资源描述
1、水文学和水资源学的定义及其两者之间的关系
2、工程水文学的定义以及与水文学的关系
3、水文学的基本规律
4、水文学的研究途径,第一章 绪论,水文学是指研究自然界中各种水体（大气中的水汽、地面上的江河、湖泊、海洋和地下水等）的存在、循环和分布，物理与化学性质，以及水体对环境的影响和作用，并根据其变化规律预测、预报各水文要素（如降水、水位、流量、水质等）的变化情势。
水资源是指地球表层可供人类利用的水，水资源包括水量、水质、水能资源和水域，可用年降水量和年径流量来定量描述。
水资源是水文循环引起陆地上一定区域平均每年产生的淡水量 --降水量、径流量及其变化，这些可根据水文、水质观测资料通过水文学分析计算推求，水资源评价（包括水环境质量）是由各级水文部门进行的。,1、水文学与水资源的关系,工程水文学是水文学的一个重要分支，随着水利水电工程建设的大规模开展，为满足工程规划设计、施工和运行管理的迫切需要，水文工作者针对提出的问题，进行大量的、深入的试验研究，使水文学发展到工程水文学阶段。
工程水文学主要内容可以分为两个方面
水文分析计算：从统计的角度测算工程实施中和完成后很长时期内可能遇到的各种概率的水文现象的大小与过程。如预测长江三峡工程未来千年一遇的洪水有多大？主要为规划设计提供依据。
水文预报：预报指定地点或地区一定时期内（称预见期）水文现象的大小及变化过程。如预报某河流断面处从现在起以后24h的水位有多高？主要为现场施工及工程管理提供水文依据。,2、工程水文学定义,1、成因规律（确定性规律）：
表示水文现象形成的内在因果关系，确定性的成因和条件将对应于确定性的结果。
流域上一次暴雨过程-→ 扣除相应的损失过程 =净雨过程→流域汇流 == 流域出口相应的一次洪水过程
2、统计规律（随机性规律）：
样本容量很大时，随机变量趋向于一个稳定的分布，或相关变量表现为稳定的相关关系。如某流域的年最大洪峰流量频率曲线图和相邻流域间年径流量相关图。,3、水文学的基本规律,（1）成因分析法
根据水文变化的成因规律，由其影响因素预报、 预测水文情势的方法。如降雨径流预报法、河流洪水演算法等。
（2） 数理统计法
根据水文现象的统计规律，对水文观测资料统计分析，进行水文情势预测、预报的方法。如设计年径流计算、设计洪水计算、地区经验公式等。
水文计算常常是二种方法综合使用，相辅相成，例如由暴雨资料推求设计洪水，就是先由数理统计法求设计暴雨，再按成因分析法将设计暴雨转化为设计洪水。,4、水文学的研究途径,1、自然界的水文循环、大循环、小循环
2、各种水体的水量平衡方程
3、河流及流域的几何特征
4、降水概念及其基本要素
5、流域平均雨量的计算
6、土壤含水量和土壤水分常数
7、下渗率和下渗能力概念
8、蒸发量、蒸发率、水面蒸发、土壤蒸发
9、径流的形成过程及径流的定量描述方法,第二章 水文循环与径流形成,1、自然界的水文循环,,自然界中的水在太阳能和大气运动的驱动下，不断地从水面（江、河、湖、海）、陆面（土壤、岩石）和植物的茎叶面，通过蒸发或散发，以水汽的形式进入大气圈，在适当的条件下形成降水。一部分降水通过地面渗透地下，成为土壤水，再经过蒸发和散发重新进入大气圈，或者形成地下水最终进入江河、海洋；一部分形成地面径流，最终汇入海洋。,大循环：从海洋蒸发的水汽，被
气流输送到大陆形成降水，其中
一部分以地面和地下径流的形式
从河流汇归海洋；另一部分重新
蒸发返回大气。这种海陆间的水
分交换过程称为大循环或外循环。
小循环：海洋上蒸发的水汽在海洋上空凝结后，以降水的形式落到海洋里，或陆地上的水经蒸发凝结又降落到陆地上，这种局部的水文循环称为小循环或内循环。海洋、内陆小循环。,水平衡是水文循环遵循物质不灭定律的具体体现，即,时段内进入系统的水量是系统“收入”的水量，时段内从系统输出的水量是系统“支出”的水量，时段内系统蓄水量的变化量是系统“库存”水量的变化，因此，水量平衡方程式实际上是系统的水量收支平衡关系式。,2、水量平衡原理,对流域而言，其水量平衡方程式写为,若该流域为闭合流域，假设用水量很小，则简化为,闭合流域多年水量平衡方程式为,流域水量平衡方程式,陆地和海洋年水量平衡方程式为,多年平均水量平衡方程式为,,全球水量平衡方程式,河流基本特征
（1）河长L：自河源沿干流到流域出口流程长度
（2）河流横断面：河流断面有横断面和纵断面。
（3）河流纵断面：河流中沿水流方向各断面最大水深点的连线称为中泓线，沿中泓线的断面称为河流的纵断面。河流纵断面能反映河床的沿程变化。
（4）河道纵比降：任意河段两端（水面或河底）的高差h称为落差，单位河长的落差称为河道纵比降。常用的比降有水面比降和河底比降。,3、河流及流域的基本特征,水系、河流分级
水系（河系或河网）：流域中大大小小河流交汇形成的树枝或网状结构称为水系或河系，自然形成的多为树状结构，人工开挖的平原水系多为网状结构。,水系分叉：自然界的天然水系一般属于二分叉树的形状。“树枝”的端点为河源，源的总数是水系量级的度量。一个量级为N的二分叉水系，必有N个源，N条外链和N-1条内链，链的总数为2N-1条。例如，水系的量级为12，河源12，内链12，外链11。,河流分级：为了对水系中大小不同的河流进行区别，需要对河流进行分级。20世纪以前，一般采用定性分为支流和干流。1914年后，采用序列命名法，即将水系中各条河流按一定的次序排列成序列，并以序号对序列中的河流加以命名。
斯特拉勒河流分级法：如图中的各个河流按自上而下的顺序分为1级、2级……。规定2条同级的河流汇合为高一级的河流，例如2条1级河流汇合后为2级；不同级的汇合时，则不增加汇合后的河流级别，如2级与1级汇合后仍为2级。,流域的几何特征
流域面积：在地形图上绘出流域的分水线，
用求积仪量出分水线 包围的面积，即流域面积，km2。
河网密度：流域内河流干支流总长度与流域面积的比值，km/km2
流域长度：从流域出口到流域最远点的流域轴线长度，km
流域平均宽度：流域面积与流域长度之比，km
流域形状系数：流域平均宽度与流域长度之比。扇形流域的形状系数 较大，狭长形流域则较小，反映流域的形状。
流域平均高程与平均坡度：将流域地形图划分为100个以上的正方格，依次定出每个正方格交叉点上的高程以及与等高线正交方向的坡度，取其平均值即为流域的平均高度河平均坡度。,降水是指液态或固态的水汽凝结物从云中降落到地面的现象，如雨、雪、霰（白色不透明的圆锥形或球形的颗粒固态降水，直径约2-5mm，下降时常显阵性，着硬地常反弹，松脆易碎）、雹、露、霜等，其中以雨、雪为主，更以降雨为主，因此也常把降水混称为降雨。
降水是水文循环中最活跃的因子。因此，降水现象是水文学和气象学共同研究的对象。我国大部分地区一年内降水以降雨为主。,4、降水及其基本要素,降雨量（深）：点降雨量和面降雨量
降雨历时：次降雨历时
降雨强度：时段平均降雨强度和瞬时降雨强度
降雨面积
暴雨中心：暴雨集中的较小的局部地区
降雨级别：微雨、小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨。,降水要素及其时空变化表示方法,等雨量线：将每个雨量站观测得到的同一时段的时段降雨量点绘在各自的测站位置上，然后按照降雨量相同的原则连成光滑线。,海南岛1962年8月10日一次降雨（105个雨量站）,（26个雨量站）,等雨量线与站网密度相关,降雨强度与历时关系曲线：对一次降雨过程，统计计算其不同历时的最大时段平均降雨强度，然后点绘所得的曲线。,降雨深与面积关系曲线：在一定历时降雨量的等雨量线图上，从暴雨中心开始，分别计算每一条等雨量所包围的面积及该面积的平均降雨深。,降雨深与面积和历时关系曲线：如果分别对不同历时的等雨量线图点绘降雨深与面积关系曲线，可以得到一组以历时为参变数的降雨深与面积曲线。,雨量站观测的降雨量只代表那一点的降雨，而形成河川径流的则是整个流域上的降雨量，对此，可用流域平均雨量（或称面雨量）来反映。下面介绍4种常用的计算方法。
算术平均法：对流域内各站同一时段的雨量进行算术平均。
式中: P为某一指定时段的流域平均雨量，mm；n为流域内的雨量站数；Pi为流域内第i站指定时段的雨量，mm。
算术平均法一般适用于雨量站均匀分布的情况。,5、流域平均雨量及降雨过程计算,,,泰森多边形法：该法假定流域上各点的雨量以其最近的雨量站的雨量为代表，因此需要采用一定的方法推求各站代表的在流域中距其最近的点的面积，这些站代表的面积图称泰森多边形。其作法是：先用直线（图中的虚线）就近连接各站为许多三角形，然后作各连线的垂直平分线，他们与流域分水线一起组成n个多边形，每个多边形的面积，就是其中的雨量站代表的面积。设第i站代表的面积为 , 雨量为Pi, 则该法计算流域平均雨量的公式为,,等雨量线法： 根据流域及附近的雨量站观测的同一时段的雨量值，参考地形影响，类似绘制地形等高线那样，画出如图的雨量等值线图，然后量出相邻等值线间的流域面积 ，即可按下式计算流域平均雨量
Pi为相邻的2条等值线数值的平均数,,,等雨量线图,距离平方倒数法：
20世纪60年代由美国天气局提出的方法。该法将计算区域划分为许多网格，每隔网格均为一个矩形，网格的格点处的雨量用其周围临近的雨量站按照距离平方的倒数插值得到。,算术平均法最为简便，在区域面积不大，地形起伏较小，雨量站分布较为均匀的情况下，精度可以得到保证。
泰森多边形法也较为简单，精度一般较高但该法将各雨量站权重视为定值，而降雨空间分布复杂多变。另外，不管雨量站之间的距离远近，呈现线性关系不符合。
等雨量线法在理论上比较完善，但要求雨量站网密度高，而且需要绘制等雨量线，计算量大。
距离平方倒数法改进了站与站之间必须满足线性关系的假定，便于计算机处理，可以插补出每个网格点上的雨量。,各种面平均雨量计算方法的特点,,土壤含水量是指包气带土壤含水的多少，常用单位土壤体积内包含的水体体积、或包含的水体质量来表示。水文上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。采用某些特征条件下的土壤含水量来反映它们的变化特性，这些特征土壤含水量称为土壤水分常数。,,6、土壤含水量和水分常数,凋萎含水量（凋萎系数）：植物根系的吸力约为15个大气压，对于土粒吸附的吸力大于该值的水分，植物则无法利用。当土壤水分低于这时的含水量时，植物将缺水而凋萎死亡，该土壤含水量称为凋萎含水量。
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。土壤含水量低于该值后，土壤中的水分只能以水汽和薄膜水的形式向蒸发面运移。
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。,,,,1、下渗：是指地面上的雨水从地表渗入土壤的运动过程。
2、下渗曲线与下渗方程
下渗的快慢以下渗率表示，单位时间内渗入单位面积土壤中的水量为下渗率。充分供水条件下的下渗率为下渗能力。
下渗曲线确切地说，应称下渗能力曲线，指地面充分供水条件下下渗率随时间的变化过程线。
下渗曲线积分，得下渗累积曲线 F～t ，F 为从开始到时的下渗累积量，以㎜计。,,7、下渗,水面蒸发是指在自然条件下，水面的水分由液态转化为气态向大气扩散、运移的过程。单位时间蒸发的水深，称蒸发率或蒸发强度，以mm/d计。
水面蒸发观测资料较多，比较可靠，常是其他蒸发计算的基础。
由于蒸发器的蒸发面积远较天然水体为小，其受热条件与大水体有显著的差异，所以，其数值不能直接作为大水体的水面蒸发值。将水面蒸发器的观测值E器转换为大水体的蒸发量E，计算式为： E=KE器 式中：K为蒸发器的折算系数，随水面蒸发器类型和季节变化，可在水文计算规范等文献中查取。,8、水面蒸发观测与计算,,,,,,,1、土壤蒸发过程
充分湿润的土壤蒸发过程，根据观测资料分析，如图所示，大体上可分为3个阶段：
第一阶段：土壤含水量（蓄水量）W>W田(田间持水量），土壤蒸发强度为:E=Em ；Em为土壤蒸发能力，近似等于这时的水面蒸发率
第二阶段：W=W田～W断（土壤毛管断裂含水量），这时的土壤蒸发为
第三阶段： W fc时， i-fc形成地面径流， fc形成地下径流。总净雨划分为地面、地下两部分。
由于只有在产流面积上才发生稳定下渗，所以时段内所产生的地下径流量RGt=fctFR/F，而时段的总产流量Rt=(Pt-Et)FR/F，由此可得FR/F=R t /(Pt - E t)，即产流面积等于径流系数。,,,3、地面地下径流过程的划分,,,地面地下径流过程的划分,fc可以利用实测降雨径流资料得到，先求出地下径流总量RGt及相应的降雨过程Pt～t，蒸发过程Et～t，并计算相应的产流量过程Rt～t，再利用上述公式反推。,,,,,例题：某流域一次降雨过程，已经求得各时段产流量如表所示，并求得地下径流量38.1mm，试求得稳定下渗率fc,1、单位线的基本概念
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，如右图所示。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。,,4、时段单位线法推求流量过程,,,,,,,由于实际的净雨不一定正好是一个单位和一个时段，所以分析使用时有如下两条假定。 --- 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，则所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。 根据上述假定，可以得到流域出口断面流量过程线的表达式：
式中：Qi为流域出口断面各时刻流量值，m3/s；hj为各时段净雨量，mm； qi-j+1为单位线各时刻纵坐标，m3/s；l为流域出口断面流量过程线时段数；m为净雨时段数；n为单位线时段数。,,,,,,,,1、水文预报的分类
2、河道洪水波、洪水波运动
3、马斯京根洪水演算方法的基本原理
4、实时洪水预报的误差来源,第五章 水文预报,1、按预报的项目，水文预报可分为
径流预报：预报的要素主要是水位和流量，水位预报指的是水位高程及其出现时间；流量预报则是流量的大小、涨落时间及其过程。径流预报又可分洪水预报和枯水预报。
冰情预报：冰情预报是利用影响河流冰情的前期气象因子，预报流凌开始、封冻与开冻日期，冰厚、冰坝及凌汛最高水位等。
沙情预报：沙情预报则是根据河流的水沙相关关系，结合流域下垫面因素，预报年、月和一次洪水的含沙量及其过程。
水质预报：预测河流中污染物迁移转化的时空变化过程。,1、水文预报的分类,2、按预见期的长短，水文预报可分为
短期水文预报：主要由水文要素作出的预报
中长期水文预报：包括气象预报性质在内的水文预报
预报的预见期是指发布预报与预报要素出现的时间间距。在水文预报中，预见期的长与短并没有明确的时间界限。
施工水文预报：在工程施工期间要进行的特殊预报项目。,1、洪水波
流域上大量降水产生的净雨沿坡地迅速汇集，注入河槽， 由于降雨量时空分布不均匀、河网干支流和分布形状的不同，以及水流汇集速度的快慢，河道接纳的水量沿程不同，使河道沿程水面发生高低起伏的一种波动，称为洪水波。
2、附加比降
附加比降是洪水波的主要特征之一。附加比降i是指洪水波水面比降i与同水位稳定流水面比降i0之差，即i= i-i0 。
当涨洪时，i>0，
落洪时，i<0
稳定流时， i=0,2、河段中的洪水波运动,天然河道里的洪水波运动属于不稳定流，洪水波的演进与变形可用圣维南方程组来描述。水文学上的流量演算法是在圣维南方程组简化的基础上，利用河槽的水量平衡方程替代连续性方程，用河段的蓄泄关系替代动力方程，然后联立求解，将河段的入流过程演算为出流过程的方法。
1、基本原理
河段流量演算是由以下两个基本公式组成
河槽时段水量平衡方程
河段蓄水量与泄流量方程,3、马斯京根洪水演算法,,,2、马斯京根法及其槽蓄曲线方程
该方法由G.T.麦卡锡(G-T-McCarthy)于1938年在美国马斯京根河流域应用而得名。该法主要是建立马斯京根槽蓄曲线方程，并与水量平衡方程联立求解，进行河段洪水演算。
在马斯京根槽蓄曲线方程中，假定河道中的断面流量与相应的槽蓄量近似地按稳定流处理，并采用线性关系，则可得到马斯京根槽蓄曲线方程为
式中：K为稳定流情况下的河段传播时间，Q’称为示储流量，,,,,,3、马斯京根流量演算方程
联解水量平衡方程式和马斯京根槽蓄曲线方程式,可得马斯京根 流量演算方程:,,,1、水文学中样本的统计参数
2、水文频率曲线PIII线型
3、经验频率曲线
4、频率与重现期的关系
5、利用矩法计算频率曲线参数
6、水文频率曲线计算的目估适线法,第六章 水文统计,在统计学中，随机变量的概率分布曲线和分布函数完整地描述了随机现象。但在实际中分布函数难以确定或不必要，举例年降水量或最高水位。
说明随机变量统计规律的数字特征，称为随机变量的统计参数。水文现象的统计参数反映随机变量基本的统计规律，能概括水文现象的基本特性和分布特点。
统计参数有总体统计参数与样本统计参数之分。总体是某随机变量所有取值的全体，样本则是从总体中任意抽取的一部分。样本中所包括的项数则称为样本容量。水文学中利用样本统计参数来估计总体统计参数。,1、随机变量的统计参数,水文计算中常用的样本统计参数有均值、均方差、变差系数和偏态系数。
（1）均值：均值表示系列中变量的平均情况。设某水文变量的观测系列（样本）为x1，x2，…… ,xn ，则其均值为：
（2）均方差：均值能反映系列中各变量的平均情况，但不能反映系列中各变量值集中或离散的程度。
例如：第1系列 5，10，15；第2系列 1，10，19
第1系列的均方差为4.08，第2系列的均方差为7.35。,,,,（3）变差系数：均方差虽然能说明系列的离散程度，但对均值不同的两个系列，用均方差来比较离散程度就不合适了。例如有两个系列：
第1：5，10，15，均值10；第2：995，1000，1005，均值1000。得到的均方差都为4.08，说明这两个系列的绝对离散程度是相同的，但因其均值一个是10，另一个是1000，它们对均值的相对离散程度就很不相同。
为了克服以均方差衡量系列离散程度这种缺点，用均方差与均值之比作为衡量系列相对离散程度的一个参数，称为变差系数CV。
Cv1=0.408；CV2=0.00408。说明第1系列的变化程度远比第2系列大。
对水文现象来说，Cv的大小反映了河川径流在多年中的变化情况。由于南方河流水量丰沛，丰水年和枯水年的年径流相对来说变化较小，南方河流的Cv比北方河流的要小。,,,,,（4）偏态系数：变差系数只能反映系列的离散程度，它不能反映系列在均值两边的对称程度。在水文统计中，采用偏态系数Cs作为衡量系列不对称（偏态）程度的参数。
当系列对于均值对称时，Cs=0，无偏；
当系列中正离差的立方占优势时，Cs>0，正偏；
当系列中负离差的立方占优势时，Cs0，分析原因，大于均值和小于均值的
离散立方比较。
对于概率密度曲线而言，曲线下的面积以均值为界，对Cs=0，左边等于右边；对Cs>0，左边大于右边；对Cs<0，左边小于右边。,,,,,只需要假定一个CS值，便可由上式通过积分求出Cs与之间的关系。对于若干个给定的CS值，和P的对应数值表，已先后由美国福斯特和前苏联雷布京制作出来。
在频率计算时，由已知的CS值，查值表得出不同的P的值，然后利用已知的均值 、CV，通过式 即可求出与各种P相应的x值，从而可绘制出皮尔逊Ⅲ型频率曲线。,2、皮尔逊Ⅲ型曲线,,,,,,,当CS等于CV的一定倍数时，P-Ⅲ型频率曲线的模比系数KP 也已制成表格。频率计算时，由已知的CS和CV可以从中查出与各种频率P相对应的KP值，然后即可算出与各种频率对应的 。有了P和x的一些对应值，即可绘制出皮尔逊Ⅲ型频率曲线。,,,,,,,,,,,,,,,,用经验频率公式计算系列中各项的频率，称为经验频率。对经验频率的计算，目前我国水文计算上广泛采用的是数学期望公式
式中：p为大于等于xm的经验频
率；m为xm的序号，即大于等于
xm的项数；n为系列的总项数。
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，根据点群趋势绘出一条平
滑的曲线，称为经验频率曲线，上图为某站年最大洪峰流量经验频率曲线。有了它即可在曲线上求得指定频率p的水文变量值 。,3、经验频率曲线,,,,,,,,,,,,,,,,频率曲线绘制后，就可在频率曲线上求出指定频率p的设计值xp。由于“频率”较为抽象，水文上常用“重现期”来代替“频率”。所谓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。根据研究问题的性质不同，频率P与重现期T的关系有两种表示方法。 （1）当为了防洪研究暴雨洪水问题时，一般设计频率P＜50％，则
T=1/P
式中：T为重现期，年；P为频率，％。 （2）当考虑水库兴利调节研究枯水问题时，设计频率P＞50％，则
T=1/(1-P)
例如：对于P=80%＝0.8的枯水流量，将P=0.80代入上式，得到T=5，成为5年一遇的枯水流量。,4、频率与重现期的关系,,,,,,,,,,,,,,,,,矩法是用样本矩估计总体矩，并通过矩和参数之间的关系，来估计频率曲线参数的一种方法。
前述，一阶原点矩的计算公式就是均值 ，均方差σ的计算式为二阶中心矩开方，偏态系数CS计算式中的分子则为三阶中心矩。 但是，我们希望由样本系列计算出来的统计参数与总体更接近些，因此，需要将上述公式加以修正，修正后的参数计算式为
水文计算上习惯称上述公式为无偏估值公式，并用它们估算总体参数，作为配线法的参考数值。,5、利用矩法计算频率曲线参数,,,,,根据拟定的 、Cv和Cs，查表
计算Xp 值。以Xp为纵坐标， P
为横坐标，即可得到频率曲线。
将此线画在绘有经验点据的图上
，看与经验点据配合的情况 。若
不理想，可通过调整 、Cv和Cs
点绘频率曲线。
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。
求指定频率的水文变量设计值。,6、目估适线法,1、年径流、年径流量
2、年径流资料“三性”审查的内容以及原因
3、设计代表年年径流量及其年内分配方法
4、缺乏资料地区的年径流量计算方法,第七章 设计年径流量计算,1、 年径流与年径流量,（1）径流与径流量
在河槽里运动的水流叫做河川径流，简称径流。 在一定时段内，通过河流某一断面的累积水量称为径流量，记作W (m3)；也可以用时段平均流量Q(m3/s)、流域径流深R(mm)或流域径流模数 M (mm/km2)、(m3/s)来表示。径流量与流量的关系为：,,,（2）年径流与年径流量
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。可以年径流总量W、年平均流量Q、年径流深R及年径流模数M等表示。多年平均年径流量有时被称为正常年径流量，相应以W0、Q0、R0、M0等表示。 某一年的年径流量与正常年径流量之比，称为该年径流量的模比系数，用ki表示,,2、年径流系列的“三性审查”,（1）年径流系列的可靠性审查
径流资料是通过测验和整编取得的，因此，可靠性审查应从审查测验方法、测验成果、整编方法和整编成果着手。一般如下：
水位资料的审查：检查原始水位资料情况并分析水位过程形状，从而了解当时观测质量，研讨有无不合理的现象。
水位流量关系曲线的审查：检查水位流量关系曲线绘制和延长的方法，并分析历年水位流量关系曲线的变化情况。
水量平衡的审查：根据水量平衡原理，上、下游站的水量应该平衡，即下游站的径流量应等于上游站径流量加区间径流量。,（2）年径流系列的一致性审查
应用数理统计法进行年径流的分析计算时，一个重要的前提是年径流系列应具有一致性。就是说组成该系列的流量资料，都是在同样的气候条件、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。测量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。,（3）年径流系列的代表性审查
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。
样本对总体代表性的高低可以理解为样本分布参数与总体分布参数的接近程度，可通过对二者统计参数的比较加以判断。但总体分布是未知的，无法直接进行对比，只能根据人们对径流规律的认识以及与更长径流、降水等系列对比，进行合理性分析与判断。常用的方法如下： （1）进行年径流的周期性分析 对于一个较长的年径流系列，应着重检验它是否包括了一个比较完整的水文周期，即包括了丰水段(年组)、平水段和枯水段，而且丰、枯水段又大致是对称分布的。 （2）与更长系列参证变量进行比较 参证变量系指与设计断面径流关系密切的水文气象要素，如水文相似区内其他测站观测期更长，并被论证有较好代表性的年径流或年降水系列。,1、代表年的选择
（1）选取年径流量接近于设计年径流量的代表年。
（2）选取对工程较为不利的代表年。
2、径流年内分配计算
同倍比法：常见的有按年水量和按供水期水量控制的两种同倍比法
同频率法：同倍比法在计算时段的确定上比较困难，而且当用水流量q不同时，计算时段随之而变，代表年的选择也将不同，实际工作中不便。采用同频率法。同频率法的基本思想是使所求的设计年内分配的各个时段径流量都能符合设计频率，可采用各时段不同倍比缩放代表年的逐月径流，以获得同频率的设计年内分配。,,3、设计代表年年径流量及年内分配的计算,同频率法的基本步骤：
（1）根据要求选定几个计算时段，如最小1个月、最小3个月、最小7个月、年4个时段；
（2）作各个时段的水量频率曲线，在代表年的逐月径流过程上，统计最小1个月的流量、连续最小3个月的流量，…，并要求长时段的水量包含短时段的水量在内。
（3）利用下式计算缩放倍比,,,在部分中小设计流域内，有时只有零星的径流观测资料，且无法延长其系列，甚至完全没有径流观测资料，则只能利用一些间接的方法，对其设计径流量进行估算。采用这类方法的前提是设计流域所在的区域内，有水文特征值的综合分析成果，或在水文相似区内有径流系列较长的参证站可资利用。 1、参数等值线图法
2、经验公式法
3、水文比拟法,4、缺乏年径流资料时设计年径流计算,1、设计洪水的定义
2、设计洪水三要素
3、推求设计洪水的途径
4、洪峰洪量样本选取的方法
5、特大洪水的定义及其处理方法
6、不连续序列经验频率的计算方法
7、典型洪水的选择方法，不利与可能的原则具体含义
8、同频率放大典型洪水的方法
9、入库洪水,第八章 由流量资料推求设计洪水,由于流域内降雨或融雪，大量径流汇入河道，导致流量激增，水位上涨，这种水文现象称为洪水。
在进行水利水电工程设计时，为了建筑物本身的安全和防护区的安全，必须按照某种标准的洪水进行设计，这种作为水工建筑物设计依据的洪水称为设计洪水。
合理分析计算设计洪水，是水利水电工程规划设计中首先要解决的问题。,1、设计洪水的定义,一次洪水过程可用3个控制性要素加以描述，常称为洪水三要素，即
（1）设计洪峰流量 Qm（m3/s），为设计洪水过程线的最大流量。
（2）设计洪水总量 W（m3），为设计洪水的径流总量，从起涨点A上涨，到达峰顶B后流量逐渐减小，到达C点退水结束，流量过程线ABC下的面积就是洪水总量 W。
（3）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。,2、设计洪水三要素,按工程性质不同，设计洪水分为
水库设计洪水
下游防护对象的设计洪水
施工设计洪水
堤防设计洪水
桥涵设计洪水
按所用资料不同，设计洪水分为
由流量资料推求设计洪水
由暴雨资料推求设计洪水,
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