水文学SWX32.ppt

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第二节流域产流与汇流第三节河流的水情第四节湖水的运动与调蓄第五节径流向海汇集及其效应 第二节流域产流与汇流 一 流域产流理论二 流域汇流分析三 流域产 汇流计算四 流域产汇流模型及其发展 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 产流机制产流方式 一 产流机制 水在沿土层的垂向运行中 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 超渗地面径流壤中径流地下径流饱和地面径流 1 超渗地面径流的产流机制 指供水与下渗矛盾发生在包气带上界面 地面 的产流机制 产流的必要条件 降水产生的充分条件 满足植物截留 蒸发 填洼和下渗的损失 当i f时 才能产生地面径流 2 壤中径流的产流机制 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水量平衡方程为 Link 弱透水层 易透水层 包气带 饱和带 i fA fB rss 壤中径流的产流条件 前提条件 有比上层下渗能力小的界面 产流界面 必要条件 上层有下渗水 充分条件 1 供水强度要大于下渗强度 fA fB 与降雨强度没有直接关系 2 产生临时饱和带 有产生侧向流动的动力条件 即坡度及水流归槽条件 3 地下径流的产流机制 包气带较薄 地下水位较高 包气带 饱和带 fw fc rg 产流条件 产流界面为包气带的下界面必要条件 上层有下渗水 充分条件 1 供水强度要大于下渗强度 fw fc 与降雨强度没有直接关系 2 包气带下缘产生临时饱和带 还要具有产生侧向流动的动力条件 即坡度及水流归槽条件 4 饱和地面径流产流机制 表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制 饱和地面径流生成的重要特征是 包气带上层全层饱和水量平衡方程为 Link 产流条件 有供水界面 弱透水层的上界面 供水强度大于下渗强度形成饱和积水带 饱和带必须达到上层土层的全部饱和 小结 产流机制的共同规律 1 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超渗地面径流 降雨强度大于上层土壤下渗率饱和地面径流 降雨强度大于下层土壤下渗率壤中径流 则上层土壤下渗率大于下层土壤的下渗率对地下径流 则要稳定下渗率大于地下水的下渗率 壤中流和地下径流需要在界面上产生临时饱和带 饱和地面径流必须达到表层全层饱和 小结 产流机制的共同规律 1 都要有侧向运行的动力 如水力坡度 水流归槽的条件等 都是发生在包气带的某些界面上包气带上界面产生超渗地面径流中界面产生壤中流和饱和地面径流下界面产生地下径流 饱和地面径流产流机制 包气带 fA fB rss rsat 相对弱透水层 二 流域产流方式 产流方式 一个流域多种产流机制的组合 三种产流方式 超渗产流方式饱和产流 蓄满产流 方式超渗与饱和产流交替型方式 1 超渗产流方式 遵循超渗地面径流产流机制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 超渗产流最基本的特点是 降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流 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 2 饱和产流 蓄满产流 方式 饱和产流方式又可有三种情况 包含饱和地面径流 壤中径流及地下径流包含饱和地面径流与壤中径流包含饱和地面径流与地下径流 2 饱和产流 蓄满产流 方式 饱和产流方式共同性 1 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 2 产流条件 P Wm W0 2 饱和产流 蓄满产流 方式 饱和产流量 R Ri Rsat Rss Rg P Wm W0 稳定下渗的水量fC产生地下径流降雨强度超过稳定下渗率部分的水量产生地面径流 饱和产流的主要特点 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 先满足包气带最大蓄水容量的地方先产流 随着降雨的继续 产流面积不断增大 产流量也相应增大 当未满足流域的最大蓄水容量以前 dR dP 1 满足以后dR dP 1 超渗产流与饱和产流的区别 3 超渗与饱和产流交替型方式 由于供水及下垫面水分情况的改变等因素而导致产流机制及产流方式发生改变的现象 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 4 我国一些地区的产流方式 淮河以南地区 以饱和地面产流类型为主 东北地区 以饱和地面产流为主 西北地区 多具有超渗地面产流型特征 华北 东北的西南部 超渗地面产流居多 滨海平原 超渗与饱和产流交替型 淮北地区 呈超渗 饱和产流交替型 二 流域汇流分析 一 流域汇流过程与汇流时间流域汇流过程 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 不同水源在出口断面洪水过程线退水段上的终止时刻 t Q t Q I k v1 Q v1 I 最大汇流时间 指流域中路径最长的水质点流到出口断面的时间 流域滞时 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 k v1 Q v1 I 流域平均汇流时间 Link 二 流域汇流系统分析 流域调蓄过程 I t Q t Q t I t 为系统算子 表示系统输入和输出之间的运算关系 它取决于流域的调蓄作用 1 流域调蓄作用 t Q t I t 2 流域汇流系统的类型 线性流域汇流系统线性时不变流域汇流系统 系统算子中所包含的参数均为常数 线性时变流域汇流系统 系统算子中所包含的参数至少有一个随时间而变化 非线性流域汇流系统 线性流域汇流系统 一个流域汇流系统 如果既满足叠加性 又满足均匀性 否则称为非线性流域汇流系统 均匀性 倍比性 叠加性 t Q t I t t I1 t I2 t I3 t I4 t I5 t 三 流域汇流的影响因素 1 降水特性暴雨中心的空间分布及其移动方向的影响降水强度2 流域的地形坡度3 流域形状4 水力条件 三 流域产 汇流计算 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5 单位线法 产流计算 汇流计算 1 下渗曲线法 t fP t i i t fa t 当i f时 Rs i t f t当i f时 Rs 0则次洪水径流量为 2 径流系数法 径流系数 R PR P怎样得到径流系数 呢 1 通过本流域的降水和径流统计资料计算 2 借用相邻流域的径流系数 3 使用 等值线图查算流域形心处的 值 降雨径流关系曲线 3 降雨径流关系法 R P P W 1 0 0 W m W0 Wm W0 0 流域蓄水容量面积曲线 4 等流时线法 1 等流时线的基本概念等流时线 把流域内汇流时间相等的各点连接成的线 等流时面积 相邻两条等流时线间的面积 在 上同时产生的径流 在同一时段 t内到达出口断面 4 等流时线法 2 等流时线的绘制步骤 1 选定汇流时段 一般取 t 降雨时段 2 求出流域平均汇流速度v 较大的河流流域 v取河槽的平均流速 谢才公式 小流域 v l1 l2 1 2 4 等流时线法 3 以 s v 为相邻等流时线的间距 自流域出口逐条向上游绘等流时线 4 以 为横坐标 以 i为纵坐标 绘等流时面积分配曲线 f 4 等流时线法 若取 1 则 f 即为汇流曲线 4 等流时线法 3 出口流量过程的计算4 等流时线法存在的问题1 实际流域的汇流速度是变化的 等流时线也应是变的 但绘制等流时线时 采用流域平均汇流速度 等流时线固定不变 不符合实际情况 2 降落在同一等流时面积上的净雨量 在同一时段内全部流出 没有考虑河槽的调蓄作用 故推得的流量过程线偏尖瘦 洪峰流量偏大 3 假定流域内降雨分布均匀 每个单位时段降雨强度大致不变 4 5 2 3 1 h3h2h1 净雨时段 t t Q 流量过程线 s 5 单位线法 舒尔曼单位线 1 单位线的概念与假定单位线是指单位时段内 均匀分布的单位净雨量在流域出口断面形成的地面径流过程线 利用单位线来推求洪水汇流过程线 称单位线法 单位净雨深一般取10mm单位时段依流域性质不同 取3 6 12 24小时等 5 单位线法 舒尔曼单位线 两条假定 1 倍比定律假定 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 2 叠加法则假定 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 t Q t I t t h1 h2 h3 h4 h5 2 单位线的分析与推求 步骤 1 选择历时较短的暴雨 产生明显孤立的洪峰作为分析对象 2 求出本次暴雨各时段的流域平均雨量 扣除损失 得出各时段的净雨深hi 净雨时段 t 3 由实测流量过程线上分割地下径流及计算地面径流深y 使净雨深等于地面径流深 即 hi y 2 单位线的分析与推求 4 用地面径流过程线各时段纵坐标值 除以净雨量的单位数 10毫米 就可得出单位线 需进行验算和修正 直到最后由单位线推出的流量过程符合实际为止 分析法的原理 设地面径流过程为Q1 Q2 Q3 单位线的纵坐标为q1 q2 q3 时段净雨量为h1 h2 h3 3 单位线推求流量过程示例 4 单位线存在的问题 首先 单位线的倍比和叠加线性假定不能完全符合实际 由各次大洪水分析得到的单位线并不完全相同 其次 净雨量在流域上的分布也不完全是均匀的 暴雨中心分布与移动方向不同可使流量过程线峰值与峰型均发生变化 再者 采用不同的时段计算 得到的单位线不同 且单位时段内净雨过程均匀的假设不符合实际 此外 地下水的多少也影响单位线 地面径流比重大的洪水 单位线尖瘦 洪峰提前 地下水径流比重大则单位线平缓 洪峰滞后 6 瞬时单位线 1 瞬时单位线的基本概念1957年 J E 纳希设想流域的汇流作用可由串联的n个相同的线性水库的调蓄作用来代替 流域出口断面的流量过程是流域净雨经过这些水库调蓄后的出流 根据这个设想 可导出瞬时单位线的数学方程 式中 n为线性水库的个数或调节次数 K为线性水库的调蓄系数 具有时间的单位 J E 纳希的流域汇流模型示意图 参数n K对瞬时单位线形状的影响 由瞬时单位线转换为时段单位线 将瞬时单位线转换为时段单位线才能使用 时段的转换仍采用S曲线 按S曲线的定义 有当n K已知 以不同的t代入上式积分 就可得到S曲线 将以t 0为起点的S t 曲线向后平移一个 t时段 即可得S t t 曲线 两条S曲线的纵坐标差 u t t S t S t t 即为时段为 t的无因次时段单位线 它代表 t内流域上净雨强度为1产生的水量 t 1 在出口断面形成的流量过程线 由瞬时单位线转换为时段单位线 将无因次单位线换算成时段为 t 净雨为10mm的时段单位线为 式中 q t t 为单位线的纵坐标 m3 s t为净雨时段 h F为流域面积 km2 四 流域产汇流模型及其发展 50年代以来 在电子计算机大量引进水文领域以后 开始采用数学 物理方法来模拟径流形成过程 作出产汇流的定量计算 在水文计算和水文预报等方面发挥了很好的作用 美国流量综合与水库调节模型 SSARR 1958 斯坦福模型 Stanford 1959 1966 萨克拉门托模型 Sacramento 美国农业部水文研究室模型 USDAHL 1970 日本的水箱模型 Tank 英国水文研究所的SHE模型新安江模型 集总式水文模型 1 斯坦福 模型 1966年由美国斯坦福大学N H 克劳福特 N H Crawford 和R K 林斯雷 R K Linsley 提出以流域水量平衡为基础 确定性流域水文模型模型的输入 实测的时段降雨量和时段蒸发能力输出 逐时段流量 逐日平均流量和逐日实际蒸发量 输出中河川径流的组成有 不透水面积上的直接径流 坡面漫流 壤中流 浅层地下径流 融雪蓄积有专门子程序见教材108页 2 三水源新安江模型 新安江模型是分散性模型 把全流域按网格分块 或其他方法 如以一个雨量站为中心按泰森多边形法划一块 每一块称为单元流域 对每个单元流域作产汇流计算 得出单元流域的出口流量过程 再进行出口以下的河道洪水演算 求得流域出口的流量过程 把每个单元流域的出流过程相加 求出流域出口的总出流过程 河网总入流 3 分布式水文模型 20世纪70年代 国外就开始了分布式水文模型的研究 1969年Freeze和Harlan发表 一个具有物理基础数值模拟的水文响应模型的蓝图 目前代表性的模型有 SHE模型 IHDM模型 SWAT模型 SoilandWaterAssessmentTool 等 分布式水文模型系统的模块 1 自然水循环子过程模块 2 人工侧支循环子过程模块 3 GIS模块 4 数据库模块 5 方案模块 格网分布式体系 利用GIS在数据管理 空间分析及可视性方面的功能 而数字高程模型 DEM 是构成GIS的基础数据 通过DEM可提取大量的陆地表面形态信息 这些信息包含流域网格单元的坡度 坡向以及单元之间的关系等 同时根据一定的算法可以确定出地表