對徑流量的分析方法

A. 徑流調節的計算方法有哪些敘述其主要區別

應用水量平衡方程（見水量平衡）對徑流系列進行逐時段的水庫水量蓄泄計算，求出水庫蓄水量和供水量的全過程，或者概率分布與保證率曲線。每一計算時段的水量平衡方程為：
V2＝V1＋Wi－W0
式中V1、V2分別為計算時段初及時段末的水庫蓄水量；Wi、W0分別為計算時段的水庫來水量及供水量。
計算時段主要根據水庫的調節周期決定。日調節水庫以小時為單位；年或多年調節以月（旬）為單位。具體計算時，假定已知時段初水庫蓄水量V1及時段來水量Wi，按照規定的水庫調度要求，由水量平衡方程求出時段水庫供水量W0及時段末蓄水量V2。以上一時段末的水庫蓄水量作為本時段初的水庫蓄水量，即可順序進行全系列的調節計算。

徑流調節，是指通過修建水庫，重新分配不同季節河流流量(蓄洪濟枯)，改善枯水季節河流通航條件的一種工程措施。
河川徑流具有年內、年際變化很大的特點，並且地區分布也不均勻，無法滿足國民經濟各部門的用水要求，這就要求通過水庫對天然徑流在時間和空間上進行重新分配，以適應需水要求，稱為水庫的徑流調節(也稱為枯水調節、興利調節)。
釋義編輯
徑流調節(runoff regulation) 人為改變河川天然徑流在時間上分配的措施 。河川天然徑流量在季節和年際間的分配很不均勻，地區分布也不平衡，不利於區域經濟社會的持續發展。若加以人工調節，可使水量按時間需要重新分配，在各時段內按需使用。其主要方式是利用水庫(或湖泊)在豐水期蓄水，在高水位期棄水，在其他時期按用水需要供水。按調節周期的長短，分多年調節、年調節、季調節和日調節等。在固定的周期內(如一年)，當水庫一次充滿、然後供水利用時，稱「一次式調節」；反之，多次充滿和利用，稱「多次式調節」次如二次式、三次式等)。綜合應用長期調節(即多年、年、季調節)和日調節，可減少或完全消除因棄水造成的水量損失，解決天然徑流與用水要求的矛盾。有時也將利用水庫滯蓄洪水以減少下游洪災的防洪調節列為一種徑流調節。
主要類型編輯
水庫徑流調節多以一二個目標為主，按水庫的蓄水能力和蓄、供水持續時間的不同，水庫實現徑流調節的方式也不相同 [4] 。
日調節或周調節
多見於徑流量在一日或一周內變化不大，建有中小型水庫主要用於水力發電的水源，屬於短期調節。電力系統中的用電負荷，在一日內的白天和深夜、一周中的工作日和周休日的差異很大，有了水庫，可在深夜或周休日用電負荷低時。把多餘的水量存人水庫，到白天或工作日用電負荷高時用來加大發電量，使整個電力系統在滿足電負荷要求的條件下，減少系統煤耗和具有較高的運行效率．這種調節稱為日調節或周調節。它所需要的水庫庫容一般都不大。
年調節和多年調節
我國江河的徑流，一般季節性變化很大，洪水期和枯水期相比，徑流水量差別懸殊，使得按季節用水量變化不大的發電、航運、生活和工業供水等部門，發生枯水期水量不足、洪水期水量過剩的矛盾。這就需要建造庫容量大的水庫，在一年內對天然徑流進行重新分配，稱作年調節或季調節。汛期過後，水庫又回復到調節泄水運行狀態。這種具有棄水過程的調節，通常叫做不完全年調節；若水庫庫容足以完全積蓄汛期水量而不產生棄水，叫做完全年調節。幾乎所有的年調節水庫，都同時進行日調節或周調節。
水電站應用編輯
通過水庫的調蓄，對天然來水在時間上進行重新分配，用於水力發電。按照調節方式和調節能力，可將水電站分為5種類型 [5] ：
（1）徑流式水電站又稱「無調節水電站」。水電站的出力完全取決於河川徑流量的大小，對天然水流(河川徑流)無調節能力。為了充分發揮設備的效益，徑流式水電站多在負荷曲線的基荷部分工作。
（2）日調節電站將一天內大部分時段的來水量蓄存起來，供負荷緊張時使用，24小時完成一個循環。
（3）周調節電站將每周休息日的來水量蓄存起來，分配到其他各工作日使用，一周完成一個循環。
（4）年調節電站將豐水季節的多餘水量蓄存起來供枯水季節使用，一年完成一個循環。
（5）多年調節電站將豐水年的多餘水量蓄存起來，分配給枯水年使用，其循環周期不是固定的，通常長達數年。具有多年調節能力的電站同時也可進行年調節、月調節和日調節。

B. 徑流量如何計算

單位換算即可。一年有31536000秒。那麼1立方米/秒的徑流量。摺合0.31536億立方米/年徑流量。同理1億立方米/年徑流量摺合2.844立方米/秒的徑流量。

C. 只有降雨資料和匯水面積，如何計算某頻率下的徑流量

這需要一個降雨產流模型。有兩種實現途徑。
其一：採用降雨產流模型對所有有資料的年份進行降雨產流計算，得到各年的徑流量；對徑流量進行頻率分析，經過適線擬合（一般採用P-III型頻率分布）得到徑流量的頻率分布，從而可得不同頻率（重現期）下的徑流量。
其二：先對降水資料進行頻率分析，經過適線擬合得到降水的頻率分布，可得不同頻率下的降水量；根據降水量，選擇相應的典型降水過程及時期；對典型降水過程的降水量進行適當的放大或者縮小，使放大或縮小後的降水量與相應頻率的降水量相同，得到設計降水過程；設計降水過程代入降雨產流模型，得到徑流量。
精度要求不高時，可採用徑流系數法代替降雨產流模型進行徑流計算。

D. 徑流差積曲線怎麼分析

首先，差積曲線就是累積距平曲線，累積距平是由距平累加得到。再說什麼是模比系數差積曲線，類似降雨差積曲線，歷年降雨-多年降雨平均=降雨距平，降雨距平逐年累加得到降雨累計距平也就是降雨差積曲線。

只需要將你算得模比系數替換降雨，既得到模比系數差積曲線。

從降雨到達地面至水流匯集、流經流域出口斷面的整個過程，稱為徑流形成過程。

徑流的形成是一個極為復雜的過程，為了在概念上有一定的認識，可把它概化為兩個階段，即產流階段和匯流階段。

(4)對徑流量的分析方法擴展閱讀：

當降雨滿足了植物截留、窪地蓄水和表層土壤儲存後，後續降雨強度又超過下滲強度，其超過下滲強度的雨量，降到地面以後，開始沿地表坡面流動，稱為坡面漫流，是產流的開始。如果雨量繼續增大，漫流的范圍也就增大，形成全面漫流，這種超滲雨沿坡面流動注入河槽，稱為坡面徑流。地面漫流的過程，即為產流階段。

例如，通過人工降雨、人工融化冰雪、跨流域調水增加河川徑流量；通過植樹造林、修築梯田、築溝開渠調節徑流變化；通過修築水庫和蓄洪、分洪、泄洪等工程改變徑流的時間和空間分布。

徑流是地球表面水循環過程中的重要環節，它的化學、物理特性對地理環境和生態系統有重要的作用。

E. 氣候變化對徑流的影響

6.3.2.1 降水徑流量關系的變化

資料和統計結果表明，窟野河流域的徑流主要以降水補給為主，其徑流量的豐、枯與降水量的多少有關。據統計1956～2006年的逐月數據，降水與徑流量的相關系數為0.71，遠超過置信度水平r0.01=0.425。這說明降水對徑流趨勢產生重要影響，也充分說明降水量對流域徑流趨勢變化的重要性。但由於人類活動的影響，不同時期的降水徑流關系存在差異，圖6.37給出了窟野河流域1983年前後兩個階段的降水徑流關系。

圖6.37 窟野河流域年降水徑流關系

將1951～1983年作為前期，1984～2006年作為後期。可以看出:①窟野河流域年降水量與年徑流量關系點群較為散亂，統計結果表明，兩個時段內年降水量與徑流量的線性相關系數分別為0.51與0.26，相關系數遠低於月降水、徑流之間的相關系數;②前期的年降水、徑流量點群總體在後期的降水徑流點群之上，說明同樣的降水條件下，後期徑流量總體比前期徑流量偏小;③另外，前期的年降水徑流的相關系數高於後期的降水徑流相關系數，說明人類活動不僅改變了年降水徑流的相關關系，同時也降低了二者之間的相關性，使得流域水循環系統更為復雜。

除了降水之外，氣溫也是影響河川徑流的重要因素之一，根據1956～2006年實測資料和統計結果表明，3月份氣溫略大於0℃，這一時期，徑流量隨著氣溫升高和冰雪融化有增加趨勢。但從年際尺度來看，氣溫與徑流卻存在負相關關系，究其原因，主要由於氣溫升高導致區域總蒸發量增加所致。

6.3.2.2 氣候變化和人類活動對徑流量歷史變化的影響

氣候變化對區域水資源產生重要的影響。水文要素徑流量與氣候因子氣溫和降水的相關關系存在滯後性，考慮窟野河流域屬於乾旱半乾旱區，滯後性較弱，故只考慮氣溫和降水量對徑流的影響。從前面降水量趨勢分析可知，窟野河流域多年平均降水量總體上呈現減少趨勢，1984～2006年年均降水量比1956～1983年年均降水量減少34.7mm。從20世紀50年代中期到20世紀80年代中期出現兩次遞減趨勢，20世紀90年代到21世紀遞減趨勢緩慢。

河川徑流是氣候條件與流域下墊面綜合作用的產物，徑流不僅受人類活動影響顯著，而且對氣候變化響應敏感。若在人類活動比較顯著之前，流域已經有若干年的降水、徑流、氣溫等觀測資料，則可以利用這些資料建立率定流域水文模型，然後保持流域水文模型參數不變，將人類活動影響後的氣象資料輸入流域水文模型，延展該時期的天然水文過程，與人類活動影響時期實測的水文變數相比較，便可以得到人類活動對流域水文的影響。

流域水文模擬方法不需要昂貴的流域試驗，時間花費相對較少，現代計算機技術的發展使得該方法受到水文學者的青睞。但是，使用流域水文模擬途徑，不僅要求研究區域必須具有必要的水文氣象資料，而且對水文模型要求:①模型應該包括所研究問題的應用范圍;②在盡可能考慮問題復雜性和足夠精度的前提下，應用最簡單的模型。

流域水文變化是環境變化的結果，環境變化主要指氣候變化(波動)和人類活動對流域下墊面等自然狀況的改變兩個方面^[97]。河川徑流來源於降水，氣候條件的變化也直接影響到徑流的豐枯。採用流域水文模型模擬途徑分析變化環境下流域徑流量的變化，首先將流域水文系列劃分為兩個階段，即人類活動未大規模影響前的天然階段和人類活動影響後的階段。第一個階段作為基準時期，該時期的實測徑流量也相應地作為基準值，第二個階段為人類活動影響階段。常說的氣候變化是人類活動影響階段氣候要素較基準期的變化，而人類活動土地利用、自然開發、工農業用水需求等方面較基準期的改變。

河川徑流變化歸因識別的重要方面是如何還原人類活動影響下的天然徑流量。流域水文模型的快速發展，使之成為天然徑流量還原的重要工具。將天然時期的水文氣象資料輸入水文模型率定，模型及率定參數可以反映人類活動顯著影響之前對徑流的影響。保持模型參數不變，將人類活動影響期間的氣象資料再輸入水文模型，則還原出的徑流量反映了原始土地利用和用水結構狀況下的產流過程。

以流域天然時期的徑流量作為基準值，則人類活動影響時期的實測徑流量與天然時期的基準值之間的差值包括兩部分:其一為人類活動影響部分，其二為氣候變化影響部分。下式給出了環境變化對徑流影響的分析方法。

ΔR_T=R_HR-R_B (6.21)

ΔR_H=R_HR-R_HN (6.22)

ΔR_C=R_HN-R_B (6.23)

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

變環境條件下的水資源保護與可持續利用研究

式中:ΔR_T為徑流變化總量;ΔR_H為人類活動對徑流的影響量;ΔR_C為氣候變化對徑流的影響量;R_B為天然時期的徑流量;R_HR為人類活動影響時期的實測徑流量;R_HN為人類活動影響時期的天然徑流量，由水文模型計算得出;γ_H、γ_C分別為人類活動和氣候變化對徑流影響百分比。

前述研究結果表明，水量平衡模型在窟野河流域具有較好的天然徑流模擬效果，因此，採用該模型分析氣候變化和人類活動對窟野河流域河川徑流的影響。

在以往黃河流域氣候變化和人類活動對河川徑流影響的相關研究中，判定谷底對應年份1970年為流域天然時期與非天然時期的分界點^[45]。利用1969年之前的水文氣象資料率定模型，保持模型參數不變，將1970～2006年的氣象資料輸入水量平衡模型，計算出1970～2006年的徑流量(圖6.38)與前期徑流量具有成因上的一致性，均反映了天然流域狀態下的徑流過程。圖6.39給出了窟野河流域實測與計算年徑流量過程。

圖6.38 窟野河流域實測與模擬月徑流量過程

圖6.39 窟野河流域實測與計算年徑流量過程

由圖6.39可以看出，1970年之前，實測與計算的年徑流量過程吻合較好;在20世紀70年代，個別年份計算值較實測值偏高，但也存在實測值高於計算值的年份;20世紀80年代中後期以來，幾乎所有年份的計算徑流量都大於實測值。由此說明，人類活動自20世紀70年代以來對流域徑流量就產生了影響，自20世紀80年代中後期以來，這種影響更為顯著。

在黃河水沙變化的相關研究中多以1970年為界開展徑流變化歸因分析，為與相關研究結果對比，本節也以1956～1969年的實測天然徑流量作為基準，表6.22分析了氣候要素變化和人類活動對1970～2006年期間河川徑流變化的影響。

表6.22 氣候變化和人類活動對窟野河流域年徑流的影響

可以看出，①20世紀70年代以來，實測徑流量呈現較為顯著的逐步減少趨勢，特別是20世紀80年代以來，實測徑流量減少趨勢明顯，如20世紀70年代實測徑流量僅較基準期減少1.6mm，但在20世紀80年代，實測徑流量減少了25.4mm;21世紀以來，年均實測徑流量只有20.9mm，不到基準期的1/4。②氣候變化和人類活動對河川徑流的絕對影響量總體呈現增加趨勢;氣候變化和人類活動在20世紀70年代對徑流量的影響較小，在20世紀80～90年代，氣候要素變化對徑流量的絕對影響量在13mm左右，但進入21世紀以來，氣候變化對河川徑流量的影響接近20mm;20世紀80年代以來，人類活動對河川徑流量的影響更大，幾乎以倍數遞增，如20世紀80年代由於人類活動影響造成的河川徑流量減少量為11.9mm，但在20世紀90年代和21世紀以來，這種影響分別為21.7mm和47.6mm。③從1970年以來的多年平均來看，實測徑流量較基準期減少了28.9mm，氣候變化和人類活動對河川徑流量減少的貢獻率約分別佔37%和63%，人類活動是窟野河流域徑流量減少的主要因素。

F. 徑流量的表示方法及其度量單位

流量Q。指單位時間內通過某一過水斷面的水量。常用單位為立方米每秒(m3／s)。各個時刻的流量是指該時刻的瞬時流量，此外還有日平均流量、月平均流量、年平均流量和多年平均流量等。

(2)徑流總量W。時段Δt內通過河流某一斷面的總水量。以所計算時段的時間乘以該時段內的平均流量,就得徑流總量W,即W＝QΔt。它的單位是立方米(m3)。以時間為橫坐標，以流量為縱坐標點繪出來的流量隨時間的變化過程就是流量過程線。流量過程線和橫座標所包圍的面積即為徑流量。

(3)徑流深R。指計算時段內的經流總量平鋪在整個流域面積上所得到的水層深度。它的常用單位為毫米(mm)。

若時段為Δt(s)，平均流量為Q(m3／s)，流域面積為A(km2 )，則徑流深R(mm)由下式計算:R=QΔt／(1000A)

(4)徑流模數M。一定時段內單位面積上所產生的平均流量稱為徑流模數M。它的常用單位為m3／(s·km2 )，計算公式為: M＝ Q／A

(5)徑流系數α。 為一定時段內降水所產生的徑流量與該時段降水量的比值，以小數或百分數計。

G. 徑流量季節變化規律分析是怎樣的

小波系數等值線圖能夠反映徑流量中所包含的各種周期與振幅大小

H. 河川徑流量的計算方法

河川徑流量往往以流域作為計算單元,計算方法包括實測法、水量平衡分析法和水文比擬法。
實測法
實測法一般採用水文站長期實測流量資料直接計算；
水量平衡分析法
水量平衡分析法是利用水文觀測站的降水、徑流和蒸發等實測資料,繪制多年平均降水量、蒸發量和徑流深等值線圖,內插法估算。
水文比擬法
水文比擬法主要用於短缺水文實測資料的地區,選擇一個氣候、下墊面條件與研究流域相似的參證流域,把參證流域的水文特徵值移用於研究流域的一種方法。河流徑流量具有隨降水變化而波動的特點,年內降水不均勻使其具有季節性變化,年際間也有豐水、平水、枯水年份的區別。

I. 怎麼分析河流的徑流特點

一看河流徑流量的大小。徑流量的大小與河流的水源補給形式有關，一般來說，以大氣降水補給為主，而且降水比較豐富的地區，河流徑流量較大，如位於季風氣候區的長江、珠江以及位於熱帶雨林氣候區的亞馬孫河、剛果河等。
二看河流汛期的季節。主要有季風氣候區的夏汛、地中海氣候區的冬汛、溫帶地區的春汛。有的河流可能有多個汛期，如我國東北的嫩江等河流有春汛和夏汛兩個汛期。這是因為它的位置地處溫帶，冬季會下雪、結冰，來年春天，氣溫回升，冰雪融化，補給河流，形成春汛；同時，又位於季風氣候區，夏季多雨，補給河流，形成夏汛。
有的河流還會形成凌汛。不過，它必須具備兩個條件：由低緯流向高緯、有結冰期。
三看河流的含沙量。影響含沙量大小的因素主要有：①地形；②降水量；③植被狀況。如果地形起伏大、降水集中、植被狀況較差，流水侵蝕作用較強，河流的含沙量就會比較大，如黃河。
四看河流的結冰期。一般來說，溫帶和寒帶地區的河流會有結冰期，如我國的黃河、松花江，俄羅斯的葉尼塞河、鄂畢河等河流，冬季會有結冰期。緯度越高，結冰期越長。
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