第256章 神界秘匙
形成过程
综述
河川径流的形成是一个连续的过程，但可以划分为几个特征阶段，一般为停蓄阶段、漫流阶段和河槽集。
坡面漫流作为地表径流向河槽汇集的中间环节，分为片流、沟流和壤中流三种形式，其中沟流是主要形式。水在地表纹沟中流动，流速一般不超过1~2米/秒，但流速和流量都从坡顶向坡底增加，冲刷力也相应地向坡底增强。片流并不多见。壤中流是指水在地表下数厘米的土壤中流动，其速度不大，开始时间也比较晚，但降水停止后仍可持续一段时间。地表土壤物质往往由这种坡面漫流带人河槽。
河槽集流阶段
坡面漫流的水进人河道后沿河网向下游流动，使河流流量增加，叫做河槽集流。河槽集流阶段大部分河水流出河口，小部分渗入河谷堆积物补给地下水。待洪水消退后，地下水又反过来补给河流。河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间。这个阶段包括雨水由坡面进人河网，最后流出出口断面的整个过程，是径流形成的最终环节。
径流计量
综述
在研究某时段内河流水量变化和比较各河流的径流量时，都必须采用适当的量值来计算。常用的量有以下几种：流量（Q）、径流量（W）、径流模数（M），径流深度（y）、径流变率（模比系数K）、径流系数（?）。
流量
单位时间内通过某水断面的水量，叫做流量（立方米/秒）。
?
式中，A为过水断面积，v为水流的平均流速。
径流量
在一特定时段内流过河流测流断面的总水量，称为径流量（平方米或平方千米），例如年径流量。计算径流总量的公式为：
式中：T为时间（年、月—）；Q为时段平均流量。
河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即平均每年中流过河流某一断面的水量。它是一个比较稳定的数值，也是一个重要的特征值。只有径流年际变化较小，或者有相当长的观测资料时，才能够精确地计算出河流的正常径流量。
根据实测资料年限长短不同，可以分别采用下列方法推求河流的正常径流量：
①具有30~40年或更长连续观测系列的，可以把径流量的算术平均值作为正常径流量；
②只有短期资料时，选择参证站、参证流域或与径流量有成因联系的变量（如降水量），建立相关关系，延长系列；
③缺乏实测资料时，则以径流等值线方法或应用经验公式估算。
径流模数
单位时间、单位面积上产出的水量，称为径流模数〔立方米/（年·平方千米）〕。径流模数与流量之间的关系为：
式中：F为流域面积。
在所有计算径流的常用量中，径流模数最能说明与自然地理条件相联系的径流的特征。通常用径流模数来比较不同流域的单位面积产水量。
径流深度
在研究河流径流时，需要把径流量与降水量进行比较。降水量是用毫米为单位的，径流量也须用毫米为单位。流域面积除该流域一年的径流总量，即得到径流深度：
选取极差标准化方式进行纲化处理后为下式（单位毫米）：
径流模数（M）与径流深度（y）有以下关系：
径流变率（模比系数）
任何时段的径流值M1、Q1或y1等，与同时段多年平均值M0、Q0或y0之比，称之为径流变率或模比系数：
径流系数
一定时期的径流深度y与同期降水量x之比，称为径流系数：
径流系数常用百分数表示。降水量大部分形成径流则?值大，降水量大部分消耗于蒸发和下渗，则值小。
径流变化
年内变化
随着气候的周期性变化，一年中河流补给状况、水位、流量等也相应发生变化。根据一年内河流水情的变化，可以分为若千个水情特征时期，如汛期、平水期、枯水期或冰冻期。
河流处于高水位的时期称为汛期。中国绝大多数河流的高水位是夏季集中降水造成的，故又叫夏汛。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。各河流的夏汛期长短不一，南方河流因雨季早而且持续时间长，夏汛期也长。春季积雪融化形成的河流高水位叫做春汛。华北、东北的河流都有春汛，但水量比夏汛小，历时也不长。
枯水期是河流处于低水位的时期。中国河流枯水期一般出现在冬季。这段时间河水主要依靠地下水补给，流量和水位变化很小；如果此时河流封冻，又可称冰冻期。
平水期是河流处于中常水位的时期。洪水过后，退水较缓慢，所以从汛期到枯水期之间有一-段过渡时期，水位处于中常状况。中国河流的平水期多在秋季，时间不长。
年际变化
径流量的年际变化往往由降水量的年际变化引起。通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度。中国中等河流的离差系数，长江以南一般在0.30以下，长江下游、黄河中游各河流和东北山区河流为0.40，淮河为0.60，海河为0.70。这种大致从南向北增长的趋势，与中国降水量变率的分布趋势基本一致。
特征径流
洪水
河流水位达到某一高度，致使沿岸城市、村庄、建筑物、农田受到威胁时，称为洪水。连续的强烈降水是造成洪水的主要原因，积雪融化也可以造成洪水。流域内的降水分布、强度、降水中心移动路线及支流排列方式，对洪水性质有直接影响。
洪水按来源可分为上游演进洪水和当地洪水两类。上游径流量显著增加，洪水自上而下沿河推进，就形成上游演进洪水。当地洪水则是由所处河段的地面径流直接形成的。由于洪水形成条件不同，洪水过程线也有单峰、双峰、肥瘦等差别。
实际观测发现，同一河流的上游洪峰比较尖锐，变幅大，而下游则渐趋平缓，变幅也逐渐减小。洪水传播速度与河道形状有关，河道整齐的传播快，不规则
综述
河川径流的形成是一个连续的过程，但可以划分为几个特征阶段，一般为停蓄阶段、漫流阶段和河槽集。
坡面漫流作为地表径流向河槽汇集的中间环节，分为片流、沟流和壤中流三种形式，其中沟流是主要形式。水在地表纹沟中流动，流速一般不超过1~2米/秒，但流速和流量都从坡顶向坡底增加，冲刷力也相应地向坡底增强。片流并不多见。壤中流是指水在地表下数厘米的土壤中流动，其速度不大，开始时间也比较晚，但降水停止后仍可持续一段时间。地表土壤物质往往由这种坡面漫流带人河槽。
河槽集流阶段
坡面漫流的水进人河道后沿河网向下游流动，使河流流量增加，叫做河槽集流。河槽集流阶段大部分河水流出河口，小部分渗入河谷堆积物补给地下水。待洪水消退后，地下水又反过来补给河流。河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间。这个阶段包括雨水由坡面进人河网，最后流出出口断面的整个过程，是径流形成的最终环节。
径流计量
综述
在研究某时段内河流水量变化和比较各河流的径流量时，都必须采用适当的量值来计算。常用的量有以下几种：流量（Q）、径流量（W）、径流模数（M），径流深度（y）、径流变率（模比系数K）、径流系数（?）。
流量
单位时间内通过某水断面的水量，叫做流量（立方米/秒）。
?
式中，A为过水断面积，v为水流的平均流速。
径流量
在一特定时段内流过河流测流断面的总水量，称为径流量（平方米或平方千米），例如年径流量。计算径流总量的公式为：
式中：T为时间（年、月—）；Q为时段平均流量。
河流的年正常径流量是指多年径流量的算术平均值，即平均每年中流过河流某一断面的水量。它是一个比较稳定的数值，也是一个重要的特征值。只有径流年际变化较小，或者有相当长的观测资料时，才能够精确地计算出河流的正常径流量。
根据实测资料年限长短不同，可以分别采用下列方法推求河流的正常径流量：
①具有30~40年或更长连续观测系列的，可以把径流量的算术平均值作为正常径流量；
②只有短期资料时，选择参证站、参证流域或与径流量有成因联系的变量（如降水量），建立相关关系，延长系列；
③缺乏实测资料时，则以径流等值线方法或应用经验公式估算。
径流模数
单位时间、单位面积上产出的水量，称为径流模数〔立方米/（年·平方千米）〕。径流模数与流量之间的关系为：
式中：F为流域面积。
在所有计算径流的常用量中，径流模数最能说明与自然地理条件相联系的径流的特征。通常用径流模数来比较不同流域的单位面积产水量。
径流深度
在研究河流径流时，需要把径流量与降水量进行比较。降水量是用毫米为单位的，径流量也须用毫米为单位。流域面积除该流域一年的径流总量，即得到径流深度：
选取极差标准化方式进行纲化处理后为下式（单位毫米）：
径流模数（M）与径流深度（y）有以下关系：
径流变率（模比系数）
任何时段的径流值M1、Q1或y1等，与同时段多年平均值M0、Q0或y0之比，称之为径流变率或模比系数：
径流系数
一定时期的径流深度y与同期降水量x之比，称为径流系数：
径流系数常用百分数表示。降水量大部分形成径流则?值大，降水量大部分消耗于蒸发和下渗，则值小。
径流变化
年内变化
随着气候的周期性变化，一年中河流补给状况、水位、流量等也相应发生变化。根据一年内河流水情的变化，可以分为若千个水情特征时期，如汛期、平水期、枯水期或冰冻期。
河流处于高水位的时期称为汛期。中国绝大多数河流的高水位是夏季集中降水造成的，故又叫夏汛。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。各河流的夏汛期长短不一，南方河流因雨季早而且持续时间长，夏汛期也长。春季积雪融化形成的河流高水位叫做春汛。华北、东北的河流都有春汛，但水量比夏汛小，历时也不长。
枯水期是河流处于低水位的时期。中国河流枯水期一般出现在冬季。这段时间河水主要依靠地下水补给，流量和水位变化很小；如果此时河流封冻，又可称冰冻期。
平水期是河流处于中常水位的时期。洪水过后，退水较缓慢，所以从汛期到枯水期之间有一-段过渡时期，水位处于中常状况。中国河流的平水期多在秋季，时间不长。
年际变化
径流量的年际变化往往由降水量的年际变化引起。通常以径流的离差系数来表示年径流的变化程度。中国中等河流的离差系数，长江以南一般在0.30以下，长江下游、黄河中游各河流和东北山区河流为0.40，淮河为0.60，海河为0.70。这种大致从南向北增长的趋势，与中国降水量变率的分布趋势基本一致。
特征径流
洪水
河流水位达到某一高度，致使沿岸城市、村庄、建筑物、农田受到威胁时，称为洪水。连续的强烈降水是造成洪水的主要原因，积雪融化也可以造成洪水。流域内的降水分布、强度、降水中心移动路线及支流排列方式，对洪水性质有直接影响。
洪水按来源可分为上游演进洪水和当地洪水两类。上游径流量显著增加，洪水自上而下沿河推进，就形成上游演进洪水。当地洪水则是由所处河段的地面径流直接形成的。由于洪水形成条件不同，洪水过程线也有单峰、双峰、肥瘦等差别。
实际观测发现，同一河流的上游洪峰比较尖锐，变幅大，而下游则渐趋平缓，变幅也逐渐减小。洪水传播速度与河道形状有关，河道整齐的传播快，不规则