产流与汇流

1第三章产流与汇流2第一节概述1）径流：由流域内降雨形成的沿着流域地面和地下向河流、湖泊、水库、地下含水层等水体汇集的水流称为径流。其中：被流域出口断面截获的部分称为河川径流。从降雨落到地面再汇集到流域出口断面的整个过程称为河川径流形成过程，它包括流域产流和流域汇流两个子过程。32)产流过程降落到流域表面的雨水，除去损失，剩余的部分形成径流，也称为净雨。通常把降雨扣除损失成为净雨的过程称为产流过程。净雨量称为产流量，降雨不能形成径流的部分雨量称为损失量。43）汇流过程净雨沿坡面汇入河网，然后经河网汇集到流域出口断面，这一过程称为流域汇流过程。54）产流汇流理论发展到今天大体上经历了四个阶段：19世纪以前为第一阶段，人们对产汇流现象仅有感性认识或只能作简单定量的阶段。19世纪至20世纪初为第二阶段，这一期间主要的理论贡献是奠定了汇流理论的水动力学基础：Darcy渗流定律（1856）St.Venant方程组（1871）前者为土壤水和地下水动力学奠定基础后者为研究河道及坡面洪水运动和流域汇流奠定了基础。620世纪20年代－50年代为第三阶段：产流与汇流理论得到了长足的发展。1921年，ROSS提出了面积－时间曲线1932年，Sherman提出了单位线，1935年，Horton提出了匀质包气带的产流理论等。720世纪60年代以来为第四阶段（计算机发明与应用）60年代出现了世界上第一个流域水文模型－－Stanford模型70年代Dune等人提出了“山坡水文学”产流理论80年代Rodriguez－Iturbe和Gupta等人发展了地貌瞬时单位线理论90年代，结合GIS、测雨雷达、卫星遥感等技术，分布式流域水文模型得到了发展。8产流方案根据流域降雨、蒸发和径流资料，分析确定降雨量、土壤含水量和径流量等要素之间的关系。汇流方案根据流域降雨和流量资料，推求净雨和出口流量之间的关系。第二节降雨径流影响要素计算P（t）P～RR（t）R～QQ（t）P（t）R（t）P～RQ（t）R～Q流域产流与汇流计算流域产流方案与汇流方案制定10一、流域降雨分析（一）单站降雨特性分析1、降雨强度过程线降雨强度过程线就是降雨强度随时间的变化过程线。11通常以时段平均雨强为纵坐标，时间为横坐标的柱状图表示，当取很小并趋于零，过程线变为光滑曲线，即为瞬时雨强i过程线。it122、降雨量累计曲线以雨量累积值为纵坐标，相应时间为横坐标，点绘的曲线称累积雨量曲线。雨量直方图与累积雨量过程线010203040506070809012345678910111213141516171819202105010015020025030035040045014实际上，降雨量的累积曲线就是降雨强度过程线对时间的积分曲线，即因此，曲线上任意一点的坡度就是该时刻的瞬时降雨强度i，即而曲线上任一时段的平均坡度即为该时段平均降雨强度，即dttdPi)(tPii153、降雨强度～历时曲线统计降雨强度过程线中各种不同历时的最大平均雨强。16最大平均雨强与历时的关系即为降雨强度～历时曲线。17（二）流域降雨特性分析1、流域平均降雨量由雨量站实测雨量记录，计算流域的平均降雨量，常用的方法有三种：1）算术平均法2）垂直平分法（泰森多边形法）3）等雨量线法18（1）算术平均法当流域内雨量站分布均匀，地形起伏变化不大时，可根据各站同时段观测的降雨量用算术平均法推求:19(2)垂直平分法（泰森多边形法）当流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反映各站在计算流域平均雨量中的作用。假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量站代表。20先用直线连接相邻雨量站（包括流域周边外的雨量站），构成若干个三角形，再作每个三角形各边的垂直平分线，这些垂直平分线将流域分成n个多边形，流域边界处的多边形以流域边界为界。每个多边形内有一个雨量站，以每个多边形内雨量站的雨量代表该多边形面积上的降雨量，最后按面积加权推求流域平均降雨量：2223（3）等雨量线法当流域地形变化较大，而雨量站分布较密时，利用等雨量线图推算流域平均降雨量。二、径流量Q(m3/s)t(h)W流量过程线1、径流深计算径流深计算FtQFtQQRniiniii1016.326.3Q(m3/s)t(h)QiQi+1△tQnQ126实测流量过程线往往是由若干次暴雨所形成的洪水径流组成，除包括本次洪水形成的地面径流、壤中流和地下水径流外，还包括前期洪水尚未退完的部分水量及非本次降雨补给的深层地下水径流。地面径流退水较快，而地下径流退水历时较长。2、流量过程线分割272829为了研究暴雨与洪水之间的关系，必须对流量过程线加以分割，分割有两项工作：1）去掉非本次降雨径流部分2）本次径流成分划分。地面径流表层流径流地下水径流分割的方法：取历年最枯流量平均值，或本年汛前最枯流量。称为直接径流（通常仍称为地面径流）浅层地下水深层地下水非本次降雨形成需分割出去30不同的水源，其退水规律是不一样的。地面径流消退快，先退尽，表层流径流次之，浅层地下径流消退较慢，后退尽，深层地下径流小且稳定。实测得到的退水过程是上述各种水源的组合过程。由于地面径流和表层径流合并为直接径流，且深层地下径流已用水平线分割去，所以，径流的划分只需划分直径径流和浅层地下径流。径流划分可采用退水曲线方法和经验公式法。退水曲线是流域蓄水消退曲线，对同一流域的各次洪水，将若干条流量过程线的退水部分绘于透明纸上，然后沿时间轴左右移动，使退水线尾部重合，其下包线可作为标准的地下水退水曲线。退水曲线tQ(m3/s)地下水退水曲线地下水退水满足线性水库微分方程QdtdWQKWgQKdtdQg1消除W得gKtteQQ0tgQQdtKdQQt0110从0～t积分地下水退水方程t0Q0QtgKtteQQ0地下水退水方程gKtttteQQtttgQQdtKdQQttt11从t～t+△t积分时段退水方程t+△t0Qt+△t地下水时段退水方程gKtttteQQtQtQt37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），可算出确定Kg的方法取若干计算值的平均值作为流域的Kg。)(ln)(lnttQtQtKg由若干个Qt点绘lnQt～t图，直线的斜率为-1/Kg，从而定出Kg。有tKQQgt1lnln0gKtteQQ0方法2：根据退水方程LnQtttKQQgt1lnln01.01/kg退水曲线次洪水过程线划分tQtR斜线分割法：从起涨点Ａ到地面径流终止点Ｂ绘制直线AB，AB线以上为地面径流，以下为地下径流。地表径流和地下径流汇流特性不同，一般还要划分地面径流和地下径流。地下径流分割示意图NABN=0.84F0.2地下径流地表径流起涨点地表径流停止点43土壤含水量是表示包气带土壤湿润程度的物理量，土壤保持水分的最大量称为田间持水量。田间持水量与凋萎含水量的差值称流域蓄水容量（Wm）。土壤含水量与前期降雨有密切关系，可以用参数前期影响雨量（Pa）来反映。三、土壤含水量浅层地下水层潜水层包气带包气带不透水层不透水层深层地下水层承压水层不透水层土壤含水量变动地带前期影响雨量计算采用递推形式：Pa,t+1=Ｋ（Pa,t+Pt-Rt）上式限制条件：当Pa,t+1≥Wm时，Pa,t+1=Wm若第t日内无雨，则Pa,t+1=ＫPa,t若第t日内有雨无径流，则Pa,t+1=Ｋ（Pa,t+Pt）46nntaPkPkPkkPP33221,P1,P2,…,Pn为t日前1天，2天，…，n天降雨量k为折减系数（0.85～0.95）n一般取15d在实际工作中，Wm可看作流域十分干旱情况下降雨产流过程的最大损失量。对于包气带不厚且雨量充沛地区，可选取久旱不雨（雨前Pa=0）后一次降雨量较大资料（雨后Pa=Wm），则Wm=P-R-E雨流域日蒸发量E是该日气象条件和土壤含水量的函数。当Pa=0时E=0；当Pa=Wm时，E=Em。Em称为土壤日蒸发能力，常采用下式推求Em=αE水式中，E水－水面蒸发量，mm;α－经验系数。假定Et与Pat成线性关系，则matmtWPEEa,tmmPWE)1(atmmtPWEE即a,tmma,tPWEPta,tta,EPP1)1(mmWEK故无雨日：递推公式起始日的Pa是假定的，但起始日从何时开始呢？长时间无雨时，可取起始Pa值较小些，或令Pa＝0。一次大雨后，土壤比较饱和，可取起始Pa＝Wm。Pa,t+1=Ｋ（Pa,t+Pt-Rt）【例】某流域Wm=100mm，6月份Em＝5.6mm/d,7月份Em＝6.8mm/d。推求7月2日－3日雨前Pa值。tP(mm)KPa(mm)计算说明6.2560.30.9446月25日－26日总雨量很大，6月27日Pa达Wm6.2678.80.9446.2714.70.9441006.280.944100Pa＝0.944（100＋14.7）=108.3100取1006.290.94494.4Pa＝0.944×100＝94.46.300.94489.1Pa＝0.944×94.4＝89.17.10.93284.1Pa＝0.944×89.1＝84.17.220.20.93278.4Pa＝0.932×84.1＝78.47.321.90.932P＝20.2＋21.9＝42.1mmPa＝78.4mm7.42.20.932K6＝1－5.6/100=0.944K7＝1－6.8/100=0.93252第三节产流机制产流机制是指降雨产生径流的基本的物理条件，它取决于下垫面结构和降雨特性。早在1935年，Horton就明确指出，降雨强度（i）超过地面下渗能力（fp）以及包气带缺水量（D）得到满足，即下渗到包气带中的水量（I）与其蒸散发量（E）之差值超过其缺水量，是产流的基本物理条件。53Horton断言：如果i≤fp,I-E≤D,则无径流产生，河流水位、流量处于原来的消退状态。如果ifp,I-E≤D,则河流中将出现尖瘦且涨落洪段大致对称的洪水过程，这是由单一地面径流形成的。如果i≤fp,I-ED,则河流中将出现矮胖且涨落洪段大致对称的洪水过程线，这是由单一地下水径流形成的。如果ifp,I-ED,则河流中出现涨洪快速，落洪缓慢，且涨落洪段明显不对称的洪水过程线，这是由地面径流和地下径流混合形成的。54Horton产流理论正确地阐明了匀质包气带情况下，超渗地面径流和地下水径流产生的物理条件，是中国在20世纪60年代提出“蓄满产流”和“超渗产流”两种产流模式的理论基础。55在自然界中，包气带的岩土结构在许多情况下，并非匀质，而是层次结构，人们不止一次地从一些流域的退水曲线分析中发现有多于两种径流成分存在，在一些表层土壤十分疏松、下渗能力很大的地区，即使降雨强度不够大，也可以观测到地面径流现象。这些情况用Horton产流理论不能解释。20世纪70年代初，Kirkby等人在大量水文实验研究的基础上，提出了一种称为“山坡水文学”产流理论。56山坡水文学产流理论：该理论认为：在两透水性有差别的土层相叠而形成的相对不透水界面上，在地面有降雨下渗补给的情况下，可形成临时饱和带，其侧向流动即成为壤中水径流；如果该界面以上土层的透水性远好于其下面土层的透水性，则随着降雨下渗补给的继续，该临时饱和带容易向上发展，直至上层土壤余部达到饱和含水量，这时如仍有降雨补给，则将出现地面径流现象，这种径流我们称为饱和地面径流。57径流成分1）超渗地面径流2）地下水径流3）壤中水径流4）饱和地面径流58通过分析可知：任何一种径流成分都是在两种不同透水性介质的界面上形成的，即所谓界面产流规律。如果该界面作为下渗面，则任何一种径流成分都是它的“超渗量”。如果着眼于该界面以上土层的水量平衡，则又可知任何一种径流成分都是该土层的水量平衡方程式中的“余额”。59目前，现有产流机制的不足之处：忽略了地形坡度和土层各向异性对产流的影响，对非饱和侧向流在壤中水径流和地下水径流形成中的作用注