常用水文预报模型介绍ppt课件

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1、l19631963年年，提出提出了了湿润地区以蓄满产流为主的观点湿润地区以蓄满产流为主的观点l19731973年，设计了国内第一个完整的流域水文模型年，设计了国内第一个完整的流域水文模型新新安江流域水文模型安江流域水文模型l19781978年年，国外，国外出版出版了了山坡水文学山坡水文学l8080年代中期，改进提出了三水源新安江模型年代中期，改进提出了三水源新安江模型蒸散发计算采用三层模型蒸散发计算采用三层模型产流计算采用蓄满产流理论产流计算采用蓄满产流理论径流划分采用自由水蓄水库径流划分采用自由水蓄水库汇流计算采用线性水库汇流计算采用线性水库四四 层层 结结 构构特别说明：河道汇流采用马斯京

2、根分段连续演算或滞后演算法，但它一般不作为新安江模型的主体三层蒸发模式三层蒸发模式 输入：蒸发皿实测水面蒸发输入：蒸发皿实测水面蒸发E0 流域蒸散发能力折算系数流域蒸散发能力折算系数K 参数：上下深三层张力水蓄水容量参数：上下深三层张力水蓄水容量WUM、WLM、WDM （和为流域平均张力水蓄水容量（和为流域平均张力水蓄水容量WM）深层蒸散发系数深层蒸散发系数C 输出：三层蒸散发量输出：三层蒸散发量EU、EL、ED（和为流域蒸散发（和为流域蒸散发E）三层张力水容量三层张力水容量WU、WL、WD（和为张力水（和为张力水W）计算公式：计算公式：三三 阶阶 段段上够蒸；上够蒸；上不够下够；上不够下够；

3、上下都不够蒸深上下都不够蒸深EP=KE0当当 P+WUEP时，时，EU=EP、EL=0、ED=0当当 P+WUCWLM 则则 EL=(EP-EU)WL/WLM、ED=0 若若WLCWLM 且且 WLC(EP-EU)则则 EL=C(EP-EU)，ED=0 若若WLCWLM 且且 WL0时才产流时才产流PE+A WmmPE+A 0时才出流时才出流R+AU MSR+AU MS流域汇流计算包括流域汇流计算包括坡地坡地和和河网河网两个汇流阶段两个汇流阶段 坡地坡地汇流：划分的汇流：划分的RS，认为可忽，认为可忽略坡面汇流时间，直接进入河网形略坡面汇流时间，直接进入河网形成成TRS；底孔出流量底孔出流量R

4、G和边孔出流和边孔出流量量RI分别进入各自的水库，并按线分别进入各自的水库，并按线性水库的退水规律流出（消退系数性水库的退水规律流出（消退系数CG和和CI），分别成为地下水对河网），分别成为地下水对河网总入流总入流TRG和壤中流总入流和壤中流总入流TRI 河网河网汇流：采用线性水库或滞后演算法汇流：采用线性水库或滞后演算法 （1 1）K：流域蒸散发能力折算系数，是指流域蒸散发能力与：流域蒸散发能力折算系数，是指流域蒸散发能力与实测水面蒸发值之比。大体上反映气候和自然地理条件的影响实测水面蒸发值之比。大体上反映气候和自然地理条件的影响，具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，具有较为

5、明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测地点到流域平均蒸发能力的折算。地点到流域平均蒸发能力的折算。若采用若采用E601型蒸发皿测的蒸发型蒸发皿测的蒸发E，则可作为，则可作为EP的初始值，的初始值，K则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围发观测站多在流域出口断面，因此其取值

6、范围0.81.0之间。之间。其率定一般需要至少其率定一般需要至少4年以上资料，且应先固定其余参数，年以上资料，且应先固定其余参数，单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。（2 2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流域干旱程度。域干旱程度。WM=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨。利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认为蓄水量为的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是洪水的总损失量就是WM。WM率定范围：湿润地区率定范

7、围：湿润地区100150mm、半湿润地区、半湿润地区150200mm，也可直接给定，不用率定（湿润，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润，半湿润170）。）。WUM一般一般520mm，植被很好，植被很好20mm，植被很差，植被很差5mm。对。对蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx 为为WUM占占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.100.15。WLM、WDM影响很小，影响很小，WLM一般一般6090mm。WLMx率定率定范围范围0.600.90（WLMx 为为WLM占（占（WM-WUM

8、）的比例）。的比例）。（3 3）B：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.10.5。流。流域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大。很小流域。很小流域(几几km2)值为值为0.1左右，中等流域左右，中等流域(1001000km2)的为的为0.20.3左右，较大面积左右，较大面积(数千数千km2)的值为的值为0.4左右。左右。（4 4）C：深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域：深

9、层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域面积的比例。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南面积的比例。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南湿润地区值约在湿润地区值约在0.150.20，而在华北半湿润地区则在，而在华北半湿润地区则在0.080.12左右。左右。（5 5）IM：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小雨，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流雨，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流系数即系数即IM。天然流域。天然流域0.010.02，城市区、水面沼泽区较大。，城市区、水面沼泽区较大。（6 6）S

10、M：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植土层）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资土层）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资料时段均化影响明显，时段越短料时段均化影响明显，时段越短SM越大，因为时段越短越不容越大，因为时段越短越不容易产生地表径流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形易产生地表径流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形态，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。态，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。SM小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄多，且多

11、蓄于浅层，则产生于浅层，则产生RI多，产生多，产生RG少；少；SM大，蓄水能力就大，溢大，蓄水能力就大，溢出就少，即出就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG，而而RI变化不大。日模率定范围变化不大。日模率定范围1020，次模，次模2050。（7 7）EX：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由水蓄水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的水蓄水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的发展过程。其值一般取发展过程。其值一般取1.01.5，由于不敏感且变幅不大，可取，由于不敏感

12、且变幅不大，可取定值定值1.5。（8 8、9 9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，是并联的。系数，是并联的。KG反映基岩和深层土壤的渗透性，反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表反映表层土的渗透性。层土的渗透性。KG+KI代表自由水出流的快慢，代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下代表地下径流与壤中流之比（径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。），对具体流域一般都为固定值。一般雨止到洪水消退历时为一般雨止到洪水消退历时为3天，则天，则1-(KG+KI)30可得可得KG+KI=0.7。若。若KG+KI=0.8，表示

13、历时为，表示历时为2天。当历时超过天。当历时超过3天时，天时，表示深层壤中流在起作用，则不需要调整表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中值，而用壤中流消退系数流消退系数CI来处理。来处理。上述为日模（上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为），若转换为次模（一天分为D个时段）个时段），则公式为：，则公式为：（1010）CI：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，CI趋于零。趋于零。当深层壤中流很丰富时，当深层壤中流很丰富时，CI趋于趋于0

14、.9，相当汇流时间约为，相当汇流时间约为10天。天。其作用是弥补其作用是弥补KG+KI=0.7的不足，对整个洪水过程的影响的不足，对整个洪水过程的影响，远不如，远不如SM、KG/KI明显。明显。（1111）CG：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可根据枯季地下径流的退水规律推求，根据枯季地下径流的退水规律推求，CG=Qt+t/Qt。如以日为时。如以日为时段长，则段长，则 CG=0.9500.998，相当于退水历时，相当于退水历时20500天。天。上述为日模（上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为），若转换为次模（一天分为D个时段）个时段）

15、，则公式为：，则公式为：（1212、1313）CS、L：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地貌条法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地貌条件。件。（1414、1515）X、KK：河道汇流分段马法参数流量比重因子和：河道汇流分段马法参数流量比重因子和传播时间，取决于河道特征和水利条件，传播时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化，反映坦化，KK反映反映平移。由于实际应用中都令平移。由于实际应用中都令KK=t（即计算时段长），所以系统（即计算时段长），所以系统不率定不率定KK，而率定参数，而率定参

16、数MP（马法分段演算的河段数）。（马法分段演算的河段数）。蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源 马斯京根法马斯京根法(Muskingum)是美国人麦卡锡是美国人麦卡锡(G.T.McCarthy)于于19381938年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种经典的的河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方经典的的河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄方程，并联立求解而得到演算方程。经

17、过几十年的应用和发展方程，并联立求解而得到演算方程。经过几十年的应用和发展，已形成了许多不同的应用形式，下面介绍主要的演算形式。，已形成了许多不同的应用形式，下面介绍主要的演算形式。在无区间入流情况下，河段某一时段的在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程水量平衡方程为：为：河段河段蓄水量蓄水量与流量与流量关系关系的的槽蓄方程槽蓄方程，一般可，一般可概括概括为：为：W=f(I,Q)马法采用下式表示槽蓄方程：马法采用下式表示槽蓄方程：式中：式中：K为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度；为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度；x称为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中

18、的相对称为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对权重，一定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作权重，一定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作用大，则用大，则x大，反之大，反之x小；小；Q为示储流量。为示储流量。QKOxxIKW)1(联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：tKxKtKxKCtKxKKxtCtKxKKxtC5.05.05.05.05.05.02101211202OCICICO式中：式中：C0、C1和和C2为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都是是K、x和和t的函数，且的函数，且

19、C0+C1+C2=1。马法假定马法假定K和和x都是常数，这就要求河段蓄量都是常数，这就要求河段蓄量W与示储流与示储流量量Q成单一线性关系，这只有成单一线性关系，这只有Q等于该槽蓄量的恒定流流量等于该槽蓄量的恒定流流量Q0时才满足，所以示储流量时才满足，所以示储流量Q的物理意义就是恒定流流量的物理意义就是恒定流流量Q0。K=dW/dQ，即槽蓄曲线的坡度，而，即槽蓄曲线的坡度，而dW/dQ=dW/dQ0，即，即K等于相应蓄量等于相应蓄量W下恒定流状态的河段传播时间下恒定流状态的河段传播时间0，这才是，这才是K的物理意义。在洪水演算中，的物理意义。在洪水演算中，K主要体现洪水过程的平移。主要体现洪水

20、过程的平移。QKOxxIKW)1(（1）K 马法要求流量在计算时段马法要求流量在计算时段t内沿河长呈直线变化。若时段内沿河长呈直线变化。若时段小于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位于小于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位于河段中间，这就要求河段中间，这就要求t K；而马法又要求计算断面的流量在；而马法又要求计算断面的流量在时段内接近直线变化，这又要求时段内接近直线变化，这又要求t K。为了避免出现负出流。为了避免出现负出流等不合理现象，保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性变等不合理现象，保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性变化和在任何时刻流量在时段内沿程呈线性变

21、化，一般要求化和在任何时刻流量在时段内沿程呈线性变化，一般要求t=K。在系统中率定时，直接取在系统中率定时，直接取K值为值为t即可即可。（1）K 马法在建立槽蓄曲线时，引入马法在建立槽蓄曲线时，引入x（流量比重系数），而特（流量比重系数），而特征河长法（存在一个河长，使征河长法（存在一个河长，使W、Q成单值关系）引入成单值关系）引入l（特（特征河长。征河长。经分析推导，可得：经分析推导，可得：x分两部分：分两部分：x1为水面为水面曲线形状，反映楔蓄大小曲线形状，反映楔蓄大小（一般天然河道其值为（一般天然河道其值为1/2）；）；L/l，为河段，为河段L按按l分成的段数，反映河段分成的段数，反映河

22、段调蓄能力。调蓄能力。（2）x 在洪水演算中，在洪水演算中，x主要体现洪水过程的坦化。主要体现洪水过程的坦化。x值越小表明值越小表明河段槽蓄作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，河段槽蓄作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，对对水库而言，槽蓄作用大，入流量水库而言，槽蓄作用大，入流量I不起作用不起作用，过程线坦化程度，过程线坦化程度很大，则很大，则x0；若河段上、下断面流量相等，即河段没有槽蓄，；若河段上、下断面流量相等，即河段没有槽蓄，则过程线没有坦化，则过程线没有坦化，x=0.5；绝大多数河流；绝大多数河流x=00.5之间，在河之间，在河网区或坡度很缓的河段会出现网区或坡度很缓

23、的河段会出现Ll，则，则xIm时，则以时，则以Im作作Pa值计算，即认为，此后的降雨量值计算，即认为，此后的降雨量P不再补充初损量，全部不再补充初损量，全部形成径流形成径流R。NKDK/1 式中：式中：N=24/t，KD为土壤含水量日衰减系数，为土壤含水量日衰减系数，K为计算为计算时段时段t的土壤含水量衰减系数。的土壤含水量衰减系数。当计算时段长当计算时段长t不等于不等于24h时，土壤含水量衰减系数时，土壤含水量衰减系数K应应该用下式换算该用下式换算(1)当当P一定时，一定时，Pa越大，越大，R也就越大，所以也就越大，所以Pa等等值线呈左小右大。值线呈左小右大。(2)Pa=0线的延线交线的延线

24、交P的截距为的截距为Im，Pa不等于不等于0线的线的延线交延线交P的截距为的截距为D(流域土壤缺水量流域土壤缺水量).(3)在在P和和R取同一比例时，取同一比例时，Pa=Im线与横坐标的夹线与横坐标的夹角略大于角略大于45度线。度线。(4)由于超渗产流和局部蓄满产流，也就是说，末由于超渗产流和局部蓄满产流，也就是说，末满足流域平均土壤缺水量就产流，因此曲线下满足流域平均土壤缺水量就产流，因此曲线下端曲率较大，上端由于土壤渐趋饱和而逐渐趋端曲率较大，上端由于土壤渐趋饱和而逐渐趋于直线且与于直线且与Pa=Im平行平行(5)在同一在同一Pa情况下，情况下，P越大，径流系数越大。越大，径流系数越大。(6)在同一流域平均径流深下，在同一流域平均径流深下，Pa越小产流面积就越小产流面积就越小，所需的雨量就越大，因此曲线下端的曲越小，所需的雨量就越大，因此曲线下端的曲率随着的率随着的Pa减小而增大。减小而增大。只能用于次洪，不只能用于次洪，不能用于连续演算。能用于连续演算。先求出先求出Pa及各时段及各时段的累积雨量，在图上查的累积雨量，在图上查得各时段的累积径流量，得各时段的累积径流量，相邻两时段径流量之差相邻两时段径流量之差就是时段径流量。就是时段径流量。