《常用水文预报模型介绍ppt课件.ppt》由会员分享，可在线阅读，更多相关《常用水文预报模型介绍ppt课件.ppt（40页珍藏版）》请在三一办公上搜索。
1、常用洪水预报模型介绍,水利部水文情报预报中心2011年11月3日,主 要 内 容,三水源新安江模型马斯京根洪水演算法降雨径流经验相关法,三水源新安江模型,1963年，提出了湿润地区以蓄满产流为主的观点1973年，设计了国内第一个完整的流域水文模型新安江流域水文模型1978年，国外出版了山坡水文学80年代中期，改进提出了三水源新安江模型,模 型 简 介,模 型 结 构,模 型 结 构,蒸散发计算采用三层模型产流计算采用蓄满产流理论径流划分采用自由水蓄水库汇流计算采用线性水库,四 层 结 构,特别说明：河道汇流采用马斯京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,蒸 散 发 计 算
2、,三层蒸发模式 输入：蒸发皿实测水面蒸发E0 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WUM、WLM、WDM （和为流域平均张力水蓄水容量WM） 深层蒸散发系数C 输出：三层蒸散发量EU、EL、ED（和为流域蒸散发E） 三层张力水容量WU、WL、WD（和为张力水W）,蒸 散 发 计 算,计算公式：,三 阶 段,上够蒸；上不够下够；上下都不够蒸深,EP=KE0当 P+WUEP时，EU=EP、EL=0、ED=0当 P+WUCWLM 则 EL=(EP-EU)WL/WLM、ED=0 若WLCWLM 且 WLC(EP-EU) 则 EL=C(EP-EU)，ED=0 若WLCWLM 且 WL
3、C(EP-EU) 则 EL=WL，ED=C(EP-EU)-WL,产 流 计 算,蓄满产流模式降水在满足田间持水量以前不产流，所有的降水都被土壤所吸收（补充张力水，用于蒸发）；降水在满足田间持水量以后，所有的降水（扣除同期蒸发量，变为自由水）都产流。 输入：降雨量与蒸发量之差PE 参数：流域平均张力水蓄水容量WM 流域张力水蓄水容量面积分布曲线指数B 输出：流域产流量R 流域土壤含水量（张力水含量）W,产 流 计 算,根据蓄满产流的概念，采用张力水蓄水容量面积分布曲线来考虑土壤缺水量分布的不均匀问题。所谓张力水蓄水容量面积分布曲线是：部分产流面积随张力水蓄水容量而变化的累计频率曲线。,Wm ：流
4、域各点的张力水蓄水容量值Wmm：流域最大的Wm F ：全流域面积 f ：流域内张力水蓄水容量某一Wm值的面积,产 流 计 算,计算公式：,PE = P - E 0时才产流PE + A Wmm,PE + A Wmm,水 源 划 分,水源划分方法自由水蓄水库结构划分。自由水蓄水库有两个出口，一个底孔形成地下径流RG，一个边孔形成壤中流RI，其出流规律均按线性水库出流。 输入：产流量R 参数：自由水蓄水容量SM 地下水出流系数KG 壤中流出流系数KI 输出：地面径流RS 壤中流RI 地下径流RG,由于产流面积是不断变化的，而且在产流面积上自由水蓄水容量分布也是不均匀的。因此，采用类似流域张力水蓄水容
5、量面积分布曲线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑上述不均匀性。所谓流域自由水蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积随自由水蓄水容量而变化的累计频率曲线,水 源 划 分,S ：流域各点的自由水蓄水容量值MS：流域最大的SFr ：流域产流面积Fs ：流域内自由水蓄水容量某一S值的面积,水 源 划 分,计算公式：,R + AU 0时才出流R+ AU MS,R + AU MS,汇 流 计 算,流域汇流计算包括坡地和河网两个汇流阶段 坡地汇流：划分的RS，认为可忽略坡面汇流时间，直接进入河网形成TRS；底孔出流量RG和边孔出流量RI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CG和CI）
6、，分别成为地下水对河网总入流TRG和壤中流总入流TRI 河网汇流：采用线性水库或滞后演算法,参 数 意 义,（1）K：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，具有较为明显的区域性规律。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。 若采用E601型蒸发皿测的蒸发E，则可作为EP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。由于蒸发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围0.81.0之间。 其率定一般需要至少4
7、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。,参 数 意 义,（2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流域干旱程度。 WM=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是WM。 WM率定范围：湿润地区100150mm、半湿润地区150200mm，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润170）。 WUM一般520mm，植被很好20mm，植被很差5mm。对蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx 为WUM占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.100.15。
8、WLM、WDM影响很小，WLM一般6090mm。WLMx率定范围0.600.90（WLMx 为WLM占（WM-WUM）的比例）。,参 数 意 义,（3）B：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0.10.5。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。很小流域(几km2)值为0.1左右，中等流域(1001000km2)的为0.20.3左右，较大面积(数千km2)的值为0.4左右。 （4）C：深层蒸散发系数，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，江南湿润地区值约在0.150.20，而在华北半湿
9、润地区则在0.080.12左右。 （5）IM：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，其径流系数即IM。天然流域0.010.02，城市区、水面沼泽区较大。,参 数 意 义,（6）SM：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。 SM小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄于浅层，则产生RI多，产生RG少；SM大，蓄水能力就大，溢
10、出就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG，而RI变化不大。日模率定范围1020，次模2050。 （7）EX：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发展过程。其值一般取1.01.5，由于不敏感且变幅不大，可取定值1.5。,参 数 意 义,（8、9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，是并联的。KG反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表层土的渗透性。KG+KI代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。 一般雨止到洪水消退历时为3天，则1-(KG+KI
11、)30可得KG +KI=0.7。若KG+KI =0.8，表示历时为2天。当历时超过3天时，表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中流消退系数CI来处理。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段），则公式为：,参 数 意 义,（10）CI：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，CI趋于零。当深层壤中流很丰富时， CI趋于0.9，相当汇流时间约为10天。 其作用是弥补KG+KI =0.7的不足，对整个洪水过程的影响，远不如SM、KG/KI明显。 （11）CG：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
12、退水规律推求， CG =Qt+t/Qt。如以日为时段长，则 CG=0.9500.998，相当于退水历时20500天。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段），则公式为：,参 数 意 义,（12、13）CS、L：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，取决于河网地貌条件。 （14、15）X、KK：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，X反映坦化， KK反映平移。由于实际应用中都令KK=t（即计算时段长），所以系统不率定KK，而率定参数MP（马法分段演算的河段数）。,小 结,蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源,马
13、斯京根洪水演算法,方 法 简 介,马斯京根法(Muskingum)是美国人麦卡锡(G. T. McCarthy)于1938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。,基 本 原 理,在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程为：,河段蓄水量与流量关系的槽蓄方程，一般可概括为：W=f(I,Q)马法采用下式表示槽蓄方程：式中：K为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度；
14、x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，如果槽蓄作用大，则x大，反之x小；Q为示储流量。,基 本 原 理,联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：,式中：C0、C1和C2为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都是K、x和t的函数，且C0+C1+C2 =1。,参数物理意义及范围,马法假定K和x都是常数，这就要求河段蓄量W与示储流量Q成单一线性关系，这只有Q等于该槽蓄量的恒定流流量Q0时才满足，所以示储流量Q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dW/dQ=dW/dQ0，即K等于相应蓄量W下恒定流状态的河段传播时
15、间0，这才是K的物理意义。在洪水演算中，K主要体现洪水过程的平移。,（1）K,参数物理意义及范围,马法要求流量在计算时段t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、谷位于河段中间，这就要求t K；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t K。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K值为t即可。,（1）K,参数物理意义及范围,马法在建立槽蓄曲线时，引入x（流量比重系数），而特征河长法（存在一个河长，使W、Q成单值关系）引入l（特征河长
16、。,经分析推导，可得：,x分两部分： x1为水面曲线形状，反映楔蓄大小（一般天然河道其值为1/2）；L/l，为河段L按l分成的段数，反映河段调蓄能力。,（2）x,在洪水演算中，x主要体现洪水过程的坦化。x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，对水库而言，槽蓄作用大，入流量I不起作用，过程线坦化程度很大，则x0；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，x=0.5；绝大多数河流x=00.5之间，在河网区或坡度很缓的河段会出现Ll，则x0。率定时，一般选00.5。,参数物理意义及范围,（2）x,在实际工作中，一般使用,特殊情况处理方式,马法要求t=K，对传
17、播时间较长的长河段就必须采用较大的t，这对马法的应用带来了限制，解决的办法就是分段连续演算。1962年赵人俊教授提出了马斯京根分段连续演算法。将演算河段分成N个子河段后，每个子河段参数KL、xL与未分河段时的参数K、x的关系为,另外，在实际应用中对于河段区间有支流汇入的情况，处理方式有两种：先和后演法和先演后和法。,降雨径流经验相关法,方 法 简 介,通常所说的API模型（前期雨量指数模型Antecedent Precipitation Index Model），其实用的表达形式就是传统的降雨径流相关图，又称之为降雨径流经验相关法。上世纪70年代之后在我国应用甚广，属于预报老三篇中之一。 降雨
18、径流经验关系曲线有各种形式，一般有产流量R=f(次雨量P，前期影响雨量Pa，季节，温度)、R=f(前期影响雨量Pa，洪水起涨流量Q0)和考虑雨强的超渗式关系曲线形式。这里介绍国内普遍使用的产流量与降雨量和前期影响雨量三者的关系，即PPaR 相关图，也就是俗称的P + Pa方法。,降雨径流相关图的形式,降雨径流相关图以次洪流域面平均降雨总量P、前期影响雨量Pa、直接径流总量R建立相关图。其中Pa是表征土壤含水量的指标。,前期影响雨量Pa的计算,Pa由前期雨量计算，也称前期影响雨量，是反映土壤湿度的参数。其计算公式为,K为土壤含水量衰减系数，对于日模型，K一般取0.85。 Pa,t和 Pa,t-1
19、分别为本时段和前一个时段的前期影响雨量，Pt-1为前一个时段降雨量,前期影响雨量Pa的计算,用Im表示流域最大损失量，在数值上等于流域蓄水容量。以mm表示，通常Im=60100mm。当计算的PaIm时，则以Im作Pa值计算，即认为，此后的降雨量P不再补充初损量，全部形成径流R。,式中：N=24/t，KD为土壤含水量日衰减系数，K为计算时段t的土壤含水量衰减系数。,当计算时段长t不等于24h时，土壤含水量衰减系数K应该用下式换算,降雨径流相关图的绘制,(1)当P一定时，Pa越大，R也就越大，所以Pa等值线呈左小右大。(2)Pa=0线的延线交P的截距为Im，Pa不等于0线的延线交P的截距为D(流域土壤缺水量).(3)在P和R取同一比例时，Pa=Im线与横坐标的夹角略大于45度线。(4)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，因此曲线下端曲率较大，上端由于土壤渐趋饱和而逐渐趋于直线且与Pa=Im平行 (5)在同一Pa情况下，P越大，径流系数越大。(6)在同一流域平均径流深下，Pa越小产流面积就越小，所需的雨量就越大，因此曲线下端的曲率随着的Pa减小而增大。,经验相关图的使用,只能用于次洪，不能用于连续演算。 先求出Pa及各时段的累积雨量，在图上查得各时段的累积径流量，相邻两时段径流量之差就是时段径流量。,谢 谢,
