水文学资料教材

第一章：水文学概论1、水体：大气中的水汽、地面上的江河、湖沼、海洋和地下水等，统称水体。2、水文学：研究地球上，包括大气层、地表和地下在内的所有各种水体的存在、分布、循环和运动规律的一门学科，探讨水体的物理和化学特性、时空变化以及它们与环境的相互作用。3、水资源：地球表层可供人类利用的水，包括水量、水质、水能资源和水域。对人类最为实用的水资源是陆地上每年可以更新的降水量、江河流水量和浅层地下水的淡水量。4、水资源特性：不可替代性、循环性和可再生性、稀缺性、分布不均匀性、利用多样性和综合性、利害双重性、公共性和非公共性、外部不经济性5、水文现象：水在循环过程中的存在和运动形态，称为水文现象，如：降雨、径流、河流的水情，地下水位的变化等等；水文现象是自然因素和人为因素共同作用的结果。6、水文现象的基本规律：1.水文现象的确定性规律——成因规律（水文现象的发生都有其客观的原因和具体的形成条件——因果关系。例如径流的丰枯变化（周期性），降雨径流关系等。）2.水文现象的随机性规律——统计规律（水文现象又受偶然因素的影响，在一定程度上表现出非确定性——随机性。例如河流某断面每年出现最大洪峰流量的大小和出现的时间。）3.水文现象的地区性规律气候因素的地区性规律对水文现象的影响。（例如我国河川径流量的分布受降雨量分布的影响，呈现出自东南沿海向西北内陆逐渐减少的地区性规律。它综合反映了确定性和随机性规律。）7、水文学的基本研究方法：1.成因分析法：利用水文现象的确定性规律来解决水文问题。通过观测资料和实验资料研究，建立水文现象与其影响因素之间的定量关系。在水文现象基本分析和水文预报中应用不广泛。2.数理统计法：根据水文现象的随机性，以概率论为基础，运用数理统计方法，可以求取长期水文特征值系列的概率分布，从而得出工程规划设计所需要的设计水文特征值。在水文计算中运用广泛。3.地区综合法：根据气候要素和其它地理要素的地区性规律，可以按地区研究受其影响的某些水文特征值的地区变化规律，绘制成等值线或建立地区经验公式，利用它们可以求出资料短缺地区的水文特征值。第二章：水循环与水量平衡1、水循环：水圈中的各种水体通过不断蒸发、水气输送、凝结、降落、下渗，形成地面径流和地下径流的往复循环过程。2、水循环成因：形成水循环的外因是太阳辐射和重力，内因是水的三态转化（气态、液态和固态）。3、水循环分类：大循环与小循环（海陆间的水分交换过程称为大循环；局部地区的水循环称为小循环。小循环又分为海洋小循环和内陆小循环。）4、水循环的环节：蒸发、水汽输送、降水、径流（一般情况下，温度越高，蒸发越旺盛，水分循环越快；风速越大，水汽输送越快，水分循环越活跃；湿度越高，降水量越大有利于蒸发的地区，水分循环活跃而有利于径流的地区，水分循环不活跃5、水量平衡原理：水文循环过程中，任一地区、任一时段进入的水量与输出的水量之差等于其蓄水量的变化量。6、水量平衡方程基本形式：I-A=ΔW•式中I为输入区域的水量，A为输出区域的水量，ΔW为研究时段内区域储水量的变化通用水量平衡方程：收入项：一定时间内降水量P，水汽的凝结量E1，有从其它地区流入该区的地表径流R表、地下径流量R地下，支出项：蒸发量和林木的蒸散量E2、从该区流出的地表径流量r表及地下径流量r地下、该区内工农业及生活用水量q，该区的水量平衡方程P+E1+R表+R地下=E2+r表+r地下+q＋ΔW如果令E=E2-E1为时段内的净蒸发量，则上式可改写成P+R表+R地下=E+r表+r地下+q＋ΔW闭合流域多年平均水量平衡方程：P=E+R+ΔW 或P平均=E平均+R平均P平均—流域多年平均降水量E平均—流域多年平均蒸发量R平均—流域多年平均径流量R/P+E/P=α＋β＝1式中α平均＝R平均/P平均为多年平均径流系数β平均＝E平均/P平均为多年平均蒸发系数第三章：流域和水系1、河流概念：地表水在重力的作用下，沿着陆地表面上的线形凹地流动，并汇集于各级河槽上2、河流分段：河流分为河源、上游、中游、下游及河口五段。（河源：多为泉水、溪涧、冰川、湖泊或沼泽等。上游：紧接河源，多处于深山峡谷，坡陡流急，河谷下切强烈，常有急滩瀑布。比降陡、流量小、流速大、冲刷占优势、河槽多为基岩或砾石。中游：河段坡度渐缓，河槽变宽，两岸常有滩地，河床较稳定。中游比降与流速减小、流量加大、冲刷淤积都不严重、河槽多为粗沙下游：河流的最下段，一般处于平原区，河槽宽阔，淤积明显，浅滩和河湾较多，比降与流速更小、流量更大、淤积占优势、多浅滩沙洲、河槽多细沙或淤泥河口：河流注入海洋或内陆湖泊的地段，因流速骤减，泥沙大量淤积，往往形成三角洲。）4、河网密度：单位面积河流总长度称为河网密度,表示一个地区河网的疏密程度。河网密度越大，流域被洪水切割程度越大，径流汇集较快；河网密度小，径流汇集慢，流域排水不良。5、水系：流域各条河流构成脉络相通的系统称为水系，河系或河网。6、中泓线：河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称中泓线7、河道平均纵比降计算方法：当河流纵断面近于直线时J=△h/L当纵断面呈折线J=[(h0+hl)l1+(h2+hl)l2+…+(hn-1+hn)ln-2h0l]/LL8、流域：汇集地面水和地下水的区域。它是分水线所包围的区域，地面分水线与地下分水线分别构成地面集水区和地下集水区。（河流某断面的集水区域称为该断面的流域。）闭合流域：流域的地面、地下水的分水线重合时非闭合流域：流域地面、地下分水线不重合时，即本流域与邻近流域有水量交换9、流域面积：流域分水线和出流断面所包围的面积称流域面积，单位为km2流域宽度：流域面积与流域长度的比值B=F/L10、流域形状系数:Ke是流域分水线的实际长度与流域同面积圆的周长之比。流域形状与圆的形状相差越大，流域形状系数Ke也越大。Ke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。Ke值越大，流域形状越狭长，径流变化越平缓。11、流域的基本特征：流域面积、流域长度和平均宽度、流域形状系数、流域的平均高度和平均坡度、流域自然地理特征（地理位置、气候特征和下垫面条件）。第四章：降水1、降水:大气中的液态或固态水，在重力的作用下，克服空气阻力，从空中降落到地面的现象，称为降水。包括雨、雪、霰、雹、露、霜等从空中降落到地表的各种液态水和固态水，是水文循环中最活跃的因子。降水的分类：按空气抬升形成动力冷却的原因分为对流雨、地形雨、台风雨和气旋雨。对流雨：由于冷暖空气上下对流形成的降雨。地形雨：水平运动的空气遇到高山等大地貌阻挡时，气流被迫沿迎风坡抬升，气流在抬升过程中所含的水汽因冷却凝结形成降雨。气旋雨：气旋或低气压过境而产生的降雨。台风雨：由台风过境形成的降雨。降水三要素：（降水量、降水强度、降水历时）降水量：是指一定时间段内降落在某一面积上的总水量。降水强度：是指单位时间内的降水量。降水历时：是指以一场降水从开始到结束所经历的时间。2、降水量的观测方法：降水量可采用器测、雷达探测或利用气象卫星云图估算。雨量器是直接观测降水量的器具，它由承雨器、漏斗、储水瓶和雨量杯组成，承雨器口径为200mm，分辨率为0.1mm。一般每日8时及20时各观测一次。雨季增加观测段次。气象雷达利用云、雨、雪等对无线电波的反射来发现目标。根据雷达探测到的降水回波位置、移动方向、移动速度和变化趋势等资料，可预报探测范围内的降水量、降水强度及起迄时刻3、我国年降水量的地理分布规律：降水量地理分布可以分为十分湿润带、湿润带，半湿润带、半干旱带、干旱带五类地区。十分湿润带年降水量超过1600mm，年降水日数平均在160d以上。其区域包括广东、海南、福建、台湾、浙江大部、广西东部、云南西南部、西藏东南部、江西和湖南山区、四川西部山区。湿润带年降水量800～1600mm，年降水日数平均120～160d。其区域包括秦岭—淮河以南的长江中下游地区，云南、贵州、四川和广西大部分地区。半湿润带年降水量400～800mm，年降水日数平均80～100d。其区域包括华北平原、东北、山西、陕西大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、四川西部和西藏东部。半干旱带年降水量200～400mm，年降水日数平均60～80d。包括东北西部、内蒙、宁夏、甘肃大部、新疆西部。干旱带年降水量少于200mm，年降水日数低于60d，包括内蒙、宁夏、甘肃、沙漠区、青海柴达木盆地、新疆塔里木盆地和噶尔盆地、藏北羌塘地区。4、流域平均降雨量的计算方法及其适用条件（1）算术平均法：当流域内雨量站分布较均匀，地形起伏变化不大时，可用算术平均法求得流域上的平均降水量P平均=(P1+P2+…+Pn)/n（2）加权平均法（泰森多边形法）:当流域内雨量站分布不均匀时，假定流域各处的降水量由距离最近的雨量站代表。流域平均降水量P平均=（p1f1+p2f2+…+pnfn）/F式中，fi表示第i雨量站的面积权重。（3）等雨量线法：当流域上雨量站分布较密时，可用等雨深线图来计算流域平均雨深。P平均=（P1平均f1+P2平均f2+…+Pn平均fn）/FFi表示两条等雨深线间的面积第五章：下渗与蒸散1、饱和带与包气带饱和带：在地下水面以下，土壤处于饱和含水状态，称为饱和带。包气带：地下水面以上，土壤含水量未达饱和，称为包气带。2土壤水概念及土壤水分的存在形式（汽态水、吸湿水、薄膜水、毛管水、重力水）土壤水：存于包气带中的水称为土壤水。地下水：饱和带中的水。作用于土壤水的主要有分子力、毛细管力和重力，它们决定了土壤水的存在形式和运动。汽态水：存在于土壤空隙中的水汽。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。薄膜水：被剩余的分子力吸附在吸湿水层外的水膜，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，不能在重力作用下流走。上升毛管水（支持毛管水）：地下水在毛管作用下上升并保持在土壤中的水分。悬着毛管水：当地下水位较低时，降雨或灌溉后因毛管力的作用而保持在土壤里的水分。重力水：在重力作用下可以流动，是地下水的来源。3、土壤水分常数：最大吸湿量、最大分子持水量、凋萎含量、毛管断裂含水量、田间持水量、饱和含水量（1）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。（2）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。（3）凋萎含水量（凋萎系数）：当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡。（4）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。（5）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。（6）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。4、下渗的物理过程及各阶段土壤水分所受主要作用力种类和阶段结束标志下渗的物理过程：根据水分下渗过程中所受的力（分子力、毛管力和重力）和运动特征，下渗过程可分为渗润、渗漏和渗透三个阶段。渗润和渗漏属非饱和水流运动（或土壤水运动），而渗透属于稳定的饱和水流运动（或地下水运动）。渗润阶段：下渗水受分子力作用，直至土壤含水量达最大分子持水量。渗漏阶段：水在毛管力和重力的作用下向下层渗透，直至土壤饱和。渗透阶段：稳定下渗阶段，水在重力作用下向下运行。此时的下渗率称稳定下渗率。5、天然条件下下渗与雨强的关系（1）i≥fp充分供水条件，下渗率为下渗能力。（2）i<fp下渗率取决于降雨强度，即f(t)=i(t)，全部降雨渗入土壤。6、蒸散发、水面蒸发、土壤蒸发和植物散发的概念按蒸发面的不同，蒸散发分为水面蒸发、土壤蒸发和植物散发。蒸散发：是液态水或固态水表面水分子的能量足以超过分子间吸力，不断地从水体表面逸出的现象。水面蒸发：是液体水或固态水变成气态水的过程。土壤蒸发：土壤中的水分通过土壤表面进入空气的过程就是土壤蒸发。植物散发：是指植物枝叶表面吸附水分及植物体内水分的散失。7、水体水面蒸发量计算E=KE器利用蒸发器或蒸发池：直接量出蒸发量-是当前最简单和实用的方法E=P-△W蒸发器与大型蒸发池，折算系数K，K小于1K=E池/E器读数均为同期的观测数据，K值随蒸发器类型、地区环境、季节的不同而异，可从各地的水文手册查出。8、土壤蒸发的三个阶段及影响各阶段、蒸发强度大小的主要因素和结束标志①W>W田（土壤含水量＞田间持水量）：土壤中存在着自由重力水，土层中毛细管上下沟通，供水充分，土壤蒸发只受气象条件的影响。蒸发量大而稳定。②W断<W<W田（毛管断裂含水量＜土壤含水量＜田间持水量）：土壤中毛细管的连续状态将逐渐受到破坏，土层内部由毛细管作用上升到表面的水分也将逐渐减少，蒸发量与气象因素和土壤含水量有关。③W<W断（土壤含水量＜毛管断裂含水量）：这时毛管水不再连续，毛管向土壤表面输送水分的机制遭到破坏，水分只能以膜状水形式或气态水形式向上层土壤表面移动。9、流域总蒸发概念及计算方法概念：流域内的水面蒸发、土壤蒸发、植物散发。在水文学中，通常指这些蒸发量的总和。（一般情况下，土壤蒸发和植物散发是流域蒸发散的决定性部分）流域蒸发散的计算方法：1）单项计算，加权求和，例如面积加权E=F水/F总×E水+F土/F总×E土2）水量平衡法以实测的降水量和径流量反推流域的蒸发量第六章：径流1、径流概念、分类径流：是指沿地表或地下运动汇入河网向流域出口断面汇集的水流。根据运动场所划分：地表径流、地下径流、壤中流。根据降水类型所划分：降雨径流、融雪水径流。2、径流形成过程阶段划分径流形成过程是指由降水开始到水流流经流域出口断面的整个物理过程。根据各个阶段的特点，把径流形成划分为三个过程。•流域蓄渗过程•坡面汇流过程•河网汇流过程3、流域汇流过程的概念及阶段划分产流过程：径流形成过程中的从降雨扣除各项损失称为产流阶段。汇流过程：包括坡地汇流（地表径流、壤中流、地下径流）和河网汇流。坡地汇流：水流沿坡地向河网的流动和汇集过程。（坡地汇流过程是对各种径流的第一次再分配。降雨停止后，坡地汇流仍将持续一定时间。）地下径流：降落到地面上的水量向土中入渗，除补充土壤含水量外，逐步向下层渗透，如能达到地下水面，则成为地下径流。坡面漫流：当降雨强度超过了土壤下渗能力时，产生的超渗雨沿坡面向低处流动，称为坡面漫流。（扣除植物截留、入渗、填洼后的降雨在坡面上以片状流、细沟流的形式沿坡面向溪沟流动的现象为坡面漫流。）地面径流：扣除植物截留、下渗、填洼后的雨量进入溪沟，最后成为流域出口径流，这部分径流称为地面径流。壤中流：表层土壤的含水量首先达到饱和后，继续下渗的雨量沿饱和层的坡度在土壤孔隙间流动，注入河槽形成径流，称为壤中流（表层流）。河网汇流：各种径流成分经过坡地汇流注入河网后，沿河网向下游干流出口断面汇集的过程。4、降雨损失种类降雨损失量包括雨期蒸发、植物截留、填洼和补充土壤缺水的下渗量。5、蓄满产流与超渗产流蓄满产流：只有在包气带达到田间持水量后才产生径流。超渗产流：由于降雨强度超过地面下渗率而产生径流，包气带未达到田间持水量。6径流的表示方法与度量单位（计算）径流常用流量、径流量、径流深、流量模数、径流系数来表示。流量Q：单位时间通过某一断面的水量，单位为m³/s、L/s。Q=AxV径流量W:指时段内通过某一断面的总水量。常用单位为m³，万m³，亿m³，（m³/s）月，（m³/s）d等。平均流量:径流量W与时段长度T的比值，单位为m³/s。Q平均=W/T径流深R：将径流量平铺在整个流域面积上所求得的水层深度，以mm为单位。R=QT/1000FF-流域面积（km²），Q-时段T内的平均流量（m³/s），T-时段长(s)。径流模数M(L/s/km²）：流域出口断面流量与流域面积的比值。M=1000Q/F径流系数α-某一时段的径流深度与相应的降雨深度的比值。7影响径流的因素气候因素：降水、蒸发、气温、风、湿度等。下垫面因素：地理位置，如纬度、距海远近；面积、形状；地貌特征，如山地、丘陵、盆地，平原、谷地、湖沼等；地形特征，如高程、坡度、坡向；地质条件，如构造、岩性；植被特征，如类型、分布、水理性质（阻水、吸水、持水、输水性能）等。人类活动因素：人类活动对径流的影响主要是通过改变下垫面条件，直接或间接地影响径流的质量、数量和径流过程。•人类可以通过修建各种水利和水土保持工程措施，如水库、淤地坝拦蓄地表径流、削减洪峰流量、调节径流过程。•整地措施通过减缓原地面的坡度、截短坡长、增加地表糙率，而增加了下渗量，延长了汇流时间，削减了洪峰，使流量过程线变得平缓。人类还通过植树造林，增加森林覆盖，利用森林保持水土涵养水源、增加枯水径流来对径流起到调节作用。•不合理的人类活动，如过度地砍伐森林、陡坡开荒、没有任何保护措施地大面积开采地下各种资源等都能造成严重的水土流失。•工业生产的废弃物任意排放、农业生产中各种农药、化肥无节制的大量使用、生活垃圾的大量增加，不但破坏了土壤对径流的调节作用，还严重污染了水质。8水位观测水位的观测包括基本水尺和比降水尺的水位。日平均水位计算：若一日内水位变化缓，或系等时距人工观测或从自记水位计上摘录，采用算术平均值；若一日内水位变化较大、且系不等时距观测或摘录，则采用面积包围法。9流量测验流量测量的基本方法为流速面积法，测量内容包括断面测量和流速测量两部分。流速测定方法包括流速仪法、浮标法等。流速仪定点测速-流速仪法：用流速仪测定水流速度，由流速与断面面积的乘积来推求流量。（包括河道断面测量和流速测量。）例：某河某站横断面如图所示，根据图中所给测流资料计算该站流量和断面平均流速。测线水深h1=1.5m，h2=0.5m，v0.2、v0.6、v0.8分别表示测线在0.2h、0.6h、0.8h处的测点流速，α左、α右分别表示左右岸的岸边系数。解：1.垂线平均流速：vm1=(v0.2+v0.8)/2=(1.2+0.8)/2=1.0m/svm2=v0.6=1.0m/s2.部分平均流速：v1=α左×vm1=0.9×1.0=0.9m/sv2=(vm1+vm2)/2=(1.0+1.0)/2=1m/sv3=α右×vm2=0.8×1.0=0.8m/s3.部分面积A1=1/2×1.5×20=15m2A2=1/2×(1.5+0.5)×10=10m2A3=1/2×0.5×20=5m24.断面流量Q=q1+q2+q3=15×0.9+10×1+5×0.8=27.5m3/s0.8=27.5m/5.断面平均流速v=Q/A=27.5/30=0.917m/s浮标法测流-观测浮标漂移速度，测量水道横断面，以此来推估断面流量。第七章水文统计的知识1、水文统计的概念、任务概念-一些水文现象具有一定的随机性，用数理统计方法来分析研究这些现象称为水文统计学。任务-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。2、频率与概率的区别与联系概率-随机事件A在试验结果中可能出现也可能不出现，其出现可能性的大小的数量标准就是概率。频率-设事件A在ｎ次试验中出现了ｍ次，则称W(A)=M/N为事件A在ｎ次试验中出现的频率。频率和概率的区别和联系：区别：概率是抽象数，是个理论值；频率是具体数，是个经验值。联系：频率随实验次数的增多而逐渐稳定，并趋近于概率。对于水文现象，用频率作为概率的近似值。3、频率与重现期的概念及其关系重现期-所谓的重现期是指某一随机事件在很长时期内平均多长时间出现一次（水文学中常称为“多少年一遇”）。即在许多试验中，某一随机事件重复出现的时间间隔的平均数，即平均的重现间期。在水文分析中，重现期可以等效地替代频率。4、水文现象的总体、样本总体-在统计学中，把某种随机变量所取数值的全体，称为总体（如年径流量的总体数是无穷的。）样本-从总体中不带主观成分任意抽取的一部分，称为样本。样本容量-样本所包含的项数，称为样本容量。（如实测的水文资料是有限的，是一样本。）5、随机变量概率分布函数与概率密度函数的关系f(x)密度函数，反映随机变量X落入dx区间的平均概率；F(x)分布函数，反映随机变量X超过某个值x的概率。6、样本统计参数均值、Cv、Cs的计算及其物理意义参数均值-Cv（变差系数（离差系数，离势系数））-物理意义：对于均值不同的二个系列，用均方差来比较其离散程度就不合适，则要采用均方差和均值的比来表示。Cv值愈大，分布愈分散；Cv值愈小，分布愈集中。Cs（偏态系数（偏差系数））-物理意义：反映对称特征的参数。一般有经验关系：Cs=(2~4)Cv若不对称：CS>0,称为正偏；CS<0,称为负偏。7、样本经验频率计算公式、经验频率曲线绘制步骤经验频率曲线由实测资料绘制而成，它是水文频率计算的基础，具有一定的实用性。设某水文要素（如年径流量）的实测系列共n项，按由大到小的次序排列为x1、x2、...、xm、...、xn。经验频率就是在系列中大于及等于样本x的出现次数与样本容量之比值，即P=M/N*100%注意：当m=n时，p=100%，即样本的末项Xn是总体中的最小值，显然不符合实际，因为随着观测年数的增多，总会出现更小的数值。8、P—III型概率密度曲线的特点及在水文学中的应用（计算）P-III型曲线的特点：一端有限另一端无限的不对称单峰正偏曲线。9、适线法原理、实质(p97)原理-根据经验频率点据，找出配合最佳之频率曲线，相应的分布参数为总体分布参数的估计值。实质-是通过样本经验分布来推求总体分布，适线法的关键在于“最佳配合”的判别。10、目估适线法的主要步骤计算步骤：（1）点绘经验点据。纵坐标为变量值，横坐标为经验频率，采用期望值公式估计。（2）初定一组参数。先把矩法计算的Cv值作为Cv的估计值。Cs用经验来确定Cs=BCv中的B值。（3）根据初定的CV和CS，查模比系数Kp值，可得到皮尔逊III型的理论频率曲线Kp-P。将此曲线画在绘有经验频率点据的图上，看其与经验点据配合的情况。若不理想，则另设参数值。（4）选择一条与经验点据配合最佳曲线作为采用曲线。该曲线的参数看作总体参数的估计值。11、统计参数对P-III型理论频率曲线的影响12、相关分析的目的、应用目的：水文现象中许多变量不是孤立的，相互之间存在联系，则研究两个或多个随机变量之间的联系。例如：降雨与径流之间、上下游洪水之间、水位与流量之间等。水文计算中的应用：资料的展延、水文预报等。13、直线相关回归方程将对应的xi与yi（i=1,2,…n）对应点绘在方格纸上，如果点据的平均趋势线为直线，说明变量x与y为线性相关。满足方程：y＝a＋bx14、相关分析注意事项必须注意的问题：先分析变量在成因上是否有联系，不能在两个毫不相关的变量之间硬凑出相关关系。第八章：河川径流量计算1、具有长期实测年径流资料情况下设计年径流量计算的主要步骤实测系列足够长、具有代表性，计算的多年平均值趋于稳定•可用算术平均法直接计算出Q=ΣQi/nn为观测年数Qi为某年的年径流量•此法的关键是分析资料的代表性2、设计代表年的选择条件（1）流量相近原则：选年径流量接近设计年径流量的代表年径流过程线。（2）对工程不利原则：选对工程不利的代表年径流过程线。（3）据丰平枯年及不同任务选代表年。3、时序分配法进行设计年径流量年内分配的方法时序分配法：K=Wp/W实K=Qp/Q实用K遍乘代表年各月实测径流，得设计年径流按月分配。在缺乏资料时径流年内分配的计算，一般是根据气候因素及自然地理因素相似，选择具有充分资料的测站作为参证站，移用参证站典型年的年内分配，然后按照本站各种指定频率的流量数值进行分配。4、用于年径流量系列插补、展延的参证变量选择条件一般降水资料容易取得，资料系列也较径流资料为长，当不能用径流资料延长时，可用流域内或流域外降水资料进行展延插补。•但必须分析降水与径流的关系好坏。一般在湿润地区降水充沛，径流系数大，径流量与降水量间的相关关系较密切，而在干旱地区或半干旱地区，蒸发量大，大部分降水消耗于蒸发，年径流量与年降水量之间的关系不够密切，此时，可适当增加参证变量，如降雨强度等。•当资料很少时，也可通过建立月降水量与月径流量间的相关关系，然后推算年径流量。5、缺乏实测年径流量资料时设计年径流量计算的主要方法确定Cv的方法—等值线图法•年径流量的Cv值，主要取决于气候因素的变化程度及其它自然地理因素对径流缺乏实测资料时设计年径流量的计算的调节程度。•一般流域机构和省（区）都绘制有年径流量变差系数Cv的等值线图。6、水文比拟法概念将参证流域的某一水文特征量移用到研究流域上。第九章：由流量资料推求设计洪水设计洪水定义：符合设计频率并用于工程设计的一次洪水。1水文资料三性审查的目的与方法“三性”审查：可靠性、一致性、代表性资料可靠性的审查与改正是指资料的正确与否，要从流量资料的测验方法、水位流量关系、整编精度和水量平衡等方面进行检查。实测洪水资料：对测验和整编进行检查，重点放在观测与整编质量较差的年份。包括水位观测、流量测验、水位流量关系等。历史洪水资料：一是调查计算的洪峰流量可靠性；二是审查洪水发生的年份的准确性。资料一致性的审查与还原是指产生资料系列的条件要一致。因气候条件变化缓慢，故主要从人类活动影响和下垫面的改变来审查。若不能满足一致性要求，需要将变化后的资料还原到原先天然状态的基础上。例如上游建了比较大的水库，则应把建库后的资料通过水库调洪计算，修正为未建库条件下的洪水。还原计算：Ｗ天然＝Ｗ实测＋Ｗ还原Ｗ还原＝Ｗ农＋Ｗ工＋Ｗ城±ΔＷ库＋Ｗ损±Ｗ引资料代表性的审查与插补延长资料代表性的审查与插补延长是指该洪水样本的频率分布与其总体概率分布的接近程度，如接近程度较高，则系列的代表性较好，频率分析成果的精度较高，反之较低。一般要求洪水系列n〉30年，并有特大洪水加入。当实测洪水资料缺乏代表性时，应插补延长补充历史特大洪水。插补延长主要是采用相关的方法。2设计洪水三要素：设计洪峰流量、设计洪水总量和设计洪水过程线设计洪峰流量Qm（m3/s），为设计洪水过程线的最大流量。设计洪水总量W（m3），为设计洪水的径流总量，流量过程线ABC下的面积就是洪水总量W。设计洪水过程线，洪水从A到B点的时距t1为涨水历时，从B到C点的时距t2为退水历时，一般情况下，t2〉t1。T=t1+t2，称为洪水历时。对于堤防、桥梁、涵洞、调节性能小的水库，一般可只推求设计洪峰流量，如葛洲坝电站。对于蓄洪区、大型水库，调节性能高，可主要以洪水总量控制。如三峡水库。一般水库都以峰、量和过程线同时控制。3推求设计洪水的基本途径：按所用资料不同分为由流量资料推求和由暴雨资料推求暴雨资料1.中小流域常常实测流量资料不足或代表性差，无法直接用流量资料推求设计洪水，需用暴雨资料。2.人类活动对径流的影响，破坏了洪水资料系列一致性。3.多种方法，互相印证，合理选定。4.需要计算可能最大洪水。5.雨量资料一般较多。4洪水选样方法年最大值法，即每年只选一个最大洪峰流量及某一历时的最大洪量。（１）年最大值选样法：每年只选一个最大的量值，如年最大洪峰流量、年最大一天洪量等。一般适用于设计频率较小的情况，如江河上的水利工程设计。（2）一年多次选样法：每年选出最大Ｋ个数值，因而ｎ年资料可以选出Ｋｎ个值组成一个样本。（3）年超大值法：从ｎ年资料中选出最大ｎ个值组成一个样本系列。（4）超定量法：首先确定最低选择数值，然后把ｎ年资料大于这一选择数值Ｍ个值选入，组成一个样本。在我国城市排水设计中应用较为广泛。5特大洪水概念、作用与处理1．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。特大洪水重现期①从发生年代至今为最大N=设计年份-调查期发生年份+1②从调查考证的最远年份至今为最大N=设计年份-文献考证期最远年份+12．为什么要考虑特大洪水？目前所掌握的样本系列不长，系列愈短，抽样误差愈大，若用于推求千年一遇、万年一遇的稀遇洪水，根据就很不足。如果能调查到N年（N>>n）中的特大洪水，就相当于把n年资料展延到了N年，提高了系列的代表性，使计算结果更合理、准确。加入特大洪水有助于提高样本的代表性和设计洪水的可靠性。但年代越久，由于河流演变等原因，推算的洪峰流量可能存在较大误差，必须尽可能的从多方面考察、论证。3．有特大洪水时的经验频率和统计参数的计算，称为特大洪水处理。（1）独立系列法