水文分析计算与水资源评价中的最大暴雨计算原理及方法

在降水过程中，大气中液态水的变化和蒸发量较小，可略去，则降水由大气上升运动中的水汽凝结而成，降水强度可用下式表示

式中：P0为地面气压；F*为凝结函数；ω为气压坐标的上升运动速度；Φ为湿空气上升时空气柱每上升一个单位气压高度的水汽凝结量；qs为饱和比湿。

又从水汽连续方程出发，在t时段，流域面积F内的降水量可用以下公式近似计算

式中：R为t时段的面雨量，mm；P为气压，hPa；q为比湿，g／kg；ρw为水汽密度，g／cm3；g为重力加速度（9.8m／s2）；Pz为Z高度上的气压；Vn为垂直于周界的风速分量，入为正，出为负，m／s；L为指定面积F的周界长度，km；t为时间，s。

从式（10.1）、（10.2）可以看出，降水必须具备两个条件：即水汽条件和动力条件。水汽条件就是单位面积上大气柱中的水汽总含量；动力条件主要是上升速度，即垂直运动［如式（10.1）］，也有用水平风速或辐合量来间接表示［如式（10.2）］。

可能最大暴雨就是这两种条件的可能组合，而且降水量最大。对最大的水汽含量，可以用气候条件估算出来，而与之相匹配的最大垂直运动数值，无法直接观测到，曾采用多种方法计算放大，终因观测资料不能满足计算要求而弃之未用。目前国内外解决这种问题，是采用实测的特大降水典型，以其实际出现的辐合及垂直运动作为降水产生机制即动力条件，整层的水汽含量作为水汽条件，用放大实测暴雨的水汽条件、动力条件或水汽动力都放大来推求可能最大暴雨。实测的大、特大暴雨典型，包括该暴雨的总量、时空分布及形成暴雨的天气系统（即各层的流场、湿度场）和产生的恶劣洪水等。

1958年以来，随着可能最大暴雨计算在全国的推广，国内采用的放大方法较多，根据典型暴雨的稀遇程度、资料条件、天气系统类型、流域大小及特性等采用不同的方法。经过大量实践，一些行之有效的方法逐渐被设计单位采用。现分述如下。

10.2.3.1　水汽放大

当设计流域及邻近地区有特大暴雨资料时，可认为该特大暴雨动力条件（即效率）已接近最大，只需对其水汽进行放大。

设有一典型暴雨，其降水量为P典，可降水为W典，效率为η典，则水汽效率放大公式可写成

式中：Rm为所估算的可能最大暴雨，m为极大化值，当典型暴雨是高效暴雨（动力条件接近最大）时，η典＝ηm，于是得到水汽放大公式为

（2）高效暴雨的判定。水汽放大仅适用于高效暴雨。高效暴雨一般是指历史上罕见的特大暴雨，它的造雨效率最高。

如何判断所选典型暴雨是否为高效暴雨，一般从以下3方面分析判定。

1）暴雨在本流域出现的几率很稀遇。

2）与邻近流域或气候一致区高效暴雨（包括历史特大暴雨）的效率比较接近。比较时应注意地理位置及地形的差别。

3）与历史特大洪水反推的暴雨效率较为接近。

（3）可降水计算。典型暴雨的水汽条件一般用可降水表示，可降水是指单位截面上整个气柱中的水汽总量。可降水计算公式为

式中：W为可降水量，mm；q为比湿，g／kg；g为重力加速度，cm／s2；P0、Pz为分别为地面与Z高度上的气压，hPa。

可降水单位用g／cm2表示，由于水的密度ρ水＝1g／cm3，所以可降水习惯上也用mm表示，亦即气柱内水汽如果全部凝结降落，在地面所积集的水深。

图10.1　可降水计算示意图

可降水计算方法大致可从4方面来计算，即根据探空资料计算；根据地面露点资料查算；根据水汽密度随高度分布的经验公式计算和根据日射资料计算。我国设计部门用得较多的是前两种，现介绍如下。

1）根据探空资料计算。如已测得各高度上的露点或相对湿度，利用式（10.6）即可求得大气中的实际可降水量。具体计算时，通常采用大气分层的办法，当气层分得比较薄时，可以将各层比湿或露点随高度的分布视为线性变化，如图10.1所示，式（10.6）可改写成如下形式

式中：qn与qn＋1分别为Pn与Pn＋1高度上的比湿；层次n＝1，2，…，m。

2）根据地面露点资料查算。用地面露点查算可降水是基于假定暴雨时从地面到高空的空气柱内整层饱和，温度（露点）随高度呈假绝热直减率变化。因此，某地的可降水是地面露点的单值函数，按地面露点计算可降水，已制有专用的表可以查算，不需再进行计算。以上假定在多数暴雨情况下是成立的，根据国内外有关单位利用高空资料计算和地面露点查算的可降水比较，两者差别很小。

由地面露点查算可降水，需将不同高度测站的露点按假绝热过程换算到1000hPa等压面，以便相互比较和便于查表。换算时可查图10.2。

图10.2　由测站高度化算到1000hPa露点的假绝热图

例如某站高度为1000m，露点为22℃，要求换算到1000hPa的露点。可先在图10.2中由1000m高度线与对应22℃温度线的交点出发，沿绝热线（斜线）下降在横坐标上读得为26℃，即为1000m高度换算到1000hPa等压面的露点。可降水可以用高空资料分层计算，也可用地面露点查算。但由于高空测站稀少，观测年限较之地面露点要短得多，常不能完全代表整个流域面上或暴雨时段内气团的属性。而地面露点观测方便，测站多，资料系列长，且能反映其时空变化，查算可降水也方便。所以设计部门通常都用地面露点来查算可降水。

（4）典型暴雨代表性露点的选择。所谓典型暴雨代表性露点，就是能够反映典型暴雨水汽特征，用于查算其可降水的地面露点，由它查算的可降水应与由实际探空资料推算的可降水基本一致或接近。所以它应该是在典型暴雨的一定位置和在一定时间内的地面露点。1）暴雨代表性露点位置的选择。

①选择代表性露点的位置随天气系统不同而异，如为锋面或气旋引起的暴雨，地面图上存在明显的锋面时，应挑选锋面暖侧雨区边沿的露点；如无锋面存在，一般应在暖湿气流入流方向的雨区中挑选；对台风雨应在暴雨中心附近挑选。

②为了避免单站的偶然性误差及局地因素影响，一般取多站同期露点的平均值。

所选的露点不应高于同期最低气温。

2）暴雨代表性露点持续时间的选择。所选取的代表性露点应有一定的持续时间。要产生一场大暴雨必须是有持续的高值水汽含量，这样选得的露点所相应的可降水才能与实际情况接近，而且可以避免短历时特别是瞬时露点的偶然误差，例如雷阵雨及露点的短暂峰值就不宜采用。一般采用的是持续12小时的最大露点。

持续12小时最大露点是指持续12小时大于或等于露点观测系列中的最大值。它的选择实例见表10.2。每隔6小时露点观测系列，在这个系列中持续12小时最大露点为25.5℃，出现在8月5日14时至8月6日02时。

表10.2　露点观测值

持续12小时最大露点选定后，应按饱和假绝热线计算到1000hPa高度。

（5）可能最大露点的确定。可能最大露点通常有两种方法确定。

1）采用历史最大露点确定。一般认为有30年以上地面露点资料，其持续12小时最大露点查算的可降水量已接近Wm。所以取历年持续12小时最大露点的最大值作为可能最大露点。其选择原则如下。

①可能最大露点应在典型暴雨发生的相应季节内选取，其选择条件应与典型暴雨代表性露点的选定条件基本一致。

②应在降雨或趋向于降雨的天气中选取最大露点，注意排除反气旋、晴好天气和由于局部因素形成的露点高值。

③计算分期可能最大暴雨或各月露点差异较大的地区，应分别按月或期选择历史最大露点。

我国不少省份已编制完成了持续12小时最大露点的等值线图，可从图上查读。热带地区海表水温对水汽的变化和大暴雨的产生起重要作用，对该地区宜采用最高海表水温。

2）采用频率计算确定。当露点观测资料少于30年时，一般采用50年一遇的露点作为可能最大露点。

（6）可能最大暴雨计算。可能最大暴雨计算即为对高效暴雨进行水汽放大计算，根据典型暴雨的代表性露点选取的可能最大露点，按式（10.5）进行计算。应注意：因为Wm和W典都是换算到1000hPa露点计算的。所以当有水汽入流障碍或流域平均高程较高的地区，应扣除入流障碍高程或流域平均高程至1000hPa之间所对应的那段高程的可降水。

图10.3　1935年7月3～7日雨量等值线图

【例10.3】　“35.7”暴雨是长江中游有记录以来最大一次暴雨，具有历时长、强度大，中心稳定等特点，暴雨从7月3日开始，7日结束，持续达5天之久。暴雨是呈南北向纵卧于湘西北，鄂西山地东侧，分南北两个中心，南部中心在清江澧水分水岭南侧山坡地带，实测值以五峰的1281.8mm为最大，北部中心位于香溪河、黄柏河、沮河等中上游山坡地带，以兴山的1084mm最大，如图10.3所示。现要对图中虚线所示流域进行水汽放大，计算流域平均高程为1040m。“35.7”暴雨为全国著名的特大暴雨之一，可视为高效暴雨，对其只需进行水汽放大。暴雨水汽来源于孟加拉湾和太平洋，而水汽入流方向为东南方，入流代表站选雨区边缘东南方的长沙、常德、岳阳三站，代表性露点用下雨当天，即7月3日三站持续12小时最大露点均值24.7℃（已订正到1000hPa），历史最大露点选用3站历年实测最大露点的平均值27.2℃，水汽入流方向的障碍高程为590m。

因计算区流域平均高程高于入流障碍高程，所以可降水计算从流域平均高程1040m算至200hPa（也可算至300hPa）。代表性露点为24.7℃时的可降水计算如下：首先由“1000hPa地面到指定压力（hPa）间饱和假绝热大气中的可降水与1000hPa露点（℃）函数关系表”查得24.7℃时1000～200hPa间气柱中的可降水为78.9mm。再由“1000hPa地面到指定高度间饱和假绝热大气中的可降水与1000hPa露点（℃）函数关系表”查得24.7℃时1000hPa到1040m高度上气柱中的可降水为21.3mm。两者相减即得计算流域上代表性露点为24.7℃时的可降水量。W24.7＝78.9－21.3＝57.6mm。同样可求得该地区在历史最大露点时相应的最大可降水量Wm＝97.2－24.2＝73.6mm

水汽放大系数

用各日雨量乘放大系数，即为所求。

10.2.3.2　水汽效率放大

当设计流域缺乏特大暴雨资料，但有较多的实测大暴雨资料或历史暴雨洪水资料，或气候一致区内有特大暴雨资料时，可采用水汽效率放大。其计算见式（10.4）。

（1）暴雨效率计算。效率η与暴雨类型、时段长短、地形及流域面积大小等有关，反映了大气中净输入水汽量即可降水变成降水量的能力，一般是根据实测暴雨和可降水反推，其表达式为

式中：ηt为给定流域t时段的降水效率；Rt为给定流域t时段的面平均雨量。

一场暴雨的效率，由于不同面积和历时，其效率是不同的。对一定面积，可分别计算几个控制时段的降水效率，亦可绘制效率和历时的关系曲线。

对于一场典型暴雨，其一定面积上某一时段的效率也可用雨湿比（R／W）来表示。

水汽效率放大法的关键是如何选择可能最大暴雨效率。

（2）可能最大暴雨效率估算。

1）由实测暴雨资料推求。设计流域有较多的实测大暴雨资料或气候一致区内有特大暴雨资料时，可计算这些典型大暴雨或移入一致区内的特大暴雨不同历时的暴雨效率，取其外包值作为可能最大效率。

2）由历史特大洪水反推。某流域调查或文献考证的历史特大洪水，往往要比实测的洪水大得多，其所对应的暴雨，可视为高效暴雨，所以可从历史特大洪水对应的暴雨来推求最大暴雨效率。关键是特大洪水对应的暴雨面雨量的推求。

①时段面雨量推求。当有调查的历史特大洪水的洪峰和洪水过程时，可分割出地面径流，通过降雨～径流关系法、径流系数法或扣损法等求出过程面雨量。当仅有历史特大洪水的洪峰而无洪水过程时，可用本流域实测的峰量关系推算径流量，再用上述方法换算成面雨量；或建立洪峰与流域某时段面雨量的关系等，由历史特大洪峰流量反推出相应时段的面雨量。

②最大暴雨效率（ηm）推求。建立实测面雨量和效率相关关系，由推算出的历史暴雨面雨量，查出相应的效率。借用与历史洪水相似的典型过程和典型可降水，推算出历史暴雨的效率。

（3）水汽效率放大。推算出最大暴雨效率及最大可降水后即可按式（10.4）对典型暴雨进行放大。若要求计算的可能最大暴雨历时较短时，可采用同倍比放大，即某一时段的最大效率放大整个过程。若计算的可能最大暴雨历时较长，可分时段控制放大，即取各时段的最大效率分段控制放大。

10.2.3.3　水汽输送率放大及水汽风速联合放大

特殊地形地区或经暴雨成因分析本流域大暴雨主要以风速辐合型降水产生，且入流指标VW或风速V与流域面雨量呈正相关关系，暴雨期间入流风向和风速较稳定时，可采用水汽输送率或水汽风速联合放大。

式中：下标m为最大值；其余符号意义同前所示。

（1）典型暴雨代表站及指标选择。采用水汽输送率放大（或水汽风速联合放大），首先需建立入流指标VW（或V）与相应的降水量（R）的关系，要求所选的指标具有代表性。

1）代表站选择。从典型暴雨的水汽入流方向选取入流代表站。首先进行入流风向分析，在入流方向诸探空站中选择离雨区较近、资料条件相对较好的站作为代表站。

2）风指标选定。

①代表层的选择。暴雨时，大部分水汽从大气低层输入暴雨区，若太接近地面，风速受下垫面影响而缺乏代表性，所以选择代表站离地面1500m附近的风速较为适宜，地面高程低于1500m的地区，采用850hPa高度上的风，地面高程超过1500m（或3000m）时，可用700hPa（或500hPa）高度上的风。热带地区，则找出向暴雨区输送水汽的主要大气层，放大仅限于该大气层。

②风速指标选择。典型暴雨的风速，取最大降雨期间或提前一个时段的测风资料计算，因为风有日变化，应取24小时平均值，最好采用2时、8时、14时和20时4个时刻的平均风速，若资料条件不能满足，也可采用8时和20时两个时刻风速的平均值（注意风是矢量）。如风向比较稳定，可取各时刻风速的算术平均，否则应取合成风速矢量均值。对于历时较短的暴雨，要用实际历时内的平均风速。

（2）极大化指标选择。极大化指标应从实测暴雨所对应的资料中选取，所选暴雨与实测典型暴雨季节、暴雨天气形势及影响系统应相似。

1）采用历史最大资料确定。

①当风速和露点实测资料系列在30年以上时，在实测资料中选取与典型暴雨风向接近实测最大风速及其相应的W，得VW，从中选取其最大值（VW）m作为极大化指标。选取该风向多年实测最大风速值Vm，再寻找实测最大Wm，其乘积VmWm作为极大化指标。

图10.4　西南某地区最大水汽入流指标季变化曲线

②资料条件较好的地区可分别制作（VW）m和VmWm的季节变化曲线，选用时，用典型暴雨发生时间前后15天之内的最大值作为极大化指标，如图10.4所示。

2）采用频率计算确定。若实测风速及露点资料系列不足30年时，可采用50年一遇的数值，作为极大化指标。

10.2.3.4　水汽净输送量放大

计算大面积、长历时、天气系统稳定的可能最大暴雨，可采用水汽净输送量放大。

水汽净输送量计算从水汽连续原理出发，忽略空气中液态水的变化及降水过程中的蒸发，假定降雨率等于凝结率，则降落在设计流域内，一定时间的总水量，近似等于这个流域上空的水汽净输送量。

根据水量平衡方程，经简化可建立以下降水量公式

式中：R为Δt时间的面平均雨深，mm；Fw为Δt时间的水汽净输送量，g；Vkj为第k层计算周界上第j个控制点的垂直于周界的风速分量，向内为正，m／s；qkj为第k层计算周界上第j个控制点的比湿，g／kg；ρ为水的密度，g／cm3；g为重力加速度，cm／s2；A为计算周界所包围的面积，km2；ΔP为相邻两层气压差，hPa；ΔL为计算周界上控制点所代表的步长，km；Δt为计算历时，s；m为计算周界上的控制点数；n为气层数。

设计流域是否适用此方法，必须用实测资料进行检验。

（1）资料要求及计算步骤。

1）资料要求：进行水汽净输送计算，需收集天气图资料（如能收集到探空报底资料更好）。在计算前需对风速和露点资料进行审查，对个别突出点，需进行合理性分析。

2）计算面积及面积概化。

①计算面积：水汽净输送计算，适用于大面积，面积的大小视站网密度而定，一般计算在7万～8万km2以上，计算精度较高；若降水系统稳定，同时计算区内探空站较多时，也可用于4万km2以上。4万km2以下或形状特殊的流域不宜直接采用此法，可用大套小的办法，即先计算包括流域在内大面积的可能最大暴雨，然后根据放大的典型暴雨等雨深线图，量算出设计流域的可能最大暴雨值。

②计算面积的概化：为了计算方便，可将计算面积概化为矩形（或周边与经纬线平行的其他各图形），并在各边布控制点，控制点的多少视边长而定，并计算出各控制点代表步长的平均高程。

3）代表时刻选择。降水系统稳定时，用降水的中间时刻，若降水是8时到次日8时，则选20时的资料计算；若不稳定，则用8时和20时的资料分别计算。

4）计算层次。用850hPa、700hPa、500hPa3层即可，计算至400hPa；850hPa代表地面到775hPa；700hPa代表775～600hPa；500hPa代表600～400hPa，地面气压采用压高公式计算。

压高公式

式中：P为控制点地面气压；Po为控制点海平面气压；z为控制点平均高程；T为控制点气温；Rd为干空气的比气体常数，为0.287J／（g·℃）。

根据地面天气图，查出各控制点的海平面气压和气温，计算出各控制点的平均高程，代入公式（10.12），即可求出各控制点的地面气压。

5）分析流场与湿度场。将风速V分解为u、v分量，即纬向、经向分量（分解u、v时可查算《水利水电工程设计洪水计算手册》附表10），并勾绘等u、v线。流场分析是水汽净输送的关键，分析时要注意天气系统的位置，应参照天气图中系统的位置，确定等u、v线零线。并根据湿度场位置分析等比湿线。

6）计算历时。若降水稳定持续，一般采用24小时；若系统不稳定，降水历时短，则采用系统实际降水时间为计算历时，一般用流域平均降水历时。

（2）检验。选用本流域内几场典型暴雨资料进行检验，如计算值与实测面雨量相对误差在15%以内，则说明方法在本地区适用。长江委对长江干支流几个大流域，选用大、特大暴雨资料进行检验，大部分计算面雨量与实测面雨量误差都在10%以内，说明用此法计算大面积持续性降水效果是较好的，详见表10.3。

表10.3　水汽净输送量实例检验表

（3）极大化。由水汽净输送量计算公式可知，大范围面平均降水强度的大小与整层大气中水汽场和流场的强度及其分布有关。在Δt时间内，某面积上的平均可能最大降水量就是水汽场和流场有可能的最恶劣组合，即可能最大面平均降水量等于最大水汽净输送量。

理论上可能最大水汽净输送量尚无法求得，一般是在本地区暴雨分析的基础上，选用较恶劣的实测暴雨天气系统作为模式，进行极大化处理，可分两种情况。

1）如典型暴雨的辐合流场很强，则只替换水汽场。替换时应注意选取与典型暴雨季节一致，天气系统类型相同，各层水汽输送又最有利的湿度场。

2）只替换中、低层一层的水汽场和流场，其他层次不换。一般情况下，以替换近地层为宜。替换的水汽场与流场应选择相同季节、同类天气系统，组合后的流场和水汽场上、下层的配置应符合地区暴雨规律。

【例10.4】　采用水汽净输送法对长江上游1954年7月24日降水进行放大计算。

1954年7月24日降水，雨区范围大，主要在乌江龚滩以上，长江上游干流南岸区间，沱江、嘉陵江下游、金沙江下游等地，按雨区分布属长江上游Ⅲ型降水。从天气图分析，700hPa图上，22日在本区有一切变线，西部理塘有一低涡，23日低涡移入本区，低涡切变线稳定维持至25日；850hPa图上，23日是槽，24日、25日为低涡切变，26日低涡沿切变线向东北方向移出本区；地面天气图上是低压静止锋。该系统稳定，可采用水汽净输送方法进行放大。

（1）计算面积概化。根据该场降水的雨区分布及地形条件，将计算区概化如图10.5所示的图形，计算面积为21.5万km2，共布置20个控制点。

（2）计算时刻选择。从天气图分析，该次降水系统比较稳定，计算选用1954年7月23日23时的资料。

（3）计算层次。采用850hPa、700hPa和500hPa3层，计算至400hPa。各控制点的地面气压推算：首先计算出各控制点的平均高程，然后采用压高公式（或地区绘制的P～H图查算），求出各控制点的地面气压。

（4）分析流场和湿度场。根据各层次上的风速及湿度资料进行分析计算，为计算方便将风分解成u、v分量，分别绘制u、v等值线图和q的等值线图，图10.5～图10.7分别为700hPa层的u、v及q的等值线图。

图10.5　1954年7月23日23时700hPa等u线图

图10.6　1954年7月23日23时700hPa等v线图

图10.7　1954年7月23日23时700hPa等q线图

（5）计算历时。考虑到系统比较稳定，计算历时采用24小时。

（6）具体计算。根据各层的u、v及q等值线图按式（10.11）进行计算，即可得出各层的水汽净输送量，700hPa层的计算示例见表10.4。

各层的水汽输送量见表10.5。

表10.41954　年7月23日23时（北京时）700hPa水汽净输送率计算表

注　水汽输入为正

表10.5　各层水汽净输送量表

24小时面平均雨深

1954年7月24日实测降水量为24.4mm，两者相对误差为7%，说明该地区水汽净输送法计算降水量具有一定精度。

（7）水汽净输送放大。从表10.5可以看出，由于本计算区地势较高，850hPa代表层厚度较其他二层都薄，所以其水汽输入量不大，本次放大计算主要考虑代替700hPa的湿度场与流场。所取的湿度场与流场应与1954年7月24日降水季节同，降水天气系统一致。在1953～1977年6月、7月，相同天气系统情况下辐合流场共23次，选其质量输送较大的9场，有利的湿度场12场，在9×12场组合中，以1973年6月30日20时的辐合流场与1962年7月23日20时的湿度场组合对降水最为有利，该组合替换1954年7月23日23时的流场、湿度场，其计算面雨量为67.2mm，放大倍比为2.96。

（4）讨论。水汽净输送法由长江委和有关协作单位在生产实践中提出并逐渐得到完善。20世纪50年代末，由于三峡水利枢纽设计需要，用水汽净输送量法从多年资料中选取入流边60天最大水汽输入量与输出边60天最小水汽输出量之差，匡算了三峡60天的可能最大暴雨。此后，从总量匡算，到建立模式具体计算；对不同流域从采用二维层流模式和均匀入流的对流环模式，到目前采用实测天气系统典型模式放大方法；从对各站最有利于选定天气模式的最大指标值组合，到水汽场、流场的合理配置，又积累了一定的经验。

本方法物理概念明确。按照水量平衡原理，一个流域在一定时段内，无论形成暴雨的流场、湿度场如何复杂，其总降水量不能超过该地区上空的净水汽量，再将净水汽量加以“极大化”，并假定它全部凝结下降，而求得该流域的可能最大暴雨，这个思路无疑是正确的。流域是否适合采用本方法，具体讲也就是计算的水汽净输送量是否全部或大部分凝结下降到本流域，又要求用实测资料进行检验，实际上是将该法计算得到的可能最大暴雨的可能性进行初步的验证。典型模式是从实测暴雨天气系统中选出的，在极大化处理上，采用对典型模式的流场、湿度场用历史上同季节、同类天气系统已出现过的最恶劣的流场、湿度场进行替换。对这种暴雨模式及替换流场、湿度场均以实际暴雨为基础，其出现的可能性无需论证，在计算及极大化各个环节的处理上是可能和可信的。

水汽净输送法实际上是前述各方法的基础，以上各法是它的概化或特例。水汽放大法及水汽效率放大，将典型暴雨各层流场及其配置概化为该次暴雨的效率，将各层水汽场及其配置概化为入流方向气柱整层的水汽含量，对典型暴雨进行放大；而水汽风速及水汽输送率放大，在一定条件下则是抓住主要矛盾，建立水汽主要入流方向及层次的风速指标或输送率指标与降水的关系，对典型暴雨进行放大，这是水汽净输送法的一种特例。

水汽净输送法计算时，流场、湿度场分析的经验性很强，一定要特别注意天气系统，分析好等u、v线的零线位置，以减少其任意性。

该方法所采用的典型暴雨及恶劣的流场、湿度场均是从实测资料中选取的，随着暴雨资料的积累或特大暴雨的出现，和其他方法一样，成果可能会有所变动。