在全球气候变化越来越受到重视的情况下，古洪水水文学作为一门前沿学科也越来越受到国内外学者的重视，尤其是古洪水的发生对气候变化的响应，此外极端大洪水的发生也会对人类社会稳定性造成巨大的打击。 极端的洪水和干旱灾害都会导致庄稼没有收获，从而产生饥荒、社会动荡和人口下降、游牧民族的入侵，甚至是朝代的更替[1]. 国外开展古洪水研究的时间要早于我国，也取得了较为丰富的研究成果[2-4]. 在最近几年，洪水灾难所造成的破坏是许多国家和地区都要面临的巨大挑战，这造成了数十亿美元的财产损失并夺去了很多人的生命[2-3]. 大洪水的发生通常是由于高度不稳定和变化性的气候所造成的[5].
对古洪水的研究有助于在较长时间尺度上建立全球气候变化和河流系统中极端事件的联系[6]. 古洪水水文学是研究陆地表面河流的科学，通过野外寻找观察古洪水沉积物并利用现代水文学知识来恢复古洪水的发生，计算其流量与频率，使我们了解其历史并为现代工程建设做贡献[7-8]. 与国外相比，我国开展古洪水研究的时间比较短，但是也获得了显着的研究成果[9-18].
1 古洪水事件判别
古洪水事件主要依据在野外通过沉积物的颜色，层理等，运用沉积学、地貌学等理论方法来判定。 古洪水沉积层可能会被各种各样的地表物质所覆盖在河流沿[1]. 黄春长等[9-10]通过对我国黄河及其支流的一些河段的古洪水研究，系统地总结了古洪水滞留沉积物的基本特征。 黄春长等[11]在渭河河岸剖面晚全新世黄土和全新世中期淋溶土之间发现了古洪水滞留沉积层，并发现在中全新世气候适宜期的末期，大洪水和土壤退化是同时发生的。 Sheffer 等[19]将法国安南部戈登河古洪水记录与 2002 年极端洪水事件进行对比，鉴别出了特大古洪水事件，利用 HEC - RAS 一维模型推算了古洪水洪峰流量，表明 2002 年极端洪水并非该流域最大洪水。 Greenbaum 等[20]通过科罗拉多河上游保存良好的地质记录，采用光释光测年方法推断出这一地区两期大洪水发生在过去 2140± 220 年间，并估算了这两期大洪水的流量。 Lim等[21]通过对 yugu 河泛滥平原沉积物的研究，发现这些洪积物是在距今 3500 年前沉积的，探讨了这一地区洪水的发生与古气候之间的联系，并证明泛滥平原在记录古洪水沉积物方面有很大的潜力。 杨达源等[22]在对黄河的古洪水研究中，对古洪水平流沉积的基本特征进行了描述，发现洪水平流沉积的尖灭点更接近于其行洪的洪痕高度，指出利用尖灭点来估算古洪水流量具有更高的准确性。 朱诚等[23]通过对比中坝遗址古洪水层和现代洪水沉积物的粒度、重矿物分别、磁化率以及地化元素等指标发现古洪水层与现代洪水层具有相似的沉积特征。 袁胜元等[24]指出可通过考古学、沉积学、古生物学、地球物理学等多方面知识在洪区寻找古洪水沉积物。 黄春长等通过对黄河中游永和关段古洪水研究中确定这一区域发生的五次洪水在全新世中期-晚期转折阶段，并利用"古洪水滞流沉积物（SWD） 厚度与含沙量关系法"恢复古洪水洪峰水位。 刘涛等[26]采用 ArcGIS耦合 HEC - RAS 模型，推算出了这一地区全新世古洪水的洪峰流量。 并验证了模拟推求获得的古洪水洪峰流量。
2 古洪水水位和河床断面的确定
2. 1 古洪水洪峰水位
计算洪峰流量最基本的依据就是洪水水位，如果洪水位确定得不准确，就难以保证计算成果的准确性。 因此在洪峰流量推算过程中首先应确定洪峰水位。 古洪水洪峰水位的确定依赖于古洪水滞留沉积层。 国外一些学者[27-28]通常直接采用SWD 顶面高层作为全新世古洪水的洪峰水位，计算出洪峰流量的最小值。 由于其忽略了 SWD 沉积水深，所以所得结果会严重偏小。 后来杨达源等[29]提出洪峰水位应采用 SWD 向着坡上方的尖灭点的高程，其精度相对更高。 大量的室内模型实验、野外观测和取样调查的结果都证明古洪水平流沉积尖灭点高程指示洪水位精度高于滞留沉积层顶面高层[30-31]. 但是在全新世古洪水的采样过程中，洪水 SWD 沉积往往不存在尖灭点，所以就无法应用此方法。 李晓刚等[32]通过大量实验和研究，创设了"古洪水 SWD 厚度与含沙量关系法",通过恢复 SWD 的沉积水深，确定古洪水洪峰水位，推求出的洪峰流量更加接近于实际情况。
2. 2 古洪水行洪断面的确定
运用古洪水平流沉积物野外及室内分析特征及指标体系确定古洪水平流沉积，并由恢复古洪水水位推求流量，必须解决古洪水当时的行洪断面问题[33].
1） 基岩峡谷型河床 流量的推算精度取决于断面地貌的稳定性。 对于基岩型河床，由于其河槽比较规整，岩石的强度较强，断面抗蚀能力强，冲刷和淤积能力较弱，故河道变化量小，水流状态稳定。 而且，峡谷河段易于大洪水沉积物的保存，在古洪水流量计算时选择基岩峡谷段河床，有利于减小误差[32,34].
2） 冲淤变化型河床 对于冲淤变化型河床，由于其岩性较弱，在地质过程中，河流下切、泥沙淤积等影响较强，所以现今所观察到的河床断面与古河床的断面差别很大。 在冲淤变化型河床确定行洪断面要从多个角度来考虑。 谢悦波等[35]认为古洪水当时行洪断面面积与现在实际断面面积之间的差值由两部分组成： 一是年际断面冲淤变化量； 二是一次洪水过程中的断面冲淤变化量。 由于冲淤变化型河床行洪断面的确定还有难度，所以应避免在此类河段中展开古洪水流量的计算。
3 古洪水洪峰流量的计算方法
确定古洪水洪峰水位和行洪断面之后，要根据实际情况采用合适的计算方法，来恢复古洪水的洪峰流量。
3. 1 水位流量关系
在应用水位-流量关系法时，应选择在附近有水文站的河段。 因其是在实测资料作为基础上进行计算，所以该水文站应具有大水年水位-流量关系资料[36]. 由于没有考虑区间的入流，所以在采用此方法时应选择在与水文站相近的断面；此外，水文站的水位-流量关系曲线一般是建立在实测资料的基础上的，在水文站没有监测到洪水的较高水位的情形下，这就需要延长水位-流量关系曲线。 经常使用的高水延长法有曼宁公式法和史蒂斯法[35]. 水位-流量关系式为Q = 8. 46 × （H - Z）2. 48,R = 0. 987.
其中，Q 为洪峰流量（m3/ s） ; H 为洪水位（m） ; Z为断流水位（m） . 式中的断流水位，在以河槽为控制的测站大约接近断面的平均河底高程； 在以断面为控制的测站，断流水位为控制断面的最低点高程。
3. 2 比降面积法
比降面积法是利用比降和断面面积，采用水力学公式计算河段流量的方法。 这种方法在计算古洪水流量时具有方便、适用性较强的特点，如果可以用水位一流量关系法计算的，也可以用比降法进行计算[34]. 由于洪水在行洪的过程中，经常能出现一个最高水位，此时洪水水位在短时间里可以看作是不变的，可近似视为恒定流计算。 此方法在近几年的全新世古洪水洪峰流量计算中应用也较多[37]. 且多用在基岩峡谷断面，由于河床自全新世以来变化不大，且能容易计算糙率系数[36]. 水面比降可用河床比降代替。 通过野外红外测距仪实地测量的结果结合地形图中的水面高程点进行校正，获得比降。 计算公式为
其中，Q为洪峰流量（m3/ s） ; n 为河道糙率系数； A为过流面积（m2） ; R 为水力半径（m） ; S 为水面比降。
3. 3 Arc GIS 耦合 HEC - RAS 模型法
HEC - RAS 模型[38]是由美国陆军工程师团所开发的一款模型，在天然河道和人造河网的一维水力学计算中用途广泛。 HEC 模型的理论基础即能量守恒方程为
其中，Y1,Y2分别为断面水深； Z1,Z2分别为主河道高程； V1,V2分别为断面平均流速； a1,a2分别为流速系数； g 为重力加速度； he为水头损失。
采用该模型时首先要对所研究区域下垫面概化，利用 Arc GIS 强大的地理数据分析功能对所研究河段地形图、遥感资料进行数字化，生成所研究河段的不规则三角网。 然后在 Arc GIS 下耦合HEC - Geo RAS 模块，绘制河流中心线、断面线、主槽线等，同时在提取河道断面等数据，生成（RAS GIS） 数据，再将数据其导入 HEC - RAS 开始模拟。 并根据实测结果对断面数据进行修正，确定河槽两岸糙率系数、扩张以及收缩系数，给定边界条件，确定起始断面。 最后模拟不同洪峰流量的古洪水，可得到相应的古洪水水面线，其中与古洪水滞流沉积物指示水位高程最吻合的水面线，其所对应的洪峰流量，即为古洪水洪峰流量。
