河川径流计算
工程水文第八章产流(简化)详解
第四章 流域产汇流计算
绪论中我们谈到水文现象存在确定性和随机性规律，相应水文 学的研究方法分为成因分析法和数理统计法。 本章从成因分析的 角度阐述计算降雨形成径流的原理和方法。为后面学习由暴雨推求 设计洪水，奠定基础。
第二章中我们已经定性地知道降雨到形成流域出口断面的径流 过程是一个复杂的过程，可概括为产流和汇流2过程。
次洪水径流总量：从一次洪水流量过程线中扣除前次洪水尚未 退尽的部分水量及深层地下径流之后的洪水总量。
2、流量过程的分割
流量过程的分割（1）是将非本次降雨形成的径流割去，求出本次 洪水的径流总量。
（2）洪水中不同的水源成分的水流运动规律是 不同的，所以要将本次洪水径流总量划分 为不同的水源。包括地面径流、表层流径流
净雨 R(t)
汇流 计算
坡地 汇流 河网 汇流
流域 出口 径流 过程
Q(t)
地面径流 表层流径流 （壤中流） 浅层地下径流 深层地下径流
流域出口断面的流量过程是由地面径流、表层流径流（壤中流）、 浅层和深层地下径流组成。
深层地下径流（基流）数量少，且较稳定。不是本次降雨所 形成。计算时一般从洪水过程线中分割。
②汇流计算：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，关于流域汇流过程的计算称之为 汇流计算。
一、径流量计算
很多情况下，一次洪水流量 过程，不仅包括本次降雨形成 的地面径流、表层流径流和地下 径流。还包括前期洪水没有退完 的部分水量和不是本次降雨补给 的深层地下径流。应从本次洪水 过程中分割。
水文学原理(第七章 径流)
的水面面积 F水 = 400km2 多年平均年降水 ， 量
P =1300.0mm，多年平均水面蒸发
量 E水 =1100.00mm，多年平均的陆面蒸发 量 E陆 = 700.00mm 拟围湖造田 200km2 ，计算 ， 围湖造田后的多年平均流量为多少？ 围湖造田后的多年平均流量为多少？
解：计算围湖造田后流域多年平均蒸发量： 计算围湖造田后流域多年平均蒸发量：
3.地下径流（基流）： 地下径流（基流） 降水下渗到达地下水面后， 降水下渗到达地下水面后 ， 再注入 河网，这部分水量称为基流。 河网 ，这部分水量称为基流。 地下水流 动慢，可长期补给河流 ， 无降水时河网 动慢 ，可长期补给河流， 得到的补给绝大部分来自基流。 得到的补给绝大部分来自基流。
2 河网汇流过程 各种径流成分经坡地汇流注入河网， 各种径流成分经坡地汇流注入河网，在 河网内沿河槽作纵向流动和汇集的过程称为 河网汇流。（支流－干流、上游－下游、最 河网汇流。 支流－干流、上游－下游、 后流出流域出口断面的过程） 后流出流域出口断面的过程）。
（3）计算多年平均年蒸发量： 计算多年平均年蒸发量：
E= F 陆 F E陆 + F水 F F 陆 E水
F E水 = （ − E E陆） F F 水 100 900 = （ 927 ×852 ） 1000 1000 =1602.00m m
例题4 例题
某 合 域 流 面 F =1000km2， 中 面 积 F =100km2， 年 闭 流 ， 域 积 其 水 面 为水 多 m 年 均 平 流 Q =15m3 / s， 域 年 均 面 发 为 陆 = 852m ,多 平 均 量 流 多 平 陆 蒸 量 E 水 蒸 量 E水 =1600mm 求 流 多 平 降 量 面 发 为 ， 该 域 年 均 雨 。
无资料区域河川径流量计算方法对比分析
系 的特定 行 政 区。 区域 河 川 径 流 量 的 计 算 ， 需 要 计 流量 时采用 的计 算公 式 为 ：
算 该 区 域 多 年 平 均 年 径 流 量 和不 同频 率 的 年 径 流
量， 同时需 要 研 究 河 川 径 流 量 的年 内分 配 和 年 际 变
计：
代
（ 【 １ ｌ ）
计：
Ｆ代 ＋ ｐ代
（ ２ ）
例来 研究 分 析 流 域 径 流 量 计 算 的合 适 方 法 ， 以便 作 式 中 ： Ｐ计和 Ｐ代 分别 为设 计 和代 表 流域 的年平 均 雨
ｍ ｍ。 为其它区域参考借鉴。首先假定上述两个流域无实 量 ，
测径 流 资料 ， 分 别 采 用 不 同方 法 对 两个 流 域 的径 流 １ ． ２ 等值 线 法 ［ 收稿 日期 ］ ２ ０ １ ２— １ ２— ２ １ ［ 作 者简 介 ］ 姜楠 （ １ ９ ８ ３一） ， 女， 黑龙 江哈 尔滨人 ， 助理工程师； 张丹丹 （ １ ９ ８ ０一） ， 女， 黑龙江伊春人 ， 工程 师； 李金 楠 （ １ ９ ８ ２一） ， 男， 黑龙 江伊春 人 ， 助理 工程 师 。
摘
要： 区域河川径流量分析计算 是水 资源分析 评价工作 的重要 内容之 一 。实际工作 中经 常 会遇到分析 区域缺少实测水文资料 的情况 ， 一般 情况下可采用多种方法对 无资料 区域 的河川径流量特征进行分析 。选择实例流域 ， 采 用常用的几种 分析方法对 其径流特 征 进行 了计算分析 ， 经 与实测 资料计算 结果对 比， 得 出 了各类 方法在 特定 流域计 算结果 的精度差异程度 ， 并对 实际应用这 些方法时提出了具体建议 。
Ｅ ｘ ｃ ｅ ｌ自动添加 趋势 线来 确定 Ｊ 。 面积 ， 然后 利用公 式 计 ： 尺 代Ｆ 计， 计 算 出流域 逐
《水利资源计算》第二章 径流量的调节计算
2.1径流调节的分类 2.1径流调节的分类
第 二 章 径 流 量 的 调 节 计 算
无调节及日调节的短期调节，一般见于发电水库。 无调节及日调节的短期调节，一般见于发电水库。河川 径流在一天或一周内的变化一般是不太大的， 径流在一天或一周内的变化一般是不太大的，而用电负荷 则白天和夜晚，或工作日和星期日间，常差异甚大。 ，则白天和夜晚，或工作日和星期日间，常差异甚大。有 了水库，就可把夜间或星期日负荷少时的多余水量，蓄存 了水库，就可把夜间或星期日负荷少时的多余水量， 起来增加白天和工作日负荷增长时的发电水量。 起来增加白天和工作日负荷增长时的发电水量。这种调节 称为日调节和周调节 日调节和周调节。 称为日调节和周调节。 我国河川径流的季节性变化很大， 我国河川径流的季节性变化很大，洪水期和枯水期水量 相差悬殊，而用水部门（发电、航运、给水） 相差悬殊，而用水部门（发电、航运、给水）在一年内需 水量变化不大。在一年范围内进行天然径流的重新分配， 水量变化不大。在一年范围内进行天然径流的重新分配， 称为年调节或季调节 年调节或季调节。 称为年调节或季调节。 将丰水年多余的水量蓄入库内， 将丰水年多余的水量蓄入库内，以补枯水年水量的不足 多年调节。 就称为多年调节 ，就称为多年调节。
2.4
第 二 章 径 流 量 的 调 节 计 算
年(季)调节水库保证供水量与设计库容的关系
2、典型年法 、 ④计算缩放倍比K来＝W来,P/W来,典及K用＝W用,P/W用,典 计算缩放倍比 典 典 再用此K ，再用此 来、 K用值分别乘该典型年各月来水量及各月 用水量，即得设计代表年的来、用水过程。 用水量，即得设计代表年的来、用水过程。 对所推求的设计代表年进行调节计算， ⑤对所推求的设计代表年进行调节计算，求得兴利库 即设计库容)。 容(即设计库容 。如由所选择的几个设计代表年求得的 即设计库容 结果不一致，为安全起见， 结果不一致，为安全起见，可选对工程较为不利的一年 即库容较大的一年作为设计代表年。 ，即库容较大的一年作为设计代表年。 注意：设计代表年法采用来、 注意：设计代表年法采用来、用水同频率只有在各 年来、用水之间有较好相关关系时才是正确的， 较好相关关系时才是正确的 年来、用水之间有较好相关关系时才是正确的，否则由 此求得的兴利库容不一定符合设计保证率。 此求得的兴利库容不一定符合设计保证率。
河川径流
为了便于对河川径流的分析研究和对不同河川径流进 行比较，就必须使用具有一定物理意义的，又能反映 径流变化尺度的径流特征值。它是说明径流特征的数 值。最常用的径流特征值有：
（l）流量Q 流量是指单位时间内通过某一横断面的水量，常用 单位为m3/s。其计算式：
Q＝AV A为过水断面面积（m2)；V为断面平均流（m/s）。 流量有瞬时流量、日平均流量、月平均流量、年平均 流量、多年平均流量等。
（2）填洼的特点 ①只有在有超渗雨或坡面流水的地方才 会产生填洼 即当降雨强度i小于下渗强度f时，全部降 雨下渗；当降雨强度大于下渗强度时， 就会有部分雨水被填洼。 ②填洼的水量最终消耗于蒸发和下渗。
（3）影响填洼的因素 填洼的水量大小与闭合洼地数量、大小 有关。 总之，在蓄渗过程中，植物截留、下渗、 填洼和蒸散发，都是降雨的损失过程， 只有当蓄渗得到满足之后才会产生地表 径流。
超渗雨水或超蓄雨水在重力作用下沿着坡面流 动的细小水流，叫做坡地漫流或坡面漫流。 当蓄渗得到满足以后，开始产生大量的地面径 流，进入漫流阶段。在漫流过程中，坡面水流 一方面继续接受雨水的补给，分别注入不同的 河槽；另一方面又继续消耗于下渗和蒸发。其 中下渗的水，一部分在一定条件下形成壤中流； 另一部分补给地下水，以地下径流形式流入河 槽。
mi Qi Ri Ki m0 Q0 R0
式中，m，Q，R含义同上。
问题：径流系数为1的含义？
上述这些径流特征值之间都存在着一定的关系， 并且可互相转换（表5．3）。
降雨强度，雨前土壤 含水量（影响下渗 率），与降雨量关系 不大 湿润地区或半干旱、半湿润 干旱地区或半湿润、 地区的多雨季节 半干旱地区的多雨季 节
水文水利计算电教(径流计算及洪水设计计算部分)
1.98 2.67 1.98 3.42 5.30 2.18 1.62 8.21 1.93 1.82 1.84 3.18 4.25 1.76 5.53 2.59 4.67 7.30
2.47 2.73 1.90 2.92 2.67 1.54 1.17 9.03 2.76 1.42 2.68 2.35 7.96 1.30 5.59 1.63 5.16 7.54
2、年径流的变化特性 通过对年径流资料的统计分析，可以看出年径流变化的一些特性。 (1)径流的年内变化 河流的不同季节的径流量的差异性称为径流的年内变化或年内分配。
2、径流的年际变化 河流不同年份的年径流量的差异性称为年径流的年际变化。
研究年径流的年际变化规律，不仅可为确定水利工程的规模和效益提 供基本依据，而且对中长期水文预报也十分重要。
水文水利计算教程 (径流计算部分)
授课老师：邹昆 2010年11月
径流计算
1、掌握在各种资料情况下设计径流的原理、方法和步骤； 2、掌握枯水径流计算的特点和方法； 3、初步具备径流资料分析处理和设计径流的技能，具备推求 设计径流量及其年内分配的能力。
第一节 径流是怎么形成的
1、径流的形成过程
地表和地下的水体因储 水量的限制而将剩余水 分排出的过程称为径流。 径流的形成可以分为以下 几个阶段: 截留蓄渗阶段 径流发生阶段 河槽汇流阶段 河槽调节阶段 基本径流维持阶段
地面水分水线 甲河 不透水层
地下水分水线
乙河
分水线示意图
例3拟在某河流A断面处修建一座水库，流域面积F=176 km2。试用参数等值线法推求坝址 断面A处的P=90％的设计年径流量及其年内分配。
900 800
A
700
0. 35
第四章河川径流PPT课件
Beijing Forestry
高甲荣 河川径流（水文与水资
University
源学）
15
河流的弯曲系数
某河流的实际长度与河流直线长度之比称河流 的弯曲系数。
上游：河谷狭、比降陡、流量小、流速大、冲刷占优势、 河槽多为基岩或砾石、多急滩、瀑布。黄河—内蒙托克托 县河口镇，长江—湖北宜昌
中游：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。长江—江西的湖口，黄河—河南孟津
下游：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
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河长
在河槽中各断面的最低点的联线称为溪线，或中 泓线。
从河口到河源，沿河道溪线量得的距离为河长， 单位为km。
一般小比例尺的地形图不易找出河源，可将干流 最上游的看得清的溪线，沿垂直于等高线的方向 延长至分水线即河长的终点。
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6
水系横贯自然景观，如同身体中的血管
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水系的命名
外流河—流入海洋的河流，如长江、黄河
内流河—凡流入内陆湖泊或消失于沙漠中的河流， 如新疆的塔里木河，青海的布喀河
工程水文学第四章
2. 垂直平分法（泰森多边形法） 条件：流域雨量站分布不太均匀，为了更好地反映各站在计算流域平均雨量中的作用。 假设：流域各处的雨量可由与其距离最近的雨量站代表。
PP 1f1P 2f2 F ...P nfni n1P i F fi
3. 等雨量线法 条件：当流域地形变化较大，而雨量站分布较密，能结合地形变化绘制等雨量线时。
2.径流过程线的分析 2.径流过程线的分析
（3）
3. 径流量的计算 黄色的面积（ABCDFA）：
R 3.6Qt
F
Q(m3/s)
前期洪 水未退 完的部 分
B 本次降雨形成的径流过程
H
C
I
C’ A
D E
F
D’
G
t(h)
深层地下径流（基流）
C′D′D的面积与AEF大约相等，ABCDFA≈ABCC′D′FEA
第四节 超渗产流的产流量计算
（一）概述 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。
第四节 超渗产流的分析与计算
流第 域四 产章 汇 流 分 析
第二章对径流的形成过程作了定性的描述，本章从定量的角度阐述降雨形成径流的原理 和计算方法，它是以后学习由暴雨资料推求设计洪水、降雨径流预报等内容的基础。
降雨P(t) 蒸发E(t)
产流计算
净雨R(t)
数量上相等
汇流计算
流域出口断面 径流过程Q(t)
第一节 概述
一. 流域产汇流计算基本内容 由流域降雨推求流域出口的河川径流，大体上分为两个步骤： ①产流计算：降雨扣除截留、填洼、下渗、蒸发等损失之后，转化为净雨的计算称为产流计算。 ②汇流计算：净雨沿着汇入地面和地下河网，并经河网汇流形成流域出口的径流过程的计算称
径流量的定义和计算公式
径流量的定义和计算公式在水文学中，径流量是指河流或河川流域中在一定时间内通过某一横截面的水量。
径流是由降雨或融雪引起的地表和地下水流向河流的过程。
径流量的计算对于水资源管理、防洪工程和生态环境保护具有重要意义。
本文将介绍径流量的定义和计算公式，以及一些影响径流量的因素。
一、径流量的定义。
径流量是指在一定时间内通过某一横截面的水量，通常用单位时间内通过的水量来表示。
径流量的计算通常以立方米每秒（m³/s）或毫米（mm）为单位。
在实际应用中，径流量是指在一个流域内所有径流过程的总和，包括地表径流和地下径流。
地表径流是指降雨或融雪后，未被土壤吸收和植被蒸发的水流向河流的过程。
地下径流是指降雨或融雪后，被土壤吸收并渗入地下水层，最终流向河流的过程。
径流量的计算需要考虑地表径流和地下径流的总和。
二、径流量的计算公式。
径流量的计算通常使用流域水文模型来进行。
流域水文模型是通过对降雨、蒸发、渗漏和地表径流等过程进行模拟，来估算径流量的工具。
常用的径流计算方法包括经验公式法、水文比例法、水文模拟法等。
1. 经验公式法。
经验公式法是根据历史水文数据和流域特征，通过经验公式来估算径流量。
常用的经验公式包括Nash模型、Soil Conservation Service（SCS）模型等。
这些经验公式是根据实测数据和统计分析得出的，可以用于不同流域的径流量估算。
2. 水文比例法。
水文比例法是根据流域的降雨量和蒸发量之间的比例关系，来估算径流量。
通常使用水文平衡方程来表示，即降雨量减去蒸发量和渗漏量，即为地表径流和地下径流的总和。
3. 水文模拟法。
水文模拟法是通过建立数学模型，对流域内的水文过程进行模拟，来估算径流量。
常用的水文模型包括Soil and Water Assessment Tool（SWAT）模型、Hydrological Simulation Program-FORTRAN（HSPF）模型等。
这些水文模型可以考虑降雨、蒸发、渗漏、地表径流和地下径流等过程，对径流量进行较为准确的估算。
第五章 设计年径流量的计算(水文与水资源学实验指导)
5.2.2有短期实测资料时正常年径流量的计算
甲、乙两站各年实测年平均流量如表(单位：m3／s)
5-1
5.2.2有短期实测资料时正常年径流量的计算
解：首先用两站同期实测资料(1956—1959 年、1964—1966年)点绘相关图.
可见，两站相关点据密集，可通过相关点群中心 定一条单一曲线，乙站缺测资料年份即可用此相 关线插补和外延，最后可得20年资料。计算20年 的算术平均值即为乙站正常年径流量；成果见表
第一节 概述
河川径流在时间上的变化过程有一个以年为周期 循环的特性。这样，我们就可以用年为单位分析 每年的径流总量以及径流的年际与年内分配情况， 掌握它们的变化规律，用于预估未来各种情况下 的变化情势。 在水文计算中，因计算的需要，通常不是按日历 年度划分年度，而是按照水文现象的循环周期划 分水文年或水利年。
第二节 正常年径流量的计算
根据观测资料的长短或有无，正常年径流 量的推算方法有三种：有长期实测资料， 有短期实测资料和无实测资料。
5.2.1有长期实测资料时正常年径流量的计算
有长期实测资料的含意是：实测系列足够长，具 有一定的代表性，由它计算的多年平均值基本上 趋于稳定。由于各个流域的特性不同，其平均值 趋于稳定所需的时间也是不会相同。对于那些年 径流的变差系数Cv变化较大的河流，所需观测系 列要长一些，反之则短些。
第一节 正常年径流量的计算
显然，正常年径流量是反映河流在天然情况下所 蕴藏的水资源，是河川径流的重要特征值。在气 候及下垫面条件基本稳定的情况下，可以根据过 去长期的实测年径流量，计算多年平均年径流量 来代替正常年径流量。
但是正常年径流量的稳定性不能理解为不变性， 因为流域内没有固定不变的因素。气候、下垫面 条件、地质年代的变化相对缓慢，可以不用考虑， 但是大规模的人类活动，特别是对下垫面条件的 改变将使正常年径流量发生显著变化。
河川径流
珠穆朗玛峰的溪流
（三）水文统计/统计特征值
1. 算术平均数
又称均值，通常用x表示，设随机变量x有x1， x2……xn个值,则算术平均值为：
x1 + x2 + x3 + ⋯ + xn 1 n x= = ∑ xi n n 1
2.均方差σ 即变量x有x1，x2……xn个值，各值对的离差为， (x1 –x)、（ x2 -x ）、（ xn - x ），离差 值有正有负，均方差就是离差平方的平均数的 平方根。
2. 年内变化 根据一年内河流水情的变化，可分为若干个水情 特征时期，如汛期，平水期，枯水期或冰冻期等。 不同补给形式的河流，其年内变化特征也不一样。
（五）特征径流 1.洪水 河流水位达到某一高度，致使沿岸村庄、 城市建筑物、农田受到威胁时，称为洪水位。 分类 按照来源可分为 上游演进洪水 和 当地洪 水。 2.枯水 一年中没有洪水时期的径流，成为枯水径 流。 枯水径流主要来源于流域的地下水补给。
σ=
∑(x − x )
i
2
n
3 离差系数 用均方差与均值之比作为衡量相对离散程 度的参数，这就是离差系数
1 Cv = = x x
σ
∑(x − x )
i
2
n
Cv值、观测年数和准确程度的关系 值
达到下列准确度（％）必须观测的年数 Cv 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 +4.0 14 25 39 56 76 100 126 156 189 225 +5.0 9 16 25 36 49 64 81 100 121 144 +6.0 6 11 17 25 33 44 55 69 83 99 +7.0 5 8 13 19 25 33 42 50 62 74 +8.0 4 6 10 14 19 25 32 39 47 56 +9.0 3 5 8 11 15 20 25 31 38 45 +10.0 2 4 6 9 12 16 20 25 30 36 +20.0 1 1 2 2 3 4 5 6 8 9
无资料区域河川径流量计算方法对比分析
无资料区域河川径流量计算方法对比分析在无资料区域，即没有相关的水文观测数据的区域，需要通过其他方法来估算或计算河川的径流量。
常见的无资料区域河川径流量计算方法包括气象水文法、水文相似法、遥感与GIS技术法等。
本文将对这些常见的方法进行对比分析。
1.气象水文法气象水文法是基于气象要素与径流之间的关系进行河川径流量的估算。
常用的气象要素有降水量、蒸发量、蒸散量等。
通过分析历史气象数据与实测径流数据的关系，建立气象与径流之间的转换模型，然后利用当前的气象数据来计算径流量。
气象水文法的优点是数据获取较容易，计算相对简单，适用于无资料区域。
但是气象数据与径流之间的关系受到许多因素的影响，如地形、植被等，所以结果的精确性与可靠性有一定的局限性。
2.水文相似法水文相似法是通过在有资料区域选择与无资料区域地貌、气候等条件相似的流域进行观测数据的采集，然后利用相似性原则将有资料区域的数据应用到无资料区域。
水文相似法的优点是更具实际参考性，可以利用现有的数据来进行计算，但是选择相似流域需要注意地貌、气候、植被等因素的综合考虑，以确保结果的可靠性。
3.遥感与GIS技术法遥感与GIS技术法利用遥感影像数据和地理信息系统的空间分析功能来提取无资料区域的河川特征，如河网密度、坡度等，然后结合有资料区域的径流数据，建立径流预测模型。
遥感与GIS技术法的优点是可以从空间角度对无资料区域进行全面的分析，提供了更多的数据支持，提高了结果的科学性和可靠性。
但是需要大量的遥感数据和地理信息数据，对技术要求较高。
综上所述，无资料区域河川径流量的计算方法有气象水文法、水文相似法和遥感与GIS技术法等。
这些方法各自具有一定的优点和局限性，应根据实际情况选择合适的方法进行计算。
在选择方法时需要综合考虑数据获取的难易程度、结果的精确性和可靠性等因素，以确保计算结果的准确性。
此外，不同方法在不同区域的适用性也有所差异，需要结合具体情况进行选择和应用。
设计年径流量的计算(水文与水资源学)
5.2.1有长期实测资料时正常年径流量的计算
3. 资料代表性审查 年径流系列的代表性，是指该样本对年径流总体
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。因 此，在进行年径流频率分析之前，还应进行系列 的代表性分析。 按照统计规律，容量大的样本其代表性较容量小 的样本为好。因此，可以将样本资料与更长期的 资料进行比较，以检验实测资料的代表性。
一、资料审查
尽管设计断面具有较长期的径流实测资料，但相 对于水文系列总体，实测资料系列仍仅仅是一个 样本。为能从实测资料推求径流总体的统计规律， 首先应当对资料（样本）的可靠性、一致性、代 表性进行审查。
5.2.1有长期实测资料时正常年径流量的计算
1. 资料可靠性审查 资料可靠性审查的目的是排除资料中可能存在的
第一节 概述
所谓设计年径流是指相应于设计频率的年径流 量，而设计频率则是根据水利及水土保持工程级 别及其防护意义确定的设计标准。
设计年径流是水库塘堰设计确定有效库容纳一 个重要水文依据。多年平均年输沙量则是确定水 库死库容及淤地坝设计的重些依据。
本章将对设计年径流计算所涉及的正常年径流 的求算、径流的年际变化、年内分配、枯水径流 及多年平均年输沙量的估算等内容分别加以介绍。
候条件、同样的下垫面条件和同一测流断面上获 得的。其中气候条件变化极为缓慢，一般可以不 加考虑。人类活动影响下垫面的改变，有时却很 显著，为影响资料一致性的主要因素，需要重点 进行考虑，通过对资料的还原计算，使全部系列 建立在同一基础上。 测流断面位置有时可能发生变动，当对径流量产 生影响时，需要改正至同一断面的数值。
第一节 概述
河川径流在时间上的变化过程有一个以年为周期 循环的特性。这样，我们就可以用年为单位分析 每年的径流总量以及径流的年际与年内分配情况， 掌握它们的变化规律，用于预估未来各种情况下 的变化情势。
径流模数的计算公式
径流模数的计算公式
径流模数 = (径流量 / 降雨量) 100。
其中，径流量是指在一定时间内流经河道的水量，通常以立方
米/秒或立方米/小时为单位；降雨量是指同一时间内降下的雨水量，通常以毫米为单位。
径流模数的计算公式可以帮助我们了解在特定
降雨条件下，流域的径流生成能力。
这个指标对于水资源管理、防
洪减灾等方面具有重要意义。
除了上述的计算公式外，有时候还会采用单位面积径流深度来
计算径流模数，计算公式如下：
径流模数 = (径流深 / 降雨量) 100。
其中，径流深是指单位面积上的径流深度，通常以毫米为单位。
这种计算方式更加直观地反映了雨水的径流生成情况。
总的来说，径流模数的计算公式可以根据具体的情况选择不同
的参数来计算，但核心思想都是通过比较径流量和降雨量来评估径
流的生成情况。
第四章河川径流量
第四章河川径流量第四章河川径流量计算与分析区域河川径流量包括地表⽔和河川基流量，它是区域⽔资源总量的重要组成部分，也是研究区域⽔资源时空变化规律的基本依据。
在⼤多数情况下，区域河川径流量的计算是针对⾮完整流域⽽⾔的。
⾮完整流域⼀般是指包含⼀个或⼏个不完整⽔系的特定⾏政区。
区域河川径流量的计算，需要计算该区域多年平均年径流量和不同频率的年径流量，同时需要研究河川径流量的年内分配和年际变化规律等。
受⽇益频繁的⼈类活动的影响，天然状态下的河川径流特征⼀般已经发⽣了显著变化，依据⽔⽂站实测资料计算区域河川径流量，必须在⽤⽔量资料已经还原的基础上进⾏。
根据区域的⽓候及下垫⾯条件，综合考虑⽓候、⽔⽂站点的分布、实测资料年限与质量等情况，区域河川径流量可采⽤代表站法、等值线法、年降⽔径流关系法、⽔热平衡法等来计算。
有条件时，也可以某种计算⽅法为主，⽽⽤其它⽅法计算成果进⾏验证，以保证计算成果具有⾜够的精度。
当计算区域⾯积较⼩时，其河川径流量尚应与包括该区在内的下垫⾯条件相近的⼤⾯积分析成果进⾏对⽐，特别要注意⼩区内局部性地形因素（如河床切割深度、喀斯特现象等）的影响，切实做到两种计算成果相互衔接、⽔量平衡。
第⼀节河流、流域与分⽔线⼀、河流地⾯上的降⽔，除了蒸发、下渗、蓄⽔外，全部沿河流到达海洋。
河流是⽔循环的⼀条重要途径。
降落到地⾯上的⾬⽔，在重⼒作⽤下由⾼处向低处流去，⾸先沿坡⾯漫流汇⼊⼩溪、⼩沟，再汇⼊河槽，形成河槽集流，也称河川径流。
河槽内具有⼀定能量的⽔体⼀⽅⾯冲刷河槽，搬运泥沙，改变河槽⾯貌；另⼀⽅⾯，河槽的形状⼜决定了河⽔的流动⽅向与流动状态。
1．河⾕与河槽⽔流流经地形低洼、狭长、弯曲、底部纵向倾斜的凹地称为河⾕。
河⾕的底部河床称为⾕。
河⾕的横断⾯形状由于地质构造的不同⽽各有差异，⼀般可分为峡⾕、宽⾕、阶地3种类型，如图4.1所⽰。
图4.1 河⾕⽰意图⾕的最下部称为⾕底，⾕底最深处的连线称为溪线或中泓线。
径流概念与计算
LAI为叶面积指数。 为叶面积指数。
× CINT = SMAX×[1-e-(1-p)×PCUM/SMAX] ×
式中： 为累积截留量（ 式中：CINT为累积截留量（mm）； 为累积截留量 ）； PCUM为累积降雨量（mm）； 为累积降雨量（ ）； 为累积降雨量 p为系数（1-0.046*LAI）。 为系数（ 为系数 ）。
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水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds） 水流流态的判别－－雷诺数（Reynolds） －－雷诺数
Re = V×R/υ 式中： 为流速， 为水力半径， 式中： v为流速，R为水力半径， υ 为运动粘滞系数。 为运动粘滞系数。
对于明渠流而言，当Re<=500时为层流， 对于明渠流而言， Re<=500时为层流， 时为层流 大于500时为紊流。 500时为紊流 大于500时为紊流。
2 某流域内有 个雨量站，流域附近有 个雨量站， 某流域内有1个雨量站 流域附近有3个雨量站 个雨量站， 个雨量站， 各站次降雨量及面积权重如下表。 各站次降雨量及面积权重如下表。试用算术平均和 泰森多边形计算流域平均雨量。 泰森多边形计算流域平均雨量。
雨量站
A
B
C
D
雨量（ 雨量（mm） 10.2 20.8 30.4 40.6 ） 面积权重 0.28 0.19 0.39 0.14
第6节 河川径流 节
一、基本概念 河系：河流水系的简称， 河系 河流水系的简称，它由干流和大大小小的支
流交汇而成。 流交汇而成。
河网密度： 河网密度：流域内河流的总长度与流域面积的 比值。单位： 比值。单位：km/km2。 流域形状系数： 流域形状系数： A Rf = 2 L
式中： 为流域面积（ ）；L 式中：A为流域面积（km2）；L为自流域出口至 最长河流的河源附近分水线按直线量取的流域 长度（km）。 长度（km）。
第四章设计年径流量的计算gao
第一节 河流与流域 三、流域特征 1. 流域地形特征
（1）流域平均高度 （2）流域平均坡度 又称地面平均坡度，是坡地漫流过程 的一个影响因素，在小流域洪水汇流 计算时，是一个重要参数。流域平均 坡度按下式计算： J=(a1J1+ a2J2＋...+ anJn)/A 式中：J——流域平均坡度 Ji——相邻两等高线间的平均坡度 ai——相邻两等高线间的面积，km2 A——流域面积，km2
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第二节 正常径流量的计算
一、基本概念及其特点 1. 年径流量
是指相应于某一设计频率 的年径流量。 —— 设计年径流是水库、塘坝 设计确定有效库容的一个 重要水文依据。
年径流量的多年平均 值称为多年平均径流 量 Q n。
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2. 年径流量的变化特点
3. 设计年径流量 4. 多年平均径流量 5. 正常年径流量
（2）河流横比降： 河流横断面的水面，一般是横 向倾斜或凹凸不平的，这种河 流表面横向的水面倾斜称为横 比降。 山东农业大学林学院
第一节 河流与流域 三、流域特征 1. 流域几何特征
（1）流域面积 ② 测量面积方法：一般可
用求积仪法、数方格法、 权重法等进行测定。
①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。
在气候和下垫面基本稳定的条件下，随着观 测年数的增加，Qn趋向于一个稳定数值，这
个稳定数值称为正常年径流量Q0。
第二节 正常径流量的计算
二、正常年径流量的推算方法(三种)
1.有长期实测资料时正常年径流量的计算 （1）长期实测资料条件 ①实测系列长度：根据我国 河流的特点和资料条件，一 般具有二三十年以上可作为 有长期资料处理。 ②代表性：一般是指在观测 系列中应包含有特大丰水年 ，特小枯水年及大致相同的 丰水年群和枯水年群。
水文循环分为大循环
以其善而润万物，以其三态之变而求创新。
以其生态而求绵延，以其汇聚而纳团结。
水文循环分为大循环(海陆循环),小循环(陆陆循环,海海循环)。
水的三态(气态液态固态)，(降水，蒸发，渗流，径流)称为水文现象。
河流的分段(河源，上游，中游，下游，河口)。
河流比降(S=(Z1-Z2)∕L)计算时以米为单位。
河流断面：横断面(一般指与水流方向垂直的断面)。
纵断面：(一般是指沿河流深泓线的断面)。
深泓线是指最大水深点的连线水系外形：(扇形水系，羽毛形水系，平行水系，混合型水系)。
河川径流的组成：(地上径流，地下径流，壤中流)。
河川径流的形成过程(产流，汇流)。
影响合川径流的因素：(气候因素影响，下垫面因素影响，人类活动的影响。
分水线：地形向两侧倾斜，是雨水分别汇合到两条不同的河流中去。
关于河流经流的计算：流量Q：单位时间内通过河流过水断面的水量。
经流总量W=QT (一年T=3.154xl07秒)径流模数M=1000Q∕Fo径流深度：R=W∕1000F(单位mm)。
径流系数：@=R/P, (R为径流深度，P为降水量，单位都为mm)。
例题：水文站面积54500平方千米，平均降水量1650mm,平均流量1680m3∕s°W=QT= 1680x3.154x 107=5.30x 1010m3.R=W∕l()()()F=5.3()x 1010m3∕54500=972mm.M= 1()()()Q∕F= 1()()()X 1680∕54500=30.83(L∕s.km2)@=R/P=972/1650=0.59水量平衡计算：P=R+E+V;P降水量，R出口端面径流量，E流域平均蒸发量，V蓄水量之差。
概率大事:加法定律，乘法定律。
A,B 为独立大事：P(A+B)=P(A)+P(B)o A,B 不互斥：P(A+B)=P(A)+P(B)-P(AB)oA,B 为独立大事：P(AB)=P(A)xP(B)oA,B 不互斥：P(AB)=P(A)xP(B∕A)或P(AB)=P(A)xP(A∕B)o重现期：T=1∕P, (P<50%)或者P=1∕1-P(P>5O%)°阅历平率和阅历平率曲线计算步骤：使用皮尔逊3型曲线。
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河川径流计算（river flow estimation）降到流域地面的降水，由地表和地下注入河流，流经出口断面的水量称河川径流，来自地表部分的是地表径流，来自地下部分的是地下径流。
对河川径流的变化规律进行定量的分析计算预估未来径流的情势，称为河川径流计算。
为桥涵、水利及给水等工程的规划、设计、施工和管理运营提供径流数据。
计算的主要内容为设计
洪水、枯水流量、年径流量。
设计洪水暴雨或迅速的融雪使大量的径流在短期内自地面汇入河中，河水流量激增，水位迅涨，河槽水流成波状下泄称为洪水波或称发生了洪水。
工程建设在设计时需要考虑构筑物本身所能防御洪水的能力，按照工程的规模和重要性，拟定构筑物在使用期可能发生的洪水称为设计洪水。
设计洪水是直接决定水工构筑物的尺寸、桥涵的孔径、工厂厂址标高的依据。
主要采用频率（用等于或超过某一指定流量或径流总量的概率或频率）来分析计算，即利用实测洪水资料加上洪水调查资料推算某一频率的洪水。
也有采用可能最大洪水，即计算现代气候条件下，特定流域在一定历时内，可能发生的最大暴雨所产生的最大洪水。
还有采用历史洪水加上某一成数的洪水。
流域中每发生一次洪水，在测流断面测得一条相应的洪水过程线，洪水过程线上的最高点即为洪峰流量（见水文测验）。
当水文测验资料短缺用以上方法不能求得较可靠的设计洪水时，需要进行洪水调查，以取得历史洪水，延长洪水资料系列，提
高计算精度。
枯水径流当地表径流减少，河流的水量大部分靠地下水补给
时的河流水流。
在缺少水文测验资料的情况下，枯水径流调查是延长枯水径流资料的一个重要方法。
年径流量一年内通过河流某一断面的水量。
年径流量计算对于有效地开发利用河流的水利资源极为重要，要预测水利措施运行期间河流的径流情势，首先需估计流域内究竟能有多少水量，在气候及下垫面条件（如地形、地质、植被、土壤、森林等）基本稳定时，可由长期的实测年径流量来计算多年平均流量，用以代表正常流量，作为说明径流特征的基础。