水文预报重点总结(河海)

一、选择题 二、填空 三、简答 四、计算 五、综合分析

第2章 降雨产流量预报

1。降雨径流预报：研究流域内一次降雨将产生多少径流量、径流量的时程分配及径流成分的划分. 2。产流方式论证: 表层土质结构 综合性分析 缺水量 地下径流 产流与降雨特征关系 疏松、不易超渗 小、易蓄满 比例大 与降雨量关系密切 密实、易超渗 大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切

3。两种产流方式特点和区别: 蓄满产流:

1）概念：在湿润及半湿润地区，植被较好,表土的下渗能力很强，一般的雨强难以超过。由于湿润,地下水位较高,包气带缺水量不大,易于被一次降雨所满足.这种产流方式的特点是降雨与总产流量的关系只决定于前期土湿,与雨强无关，叫做蓄满产流。单点产流公式： RPE(WMW0)2）基本原理：任一地点上，土壤含水量达蓄满(即达田间持水量）前，降雨量全部补充土壤含水量，不产流；当土壤蓄满后，其后续降雨量全部产生径流。 超渗产流:

1）概念：在我国干旱地区，特别在植被较差处，雨量稀少,地下水埋藏深，且包气带下部常为干。由于包气带缺水量大，一般降雨不可能使包气带达到田间持水量.但植被差，土质贫瘠，下渗能力低。产流的方式主要是雨强超过渗强而形成地面径流,成为超渗产流：

: Rif,Rg 当 i  f 0 ; 当 if:RsRg0s

有些地区产流方式比较复杂，表现出过渡性,蓄满及超渗兼有。

2）基本原理：当PE〈=F，RS=0,当PE>=F，RS=PE—F，一般，干旱地区降雨强度大,历时短，E可忽略,PE可由P代替.

超渗产流和蓄满产流区别： 分类 定量 对比分析内容 多年平均降雨量 多年平均径流系数 定性 流量过程线不对称系数 降雨强度 影响产流因素 综合性分析 表层土质结构 缺水量 地下径流 产流与降雨特征关系

1

蓄满产流 〉1000mm >0.4 大 小 初始土湿和降雨量 疏松、不易超渗 小、易蓄满 比例大 与降雨量关系密切 超渗产流 <400mm 〈0。2 小 大 初始土湿和降雨强度 密实、易超渗 大、不易蓄满 比例小 与降雨强度关系密切 4。蒸发关系概化:

流域蒸散发有：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

ES=ES(气象条件，供水条件，植被，土壤特征，地貌特征）

土壤特征,地貌特征随时间变化不大 ES=ES（气象条件，供水条件，植被） 植被覆盖低，时间变化对蒸发影响小

ES=ES(气象条件，供水条件） 水面或蒸发器皿蒸发量E0 ES=ES（E0,W） 供水充分：ES=Ep EP=f（气象因素） =f（E0) ES=ES （EP,W) 5.一层、三层蒸发模型：

一层蒸发模式：ES=ES(EP,W）

假设W不变 最简单的线性关系

蒸发能力大 流域实际蒸发大线性 :E=αEp 最简单的线性关系α∣W=Wm= 1 1 WEEα = βW α = f(W） pWmWm

三层蒸发模式：

上土层（EU, WU,WUM）蒸发量：EU=EP

下土层(EL, WL，WLM)蒸发量：EL=EP.WL/WLM 深土层（ED， WD,WDM）蒸发量：ED=C.EP 土壤蒸发量：E=EU+EL+ED （同时刻相加） 1)当WU+P〉=EP，

EU=Ep，EL=0，ED=0;

2）当WU+PEU=WU+P,EL=（EP-EU）*WL/WLM，ED=0; 3)当WU+P〈EP， C。（EP-EU）〈=WLEU=WU+P,EL=WL，ED=C*（EP—EU)-EL。 6。K值的确定:

KC(蒸散发折算系数：EP＝KC＊E0）：反映水面与陆面蒸发的差异K1；反映水面与陆面所在地理位置差异K2；E0如是器皿蒸发量,反映器皿与水面差异K3。

其中：E601 or φ80cm蒸发皿:K1*K3≈ 1；K2:主要反映高程的影响。

2

图2-7

K2K10.1

Z2Z11007.实测径流分析:根据一场实测的流域出口断面的流量过程，计算相应的径流深、地面径流深、地下径流深.

实测流量过程线往往是由若干次暴雨所形成的洪水径流组成。

为了研究暴雨与洪水之间的关系,必须对流量过程线加以分割（次洪划分）;

由于不同水源水流运动规律不同，要把本次洪水径流分为地面径流、地下径流(径流分割）。 8.退水曲线：流域出口断面的流量过程是由不同水源的径流成分组成,并因其运动路径和受流域调蓄作用不同，使出口断面流量过程特征上互有差异。

地面径流：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：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.

壤中流：(1）直接径流（地面径流）:地面径流 、快速壤中流(2）地下径流：慢速壤中流、地下径流

dWdW

QIQdQ1dtQ退水曲线指数方程 dt 退水I=0 ， 则， dtKWKQWKQ

Qt11tdQdt从0～t 积分 Q0QK0 tK地下水退水方程 QtQ0e

K的物理意义:1）泄完蓄水量Wt所需的时间；2）平均汇集时间 把地下水退水方程写成递推形式:Qt1e令：Ce11KQt

K则K1/lnC

C： 流量消退系数，反映退水速率快慢。(C<1)

C的推求方法:最小二乘法（LSM)、相邻时段流量关系图、组合退水曲线 退水曲线制作：

1）点绘各场次洪水的退水过程在半对数纸上（比例一样）；

2）用透明的半对数纸，沿时间轴左右平移，把原半对数纸上的退水曲线逐条绘于透明纸上，使它们的尾部重合; 3）作光滑的下包线，即为流域地下水退水曲线。 4）组合退水曲线常与Qt=f(Qm,t)退水曲线结合使用。 9。Kg的确定：Kg:地下径流的出流系数

10。径流分割：斜线法（最常用)Key points：寻找直接径流终止点B B点确定:1）退水曲线法:使退水曲线与流量过程线退水尾部重合，而流量过程与退水曲线的分叉点即视为直接径流终止点；2）经验法：关系稳定，经验法效果较好；关系不稳定，经验法误差较大。

3

斜线法步骤:1）找到B点；2）从起涨点Ａ到地面径流终止点Ｂ绘制直线AB ;3)AB线以上为地面径流，以下为地下径流。

11.降雨径流相关图概念、特征及影响因素：

概念：反映降雨P、产流量R及其影响因子(如前期影响雨量Pa、降雨历时T、季节）之间的多变量相关图。 特征：1）曲线簇在450直线上方（why?);Pa越大,越靠近450直线。2)转折点：以上为450直线，以下为下凹的曲线。3）Pa直线段之间水平间距相等。 代表性：相关图（经验性），要求足够数量和充分代表性的观测资料.

1)洪水量级代表性：大、中、小；2)洪水发生季节代表性：主汛期、非主汛期；3)雨型代表性：锋面雨、台风雨、雷雨等；4）前期条件代表性:连续降雨、连续干旱等。

主要影响因素:前期影响雨量Pa、季节M、降雨历时T、雨量、暴雨中心位置等.

12。蓄水容量曲线：流域内各点包气带的蓄水容量是不同的,将各点包气带蓄水容量从小到大排列，以包气带达到田间持水量时的土壤含水量WM′为纵坐标,以流域内小于等于该 WM′的面积占全流域的面积比α为横坐标,反映土壤缺水量空间分布的不均匀性.

1(1Wmb)Wmm

Wmm:流域蓄水容量的最大值；b：反映流域蓄水容量分布的不均匀性

Wm

Wmm0(1)dWm 则WmWmm1b

4

13.水源划分:（1）二水源划分：稳渗法划分直接径流和地下径流；（2）三水源划分：水箱模型划分地面径流、壤中流和地下径流 。

1）二水源划分（直接径流＋地下径流) 1.基本原理： 方法前提：（1)超渗产流只有地面径流，水源划分主要针对蓄满产流；（2)蓄满后的下渗率达到稳定(fc：稳定入渗率）；(3）蓄满后的稳定下渗率不随空间变化 。

全流域蓄满前:1）PE〈fC，产流面积上(α1)，所有降雨全部用于产流（地下径流)，其他面积上（1- α1 )，降雨补充土壤含水量。2）PE〉fC，产流面积上（α2)，降雨产流（rg= fC。α2， rs=（PE— fC）。α2 ），其他面积上（1- α2 )，降雨补充土壤含水量.

全流域蓄满后：rg= fC，rs=PE— fC 2.计算公式：RG

iPEiFCfCriPEiiiPEiFCr RSiPEiFC(PEifC)ri PEi图2-25 水源划分过程示意图

(二）三水源划分

1。基本原理：(1）退水过程，明显3段：A—B:RS退水、B-C:RI退水、C以下：RG退水。（2）FS〉FD：自由水聚积，横向流动－RI

2.基本方程：R+S>SM: RSRSSM ，RIKISM， RGKGSM

R+S<=SM: RS0, RIKI(RS) ，RGKG(RS)

3.自由水蓄量分布：1(1SSEX ,

Smmm )1EXSmm4。水箱模型划分水源：初始自由水蓄量分布与计算：

S1AU0AU1EX，S1FR1/FR11EX

(1)dsSmSm(1)AUSmm[1(1)]SmmSmPEAUEX1 PE+AU〈Smm： RSFR[PES.FR1/FRSmSm(1)]1SmmPE+AU〉=Smm: RSFR(PES1.FR1/FRSm)

5

本时段的自由水蓄量为：SS1.FR1/FR(RRS)/FR 相应的壤中流和地下径流为：RIKISFR RGKGSFR 本时段末（下一时段初)自由水蓄量为:S1S(1KIKG)

14。Wm的分析确定：气候参数，代表流域内气候的干旱程度和影响土壤水分变化的土层深度，不是很灵敏. WM不能取得过小，以免计算中W出现负值。

WM 确定原则：值尽可能小，但无雨期蒸发消耗不会使土壤含水量出现负值

WMmaxWtminWt

t[0,)t[0,)选择前期特干旱(土壤含水量很小，可忽略W初 =0），一场降雨引起大洪水（雨末蓄满W末= WM)的资料：

WMW末W初PER

14。混合产流：蓄满产流模式＋超渗产流模式

1)较湿润地区，久旱后遇雨强很大的暴雨，会发生超渗产流 。2）较干旱地区,发生较长期连绵的低强度降雨后，也会发生蓄满产流 .3）一场降雨,前期是超渗，后期是蓄满 。 面积比例法、垂向混合法。

第3章:流域汇流预报

1.流域汇流:是研究流域上地表径流、壤中流和地下径流如何汇集为出口断面流量过程.

流域汇流分阶段:坡地汇流、河网汇流。在坡地汇流，不同水源由于调蓄作用不同汇流速度相差很大.地下径流取决于坡地汇流阶段，地表径流主要取决于河网汇流阶段。 2.影响R～I的因素:1)气候因素：i（雨强）、P（降雨）的空间分布； 2）地形因素：坡度大、流域形状;3）下垫面结构：沟网密度。

3。单位线的定义及基本假定：

1） 定义：在给定流域上,单位时段内时空均匀分布的单位地面(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(unit hydrograph)，表示为q ~t。 根据定义得:

3.6qtF10mm式中，q － 单位线纵高，m3／s；Ｆ － 流域面积，km2; Δt － 时段，h。

2）假定（净雨时段不是只有一个，单位时段内地面净雨也不一定正好是10mm）

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. 4。单位线基本原理:

单位线的三要素：1）洪峰流量qp 2）洪峰滞时Tp 3）底宽T

TP的确定：1）从单位净雨形心到单位线洪峰的时距；2)从单位净雨开始时刻到单位线洪峰的时距。

5。单位线是一个线性系统。线性系统的三个特性：

6。单位线推求中的问题及修正：

问 题:1.Q-t不是单峰、退水呈锯齿形；2.出现纵坐标负值的不合理结果. 修正：（1)取波动的平均线；（2)平均线光滑；(3)单位线仍是一个单位. 波动原因：误差的累积。

6

7。单位线的优缺点：

优点：精度较高，能反映流域实际情况

缺点：缺乏物理基础，难以综合，无资料地区不能用 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。

Qd(t)t0u(0,t)rd()d——Qd,trdjqtjk,1k2j1

Qd，t： 流域出口断面直接径流流量；rd，j： 时段净雨量过程

8.瞬时单位线（单位瞬时脉冲降雨形成的出流过程)的优缺点: 优点:容易综合,无资料地区可用。 缺点：精度低。 9.等流时线法：

概念：假设流域中水流汇集速度分布均匀，则其中任一水滴流达出口断面的时间仅取决于它离出口断面的距离，据此可绘制一组等流时线,两条等流时线间的面积称为等流时面积，按顺序用ω１、ω２、ω３ … 表示，汇流时间分别等于t1＝Δt、t2＝2Δt、t3＝3Δt …

Qihi1hi`12hi23流域出口断面流量的计算 ：

riri1ri2t1t2t3

式中，hi－第i 时段地面净雨强度.

流时线法的要点是确定汇流速度C，按C沿河网绘流时线并求出时间-面积曲线。 10。等流时线法特点：

1）等流时线法着眼于出口断面某流量是如何组成。2)相邻两等流时线间的流域面积则构成等流时面积.3)等流时线法的要点是确定汇流速度C，按C沿河网绘流时线并求出时间面积曲线. 优点：属概念性模型的范围,能考虑降雨的时空变化； 缺点:没有考虑流域调蓄作用，只宜用于小流域。

11.等流时线法的前提：(1）流域各处流速不随t变化；(2）时段内小单元上P—R经汇流历时后，同时到达出口断面，波形到出口断面无坦化变形。

第4章 河道流量演算与洪水预报 1。河道洪水预报方法：

相应流量法 ，合成流量法,流量演算法（特征河长法,马斯京根法)，滞后演算法,相应水位法

相应水位（流量）法：采用相关分析途径，由过去的资料统计分析，建立上、下游相应水位(流量）间的关系和相应的传播时间关系,然后用以作业预报。

合成流量法：把各站同时刻到达下游站的流量叠加起来得合成流量,然后建立合成流量与下游站相应流量Q下t的关系曲线,即该法的预报方案。

流量演算法：按洪水在河段运动中应遵守的水量平衡原理和能量守恒原理而建立的预报方法。

7

2。流量演算可分哪几类?具体包括哪些方法：

流量演算法是在圣维南方程组进行简化的基础上,利用河段的水量平衡原理和蓄量关系把河段上游断面的入流量过程演算成下游断面的出流量过程的方法。

分为：水文学方法（特征河长法和马斯京根法)、水力学方法（一维非恒定流法）和系统分析法（神经网络法） 3.了解圣维南方程基本公式？了解运动波、扩散波、惯性波和动力波发生的条件各是什么： 连续方程(质量守恒）：

Z1VVVQASf 0 动力方程(能量守恒): LgtgLLt惯性项忽略时，可以将其简化为扩散波。

忽略惯性项及附加比降时，称为运动波。

动力方程种各项都不能忽略所描述的洪水波称为动力波。 4.水量平衡方程和槽蓄方程 (了解公式）:

11水量平衡式 ：IOdW 差分方程形式为:(I1I2)t(O1O2)tW2W1

22dtO] 槽蓄曲线方程：Wf(I,O)K[xI(1x)5。了解特征河长法，基于特征河长的概念理解河段槽蓄量（或河段中断面水位）与下断面流量成不同关系曲线的

条件：

特征河长：寻找这样一个河段长，在其下断面处，由于水位变化引起的流量变化正好与由于水面比降变化引起的流量变化相互抵偿，以致河段的槽蓄量与其下断面流量呈单值关系，则该河长称为特征河长(抵偿河长） 特征河长法的槽蓄方程：Wf(Q)KlQ Kl：洪水波在特征河长内的传播时间。 ①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.

②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。 ③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。 6.马斯京根法？基本公式？理解参数的意义?两个假定？能用分段马法进行流量演算： 1）公式：

O] Q槽蓄曲线方程：WK[xI(1x)12'xI(1x)O

12121tKxKKxtKx 2 CC0C21KKx1tKKxKKx1t22t C0C1C2=1 t推流演算公式: O2C0I2C1I1C2O1

2)两个假定： （1)在Δt 时段内，入流量I ，出流量O 呈线性变化；;(2）在任何计算时刻，入流量I ，出流量 O 在河段内沿程变化是线性的。

11O] (I1I2)t(O1O2)tW2W1 Wf(I,O)K[xI(1x)22原因：马法是河段流量演算方程经简化后的的线性有限差解. 3)预见期:

马斯京根法用于预报一般没有预见期.

如果△t＝2Kx，则C0=0，O2C1I1C2O1 ，预见期为△t 。

如果上断面入流是由降雨径流预报法先预报出来,则可以得到一定的预见期. 为避免产生负反应，要求时段选取：2K(1x)t2Kx 4)Q’、x、K 等参数的物理意义:

8

Q’： 马斯京根法假定K 和x都是常数，这就要求槽蓄曲线W =f(Q'）为单一线，这只有在此槽蓄量下的Q ′值等于该蓄量所对应的恒定流流量时才能满足这一要求，亦即Q ′= Q0。 K： K＝dW / dQ ′= dW / dQ0 ， K值为稳定流时的河段传播时间； X： xx1l由两部分组成：一是x1，代表水面曲线的形状，反映楔蓄的大小;二是L/l，即按特征河长划分2L的河段数，反映河段的调蓄能力。 5）分段马法进行流量演算：

原理：为了保证线性条件，应取Δt ≈K。在长河段的情况下，入流和出流无论在Δt 之内和沿河长的变化都不可能是线性的。宜将长河段分为N个河段，作分段连续演算。

分段连续演算是把演算河段分成若干单元河段，用上个单元河段的计算出流，作为下个单元河段的入流,连续计算，各单元河段的参数相同。

1K预报河段长L,分段数为n，各段长LlL。假设各分段的参数Kl，xl(1n2nl)相等。入流为三角形。 Ll

第1个单元河段的出流： 第n个单元河段的出流Pm,n：

Pm0,n1C0

Pm1,n1C1C0C2 Pm2,n1C2(C1C0C2)

P0,nC0nm0m0nnimiiPm,nBiC0C2Am0,mi0i1AC1C0C2Pm3,n1C(C1C0C2)

22Bin!(m1)!i!(i1)!(ni)!(mi)!Pm,n1C2m1(C1C0C2)

7。何为相应水位（流量）法，其适用条件：

原理:相应水位(流量）是指河段上、下站同位相的水位（流量）。相应水位(流量）预报，就是用某时刻上站的水位（流量）预报一定时间（如传播时间）后下站的水位(流量)。

适用条件：(1)区间来水比例不大;（2)河槽稳定的河段;（3）没有回水顶托。 8。何为合成流量法：

原理：合成流量是同时流达下游断面的上游干、支流站的相应流量之和.合成流量法，在有支流河段，当支流来水量大，干支流洪水之间相互干扰影响时,可以采用合成流量来建立经验预报方案. n预报下游站流量的关系式： Q下tf（Q上i，t）

该法的预见期取决于上游各站中传播时间最短的一个。一般以干流站流量最大，故常用它的传播时间τ干作为方案的预见期τ。

第5章 流域水文模型

1.流域水文模型：概念性水文模型：对实际发生的水文现象，采用一定的水文物理概念作为基础，进行推理概化，

9

i1i建立符合水文实际、结构和参数具有较明确物理意义的模型，区别于严格的数学物理模型。 2。水文模型的分类：

（1）按模型构建的基础分类，可分为：物理模型，概念性模型,黑箱子模型.

（2)按对流域过程的离散程度,可分为：集总式模型，分布式模型，半分布式模型。

新安江三水源模型流程图

3。新安江模型中的“三分\"具体是什么？

三水源划分结构:应用了山坡水文学的概念，用自由水蓄水库结构解决水源划分问题。用一个具有有限容积和测孔、底孔的自由水蓄水库把总径流划分成饱和地面径流、壤中水径流和地下水径流。 关注:R、SM 、S、K G 、K I 、R G 、R I 、FR、C G 、C I

由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的,所以在产流面积上自由水蓄水容量的分布是不均匀的。三水源水源划分结构是采用流域自由水蓄水容量面积分布曲线来考虑流域内自由水蓄水容量分布不均匀的问题。 4。新安江模型中的“汇流分阶段”具体是指什么？

1、地面径流汇流2、壤中流汇流3、地下径流汇流4、单元面积河网总入流5、单元面积河网汇流 5.新安江模型参数中K，SM，CS，LAG的影响？

蒸散发能力折算系数K :是影响产流量计算最为重要和敏感的参数，产流计算中控制着水量平衡。蒸散发能力的地区分布大体上反映了气候和自然地理条件的影响，具有较为明显的区域性规律。在缺乏实测资料或者资料质量较差时，可由气象要素来推求。

表土层自由水容量SM：表土层是指腐植土层。SM 的作用相当于二水源模型中的稳定下渗率FC.SM 值受降雨资料时段长均化影响很大，当以日为时段长时：

10

SM =5mm 或更小，土层很薄的山区；

SM =50mm 或更大，土深林茂透水性强的地区； SM =10~20m m 一般流域。

SM 在三水源新安江模型中是一敏感参数，它对地面径流的多少起决定性作用.SM大则R S小，R G 大，Q M 小；反之，SM 小则R S大,R G 小,Q M 大。当所采用计算时段减小时，SM 要酌情加大。

地面径流消退系数C S:C S可根据洪峰流量与退水段的第一个拐点（地面径流终止点)之间的退水段流量过程来分析确定.由于这部分退水流量也只是以地面径流为主，可能还包含一定比例的壤中流流量，分析确定的值通常还要通过模型来检验.

滞后时间LA G：LA G 代表平移作用，其值取决于河网的地貌条件，可通过河网地貌推求。 大洪水汇流速度快，LA G =？……； 小洪水汇流速度慢,LA G =？……。

第7章 枯季径流预报与旱情分析

1。枯季：流域内降雨量较少，通过河流断面的流量过程低落而稳定的时期.

2。旱情：在作物生育期内，耕作层土壤水分得不到降水、地下水和灌溉水的适量补给，土壤供水不断消耗，农作物从土壤中吸收的水分不能满足正常需水要求，作物体内水分胁迫,生长受到抑制的情势。

3。旱情的主要影响因素：土壤含水量是分析北方旱情的主要指标。降雨量与蒸散发能力是南方影响旱情的主要因素。

4.枯季径流来源：汛末滞留在流域中的蓄水量(地面、地下蓄水量)和枯季降雨。 5.影响枯季径流的因素：（1)蒸发；（2）工农业、生活用水；（3)北方冬季积雪、融雪；（4）流域面积、河网密度、地下水。

6。枯季径流退水规律:由地下水补给的河流,假定地下水蓄水量与出流量之间呈线性关系,则有：

1t kgtQg(t)Qg(0)eQg(0)eg

由河网蓄水量补给的河流,假定河网蓄水量与出流量之间呈线性关系, 则有：

1t krrtQ(t)Q(0)eQ(0)errr

第8章 水库水文预报

1。了解建库前后河道水力要素和水文特征的变化： （1）水深与水面面积增大，水面比降变缓，糙率减小；（2）原河槽两岸的部分陆地变成水面，使径流系数增大，地下水位抬升；(3）水库淹没区的汇流规律也与天然河道不同. 1、汇流速度：Cvgh L ，h值大大增加,建库后波速增大很多,使库区洪水传播时间大大缩短。 3.6C2、洪峰流量：汇流历时缩短，峰值增高,峰现时间提前。

11

洪水过程形态变化：涨水段变陡，提前. 2.入库流量、坝址流量和反推流量的定义？

入库流量：是通过水库周边进入水库的地面径流量和地下径流量。 坝址流量：是把分散的入库流量演算到水库坝址的总流量.

反推流量：是根据水库下泄量及水库蓄水量的变化反推入库流量。 3。入库流量的组成，如何进行入库流量的预报？

入库流量的组成：上游来水量，区间来水量,库面降雨直接径流量 入库流量的预报：

1)上游来水量:建库前后均有实测水文资料,可建立水文模型，根据实测的降水和流量资料率定水文模型；

2）库面产流可直接根据降水减去蒸发获得，对于库面面积较大或者河道型的水库，需考虑不同地点降水到坝址的汇流；

3)区间来水量：缺乏实测资料，不便直接分析;

(1）区间入流系数法：假定区间和入库站以上流域的产汇流规律基本相同，在推求区间来水量和入流过程时,将各入

库站的流量之和乘以一个系数a,作为区间入流量。a值大小等于区间面积F区与入库站F上的比值,即：a=F区/ F上

适用条件：当区间面积不大,降雨分布比较均匀，区间与上游入库站来水的同步性较好。

当流域内降雨分布不均时，a值是变化的，若雨量偏于上游，a值减小，雨量偏于下游a值增加。 a=f（P区/ P上）

（2）指示流域法：即在区间面积上找出具有实测资料的,或者在上游找出类似有实测资料的，而其自然地理和水文

特性对整个区间又有代表性的小河流域，作为指示流域，分析其产流和汇流规律,其它区域移用。 4。水库调洪演算的基本原理： 水量平衡方程+ 蓄泄关系

11(I1I2)t(Q1Q2)t(PE)AV2V1 2211(V)或f(H) (I1I2)t(Q1Q2)tV2V1 ， Qf22

第9章 冰川积雪融水径流与冰情预报 1.地区：我国北方和西部高原高山地区 2。研究的核心:水体的热状态及其变化规律

3.研究方法：热量平衡法、温度指标法、回归法、冰川消融耦合模拟 1、热量平衡法：

原理：对影响冰川积雪融化的热量因素，考虑其表面的热量收支情况，建立热量平衡方程。 QQQQQQMT.Q/SMNRLASGM12

2、温度指标法

原理：气温是最可靠的融雪指标，它能间接反应辐射、风和温度等因素。因此可建立气温与融水量间的关系来预报冰雪的融水量。

MCST

3、回归法

原理：采用回归分析法确定融雪径流深与其影响因素之间的函数关系.（气象因素） For: 日平均气温T,太阳净辐射Q，日平均水气压e和风速v Ma3b3Tc3Qd3e4、冰川消融耦合模拟

原理:冰川主要从固态降水得到补充,通过消融产生融水径流而消耗.

从冰川的固态、液态和影响冰川融化的热量三个平衡关系展开耦合研究.

dW1dWsPrE1rQ rs re PsEsrrsreWHRpRaRd600F80H第10章 水文预报结果评定1dtdt1。何为预报误差？预报误差的来源？

来源：1）量测误差：水文气象资料的误差；下垫面信息的误差； 2）预报方法误差：用概化后的结构和相应的数学表达式描述某水文过程，必然产生误差； 3）资料代表性误差：由于强烈的、日新月异的人类活动的作用，随时随地在改变着水文的自然规律，使观测到的水文气象资料的代表性不够产生的误差。 2.洪水预报精度评定项目主要包括哪几项? 主要有洪峰流量（水位）、洪峰出现时间、洪量(径流量）和洪水过程等。 3。洪水预报的误差指标？

a、绝对误差：水文要素的预报值减去实测值为预报误差，其绝对值为绝对误差。多个绝对误差值的平均值表示多次预报的平均误差水平 .

b、相对误差:预报误差除以实测值为相对误差，以百分数表示。多个相对误差绝对值的平均值表示多次预报的平均相对误差水平 。

c、确定性系数:洪水预报过程与实测过程之间的吻合程度用确定性系数作为指标。了解预报方案精度评定、作业预报的精度等级评定和预报时效等级评定的相关规定。

13