饱和带；对饱和地面径流，还必须达到表层全层饱 和，才具备了产流的充分条件。 不管哪种产流，都要有侧向运行的动力，如水力坡 度、水流归槽的条件等。 无
7、论哪种产流，都是发生在包气带的某些界面上， 也称“界面产流规律”。 2.流域产流方式 自然情况下，产流机制与当地的下垫面状况密切相关。小流域 产流机制单一，大流域产流机制的复杂。 (1)超渗产流方式：遵循超渗地面径流产流机制。特点是降雨强 度大于下渗强度时才产生地面径流，而径流量与产流面积并不是随降 雨的继续而增长，而是有增有减，径流量与产流面积主要与降雨强度 与下渗能力有关。 超渗产流主要发生在地下水埋藏深、包气带厚度大、土壤透水性 差、植被也较差的丘陵区或干旱地区。 v(2)饱和产流（蓄满产流）方式: v包气带饱和后，继续降水产生地面径流。 v先满足包气带最大蓄水容量的地方先产流；一次降
8、雨过程中，随着降雨的继续，产流面积不断增大， 产流量也相应增大；对同一降水量，包气带起始蓄 水量大，则产流量也大，反之产流量也小。 v饱和产流方式共同性是多发生在包气带较薄、植被 较好、土壤透水性强、下渗强度大的地区。 v(3)超渗与饱和产流交替型方式:主要发生在包 气带厚度约2-4米左右，土壤透水性中等，年 内及多年降水量很不均匀，且地下水位变幅 较大的地区。 我国一些地区的产流方式 v淮河以南，雨量比较丰沛的湿润地区，大体上是以饱和地 面产流类型为主 v我国西北地区，气候干燥，土层厚，地下水埋藏较深，多 具有超渗地面产流型的特征 v华北、东北的西南部，一般均以超渗地面产流居多 v在滨海平原
9、，由于地势低洼，地下水埋深浅，以及由于年 内降水分配不均等，多出现超渗与饱和产流交替（变换）型 v淮北地区由于包气带较厚，年内和多年降水分布不均，也 呈超渗、饱和产流交替型 二、流域汇流分析 1.流域汇流过程与汇流时间 流域上各处产生的各种成分的径流，经坡地到溪沟、河系， 直到流域出口的过程，即为流域汇流过程。通常可以把流域分成坡 地及河网两个基本部分，因此流域汇流也可以分为坡地汇流与河网 汇流两部分。坡地汇流又有地表汇流和地下汇流两个途径。 因此，流域出口断面的水文过程线，通常是由槽面降水、坡地表 面径流，坡地地下径流（包括壤中流和地下径流）等水源汇集到流 域出口断面形成的，见图3-9。 流
10、域汇流 v最大流域汇流时间 v指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间 v流域滞时 v指流域出口断面洪水过程线的形心出现的时间与净雨过程的 形心出现时间的间隔，即滞后的时间 v净雨：指降雨量中扣除植物截留、下渗、填洼与蒸发等各种损失后所剩 下的那部分量。 2.流域汇流系统分析 对流域汇流系统来说，系统的输入是净雨过程，系统的输出是出口断面洪 水过程，系统的作用是流域调蓄作用，如图3-12所示。按照系统术语，流域出口 断面的洪水过程线又可称为流域对其净雨输入过程的响应，简称流域响应. Q(t)=I(t) (3-14) 式中，Q(t)为流域响应，即出口断面洪水过程线；I(t)为流域的净雨输 入过
11、程；为系统算子, 表示系统输入和输出之间的运算关系。其含义是对系 统输入I(t)施行一定的运算就得到系统的输出。 流域的线性系统假设 v倍比定律：如果单位时段的净雨深不是一个单位，而是n个 单位，则它所形成的地面径流过程线的流量值为单位线流量 的n倍，其历时仍与单位线的历时相同。 v叠加法则：如果净雨历时不是一个时段而是m个时段，则各 时段净雨所形成的径流过程线之间互不干扰，出口断面的流 量等于各时段净雨量所形成的流量之和。 3.流域汇流的影响因素 v (1)降水特性的影响：暴雨中心的空间分布 及其移动方向的影响，不同降水强度反映了 对流域汇流的不同供水强度。 v v暴雨中心位置对流域汇流的影
12、响。 v表示暴雨中心发生在上、中、均匀、 下游区域或分布时汇流过程 v(2)流域的地形坡度的影响:地形坡度越陡，汇 流速度越快，汇流时间越短，地面径流的损 失量就越小，流量过程线越尖瘦。 v(3)流域形状的影响:在其它条件相同时，不同 的流域形状会产生不同的流量过程。 v v(4)水力条件的影响:在畅流条件下，水位越高 、流速越快，汇流历时越短，峰量越大，因 而峰形越尖瘦。 三、流域产汇流计算方法与模型简介 v1.流域产汇流计算方法 下渗曲线法 根据超渗产流理论，由降雨过程线及给定起始 土壤含水量下的下渗曲线确定产流量。 径流系数法 v一次降雨产生的径流量和降雨量的比值，称 为本次降雨的径流系
13、数 v用径流系数求产流量时，只需把降雨量乘以 径流系数即得 vR = P v一般可将各地区的径流系数制成等值线图供 查用。此方法是一种粗略估算的方法，精度 较差。 降雨径流关系法 v由实测数据点给出降雨与径流间的经验关系 。 v将降雨量、产流量及其主要影响因素，通过 一定的关系表达，在实际中查算应用。 等流时线 v流域内汇流时间相等的各点连接成的线。 v降落在同一条线上的降水形成的径流，同时 到达流域出口断面。 v利用明渠稳定流谢才公式计算流域平均汇流 速度v，以单位时间的距离S=vt为相邻等流 时线为间距，自流域出口逐条向上绘制等流 时线。 v假定把流域分成5块等流时面积1、2、 3、4、5
14、等，现有h1，h2，h3, 3个单位 时段的均匀净雨深 v2.流域产汇流模型简介 v (1)斯坦福模型:1966年由美国斯坦福大 学N.H.克劳福特和 R.K.林斯雷提出,它是以流 域水量平衡为基础,概念明确的确定性流域水 文模型。 v (2)三水源新安江模型:1973年由华东水利 学院建立的一个分散性的概念模型。 新安江模型 v模型把全流域分成许多块单元流域，对每个 单元流域作产汇流计算，得出单元流域的流 量过程，再进行单元流域出口断面以下的河 道洪水演算，求得流域出口断面的流量过程 。 3.3 河流的水情 v水情要素 v年径流的有关概念 v正常年径流量的计 算 v径流的年际变化 v径流的年
15、内变化 v洪水与枯水 一、水情要素 水情要素是用以表达河流水文情势变化的主要尺度。它包括 水位、流速、流量等。因此充分掌握水情要素资料，是研究河流水 文的重要基础。 1.水位:指水体的自由水面高出某一基面以上的高程。高程起算 的固定零点称基面。有绝对基面和测站基面两种。影响水位变化的 主要因素是水量的增减，此外还受河道冲淤、风、潮汐、冰凌、支 流顶托和人类活动等影响, 以水位过程线和历时曲线表示. v一般利用水尺和水位计(按传感器原理分浮子 式、跟踪式、压力式和反射式)测定。观测时 间和观测次数要适应一日内水位变化的过程 ，要满足水文预报和水文情报的要求。 v在一般情况下，日测12次。有洪水、
16、结冰 、流冰、产生冰坝和有冰雪融水补给河流时 ，增加观测次数，使测得的结果能完整地反 映水位变化的过程。 2.流速 指河流中水质点在单位时间内移动的距 离。 式中， V为流速(米/秒);L为距离(米);t为时间(秒)。谢才公式中v为断面平 均流速;R为水力半径;I为水面比降;c为与糙率等因素有关的流速系数。 v天然河道中流速的分布十分复杂，在垂线上 （水深方向），从河底至水面，流速随着糙 度影响的减小而增大，最小流速在河底，最 大流速在水面下某一深度。 v河流横断面上各点流速，随着在深度和宽度 上的位置以及水力条件变化而不同，一般都 由河底向水面，由两岸向河心逐渐增大，最 大流速出现在水流中部。 3.流量:指单位时间内流经某一过水断面的水量, 通常用Q表示,单位是立米/秒。流量表达式为 ： 式中，v为断面平均流速；F为过水断面面积。通常可用Q=vF。以流 量过程线和历时曲线来分析。 水位与流量关系密切,即Q=f(H).以水位流量关系曲线推求
