兰州大学水文学课件 (6).ppt

RUNOFF,Runofforstreamflowcomprisesthegravitymovementofwaterinchannelsvaryinginsizefromthosecontainingthesmallestill-definedtricklestothosecontainingthelargestriverssuchastheAmazon,theCongo（刚果）,andtheYangtze.Aswellasstreamflow,runoffmaybevariouslyreferredtoasstream-orriverdischarge,orcatchmentyield.Eachcatchmentcanberegardedasasystemreceivinginputsofprecipitationandtransformingtheseintooutputsofevaporationandstreamflow.Allowingforchangesofstoragewithinthesystem,inputmustbeequalledbyoutput.,RUNOFF,Inallbutthedriestareas,outputfromthecatchmentsystemiscontinuousbuttheinputsofprecipitationarediscreteandoftenwidelyseparatedintime.Asaresult,theannualhydrographtypicallycomprisesshortperiodsofsuddenlyincreaseddischargeassociatedwithrainfallorsnowmeltandintervening,muchlonger,periodswhenstreamflowrepresentstheoutflowfromwaterstoredonandbelowthesurfaceofthecatchmentandwhenthehydrographtakestheexponentialformofthetypicalexhaustioncurve,UnitsofRunoff,Runoffisnormallyexpressedasavolumeperunitoftime.Thecumec,i.e.onecubicmetrepersecond(m3s-l),andcumecspersquarekilometre(m3s-1km2)arecommonlyusedunits.Runoffmayalsobeexpressedasadepthequivalentoveracatchment,limetresperdayormonthoryear(mm/yr).Thisisaparticularlyusefulunitforcomparingprecipitationandrunoffratesandtotalssinceprecipitationisalmostinvariablyexpressedinthisway.,QuickflowandDelayedflow,Theimmediacyofstreamflowresponsetoarainfalleventindicatesthatpartoftherainfalltakesarapidroutetothestreamchannels(i.e.quickflow);equally,thesubsequentcontinuityofflowthroughoftenprolongeddryweatherperiodsindicatesthatanotherpartoftherainfalltakesamuchslowerrouteasdelayedflow,whichismoreusuallyreferredtoasbaseflow.Although,onasmallscale,theexactpercentagevarieswithprecipitationcharacteristicsandcatchmentconditions,itisestimatedthatgloballyanaverageof36percentofthetotalprecipitationfallingonthelandareasreachestheoceansasrunoff.Ofthisamount,quickflowaccountsforabout11percentanddelayedflowaccountsfortheremaining25percentofprecipitation.,precipitationmayarriveinthestreamchannelbyanumberoftowpaths:1.directprecipitationontothewatersurface2.overlandflow3.shallowsubsurfaceflow(throughflow);and4.deepsubsurfaceflow(groundwaterflow),Sourcesandcomponentsofrunoff,Therelativeimportanceofthesesourcesofrunoffmayvaryspatially,dependingupondrainagebasincharacteristics,suchassofttypeandthenatureanddensityofthevegetationcover,anduponprecipitationconditions.Inaddition,theimportanceofindividualrunoffsourcesmayvarywithtime,forexampleoveraperiodofyearsorseasonally,andmayalsochangequitedramaticallyduringanindividualstormorsequenceofrainfalleventsinresponsetovariationsofinfiltrationcapacity,watertablelevels,andsurfacewaterarea.,由降雨（或融雪）到水流汇集至河流出口断面的整个物理过程，称为径流形成过程。径流形成过程可分为：流域蓄渗过程坡地汇流过程河网汇流过程,以i代表降雨强度,以fp为下渗能力，F为下渗量，Sp土壤缺水量,当iSp时：不产生直接地面径流；因FSp，有壤中流、地下径流，另外还有河槽水面降水，过程线略有上涨。如图（b）。,以i代表降雨强度,以fp为下渗能力，F为下渗量，Sp土壤缺水量,当ifp,Ffp,FSp时：地面径流、壤中流、地下径流及河床水面降水都是流量的组成部分。过程线有明显的上涨，基流亦上涨。,等流时线：在流域汇流的过程中，流域上具有相同的到达出口断面汇流时间（）各点的连线。任何两根相邻的等流时线和+间的面积A，叫等流时面积,在“t1”末,在“t2”末,在“tj”末,各汇流时间增量内的平均雨强,各汇流时间增量内的平均损失率,在任何时间，一个单元（A）所产生的水量vtj可写为：,应用水流连续性原理，在一个时间增量内汇流时间为,的dA面积上供给断面的水量,dV,可写为：,则在t时刻通过断面的流量为,单点产流,所谓产流，是流域中各种径流成分的生成过程。它实质上是水分在下垫面垂直运行中，在各种因素综合作用下的发展过程，也是流域下垫面（地面及包气带）对降雨的再分配过程。不同的下垫条件具有不同的产流机制，不同的产流机制又影响着整个产流过程的发展，呈现出不同的径流特征。,TheHortonhypothesis,Horton(1933)proposedquitesimplythatthesoilsurfacepartitionsfallingrainsothatonepartgoesrapidlyasoverlandflowtothestreamchannelstheotherpartgoesinitiallyintothesoilandthenceeitherthroughgradualgroundwaterflowtothestreamchannelorthroughevaporationtotheatmosphere.（在1933年霍顿在“下渗在水文循环中的作用”一文中，提出“下渗将降雨分为两部分，以后它们以不同途径参与水文循环。一部分作为地面径流，以坡面流及河槽流形式注入大海；另一部分最初渗入土壤，随后通过地下水流重新归入大海，或者通过蒸发重新返回大气”）,Duringthatpart(t)ofastormwhenrainfallsatarate(i)thatisgreaterthantherate(f)atwhichitcanbeabsorbedbythegroundsurface,therewilloccuranexcessofprecipitation(Pe)whichwillflowoverthegroundsurfaceasoverlandflow(Q0).Nooverlandflowwilloccuriftherainfallintensityislowerthantheinfiltrationcapacity;insteadtheinfiltrationthattakesplacewillfirsttopupthesoilwaterreservoiruntiltheso-calledmoisturecapacityisattained,afterwhichfurtherinfiltrationthroughthegroundsurfacewillpercolatetothegroundwaterreservoirtherebyincreasingthegroundwaterflow(Og)tothestreamchannel.,Horton提出当降雨强度大于下渗能力时，产生地面径流；当下渗量大于土壤缺水时，产生地下径流。其基本观点概括为：把径流生成划分为二类条件，四种情况当ifp，FiDs，则Rs0,Rg0;当ifp，Fi0,Rg=0;当iDs，则Rs=0,Rg0;当ifp，FiDs，则Rs=0,Rg=0;i为降雨强度；fp为下渗能力；Ds为土壤缺水量；Fi为下渗量；Rs为地面径流；Rg为地下径流,认为径流过程是由两种径流成分组成,地面将降雨分为两个基本径流成分：地面径流与地下径流。地面径流是决定一次洪水涨落的主要构成部分；地下径流则是维持维持长期不断的低水流量的主要来源。认为一旦降雨强度超过下渗能力，则在全流域产生地面径流,HortonHypothesis与实际现象的矛盾,尽管流域有较大的下渗能力，但当降雨强度小于下渗能力时，即ifp时，却有地面径流发生，产生一次对应的洪水过程；尽管流域有较大的下渗能力，当降雨强度小于下渗能力时（ifB,今以小于或等于Ks,A的降雨强度（i）向A层进行供水，则在A层中最终呈现以传导度等于降雨强度（KA=i）的水分分布剖面。在B层，由于土质细，KB值小，起阻水作用，形成饱和。当A层的土壤含水量大于田间持水量时，形成自由水，并随上层的不断供水，积水在交界面以上向上回升形成临时饱和带，从而形成壤中径流。,壤中径流的产流机制,h,H,0mAfAsA,0mBfBsB,0,1,2,3,4,3,4,对于A-B界面以上的水量平衡为：,W(t)、W(0)为该层的t时刻与起始时刻的含水量;rss为壤中径流的产流率,只有当形成临时饱和带时，才能构成壤中径流的生成，即当土壤含水量大于田间持水量后，当AfA时，后继下渗水流才能形成自由重力水。,微分，则有：,所以，rss=fA-fB,对临时饱和带来说，当AfA时，取W(t)=常数=fAh,h为临时饱和带厚度，则当时，开始形成壤中径流，对,Throughflow产流条件为：,要有供水要有界面，即AB层交界面当然它不是任意界面，而是具有比上层下渗能力小的界面；供水强度要大于下渗强度；但具备了这些条件，并不具备产流的充分条件。它还必须得满足一个重要的附加条件，即4产生临时饱和带此外还要具有产生测向流动的动力条件坡度，及水流归槽条件,在天然降雨条件下，壤中径流的产生与降雨强度没有直接的关系，它只取决于上层的下渗率当ifB，形成临时饱和带即可产生壤中径流，而且是只有壤中径流而无地面径流当然，当ifAfB时，则既有地面径流，又有壤中径流发生对于两层土壤层，在不同的透水性关系及不同降雨强度下，其所产生的径流成分并不相同，径流过程也不相同,双层土壤，不同降雨强度的径流成分组成图,该图展示了不同条件下的可能径流成分组成图中A、B、C为只有壤中径流区，D、E为地面径流与壤中径流同时发生区，地面径流可以是超渗地面径流，也可以是饱和地面径流，它取决于降雨强度i与KA、KB的相互关系，F为只有超渗地面径流区，因为无相对不透水层存在，G为非饱和壤中流区,在天然条件下，壤中径流的生成环境可能是极其复杂的它可能发生在有层理的土壤中，也可能发生在没有明显层理，沿深度变实的土壤中，但是有一点是肯定的，那就是必须得有相对不透水的界面，这个界面在多数情况下是不连续的在界面以上要具有易透水的土壤层森林流域或植被良好的山坡，以及具有风化碎石的石质山区都是形成壤中径流的良好环境枯枝落叶及腐蚀质层，根系孔穴、裂隙等又是促成壤中径流发育的有利条件因此，壤中流的表现形式也较多样但是，上述的产流机制和产流条件却是共同的基本规律,地下径流的产流机制（Groundwater）Rg机制,所谓的地下径流机制是指包气带较薄，地下水位较高时的地下水径流机制它的水分运行及产流机制基本上与壤中流机制相似，同样可以用非饱和或饱和水流理论来加以描述所不同的是它们在生成环境上的差异:其一，是它可以发生在非均质土或层次土壤层中，也可以发生于均质土壤中，还可以发生在风化裂隙岩层中；其二，是它的产流界面是包气带的下界面；,其三，是包气带的下界面以上存在着一个支持毛管水带，它具有一个稳定的水分分布，且随地下水位的升降而升降当下渗锋面达及毛管水带上缘时，实际已经与地下水建立了直接联系取常年稳定的浅层地下水位为基准，则由上层补给水量而使水位升高的蓄水部分，就等于地下径流产流量对均质土层时的水量平衡可写为：,rg,对于非均质层次土壤，则有：,A层,B层,地下水径流产流机制,（均质土层）,当,则有,rg=fc-rss(非均质土壤）,当产生地下径流时，同样要形成临时包水带，即当f时产生自由水，此时取W(t)=const，则,产流条件,地下径流的产流也同样服从于供水与下渗矛盾的产流相同只是此时的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来考虑可写为：rG=(rg+rss)=fc在壤中径流的产流中，当ifB时，只要在土壤交界面处形成临时饱和带，便可形成壤中径流。,对于潜水径流也有类似情况，即降雨强度小于上层土壤下渗能力甚至小于稳定下渗率，此时，只要在包气带下缘形成临时饱和带，同样可以产生地下径流壤中径流和潜水径流的这种产流特性，正是为什么降雨强度小于流域下渗能力，没有地面径流，但有洪水涨落过程的原因所在上述三种机制是客观存在的产流基本机制但在一定下垫面或供水等条件下，却又可产生出一些派生机制，形成其它径流成分。在某些地区，这种派生机制，普遍地存在着。,饱和地面径流机制SaturationoverlandflowRsat机制,在表层土壤具有较强透水性情况下的地面产流机制。这里所谓的较强是相对的，即指在天然情况下，绝大多数的暴雨降雨强度都不能满足表层土壤的下渗能力。因此，在绝大多数情况下不具备产生超渗地面径流的条件，即：ifB的情况出现时，从前述可知,这时首先具备了壤中径流的产生条件，即在AB界面上产生临时饱和带，它随积水的增加，最终将达及地面。此时，后继的降雨所形成的积水将不再是壤中流而是以地面径流的形式出现，这种地面径流称为饱和地面径流,由此不难看出，饱和地面径流生成的重要特征是，控制地面径流发生的并不是上层土层本身的界面和下渗能力，而是其下相对不透水层的界面和下渗能力以及上层土层本身达到全层饱和的蓄水量水量平衡原理为：,当全层饱和时W(t)=sHA=const，则,微分得：,则,饱和地面产流基本上也服从于供水与下渗的矛盾规律它的产流条件也同其它机制一样，要有供水、界面、洪水强度大于下渗强度、及形成饱和积水带只是此时它的界面不是地面，而是下层界面，它的饱和带必须要达到上层土层的全部饱和,测井分别位于距出口断面60m,140m,300m处,回归流机制ReturnflowRr机制,1山坡土层的临时饱和带形成壤中径流要在土层中相对不透水层以上形成临时饱和带在前几节中研究壤中流形成机制取的是水平层次，但在天然情况下，是具有一定坡度的坡地这时沿坡的饱和带积水将沿坡做侧向运动坡地下部不断接受上部的壤中流而使水面上升，形成沿坡饱和层的不均匀分布如图，坡脚底部经常处于饱和状态，而坡顶则相对干燥。,图为一次降水过程中，坡地土壤水分势,水分分布，水流及临时饱和带的发展变化示意图图(a)是雨前状态;图(b)是雨后下渗，锋面尚未达及界面时；图(c)是下渗达及界面，饱和带积水开始增长；图(d)是雨止后侧向流最大时的分布情况由图可知当有后继降水时，则饱和带将继续向上回升，而达及地面，并沿坡向上伸延饱和带达到地面，则具备了饱和地面径流的生成条件；同时也出现了壤中水流渗出地面的机会,回归流的形成,回归流是指壤中流渗出地面的那部分水流它最终以地面径流的形式注入河槽回归流的产生条件是：山坡上壤中流比较发育：土壤饱和达及地面；要具有利于其渗出的坡度及地形或地质构造一般多发生在易适水土壤的坡脚，陡凸坡陡凹坡或坡间洼陷处,产流模式,在天然情况下，对于流域中某一地点，存在着哪一种或哪几种产流机制是与当地的下垫面构成状况密切相关的由于下垫面状况的差异可能出现前述各种产流机制的各种组合我们称这种产流机制的组合为产流模式，这种产流模式决定了当地产流的基本特征,基本产流模式,决定产流机制组合的根本因素是包气带土壤的质地、结构、地质结构、地下水位及植被状况。供水状况及下垫面土层的分水状况等是一些附加因素，它在不同时间可以促成不同产流模式间的相互转换在天然条件下，概化地进行归纳，大致存在下列九种基本产流模式：,（1）Rs型它只具有单一的超渗地面产流机制，它实际发生的下垫面条件是包气带很厚，透水性较差的均质或非均质土壤。（2）Rs+Rss型它实际发生的下垫面条件是：包气带虽厚，但在近地表有相对不透水层，土壤透水性中等，有孔穴、裂隙或其它易透水通道或者包气带中等，下有基岩，土壤特性同上（3）Rsat+Rss型多发生在相对不透水层或基岩以上土层较薄，且土壤透水性较强的山区或森林流域,(4)Rs+Rg型包气带厚度中等或薄，下有地下水土层为均质，透水性较差.(5)Rsat十Rt型条件基本同(4)，但土壤透水性强(6)Rss+Rg型包气带中等以上厚度，土壤透水性强，有裂隙或孔洞等.,(7)Rss型中等厚度的均质强透水层，下有基岩；土壤有孔洞、根穴、裂隙等(8)Rs+Rss十Rg型包气带厚度中等，有层次土壤，透水性中等。(9)Rsat+Rss十Rg型包气带厚度中等，有层次土壤上层透水性强,下层透水性中等,河流及流域,河流：接纳地面径流和地下径流的天然泄水道流域：供给地面和地下径流的集水区流域里大大小小的水流，构成脉络相通的系统称为河系，又称水系,流域特征,（一）分水线和流域1、分水线当地形向两侧倾斜，使雨水分别汇集到两条不同的河流中去，这一地形的脊线起者分水的作用，称为分水线或分水岭。因流域上的水文地质条件和地貌特征的影响，地面分水线和地下分水线可能不一致。,不透水层,透水层,A,B,A,B,地面分水岭,地下分水岭,地下分水岭,地面分水岭,流域汇集地表水和地下水的区域，它是分水线所包围的区域。当流域的地面、地下分水线重合时，称为闭合流域；反之，称为非闭合流域。,流域的平面形状特征,1、河系类型扇形河系：河系如手指状分布羽毛形河系：干流沿途接纳许多支流，有如羽毛形状。平行状河系：几个曲折而近乎平行的支流至入海附近开始汇合。混合形河系,2、河流等级为流域内河流分叉程度的量度，有两种划分方法，如下图,3,3,3,3,3,3,3,3,2,2,2,1,1,干流,1,1,1,1,1,1,1,1,2,2,2,2,3,3,4（干流）,河流数目计算公式：,第u级河流的数目,分叉率,k干流的等级,河流长度定律：,第u级河流的平均长度,第一级河流的平均长度,长度比（）,第u级流域的平均面积,：,第一级河流流域平均面积,面积比（,）,3、河网密度为流域内河流干支流的总长度与流域面积之比值，即单位面积内干支流的长度。4、坡地漫流长度坡地漫流的平均长度可近似为：,D河网密度,5、面积关系全球若干较大河流的资料大致符合于公式：,L主槽长度（km)A流域面积（）n指数,6、流域形状流域形状影响径流过程线和洪峰。用无因次形状系数Rt作为流域形状的指示，即,A流域面积Lb流域长度,径流情势,河流径流在一年内和多年期间的变化特征称为径流情势，前者称年内变化或年内分配。后者称年际变化。（一）径流的计量单位流量Q：单位时间内通过某过水断面的水量。径流总量W：在一定时段内通过某断面的水量。,W=QTT时段长Q时段平均流量3.径流模数M：单位面积上的平均流量M=1000Q/AA流域面积4.流量变率k某一年的年平均流量Qi与正常年径流量Q0之比,ki=Qi/Q05.径流深度R将计算时段内的径流总量，均匀铺在某断面以上的流域面积上，其相应的水层深度即是，以mm表示。,6、径流系数任意时段内径流深度R与同时段内降水深度P之比。,径流的年际变化年际变幅通常用年径流变差系数（Cv)、实测最大年平均流量与最小年平均流量的比值（年际比值）来表示。,Ki年径流变率n观测年数,FloodFlow,Floodpeaksaregeneratedinriverchannelsbyavarietyofcauses(seeFigure7.23),includingstormsurgesinestuaries,thefailureofdamsandembankments,andlandslides.Mostriverfloods,however,resultdirectlyorindirectlyfromclimatologicaleventssuchasexcessivelyheavyand/orexcessivelyprolongedrainfall.Incoldwinterareas,wheresnowfallaccumulates,substantialfloodingusuallyoccursduringthemeltseasoninspringandearlysummer,particularlywhenmeltratesarehigh.Floodsmayalsoresultfromtheeffectsofrainfallingonanalreadydecayingandmeltingsnowpack.Anadditionalcauseoffloodingincoldwinterareasisthesuddencollapseoficejams,formedduringthebreak-upofriverice.,CAUSESOFFLOODS,Rain,Snow-对同一降雨量，其包气带起始蓄水量愈大，则产流量也愈大，反之，起始蓄水量愈小，产流量也愈小;当未满足流域的最大蓄水容量以前，dR/dPP5，但rs2f5；产流面积并不是随降雨的继续单向增长，而是有增有减，它与降雨强度和下渗能力有关例如a2a1，但a5=Wm,当p=0当p=Wm,当p=0当p=Wm,若将流域蓄水容量曲线以不同起始流域蓄水量分别表示时，则可绘出一组曲线，此时其相应的降雨径流关系曲线是一组以W为参数的曲线,在天然条件下，流域中部分地区下渗能力很大，而降雨强度相对有限，所以实际的降雨径流关系只限于下渗能力面积分配曲线的一个局部线段内,（1）流域下垫面因素地形地貌特征地质条件植被类型及分布土壤类型及分布包气带的分布特征地下水位的埋深人类活动类型及分布土壤含水量分布（2）降雨特征降雨的时程分布降雨的空间分布（3）流域蒸发特性：蒸发的时程分布蒸发的空间分布,缓变因素,急变多变因素,流域产流的影响因素,产流量的计算方法,直接求定法：是直接借助于降雨过程和下渗曲线资料来推求径流量的方法。(1)下渗曲线法将降雨过程i(t)及给定其始土壤含水量下的下渗曲线f(t)按时序逐段进行比较计算当ifRs=it-ft当ifRs=0;洪水径流量为：,（2）下渗能力累积曲线法亦称时间压缩法，它是利用降雨量累积曲线和下渗能力累积曲线直接推求产流量。将二者点绘于图上。起始零点，取给定土壤含水量下的累积下渗率值。两累积曲线的斜率分别为：,按不同降雨强度段，逐段进行比较：当,则产流产流量等于该降雨段末端至F(t)线之长度，然后将下一段降雨的起始端移至上述F(t)线交点，再进行比较如,则不产流，P全部作为下渗量将下一段降雨的起始端移至上一段降雨末端沿水平方向与F(t)线的交点处，与Ft进行比较，依次逐段计算，如图,凡各降雨段末端在F(t)线上方者为产流降雨，其量等于末端沿垂向至F(t)线交点的长度凡降雨段末端位于F(t)线下者，不产流，其下渗量等于该降雨段的降雨量值,相关曲线法即降雨径流关系曲线，其理论基础及基本形式在第二节中讲过，R=f(P，Pa，T，季节)或E=f(P，Pa，T),当f1Pf2,当f2Pf3,当f3P,1976年山口对东京大学实验林场白坂和数成两个小流域降雨径流关系，采用四个直线段表达一个递增曲线关系：当f0Pf1,f0,f1,f2,f3为各线段的初期损失量，其量值具有下列关系f0f10.70，最大a值为0.945这说明在多数情况下，产流面积只占全流域面积的极小部分，约在l21/3以下，最小的仅占5.5应当指出的是，严格地讲a值不应是一个固定常数4流域模型法自50年代末期，开始采用数学物理方法来模拟径流形成过程先后提出了不少水文模型，其中较著名的有SSARR模型(美国工程兵团河流合成与水库管理模型，1958)，斯坦福模型(StanfordModel，19591966)、萨克拉门托模型(SacramentoModel)、水箱模型(TankModel)、USDAHL模型(美国农业部水文研究室模型，1970)等。70年代在我国也提出多种模型，如新安江流域模型等,我国一些地区的产流特征,一般地说，淮河以南，雨量比较丰沛的湿润地区大体上是以Rsat类型为主这些地区的年径流系数大致在0.5左右，或更大一些其中浙江、湖南、江西、福建的实际分析资料表明是相苻的，但也不排斥对一些植被较差，包气带较厚的地区出现Rs类型在我国北方，如东北的松花江流域，尽管年降水量只有450550mm，但由于有冻土或水冻土带存在，在有些森林茂密的流域，具有土层覆盖薄，表土疏松，下渗能力大，以及降雨相对集中等特点其产流特征也多以Rsat为主,在滨海平原，由于地势低洼，地下水埋藏浅，以及由于年内降雨分布不均等特点，多出现Rs-Rss变换型我国西北地区，由于较干燥、土层厚、地下水埋藏较深，多具有Rs类型的产流特征。但是对高原草地，沼泽地带，或有常年积雪补给的地区，有时也会以Rsat类型为其基本特征华北及东北西南部分，一般地以Rs型为多但对部分植被差的土石山区，具有一定风化层或裂隙发育的地方可能会出现壤中径沉(浅层裂隙水流)而呈现Rs+Rss类型的特征总之,产流特征与降雨是否丰沛有关，但不一定是绝对的划分径流类型的标准重要的条件是下垫面的构成特性，它具有决定性的意义,Hydrographseparation,Theshapeoftherunoffhydrographresultingfromaprecipitation,ormelt,eventisdeterminedbytherelativeproportionsofquickflowanddelayedflowarrivingatthestreamchannelandbythespeedofarrivalofeachindividualrunoffcomponent.Theprecedingdiscussionhasshownthat,eveninsimpleheadwatercatchments（上游）,theprecisecontributionoftheindividualcomponentsmayvaryfromstormtostormdepending,forexample,onthesizeandlocationofquickflowcontributingareasandonwhetherthroughflowcontributesprimarilytoquickflowordelayedflow.,Inlargercatchmentshydrographresponsetoprecipitationiscomplicatedfurtherbythecoalescence(合并)oftributarystream（支流）hydrographsandbytheattenuation（衰减）ofthecombinedhydrographasitmovesdownthemainchannel.Clearly,therefore,earlyattemptstoanalysethehydrographbygeneticseparationofflowcomponents,onthebasisthatoverlandflowwouldarrivemostrapidlyatthestreamchannel,throughflownext,andgroundwaterflowattheslowestrate,wereunlikelytobeverysuccessful.Andyethydrographanalysisisapotentiallyvaluableinvestigatoryandmanagementtoolwhichallowsnotionalseparationofthevolumeofdischargeunderthehydrographintoaquickflowandadelayedflowcomponent.,Forheadwaterandotherrelativelysimplecatchments,currenthydrographseparationtechniquesrelylargelyonanarbitrarydivisionbetweenquickflowanddelayedflowwhichisbasedsimplyonthetimeofarrivalofwateratthestreamchannel.AwidelyusedapproachisthatproposedbyHewlettandHibbert(1967)inwhichquickflowisseparatedfromdelayedflowbyalineofconstantslope(0.000546m3s-1km-2h-lor0.0472mmd-1)projectedfromthebeginningofastreamrisetothepointwhereitintersectsthefallinglimbofthehydrograph,Other,evenmorearbitrary,graphicalseparationtechniquesareillustratedinFigure7.12.Forexample,quickflowandbaseflowmaybeseparatedbydrawingastraightlinefromthesharpbreakofslopeXwheredischargebeginstoincreasetoaselectedpoint(Z)ontherecessionlimbofthehydrograph.PointZmaybelocatedatthepointofgreatestcurvaturenearthelowerendoftherecessionlimb(line1)oratagiventimeinterval(N)aftertheoccurrenceofpeakflow(line2),whereNtendstovarywithcatchmentsize.Alternatively,theprestormbaseflowrecessioncurve(AX)maybeprojectedforwardsintimetoapointbeneaththepeakofthehydrographandthenconnectedbyanotherstraightlinetothearbitrarilychosenpointZ(line3).Finally,thesimplestapproximationisthatofahorizontallinedrawnfrompointXtoitsintersectionwiththerecessionlimb(line4).N=0.8F0.2,Asupstreamrunoffpeaksmovedown-channelintothelowlandreachesofriverbasins,wherefloodplainsarenormallywelldeveloped,asignificantproportionofthequickflowvolumemaybetemporarilyretainedinthefloodplainmaterial.ThisbankstoragemitigatestheheightofthepeakandextendsthetimebaseofitshydrographFigure7.13(next)showsthat,withthearrivaloftherunoffpeak,waterlevelinthechannelincreasesfromstage1tostage2resultingintheflowofwaterfromthechannelintotheadjacentfloodplain.Thisbankstoragebeginstodrainbackintothechannelasthepeakpassesandthechannelwaterlevelfallstostage3.Inthesecircumstancesastraight-lineseparationbetweenquickflowanddelayedflowisclearlyinappropriate.,Dailyflowvariations,Variationsofrunoffwithtimeareoftenstudiedusingflowvaluesforcalendartimeintervals(days,weeks,months,years)ratherthanforrunoffeventsofnonuniformduration.Inthecaseofmajorcontinentalrivers,wherethepassageoffloodpeaksthroughthesystemmaytakeseveralmonths,weeklyflowvaluesareusuallysuitable.Forsmalldrainagebasins,suchasthoseoftheBritishIsles,whichrespondrapidlytoprecipitation/meltevents,hydrographsofdailyflowvaluesmaybemoreappropriate.,Thislong-termrelationshipbetweenquickflowanddelayedflowprovidesabasisforclassifyingstreamsasephemeral,intermittentorperennial.Ephemeralstreamsconsistsolelyofquickflowandthereforeoccuronlyduringandimmediatelyafteraprecipitation/meltevent.Thereareusuallynopermanentorwell-definedchannelsandthewatertableisalwaysbelowthebedofthestream.Ephemeralstreamsaretypicalofaridandsemi-aridareas,wheretheyarecharacterizedbylargetransmissionlosses.Thismeansthatrunoffpeaks,generatedbystormrainfall,diminishrapidlydownstreamastheyareabsorbedbythedrystreambeds.,Insomeareasofinlanddrainagethepercentageisevenlowerandmaydiminishtozeroforparticularprecipitationevents.Intermittentstreams,whichflowduringthewetseasonanddryupduringtheseasonofdrought,consistmainlyofquickflowbutdelayedflowmakessomecontributionduringthewetseason,whenthewatertablerisesabovethebedofthestream.Aparticularcaseoccursinhighlatitudeareaswhenflowceasesassubsurfacewaterfreezesduringthewinter.Perennialstreamsflowthroughouttheyearbecause,evenduringthemostprolongeddryspell,thewatertableisalwaysabovethebedofthestream,sothatgroundwaterflowcanmakeacontinuouscontributiontototalrunoff.Rarelyisitpossibletoclassifytheentirelengthofastreamunderonlyoneofthesethreeheadings.,Thecontrastingcontributionsofquickflowanddelayedflowtototalrunoff,soclearlyillustratedbythehydrographsofdailyflowinFigure7.14,reflecttheintegratedoperationofawiderangeoftopographical,pedological,vegetationalandgeologicalfactorsthatconditiontherunoffprocessesdescribedearlierinthischapter.Theextremesofflowassociatedwithaflashystreamandthemoremutedvariationsofastreamdominatedbydelayedflowmaybequantifiedandcomparedmoreconvenientlyifthedailyflowvaluesarearrangedaccordingtotheirfrequencyofoccurrenceandplottedasaflow-durationcurve(径流历时曲线).Thisisacurveshowingthepercentageoftimethatspecifiedflowsareequalledorexceededduringagivenyearorperiodofyears.,Flow-durationcurvesthatslopesteeplythroughout(forexampleTeesandTamarinFigure7.15)denotehighlyvariableflowswithalargequickflowcomponent,andgentlyslopingcurves(forexampleVer)indicatealargedelayedflowcomponent.Inparticular,theslopeofthelowerendoftheflow-durationcurvemayreflecttheperennialstorag