6-新安江模型

新安江模型2020/3/252目录1.概述2.二水源新安江模型3.三水源新安江模型4.新安江模型的改进5.新安江模型的应用2020/3/2531、概述新安江模型简介一、新安江流域水文模型系列新安江模型是华东水利学院（河海大学）水文系1973年对新安江水库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式的概念性流域降雨径流模型。可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。最初的新安江模型：二水源模型——地表径流、地下径流；编制新安江入库洪水预报方案80年代初：三水源模型——地面径流、壤中流、地下径流（引入了萨克拉门托模型与水箱模型中的用线性水库函数划分水源的概念）；1984～1986年：提出四水源模型——地面径流、壤中流、快速地下径流、慢速地下径流。之后，其它改进。2020/3/254二、模型的总结构小流域——集总模型大面积流域——分块模型分块模型把流域分成许多块单元流域，对每个单元流域做产汇流计算，可以得到单元流域的出口流量过程。再进行出口一下的河道洪水演算，并得流域的流量过程。把每个单元流域的出流过程相加，就求得了流域出口的总出流过程。划分单元的目的：处理降雨分布的不均匀性(用面雨量带来面积均化)；其次是下垫面条件变化(水库等)。因此:单元流域面积要适中，使得在每块面积上降雨比较均匀，并有一定数目的雨量站；(泰森多边形)其次，尽可能是单元流域与自然流域相一致；若流域中有大中型水库，则水库以上的集水面积即可作为一个单元流域。2020/3/255ThiessenPolygonsDACBEA1A2A3A4A5测站ai(%)A24B21C37D8E10合计100RainfallAveragingMethods2020/3/2562020/3/257模型结构为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀的影响，新安江模型的结构设计为分散性的，分为：蒸散发计算，产流计算，分水源计算和汇流计算四个层次结构。层次1层2层3层4层功能蒸发计算产流计算水源划分汇流计算二水源三水源坡面汇流河道汇流方法三层模型蓄满产流稳定下渗率自由水水库单位线或线性水库或滞后演算法马斯京根法或滞后演算法参数KCUMLMCWMBIMFCSMEXKGKIUH或CSCICGKEXE或L2020/3/2582、二水源新安江模型一、二水源新安江模型基本结构(状态变量（模型参数）)降雨P蒸发皿蒸发EI透水面积土壤湿度W上层WU下层WL深层WD径流REUELED蒸散发EWUMWLMC不透水面积IMPWMB地面径流RS地下径流RGFC地面径流过程地下径流过程单元流域出流过程UHKKGKEXE径流R2020/3/259二、二水源新安江模型的微结构（一）用超蓄产流（即“蓄满产流”）模型计算总径流R、地表径流RS及地下径流RG（1）超蓄产流模型概念超蓄产流模型是目前我国湿润地区的主要产流模型。“蓄满”，指含气层的土壤含水量达到田间持水量，而非土壤完全饱和；“超蓄产流”指土壤达到田间持水量以前不产流，所有降雨都被土壤吸收，成为薄膜水和张力水；而在土壤达到田间持水量以后，所有降雨（除去同期蒸发）都产流。这时土壤的下渗能力为稳定下渗率，稳定下渗量FC补充地下水，形成地下径流，而超渗的部分则形成地表径流。与“超渗产流”模型的区别：“超蓄产流”模型先计算R，在分成RS、RG；“超渗产流”模型先计算RS、RG，再合成R。2020/3/2510（2）超蓄产流模型的结构a）点模型以含气层缺水量为控制条件，就流域中某点而言：2020/3/2511b）流域蓄水容量曲线（超蓄产流模型的核心）WWM：流域蓄水容量WWMM:流域最大蓄水容量WM：流域平均蓄水容量2020/3/2512利用流域蓄水容量曲线计算产流量（右图）：W：流域原有蓄水量，相应纵标AW分布：(f/F)A左边蓄满，右边未蓄满，假定按水平分布。以此时段为基础：降雨P，蒸散发E，径流量R，损失量L满足如下水量平衡关系（超蓄产流方程）：大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：2020/3/2513则：c）流域产流计算P－E0时，产流，否则不产流，产流时：产流计算特点：雨强对产量无影响，产流量取决于P－E与W。2020/3/2514模型参数：WM与BWM：流域干燥时的缺水量，代表流域干旱情况，气候因素；B：蓄水容量在流域上的分布不均匀性，B＝0时分布均匀，愈大愈不均匀，决定于地形、地质条件。d）地面、地下径流的划分（分水源）产流面积变化，则：2020/3/2515例6-1:超蓄产流模型产流量计算示例WM＝120mm，B＝0.3，FC＝18mm/d年.月.日P－EAf/FRRGRSW1978.7.1716.61184.2216.890.03380.160.16020.67199.4021.110.04270.500.50029.5720-5.9830.510.063200023.682160.3524.270.04957.462.225.2376.572254.2484.620.209117.615.8411.76113.202320.27138.850.484413.4711.961.51120.0024-2.79156.001.0000000117.212020/3/2516IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透水面积占总面积的百分比，增加后，需修改（6－5），（6－8）式，其它都不变。尤其半湿润地区需要考虑2020/3/2517（二）稳定下渗率fc的推求1、求一场洪水的RS、R、RG（1）据上图求RS（2）根据图求R（3）求RG=R-RS（4）fc=RG/TT为净雨时间2020/3/2518AEGBCHIDt(h)Q(m3/s)F本次降雨形成的径流过程C’D’B’直接径流地下径流N2020/3/25192、用试算法求fc（三）、不透水面积上的直接径流2020/3/2520（四）、透水面积上的蒸散发模型因为不透水面积上没有蒸散发，因此，计算出来的蒸散发量要乘以透水面积所占比重，才是流域上的蒸散发量。1、蒸散发模型原理蒸散发能力（EM，mm/d）新安江模型中，认为流域土壤含水量达到最大时，实际蒸散发量E＝EM；当土湿很小时，蒸散发量几乎维持为一常数。2、模型结构该模型不考虑蒸散发在面上分布的不均匀性，以模拟土湿纵向分布。可以把土壤分成一、二、三层，现主要采用三层模型。2020/3/2521三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量UM，下层张力水蓄水容量LM，深层张力水蓄水容量DM，流域平均张力水蓄水容量WM，蒸散发折算系数KC，深层蒸散发系数C，计算公式为：WM=UM+LM+DMW=WU+WL+WDE=EU+EL+ED上层(Upperlayer)下层(Lowerlayer)深层(Deeplayer)2020/3/25222020/3/25232020/3/25242020/3/2525Ifw(1)+p(i)ep(i)Thene(1)=ep(i)e(2)=0e(3)=0Elsee(1)=w(1)+p(i)e(2)=(ep(i)-e(1))*w(2)/wm(2)Ifw(2)=c*wm(2)Thene(2)=c*(ep(i)-e(1))e(3)=0Ifw(2)=c*(ep(i)-e(1))Thene(2)=c*(ep(i)-e(1))e(3)=0Elsee(2)=w(2)e(3)=c*(ep(i)-e(1)-e(2))EndIfEndIfEndIfw(1)=w(1)+p(i)-r-e(1)w(2)=w(2)-e(2)w(3)=w(3)-e(3)Ifw(1)wm(1)Thenw(2)=w(1)-wm(1)+w(2)w(1)=wm(1)Ifw(2)wm(2)Thenw(3)=w(3)+w(2)-wm(2)w(2)=wm(2)EndIfEndIf2020/3/2526C值取决于深根植物面积占流域面积的比重，同时也与（WUM＋WLM）值有关，此值越大，C值越小。一般经验，江南湿润地区为0.15～0.20华北半湿润地区0.09~0.12※蒸散发能力的推求1、多年平均值2、水面蒸发实测3、气象因素推算2020/3/25273、模型的计算（1）计算蒸散发能力EM＝K×EI（2）计算PEPE＝P－E（3）利用PE按超蓄产流计算R，PE0时不产流（4）计算WUi＋1＝WUi＋P（5）计算EU，EL（6）计算ED（7）计算E＝EL＋EU＋ED（8）计算WU（9）计算WL（10）计算WD4、确定K值：蒸发皿系数2020/3/25285、单元流域汇流计算（1）地面径流采用经验单位线法无因次单位线相同（2）地下径流汇流计算QRG1，QRG2－时段初末的地下径流量；KKG－地下径流日退水系数－时段长度；F－单元流域面积；D－一日内时段数；RG－时段内地下径流产流量2020/3/25296、河槽汇流计算特征河长法马斯京根法(扩散波解的差分求解)滞后演算法线性扩散模拟法2020/3/25302020/3/2531二水源新安江模型参数确定新二模型参数：K—流域蒸散发能力于蒸发皿蒸发量之比C—深层蒸散发系数IMP—不透水面积比重WM—流域平均蓄水容量（指张力水）WUM—流域平均上层蓄水容量WLM—流域平均下层蓄水容量WDM—流域平均深层蓄水容量B—蓄水容量曲线指数FC—稳定下渗量KKC—地下水日退水系数UH—无因次的地表径流单位线纵表KE—单元河段的马斯京根K值XE—单元河段的马斯京根X值2020/3/2532新二模型参数初值确定：B—蓄水容量曲线指数，反映流域的不均匀性，流域越大，则B越大小300平方公里大0.10.2—0.30.3—0.4FC—稳定下渗量，各场雨不同，相差很大，需注意。KKG—地下水日退水系数UH—无因次的地表径流单位线纵表，单元流域的地面径流的单位线，无因次，可找相邻流域值作为初值KE—单元河段的马斯京根K值XE—单元河段的马斯京根X值KE、XE可以根据河段特性，用水力学方法求出2020/3/2533新二模型参数初值确定：K—流域蒸散发能力于蒸发皿蒸发量之比，E601可以作为初值，但要高程修正C—深层蒸散发系数，决定于深根植物占流域面积的比数，同时和WUM＋WLM有关，南方0.15—0.2,北方0.09—0.12.IMP—不透水面积比重,干旱降小雨，有一个小洪水，此时径流系数就是IMP，也可以在地图上量出WM—流域平均蓄水容量（指张力水）,反映流域干旱程度，久旱下大雨的资料可以分析，雨前为0，雨后为WMWUM—流域平均上层蓄水容量，20mm，差5－10mmWLM—流域平均下层蓄水容量，60－90mmWDM—流域平均深层蓄水容量，2020/3/2534新二模型参数确定的步骤：1、定初始值：取5年资料，以天为时段，进行计算2、比较多年径流：最基本的水量平衡，先改K，冬夏不同3、比较每年径流：干旱和湿润年份有无系统误差调WUM和WLM，以及C，WUM变小，雨季蒸发小，旱季影响不大，C加大，干旱季节蒸发加大4、年内干湿差比较：如洪水计算值偏大，调WUM，WLM和C，如W在久旱后出现负值，加大WM不改WUM和WLM5、比较枯季地下径流：如有系统偏差，调FC，快慢调KKG6、比较小洪水：可以调IMP和B，湿润区不敏感7、比较地面径流过程：降雨中心误差造成汇流偏早偏迟，调KE，仍有误差，调UH和XE2020/3/2535存在的主要问题：①用FC划分水源是建立在包气带岩土结构为水平方向空间分布均匀的基础上，这假定往往与实际情况不符。②用FC划分水源没有考虑包气带的调蓄作用，在某些流域实际计算结果表明，壤中流的坡面调蓄作用有时比地面径流大得多；直接进入地下水库没有考虑坡面垂向调节作用，即包气带的调蓄作用；由于地表径流和壤中流的汇流规律和汇流速度不同，两者合在一起采用同一种方法进行计算，常会引起汇流的非线性变化。③对许多流域资料的分析表明，即使是同一流域，各次洪水所分析出的也不相同，而且有的时候变化很大，很难进行地区综合和在时空上外延，应用时任意性大，常造成较大误差。Hortonoverlandflowdominateshydrograph;contributionsf