[工程水文学]总结

水文总结

第二章

第二讲河流及流域 主要内容：河流及其特征 流域及其特征

河流：接受一定区域内地表水和地下水补给，经常或间歇地沿着狭长凹地流动的水流称为河流 水系（称河系或河网）：河流（包括干流、支流）和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成一

个庞大的系统

干流：河系中取长度最大或水量最多的河流为干流

河源：河流开始的地方，可以小溪、泉水、冰川、湖泊或沼泽等形式出现

上游：水位落差大，水流急，流量小，下切力强，河谷窄，呈V型，河槽多为基岩。

中游：中游的特征是河道比降变缓，下切力减弱而旁蚀力增强，河槽逐渐拓宽及弯曲度变大，两岸

出现滩地。

下游 河谷宽，纵断面比降和流速小，河道淤积作用较为显著，浅滩和河洲到处可见河床多为细沙

和淤泥。

河口 河口是河流终点，位于流入海洋、湖泊的地段。

河流长度 指从河源沿河道至河口的距离（注意：不是河流二端间的直线距离）称为河流长度，简

称河长

落差：河源与河口的垂直高差称为河流的落差。落差大表明河流水能资源丰富。

河道比降：落差与河长的比值称为河流的比降。 比降越大河道汇流越快

河流流域：河流某断面（A断面）以上，汇集地表水和地下水的区域统称做该河流在A断面以上的

流域

分水线(岭)：河流周围地面高程最高点的连线。 分水线有地面分水线和地下分水线之分。前者是汇

集地表水的界线，后者是汇集地下水的界线。

非闭合流域：若地面分水线与地下分水线在水平面位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重

合常称这种流域为非闭合流域

闭合流域：若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种

流域为闭合流域

流域的主要特征的描述:

(1) 流域的几何特征

流域面积 指分水线划定的范围在水平面上投影面积

流域长度 指流域的轴长

流域平均宽度B

流域的形状系数 K

(2) 流域的自然地理特征

地理位置 以地理的经度和纬度来表示

气候条件 以各种的气象因子来描述

流域的土壤岩石性质和地质构造 反映了流域下垫面的特征，影响到降水入渗的多小，土壤的蓄水

性及地下水运动等

流域地形特征

流域的植被率和湖沼率

第五讲

下渗：雨水降落到地面后，当地表为透水的土壤时，将有一部分渗入土层，即下渗

包气带：指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气的水、土三相系统，因此，称包气带。这

里的水分，水文上称土壤水。

饱和带：指地下潜水面下边的土层，土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱和带

• 吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用的土壤水分。

• 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，这部分水可从薄膜厚的地方缓慢地流到

薄膜较薄的地方。

• 毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分，不能在重力作用下流走。

• 重力水：在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源

土壤含水量：用单位土壤体积包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。还常用包气带土层的含水量折合为水深（㎜）来表示，称土壤蓄水量。某些特征下的土壤含水量称为土壤水分常数。

 最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水汽量。

 最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大值。

 凋萎含水量：当土壤水分低于该含水量时，植物将缺水而凋萎死亡。

 毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含

水量称毛管断裂含水量。

 田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量。这时继续

下渗的雨水，将补给潜水，形成地下径流。

 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。

下渗的物理过程：（1）渗润阶段 ⑵ 渗漏阶段 ⑶ 渗透阶段

下渗的空间分布：空间分布不均，原因:：

（1）流域中土壤性质的空间分布不同

（2）流域内土壤含水量空间分布不同

（3）降雨在时间空间上分布不均匀

（4）流域内各处地下水位高低不一

第六讲

蒸散发：自然界水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的总称。

蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。

植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。

蒸发量（mm）：某个时段内单位面积蒸发的水量。

蒸发率／蒸发强度（mm）：指单位时间内的蒸发量

可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件

下可能达到的最大蒸发率

1、 水面蒸发（折算系数法K）

2、土壤蒸发（土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程）

3、植物蒸散发（植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程）

4、流域总蒸发量：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称，又称流域蒸散发

第八讲 主要内容 径流形成过程 径流的度量 河川径流的动态变化

径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流，通称为径流。

其中流出流域出口断面的水流称为河川径流

径流形成过程：流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程。

降雨过程→扣除损失→净雨过程→流域汇流→流量过程

其中降雨转化为净雨的过程称产流过程；净雨转化为河川流量的过程称汇流过程

降雨形成的径流量R/净雨量h

径流量(净雨量) = 降雨量 - 损失量

净雨（径流）量包括二个方面： 地面净雨 hs （地面径流Rs）地下净雨 hg （地下径流Rg） 地面径流Rs包括: 坡面漫流 Rs： 指沿流域坡地成片连续流动的水流。

壤中径流/表层流 Rin ：指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向

下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。

地下径流 Rg包括:浅层地下径流 Rgs和深层地下径流 Rgd。

汇流过程： 坡地汇流 河网汇流 流域出流

坡地汇流：指水流沿坡面和地下向河网的流动和汇集过程，它包括坡面汇流、表层汇流和地下汇流。 河网汇流：指水流沿河网中各级河槽向出口断面的汇集过程。

• 总结：

降雨扣除损失后形成净雨.

净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历时长得多. 地下径流比较稳定，维持河川径流常年不断

径流的度量

流量（ Q） 单位时间内通过河流某一断面的水量称为流量

径流量（W）指一定历时内流过某一断面的径流体积

径流深（R）将径流总量W 平铺在流域面积F上的水深

径流模数（M）平均单位流域面积上的流量

径流系数（α）表示降雨形成的径流量与降雨量之比

河川径流的动态变化 反映年径流量的相对变化的特征值常用变差系数CV表示。CV大，年径流量

的年际之间变化剧烈

如何确定河流某一指定断面控制的流域面积？

（1）搜集指定断面以上河流所在地区的地形图；（2）在地形图上画出地面集水区的分水线；

（3）用求积仪量出地面分水线包围的面积，即流域面积。

毁林开荒为什么会加剧下游的洪水灾害？

（1）毁林开荒使山区的植被受到破坏，暴雨时将会造成严重的水土流失，使下游河道淤塞，排水不畅；（2）裸露的坡地，下渗差，暴雨时产生地面径流大，汇流速度快，将使洪峰大大增高。

围垦湖泊，为什么会使洪水加剧？

围垦湖泊，主要使湖泊的蓄洪容积大大减小；

同时，被围垦的土地，还要大量排渍，使河流洪水显著加剧。

同一地区的多年平均雨量山区的往往大于平原的，而多年平均蒸发量则往往相反，为什么？

山脉对气流有地抬升作用，与平原区相比，更有利于降水的形成，因此，在同一气候区内，山区的降雨量往往大于平原。山区地势高，气温比平原低，山坡陡峭，雨水不易滞留，土壤常常不如平原的湿润，故蒸发量往往比平原的小

蒸发对水文循环有何影响？

水文循环有蒸发、水汽输送、降水、下渗、径流等环节，蒸发是其中的一个非常重要的环节，从水量平衡原理可知，蒸发增大，将使径流减少，因此，在水资源比较缺乏的地区，要尽可能地减少不必要的蒸发；蒸发增大，将使水汽加大，可能使降水有所增加，但数量甚微

河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨河水仍然川流不息？

河川径流是流域降雨通过产流、汇流过程形成的，汇流包括地面汇流和地下汇流，前者主要受河网、湖泊的调蓄作用，后者主要受地下水库的调蓄作用，使径流过程变的远远比降雨过程平缓和滞后，尤其是地下汇流速度极其缓慢，使河川径流常年不断

一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？

二者在数量上是相等的，但过程却完全不同。净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。

为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？

净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历时长得多.

第三章

第一节 水文测站及水位

水文测站：在流域内一定地点(或断面)按统一标准对所需要的水文要素作系统观测，以获取信息并进

行处理为即时观测信息，这些指定的地点称为水文测站

基本站: 水文主管部门为掌握全国各地的水文情况而设立,是为国民经济各方面的需要服务的。 专用站：为某种专门目的或用途由各部门自行设立。

水文站网：水文测站在地理上的分布网称为水文站网

基线：基线的长度视河宽B而定,一般应不小于河宽的0.6倍。

水准点：基本水准点、校核水准点

基本水尺断面

测流断面：与基本水尺断面重合，且与断面平均流向垂直。

浮标测流断面：一般中断面应与流速仪测流断面重合，上、下断面之间的间距不宜太短，其距离应

为断面最大流速的50～80倍。

比降断面设立比降水尺：用来观测河流的水面比降和分析河床的糙率。

水位 指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由水面的高程，以m计。

绝对基面：将某一海滨地点平均海水面的高程定为0.000m，作为水准基面。我国曾沿用过大连、大

沽、黄海、废黄河口、吴淞、珠江等基面，现在统一规定的基面为青岛黄海基面。

假定基面：在水文测站附近没有国家水准点情况下暂时假定的一个水准基面。

测站基面：某些水文测站专用的一种假定基面，一般选择在河床最低点或历年最低水位以下0.5～

1.0m处的水平面作为零点来计算水位高度。

冻结基面：将测站第一次使用的基面冻结下来作为永久固定基面的一种基面，也属水文测站专用的

另一种假定基面

日平均水位计算方法

（1）算术平均法：适用于一日内水位变化缓慢，或水位变化较大，但系等时距人工观测或从自记水位计上摘录情况。

（2）面积包围法：适用于一日内水位变化较大，且系不等时距观测或摘录情况。即将当日0~24

第二节 流速仪法测流

流量计算

流速仪测流时有专用的记录和计算表格，通常在测流时随即计算流量。

具体计算步骤如下：

（1）垂线平均流速（2）部分面积平均流速（3）部分断面面积（4） 部分流量（5）全断面流量。

（1）垂线平均流速的计算

一点法： Vm = V0.6

二点法： Vm = (V0.2 + V0.8 ) / 2

三点法： Vm =(V0.2+V0.6+ V0.8 ) / 3

五点法： Vm = ( V0.0 + 3 V0.2 +3 V0.6 + 2 V0.8 + V1.0 ) / 10

（2）部分面积平均流速的计算

部分面积平均流速是指两测速垂线间部分面积的平均流速，以及岸边或死水边与断面两端测速

垂线间部分面积的平均流速。

中间部分面积平均流速的计算：

Vi = ( Vmi-1 + Vmi )/2

岸边部分面积平均流速的计算：

V1=αVm1 或 Vn = αVmn

（3）部分面积的计算

部分面积是以测速垂线为分界。岸边部分按三角形计算，中间部分按梯形计算。

（4）部分流量的计算

由各部分的部分平均流速与部分面积之积得到部分流量。 qiViAi

n（5）断面流量的计算 Qqi

i1第四章

第一节 随机变量及其概率分布

水文统计：概率论与数理统计学应用到水文分析与计算上，称为水文统计。

水文学习惯研究事件X>=x的概率及其分布称为随机变量的分布函数，其几何图形称为随机变量的概率分布曲线，通常称为累积频率曲线，简称频率曲线

经验频率曲线绘制步骤：

（1）将样本系列 X : x

1 , x 2 n 按从大到小的顺序排列； , ,x

（2）用经验频率公式计算系列中各项的频率，称为经验频率；

（3）以水文变量X为纵坐标，以经验频率P为横坐标，点绘经验频率点据；

(4）根据点群趋势绘出一条平滑的曲线，称为经验频率曲线。

重现期是指某随机变量的取值在长时期内平均多少年出现一次，又称多少年一遇。

1 （2 频率曲线参数估计方法

水文频率计算适线法 在我国主要采用皮尔逊III型曲线

适线法(或称配线法)是以经验频率点据为基础,在一定的适线准则下,求解与经验点据拟合最优的频率曲线参数,是我国估计水文频率曲线统计参数的主要方法。

适线法主要有两大类,即目估适线法和优化适线法

目估适线法

具体步骤如下：

（1）将实测资料由大到小排列，计算各项的经验频率，在频率格纸上点绘经验点据（纵坐标为变 量的取值，横坐标为对应的经验频率）

（2）选定水文频率分布线型（一般选用皮尔逊Ⅲ型）。

（3）先采用矩法或其它方法估计出频率曲线参数的初估值 、Cv，Cs凭经验初选为Cv的倍数。

（4）根据拟定的 、Cv和Cs，查附表1或附表2，计算 值。以 X为纵坐标，P为横坐标，即可绘制频率曲线。将此线画在绘有经验点据的图上，检查与经验点据配合的情况 。若不理想，可通过调整x、cv和cs点绘频率曲线。

（5）最后根据频率曲线与经验点据的配合情况，从中选出一条与经验点据配合较好的曲线作为采用曲线，相应于该曲线的参数便看作是总体参数的估值。

（6）求指定频率的水文变量设计值。

相关分析：建立两个或多个随机变量之间的联系，称之为相关关系。把对这种关系的分析和建立称

为相关分析。相关分析可以用来延长和插补短系列。

相关的种类 完全相关、零相关、 统计相关（简相关、复相关）

相关分析的误差

• 回归线的误差： 回归线只反映两变量间的平均关系。按此关系推求的y和实际值之间存在着

误差，用均方误表示。

• 相关系数误差 ：总体不相关（r =0）的两变量，由于抽样原因，样本的相关系数不一定等于

零。为此，需要对相关系数进行检验。

插补延长系列时应注意的问题：（1）变量间应具有成因联系。（2）同期观测资料不能太少。（3）相

关系数大于0.8

第六章（计算参照PPt或作业）

第一节 年径流分析计算-设计代表年法

年径流量：在一个年度内，通过河流出口断面的水量，叫做该断面以上流域的年径流量。它可以用

年平均流量、年径流深、年径流总量或年径流模数表示。

年度分类： 日历年度、水文年度、水利年度

日历年度：当年径流资料经过审查、插补延长、还原计算和资料一致性和代表性论证以后，应按逐

年逐月统计其径流量，组成年径流系列和月径流系列

水文年度：在计算流域水量平衡关系时，最好采用水文年度

水利年度：在水资源利用工程中，为便于水资源的调度运用，常采用水利年度，有时亦称为调节年

度。它不是从 1月份开始，而是将水库调节库容的最低点作为一个水利年度的起始点，

周而复始加以统计，建立起一个新的年径流系列 具有长期资料时设计年径流分析计算

 所谓较长年径流系列是指设计代表站断面或参证流域断面有实测径流系列，其长度不小于规

范规定的年数，即不应小于30年

1、水文资料的审查

审查内容包括鉴定年径流量系列的可靠性、一致性和代表性。

2、设计年、月径流量系列的选取

（1） 实测径流系列经过审查和分析后，再按水利年度排列为一个新的年、月径流系列。

（2）从这个长系列中选出代表段。代表段应包括有丰、平、枯水年，并且有一个或几个完整的

调节周期；代表段的年径流量均值、离势系数应与长系列的相近。

用这个代表段的年、月径流量过程来代表未来工程运行期间的年、月径流量变化。这个代表段

就是水利计算所要求的“设计年、月径流系列”。

3、实际代表年年、月径流量系列的选取

实际代表年法就是从实测年、月径流量系列中，选出一个实际的干旱年作为代表年，用其年径

流分配过程直接与该年的用水过程相结合而进行调节计算，求出调节库容，确定工程规模。选出的年份就称为实际代表年，其年、月径流量，就是实际代表年年、月径流量。

实际代表年法在小型灌溉工程的设计中应用较广

4、设计代表年年径流量及年内分配的计算

（1）根据审查分析后的长期实测径流量资料，按工程要求确定计算时段，对各时段径流量进行频率计算，求出指定频率的各种时段的设计流量值。

（2）在实测径流资料中，按一定的原则选取各种代表年。对灌溉工程只选枯水年为代表年；对水电工程一般选丰水、平水、枯水三个代表年；

（3）求设计时段径流量与代表年的时段径流量的比值，对代表年的径流过程按此比值进行缩放，即得设计的年径流过程线

 代表年的选择

选择原则：

• 选取年径流量接近于设计年径流量的代表年径流量过程线；

• 选取对工程较不利的代表年径流过程线。年径流量接近设计年径流量的实测径流过程线，可

能不只一条。这时，应选取其中较不利的，使工程设计偏于安全。

一般，对灌溉工程，选取灌溉需水季节静流绞股的年份；对水电工程，择选取枯水期较长、径

流又较枯的年份。

 径流年内分配计算

• 同倍比法

同倍比计算式为：  用同一倍比对整个代表年的月径流过程进行缩放，即得设计年内过程。

第二节 设计洪峰、洪量推求

由流量资料推求设计洪峰流量和设计洪量时要经过选样、资料审查、频率计算和成果合理性分析几个步骤

一、资料审查 （1）资料可靠性的审查与改正（2）资料一致性的审查与还原

（3二、选 样

• 选样就是在现有的洪水记录中选取若干个洪峰流量或某一历时的洪量组成样本，作为频

率计算的依据。在水库防洪计算中,目前采用年最大值法。

洪峰选样: 采用年最大值法。可以从水文年鉴上直接查得。

洪量选样: 采用固定时段选取年最大值法。根据洪水水文要素摘录表的数据用梯形面积法计算。

三、特大洪水

• 1.特大洪水： 比系列中一般洪水大得多的洪水称为特大洪水, 并且通过洪水调查可以确定其

量值大小及其重现期者。

特大洪水可以发生在实测流量期间的n年之内,也可以发生在实测流量期间的n年之外,前者称资料内特大洪水,后者称资料外特大洪水(历史特大洪水)。

实测洪水资料中，加入特大洪水，相当于延长了样本系列，有利于提高样本的代表性

• 2.特大洪水重现期的确定 要准确地定出特大洪水的重现期是相当困难的,目前,一般是根据

历史洪水发生的年代来大致推估。

①从发生年代至今为最大

N=设计年份 - 发生年份 + 1

②从调查考证的最远年份至今为最大

N=设计年份 - 调查考证期最远年份 + 1

四、不连序系列经验频率

1 独立样本法

把包括历史洪水的长系列(N年)和实测的短系列(n年)看作是从总体中随机抽取的两个独立样本，各 项洪峰值可在各自所在系列中排位。

特大洪水的经验频率为： 其中有l

• 2 统一样本法

将实测一般洪水系列与特大值系列共同组成一个不连序系列作为代表总体的样本，不连序系列的各项可在调查期限N年内统一排位。

其中有l 五、频率曲线参数估计

在洪水频率计算中，我国规范统一规定采用适线法。其计算步骤同第七章。

用适线法估计频率曲线的统计参数分为初步估计参数、用适线法调整初估值以及对比分析三个

步骤。其中矩法初估公式有所不同

六、计算成果的合理性分析

（1）从洪峰、洪量及其统计参数随时间变化关系上分析

（2）从洪峰、洪量及其统计参数的地区分布规律分析

（3）与暴雨频率分析计算成果进行比较。

设计洪水过程线推求

设计洪水过程线的推求采用典型洪水放大法，即从实测洪水中选出和设计要求相近的洪水过程线作为典型, 然后按设计的峰和量将典型洪水过程线放大,此法的关键是如何恰当地选择典型洪水和如何放大

一、 典型洪水过程线的选择

选择原则: “可能”和“不利”

①选择资料完整,精度较高,峰高量大的洪水过程，其洪水特征接近于设计条件下的稀遇洪水情况。 ②具有较好的代表性,即在发生季节、地区组成、峰型、 主峰位置、洪水历时及峰、量关系能代表设计流域大洪水的特性;

③选择对防洪运用不利的典型，具体地说，如峰型比较集中，主峰靠后的洪水过程。

④如水库下游有防洪要求,应考虑与下游洪水遭遇的不利典型

二、典型洪水过程线的放大

1、同倍比放大法

(1) 按峰放大 典型洪水的洪峰为

QmD，设计洪峰为Qmp，采用放大系数 而与洪水总量关系不大。

(2) 按量放大（最大n天的洪量，这n天必须为连续最大的n天 典型洪水总量为WTD，设计洪水总量为WTP，放大系数 无多大关系，可用这种放大方法。

同倍比放大,方法简单,计算工作量小,但在一般情况下，KQ和KWT不会完全相等，所以按峰放大的洪量不一定等于设计洪量，按量放大后的洪峰不一定等于设计洪峰

注意：最大1天洪量包括在3天洪量之中，同理，最大3天洪量包括在7天洪量之中，得出的洪水过程线上的洪峰和不同时段洪量，恰好等于设计值。

2.同频率放大法

在放大典型过程线时，若按洪峰和不同历时的洪量分别采用不同的倍比，使放大后的过程线的洪峰及各种历时的洪量分别等于设计洪峰和设计洪量。也就是说，放大后的过程线，其洪峰流量和各种历时的洪水总量都符合同一设计频率，称为“峰、量同频率放大”，简称“同频率放大”。 此法能适应多种防洪工程的特性，目前大、中型水库规划设计，主要采用此法

第七章（计算参照PPt或作业）

第一节 次径流划分及计算

一、降雨径流要素计算

1、一次洪水径流量计算

分割方法

 深层地下径流分割方法一般取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割。  流量过程线的分割及不同水源的划分均采用退水曲线

退水曲线 （流域蓄水消退的过程线）

 地面蓄水（河槽、湖泊等）的消退。特点：退水快、曲线坡度陡，各次退水规律不一。  地下蓄水消退。特点：退水慢，曲线缓，各次退水规律相同

标准地下水退水曲线的推求

流量过程分割及径流量计算

水源划分

方法一：水平线分割法 方法二：斜线分割法 适用：地下径流比重大、洪水持续时间长的流域。

方法三：经验公式

地面、地下径流深的计算

地面、地下径流分割后，分割线上面的部分即地面径流WS，下面的部分即地下径流Wg，分别除以流域面积F即可得到其地面径流深RS、地下径流深Rg。

第二节 前期影响雨量及蓄满产流计算

一、前期影响雨量Pa

的计算 PK(Pa,tPt) 前期影响雨量的计算通式： a,t1式中土壤含水量的日消退系数（折减系数）K：

几个应注意的问题

(1)最大值限制问题

当计算出的Pa值大于WM时,取WM作为该日的Pa值。

（2）Pa起始值的确定

一般前期较长一段时间无雨，令

Pa=0；一场大雨或连续几次大雨之后，取Pa=WM。

（3）流域日蒸发能力EM

取E601型蒸发器观测的水面蒸发值作为近似值。一般按晴天和雨天或按月份分别选取。

流域蓄水容量Wm的计算

选取久旱无雨后一次降雨量较大且全流域产流的雨洪资料，计算流域平均降雨量P及相应的产

流量R。 WmPRE

二、蓄满产流方式产流量计算

蓄满产流以满足包气带缺水量为产流控制条件。 就流域中某点而言，蓄满前的降雨不产流，净雨

'量为零；蓄满后才产流，产流量（总净雨量）可以用水量平衡方程计算：R (PE)(WmW0)

降雨径流相关图法

注：降雨相关图的规律：

1）P相同，Pa越大，损失越小，R越大，故Pa等值线的数值自左向右增大。

2）Pa相同时，P越大，损失相对于P越小，径流系数越大，P～R线的坡度随P的增大而减缓，但不应小于45°。

第三节 超渗产流计算

在干旱半干旱地区，地下水埋藏很深，流域的包气带很厚，缺水量大，降雨过程中的下渗的水量不易使整个包气带达到田间持水量，所以不产生地下径流，并且只有当降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，这种产流方式称为超渗产流。关键是确定流域下渗的变化规律

1、初损后损法计算地面净雨过程

（1）基本原理

将下渗损失过程简化为初损和后损两个阶段：初损和后损（后渗）。

初损：产流前降雨量全部损失I0，包括植物截流、填洼等。

后损：产流后的损失。包括：产流历时内损失和后期不产流损失。

①产流历时按平均下渗率下渗；

②产流后期若i≦f ，则按i下渗

（2）初损后损法进行产流量计算 由水量平衡原理，净雨深Rs

由实测资料分析各场洪水的平均后损率

平均后损率f

解题思路:

（1）确定产流开始时刻，并由此计算初损量；

（2）分割洪水过程，并计算本次降雨产生的地面径流深；

（3）由下式

试算产流历时内的平均下渗率；

（4）各时段降雨分别扣损，即可求出本次降雨的净雨过程。

单位线推流

单位线是指，在给定的流域上,单位时段内均匀降落单位深度的地面净雨，在流域出口断面形成的地面径流过程线，称为单位线。 单位净雨一般取10mm，单位时段可取1、3、6、12、24h等，依流域大小而定

问题：若净雨不是一个单位，历时也不是一个时段,如何利用单位线进行汇流计算？

二个假定：倍比假定和叠加假定

倍比假定：如果单位时段内的净雨不是一个单位而是k个单位,则形成的流量过程是单位线纵标

的k倍。

叠加假定：如果净雨不是一个时段而是m个时段,则形成的流量过程是各时段净雨形成的部分流量过程错开时段叠加。

推求单位线的方法——分析法和试算法

单位线可利用实测的降雨径流资料来推求。一般选择时空分布较均匀，历时较短的降雨形成的单峰洪水来分析。

方法步骤：

（1）根据洪水资料，通过径流分割，求得出口断面的地面径流过程；

（2）利用降雨资料，通过产流计算，求出地面净雨过程。

（3）根据地面径流过程和地面净雨过程，运用单位线的两个假定反推单位线。

• 当净雨时段数不多于2个时，反推单位线常用分析法；多于2个时，采用试错法。

单位线时段转换

单位线应用时，往往因实际降雨历时和已知单位线的时段长不相符合，不能任意移用； 在对不同流域的单位线进行地区综合时，各流域的单位线也应取相同的时段长才能综合。

例如，降雨记录只有四段制的，即每6小时观测一次，由此可分析得6h单位线，但实际上则需3h的单位线，就要将6小时单位线转换为3小时单位线。最常用的方法是S曲线法

（1）S曲线的定义及推求

S曲线：假定流域上净雨持续不断，且每一时段净雨均为一个单位，在流域出口断面形成的流量过程线。（根据S曲线的概念，S曲线可根据单位线连续推求，故S曲线是单位线的累积曲线） 单位线存在的问题及处理方法

单位线假定流域汇流符合倍比和叠加原理，事实上这并不完全符合实际。因此，一个流域不同次洪水分析的单位线常有些不同。

主要原因有：

（1）洪水大小的影响

（2）暴雨中心位置的影响

处理办法：

按洪水的大小和暴雨中心位置分别确定单位线，在实际工作中根据具体情况选用。

水文总结

第二章

第二讲河流及流域 主要内容：河流及其特征 流域及其特征

河流：接受一定区域内地表水和地下水补给，经常或间歇地沿着狭长凹地流动的水流称为河流 水系（称河系或河网）：河流（包括干流、支流）和流域内的湖泊、沼泽或地下暗河彼此连接组成一

个庞大的系统

干流：河系中取长度最大或水量最多的河流为干流

河源：河流开始的地方，可以小溪、泉水、冰川、湖泊或沼泽等形式出现

上游：水位落差大，水流急，流量小，下切力强，河谷窄，呈V型，河槽多为基岩。

中游：中游的特征是河道比降变缓，下切力减弱而旁蚀力增强，河槽逐渐拓宽及弯曲度变大，两岸

出现滩地。

下游 河谷宽，纵断面比降和流速小，河道淤积作用较为显著，浅滩和河洲到处可见河床多为细沙

和淤泥。

河口 河口是河流终点，位于流入海洋、湖泊的地段。

河流长度 指从河源沿河道至河口的距离（注意：不是河流二端间的直线距离）称为河流长度，简

称河长

落差：河源与河口的垂直高差称为河流的落差。落差大表明河流水能资源丰富。

河道比降：落差与河长的比值称为河流的比降。 比降越大河道汇流越快

河流流域：河流某断面（A断面）以上，汇集地表水和地下水的区域统称做该河流在A断面以上的

流域

分水线(岭)：河流周围地面高程最高点的连线。 分水线有地面分水线和地下分水线之分。前者是汇

集地表水的界线，后者是汇集地下水的界线。

非闭合流域：若地面分水线与地下分水线在水平面位置上不完全重合，即地面和地下集水区不相重

合常称这种流域为非闭合流域

闭合流域：若流域的地面水和地下水分水线在位置上重合，即地面和地下集水区相重合，则称这种

流域为闭合流域

流域的主要特征的描述:

(1) 流域的几何特征

流域面积 指分水线划定的范围在水平面上投影面积

流域长度 指流域的轴长

流域平均宽度B

流域的形状系数 K

(2) 流域的自然地理特征

地理位置 以地理的经度和纬度来表示

气候条件 以各种的气象因子来描述

流域的土壤岩石性质和地质构造 反映了流域下垫面的特征，影响到降水入渗的多小，土壤的蓄水

性及地下水运动等

流域地形特征

流域的植被率和湖沼率

第五讲

下渗：雨水降落到地面后，当地表为透水的土壤时，将有一部分渗入土层，即下渗

包气带：指地面与地下潜水面之间的土层，是包含有空气的水、土三相系统，因此，称包气带。这

里的水分，水文上称土壤水。

饱和带：指地下潜水面下边的土层，土粒间的孔隙完全被水充满，故称饱和带

• 吸湿水：被分子力紧紧吸附在土粒表面、不能流动、也不能为植物利用的土壤水分。

• 薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，这部分水可从薄膜厚的地方缓慢地流到

薄膜较薄的地方。

• 毛管水：土壤孔隙中被毛管力所吸持的水分，不能在重力作用下流走。

• 重力水：在重力作用下可以流动的土壤水，是地下水的来源

土壤含水量：用单位土壤体积包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。还常用包气带土层的含水量折合为水深（㎜）来表示，称土壤蓄水量。某些特征下的土壤含水量称为土壤水分常数。

 最大吸湿水量：在饱和空气中，干燥土粒能够吸附的最大水汽量。

 最大分子持水量：土粒分子力所结合水分的最大量，薄膜水厚度达最大值。

 凋萎含水量：当土壤水分低于该含水量时，植物将缺水而凋萎死亡。

 毛管断裂含水量：湿润的土壤逐渐干燥时，毛管悬着水的连续状态开始断裂，此时的土壤含

水量称毛管断裂含水量。

 田间持水量：土壤能够保持而不在重力作用下流走的最大含水量，称田间持水量。这时继续

下渗的雨水，将补给潜水，形成地下径流。

 饱和含水量：土壤中的孔隙全部被水充满情况下的土壤含水量。

下渗的物理过程：（1）渗润阶段 ⑵ 渗漏阶段 ⑶ 渗透阶段

下渗的空间分布：空间分布不均，原因:：

（1）流域中土壤性质的空间分布不同

（2）流域内土壤含水量空间分布不同

（3）降雨在时间空间上分布不均匀

（4）流域内各处地下水位高低不一

第六讲

蒸散发：自然界水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的总称。

蒸发：水面与土壤表面的水变成水汽的过程。

植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程。

蒸发量（mm）：某个时段内单位面积蒸发的水量。

蒸发率／蒸发强度（mm）：指单位时间内的蒸发量

可能最大蒸发率或蒸发能力（EM)： 在充分供水的条件下，某一蒸发面的蒸发量，即同一气象条件

下可能达到的最大蒸发率

1、 水面蒸发（折算系数法K）

2、土壤蒸发（土壤中的水分通过空隙上升和汽化以水汽形式从土壤表面进入大气的过程）

3、植物蒸散发（植物散发（蒸腾）：在植物生长期，水分从植物叶面和技干逸入大气的过程）

4、流域总蒸发量：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发的总称，又称流域蒸散发

第八讲 主要内容 径流形成过程 径流的度量 河川径流的动态变化

径流：由降水形成的，沿着流域地面和地下向河川、湖泊、水库、洼地等流动的水流，通称为径流。

其中流出流域出口断面的水流称为河川径流

径流形成过程：流域内，自降雨开始到水流汇集到流域出口断面的整个物理过程。

降雨过程→扣除损失→净雨过程→流域汇流→流量过程

其中降雨转化为净雨的过程称产流过程；净雨转化为河川流量的过程称汇流过程

降雨形成的径流量R/净雨量h

径流量(净雨量) = 降雨量 - 损失量

净雨（径流）量包括二个方面： 地面净雨 hs （地面径流Rs）地下净雨 hg （地下径流Rg） 地面径流Rs包括: 坡面漫流 Rs： 指沿流域坡地成片连续流动的水流。

壤中径流/表层流 Rin ：指下渗的雨水，一部分滞蓄在土壤中；一部分继续向

下运行，遇到相对不透水层时，形成沿不透水层面的表层流。

地下径流 Rg包括:浅层地下径流 Rgs和深层地下径流 Rgd。

汇流过程： 坡地汇流 河网汇流 流域出流

坡地汇流：指水流沿坡面和地下向河网的流动和汇集过程，它包括坡面汇流、表层汇流和地下汇流。 河网汇流：指水流沿河网中各级河槽向出口断面的汇集过程。

• 总结：

降雨扣除损失后形成净雨.

净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历时长得多. 地下径流比较稳定，维持河川径流常年不断

径流的度量

流量（ Q） 单位时间内通过河流某一断面的水量称为流量

径流量（W）指一定历时内流过某一断面的径流体积

径流深（R）将径流总量W 平铺在流域面积F上的水深

径流模数（M）平均单位流域面积上的流量

径流系数（α）表示降雨形成的径流量与降雨量之比

河川径流的动态变化 反映年径流量的相对变化的特征值常用变差系数CV表示。CV大，年径流量

的年际之间变化剧烈

如何确定河流某一指定断面控制的流域面积？

（1）搜集指定断面以上河流所在地区的地形图；（2）在地形图上画出地面集水区的分水线；

（3）用求积仪量出地面分水线包围的面积，即流域面积。

毁林开荒为什么会加剧下游的洪水灾害？

（1）毁林开荒使山区的植被受到破坏，暴雨时将会造成严重的水土流失，使下游河道淤塞，排水不畅；（2）裸露的坡地，下渗差，暴雨时产生地面径流大，汇流速度快，将使洪峰大大增高。

围垦湖泊，为什么会使洪水加剧？

围垦湖泊，主要使湖泊的蓄洪容积大大减小；

同时，被围垦的土地，还要大量排渍，使河流洪水显著加剧。

同一地区的多年平均雨量山区的往往大于平原的，而多年平均蒸发量则往往相反，为什么？

山脉对气流有地抬升作用，与平原区相比，更有利于降水的形成，因此，在同一气候区内，山区的降雨量往往大于平原。山区地势高，气温比平原低，山坡陡峭，雨水不易滞留，土壤常常不如平原的湿润，故蒸发量往往比平原的小

蒸发对水文循环有何影响？

水文循环有蒸发、水汽输送、降水、下渗、径流等环节，蒸发是其中的一个非常重要的环节，从水量平衡原理可知，蒸发增大，将使径流减少，因此，在水资源比较缺乏的地区，要尽可能地减少不必要的蒸发；蒸发增大，将使水汽加大，可能使降水有所增加，但数量甚微

河川径流是由流域降雨形成的，为什么久晴不雨河水仍然川流不息？

河川径流是流域降雨通过产流、汇流过程形成的，汇流包括地面汇流和地下汇流，前者主要受河网、湖泊的调蓄作用，后者主要受地下水库的调蓄作用，使径流过程变的远远比降雨过程平缓和滞后，尤其是地下汇流速度极其缓慢，使河川径流常年不断

一场降雨的净雨和径流在数量上相等，但有何区别？

二者在数量上是相等的，但过程却完全不同。净雨是径流的来源，而径流则是净雨汇流的结果；净雨在降雨结束时就停止了，而径流却要延长很长时间。

为什么对于较大的流域，在降雨和坡面漫流终止后，洪水过程还会延续很长时间？

净雨要经过相当长的时间才能汇集到出口，所以洪水要比暴雨滞后，且历时要比暴雨历时长得多.

第三章

第一节 水文测站及水位

水文测站：在流域内一定地点(或断面)按统一标准对所需要的水文要素作系统观测，以获取信息并进

行处理为即时观测信息，这些指定的地点称为水文测站

基本站: 水文主管部门为掌握全国各地的水文情况而设立,是为国民经济各方面的需要服务的。 专用站：为某种专门目的或用途由各部门自行设立。

水文站网：水文测站在地理上的分布网称为水文站网

基线：基线的长度视河宽B而定,一般应不小于河宽的0.6倍。

水准点：基本水准点、校核水准点

基本水尺断面

测流断面：与基本水尺断面重合，且与断面平均流向垂直。

浮标测流断面：一般中断面应与流速仪测流断面重合，上、下断面之间的间距不宜太短，其距离应

为断面最大流速的50～80倍。

比降断面设立比降水尺：用来观测河流的水面比降和分析河床的糙率。

水位 指河流、湖泊、水库及海洋等水体的自由水面的高程，以m计。

绝对基面：将某一海滨地点平均海水面的高程定为0.000m，作为水准基面。我国曾沿用过大连、大

沽、黄海、废黄河口、吴淞、珠江等基面，现在统一规定的基面为青岛黄海基面。

假定基面：在水文测站附近没有国家水准点情况下暂时假定的一个水准基面。

测站基面：某些水文测站专用的一种假定基面，一般选择在河床最低点或历年最低水位以下0.5～

1.0m处的水平面作为零点来计算水位高度。

冻结基面：将测站第一次使用的基面冻结下来作为永久固定基面的一种基面，也属水文测站专用的

另一种假定基面

日平均水位计算方法

（1）算术平均法：适用于一日内水位变化缓慢，或水位变化较大，但系等时距人工观测或从自记水位计上摘录情况。

（2）面积包围法：适用于一日内水位变化较大，且系不等时距观测或摘录情况。即将当日0~24

第二节 流速仪法测流

流量计算

流速仪测流时有专用的记录和计算表格，通常在测流时随即计算流量。

具体计算步骤如下：

（1）垂线平均流速（2）部分面积平均流速（3）部分断面面积（4） 部分流量（5）全断面流量。

（1）垂线平均流速的计算

一点法： Vm = V0.6

二点法： Vm = (V0.2 + V0.8 ) / 2

三点法： Vm =(V0.2+V0.6+ V0.8 ) / 3

五点法： Vm = ( V0.0 + 3 V0.2 +3 V0.6 + 2 V0.8 + V1.0 ) / 10

（2）部分面积平均流速的计算

部分面积平均流速是指两测速垂线间部分面积的平均流速，以及岸边或死水边与断面两端测速

垂线间部分面积的平均流速。

中间部分面积平均流速的计算：

Vi = ( Vmi-1 + Vmi )/2

岸边部分面积平均流速的计算：

V1=αVm1 或 Vn = αVmn

（3）部分面积的计算

部分面积是以测速垂线为分界。岸边部分按三角形计算，中间部分按梯形计算。

（4）部分流量的计算

由各部分的部分平均流速与部分面积之积得到部分流量。 qiViAi

n（5）断面流量的计算 Qqi

i1第四章

第一节 随机变量及其概率分布

水文统计：概率论与数理统计学应用到水文分析与计算上，称为水文统计。

水文学习惯研究事件X>=x的概率及其分布称为随机变量的分布函数，其几何图形称为随机变量的概率分布曲线，通常称为累积频率曲线，简称频率曲线

经验频率曲线绘制步骤：

（1）将样本系列 X : x

1 , x 2 n 按从大到小的顺序排列； , ,x

（2）用经验频率公式计算系列中各项的频率，称为经验频率；

（3）以水文变量X为纵坐标，以经验频率P为横坐标，点绘经验频率点据；

(4）根据点群趋势绘出一条平滑的曲线，称为经验频率曲线。

重现期是指某随机变量的取值在长时期内平均多少年出现一次，又称多少年一遇。

1 （2 频率曲线参数估计方法

水文频率计算适线法 在我国主要采用皮尔逊III型曲线

适线法(或称配线法)是以经验频率点据为基础,在一定的适线准则下,求解与经验点据拟合最优的频率曲线参数,是我国估计水文频率曲线统计参数的主要方法。

适线法主要有两大类,即目估适线法和优化适线法

目估适线法

具体步骤如下：

（1）将实测资料由大到小排列，计算各项的经验频率，在频率格纸上点绘经验点据（纵坐标为变 量的取值，横坐标为对应的经验频率）

（2）选定水文频率分布线型（一般选用皮尔逊Ⅲ型）。

（3）先采用矩法或其它方法估计出频率曲线参数的初估值 、Cv，Cs凭经验初选为Cv的倍数。

（4）根据拟定的 、Cv和Cs，查附表1或附表2，计算 值。以 X为纵坐标，P为横坐标，即可绘制频率曲线。将此线画在绘有经验点据的图上，检查与经验点据配合的情况 。若不理想，可通过调整x、cv和cs点绘频率曲线。

（5）最后根据频率曲线与经验点据的配合情况，从中选出一条与经验点据配合较好的曲线作为采用曲线，相应于该曲线的参数便看作是总体参数的估值。

（6）求指定频率的水文变量设计值。

相关分析：建立两个或多个随机变量之间的联系，称之为相关关系。把对这种关系的分析和建立称

为相关分析。相关分析可以用来延长和插补短系列。

相关的种类 完全相关、零相关、 统计相关（简相关、复相关）

相关分析的误差

• 回归线的误差： 回归线只反映两变量间的平均关系。按此关系推求的y和实际值之间存在着

误差，用均方误表示。

• 相关系数误差 ：总体不相关（r =0）的两变量，由于抽样原因，样本的相关系数不一定等于

零。为此，需要对相关系数进行检验。

插补延长系列时应注意的问题：（1）变量间应具有成因联系。（2）同期观测资料不能太少。（3）相

关系数大于0.8

第六章（计算参照PPt或作业）

第一节 年径流分析计算-设计代表年法

年径流量：在一个年度内，通过河流出口断面的水量，叫做该断面以上流域的年径流量。它可以用

年平均流量、年径流深、年径流总量或年径流模数表示。

年度分类： 日历年度、水文年度、水利年度

日历年度：当年径流资料经过审查、插补延长、还原计算和资料一致性和代表性论证以后，应按逐

年逐月统计其径流量，组成年径流系列和月径流系列

水文年度：在计算流域水量平衡关系时，最好采用水文年度

水利年度：在水资源利用工程中，为便于水资源的调度运用，常采用水利年度，有时亦称为调节年

度。它不是从 1月份开始，而是将水库调节库容的最低点作为一个水利年度的起始点，

周而复始加以统计，建立起一个新的年径流系列 具有长期资料时设计年径流分析计算

 所谓较长年径流系列是指设计代表站断面或参证流域断面有实测径流系列，其长度不小于规

范规定的年数，即不应小于30年

1、水文资料的审查

审查内容包括鉴定年径流量系列的可靠性、一致性和代表性。

2、设计年、月径流量系列的选取

（1） 实测径流系列经过审查和分析后，再按水利年度排列为一个新的年、月径流系列。

（2）从这个长系列中选出代表段。代表段应包括有丰、平、枯水年，并且有一个或几个完整的

调节周期；代表段的年径流量均值、离势系数应与长系列的相近。

用这个代表段的年、月径流量过程来代表未来工程运行期间的年、月径流量变化。这个代表段

就是水利计算所要求的“设计年、月径流系列”。

3、实际代表年年、月径流量系列的选取

实际代表年法就是从实测年、月径流量系列中，选出一个实际的干旱年作为代表年，用其年径

流分配过程直接与该年的用水过程相结合而进行调节计算，求出调节库容，确定工程规模。选出的年份就称为实际代表年，其年、月径流量，就是实际代表年年、月径流量。

实际代表年法在小型灌溉工程的设计中应用较广

4、设计代表年年径流量及年内分配的计算

（1）根据审查分析后的长期实测径流量资料，按工程要求确定计算时段，对各时段径流量进行频率计算，求出指定频率的各种时段的设计流量值。

（2）在实测径流资料中，按一定的原则选取各种代表年。对灌溉工程只选枯水年为代表年；对水电工程一般选丰水、平水、枯水三个代表年；

（3）求设计时段径流量与代表年的时段径流量的比值，对代表年的径流过程按此比值进行缩放，即得设计的年径流过程线

 代表年的选择

选择原则：

• 选取年径流量接近于设计年径流量的代表年径流量过程线；

• 选取对工程较不利的代表年径流过程线。年径流量接近设计年径流量的实测径流过程线，可

能不只一条。这时，应选取其中较不利的，使工程设计偏于安全。

一般，对灌溉工程，选取灌溉需水季节静流绞股的年份；对水电工程，择选取枯水期较长、径

流又较枯的年份。

 径流年内分配计算

• 同倍比法

同倍比计算式为：  用同一倍比对整个代表年的月径流过程进行缩放，即得设计年内过程。

第二节 设计洪峰、洪量推求

由流量资料推求设计洪峰流量和设计洪量时要经过选样、资料审查、频率计算和成果合理性分析几个步骤

一、资料审查 （1）资料可靠性的审查与改正（2）资料一致性的审查与还原

（3二、选 样

• 选样就是在现有的洪水记录中选取若干个洪峰流量或某一历时的洪量组成样本，作为频

率计算的依据。在水库防洪计算中,目前采用年最大值法。

洪峰选样: 采用年最大值法。可以从水文年鉴上直接查得。

洪量选样: 采用固定时段选取年最大值法。根据洪水水文要素摘录表的数据用梯形面积法计算。

三、特大洪水

• 1.特大洪水： 比系列中一般洪水大得多的洪水称为特大洪水, 并且通过洪水调查可以确定其

量值大小及其重现期者。

特大洪水可以发生在实测流量期间的n年之内,也可以发生在实测流量期间的n年之外,前者称资料内特大洪水,后者称资料外特大洪水(历史特大洪水)。

实测洪水资料中，加入特大洪水，相当于延长了样本系列，有利于提高样本的代表性

• 2.特大洪水重现期的确定 要准确地定出特大洪水的重现期是相当困难的,目前,一般是根据

历史洪水发生的年代来大致推估。

①从发生年代至今为最大

N=设计年份 - 发生年份 + 1

②从调查考证的最远年份至今为最大

N=设计年份 - 调查考证期最远年份 + 1

四、不连序系列经验频率

1 独立样本法

把包括历史洪水的长系列(N年)和实测的短系列(n年)看作是从总体中随机抽取的两个独立样本，各 项洪峰值可在各自所在系列中排位。

特大洪水的经验频率为： 其中有l

• 2 统一样本法

将实测一般洪水系列与特大值系列共同组成一个不连序系列作为代表总体的样本，不连序系列的各项可在调查期限N年内统一排位。

其中有l 五、频率曲线参数估计

在洪水频率计算中，我国规范统一规定采用适线法。其计算步骤同第七章。

用适线法估计频率曲线的统计参数分为初步估计参数、用适线法调整初估值以及对比分析三个

步骤。其中矩法初估公式有所不同

六、计算成果的合理性分析

（1）从洪峰、洪量及其统计参数随时间变化关系上分析

（2）从洪峰、洪量及其统计参数的地区分布规律分析

（3）与暴雨频率分析计算成果进行比较。

设计洪水过程线推求

设计洪水过程线的推求采用典型洪水放大法，即从实测洪水中选出和设计要求相近的洪水过程线作为典型, 然后按设计的峰和量将典型洪水过程线放大,此法的关键是如何恰当地选择典型洪水和如何放大

一、 典型洪水过程线的选择

选择原则: “可能”和“不利”

①选择资料完整,精度较高,峰高量大的洪水过程，其洪水特征接近于设计条件下的稀遇洪水情况。 ②具有较好的代表性,即在发生季节、地区组成、峰型、 主峰位置、洪水历时及峰、量关系能代表设计流域大洪水的特性;

③选择对防洪运用不利的典型，具体地说，如峰型比较集中，主峰靠后的洪水过程。

④如水库下游有防洪要求,应考虑与下游洪水遭遇的不利典型

二、典型洪水过程线的放大

1、同倍比放大法

(1) 按峰放大 典型洪水的洪峰为

QmD，设计洪峰为Qmp，采用放大系数 而与洪水总量关系不大。

(2) 按量放大（最大n天的洪量，这n天必须为连续最大的n天 典型洪水总量为WTD，设计洪水总量为WTP，放大系数 无多大关系，可用这种放大方法。

同倍比放大,方法简单,计算工作量小,但在一般情况下，KQ和KWT不会完全相等，所以按峰放大的洪量不一定等于设计洪量，按量放大后的洪峰不一定等于设计洪峰

注意：最大1天洪量包括在3天洪量之中，同理，最大3天洪量包括在7天洪量之中，得出的洪水过程线上的洪峰和不同时段洪量，恰好等于设计值。

2.同频率放大法

在放大典型过程线时，若按洪峰和不同历时的洪量分别采用不同的倍比，使放大后的过程线的洪峰及各种历时的洪量分别等于设计洪峰和设计洪量。也就是说，放大后的过程线，其洪峰流量和各种历时的洪水总量都符合同一设计频率，称为“峰、量同频率放大”，简称“同频率放大”。 此法能适应多种防洪工程的特性，目前大、中型水库规划设计，主要采用此法

第七章（计算参照PPt或作业）

第一节 次径流划分及计算

一、降雨径流要素计算

1、一次洪水径流量计算

分割方法

 深层地下径流分割方法一般取历年最枯流量的平均值或本年汛前最枯流量用水平线分割。  流量过程线的分割及不同水源的划分均采用退水曲线

退水曲线 （流域蓄水消退的过程线）

 地面蓄水（河槽、湖泊等）的消退。特点：退水快、曲线坡度陡，各次退水规律不一。  地下蓄水消退。特点：退水慢，曲线缓，各次退水规律相同

标准地下水退水曲线的推求

流量过程分割及径流量计算

水源划分

方法一：水平线分割法 方法二：斜线分割法 适用：地下径流比重大、洪水持续时间长的流域。

方法三：经验公式

地面、地下径流深的计算

地面、地下径流分割后，分割线上面的部分即地面径流WS，下面的部分即地下径流Wg，分别除以流域面积F即可得到其地面径流深RS、地下径流深Rg。

第二节 前期影响雨量及蓄满产流计算

一、前期影响雨量Pa

的计算 PK(Pa,tPt) 前期影响雨量的计算通式： a,t1式中土壤含水量的日消退系数（折减系数）K：

几个应注意的问题

(1)最大值限制问题

当计算出的Pa值大于WM时,取WM作为该日的Pa值。

（2）Pa起始值的确定

一般前期较长一段时间无雨，令

Pa=0；一场大雨或连续几次大雨之后，取Pa=WM。

（3）流域日蒸发能力EM

取E601型蒸发器观测的水面蒸发值作为近似值。一般按晴天和雨天或按月份分别选取。

流域蓄水容量Wm的计算

选取久旱无雨后一次降雨量较大且全流域产流的雨洪资料，计算流域平均降雨量P及相应的产

流量R。 WmPRE

二、蓄满产流方式产流量计算

蓄满产流以满足包气带缺水量为产流控制条件。 就流域中某点而言，蓄满前的降雨不产流，净雨

'量为零；蓄满后才产流，产流量（总净雨量）可以用水量平衡方程计算：R (PE)(WmW0)

降雨径流相关图法

注：降雨相关图的规律：

1）P相同，Pa越大，损失越小，R越大，故Pa等值线的数值自左向右增大。

2）Pa相同时，P越大，损失相对于P越小，径流系数越大，P～R线的坡度随P的增大而减缓，但不应小于45°。

第三节 超渗产流计算

在干旱半干旱地区，地下水埋藏很深，流域的包气带很厚，缺水量大，降雨过程中的下渗的水量不易使整个包气带达到田间持水量，所以不产生地下径流，并且只有当降雨强度大于下渗强度时才产生地面径流，这种产流方式称为超渗产流。关键是确定流域下渗的变化规律

1、初损后损法计算地面净雨过程

（1）基本原理

将下渗损失过程简化为初损和后损两个阶段：初损和后损（后渗）。

初损：产流前降雨量全部损失I0，包括植物截流、填洼等。

后损：产流后的损失。包括：产流历时内损失和后期不产流损失。

①产流历时按平均下渗率下渗；

②产流后期若i≦f ，则按i下渗

（2）初损后损法进行产流量计算 由水量平衡原理，净雨深Rs

由实测资料分析各场洪水的平均后损率

平均后损率f

解题思路:

（1）确定产流开始时刻，并由此计算初损量；

（2）分割洪水过程，并计算本次降雨产生的地面径流深；

（3）由下式

试算产流历时内的平均下渗率；

（4）各时段降雨分别扣损，即可求出本次降雨的净雨过程。

单位线推流

单位线是指，在给定的流域上,单位时段内均匀降落单位深度的地面净雨，在流域出口断面形成的地面径流过程线，称为单位线。 单位净雨一般取10mm，单位时段可取1、3、6、12、24h等，依流域大小而定

问题：若净雨不是一个单位，历时也不是一个时段,如何利用单位线进行汇流计算？

二个假定：倍比假定和叠加假定

倍比假定：如果单位时段内的净雨不是一个单位而是k个单位,则形成的流量过程是单位线纵标

的k倍。

叠加假定：如果净雨不是一个时段而是m个时段,则形成的流量过程是各时段净雨形成的部分流量过程错开时段叠加。

推求单位线的方法——分析法和试算法

单位线可利用实测的降雨径流资料来推求。一般选择时空分布较均匀，历时较短的降雨形成的单峰洪水来分析。

方法步骤：

（1）根据洪水资料，通过径流分割，求得出口断面的地面径流过程；

（2）利用降雨资料，通过产流计算，求出地面净雨过程。

（3）根据地面径流过程和地面净雨过程，运用单位线的两个假定反推单位线。

• 当净雨时段数不多于2个时，反推单位线常用分析法；多于2个时，采用试错法。

单位线时段转换

单位线应用时，往往因实际降雨历时和已知单位线的时段长不相符合，不能任意移用； 在对不同流域的单位线进行地区综合时，各流域的单位线也应取相同的时段长才能综合。

例如，降雨记录只有四段制的，即每6小时观测一次，由此可分析得6h单位线，但实际上则需3h的单位线，就要将6小时单位线转换为3小时单位线。最常用的方法是S曲线法

（1）S曲线的定义及推求

S曲线：假定流域上净雨持续不断，且每一时段净雨均为一个单位，在流域出口断面形成的流量过程线。（根据S曲线的概念，S曲线可根据单位线连续推求，故S曲线是单位线的累积曲线） 单位线存在的问题及处理方法

单位线假定流域汇流符合倍比和叠加原理，事实上这并不完全符合实际。因此，一个流域不同次洪水分析的单位线常有些不同。

主要原因有：

（1）洪水大小的影响

（2）暴雨中心位置的影响

处理办法：

按洪水的大小和暴雨中心位置分别确定单位线，在实际工作中根据具体情况选用。