最新水文预报复习资料Word下载.docx
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利用河流水文要素自身的长期演变统计规律，或利用影响河流水文要素长期演变
的某些气象（大气平均环流）、天文（太阳黑子数）等物理因子，对径流趋势作出预报或估计，预见期在15天以上，1年之内
超长期预报：
一般指大河或较大范围内连续丰水年或连续枯水年的趋势预测。
预见期在1
年以上
洪水预报：
预报河流、水库、湖泊汛期的洪水位、洪水流量和洪水过程
枯水预报：
预报枯季水位、流量和河网蓄水量
冰情预报：
对河流、湖泊、水库封冻日期、冰厚、解冻日期和流冰的预报
台风风暴潮预报：
台风风暴潮：
在入海河口段（或沿海地区），由于海水随台风向海岸迅速
推移积聚，或沿河口上溯而造成的强烈增水现象。
预报包括最高水位，涌浪等项目。
沙量预报：
包括流域产沙量，水流含沙量和河流、水库冲淤变化等预报。
河道洪水预报：
对河道中指定断面处的洪水位、洪水流量、枯水位、枯水流量和河道冰情等
预报
流域水文预报：
对流域上融雪、降雨产生的水量和在流域出口处形成的流量过程的预报水库水文预报：
大型水库预报内容：
入库流量，库水位，水库施工期的水情和水库为防洪、防凌、发电等所需的水文预报；
中小型水库预报内容：
一次洪水的最高库水位、最大泄流量
及其出现时间。
区域水文预报：
一般用于中小河流，根据水文条件相似地区内的各河流共同的洪水和退水规律，统一发布全区洪水预报或枯季径流预报
湖泊水文预报：
与大型水库水文预报相似
河口水文预报：
河口：
河流与海洋的交接过渡地区。
河口区上界是海洋作用和影响最终消失的地方，下界是河流作用与影响最终消失之处，通常情况下，河口区仅指枯季大潮时咸水所
及之地至洪水小潮时咸水所及之地这一河段，对河口段的水位、流量预报和台风暴潮预报•
水文预报的方法：
经验和半经验方法、水文模型方法、统计预报方法
经验和半经验方法：
根据水文现象形成和演变的基本规律，充分分析历史资料，建立预报要素与前期水文气象因子之间的经验关系（如相关图、经验公式等），再利用该经验关系进
行预报•
水文模型方法：
根据预报要素形成和演变的物理机制与影响因素的关系，建立水文模型，再把现时水文气象信息输入模型，进行预报
统计预报方法：
根据概率论和数理统计的原理和方法，从大量历史水文、气象资料中寻求水
文要素演变的随机现象，建立数学模型进行预报，统计预报方法多用于长期水文预报，统计
预报方法有两类：
多元分析法；
时间序列分析法。
多元分析法：
把预报对象作为随机变量，运用回归分析、判别分析等方法对影响因子进行筛选，建立预报方程进行预测
时间序列分析法：
把预报对象作为离散化的时间序列随机过程，应用自回归等随机模型进行
预测。
水文预报工作程序：
Step1制作预报方案对水文预报要素进行预测计算的一整套计算方法。
Step2进行作业预报水文气象信息接收t用预报方案计算预报对象的大小及出现时间t信息发布
水文预报意义：
1、洪水预报根据洪水预报提供的信息，在洪水到来之前，作好防汛、抢险
的准备，有计划地采取蓄洪、分洪措施。
2、枯水预报枯季径流预报为农业、水运、枯季
发电和城市供水等部门提供信息，为及时做好抗旱准备，制定枯季用水计划提供水文依据3、
水库水文预报。
水文预报，能使防洪库容和兴利库容有效结合起来，实现水库（或水库群）
优化调度，充分发挥水库效益4、水利工程施工期洪水预报水文预报是制订施工计划、保
障工程安全度汛的重要依据。
水文预报面临的机遇与挑战：
研究防洪减灾安全的关键技术研究水资源安全的关键技术研究水生态安全的关键技术研究水工程安全的关键技术
先进的水文预报方式：
实时联机水文预报水文预报的一种技术。
利用遥测系统收集流域内
雨量、水位等信息，将其输入计算机进行同步数据处理，做出水文预报；
信息的收集、传递、
数据处理、预报几乎是同时进行的，增长了有效预见期；
利用迅速反馈的信息（误差），可
对预报进行实时校正，提高预报精度。
蒸腾
降水
蒸散发
降雨
冠层截留
壤中流
d
地表调蓄
蒸发
土壤调蓄■斗
地下调蓄—
下渗
坡面流
径流
河流
基流
河网调蓄
第二章流域产流
从定量上研究降雨形成径流的原理和计算方法，包括流域的产流计算和汇流计算
产流计算：
研究流域上降雨扣除植物截留、填洼、蒸发、下渗等损失，形成净雨量（包括坡面流、壤中流和基流）的计算方法；
汇流计算：
研究净雨沿地面和地下汇入河网，并沿河网汇集形成流域出口断面径流
径流形成过程：
由降雨（或融雪）开始，到水流汇集至河流出口断面处的整个物理过程，称为径流形成过程
产流过程：
是流域上各种径流成分的生成过程，也就是流域下垫面对降雨的再分配过程
汇流过程：
是流域上各种径流成分从它产生的地点向流域出口断面的汇集过程
净雨量与径流量：
二者值相等，但物理意义不一样产流方案与汇流方案
产流方案主要确定降雨量、土壤水含量、径流量的关系。
汇流方案主要是根据降雨和径流量推求净雨量与流域出口流量的关系无大的跨流域引水工程：
R引=0
R其他=0
无大的其他影响流域蓄水量增减的因素：
将冠层截留、填洼与土壤蓄水合并
r=P-E-WP-WS-△W±
R交土R引土R其他
Rt=Pt-Et+Wt-Wt+1
产流机制
Wt,Wt+1分别为t时刻和t+1时刻土壤蓄水量
流域植被分布、土壤质地和类型等空间变异性很大,饱和及非饱和土壤水分运动等）研究相对比较成熟,
产流机制的理论尚未取得令人满意的结果。
使得尽管对单个水文过程（降雨、入渗、
但如何把这些理论加以综合来解释流域
根据流域的自然地理和气候特征，对复杂的流域产流物理过程进行必要的概化描述是建立数学模型的前提
流域产流过程就是水分经过流域下垫面（包括地面和包气带）作用之后对降水的再分配的过程。
因此，不同的下垫面条件对应不同的流域产流机制，从而进一步影响到整个流域径流发展的过程也不相同
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蓄满产流
超渗产流蓄满产流：
包气带土壤含水量达到田间持水量（蓄水容量，Wm）的产流情况。
当土壤蓄满后,降雨入渗到土壤中的部分将形成地下径流（Rg）;
降雨超过入渗强度（fc）的部分形成地表径流（Rs）。
总径流量：
R=Rg+Rs
水量平衡平衡方程：
R=P-E-（Wm-W0）
\A
蓄满产流超渗产流
超渗产流是指降雨强度过大，导致降雨强度超过下渗率，未渗入土壤的水量，便形成地表径
流的产流过程
反映产流机制差异的特征1、水文：
流量过程、径流系数2、气候：
年降雨量、流域土壤
2、应映产盍机制差异的特征
D水文特征
眾润腿羞量过程
<
1）陡瞬落闽杏塑
2）堆下水捨
缺水量3、地理与下垫面：
土壤特性、植被条件
氛反映产流机制差异的特征
1）水文特征
删:
区
（1）隹连垂數孟，
（2>
盏域土劇水小忌蓄満
（3）玉塗大不易理淒卢羞
干旱地区
（1）
［囚組土屢童林不搦商
下擔小霸超廉户盘
土壞含水量是表示包气带土壤湿润
程度的物理量債土壤保持水分的最大量称
为田间持水田问持水量与凋萎含水量
的差值称流域蓄水容虽（化〉O土壤含水量与前期降雨有密切关系，可以用参数前期影响雨童<
）来反映中
土壤蓄水容量天然情况下是常数。
对于包气带不厚且雨量充沛的地区，可选取久旱不雨后一次降雨量较大的资料进行计算。
蒸发与影响因素的概化流域蒸散发因素：
土壤蒸发ES影响最大植物散发Epl水面蒸发EW流域蒸发影响因素：
（1）气象要素：
太阳辐射、气温、风速、湿度、水汽压等
（2）植被覆盖：
覆盖率、植被种类、植被生长季节等
（3）地貌特征：
水面、陆面、都市区、朝阳坡、背阴坡
（4）土质：
沙地、粘土、土质空隙度等
（5）土湿蒸发能力：
是在当日气象条件下流域蒸发量的上限，可以根据蒸发折算系数计算水面（器皿）蒸发与流域蒸发能力的区别：
（1）水面（器皿）蒸发的水体是整体的，系敞开式
（2）流域蒸发是不完整的，与周围环境热交换条件也与水面蒸发不同
ENKC*EO
流域蒸散发：
流域上不同蒸发面（水面、裸土、岩石、植被等）的蒸发和散发总称为流域蒸散发。
（一般，流域内水面占的比重不大，所以土壤蒸发是流域蒸散发决定性部分。
土壤蒸发过程：
第一阶段：
0>
0cl
蒸发主要发生在土壤表层，表层土壤因蒸发而减少的水量通过毛管作用由下层得到充分补充，主要取决于气象因素，蒸发量等于流域蒸发能力
第二阶段：
0c2<
0<
0c1
E继续，0减小，上层土壤毛管水开始断裂，随着0减小，毛管水断裂程度越来越严重，下层对上层供水速率变慢，蒸发受土壤含水率和气象因素影响
第三阶段：
0W0c2毛管输送水分完全破坏，只能以膜状水或气态水形式移动，速度慢，数量小，E小而稳
定，取决于气象因素和地下水的埋深
地面径流特点：
运动速度快、流程短、受到调蓄作用小；
形成流量过程陡涨陡落，涨洪和洪峰附近流量过程主体部分
地下径流特点：
运动速度慢、流程长、受到调蓄作用大、汇流时间长；
洪水退水尾部主体部分，常延续至后续洪水过程中
第六节蓄满产流
流域产流量及其组成超渗地面径流饱和地面径流壤中水径流地下水径流基本产流模式蓄满产流超渗产流
蓄满产流降雨满足流域土壤缺水量之前，所有的降水均不形成产流量；
流域土壤缺水量满足之后，后续所有的降水均形成产流量流域土壤缺水量为流域土壤田间持水量与雨前土
壤实际含水量的差值
湿润地区流域气候水文特点；
1、气候湿润，多年平均降水量>
1000mm,2、洪水过程线陡长缓
落，地面径流和地下径流均占一定比例3.多年平均径流系数大于0.4。
蓄水容量：
流域某处土壤田间持水量与最大分子持水量的差值蓄水容量曲线
局部产流原因分析：
（a）流域地貌特征差异导致流域各点土壤缺水量不同。
河流、水库、湖泊与沼泽地水面缺水量为零；
沟谷地、低洼地相对山岗地缺水量小；
背阴坡比朝阳坡缺水量小等；
（b）流域各点土壤缺水量不同导致局部产流
先蓄满的地方先产流，后蓄满的地方后产流，产流面积是不断变化的，这种产流状态称之局部产流，最后逐步过渡到全面产流
分水源汇流作用;
（1）考虑水流汇流过程受到的流域调蓄作用差异
（2）简化汇流模型结构
水源划分方法二水源、三水源、更多水源
（1）稳渗法划分直接径流和地下径流
（2）水箱模型划分地面径流、壤中流和地下径流水源划分:
是指将蓄满产流计算出的各时段产流量进一步划分为各种径流成分一）划分直接径流与地下径流——二水源划分
回顾一下蓄满产流计算方法：
当PE很小时,r=PE*a
根据蓄满产流的概念，只有蓄满（蓄满面积比例为a）后，后续的降雨PE才产流，即只有
产流面积a上的降雨形成产流量r=PE*a水源划分就是将上述的R进一步划分为rs与rg水源划分要借助流域的稳渗率fc
产流面积a上，降雨量PE超出稳渗量FC的部分形成直接径流rs,稳渗率形成地下径流rg
超渗产流
干旱地区流域气候水文特点：
1、气候干燥，多年平均降水量<
400mm2、洪水过程线涨落接
近对称，几乎没有地下径流3、多年平均径流系数<
0.2
产流机理：
土壤缺水量大一般降水难以补足；
没有地下径流；
雨强大于下渗能力产生地面径
流
超港产流
起始下渗能力f0:
降雨开始时土壤的下
渗能力f0的大小与初始土壤含水量W0相关：
W0越小，贝yf0愈大当W0=0时，f0=fm,为最大起始下渗能力当W0=Wm时,f0=fc，为稳渗率可见，下渗能力曲线是以W0为参数的一簇曲线
流域汇流由坡地表面水流运动、坡地地下水流运动、河网水流运动三个环节组成。
坡地汇流：
雨水降落到坡地上，形成地面径流、壤中流、地下径流后，经坡地调蓄，最后汇入到河槽。
坡地汇流的特点：
汇流过程中受到阻力大、流速小、流程短。
河网汇流：
汇入到河槽的水流，经河槽的调蓄，最后汇集到流域的出口断面，形成出流过程。
河网汇流的特点：
汇流过程中受到阻力小、流速大、流程长。
坡地汇流阶段：
1）地面径流汇流速度快流程短汇流历时短
2）地下径流汇流速度慢流程最长汇流历时长3）壤中流介于俩者之间
单位线的定义在给定流域上，单位时段内时空均匀分布的一次降雨产生的单位地面（直接）
净雨量，在流域出口断面形成的地面（直接）流量过程线称为单位线，记为UH（unithydrograph）,表示为q〜t。
单位净雨量：
10.0mm单位时段：
1h,2h,3h,
倍比假定：
如单位时段地面净雨量是n个单位，则所形成过程线的流量为单位线流量的n
倍，其历时仍与单位线的历时相同
叠加假定：
如地面净雨历时是m个时段，则各时段地面净雨所形成的径流过程线之间互
不干扰，出口断面的流量等于各时段净雨量所形成的流量之和。
单位线存在的问题？
1）未考虑净雨与下垫面的不均匀性；
2）将流域作为整体，认为符合线性、
倍比、叠加原则，属线性时不变系统，实际情况可能不是这样。
基本资料要求：
所需资料：
实测降雨径流资料+时空分布均匀、历时较短的降雨形成的单峰
洪水资料
分析法的原理是递推求解。
已知地面径流过程Qd,1,Qd,2,Qd,3…，时段地面净雨（表示为10mm
的倍数）rd,1,rd,2,rd,3…，
试错法（科林法）推求单位线用分析法推求单位线常因计算过程中误差累积太快，使解
算工作难以进行到底，这种情况下比较有效的办法是采用试错优选法1.先假设一条UH2.
用假设的UH计算出各时段地面净雨量（不包括最大时段的地面净雨量）的出流过程3.用实测流量过程减去上述累积出流过程，得最大时段地面净雨形成的出流过程，并转化为UH
4.上面计算的UH如与原假设的UH不符，取两者平均的UH,再重复上述步骤，至两UH符合为止
，不能任意移用
问题：
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
另外，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。
解决上述问题的方法就是进行单位线的时段转换，最常用的方法是S曲线法。
S曲线：
流域上分布均匀、历时无限延长，但时段雨量保持一个单位的地面净雨所形成
的地面径流流量过程线，称S曲线。
由单位线原理不难证明，S（t）曲线就是单位线纵标沿时程的累积曲线。
单位线也可以用S曲线错开时段相减得到。
S（t）=qi
单位线影响因素：
按照单位线的两个假定，对同一流域，采用不同的降雨及相应的流量
资料推算出的单位线应该是一样的。
而实际情况并非如此。
原因？
因为单位线的两个假定都
是线性的，与流域汇流的非线性特点不一致。
时段单位线的非线性问题：
时段单位线基本假定认为一个流域的时段单位线是不变的，可
以根据时段单位线的倍比和叠加来推流，这与实际情况不能完全相符。
实际上，由各次洪水
分析得到的时段单位线并不相同，说明时段单位线是变化的，
题。
这是由于水流随水深、比降等水力条件不同，汇流速度呈非线性变化所致。
净雨强度的影响与处理方法
如图8-21（a）,不同时段净雨深（强度）的单位线不同，
单位线峰高、峰现时间提前。
应分析不
预报或设计时，根据雨强选相应的单位
即时段单位线存在非线性的问
雨强
大，流量大、汇流快、同净雨强度的单位线,线。
一般雨强大，洪水大，汇流速度快,
f由此类洪水分析得出的时段单位线
洪峰较高，峰现时间较早；
反之，
时段单位线的洪峰较低，峰现时间
寸段单位线的影响是有限度的，当净雨强度超过一'
定界限后，汇流速度趋于稳定，时段单位线的洪峰不再随净雨
亍-r律詩强度增加而增加。
J嘩卞：
一般是将时段单位线进行分类综合，
供合理选用。
即按降雨强度大小分级，每种情况定出一条时段单位线，使用时根据降雨特性选择相应的时段单位线。
由设计暴雨或可能最大暴雨推求设计洪水或可能最大洪水时，应尽量采用实测大洪水分析得出的时段单位线推流。
净雨强度
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流域汇流的非线性表现：
雨强、暴雨中心位置、流域大小、水源比重等因素对单位线的影响。
暴雨中心位置不同的影响与处理方法
如图，暴雨中心位置不同其单位线将不同，雨心在上游，净雨向出口的汇流中，与雨心在下游相比，汇流时间较长，受到河槽的调节作用更大，所以，单位线峰相对较低、峰现时间较晚。
应分析不同雨心位置的单位线，预报或设计时，根据雨心位置选相应的单位线
综合时段单位线，实用效果不佳，why?
1）单位线的线性假定与
实际汇流情况不符；
2）“黑箱”模型，其参数与流域的物理过程缺乏直接联系；
3）与流域下垫面特征值建立综合关系式存在误差。
等流时线水流向流域出口断面汇集时，不同位置处的净雨流达出口断面需要的时间不
同。
由流达时间相等的点连成等流时线。
等流时面相邻的两条等流时线之间的流域面积。
汇流时间是指净雨终止时，流域净雨最远一点的水质点到达流域出口断面所需的时间，
显然，这是地表径流终止时间。
等流时线法根据等流时线概念，求流域出口断面流量方法：
根据面积-时间曲线，出流
断面在第i时段出流量是由第一块面积31上的本时段净雨，第二块面积32上一时段净
雨……等所合成的：
等流时线法把流域内降雨的空间分布和流域形态同流域出口断面流量组成联系起来，有利于对降雨空间分布不均的处理。
但等流时线假定，同一等流时线上水质点同时到达出流断面。
实际是高速质点先到，低速质点后到，严格的面积出流次序是没有的。
这就是等流时线未考
虑河槽的调蓄问题。
因此，等流时线方法只宜用于小流域，因为河槽调蓄作用小。
线性水库演算法基本原理分析表明，地下水的贮水结构可视为一个线性水库，即地下水
库的蓄量W与其出流量Qg的关系为线性函数。
基本原理：
水量平衡方程+线性水库蓄泄关系
相应水位法的实质是数理统计法，
流量演算法的实质是成因分析法。
2、讎确阿連度
片胸-蚣爭啓-字爭寮
0fex应住❻
號定询芈Q
競沅的传曙連度
它在河段血內传捕时间
uT=―ifflL
IT卑
在堅个河段内苗播时间
APF
4-5b）
河道洪水预报在汛期，预报沿防汛河段的各指定断面处的水位和流量。
河道洪水预报的依据河道中洪水波的运动规律。
时昶河忆咗葺&
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司一水愷卜，下斷面田一堅
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取稳定流时的（舊代替卷，福列特征柯怆的近也计舜公式为
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特征江K实例〔表4-2）
、从计豈垢專可付看砂砲流审的眉尢，琴证问£
试错法在基本水尺断面（中断面）下游的不同位置设置测流断面，当测得的流量与基
本水尺断面的水位成单一关系时，两断面的间距为特征河长的一半。
②单一关系条件：
当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量等于落洪时的流量。
顺时ft细亩
水位流量关系由于附加比降的影响，中断面水位与下断面流量关系有三种情况：
①逆时针绳套关系。
条件：
当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量小于落洪时的流量。
3顺时针绳套关系条件：
当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量大于落洪时的流量。
洪水波运动流域上发生降水后，地面、地下径流迅速汇集到河槽中，使河段内水位、流量迅速增加，并向下游传播，称为洪水波运动。
洪水波运动常作为不稳定渐变流。
洪水波沿河道自上游向下游演进时，由于存在着附
加比降，而引起不断变形，表现为两种形态：
洪水波的推移和坦化。
洪水波的要素：
波前、波后、波高。
洪水波通过测站断面时，首先通过断面的是
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