陆地水（land water) 主要参考《自然地理学》教材

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1 陆地水（land water) 主要参考《自然地理学》教材
由前面知道，水圈是由海洋水、陆地水、大气水、和生物水四大部分组成的一个连续而不规则的圈层。 陆地水(land water）是相对于海洋而言的，指陆地上各种形态和各种分布方式的水体的总称，占地球总水量的3.5%。按空间分布不同，可分成地表水和地下水。其中，地表水又包括河流、湖泊、沼泽、冰川等，尤其河流是特别重要的一种水体。 主要参考《自然地理学》教材 主要讲解内容：河流与冰川两种水体。

2 第3章 河 流（river) 一、河流、水系和流域 二、河流的水情要素（elements of hydrologic regime)
三、河流的补给　 四、河川径流的变化与计算　 五、洪水与枯水 六、河水的运动 七、河流的分类　 八、河流与地理环境的相互影响　 九、复习思考题

3 　　河流是地球表面陆地水体的重要组成部分，论面积、水量等方面，均是个极小的水体，河网静态储水只占地球总水量的2/100万，占地球淡水总量的6/10万。但它同人类关系最为密切，是地球上重要的淡水资源，在灌溉、发电、航运、水产养殖等方面发挥巨大的作用。河流还是活跃的外营力，对地表形态的形成和改造，对气候和植被等都具有重要的影响。而且河流常给人类带来洪涝灾害，危害人民的生命财产，因此研究学习河流水体运动规律，具有重要的理论和现实意义。

4 §3.1 河流、水系和流域 一、河 流及其分段 （一）河流概念
§3.1　河流、水系和流域 　　　　　　　一、河 流及其分段 （一）河流概念 河流是指降水、冰雪融水或由地下涌出地表的水，在重力作用下经常地或周期性地沿着流水本身塑造的线型洼地流动 ，由河槽与水流两个基本要素组成。即为流动的水与凹槽的总称，它主要是由于水流侵蚀作用的结果。 河槽：指陆地表面上接纳、汇集和输送水流的槽形凹地，又叫河道。 河槽与水流之间相互作用，相互依存，水流不断塑造河槽，河槽又约束着水流。河槽与在其中流动的水流综合称为河流。 河流的规模有大有小，较大的河流称为江、河、川，如长江、黄河等；较小的河流称为溪、涧。 在外流区域，流入海洋的河流叫做外流河，如长江、黄河等。它们有较长的流线、发达的水系、丰富的水量，汇集了由支流注入的大量径流，最终注入海洋。在内陆区域，河水不能流入海洋，而是注入内陆湖泊、沼泽，或因渗漏、蒸发而消失于沙漠之中的河流，称为内流河或内陆河，如新疆的孔雀河、塔里木河等。

5 （二）河流分段 河源（riverhead)
每一条河流都有河源与河口，而较大河流的流程通常按地质━━地理特征分成上、中、下游三段，即河流共分成五段。 河源（riverhead) 即河流的发源地（源头）或起始点，是指河流最初具有地表流水形态的地方。因此常常是全流域海拔最高的地方，通常与山地冰川、高原湖泊、沼泽和泉相联系。如长江的源头是唐古拉山脉各拉丹冬雪山西南侧的姜根迪如南支冰川。 当一条河流由两条或多条河流汇合而成时，如何确定河源，目前意见不一，标准很多。但主要取决于三个因素：河流长度、水量大小和历史习惯。 一般地，选择长度最长或水量最大的河流作为干流或主流，干流的河源作为河系的河源，即“河源唯远”和“水量最丰”是确定河源的两个主要原则。但个别河流以习惯称呼，如大渡河的水量、长度都比岷江大，但习惯上一直把大渡河作为岷江的支流。

6 河口（river mouth；stream outlet）
指河流的终点，即河流与接受水体的结合地段。接受水体可以是海洋、湖泊、沼泽或上一级河流。在河流的入海、入湖处，因水流分散，流速骤然减小，常有大量泥沙淤积，形成三角洲，因土地肥沃，常成为重要的粮食基地。在干旱地区，由于河水沿途强烈的蒸发和下渗，以致河水全部消失于沙漠之中，没有河口，称为瞎尾河或无尾河，如乌鲁木齐河。 上游（upstream） 指紧接河源的河段，常常穿行于深山峡谷之中。其特征：河谷窄，呈“V”字形，河床多为基岩或砾石；比降和流速大；侵蚀（下切和溯源侵蚀）强烈，纵断面呈阶梯状，多急流瀑布；流量小;水位变幅大。如黄河在内蒙河口镇以上河段为上游。 中游（midstream） 指介于上游与下游的河段。

7 中游的特点是：河谷展宽，呈“U”字形，河床多为粗砂；比降和流速减小；下切侵蚀减弱而侧蚀显著；流量较大；水位变幅较小。如黄河从内蒙河口镇到河南孟津的河段。
下游（downstream) 指介于中游与河口的河段，其特征是： 下游的特点是：河谷宽广,呈“︶”形,河床多为细砂或淤泥；比降很小；流速也很小；水流无侵蚀力，淤积显著，多浅滩沙洲和汊河湾道；流量大；水位变幅较小。如黄河从河南孟津到山东利津的河段。 从河源到河口，河流沿途接纳许多大小不同的各级支流，并形成复杂的干支流网络系统，称为水系。

8 （三）入海河口 入海河口是河口的重要类型，狭义的河口仅指入海河口。它是一个半封闭的海岸水体，与海洋自由沟通，海水在此被陆域来水所冲淡。入海河口处往往有三角洲和冲积平原，土地肥沃，渔场广布，港口众多，人口稠密，工农业生产比较发达，是世界上的经济要地。

9 1. 河口区的分段 河口区是河流与海洋之间的过渡地带，河口区上界是海洋作用和影响最终消失的地方，其下界则应是河流作用与影响最终消失之处。根据水文、地貌特征,从陆到海可将河口区分为近口段、河口段和口外海滨段（图3-1）。 图3－1　入海河口的分段

10 （1）近口段 指从潮区界至潮流界之间的河段，又称河流感潮区。海洋涨潮时，潮水沿河上溯，由于下泄河水的阻碍及河床摩擦，潮流能量逐渐消耗，流速也慢慢减小，当涨潮流上溯到一定的距离，涨潮流流速为零。涨潮流上溯的最远断面称为潮流界。在潮流界以上，由于河水受潮流顶托，水面壅高，潮波波形向上游传播，在传播过程中，潮高急剧降低，到潮差等于零为止的界面称为潮区界。长江口的潮流界一般在镇江附近，而潮区界在安徽省的大通附近。近口段主要受潮水顶托的影响，水位发生周期性的升降变化，潮差很小，无涨潮流，水流总是向下游流动，其水文属性及河床演变规律与河流基本一致，所以近口段也称河流段。

11 （2）河口段　　从潮流界至口门（拦门沙顶部），具有双向水流，即河川径流的下泄和潮流的上溯，水流变化复杂，河床不稳定；地貌上表现为河道分汊、河面展宽，出现河口沙岛。口门附近堆积地貌的统称拦门沙，它包括水下浅滩、河口沙岛、口内沙坝以及航道上阻碍航行的水下堆积地形。 （3）口外海滨段　　从口门到水下三角洲前缘坡折，这里以海水作用为主，除了潮流以外，还有波浪和靠近河口的海流的影响；地貌上表现为水下三角洲或浅滩。

12 径流和潮流是河口地区两个主要的动力因素，两者彼此消长，支配着河口区的水文特征。潮区界和潮流界是径流、潮流这一对矛盾相互作用的产物。由于径流有洪枯水期的变化，潮流也有大小潮之分，它们相互作用可能出现很多组合，使潮区界和潮流界的位置并非是固定不变的。以长江口为例，在枯水大潮期，潮区界可抵距河口590 km的安徽大通，潮流界可抵江苏的镇江、扬州附近；但在洪水期，潮区界下移到距河口400km的芜湖，而潮流界下移到江阴以下。此外不同河流所处的地理位置不同，潮流的强弱也有很大差异，有些弱潮河口，河口区很短，上述三段就很难加以区分。

13 2. 河口的分类 　河口的分类，从不同的角度有多种方案。根据地貌形态可分为三角洲河口和喇叭形（即三角港）河口两类。我国的长江，黄河，珠江等河口属于前者，钱塘江等属于后者。从径流和潮流强弱的对比来分，潮差大于4 m的为强潮河口，如钱塘江等；潮差在2—4 m之间的为缓潮河口，如长江、珠江、辽河、瓯江等；潮差小于2 m的为弱潮河口，例如，黄河，滦河等；潮差小于0.5 m的为无潮河口，如多瑙河等。从咸淡水混合来划分，可分为强混合型河口、缓混合型河口及弱混合型河口三类。

14 3.河口的水文特性 入海河口是河流动力与海洋动力相互作用与影响、相互消长的区域，两种动力在时间和空间上都有各自运动、变化和分布规律。两种动力中各因素的不同组合，使河口区的水文情势较河流和海洋更为复杂，并具有独特性质。 （1）河口潮汐 由外海潮波向河口传播而引起的河口水位、流量的周期性升降和流动。 （2）河口咸水和淡水的混合及环流 由于密度的差异，河水与海水在径流、潮汐和地形影响下，发生咸水和淡水的混合作用，并在交界面发生内部环流。 （3）河口泥沙运动 随涨落潮，河口泥沙运动十分活跃，泥沙出现频繁的悬扬和落淤；泥沙颗粒间彼此粘结而絮凝成团，产生絮凝和团聚现象；在河底形成高含沙区，沉积成特有的拦门沙浅滩；在河口的口外海滨和沿海，由悬浮细沙形成的浮泥可自由流动。 （4）河口河床演变 河口挟沙水流的运动引起河口河床的冲刷和淤积，使河口河床形态发生变化，因各河口上游来水来沙条件不同，潮汐和波浪的强弱各异，故不同类型的河口有各自的发育特点和演变规律。

15 此外，河口区化学物质的输入和输出、河口区的化学过程等，均是河口区特有的水文现象。河口水文现象的变化受河流水文特性、河口地貌、气候等自然因素及人类活动影响。河口水文研究除采用一般河流水文与海洋水文测验方法外，还应用遥感和遥测技术、同位素测定等方法。近年国外建立河口数值模型与现场综合测量相结合的方法，作为研究河口水文现象及其物理过程的重要手段

16 (四)河流的纵横断面 1、河流纵断面(纵剖面)
河流的纵断面是与水流方向一致的断面，是指沿河流轴线的河底高程或水面高程的沿程变化。故河流纵断面可分为河槽(底)纵断面(指河底高程的沿程变化)和水面纵断面(水面高程的沿程变化)两种。 (四)河流的纵横断面 河源与河口的高程差称为河流的总落差；某河段上下游两端的高程差称为该河段落差。河段落差与该河段河长之比值即单位河长的落差称为河流的比降，以小数或千分率表示，即： 式中：H上，H下，分别为河段上下游河槽（或水面）上两点的高程；H上－H下则为河段的落差；L为河段的长度。

17 河流 比降是决定流速的重要因素，比降越大，流速越快，河流的动力作用越强。河流纵断面能很好地反映河流比降的变化。
河流纵断面可分为四种类型(P55图3-3)：①全流域比降一致，为直线形纵断面；②河源比降大，而向下游递减的，为平滑下凹形纵断面；③比降上游小而下游大的，为下落形纵断面；④各段比降变化无规律的，可形成折线形纵断面。 流域内岩层的性质、地貌类型的复杂程度，及河流的年龄，都影响纵断面的形态。在软硬岩层交替处，纵断面常相应出现陡缓转折。山地和平原、盆地交接处，纵断面也发生变化。年轻河流纵断面多呈上落形或折线形；老年河流，则多呈平滑下凹形。后者有时被称为均衡剖面。

18 图3－4　河流纵断面

19 2、河流横断面(横剖面) (1)河槽横断面： 河槽横断面：指河流某处垂直于主流方向河底线与水面线所包围的平面。 不同水位有不同的水面线，其断面面积也不相同。 大断面，是指最大洪水时的水面线与河底线包围的面积。 过水断面，是指某一时刻水面线与河底线包围的面积。 图3－5　河流横断面示意图 河流横断面是决定输水能力、流速分布、河流横比降和流量的重要因素。通常河水面不是一个严格的几何平面，而是一个凹凸曲面，存在着横比降。主要原因是由于地转偏向力和弯道离心力作用，使得流速分布不均匀，发生凹凸变形。

20 (2)过水断面的形态要素 常用的断面形态要素有：过水断面面积F，湿周P（即过水断面上被水浸湿的河槽部分），水面宽度B，平均深度 H,水力半径R（R=W / P），糙度n（指河槽上的泥沙、岩石、植物等对水流阻碍作用的程度,常用糙率系数n表示，可从表5．2查出）等，这些要素与河流的过水能力有密切的关系。

21 ①过水断面面积F：大都从已测得的过水断面图上量算出来。如果断面图纵向、横向比例尺相同，可用求积仪或方格法直接量算。如果比例不同，可把图划为若干梯形或三角形，分别用梯形、三角形面积公式计算。若河道断面无冲淤变化，则河道断面比较稳定。每一水位对应有一个过水断面面积。这样可依据水位及相应的过水断面面积绘制水位-面积关系曲线F=f(H)，式中F为过水断面面积，H为水位。 ②湿周P：指过水断面上，河槽被水流打湿部分的固体周界长，即过水断面上河底线的长度，以P表示。但河流封冻时，湿周是指过水断面周长。一般地，湿周越长，固体边界对水流磨擦阻力越大，则动能减小越快，流速越慢。

22 ③水面宽度B：指过水断面上，水面线的长度。一般地，水面宽与水位成正相关关系，即水位超高，水面宽越大。断面周长=湿周+水面宽。
④平均水深：指过水断面面积除以水面宽。 ⑤水力半径R：指过水断面面积F与湿周P之比值。即R=F/P。 水力半径R是决定流速和流量的重要因素。一般地，水力半径越大，湿周越小，则固体边界对水流阻力越小，所以流速越快，流量越大 ⑥糙度n：指河槽上的泥沙、岩石、植物等对水流阻碍作用的程度,常用糙率系数n表示。河槽糙度的大小直接影响水流流速。在其他条件相同情况下，河槽越粗糙，水流速度就越小。

23 二、水系（river system;hydrographic net;watersystem)
（一）水系概念 水系((hydrographic net)：又称河系、河网。指河流从河源到河口沿途接纳众多的支流并形成复杂的干支流网络系统，即由河流的干流和各级支流，流域内的湖泊、沼泽或地下暗河等彼此连接的一个系统。 干流(main stream)：一般指长度最长或水量最大的河流，又称主流。 支流(tributary)：指直接或间接注入干流的河流。直接注入干流的河流称为一级支流，如嘉陵江是长江的一级支流；直接注入一级支流的河流叫二级支流，如涪江、渠江是嘉陵江的一级支流，为长江的二级支流。余类推。 水系通常按干流命名，如长江水系、黄河水系等。

24 （二）水系特征 水系特征主要包括河长、河网密度和河流的弯曲系数等。 河长（河流长度）L（river length)
指从河源到河口的轴线（深泓线、溪线，即河槽中最深点的连线）长度，常用L表示，以km计。

25 量算河长，通常在较大比例尺的地形图上，用曲线计或两脚规量取。但由于河源处有溯源侵蚀，河口处还有淤积，河道又有不断弯曲或截弯取直等变化，河长是经常变动的，所以量算河长应采用最新资料为好。
由于各家所采用的地形图不一，量算河长的方法也不相同，河源的选取也有差别，因此同一河流量算出的结果会有较大的出入。 世界最长河流为非洲尼罗河，6650km； 世界第二长河为南美亚马孙河，长6437km； 长江为世界第三长河，长6300km。

26 河网密度 河网密度是指流域内干支流的总长度和流域面积之比，即单位面积内河道的长度。可用下式表示： D＝ ∑L/ F
式中：D为河网密度（km/km2）；∑L为河流总长度（km）；F为流域面积（km2）。 河网密度表示一个地区河网的疏密程度。河网的疏密能综合反映一个地区的自然地理条件，它常随气候、地质、地貌岩石土壤和植被等条件不同而变化。一般地说，在降水量大，地形坡度陡，土壤不易透水、植被稀少的地区，河网密度较大；相反则较小。例如我国东南沿海地区比西北地区河网密度大。

27 河流弯曲系数K 河流的弯曲系数，是指某河段的实际长度与该河段直线距离之比值。可用下式表示
式中：K为弯曲系数；L为河段实际长度（km）；l为河段的直线长度（km）。河流的弯曲系数K值越大，河段越弯曲，对航运和排洪就越不利。

28 根据干支流相互配置的关系或干支流构成的几何形态差异，水系有如下形式。
（三）水系类型（水系形式）P59 根据干支流相互配置的关系或干支流构成的几何形态差异，水系有如下形式。 扇状水系：指干支流呈扇状或手指状分布，即来自不同方向的各支流较集中地汇人干流，流域成扇形或圆形。我国的海河水 系就属此类。 这种水系，当全流域同时 发生暴雨时，各支流洪水比 较集中地汇入干流，在汇合 点及其以下的河段易形成 灾害性洪水，这是历史上 海河多灾的主要原因之一。

29 羽状水系：支流从左右两岸比较均匀地相间（交错）汇入干流，呈羽状。如滦河水系、钱塘江水系等。
羽状水系，支流洪水相间 汇入干流，洪水 过程线长，洪灾少， 对河川径流有重要的调节作用。多发育在地形比较平缓、岩性比较均一的地区。 树枝状水系：支流多而不规则，干支流间及各支流间呈锐角相交，排列形状如树枝，一般发育在抗侵蚀力比较一致的沉积岩或变质岩地区，多数河流属此类。

30 平行状水系：几条支流平行排列，到下游可河口附近开始汇合。
格子状水系：干支流之间直交或近于直交，呈格子状，如闽江水系。主要受地质构造控制。 放射状水系：中高周低的地势，由中部向四周放射状流动的水系。 向心水系：盆地地势，河流由四周山地向中部洼地集中，如塔里木盆地和四川盆地。 通常较大河流，由于流经不同的地质地形区，在不同河段水系形式不同，形成混合水系。如长江，上游的雅龙江、金沙江属平行水系，而宜宾以下则属树枝状水系。

31 三、流域(drainage basin;valley;river basin)
（一）基本概念 (1)分水岭(divide,watershed) 指相邻河流或水系之间的分水高地。如秦岭为长江与黄河的分水岭。 在地势起伏比较大的山地丘陵地区，分水岭比较明显，但在地势平坦的平原、高原、沼泽地区，不很明显。 含沙量大的河流，由于泥沙淤积，常使下游河床抬高，年长日久，河床甚至高出两岸地面，河床本身成为分水岭。如黄河在郑州以东，南岸水流流入淮河水系，北岸水流流入海河水系，黄河河槽构成了它们间的分水岭。 图3-9　地面分水线与地下分水线示意图

32 (2)分水线(divide line) 指相邻两个水系或流域之间的分界线，是分水岭 最高点的连线，通过流域周界的山顶、山脊、鞍部等。如秦岭的山脊线为黄河和长江的分水线。 分水线可分为地表分水线和地下分水线。地表分水线主要受地形影响，而地下分水线主要受地质构造和岩性控制。分水线不是一成不变的。河流的向源侵蚀、切割，下游的泛滥、改道等都能引起分水线的移动，不过这种移动过程一般进行得很缓慢。 (3)流域(drainage basin) 指河流或水系的补给区域(集水区域)，是分水线所包围的区域，包括地表集水区与地下集水区。 流域可分闭合流域和非闭合流域。地表分水线与地下分水线重合的流域，称为闭合流域。相反，称为非闭合流域。 严格地讲，几乎不存在闭合流域。但由于地下集水区的界线难以确定，而且对于大中型流域来讲，因地面、地下集水区的不吻合造成的水量补给差异很小，常可忽略不计。因此，水文计算中，通常将地面集水区作为流域。但对于小流域或岩溶地区，相邻流域的地下水交换量所占比重较大，必须通过泉水调查、水文地质调查、枯水调查等来确定地下集水区的范围。

33 （二）流域特征(basin characteristics)
流域特征是流域的几何特征、自然地理特征和人类活动影响的总称。 (1) 流域面积(catchment area) 指流域分水线和出口断面所包围的面积。它是流域的重要特征，直接影响河流水量大小和河川径流的形成过程。一般地，流域面积越大，河流水量也越大(干旱地区除外)，洪水历时长，且涨落缓慢。 (2)流域形状 流域形状对河流水量变化有很大影响。通常，圆形或卵形流域降水量容易集中于干流，从而形成巨大的洪峰；狭长形流域，洪水渲泄比较均匀，洪峰不易集中。 (3)流域高度 流域高度直接影响气温、降水和蒸发特征，从而影响流域的水量变化。一般地讲，随流域高度增加，气温下降，蒸发量减少；同时，降水量增加，固态降水比重增大，故山区河网密度大，常成为多水中心。

34 （二）流域特征(basin characteristics)
流域特征是流域的几何特征、自然地理特征和人类活动影响的总称。 1. 流域几何特征 流域的面积、形状、长度、平均宽度、平均高程、平均坡度、不对称系数等的总称。 (1) 流域面积(drainage area)　　指流域分水线和出口断面所包围的平面面积。它是流域的重要特征，直接影响河流水量大小和河川径流的形成过程。一般地，流域面积越大，河流水量也越大(干旱地区除外)。流域面积小的河流，强度大的暴雨往往可以笼罩全流域，很容易造成异常猛烈的洪水。而流域面积大的河流，整个流域被暴雨笼罩的机会较小，因流域内只是某一部分发生暴雨，洪水威胁就不很显著。而且大流域常常源远流长，河床切割较深，在久旱不雨或少雨的枯水季节，仍有较多的地下水补给，因而枯水流量较丰富；而小流域，因河床切割较浅，地下水补给少，枯水流量小，甚至干涸断流。 流域面积的量算，首先必须在大比例尺地形图上勾绘出流域的分水线，然后量算分水线包围的面积。量算的方法有求积仪法、方格法、几何图形法。

35 （2）流域形状　 流域形状对河流水量变化有很大影响。圆形或卵形流域降水量容易集中于干流而形成大的洪峰，狭长形流域洪水渲泄比较均匀，洪峰不易集中。流域形状可用形状系数Kf 或分水线延长系数Ke 表示。 流域形状系数Kf 等于流域面积除以流域长度的平方。即 　　　　　　　　　　　　　　　（3.7） 式中，F为流域面积（km2），L为流域长度（km），B为流域平均宽度（km）。当Kf越小时，流域形状越狭长； Kf近于1时，则流域形状近于方形。 分水线延长系数Ke是流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比。即 　 (3.8) 式中，l为分水线长度（km），F为流域面积（km2）。值接近于1时，说明流域的形状接近于圆形,这样的流域易造成大的洪水。值越大，流域形状越狭长，径流变化越平缓。

36 （3）流域长度L　　流域长度有不同的表示方法：①从流域出口断面沿主河道到流域最远点的距离为流域长度；②用流域平面图形几何中心轴的长度(也称流域轴长)表示，即以流域出口断面为圆心作若干不同半径的同心圆，量出各圆周与流域边界线交点所组成的圆弧中点，各弧长中点连线的总长度即为流域几何轴长。 （4）流域平均宽度B　　为流域面积F与流域长度L之比值。比值越小，流域越狭长。

37 （5）流域平均高程Hcp 流域高度直接影响气温、降水和蒸发特征，从而影响流域的水量变化。一般地讲，随流域高度增加，气温下降，蒸发量减少；同时，降水量增加，固态降水比重增大，故山区河网密度大，常成为多水中心。 计算流域平均高程有两种方法：①方格法，将流域的地形图划分成100以上的正方格，定出每个方格交叉点上的高程，然后再求其算数平均值。②从地形图上量出流域内的每相邻两等高线间的面积与相应两等高线间的平均高程的乘积之总和，与流域总面积的比值。可从地形图上用求积仪量取相邻两条等高线包围的面积，用加权法计算。 （3.9） 式中， h1，h2，…，hn为相邻两条等高线的高程平均值（m）；f1，f2，…，fn为相邻两条等高线所包围的面积(km2)；F为流域面积（km2）。

38 （6）流域平均坡度 流域平均坡度对地表径流产生、集流、下渗、土壤水、地下水以及土壤流失、河流含沙量等均有很大影响。 （7）流域不对称系数　　一条河流左右岸的面积常常是不相等的，表示这种面积不相等的情况可用不对称系数。流域的不对称系数是左右岸面积之差与左右岸面积平均值的比值。即 （3.7） 　　　　　　　 式中，K0为流域不对称系数；F左、F右 分别为左、右岸的流域面积（km2）。流域的不对称情况对径流的集流时间与径流形势有很大影响，而且这种影响常随河流大小和支流情况的不同而异。

39 2. 流域自然地理特征 流域的地理位置、气候条件、岩土性质、地质构造、地形地貌、植被和湖泊等的总称。
（1）流域的地理位置　　流域地理位置是以流域中心和流域边界的地理坐标的经纬度来表示，流域的地理位置是说明离海洋的距离以及与其他较大山脉的相对位置，它影响水汽的输送和降雨量的大小。由于同纬度地区气候比较一致，所以东西方向较长的流域，流域上各处的水文特征，有较大程度的相似性。 （2） 流域的气候条件　　流域的气候因素包活降水、蒸发、气温、湿度、气压及风速 等。河川径流的形成和发展主要受气候因素控制，俄罗斯著名气候学家A.H.沃那伊科夫认为，河流是气候的产物。降水量的大小及分布，直接影响径流的多少，蒸发量对年、月径流量有重大影响。气温、湿度、风速、气压等主要通过影响降水和蒸发而对径流产生间接影响。 （3） 流域的土壤、岩石性质和地质构造　　土壤、岩石性质主要指土壤结构和岩石水 理性质，如水容量、给水度、持水性、透水性等，地质构造指断层、折皱、节理、新构造运动等，这些因素与下渗损失、地下水运动、流域侵蚀有关，从而影响径流及泥沙情势。

40 （4）流域地貌特征　　包括流域内山区与平原的比例、流域切割程度、流域内河系总长度、流域平均高度、流域高度面积曲线(亦称测高曲线)等。流域面积高度分布曲线指流域内某一高程与该高程以上流域面积的关系曲线，通常用流域面积的百分数和流域内最大高程的百分数表示。它定量地描述了流域面积的大小随高程的不同而变化，在一定程度上反映了流域内水文要素的垂直分带性。在河流幼年阶段，流域地势陡峭，这种曲线多呈凸形。河流的老年阶段，地形平缓，曲线多呈凹形。 （5）流域的植被　　主要包括植被类型、在流域内的分布状况、复被率、郁闭度、生物量、生长状况等等。植被是影响径流最为积极的因素之一，它能够起到涵养水源、调节径流的作用。植被的覆盖程度一般用植被面积占流域面积的百分比，即植被率表示。 （6）流域内湖泊与水库　　湖泊和水库对径流有着巨大的调节作用，流域内湖泊和水库越多，对河川径流的调节作用越大。湖泊（或沼泽）率是指湖泊（或沼泽）面积占流域面积的百分比表示。

41 §3.2　河流的水情要素 水情要素是反映河流水文情势及其变化的因子。它主要包括水位、流速、流量、泥沙、水化学、水温和冰情等。通过这些因素反映河流在地理环境中的作用，及其与自然地理环境各组成要素之间的相互关系，也是研究水文规律的基础。

42 一、水位 (water level、stage)
（一）水位的定义与基面： 　　水位即水面位置或水面高程，指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由水面高出某一基面以上的高程，单位m。 基面又叫基准面，是高程的起算面，指高程起算的固定零点。基面可分绝对基面和相对基面。绝对基面(也称标准基面)是以某一入海河口的平均海平面为零点。如珠江口基面、吴淞口基面（长江口）、黄海基面等，我国规定统一采用青岛基面。相对基面（也称测站基面），是以观测点最枯水位以下0．5－lm处作为零点的基面。相对基面可减少记录和计算工作量，但它与其他水文站的水文资料不具有可比性，故进行全河水文资料整编和水文预报时，必须换算为全河统一的基面。 观测水位最简便、常用的方法是在河岸设置水尺，定时读数。

43 （二）影响水位变化的因素 水位与流量有直接关系，水位高低是流量大小的主要标志。水量增加，河水位上涨；水量减少，河水位下降。而流量大小取决于补给水源。流域内的降水、冰雪消融状况影响流量和水位变化的主要因素。 河道冲淤变化、风、潮汐、结冰、植物、支流的汇入、人工建筑物、地壳升降等均可引起水位的变化。如河道冲刷，水位下降；河道淤积，水位上涨。顺风，流速加快，水位下降；逆风则水位上升等。 总之，影响水位变化的因素众多复杂，水位变化是各种影响因素综合作用的结果，因此河流水位情势是非常复杂的。

44 （三）水位变化及水位过程线 河流水位有年内变化和年际变化，山区冰雪融水补给河流和感潮河段，水位日变化明显。
河流水位随气候的季节变化和年际变化而变化。例如由雨水补给的河流，其水位随降雨的变化而变化，雨季水位高，旱季水位低。由冰雪融水补给的河流，其水位随气温的变化而变化，气温高，冰雪融水量多，则河流水位高；气温低，冰雪融水量少，则河流水位下降。 为了帮助分析研究水位变化规律、断面以上流域内自然地理各因素（特别是气候因素）对该流域水文过程的影响，以及提供各方面的参考使用，常将水位观测资料进行整理，主要有水位过程线、水位历时曲线、相应水位关系曲线。

45 水位过程线：是指水位随时间变化的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为水位，横坐标为时间，将水位变化按时间顺序排列起来所点绘的曲线，便为水位过程线。它的主要作用是：可分析水位的变化规律，能直接看出特征水位（如最高水位和最低水位）的高度和出现的日期；可研究各补给源的特征；可用来分析洪水波在河道中沿河传播的情形，以及做洪水的短期预报；水位过程线也能反映流域内自然地理因素对该流域水文过程的综合影响。 可根据需要，绘制不同时段的水位过程线。逐日水位过程线是以日平均水位为纵坐标，横坐标表示日期，反映水位在一年内的变化。在洪水期间或感潮河段，常需要绘制逐时水位过程线。

46 水位历时曲线：是指大于和等于某一数值的水位与其在研究时段中出现的累积天数（历时）所点绘而成的曲线（图3-10）。其绘制方法，是先将一年内逐日平均水位接从大到小次序排列，并对水位变化幅度分为若干相等组距（如以0.5m为一组），再将每一组距水位出现的日数依次累加为累积天数（即历时），然后以水位为纵坐标，以累积天数为横坐标点绘的曲线，则得日平均水位历时曲线。水位历时曲线的作用：主要是可从图上看出一年内超过某一水位高度出现的总天数，这对航运、灌溉、防汛都有重要的意义。 图3-10 　水位过程线与水位历时曲线

47 历时曲线的做法 日平均水位（m） 天数 累计天数 50 12 49.5 8 20 49 4 24 48.5 5 29 48 33 47.5
6 39 … 35.5 7 357 30 365

48 （四）特征水位 在河流水文研究中，通常用到各种特征水位值。
最高水位与最低水位：最高水位指研究时段内水位最高值，有日最高、月最高、历年最高值等。主要用于防洪。 平均水位：指研究时段内的水位平均值，有日、月、年、多年平均水位。 平均最高水位与平均最低水位：指历年最高水位的平均值和历年最低水位的平均值。 中水位：指研究时段内，水位历时曲线上历时为50%的水位。如一年逐日水位中的中水位，是指有半数日期高于此值，又有半数日期低于此值的水位。 此外，在防汛工作中，水利部门常根据防洪防汛工作需要，设有防汛水位、警戒水位与保证水位等。

49 （五）相应水位P63 河流各站的水位过程线上，河流上、下游站在同一次水位涨落过程中位相相同的水位叫相应水位。
相应水位关系曲线的绘制方法是：以纵轴为上下游站的水位, 以横轴为下游站的水位，把上下游站相应的水位点绘在坐标纸上，过点 群中心连成的圆滑曲线便成（如图）。其作用：可用它做短期水文预报；校验上、下游水位观测成果；用已知站水位插补缺测站水位记录；推求邻近断面未设站的水位变化。

50 二、 流速(current velocity) P64
（一）流速概念 河流流速，是指河流中水质点在单位时间内移动的距离。单位是m/s。可用下式表示： 　　　　　　　v=L/t 　　　式中：v为流速（m/s）；L为距离（m）；t为时间（s）。 流速的脉动现象：是指在紊流的水流中，水质点运动的速度和方向不断地变化，而且围绕某一平均值上下跳动的现象。脉动流速的数值以在水流动力轴附近为最小，而以在糙度较大的河底和岸边为最大。流速脉动能使泥沙悬浮在水中，故它对泥沙运动具有重要意义。流速脉动在较长时段中，脉动的时间平均值为零，故给测流提供了条件。 据研究，每点测流时间至少应大于100～120s，才能避免脉动的影响，测得较准确的数值。

51 （二）天然河道中平均流速的计算 天然河道中平均流速的计算：在有实测资料时，可根据实测资料求得。在没有实测资料时，可用水力学公式——谢才公式计算，即： v= 式中：v为河道断面平均流速； R为水力半径； i为水面比降；c为谢才系数，它与糙率等因素有关，其数值可用经验公式求得．我国多采用满宁公式， （n为糙率系数） 谢才公式是根据水流作匀速运动的理论推导而得的。

52 （三）河道中流速的分布 1. 垂线流速分布 流速沿深度的变化称为流速的垂线分布，可用垂线流速分布曲线表示。流速垂线分布曲线是以纵坐标表示水深h，横坐标表示垂线上的点流速V，将各测点的流速点绘在图上，连接各点而得到的曲线（图3-12）。 天然河道，由于风力，结冰及水内环流等的作用，垂线最大流速Vmax大多不是出现在水面上，而是出现在水面以下的某一深度。一般情况下，河底附近受固体边界摩擦阻力影响，流速接近于零，由河底向水面流速增大，开始时增加很快，到达一定深度，垂向流速分布较均匀，在水面以下的某一深度达到最大值。在水面上，由于空气的摩擦阻力，流速又有所减小。实测和理论分析表明，在垂线上，绝对最大流速出现在水面以下水深的1/10～3/10处；平均流速出现于水深的6/10处。 图3-12　流速在垂线上 的分布 垂线流速分布往往受冰冻、风、河槽糙率、河底地形、水面比降、水深等影响。河流结冰时，河水受冰盖糙度的影响，最大流速下移到一定深度。顺风作用时，水面流速加大，逆风时水面流速减小。

53 2. 断面上流速的分布 图3-13 河流过水断面流速分布
由于河床的地势倾斜和粗糙程度，以及断面水力条件的不同，天然河道中的流速分布十分复杂。一般地说，河流纵断面流速分布为：上游河段流速最大，中游河段流速较小，下游河段流速最小。 河流过水断面的流速分布可用等流速线表示（图3-13）。等流速线是断面上流速相等各点的连线。由图3-13可知，河底与河岸附近流速最小，并且从水面向河底流速减小，从两岸向最大水深方向流速增大，河面封冻时过水断面中部流速较大。 图3-13　河流过水断面流速分布

54 三、流 量(discharge)P65-67 （一）流量概念
流量是指单位时间内通过某过水断面的水量体积。常用Q表示，单位是m3/s。它可用下式表示： Q= Av 式中：Q为流量（m3/s）；A为过水断面积（m2）；v为流速（m／s）。 流量是河流的最重要特征。为了便于进行水文分析，常把测得的流量资料绘成曲线图。常用的有流量过程线和水位——流量关系曲线。

55 （二）流量过程线 流量过程线：是流量随时间变化过程的曲线。其绘制方法，是以纵坐标为流量Q，以横坐标为时间t，按实测资料和时间顺序点绘而成的曲线，便是流量过程线（图3-14） 。 流量过程线的主要作用是：可反映测站以上流域的径流变化规律；分析流量过程线，相当于对一个流域特征的综合分析研究；根据流量过程线计算某一时段的径流总量和平均流量。 图3－14　滹沱河南庄站1975年流量过程线

56 根据需要，可以绘制逐时流量过程线和逐日流量过程线。
逐时流量过程线主要用于分析洪水变化过程。逐日流量过程线是用来研究河流在一年内流量的变化过程，以日期(时间)为横坐标，日平均流量为纵坐标。 某一时段(t1→t2)内的流量过程线与坐标轴所包围的面积为相应期间的径流总量W，进而可求得该时段内的平均流量。 图3-15　流量过程线与径流总量示意图

57 （三）水位-流量关系曲线 1.水位与流量的关系： 2.水位流量关系曲线的绘制
河流水位的变化，从本质上看是河流流量的变化，流量增大，水位升高；流量减小，水位降低。因此，水位变化实质上是流量变化的外部反映和表现；另一方面，流量大小可以通过水位高低反映出来，即二者呈某种函数关系Q=f(H)，水位升高，流量增大。即Q=f(H)呈单调递增函数。 2.水位流量关系曲线的绘制 其绘制方法是：以水位为纵坐标，流量为横坐标，将各次施测的流量与相应的水位点绘在坐标纸上，连接通过点群中心的曲线，便是水位——流量关系曲线。一般是下凹上凸曲线。

58 由于Q=AV，为了便于校核流量资料，通常将水位流量关系曲线Q=f(H)、水位过水断面面积关系曲线A=f1(H)和水位流速关系曲线V=f2(H)绘在一起，纵坐标表示水位H，横坐标分别表示流量Q、过水断面面积A和流速V。 水位面积关系曲线A=f1(H)，由于面积A是随水位H的增高而增大，H越高，A增加越快(即A相对于H的变化率越大)，故曲线是上凸下凹的。 流速曲线V=f2(H)，随着水位增高，起初流速V随水位增高而增加很快，后来流速随水位增高而增加缓慢，即流速曲线V=f2(H)呈向上凹形。 3.水位流量关系曲线的用途 由于流量施测非常复杂，步骤繁多，则不可能每天连续地施测；另一方面，在水文站的日常工作中，水位是逐日观测的。因此，可通过水位资料利用水位流量关系曲线推求流量。

59 四、河流泥沙 （一）河流泥沙及其分类 　河流泥沙是指组成河床和随水流运动的矿物、岩石固体颗粒。随水流运动的泥沙也称固体径流。河流泥沙对河流的水情及河流的变迁有着重大的影响。 　河流泥沙在水流中的运动是受河水流速和泥沙自重的综合作用的结果。河流泥沙运动的形式可分滚动、滑动、跳跃和悬浮。前三者运动形式的泥沙，称为推移质；悬浮运动的泥沙，称为悬移质。推移质（又叫底沙）颗粒较粗，比较重，故沿河床面运动，表现为波浪式的缓慢移动；悬移质（简称悬沙）的颗粒较小，比较轻，故能悬浮于水中，与水流同一速度运行。河床质（即床沙）与底沙不同，是组成河床的泥沙，因其颗粒比底沙更粗一些，则在河床上静止不动，假如水流发生变化，床沙被水流推动，就成为底沙。 悬移质在天然河道中，其断面分布规律是悬移质含沙量和粒径都表现为从河底向水面减少；在断面水平方向上变化不大（当然也有例外的）。在时间变化上，含沙量汛期多于枯水期，但汛期以枯季后的第一次大洪水时期含沙量为最多。

60 （二）固体径流特征值 　　河水中泥沙含量的多少，常用含沙量表示。含沙量是指单位体积（每1m3）水中所含泥沙的重量。单位是kg/m3。 河水中挟带泥沙的数量，可用输沙率和输沙量表示。单位时间内通过一定的过水断面的泥沙重量，称为输沙率，单位是t/s或kg/s。一定时段内通过一定过水断面的泥沙总量，称为输沙量，单位是t或万t。 河流泥沙主要是水流从流域坡面上冲蚀而来。每年从流域地表冲蚀的泥沙量通常用侵蚀模数表示。侵蚀模数是指每km2流域面积上，每年被侵蚀并汇入河流的泥沙重量，单位是t/(km2.年) 。

61 河流含沙量大小同河流的补给条件、流域内岩石土壤性质、地形的切割程度、植被覆盖程度的人类活动等因素有关。
总体来讲，以地下水和冰雪融水补给为主的河流含沙量较低；以雨水补给为主的河流含沙量则要看流域内植被覆盖的好坏而有很大差异。植被覆盖良好的流域，河流含沙量低；反之，含沙量相对较高。 黄河是一条世界性著名的多沙河流，由于含沙量大，水流多呈黄浊色，故名黄河。黄河之所以“黄”，主要是由于中上游流经植被覆盖度差、土质疏松、切割强烈的黄土高原区，再加上降水量集中，常以暴雨形式降落，则大量泥沙随着径流毫无阻拦地进入河槽，使河流含沙量大增。据测定，黄河陕县站多年平均含沙量高达39.6kg/m3。 中国许多河流的含沙量、输沙量较大。全国每年的输沙量超过1000万t的河流有42条，黄河陕县站多年平均输沙量为16亿t，与世界其他大河相比，是密西西比河的5.2倍，亚马孙河的4.4倍，刚果河的24.6倍。长江的多年平均输沙量为5亿t。因此，在黄河下游及长江的荆江河段，由于泥沙沉积成为“地上河”。

62 五、河流水化学 河水化学主要是河水的化学组成、性质、时空分布变化，以及它们同环境之间的相互关系。
　河水化学主要是河水的化学组成、性质、时空分布变化，以及它们同环境之间的相互关系。 天然河水的化学成分主要由HCO3-，SO42-，CI－，CO32-，Ca2+，Na+， Mg2+，K+等离子组成。但在不同河流中，这些离子的比例并不相同。河水中除上述离子外，还有生物有机质、溶解气体（BOD、COD、O2、CO2等）和一些微量元素等。 天然河水的矿化度普遍较低。所谓矿化度，是指单位体积河水中所含离子、分子和各种化合物的总量，单位为g/L。矿化度是反映河水化学特征的重要指标。一般河水矿化度小于lg/L，平均只有0.15～0.35g/L。在各种补给水源中，地下水的矿化度比较高，而且变化大；冰雪融水的矿化度最低，由雨水直接形成的地表径流矿化度也很小。

63 　河水化学组成的时间变化明显。河水补给来源随季节变化明显，因而水化学组成也随季节变化。以雨水或冰雪融水补给为主的河流，在汛期河流水量增大，矿化度明显降低；在枯水期，河流水量减少，以地下水补给为主，故此时河水矿化度增大。夏季水生植物繁茂，使NO3-，NO2-，NH4+含量减少；冬季随着水温降低,溶解氧增多，但由于水生植物减少，NO3-，NO2-，NH4+的含量可达全年最大值。 河水化学组成的空间分布有差异性。大的江河，流域范围广，流程长，流经的区域条件复杂，并有不同区域的支流汇入，各河段水化学特征的不均一性就很明显。一般离河源越远，河水的矿化度越大，同时钠和氯的比重也增大，重碳酸盐所占比重减小。

64 六、河流水温与冰情 （一）河流的水温 河水的热状况是河流的水文物理特征之一，它对农田灌溉、水生生物的养殖以及某些水工建筑物等，都有重要意义。河水热状况的综合标志是河水温度。河流水温取决于河段热量的收支状况，若收入热量大于支出热量，则水温升高；反之，则水温下降。 1.影响河流水温的因素　　太阳辐射是地球主要的热源，也是河水增温的主要热收入。水温的分布，大体与气温一致，体现着随纬度增加和地势增高而降低的地带性规律，但水温的变幅小于气温的变幅。原因是水的热容量大。 此外，河流水温还受补给水源、上游来水及冰情等的影响。高山冰雪融水补给河流，水温偏低；雨水补给河流，水温较高；湖泊水补给河流，春温低，秋温高；地下水补给河流，水温变幅小。河水结冰要放热，对水温的降低起抑制作用；河冰解冻要吸热，对水温升高起抑制作用。由于水的热容量大，则上游来水的温度和水量将对河流水温起着重要作用。

65 2. 河流水温的时间变化 河流水温有日变化和年变化。河流水温的日变规律与气温大体一致，早晚较低，午后升高，但因水的热容量大，水温日变幅比气温小。河流水温的日变化与水量、季节、天气和地理位置有关。河流水量越多，水温日变幅越小。中、高纬度暖季水温的日变幅大于冷季。晴天的日变幅大于阴天。 河流水温的年变趋势也大体与气温一致，春夏季，水温升高，最高值多出现在盛夏，且水温小于气温；秋冬季，水温降低，最低值多出现在气温最低的时期，且水温高于气温。但水温年变幅比气温小，河流年平均水温略高于当地年平均气温，但差值不大，一般只有1－2℃。 河流水温年变化与地理位置、气候和地形等有关。低纬地区，太阳辐射和气温的年变化小，而高纬地区太阳辐射和气温年变化虽较大，但受冷季结冰放热和暖季融冰吸热影响，水温年变幅也较小，因此中纬地区水温年变幅常常比低纬和高纬都大些。在不封冻地区，水温年变幅与气温年变幅的变化趋势相同，水温年变幅度随地势增高而减小，随大陆性增强而增大。我国河流水温年变幅最大地区在华北平原地势最低、气温年较差最大的地区；东南沿海各河流，水温年变幅较小；青藏高原上，水温年变很小；云贵高原，地势较高，地下水补给比重较大，为水温年变最小的地区。

66 3. 水温的空间分布 水温的垂直分布具有成层性。清晨，河面水温低，向下水温升高（逆温分布）；午后，表面水温高，向下水温降低（正温分布）。暖季，两岸水温高，由岸边向河心、由河面向河底，水温下降。 河流水温沿流程的变化，与河流长度、流程所在的气候条件、补给状况及流向等因素有关。流程越短，水温与补给水源的温度越接近；流程越长，水温受流程内气温影响越显著。高山冰雪融水补给河流，水温沿程增加。河流水温在很大程度上受到河流流向的影响。东西向河流（纬向河流），受上下游地势高低影响，一般地河流上游水温低，年变幅小；下游地区，水温高，年变幅大。南北向河流，如果由高纬流向低纬，受纬度和海拔高度影响，下游纬度和地势都降低，则河流水温由上游到下游沿程增加较快；反之，由低纬流向高纬的河流（或河段），水温的沿程变化取决于地势和纬度的综合影响，水温沿程变化较小，一般来讲，下游水温低。

67 （二）河流的冰情 当河流的水温低于0℃处于过冷却状态时，河流中可能出现冰晶。若气温持续保持在0℃以下，河流就会出现冰情。河流的冰情包括结冰、封冻和解冻的全过程。 1. 结冰期（结冰阶段）　　从河水开始结冰起，到最初形成稳定冰盖时为止，称为结冰期。可分为三个过程： （1）岸冰、水内冰和水面薄冰的形成：随着气温降低，水温下降，当气温降到0℃以下，河面水温亦降到0℃时，水面尤其水流缓慢的河湾附近开始出现冰晶。河岸水温比河流中央降温快，水流慢，则易结冰。 （2）流冰或行凌过程：岸冰、水内冰，伴随流水向下游流动，称为流冰或行凌。 （3）大块冰层的形成：冰块在流动过程中相互碰撞而聚集起来，遇到狭窄河段、河湾或受沙洲、人工建筑物的阻挡，流动的冰块便停积在一起，使冰块增大，冰面扩展，直至最后形成稳定冰盖，进入第二阶段━━封冻期。 2. 封冻期（封冻阶段）　　河面结冰后，若气温持续下降，冰面不断扩大，最后水面冰与岸冰结合一块，甚至全河面被冰层覆盖，称为封冻。 自形成稳定冰盖起，到冰盖破裂开始再次出现流冰之日止，称为封冻期。

68 3. 解冻期（解冻阶段） 次年春季，气温回升到0℃以上，冰盖逐渐融化、破裂，形成许多冰块，再次出现流冰，直至河冰全部消融，称为解冻。从稳定冰盖开始破裂到河冰全部消融为止，称为解冻期。 在秋冬结冰期和春季解冻期，若河流由低纬流向高纬的河段比较长，则在结冰期，上游封冻比下游晚；而在解冻期，上游解冻早于下游，这样上游流动的冰块常在下游受阻而壅积起来，形成冰坝，引起上游水位抬高，以致泛滥成灾的现象，叫做凌汛。黄河许多河段在冬季都要结冰封河，由于黄河流经的地理位置和纬度不一，黄河河道自上而下近乎呈“几”字形，特别是兰州到内蒙古河口镇、郑州花园口到入海口两个河段，流向都是自低纬度流向高纬度。因而黄河凌汛多发生在宁夏、内蒙古和山东河段。据不完全统计，１８８２年至１９３８年的５６年间，黄河下游有２５年发生凌汛决口，上游宁夏至内蒙古河段在新中国成立前，平均每两年就有一次损失较大的凌汛灾害发生。新中国成立后，依靠防洪工程体系，特别是利用青铜峡、刘家峡和三门峡等水利枢纽的调节，已战胜多次严重凌汛。 黄河水系

69 第三节　河流的补给P56-58 一、河流补给类型 河流的补给━━从广义上讲，指河流中的物质和能量的输入。输入的物质有水、泥沙、水化学物质等。但通常按狭义理解。 狭义地讲，河流补给是指河流水量的补给，即河水的来源。它是河流的重要水情特征之一，在一定程度上决定着河流的水文情势。 世界上大多数河流的主要补给水源是流域内的大气降水。但降水有固态和液态之分，进入河槽的途径有地面和地下之分。因而按进入河槽途径的不同，河流的水源可分为地表（地面）水源和地下水源两大类。地表水源又可分为雨水、融水、湖泊沼泽水，地下水源又分为浅层地下水（潜水）和深层地下水（承压水、自流水）等。多数河流都不是由单纯一种形式补给，而是多种形式的混合补给。

70 河流的补给(河流的水源 ) 根据降水形式及其进入河流路径的不同，河流补给可分为: 地表水源：⑴雨水补给
⑵融水补给 ：①季节积雪融水补给；②永久积雪和冰川融水补给 ⑶湖泊和沼泽水补给 地下水补给：⑴潜水补给（冲积层水）；⑵承压水补给（深层地下水） 人工补给

71 （一）雨水补给 ⑴ 分布地区 分布普遍，尤其湿润地区，雨水补给所占比重大。
⑴　分布地区 分布普遍，尤其湿润地区，雨水补给所占比重大。 雨水是全球大多数河流最重要的补给来源，也是我国河流的一种最普遍、最主要的补给来源，尤其东南半壁季风区的河流，雨水补给占绝对优势，秦岭━━淮河一线以南，青藏高原以东的广大地区，雨水补给一般占年径流量的60－80%。 ⑵　补给时间和补给特征 ①补给时间 雨水补给时间取决于降雨时间，即主要发生在雨季。因而取决于雨型（夏雨型、冬雨型、年雨型、全年少雨型）。比如，我国大部分地区位处东亚季风区，雨水主要集中在夏、秋雨季，则夏秋雨季河流多处于汛期；相反，冬春旱季处于枯水期。

72 ②补给特征 雨水补给的特点，主要决定于降雨量和降雨特性。降雨量的大小决定了补给水量的大小，降雨量大，补给量也大；否则，相反。
由于降雨过程具有不连续性和集中性，使雨水补给也具有间断不连续性和集中性，集中在雨季，其补给过程来得迅速和集中。因此，雨水补给为主的河流，河流水量随雨量的增减而涨落，径流年内变化趋势与降雨一致，流量过程线呈陡涨急落的锯齿状，并在汛期常形成峰高量大的洪水过程。 由于降雨具有年内、年际变化大的特点，使雨水补给的年内、年际变化大。降雨强度的大小也决定了补给量的大小，降雨强度大，历时短，损耗量少，补给流量的水量较多。雨水补给的河流，由于雨水对地表的冲刷作用，所以河流的含沙量也大。  

73 （二）融水补给 季节性积雪融水补给 ⑴ 分布地区
⑴　分布地区 中高纬地带（温带和寒带）和高山地区，我国北方河流尤其东北地区河流，积雪融水补给量占较大比重。 ⑵　补给时间 主要发生在气温回升的春季。中高纬地带和高山地区，冬季的固态降水以积雪形式保存下来，到次年春季，随气温回升，天气转暖，积雪融化补给河流。因此，积雪融水补给河流主要发生在春季，并常常形成春汛，正值桃花盛开时节，故又称“桃汛”、“桃花汛”。 ⑶　补给特征 积雪融水补给量大小及其变化与流域的积雪量大小和气温变化有关，补给过程具有明显的时间性和连续性。

74 时间性：指积雪融化时间（初春－初夏）和融化强度随太阳辐射和气温变化而变化。冬季的固态降雪，在春季气温回升到0℃以上，便开始融化补给河流，并随气温增高而融化加快，白天比夜间快。
连续性：由于气温变化的连续性，积雪的融化过程是连续的。即在消融期内，随着气温回升，积雪开始融化补给河流，并随气温增高，融化加快，补给量增多，河流水量增大；随后又随积雪量的减少而流量减小，直至最后消失，转化为雨水补给为主。 具体反映在河流流量过程线上具有下述特点： 积雪融化期间，河流水量变化同气温变化相一致，比雨水补给为主的河流水量平稳而有规律。一般地全年有两次流量高峰，即积雪消融造成的春汛和雨水补给造成的夏汛，夏汛为主。

75 冰雪融水补给 ⑴　分布地区 高山地区和两极地区，河流多靠永久积雪和冰川融水补给，尤其干旱、半干旱地区和高寒地区，冰雪融水常成为河流的主要补给水源。我国西北地区和青藏高原地区，有许多高山、极高山，冰雪融水常成为河流的重要补给水源。

76 ⑵　补给时间和补给特点 与季节性积雪融水补给具有相似性，又有差异性。 ①相似点：都是通过融水补给河流，补给水量及其变化与太阳辐射和气温的变化一致，补给过程具有连续性和时间性，补给水量比雨水补给稳定，河流水量的年、日变化明显，尤其日变化明显。 在冰川分布地区，可见到清晨干涸无水的干谷，一到午后水流汹涌不能涉渡的情况。 ②不同点：补给时间发生在气温最高的夏季，在气温最低的冬季为枯水期。 如新疆的玛纳斯河每年6－7月为洪水季节。

77 （三）湖泊沼泽水补给 （1）分布地区 与湖沼分布区一致，分布普遍。 （2）影响因素 ① 湖沼位置
　　与湖沼分布区一致，分布普遍。 （2）影响因素 ①　湖沼位置 　　山区湖沼常成为河流的源头，直接决定着河流水量大小。如我国松花江发源于中朝边境长白山天池。 　　河流中、下游湖泊，既可汇集湖区来水，又可流出补给河流干流，增加河流水量。如洞庭湖，接纳湘江、资水、沅江、澧水等四大水系及许多小河来水后汇入长江，增加长江水量。 　　中下游平原区，与河流相通的湖泊，与河流的补给是相互的，对河流水量起着重要调节作用。洪水期，河水位较高，部分洪水进入湖泊；枯水期，河水位低于湖面，湖水补给河流。这样使河流的洪峰流量在为削减，河流水量年内变化趋于均匀。如长江中下游的洞庭湖、鄱阳湖等对长江水量有一定调节作用。

78 ②　湖沼水量多少 　　湖泊面积越大，深度越深，容水越多，调节作用就越显著。 （3）补给特点 　　一般地，由于湖沼的调节作用，使湖沼水补给的河流，水量变化较均匀，流量过程线较平缓、变幅小。

79 （四）地下水补给 雨水、冰雪融水、湖沼水等地表水渗入地下便形成地下水。河流从地下获得的水量补给，称为地下水补给。 （1）分布地区
地下水是河流补给的一种普遍形式，除少数小河外，几乎都有一定数量的地下水补给。 （2）补给时间→全年 地下水是河流经常的而又比较稳定可靠的且均匀的补给源，即全年均有地下水补给，尤其在缺乏地表水补给的枯水季节，河流仍保持着连续不断的水流，称为“基流”，几乎全靠地下水补给来维持，此时河流流量过程实质上是地下水补给过程。 （3）补给特征 地下水，尤其深层地下水受外界气候条件影响小，因此地下水对河流的补给具有稳定性和可靠性，而且在时程分配上具有均匀性特点。 以地下水补给为主的河流，河流水量稳定均匀，水量变幅小。

80 浅层地下水又叫冲积层地下水，它受外界气候条件的影响较大，因而补给水量有明显的季节变化。另外，冲积层地下水与河岸有特殊的调节关系而使补给变得复杂，通常二者为互补关系。洪水期或涨水期，河水位高于两岸地下水位，河水向两岸冲积层渗漏即河水补给地下水；枯水期或落水期，河水位低于两岸地下水位，两岸冲积层地下水又流出补给河水。这种河岸与河水互相补给的关系，称作河岸调节作用。 若河床高出两岸地面，如黄河从河南花园口以下形成“地上河”，则只有河水补给地下水；相反，若地下水位高出河床很多，也只有地下水补给河水。这种补给关系称为单向补给关系。

81 深层地下水，由于埋藏较深，受当地气候条件影响较小，其补给水量只有年际变化，季节变化不明显，故它是河流最稳定的补给来源。
　　深层地下水，由于埋藏较深，受当地气候条件影响较小，其补给水量只有年际变化，季节变化不明显，故它是河流最稳定的补给来源。  

82 除了河流的天然补给以外，还可根据人类发展生产的需要而进行人工补给。如我国南水北调工程，将水量多的长江水北调补给水量缺乏的黄河等。
以上是河流的各种补给形式。事实上，一般较大的河流，常常是两种或多种形式的补给，称为混合补给。如长江、黄河既有雨水、雪水、冰川水，也有地下水、湖沼水补给。 不同地区的河流从各水源中得到的水量不同；即使同一河流，不同季节的补给形式也不一样。这样的差别主要是由流域气候条件决定的，同时也与下垫面性质和结构有关。例如热带低海拨地区没有积雪，降水成主要水源；冬季长而积雪深厚的寒冷地区，积雪在补给中起主要作用；发源于世大冰川的河流，冰川融水是首要补给形式；下切较深的大河能得到较多地下水的补给；发源于湖泊，沼泽或泉水的河流，主要依靠湖水、沼泽或泉水补给。此外，人类通过工程措施，也可以补给河流。

83 二、河流水源的定量估计（流量过程线的分割）（扩充部分）
前已叙及，河流水量变化取决于河流的补给状况。由于各种补给形式所发生的时间、强度及它们的组合不同，因而造成河流水文情势的种种变化。为了了解各种形式的补给在河流水情中所起的作用，研究河川径流的形成规律和预报方法，就必须估计各种形式的补给水量和它们的变化过程。因此，有必要从河流的流量过程线上把各种形式的补给部分分割开来，从成因上研究径流形成过程及各种因素的影响。

84 （一）地表径流与地下径流的分割（基流分割）
分割地下径流的方法很多，归纳起来有以下几种： 1、直线分割法 （1）平割（水平直线分割法） 在洪水流量过程线上找到涨水段的最低点，即起涨点A，由最低点A引一水平直线交退水曲线于B点，AB线以下的水量作为基流（地下水补给），AB线以上作为地面经流。 此法简单易行，但具有局限性。 ①适宜于深层地下水的分割； ②适宜于洪水前的枯水情况； ③土壤十分干燥，降水未使土壤饱和，未渗入到地下径流区。 当有浅层地下水补给混杂其中时，这种方法就不适用了。

85 (2)斜割（斜线分割法） 事实上，雨后浅层地下水补给量比雨前有所增加，则地面径流停止点B‘应比B点高。由起涨点A引斜线到流量过程线退水段上的地表径流终止点B’。AB‘线以下部分为地下径流补给，AB’以上部分为地表径流补给。同理，AB线以下部分为深层地下水补给，而AB与AB‘之间部分可认为浅层地下水补给。 地表径流停止点B'可以根据洪峰后的天数N在流量过程线上定 出，N值大小取决于流域坡度及面积。随流域面积增大，N值增加。 直线分割法的缺陷： 忽视了河水与地下水的水力联系，因而误差较大。但简单易行。

86 2、退水曲线法 指根据标准退水曲线，将流量过程线由两端向内展延地下水退水曲线，退水曲线以下部分即为地下径流部分。
　　指根据标准退水曲线，将流量过程线由两端向内展延地下水退水曲线，退水曲线以下部分即为地下径流部分。 　　即由起涨点A顺退水趋势延伸到C点，AC段为前次洪水过程的延续。再从地表径流终止点 B向前延伸到D点，最后用直线CD将两条退水曲线连接起来，ACDB线以下即为地下水补给。 退水曲线法只适用于河水与地下水没有水力联系的情况。 以上两种方法只限于分割地表径流与地下径流。

87 （二）地表径流的分割 地表径流又由雨水、季节性积雪融水、冰雪融水、湖沼水等多种水源补给。根据各地表水源类型的补给时间、特点和气象资料等，在流量过程线上可分割出各补给类型来。 1、雨水补给与融水补给分割 多采用相关分析法。 （1）融水―气温关系 冰雪融水补给量多少、快慢取决于气温高低及其变化，气温高、融化加快，补给量增多，补给时间为温暖的季节。 季节性积雪融水补给取决于气温高低和积雪量大小。 （2）降雨―径流关系 雨水补给量的多少取决于雨量的多少，根据降雨时间、雨量大小来分割。

88 2、复式洪峰的分割 若两种地表水源补给发生的时间相隔很短，或两次降雨时间间隔短，前一次洪水过程的退水未退完，后一次洪水过程迭加于其上，出现连续洪峰。则两种补给可用退水曲线将它们分开，退水曲线降到地下水补给线为止。 Q B A'' A A' t

89 3、两种地表水源补给同时发生，共同造成洪水时，它们之间的界线很难分开。 　　如夏季冰雪融水补给时，又遇暴雨。则需根据各自补给特点分割。 　　雨洪特点：峰形陡而历时短； 　　融水洪水特点：峰顶平缓，历时较长。

90 第四节　径流的形成与计算P69-75　 通过第二章第5节的介绍，径流形成是一个相当复杂的物理过程，为了便于说明这个过程，通常把降雨径流形成过程概化为产流过程和汇流过程。所谓产流，是流域上各种径流成分的生成过程，也就是流域下垫面(地面及包气带 ）对降雨的再分配过程。不同的下垫面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，呈现不同的径流特征。所谓汇流，是流域上各种径流成分从其产生的地点向流域出口断面的汇集过程；由于时间和空间上的差别，汇流可分为坡地汇流及河网汇流两个阶段。降雨扣除截留、填洼、下渗、蒸发等损失之后，剩下的部分称为净雨，在数量上等于它所形成的径流深。在我国常称净雨量为产流量，降雨转化为净雨的过程为产流过程，关于净雨的计算称为产流计算。净雨沿着地面和地下汇入河网，然后经河网汇流形成流域出口的径流过程，这个流域汇流过程的计算称之为汇流计算。本节将介绍降雨形成径流的原理和计算方法，并着重介绍流域的产流分析与计算、汇流分析与计算。

91 一、流域产流方式（2.5讲过） （一）包气带在产流中的作用
地表面与地下水面之间的土层带，土壤含水量未达饱和，是土壤颗粒、水分和空气同时存在的三相系统，故称包气带或非饱和带；地下水面以下的土层处于饱和含水状态，是土壤颗粒和水分组成的二相系统，称为饱水带或饱和带（如图）。包气带是由岩石土壤（包含风化壳）构成的有孔介质蓄水体，是大气水和地表水同地下水发生联系并进行水分交换的地带。 包气带是径流的发生场，依靠其本身所具有的吸水、持水、阻水及输水等特性对降水起着调节和再分配作用，在水分的垂向运行过程中，包气带对降雨进行两次再分配。 　包气带与饱水带示意图

92 （1）第一次再分配（发生在包气带上界面—地表面）
雨水降落到地表面以后，当降雨强度i超过下渗能力fp时形成超渗雨，超过下渗能力部分的雨水形成地表径流Rs, 则实际的入渗率为 f= fp, 在时段T内的入渗量F为 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.25） 所形成的地表径流量Rs为 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.26） 当降雨强度i小于下渗能力fp时，全部雨水渗入土壤中，不产生地表径流，则实际的下渗率为 f = i，入渗量F为 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.27） 对一场总降雨量为P的降雨过程来说，雨强时大时小，有时i＞fp，有时i＜fp，下渗到包气带土层中的水量F为： 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.28）

93 降雨-入渗-径流之间的平衡关系图 所形成的地表径流量为 （3.29）
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.29） 可见，第一次再分配的结果是将雨水分成地面径流Rs与入渗量F两部分（如图）。 　降雨-入渗-径流之间的平衡关系图

94 （2）第二次再分配 包气带对降雨的第二次再分配发生于包气带内部，主要是对渗入土壤中的水分进行再分配。这一次再分配远比第一次分配复杂。总体讲，下渗的水分一部分以蒸发形式逸出地面，剩余部分又在运行中被分成两个部分：土壤蓄存部分和径流部分。 蓄存部分是指下渗补给包气带田间缺水量部分（包气带缺水量等于包气带田间持水量Wm减去实际含水量W0 ）。若下渗量F小于包气带缺水量，即F≤（Wm－W0）时，下渗水量全部为滞蓄水量，在无雨期蒸发，即不产生壤中流和地下径流，即 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.30） 式中，E为蒸发量； W0为降雨开始时的包气带的蓄水量（初始含水量）；We为降雨结束时的包气带的蓄水量。

95 产生的径流部分是指当下渗水量超过包气带缺水量时以自由重力水形式运行的部分。即雨末包气带达到田间持水量时
　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.31） 式中，Wm为田间持水量（蓄水容量）；RG为包气带中能自由运动的重力水。 若流域上持续不断降雨，渗入土壤中的水使包气带含水量不断增加。当土层中的水达到饱和后，在一定条件下，部分水沿坡地土层侧向流动，形成壤中径流（Rss），也称表层径流。下渗水流达到地下水面后，以地下水的形式沿坡地土层汇入河槽，形成地下径流（Rg）。因此，流域上的降水，经过包气带的两次再分配作用，可以同时产生三种径流成分：地面径流（Rs）、壤中流（Rss）、地下径流（Rg）。

96 （二）蓄满产流和超渗产流 1.超渗产流 超渗产流又叫非饱和产流，是指包气带土壤层含水量未达到田间持水量，而降雨强度i大于下渗强度f产生地面径流Rs的产流方式。 超渗产流发生的条件是：降雨强度i大于下渗强度f，降雨结束时包气带的蓄水量We小于田间持水量，下渗水量F小于包气带缺水量（Wm－W0）。 产流的决定因素是降雨强度i，而与降雨量P关系不大。 超渗产流的特点，是降雨强度i大于土壤下渗能力fp时产流，在整个降雨过程中，包气带土壤含水量总是达不到田间持水量（蓄水容量），径流量R中仅是地面径流，没有地下径流，即 R=Rs。 超渗产流多发生于干旱、半干旱地区，尤其是地下水位低、包气带厚、土壤透水性差、植被差的地区，但是也可发生于湿润地区的久旱初雨时期。我国的黄河流域和西北地区均以超渗产流为主。

97 2、蓄满产流 蓄满产流又叫饱和产流或超蓄产流，指包气带土壤含水量达到田间持水量时的产流方式。即，在土壤含水量未达到田间持水量之前不产流，雨水全部被土壤吸收，在满足田间持水量之后，所有的降雨量均产流。其中稳定下渗的水量fc产生地下径流Rg，逐渐补给河流；降雨强度i超过下渗率f部分的水量产生地面径流Rs。则包气带缺水量为即为下渗损失量。 产流条件是：降雨量P＞包气带缺水量（Wm－W0）。对于一个流域来讲，包气带的最大蓄水容量是大体不变的。因此，降雨量P和雨前土壤含水量为产流的决定因素。若降雨量大，雨前土壤含水量多，则产流量多；反之，则产流量少。在一次降雨过程中，不管包气带是产流前还是产流过程中，只要达到饱和，则其下渗损失量均为（Wm－W0），与降雨强度i无关。 蓄满产流的模型可用下列水量平衡方程表示：　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（3.32） 式中，R为降雨产生的径流量，包括地表径流Rs、地下径流Rg和壤中流Rss；P为一次降雨总量；E为雨间蒸发量。 蓄满产流多发生在湿润地区，尤其发生在地下水位较高、包气带薄、土壤透水性好的流域。但干旱地区的多雨季节也可产生蓄满产流。我国淮河流域及以南的大部地区和东北的东部，以蓄满产流为主。

98 二、流域汇流分析 （一）流域汇流过程 图3-17 流域汇流过程框图
流域汇流是指在流域各点产生的净雨经过坡地和河网汇集到流域出口断面形成径流的全过程。通常将流域汇流分成坡地汇流和河网汇流两个阶段。降落在河流槽面上的雨水将直接通过河网汇集到流域出口断面；降落在坡地上的雨水，一般要从两条不同的途径汇集至流域出口断面：一条是沿着坡地地面汇入相近的河流，接着汇入更高级的河流，最后汇集至流域出口断面；另一条是下渗到坡地地面以下，在满足一定的条件后，通过土层中各种孔隙汇集至流域出口断面。图3－17是流域汇流过程的框图，由图可以看出，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。 图3-17　流域汇流过程框图

99 （二）流域汇流系统分析 流域汇流可视为一个“系统”。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流量过程，系统的作用则是流域调蓄作用，如图3-18 所示。按照系统术语，流域出口断面的流量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。流域响应Q（t）与净雨输入I（t）之间的关系可表达为 　　　　　　　　　　　　 （3-35） 系统算子Φ是表示系统输入和输出之间的运算关系。故上式的含义是：对系统输入I（t）施行一定的运算就得到系统的输出Q（t）。 图3-18　流域汇流系统

100 流域汇流系统可划分为线性和非线性两大类。一个流域汇流系统，如果既满足叠加性，又满足均匀性，则称之为线性流域汇流系统，否则称为非线性流域汇流系统。
叠加性是指n个输入之和产生的总的系统响应等于每个输入产生的响应的代数和，公式为 　　　　　　　　　　　 （3-36） 故叠加性意味着一个输入的存在并不影响其他输入所产生的输出，实际上就是互不干扰性。均匀性是指若将输入的n倍施加于系统，则产生的系统响应等于原输入产生的响应的n倍，公式为 　　　　　　　　　　　　 （3-37） 均匀性也称倍比性。 线性流域汇流系统又可分为时不变和时变两种。一个线性流域汇流系统，如果系统标符Φ中包含的参数均为常数，则称为线性时不变流域汇流系统。反之，如果Φ中包含的参数随时间而变，则称为线性时变流域汇流系统。

101 三、流域汇流计算 流域汇流是指在流域各点产生的净雨经过坡地和河网汇集到流域出口断面形成径流的全过程。流域汇流计算是将降雨引起的净雨过程演算为出口断面的流量过程。现行的流域汇流计算方法很多，其中影响较大的有等流时线法和单位线法。

102 （一）等流时线法P72-74（略）

103 （二）单位线法P74-75（略）

104 第五节　水文统计方法 水文现象是一种自然现象，在时程变化上存在着周期性与随机性的对立统一特点，在其发生、发展和演变过程中，包含着必然性的一面，又包含着偶然性的一面。 必然现象是指事物在发展、变化中必然会出现的现象；水文学中称水文现象的这种必然性为确定性。 对于必然现象，一般而言，通过物理成因分析，将描述现象的数学物理方程列出并求解，即可预测以后任意时刻的状态。例如，依据流域上降落的暴雨量和流域的前期湿润状况，通过对暴雨洪水的成因分析，便可作出洪水过程的预报。 偶然现象或称随机现象是指事物在发展、变化中可能出现也可能不出现的现象。对于随机现象，它在每次试验中出现与否表面上看起来好象是无规律可循的，但是观察了大量的同类随机现象之后，还是可以看出其规律性的。例如投掷一枚硬币，出现正面或反面是事先无法确定的，是一种随机现象，但多次重复投掷，就可发现出现正面和反面的次数接近相等。又如，河流上任一断面的年径流量，由于受到许多因素的影响，每年都不相同，所以是一种随机现象。但多年长期观测的结果表明，年径流量的平均值是一个趋于稳定的数值，并且特大或特小的年径流量出现的机会都较小，而中等大小的年径流量出现的机会较大。这种在大量重复试验中，随机现象所呈现出来的规律，叫做随机现象的统计规律或偶然性规律。统计规律与必然性规律的根本区别就在于统计规律只能给出在一定条件下某种随机事件发生或不发生的可能性大小，而不是给出确定的回答。

105 水文统计及其任务 数学中研究随机现象统计规律的学科称为概率论, 而由随机现象的一部分试验资料去研究总体现象的数字特征和规律的学科称为数理统计学。概率论与数理统计学应用到水文分析与计算上则称为水文统计。 水文统计的任务就是研究和分析水文随机现象的统计变化特性。并以此为基础对水文现象未来可能的长期变化作出在概率意义下的定量预估，以满足工程规划、设计、施工以及运营期间的需要。 水文统计的基本方法和内容具体有以下三点： （1）根据已有的资料（样本），进行频率计算，推求指定频率的水文特征值； （2）研究水文现象之间的统计关系，应用这种关系延长、插补水文特征值和作水文预报； （3）根据误差理论，估计水文计算中的随机误差范围。

106 本节要点（因时间关系） 一、水文变量的统计参数 二、频率与重现期的关系

107 一、水文变量的统计参数 水文变量如水位、流量等均是随机变量。在统计数学上，把随机变量所有可能取值的全体称为总体。若从总体中任意抽取的一部分则称为样本。水文现象的总体是无限的，它是指自古到今以来，以至未来长远岁月所有的水文系列。显然，水文变量的总体是无限的，是不知道的和无法取得的。人们所能掌握的实测水文资料仅仅是总体中的一部分，甚至是很小一部分，属于有限样本序列。下面介绍常用的样本统计参数。

108 一、水文变量的统计参数 （一）基本概念 1.随机变量
若随机事件的试验结果可用一个数X来表示， X随试验结果的不同而取得不同的数值，它是带有随机性的，则将这种随试验结果而发生变化的变量X称为随机变量。例如，掷一颗骰子，出现点数ξ是一种随机试验结果，可能取值为1、2、3、4、5、6这六个数字之一，“出现点数ξ”就是一个随机变量。水文现象中的随机变量，一般是指某种水文特征值，如某站的年径流量、洪峰流量等。 随机变量可分为两大类型： （1） 离散型随机变量　　若某随机变量仅能取得有限个或可列无穷多个离散数值。则称此随机变量为离散型随机变量。例如，掷一颗骰子，“出现点数ξ”的可能取值为有限个数：1，2，3，4，5，6；某河一年内出现洪峰的次数k只可能取0、1、2……等，为可列个，而不能取得相邻两数间的任何中间值。 （2）连续型随机变量　　若随机变量可以取得某一个有限区间内的任何数值．则称此随机变量为连续型随机变量。水文现象大多属于连续型随机变量。例如，某站流量，可以在0和极限值之间变化 ，因而它可以是0与极限流量之间的任何数值。

109 2、总体和样本 在统计数学上，把研究对象的全体称为总体，而把组成总体的各个元素称为个体，代表总体的指标ξ是一个随机变量，所以总体就是指某个随机变量ξ可能取值的全体。随机变量的总体可以是有限序列，如掷一颗骰子后出现的点数ξ为1至6之间的自然数。但有些随机变量的总体是无限的。水文现象的总体通常是无限的，它是指自古迄今以来以至未来长远岁月所有的水文系列。显然水文现象的总体是无法取得的。人们所能掌握的实测水文资料仅仅是总体中的一部分，甚至是很小的一部分，属于有限序列。这种从总体中任意抽取的一部分叫做样本。总体好比全局，样本好比局部，总体可分为许多样本。 为了研究随机变量的变化规律，常用样本的变化规律来近似代替总体的变化规律。这不仅合理，而且也很有必要。即使随机变量的总体是有限可知的，也常常通过样本分析来了解总体。例如，在产品质量的检查验收工作中，因产品数量太多，不可能而且也没有必要检查每件产品，往往是抽出一部分产品作为样本来进行检查，以样本的合格率近似代替总体的合格率。 样本中所包括的项数称为样本容量。很明显，样本容量越大，反映总体的变化规律就越真实民。在水文分析计算中，资料年限越长，计算成果精度越高。

110 （二）常用的水文统计参数 在一些实际问题中，随机变量的分布函数不易确定，而且有些实际问题也不一定都需要用完整的形式来说明随机变量，而只要知道某些特征数值．能说明随机变量的主要特性就够了。例如，某地的年降水量是一个随机变量，各年不同，有一定的概率分布曲线，但有时只要了解该地年降水量的概括情况，那么．其多年平均降水量就是反映该地降水量多寡的一个重要数量指标。这种能说明随机变量统计规律的某些特征数字称为随机变量的分布参数。 水文现象的统计参数能反映其基本的统计规律。而且用这些简明的数字来概括水文现象的基本特性，既具体又明确，便于对水文统计特性进行地区综合。这对计算成果的合理性分析 ，以及解决缺乏资料地区中小河流的水文计算问题具有重要的实际意义。 统计参数有总体统计参数与样本统计参数之分。水文计算中常用的统计参数有均值、均方差、变差系数和偏态系数。

111 （1）算术平均值 设水文变量X的观测系列为x1，x2，‥‥‥，xn，则其均值为：
　　　均值反映了系列的平均水平，是频率曲线方程中的一个重要参数，为水文现象的一个重要特征值。 　　上式两端同除以均值，则有： 　　式中 　为模比系数， 常用ki表示， 则有： 可见，模比系数的均值为1。

112 （2）离差（离均差）D 指样本系列中某一个值xi与其均值之差。即

113 （3）均方差（标准差）σ 从上面可知，均值和离差均值都不能反映系列的离散或集中程度。为了使离差的正值和负值不致相互抵消，一般取原离差平方的平均值，再取平方根，作为鉴定系列离散程度的参数。 均方差或标准差是指系列中各离差平方的均值的算术平方根。即 在工程水文中，通常采用无偏估值公式。 均方差永远取正号，其单位与x相同，反映系列的离散程度。 如甲系列10，50，90和乙系列45，50，55。显然两个系列均值相同，但甲系列离散程度比乙系列大。有 σ甲＝40＞σ乙＝5。 有偏估值公式 无偏估值公式

114 （4）离差系数（变差系数）Cv 均方差σ反映系列的绝对离散程度，在系列均值相同的情况下，能够反映系列的离散程度。但对于两个不同的总体，如果它们的单位不同或均值相差很大，就不能用均方差σ大小来比较其离散程度。例如　 丙系列　45，50，55 丁系列4995,5000,5005 两个系列均方差相同，σ丙＝σ丁＝5；但均值不同，丙系列均值＝50，丁系列均值＝5000，二者相差100倍。显然丙系列的离散程度比丁系列大得多。 因此，比较离散程度除应考虑均方差σ外，还应考虑系列的平均水平即系列的均值。数理统计中，常用离差系数Cv值来反映系列的相对离散程度。

115 离差系数Cv：又叫变差系数，指系列的均方差σ与该系列的均值之比值。即有：
有偏估值公式 水文计算中，通常采用无偏估值公式。则Cv丙＝5/50=0.1；Cv丁＝5/5000＝0.001＜Cv丙，说明丙系列离散程度远大于丁系列。

116 二、频率与重现期的关系P79 若研究的是大量或极大值问题时，如最大流量、洪水、暴雨等，其频率P≤50％，则重现期T与频率P呈倒数关系，公式为
　　　　　　　　　T=1/P 　 ( P≤50％)　　　　 　（3-45） 若研究的是小量、极小值问题时，如枯水流量、旱季降雨量等，其频率P≥50％，则重现期T与频率P的关系为 T=1/(1－P) 　 (P≥50％)　　　　　（3-46） 必须指出，由于水文现象并无固定的周期性，所谓多少年一遇的暴雨或洪水，是指大于或等于这样的暴雨或洪水在长时期内平均发生一次的时间，而不能认为每隔多少年必然要发生一次。也许某时段内出现多次，而在另一同长时段内一次也未出现。

117 第六节　河流水文情势P79-87 地球上各种水体的运动变化情况称为水文情势，河流水情主要指河流径流在时程上的变化、洪水与枯水的形成和运动、河流水化学、河流水温与冰情、河流泥沙等。河流水文情势与人类的生产与生活有着密切的关系，探讨河流水情，揭示其运动变化规律，是河流水文学的重要研究内容。有的内容已在本章第二节相关部分已有介绍，该节主要介绍河流径流及其变化情势、洪水与枯水的形成与运动规律。

118 一、正常年径流量及径流情势 P79 （一）正常年径流量概念 式中，Q为历年的年径流量，n为年数。 1、年径流量
（一）正常年径流量概念　 1、年径流量 　　指在一年中通过河流某一断面的水量。它可用年平均流量Q（m3/s）、年径流深度R（mm)、年径流总量W或年径流模数M表示。 2、正常年径流量概念 　　由于受气候、下垫面等因素的影响，对于任意一条河流，不同年份的径流量是不相同的，有的年份水量偏多，有的年份水量偏少，有的年份则一般。年径流量的多年平均值称为多年平均径流量。即 　　式中，Q为历年的年径流量，n为年数。

119 　　实践证明，在气候和下垫面条件基本稳定的情况下，随着年数n的不断增加，多年平均流量逐渐趋于一个稳定的数值，这个稳定的数值称为正常年径流量，以Q0表示，即
　　从数理统计看，若把河流年径流量Qi看成一个随机变量，则它的总体平均值就是正常年径流量。 　　正常年径流量也可用其他径流特征值来表示。如正常年径流总量W0，正常年径流深度R0等。 　　可见，正常年径流量可以看作是正常年份或平均每年中通过河流某一断面的水量。它反映了河流所蕴藏的水资源数量，是水文水利计算中的一个重要特征值。

120 （二）正常年径流量的计算P80　 前已叙及，正常年径流量是河川年径流量总体的均值。但由于河川年径流量的总体是无限的和无法取得的。因此，一般情况下，只要有一定长度的系列资料，则可用采用多年平均年径流量近似代替正常年径流量。 由于资料情况不同，推求正常年径流量的方法也不相同。根据实测资料年限长短或有无，分三种情形（P80-81）： （1）具有长期观测资料时正常年径流量的推求 指实测资料系列有30－40年或更长，可以用年径流量的算术平均值近似代替正常年径流量。 （2）资料不足时正常年径流量的推求 只具有短期实测资料时，选择参证流域、参证站或选取与径流量有成因联系的参证变量进行相关分析，相关展延系列资料，然后再计算多年平均年径流量。 （3）缺乏实测资料时正常年径流量的推求 可以用径流等值线法或经验公式法估算。

121 （三）径流的年际变化P81 河川径流在时间上的变化特性称为径流情势，包括径流的年内变化和年际变化。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，这是因为年径流量是一个随机变量，每年的数值不相同所致，即径流量具有年际变化。河川径流在多年期间内的变化即不同年份的变化称为径流的年际变化。研究和掌握河川径流的年际变化规律，不仅可为水利工程的规划设计提供基本依据，而且对水文情势的中长期预报、地区自然条件的综合分析评价以及跨流域调水的研究都是十分重要的。

122 1、径流年际变化的表示方法 （1）年径流量的年际极值比Km
实测的最大年径流量与最小年径流量的比值称为年径流量的年际极值比，亦称绝对比率），即Km=Qmax/Qmin，它可粗略反映径流量的年际变化幅度。年际极值比Km取决于河川径流的年际变化和实测资料年限，与年径流值和资料年限n成正相关关系。

123 （2）年径流量的变差系数 CV 年径流量的变差系数CV值为：
式中，n 为观测年数；σn为年径流量的均方差； 为多年平均径流量；为Ki第i 年的年径流变率，即第i 年平均径流量与正常径流量的比值。Ki>1表明该年水量比正常情况多；Ki<1，则相反。 年径流量的CV值反映年径流量总体系列离散程度， CV值大，表明径流年际变化大，丰枯悬殊，不利于水资源的利用，在丰水年水量特别大，易发生洪涝灾害，而在枯水年水量又特别小，易发生旱灾。反之，年径流CV值小，表示年径流量的年际变化小，有利于径流资源的利用。

124 2、影响径流年际变化的因素 径流年际变化的影响因素很多，大致可以分为气候因素、下垫面因素和人类活动3类，其中气候因素的影响最大。这些影响因素在空间上均具有地域分异性，因而径流的离差系数CV也具存在地域差异，在一定范围内可以绘制年径流CV等值线图。对我国年径流离差系数CV等值线图的分析表明，影响我国年径流CV值大小的因素主要有年径流量、径流补给来源、地形因素和流域面积大小等。

125 年径流变差系数CV值与年径流量呈反比例关系，亦即年径流量大的地区的年径流CV值小，年径流量小的地区的年径流CV值大。我国河流年径流量CV 值的分布具有明显的地带性，大致是南方小于北方，沿海小于内陆，山区小于平原，分布趋势与年径流深相反，自东南丰水带的0.2~0.3向西北缺水带递增至0.8~1.0。 河流补给类型对径流CV值有明显的影响，以高山冰雪融水或地下水补给为主的河流的年径流CV值较小，以雨水补给为主的河流的CV值较大。天山、昆仑山、祁连山一带源于冰川融水的河流，年径流CV值仅0.1~0.2；地下水补给比重较大的黄土高原的河流，年径流量的CV值只有0.4~0.5，其中以地下水补给为主的无定河上游的CV值小于0.2；以降水主要水源的黄淮海平原的河流，年径流CV值一般在0.8 以上，局部地区甚至大于1.0。 地形对河流径流CV值的影响，主要表现为平原和盆地河流的CV值大于相邻高原和高山地区，原因是受地形抬升等作用的影响，高原和高山地区降水多而稳定，年径流CV值较小；而平原和盆地地区的降水相对较少，年径流CV值较大。 小流域面积河流的CV值大于大流域面积的河流，是因为大河的集水面积大，流经不同的自然区域，各支流径流变化情况不一，丰枯年可以相互调节，加之河床切割较深，得到的地下水补给量相对较多，所以CV值较小。例如，长江干流汉口站CV值为0.13，而淮河蚌埠站的CV则达0.63。同理，各大河干流的CV值一般均比两岸支流小。

126 （四）径流的年内变化 河川径流在一年内的分配也是不均匀的，有的季节、月份水量偏多，有的季节、月份水量偏少。河川径流在一年内不同季节或月份的变化称为径流的年内变化或年内分配、季节分配。径流的季节分配影响到河流对工农业和生活的供水状况、通航时间的长短，以及发电用水情况等。

127 1.径流年内变化的特征值 综合反映河川径流年内分配不均匀程度的特征值很多，常用的是年内分配不均匀系数Cvy和完全年调节系数Cr。
　　　　 　　　　　　　　　　　　（3.49） 式中，Ki为各月径流量占年径流的百分比；　为各月平均径流量占全年的百分比， 即　　=100%/12=8.33%。Cvy越大，表明各月径流量相差越悬殊，年内分配越不均匀， Cvy越小则相反。

128 （2）完全年调节系数Cr 径流年内分配不均，如要得到年内十分均匀的流量过程，通常要建水库进行调节。如果建造的水库是能够把下游的径流调节得十分均匀，即在一年内，无论是在洪水期还是枯水期，水库下游的河流流量是一样的，即等于年平均流量，这样的调节称为完全年调节，能够达到完全年调节的最小库容称为完全年调节库容。径流量年内分配情况不同，所需的完全年调节库容也不同。因此，完全年调节库容可以作为反映河川径流年内分配不均匀程度的综合指标。其计算公式为： 　　　Cr=V/W　　　　　　　　　 （3.50） 式中，V为完全年调节库容；W为年径流总量。 Cr 指标也可采用多年平均完全年调节系数Cr0的形式，即： 　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　（4.51） 式中，　为完全年调节库容的多年平均值；　为多年平均径流总量。

129 2、河流的水情特征期 径流的年内变化主要取决于补给水源及其变化，而河川径流补给条件的变化又主要取决于气候因素，因而随气候条件的周期性变化，河川径流也发生相应变化。根据一年内河流水情变化特征，可以分成若干个水情特征期，即汛期、平水期、枯水期或冰冻期等。

130 汛期：指河流牌高水位的时期。我国绝大多数河流的高水位是夏季集中降雨形成的，故叫夏汛或伏汛。夏汛期径流量大，洪峰起伏变化急剧，是全年最重要的水情阶段。各河流夏汛期长短不一，南方河流因雨季早而持续时间长，夏汛期长。春季积雪融化形成的河流高水位，叫做春汛。东北、华北地区的河流都有春汛，但水量比夏汛小，历时也不长。 枯水期：系指河流处于低水位时期。我国河流的枯水期一般出现在冬季。在枯水期，流域内降雨稀少，河流靠流域蓄水，并主要靠地下水补给，水位、流量变化很小。若此时河流封冻，又称封冻期。 平水期：系指河流处于中常水位时期。汛期过后，水位逐渐消退，至枯水期之间有一段过渡时期，水位处于中常状况。我国河流平水期大多出现在秋季，时间不长。

131 3、径流的年内变化类型 根据补给水源不同，可分为三类： ①雨水补给类
以雨水补给为主的河流（雨源河流），河流水量随雨量的增减而涨落，径流的年内变化趋势与降水一致。即雨水多的季节和月份，河川径流量也多；反之，河川径流量也少。 汛期集中在雨季，汛期水量呈现陡涨陡落的变化，常形成峰高、量大的洪水过程，流量过程线呈锯齿状、梳状或双峰状。 如我国南方河流，雨水补给为主，受季风影响，夏秋季降水量多，径流量大，处于汛期；冬春季节则相反，降水少，处于枯水期。

132 ②积雪和冰川融水补给类 以冰雪融水补给为主的河流（冰源河流），河流水量主要随气温变化而变化。如我国西北地区的河流，降雨量很少，而高山积雪和冰川融水补给量大，在夏季气温最高的季节形成明显的夏汛。而华北、东北地区的河流，因受季节性积雪融水补给的影响，常在春季气温回升的季节，形成明显的春汛。 ③地下水补给类 地下水是河流经常性的、稳定可靠并且均匀的补给来源。以地下水补给为主的河流，水量稳定、变幅小。

133 二、特征径流——洪水和枯水 P83－87 （一）洪水（flood） 洪水和枯水是河川径流两个十分重要的特征值，是水文学的研究重点之一。
1、洪水概念 洪水是一种复杂的自然现象。目前对洪水的定义还不统一。一般地，洪水通常是指由大量降雨或冰雪融化及水库溃坝等引起的突发性高水位水流，其根本特征是水体水位的突发性上涨，超过正常水位，淹没平时干燥的陆地，使沿岸遭受洪涝灾害。

134 2、洪水成因与分类 暴雨或大面积霪雨是造成洪水的主要原因，另外大量积雪和冰川融化也可形成洪水。
根据成因，洪水可分为暴雨洪水（雨洪）、融雪洪水（雪洪）、溃坝洪水和冰凌洪水等。其中暴雨洪水是我国大多数河流的主要洪水类型，也是水文学的研究重点。 流域的暴雨特性、流域特性、河槽特性和人类活动等因素，对洪水大小及其性质都有直接影响。 按气象方面规定：24小时降雨量超过50mm或12小时降雨量超过30mm的降雨称为暴雨。其中24小时降水量超过100mm者称大暴雨，24小时降水量超过200mm者称特大暴雨。

135 暴雨特性：包括暴雨强度、暴雨持续时间（历时）和空间分布等，尤其暴雨中心移动路线和笼罩面积，对洪水有着巨大的影响。如暴雨中心向下游移动，雨洪同步，常造成灾害性大洪水。
流域特性：包括流域面积、形状、坡度、河网密度及湖沼率、土壤、植被和地质条件等。如流域面积大的流域，暴雨常是局地性的，大面积连续降水是造成洪水的主要原因。而对小流域，暴雨笼罩整个流域的机会多，易于形成洪水。 河槽特性：包括河槽断面、河槽坡度、糙率等，是河网调蓄能力的决定因素。 人类活动：如修建蓄水工程，可拦蓄部分洪水，削减洪峰，调节径流。

136 根据洪水发生的区域差异可分为流域洪水（河流洪水）和海岸洪水等类型。
根据洪水来源可分为上游演进洪水和当地洪水两类。上游演进洪水是指上游径流量增大，使洪水自上而下推进，洪峰从上游传播到下游有一段时间间隔；而当地洪水是指由当地大量降水等原因引起地表径流大量汇聚河槽而造成的洪水。 同一河流，一般上游洪峰比较尖锐，水位暴涨暴落，变幅大；下游洪峰则渐趋平缓，水位变幅也减小。 洪水传播速度与河道形状有关，顺直河道洪水传播速度快，弯曲河道洪水传播速度较慢，经过湖泊的河段洪水传播速度更慢。 洪水期间，在没有旁侧支流加入的河段，同一断面上总是首先出现最大比降，接着出现最大流速，然后出现最大流量，最后出现最高水位。

137 3.洪水特性的表示方法 洪水强度通常用洪峰流量（洪峰水位）、洪水总量、洪水总历时等指标来刻划，统称为洪水三要素。如图3-31所示，一次洪水过程中的最大流量称为洪峰流量Qm，洪水流量过程线与横坐标所包围的面积为洪水总量W，洪水流量过程线的底宽即为洪水总历时T。洪水三要素的有关数据是水利工程设计的重要依据。在水利工程的设计中，水工建筑物能够抗御的最大洪水称为设计洪水。通常所说某水库是按百年一遇洪水设计，就是指该水库所能够抗御重现期为百年的洪水，“百年一遇”即为该水库的设计标准。设计标准是根据水工建筑物的规模和重要性而定的，设计标准越高、抗御洪水的能力就越强、就越安全，但是造价也越高。 在科学研究和工程实践中，除洪水三要素指标外，还常常用洪水水深、洪水淹没范围、洪水淹没历时、洪水重现期和洪水等级等指标来描述洪水强度。

138 4.洪水波的运动　 （1）洪水波的概念　　河槽中水流在无大量地表径流汇入前属于稳定流，此时的纵向水面线基本上与河底平行。当流域上发生暴雨或大量融雪后，河槽中流量急剧增加，水位也相应上涨。洪峰过后，流量逐渐减小，水位相应降低，这时在河槽纵剖面上形成的波，即为洪水波，并向下游传播。天然河道中的洪水波属于不稳定流。 图3-32　洪水波形状示意图

139 洪水波发生时，在稳定流水面以上增加的流量称洪水波流量或波流量，它构成了洪水波的波体。初始稳定流水面上的附加水体称为洪水波的波体（图3-32中ABCDA）。波体轮廓线上任一点相对于稳定流水面的高度称为洪水波的波高，其中最大波高称波峰（图3-35中BD），波峰的前部称波前，后部称波后。波体与稳定流水面交界面的长度称洪水波的波长（图3-35中AC）。在洪水波前进的方向上，洪水波的波长通常为波高的数千倍甚至上万倍，故洪水波属于长波，其纵剖面瞬时曲率极其微小。洪水波水面相对于稳定流水面的比降称附加比降iΔ，可近似地用洪水波水面比降i 与稳定流水面比降的差值表示，即iΔ≈i－i0。洪水波的附加比降可正可负。当河槽水流为稳定流时，iΔ=0；在涨洪段或涨洪时，波前iΔ＞0；在落洪段或落洪时，波后iΔ＜0。天然河道洪水波的附加比降约在万分之一以下，但因天然河道稳定流情况下的比降一般在千分之一左右，所以iΔ/i0的值可达百分之几或十几，因此附加比降的作用不能忽略。附加比降是洪水波的主要特征之一，这一特征使洪水波在运动过程中发生一系列变化。

140 （2）洪水波的传播与变形 洪水波在传播过程中，由于水面附加比降iΔ的存在，波前段和波后段的比降、水深各不相同，加之河槽的调蓄作用，使洪水波不断发生变形。图3-33是棱柱形河道中洪水波向下游传播的示意图，图3-33中0-0 线为行洪前稳定流的水面。洪水波自t1 时的A1B1C1 传到t2 时的A2B2C2 位置时，由于波前BC 的比降大于波后AB，即波前水体运动速度大于波后，因此波长相对增大，波高则逐渐减小，即A1C1＜A2C2，h1＞h2，这种现象称为洪水波的展开或坦化。又由于洪水波各处水深不同，波峰B 点水深最大，其运动速度大于洪水波上任何一点，因而在洪水波传播过程中，波前长度逐渐减小，B1C1＞B2C2，比降不断增大，波峰位置不断超前，而波后长度逐渐拉开，A1B1＜A2B2，比降逐渐平缓，这种现象称洪水波的扭曲。 洪水波传播与变形过程示意图

141 洪水波的变形就是指洪水波的展开和扭曲，两者是同时产生的，其主要原因是水面存在着附加比降。洪水波变形的结果是波前越来越短，波后越来越长，波峰不断减低，波形不断变得平缓，波前水量不断向波后转移。在天然河道中，如果河道断面边界条件存在差异或河段区间内有入流，它们对洪水波变形都有显著影响，则洪水波变形的情况更为复杂。

142 （二）枯水（low water)P86 1、枯水概念
　　枯水是指长期无雨或少雨，缺少地表径流，河槽水位下降出现较小流量甚至枯竭的现象。枯水期内的河川径流又称枯水径流。一般地将月平均水量≤全年水量的5%的月份，算作枯水期。我国河流枯水期一般为5个月左右。 2、枯水径流的特点 　　枯水期间，由于降水很少，主要依靠流域蓄水，尤其地下水的补给，并随着流域蓄水的消退，径流呈递减规律。当久旱之后，流域蓄水量消耗最多，河流可能出现一年中的最小流量，小河甚至出现干涸断流现象。 3、枯水径流对国民经流的影响 　　枯水期，河流水量小，径流呈递减趋势，因此：水电站发电量将减小；河道水浅，大船通航受到限制；灌溉用水、工业用水和城市供水也将受到影响。因此，枯水期要特别注意节约用水、节约用电、保护水资源。

143 4、影响枯水径流的因素 　　枯水期，河流水源一方面是枯水期内的少量降水，但更主要的是流域蓄水尤其地下水补给。也即是说，枯水径流过程，实质上是流域蓄水量的消退过程。因此影响枯水径流的因素与影响流域蓄水量的因素密切相关。 　　影响枯水径流的因素很多，主要有流域的水文地质条件、流域面积大小、河流切割深度和河网密度等。例如，砂砾层地区有较大的储水能力，枯水期可以缓慢补给河流；粘土层地区则缺少这种补给。又如，流域面积大、河槽下切较深的河流，获得的地下水补给量也较多。湖泊、沼泽、森林和水库的调蓄作用都能增加枯水径流。 　　我国河流大多数枯水径流出现在10月至次年3－4月。

144 第七节　河水的运动（略）

145 附、河流的分类 （3）春季或夏初雪水补给为主，常年有多量雨水补给的河流。 依据河流的补给和洪水进行分类，将世界河流分成四类九型
融水补给的河流 （l）平原和1000m以上山地融雪水补给的河流。 （2）山中冰雪融水补给的河流。 （3）春季或夏初雪水补给为主，常年有多量雨水补给的河流。 雨水补给的河流 （l）雨水补给，夏季有洪水的河流。 （2）冬季雨水补给为主，全年分配较均匀的河流。 （3）冬季雨水补给丰足，夏季降水很少的河流。 （4）由于气候干燥而不成河流。

146 融水及雨水补给都不足的河流 干涸河流。 冰川补给的河破 冰川补给的河流为南极洲和格陵兰岛所特有。 按河流最终流入地将河流分为：内陆河、外流河 按河流流经的国家分类：国际性河流、非国际性河流 按平面形态分类即按河型分类，分为顺直型、弯曲型、分汊型、游荡型。（见河床地貌） 按河型动态分类分河流为稳定和不稳定，或相对稳定和游荡两大类，然后再按平面形态分为顺直、弯曲、分汊等。 按地区分类一般分为山区（包括高原）河流和平原河流两类，

147 补：河流与地理环境的相互影响 （一）河流是流域内自然环境的产物，是气候的一面镜子
　　河流的形成、发育、河流的水情变化等无一不与自然地理环境密切联系，可以说，河流是流域内自然地理各要素综合作用的产物。在自然地理诸要素中，气候起主导作用。 1、河流是气候的产物 　　河流的补给水源、径流的形成过程及河流的水情变化和河流的发育与地理分布都严格地受气候条件制约。 　　例如，降水的形式、降水量多寡、降水强度大小、降水时空分布、降水中心位置及其移动方向直接影响着径流的形成和洪峰流量；而蒸发的强弱又制约着降水转变为径流量的多少。气温、风、空气饱和差也通过影响降水和蒸发来影响着径流。通常，气候湿润地区，降水多、河网密集、径流充沛；而气候干燥地区，降水少、河网稀疏、蒸发强烈、径流贫乏。这说明河流的发育和地理分布严格地受着气候条件的控制。因此，有人把河流看成是气候的一面镜子。

148 2、下垫面因素对河流的影响 地形地貌、地质土壤、植被、湖泊沼泽等下垫面状况，也对河流施加影响。 （1）地貌因素 坡度
　　地形地貌、地质土壤、植被、湖泊沼泽等下垫面状况，也对河流施加影响。 （1）地貌因素 坡度 　　流域坡度直接影响流域汇流和下渗。坡度大、切割深，坡地汇流和河网汇流速度快，汇流时间短，蒸发和下渗等损失少，则径流量集中；反之，径流分散，蒸发和下渗损失量多，流量过程线平缓。 流域高程 　　一般地，随着流域地势增高，降水量增加，四面固态降水比重增加；同时，高程增加，气温降低，蒸发减弱。因此，地势增高，径流增多，山区常成为多水中心。 坡向 　　迎风坡多地形雨，径流丰沛；背风坡处于雨影区，径流少。

149 （2）地质和土壤 　　岩石土壤性质、构造条件直接影响着下渗过程和地下水的储存条件，进而影响着径流的形成。 （3）植被因素 　　植被，尤其森林植被能够拦截雨水，增大地表糙度，增加下渗量，滞缓地表径流，削减洪峰，增加枯水径流，对径流的年内分配具有重要调节作用。 （4）湖泊沼泽因素 　　湖泊和沼泽是天然的蓄水体，对径流有一定的调节作用。 　　此外，人类活动对河川径流的形成也具有重要影响。

150 （二）河流对地理环境和人类社会发展有着重要影响
1、河流是陆地水体中最重要的组成部分，是水分循环的一个重要环节 　　内陆河流把水分从山地输送到内陆盆地或湖泊中，实现水分小循环；外流河则把大量水分由陆地带入海洋，为海陆大循环的纽带。 2、河流能够挟带泥沙，进行冲刷、搬运、堆积等，是塑造地表形态的主要动力之一 　　河流既是山地景观的创造者，又是大小冲积平原的奠基者，还是内陆和海洋盆地中盐类的积累者。 3、河流是重要的自然资源，不仅给人类提供饮用所需的淡水资源，而且在灌溉、发电、航运、水产养殖等方面发挥巨大作用。

151 主要参考文献 ［1］ 邓绶林主编.普通水文学.北京：高等教育出版社，1985
［2］伍光和，田连恕，胡双熙，等.自然地理学（第三版）.北京：高等教育出版社，2000 ［3］天津师范大学地理系等合编.水文学与水资源概论.武汉：华中师范大学出版社，1986 ［4］南京大学地理系，中山大学地理系合编.普通水文学.北京：人民教育出版社，1979 ［5］丁兰璋，赵秉栋.水文学与水资源基础.开封：河南大学出版社，1987 ［6］胡方荣，侯宇光合编.水文学原理（一）.北京：水利电力出版社，1988 ［7］于维忠主编.水文学原理（二）.北京：水利电力出版社，1988 ［8］詹道江，叶守泽.工程水文学（第三版）.北京：中国水利水电出版社，2000 ［9］黄锡荃主编.水文学.北京：高等教育出版社，1993 ［10］中国科学院《中国自然地理》编委会.中国自然地理（地表水）.北京：科学出版社，1981 ［11］叶守泽主编. 水文水利计算.北京：中国水利水电出版社，2001

152 河流部分复习思考题 1、河流概念、各河段特征，如何确定河源？ 2、什么是水系、河长和河网密度？ 3、扇状、羽状和树枝状水系各有何特征？
4、分水岭、分水线、流域概念及其分类。 5、流域面积和形状对河流水情有何影响？ 6、流域高度对河流水情有何影响？ 7、掌握河流纵横断面、比降、落差概念。 8、什么是水位、基面（标准基面、测站基面）？ 9、简述水位变化及其影响因素。 10、掌握各种特征水位概念。 11、什么是相应水位？

153 12、掌握河道流速分布特征。 13、什么是流量、流量过程线，水位与流量有何关系？ 14、什么是河流泥沙，按其运动方式分哪些类型？ 15、什么是含沙量，简述黄河含沙量大的原因。 16、简述河流水温的沿程变化和年变规律。 17、河流冰情分哪几个阶段，什么是凌汛？ 18、从水源、分布地区、发生季节、补给特征等多方面比较河流各补给类型。 19、掌握地表径流与地下径流分割方法。 20、掌握降雨径流形成过程。

154 21、从产生地区、产流条件和产流因素等方面比较蓄满产流与超渗产流。
22、掌握径流主要特征值。 23、什么是正常年径流量？ 24、河流在一年内通常包括哪几个水情特征期？ 25、比较雨水补给类河流与融水补给类河流的不同。 26、什么是洪水和枯水？ 27、掌握流域水量平衡方程。 28、了解河流分类。 29、了解河流与地理环境的相互作用。

155 30、某流域集水面积为600km2，其多年平均径流总量为5亿m3，试问其多年平均流量、多年平均径流深、多年平均径流模数为多少？
［Q＝15.9m3/s，R＝833mm，M=26.6L/s.km2］ 31、某水文站测得多年平均流量Q＝822m3/s，该站控制流域面积F＝121000km2，多年平均降水量P＝767mm，试推求多年平均径流总量W、多年平均径流深R、多年平均流量模数M和多年平均年径流系数α。 ［W＝259×104m3，R＝214mm， M＝6.8L/(s.km2)， α＝0.28］