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设计频率的模比系数即Kp值查询
汇流参m表
，如大于150mm
降雨历时为24小时的迳流Array 1、优点：本方法计算公式为简化小流域推理公式，计算结果与原型公式比较，产生的
应用方便。
2、使用说明：输入流域面积F、干流长度L、河道平均坡降J、暴雨递减指数时24小时的降雨迳流系数а24，即可自算出相应频率的洪峰流量和洪水总量。
3、汇流表2中查取。
4、先取n=n1(τ≤1），求出一个洪峰流量Q p和τ，当计算的τ≤1时，洪设τ≤1，算出的τ＞1，再设τ＞1，计算出τ＞1时，可取n=(n1+n2)/2，再进行计算。
I12
数即Kp值查询表(Cs=3.5Cv)
汇流参数m表
70~150mm，如大于150mm时m值略有减小，小于70mm时m值略有增加。
Ф=L/J(1/3)
为24小时的迳流系数
结果与原型公式比较，产生的误差最大不超过百分之一，可直接求解，省去联解过程，道平均坡降J、暴雨递减指数n、n1、n2、年最大24小时降雨量均值H24、模比系数K P和历量和洪水总量。
3、汇流参数m和历时24小时的降雨迳流系数а24值，均可从表1、τ，当计算的τ≤1时，洪峰流量Q p即为所求。
如τ＞1，则应取n=n2重新计算。
当取n=(n1+n2)/2，再进行计算。
5、tc>24时D8中的u值为D11中的值，洪峰流量结果见。
径流系数计算范文径流系数是指降雨过程中雨水在地表径流中所占比例的系数。
径流系数的计算是水资源管理和水文学研究中很重要的一项工作，对于水资源的合理利用和水文预测具有重要意义。
本文将介绍径流系数的定义、计算方法及其影响因素。
一、径流系数的定义径流系数是指降雨事件中产生的地表径流量与降雨总量之间的比值，用符号C表示，一般用百分数表示。
径流系数的计算可以揭示降雨过程中雨水的产流特征，对于预测洪水、估计径流量以及水文模型的应用具有重要意义。
二、径流系数的计算方法计算径流系数可以采用多种方法，常见的有经验公式法、统计法和水文模型法等。
下面将分别介绍这几种方法的计算步骤。
1.经验公式法经验公式法是基于历史观测资料得出的经验关系，适用于缺少水文资料和水文测站的区域。
根据实测降雨与实测径流数据，通过统计分析得到经验公式，再将该公式用于其他降雨事件的径流系数计算。
常用的经验公式有Hawkins公式和SCS公式等。
2.统计法统计法是基于大量的历史降雨和径流数据，通过统计分析得到一般规律。
根据降雨频率分析的结果，结合径流量的概率密度函数，可以计算出不同频率下的径流系数。
统计方法适用于对径流过程的概率特征进行研究和水文预测。
3.水文模型法水文模型法是利用水文模型对流域的水文过程进行模拟和预测，并计算出相应的径流系数。
常见的水文模型有单水平模型、单线水文模型和分布式水文模型等。
通过对流域的物理特征、土壤信息以及降雨等输入数据的处理和分析，可以建立合适的水文模型，从而计算出径流系数。
三、影响径流系数的因素径流系数的大小受到多个因素的影响，主要包括下面几个方面。
1.地表类型：不同地表类型的径流系数具有一定的差异。
例如，林地和草地的径流系数一般较小，而城市地区的径流系数较大。
2.土地利用方式：土地利用方式的改变会导致径流系数的变化。
例如，农田被城市化后，径流系数通常会增加。
3.土壤类型：不同土壤类型的水持有能力和透水性不同，对降雨产生的径流量影响较大。
设计频率的模比系数即Kp值查询
汇流参m表
，如大于150mm
降雨历时为24小时的迳流Array 1、优点：本方法计算公式为简化小流域推理公式，计算结果与原型公式比较，产生的
应用方便。
2、使用说明：输入流域面积F、干流长度L、河道平均坡降J、暴雨递减指数时24小时的降雨迳流系数а24，即可自算出相应频率的洪峰流量和洪水总量。
3、汇流表2中查取。
4、先取n=n1(τ≤1），求出一个洪峰流量Q p和τ，当计算的τ≤1时，洪设τ≤1，算出的τ＞1，再设τ＞1，计算出τ＞1时，可取n=(n1+n2)/2，再进行计算。
I12
数即Kp值查询表(Cs=3.5Cv)
汇流参数m表
70~150mm，如大于150mm时m值略有减小，小于70mm时m值略有增加。
Ф=L/J(1/3)
为24小时的迳流系数
结果与原型公式比较，产生的误差最大不超过百分之一，可直接求解，省去联解过程，道平均坡降J、暴雨递减指数n、n1、n2、年最大24小时降雨量均值H24、模比系数K P和历量和洪水总量。
3、汇流参数m和历时24小时的降雨迳流系数а24值，均可从表1、τ，当计算的τ≤1时，洪峰流量Q p即为所求。
如τ＞1，则应取n=n2重新计算。
当取n=(n1+n2)/2，再进行计算。
5、tc>24时D8中的u值为D11中的值，洪峰流量结果见。
流域地表径流系数的计算方法研究摘要：径流系数是描述降雨和径流关系的重要参数,在雨洪控制利用系统的理论研究、规划、设计计算中应用广泛,在流域或区域的雨水径流总量、径流峰流量、流量过程线以及非点源污染物总量、各设施规模的计算中也起着极其重要的作用。
由于径流系数有着不同的含义 ,其相应的统计计算方法、适用条件、应用目的和取值不尽相同。
而且要获得流域的径流系数通常是比较困难的，在一些特殊流域基本上很难获得能满足要求的径流实测资料，尤其在多年平均径流量的计算中实测数据资料往往相当缺乏，在这样的情况下有必要利用一些特殊的方法去满足工程建设对水文数据的需求。
本文综合了大量的数据以及列举了多个例子，详细地介绍了不同情况下径流系数的推求方法，并在此基础上研究总结提出了过程中发现的一些问题和心得。
关键词：流域径流量降雨量径流系数一引言流域径流系数是指同一流域面积、同一时段内径流量与降水量的比值，以小数或百分数表示。
计算式为：α＝ R/P，式中α为径流系数， R 为径流深度， P 为降水深度。
α值变化于 0～ 1 之间，湿润地区α值大，干旱地区α值小。
我国台湾地区河流年平均径流系数＞0.7，表明径流十分丰富；径流贫乏的海滦河平原，年平均径流系数仅有0.1。
根据计算时段的不同，可分为瞬时雨量径流系数、雨量径流系数、年径流系数、多年平均径流系数等。
径流系数综合反映流域内自然地理要素对降水─径流关系的影响。
瞬时雨量径流系数是指某一特定的流域或汇水面上,降雨期间随时间变化的径流厚度和降雨厚度之间的瞬时变化关系,是一个动态的变量,这个意义上的径流系数就是瞬时雨量径流系数。
雨量径流系数是指降雨时,在某一汇水面上产生的径流量(厚度)和降雨量(厚度 )的比值,一般用于估计一场降雨在某一汇水区域内单位面积产生的平均径流厚度。
年径流系数和多年平均径流系数反映了流域降雨厚度和径流厚度长时间的关系,是一个累积结果。
在各种径流系数中应用较为广泛的是年径流系数和多年平均径流系数。
根据现场调查的实际情况，高坪水库的天然补水主要依靠库周边雨水，地区年径流量可以通过径流系数法来预计其年径流量：流域或土地利用类型的径流深（mm）和降雨量（mm）之比就是这个流域或土地利用类型的径流系数（C）。
CP
R=（）
式中：R为径流深mm；P为降雨量mm；C为径流系数。
Q=（）
SR
Q 是年径流量，S是集水面积。
高坪水库区域平均年降雨量为1240 mm，流域集水面积为km2，环库周产生径流量的集水面积S= km2。
径流系数取值见表。
由于其集水范围处于城乡结合部，其径流系数取平均值，可以计算得出高坪水库库周边流域年均径流量为万m3。
径流量与径流系数径流系数径流系数，一定地区任意时段内径流量（或得流总量）与同时段内相应的降水量之比值。
以小数或百分数计。
径流系数（runoff coefficient），一定地区任意时段内径流量（或径流总量）与同时段内相应的降水量之比值。
以小数或百分数计。
即：径流系数=径流量／降水量在干旱地区，径流系数小，甚至趋近于零；在湿润地区较大，径流系数同所取时段不同分别称为次径流系数、洪峰径流系数、月径流系数、年径流系数和多年平均径流系数。
径流系数（runoff coefficient）是一定汇水面积地面径流量（毫米）与降雨量（毫米）的比值，是任意时段内的径流深度y（或径流总量W）与同时段内的降水深度x（或降水总量）的比值。
径流系数说明在降水量中有多少水变成了径流，它综合反映了流域内自然地理要素对径流的影响。
其计算公式为a=y/x。
同一流域面积、同一时段内径流深度（R）与降水量（P）的比值称为径流系数，以小数或百分数计，表示降水量中形成径流的比例，其余部分水量则损耗于植物截留、填洼、入渗和蒸发。
径流系数同一流域面积、同一时段内径流量与降水量的比值，以小数或百分数表示。
计算式为：α＝R/P，式中α为径流系数，R为径流深度，P为降水深度。
α值变化于0～1之间，湿润地区α值大，干旱地区α值小。
我国台湾地区河流年平均径流系数＞0.7，表明径流十分丰富；径流贫乏的海滦河平原，年平均径流系数仅有0.1。
根据计算时段的不同，可分为多年平均径流系数、年平均径流系数和洪水径流系数等。
径流系数综合反映流域内自然地理要素对降水─径流关系的影响。
径流量中文名称：径流量英文名称：runoff定义：为时段流量，可分地面径流、地下径流两种。
表示径流大小的方式有流量、径流总量、径流深、径流模数等。
应用学科：地理学（一级学科）；水文学（二级学科）径流量在水文上有时指流量，有时指径流总量。
即一定时段内通过河流某一断面的水量。
计算公式为：径流量=降水量-蒸发量单位为：立方米／秒将瞬时流量按时间平均，可求得某时段（如一日、一月、一年等）的平均流量，如日平均流量、月平均流量、年平均流量等。
水文比拟法径流系数修正全文共四篇示例，供读者参考第一篇示例：水文比拟法是一种经典的水文计算方法，用于估算地表径流。
在实际应用中，由于地形、土壤、植被等因素的影响，经常会出现径流系数与实际情况存在一定差异的情况。
对于水文比拟法中的径流系数进行修正，是提高水文模型准确性的重要步骤。
一般来说，径流系数是指降雨量中形成地表径流的比例，是水文模型中的关键参数之一。
水文比拟法一般采用经验公式或概化计算方法来估算径流系数，通常根据流域的地形、土壤、植被等因素来确定。
由于地表径流受到多种因素的影响，径流系数往往存在一定的不确定性，导致水文模型的预测精度不高。
为了提高水文模型的准确性，研究者们提出了多种修正径流系数的方法。
一种常见的方法是利用实测的径流资料，通过对比实测径流与模拟径流之间的差异，来修正径流系数。
这种方法可以有效地改善径流系数的估算精度，提高水文模型的预测准确性。
另外一种方法是采用统计学方法，通过建立径流系数与其他水文要素之间的关系模型，来修正径流系数。
可以通过受控试验或模型模拟，研究径流系数与降雨强度、土壤类型、植被覆盖率等参数之间的关系，从而建立径流系数的修正模型。
这种方法可以更好地考虑径流系数与其他因素之间的复杂关系，提高水文模型的适应性和可靠性。
还有一种常用的方法是利用地理信息系统（GIS）技术，结合遥感数据和地面实测资料，来修正径流系数。
通过GIS技术可以实现对流域内地形、土壤、植被等要素的精细化分析和空间分布研究，从而更准确地估算径流系数，并对其进行修正。
在实际应用中，选择合适的径流系数修正方法需要综合考虑流域特征、数据可获性、研究目的等因素。
为了提高水文模型的预测精度和可靠性，还需要不断优化和改进径流系数修正方法，结合多种不同途径的信息和数据，共同提高对流域径流过程的理解和模拟能力。
修正水文比拟法中的径流系数是提升水文模型准确性的重要措施，可以帮助提高对流域径流过程的理解和预测能力。
通过不断探索和优化径流系数修正方法，将有助于提高水资源管理和水灾防治的效果，为人类社会的可持续发展做出贡献。
流域地表径流系数的计算方法研究摘要：径流系数是描述降雨和径流关系的重要参数 ,在雨洪控制利用系统的理论研究、 规划、 设计计算中应用广泛 ,在流域或区域的雨水径流总量、 径流峰流量、 流量过程线以及非点源污染物总量、 各设施规模的计算中也起着极其重要的作用。
由于径流系数有着不同的含义,其相应的统计计算方法、适用条件、应用目的和取值不尽相同。
而且要获得流域的径流系数通常是比较困难的，在一些特殊流域基本上很难获得能满足要求的径流实测资料，尤其在多年平均径流量的计算中实测数据资料往往相当缺乏，在这样的情况下有必要利用一些特殊的方法去满足工程建设对水文数据的需求。
本文综合了大量的数据以及列举了多个例子，详细地介绍了不同情况下径流系数的推求方法，并在此基础上研究总结提出了过程中发现的一些问题和心得。
关键词：流域 径流量 降雨量 径流系数一 引言流域径流系数是指同一流域面积、同一时段内径流量与降水量的比值，以小数或百分数表示。
计算式为：α＝R/P ，式中α为径流系数，R 为径流深度，P 为降水深度。
α值变化于0～1之间，湿润地区α值大，干旱地区α值小。
我国台湾地区河流年平均径流系数＞0.7，表明径流十分丰富；径流贫乏的海滦河平原，年平均径流系数仅有0.1。
根据计算时段的不同，可分为瞬时雨量径流系数、雨量径流系数、年径流系数、多年平均径流系数等。
径流系数综合反映流域内自然地理要素对降水─径流关系的影响。
瞬时雨量径流系数是指某一特定的流域或汇水面上 ,降雨期间随时间变化的径流厚度和降雨厚度之间的瞬时变化关系 ,是一个动态的变量 ,这个意义上的径流系数就是瞬时雨量径流系数。
雨量径流系数是指降雨时 ,在某一汇水面上产生的径流量 (厚度 )和降雨量 (厚度 )的比值 ,一般用于估计一场降雨在某一汇水区域内单位面积产生的平均径流厚度。
年径流系数和多年平均径流系数反映了流域降雨厚度和径流厚度长时间的关系 ,是一个累积结果。
在各种径流系数中应用较为广泛的是年径流系数和多年平均径流系数。
径流系数的计算主要是要计算流域相应时间段内径流量与降雨量。
二 径流量的计算（一） 年径流量的计算流域年降雨次数为n 次，且每次降雨所产生的径流量均有实测数据资料，则流域的年径流量可按下式计算。
Q=∑=n1i Qi （1）式中 Q ——流域年径流总量（mm ）； Q i ——第i 次降雨产生的径流量（mm ）。
（二） 多年平均径流量的计算1.有长期实测资料的多年平均径流量的计算所谓的有长期实测资料，是指实际观测的年数n 在20年以上。
它包括有丰、平、枯水年的观测资料，由它计算的径流量多年平均值基本上是稳定的。
在这种情况下，可以由下式（2）计算径流量的多年平均值，以此值代表多年平均径流量，即：Q 平均=n1∑=n1i Qi （2）式中： Q 平均——流域多年平均径流量（mm ）； Qi ——序列号为i 的年份流域径流径流量（mm ）。
2．有短期实测资料的多年平均径流量的计算若实测系列长度小于20a ，用上述方法计算误差会太大，为了提高计算的精度，保证计算结果的可靠性，就必须对实测径流系列进行相关展延，然后用上述方法计算。
目前常用的方法有两种。
（1） 利用径流资料插补延展系列。
该方法的关键是找到和流域自然地理条件相似的邻近的参照流域，且参照流域具有长序列实测年径流序列。
利用相关分析验证研究区流域和参照流域是否具有相关关系，如果两流域相关关系密切，则可以用两者的相关趋势函数插补延展研究区的短期年径流量实测资料序列。
当年径流量资料序列很短，不足以建立年相关时，也可以先建立月相关序列，插补延展月径流量，然后计算年径流量，但用月径流量相关来插补延展年径流量时，会使误差累积，精度较低。
（2） 利用降雨量资料插补延展序列。
如果研究区的上下游或邻近地区找不到具有长序列的径流量资料的参照流域，而在研究区流域或邻近参照流域有较长序列的年降水量资料，则可以选择降水量作为参照变量与研究区短期实测径流量资料进行相关分析，如果两个序列之间相关关系密切，则可以利用较长实测年降水量资料进行插补延展研究区的径流量序列。
如下表列举了贵州省大煤矿流域1967年到2004年的降雨量实测系列，而该流域只有1967年到1984年及1991年到2004年的实测径流序列，因此需要用降雨量序列插补延展1984年到1991年径流量序列序列。
插补结果如下表。
图1 径流量与降雨量相关曲线图3．无实测资料时河流径流量推求方法（1）等值线图法把相同数值的点连接起来的线叫等值线。
某一流域的水文特征值的等值线图即可反映出该流域水文特征值的地理分布规律。
闭合流域多年径流量的主要影响因素是气候因素，而气候因素有地区性，即降雨量与蒸发量具有地理分布规律，同理，受降雨量和蒸发量影响的多年平均年径流量也具有地理分布规律。
因此可利用这一特点绘制多年平均年径流量的等值线图，并可以用它来推算无实测资料流域的多年平均年径流量。
应用等值线图推求多年平均年径流深时，先在图上勾绘出研究流域的分水线，再找出流域的形心，而后根据等值线内插读出形心处的多年平均年径流深值。
如果流域面积较大或地形复杂，等值线分布不均匀，也可用加权平均法推算，即：Y =（y1f1+y2f2+……+ynfn）/F （3）式中：y1——相邻两径流深等值线的平均值；f1——相邻两等值线间面积；F——流域总面积。
（2）水位比拟法如前所述，水文现象具有地区性，如果某几个流域处在相似的自然地理条件下，则其水文现象具有相似的发生、发展、变化规律和相似变化特点。
与研究流域有相似自然地理特征的流域称为相似流域（即参证流域）。
水文比拟法就是以流域间的相似性为基础，将相似流域的水文资料移用至研究流域的一种简便方法。
其中移用相似流域研究资料的方法较多，如选择相似流域的径流模数、径流深度、径流量、径流系数以及降水径流相关图等。
但是，地球上不可能有两个流域完全一致，或多或少都存在一些差异，倘若相似流域与研究流域之间仅在个别因素上有些差异时，可以考虑不同的修正系数加以修正。
若研究流域与相似流域的气象条件和下垫面因素基本相似，仅流域面积有所不同，这时只考虑面积的影响，则研究流域的正常年径流量有如下关系式：Q研 /F研 =Q相 /F相。
如果使用径流深或径流模数，则不需要修正即可使用。
若两流域的年降水量有不同时，则Q研 /P研 =Q相 /P相。
式中：P 研 和P 相 ——分别为研究流域、相似流域的年降水量。
（3） 径流系数法当小流域内（或附近）有年降水量资料，且降水量与径流关系密切时，可利用多年平均降雨量与径流量间的定量关系计算年径流量，即利用年降雨量的多年平均值乘以径流系数推求多年平均径流量间的流量，可由下式计算之：W=1000×C ×P ×F （4） 式中：W ——多年平均径流总量，m ；C 该地区年径流系数，与研究区植被、地形，地质、主河道长度等因素有关，可通过调值并参考省、地《水文手册》确定；P ——研究地区多年平均降雨量（mm ），可从省、地区的《水文手册》查出，或向附近水文站、雨量站查询；F ——研究流域的集水面积（km ）。
（4） 水文查勘法对于完全没有资料，也找不到相似流域的小河或间歇性河流，此时可进行水文查勘，收集水文资料，进行正常年径流量的估算。
这项任务一般是通过野外实地查勘访问，了解多年期间典型水位过程线，河道特性，建立水位流量关系曲线，从而推算出近似的流量过程线，并估算其正常年径流量。
水文查勘工作，不仅对完全无资料的小河有必要，就是对有资料的水流域也是不可缺少的。
（5） 经验公式法经验公式都是根据各地实测资料分析得出的，这些径流公式一般可以在当地的《水文手册》中查得。
如：Q=KF n（5）式中：Q ——多年平均径流量（m 3）；F ——流域面积（km 3）；K 、n ——分别为地区性参数，取值可查水文手册。
三 降水量的计算（一） 一次降水过程中降水量的计算方法1． 算术平均法算术平均法是将该流域各站测得的同期雨量相加后,除以总站数,即为流域面雨量。
其数学表达式为:P 平均=n1∑=n1i Pi （6）式中：n ——总站数；P i ——为各站同期雨量（m ）。
2． 等雨量线法根据流域内各测站实测的雨量资料绘出等雨量线 ,然后用求积仪或其它方法求各相邻两等雨量线间的面积 ,再分别乘以各相邻两等雨量线雨深的平均值 ,即得该面积上的降水总量。
将各面积上的降水总量相加 ,除以全流域的总面积 ,即得流域的面雨量。
用数学关系式表示为:P =A1∑=n1i 2P P i1-i +a i （7） 式中： P i-1，P i ——第i-1和第i 条等雨量线代表的降雨量，i=1,2,3，…，n ； a i ——第i-1和第i 条等雨量线之间的面积，i=1,2,3，…，n ； A ——总面积；n——等雨量线的条数。
表2 邵阳地区2000年各站年降水量站名东经北纬降雨量/ (° )/ (° ) /mm 站名东经北纬降雨量/ (° )/ (° ) /mm汪家田 110. 58 26. 52 1 744. 3 武冈 110. 60 26. 72 1 391. 2 鸦槎铺 110. 80 26. 75 1 313. 8 武阳 110. 32 26. 73 1 514. 2 瓦屋塘 110. 33 26. 93 1 582. 7 红岩 110. 50 26. 90 1 548. 3 高沙 110. 68 26. 97 1 326. 9 黄桥 110. 85 27. 03 1 369. 2 洗马 110. 47 27. 32 1 768. 0 栗山界 110. 45 27. 15 1 693. 0 长塘 110. 52 27. 13 1 563. 4 金屋塘 110. 35 27. 07 1 982. 3 金盆形 110. 45 27. 03 1 658. 7 洞口 110. 55 27. 07 1 541. 5 山门 110. 68 27. 23 1 495. 8 苏家洞 110. 80 27. 32 1 396. 1 匡家铺 110. 93 27. 53 1 423. 4 隆回 110. 98 27. 13 1 329. 9 枯桑 111. 03 26. 93 1 276. 6 麻林 110. 63 26. 47 1 623. 6 新宁 110. 87 26. 45 1 599. 4 回龙寺 111. 10 26. 75 1 264. 2 三门江 111. 23 26. 93 1 425. 8 罗家庙 111. 25 27. 02 1 333. 7 檀木塘 111. 85 27. 12 1 223. 6 邵东 111. 73 27. 23 1 301. 1 官桥铺 111. 62 27. 18 1 292. 2 五丰铺 111. 47 26. 88 1 429. 9 诸家亭 111. 58 27. 03 1 284. 9 短陂桥 111. 57 27. 27 1 330. 5 茅坪 111. 47 27. 23 1 390. 6 刘付冲 111. 47 27. 43 1 946. 2 高坪 111. 12 27. 48 1 316. 7 岩口铺 111. 23 27. 22 1 360. 9 大河滩 111. 38 27. 50 1 243. 6 双林 110. 93 27. 73 1 762. 7 白茅坪 110. 37 26. 27 1 402. 9 界溪 110. 13 26. 38 1 880. 3 黄桑 110. 05 26. 43 1 691. 0 黄土头 109. 98 26. 50 1 867. 3 朝仪 109. 97 26. 58 1 863. 9 丰家 110. 07 26. 57 1 659. 4 党坪 110. 08 26. 60 1 570. 3 小沙江 110. 75 27. 52 1 551. 8图2 用距离倒数加权法绘等值线3．数值法通常数值法是指森泰多边行法或三角形法,它实际上是以权重系数决定的计算方法。
