新安江模型汇总课件.ppt

1、6 新安江模型2023-5-162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2023-5-1631、概述新安江模型简介新安江模型简介 一、新安江流域水文模型系列一、新安江流域水文模型系列 新安江模型是华东水利学院新安江模型是华东水利学院（河海大学）（河海大学）水文系水文系1973年对新安江水年对新安江水库作入库流量预报时提出来的，是一个库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式分块式的的概念性概念性流域降雨径流模流域降雨径流模型。可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。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：二水源模型最初的

2、新安江模型：二水源模型地表径流地表径流、地下径流地下径流；编制新编制新安江入库洪水预报方案安江入库洪水预报方案 80年代初：三水源模型年代初：三水源模型地面径流地面径流、壤中流壤中流、地下径流地下径流（引入了（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）；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）；19841986年：提出四水源模型年：提出四水源模型地面径流地面径流、壤中流壤中流、快速地下快速地下径流径流、慢速地下径流慢速地下径流。之后，其它改进。之后，其它改进。2023-5-164 二、模型的总结构二、模型的总结构 小流域小流域集总模型集总模型 大面积流域

3、大面积流域分块模型分块模型 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。流过程。划分单元的目的：处理降雨分布的不均匀性划分单元的目的：处理降雨分布的不均匀性(用面雨用面雨量带来面积均化量带来面积均化)；其次是下垫面条件变化；其次是下垫面条件变化

4、(水库等水库等)。因。因此此: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；目的雨量站；(泰森多边形泰森多边形)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，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。则水库以上的集水面积即可作为一个单元流域。2023-5-165Thiessen PolygonsDACBEA1A2A3A4A52023-5-1662023-5-167模型结构为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀的影响，为了考虑降水和流域下

5、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，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。产流计算，分水源计算和汇流计算四个层次结构。层次层次1层层2层层3层层4层层功能功能蒸发蒸发计算计算产流产流计算计算水源划分水源划分汇流计算汇流计算二水源二水源三水源三水源坡面汇流坡面汇流河道汇流河道汇流方法方法三层三层模型模型蓄满蓄满产流产流稳定下稳定下渗率渗率自由水自由水水库水库单位线或线性水单位线或线性水库或滞后演算法库或滞后演算法马斯京根法或滞马斯京根法或滞后演算法后演算法参数参数KCUMLMCWMBIMFCSMEXKGK

6、IUH或或CSCICGKEXE或或L2023-5-1682、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R2023-5-169二、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

7、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。2023-5-1610 （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：时段初末的土壤含水量时段产流量时段蒸散发量时段降雨量式中蓄满后蓄满前:WW,WW :R :E :P :1)-(6 REP:WW

8、WWEP:21122023-5-1611 b）流域蓄水容量曲线（超蓄产流模型的核心）时段稳定下渗量即中式:FC 2)-(6 FC-E-P RG-RRS FCRG ,RGRSR,)16(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2023-5-1612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A W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）：3)-(6 )WW()EP(R12 大量资料表明，WWMf/F有如下关系：4)-(6 )WWMMWWM1(

9、1Ff )WWMMWWM1(Ff1 BB或2023-5-1613 则：6)-(6 )WMW-(1-1WWMMA dWWM)WWMMWWM1(dWWM)Ff1(W:5)-(6 B1WWMM)F/f(WWMdWMB11A0A010对纵坐标积分c）流域产流计算 PE0时，产流，否则不产流，产流时：7)-(6 A)/W W M ME-(P-1W M-W)-(W M-E-PR W W M MAEPWW MEPR W W M MAEPB1:)(:时时产流计算特点：雨强对产量无影响，产流量取决于PE与W。2023-5-1614模型参数：模型参数：WM与与B WM：流域干燥时的缺水量，代表流域干燥时的缺水量，

10、代表流域干旱情况，气候因素；流域干旱情况，气候因素；B：蓄水容量在流域上的分布不均蓄水容量在流域上的分布不均匀性，匀性，B0时分布均匀，愈大愈不均匀，时分布均匀，愈大愈不均匀，决定于地形、地质条件。决定于地形、地质条件。d）地面、地下径流的划分（分水源）地面、地下径流的划分（分水源）产流面积变化，则：产流面积变化，则：8)-(6 RRG0,RS:FCE-PRG-RRSE-PRFCFC(f/F)RG:FCEP时时2023-5-1615例6-1:超蓄产流模型产流量计算示例超蓄产流模型产流量计算示例WM120mm，B0.3，FC18mm/d年.月.日PEAf/FRRGRSW1978.7.1716.6

11、1 184.2216.890.03380.160.16020.67 199.4021.110.04270.500.50029.57 20-5.9830.510.063200023.68 2160.3524.270.04957.462.225.2376.57 2254.2484.620.209117.615.8411.76113.20 2320.27138.850.484413.4711.961.51120.00 24-2.79156.001.0000000117.212023-5-1616IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透水面不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透水

12、面积占总面积的百分比，增加后，需修改（积占总面积的百分比，增加后，需修改（65），（），（68）式，其它都不变。）式，其它都不变。10)-(6 RGRRSIM PE-PRFCRG FCE-P8)-(69)-(6 IM PBW W M MW M时)1(1)56(尤其半湿润地区需要考虑2023-5-1617（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/T T为净雨时间2023-5-1618AEGBCHIDt(h)Q(m3/s)F本次降雨形成的径流过程本次降雨形成的径流过程CDB直接径流直接径流地下径流地下

13、径流N2023-5-1619 2、用试算法求fc 11)-(8 )(tPRRSRf tEPRRSRf:EPRFftfFfRRSRStfFfRRSn1iiin1icn1iiiin1icin1icin1in1iiciii忽略雨期蒸散得又（三）、不透水面积上的直接径流 12)-(5 IMPPDRS2023-5-1620 （四）、透水面积上的蒸散发模型（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EEM ；当土湿很小

14、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。2023-5-1621三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量 UM，下层张力水蓄，下层张力水蓄水容量水容量 LM，深层张力水蓄水容量，深层张力水蓄水容量 DM，流域平均张力水蓄水，流域平均张力水蓄水容量容量 WM，蒸散发折算系数，蒸散发折算系数 KC，深层蒸散发系数，深层蒸散发系数C，计算公，计算公式为：式为：WM=UM+LM+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED上层上层(Upper layer)下

15、层下层(Lower layer)深层深层(Deep layer)2023-5-1622 WLM/WLEUEMEL0ELEU156146,-ELEU,15)-(6 WLMWLEU)-(EMEL WUEU ,EMWU14)-(6 0EL EMEU ,EMWU,-WD,WL,WU ,-WDMWLM,WUM,13)-(6 WDWLWU W WDMWLMWUM WM :,WWM之乘积。）与下层含水比（等于上层剩余蒸发能力蒸发量上层水分全蒸掉，下层当上层水分不足时，把；等于蒸散发能力，下层水分是，）式表明，上层有足够）、（下层的时段蒸发量。上层则当则当深层土壤蓄水量下层上层深层土壤蓄水容量下层上层即下层和

16、深层之和都是上层和流域蓄水量模型中流域蓄水容量2023-5-1623 数与深层蒸散发有关的系深层的时段蒸发量这时才发生深层蒸发。）（此时则取）（同时）（但是，若）（否则，取）（）中，只用到（C ED ELEUEMCED WLEL ,EUEMCWL,EUEMCEL EUEMCEL EUEMCEL 156 2023-5-1624当EPWUEP时，EPEU，0EL，0ED 当EPWUEP时，WUEPEU 若WLMCWL，则 WLMWLEUEPEL)(，0ED 若WLMCWL且)(EUEPCWL，则)(EUEPCEL，0ED 若WLMCWL且)(EUEPCWL，则 WLEL，WLEUEPCED)(20

17、23-5-1625If w(1)+p(i)ep(i)Then e(1)=ep(i)e(2)=0 e(3)=0 Else e(1)=w(1)+p(i)e(2)=(ep(i)-e(1)*w(2)/wm(2)If w(2)=c*(ep(i)-e(1)Then e(2)=c*(ep(i)-e(1)e(3)=0 Else e(2)=w(2)e(3)=c*(ep(i)-e(1)-e(2)End If End If End If w(1)=w(1)+p(i)-r-e(1)w(2)=w(2)-e(2)w(3)=w(3)-e(3)If w(1)wm(1)Then w(2)=w(1)-wm(1)+w(2)w(1)

18、=wm(1)If w(2)wm(2)Then w(3)=w(3)+w(2)-wm(2)w(2)=wm(2)End If End If2023-5-1626 C值取决于深根植物面积占流域面积的比重，同时也与（WUMWLM）值有关，此值越大，C值越小。一般经验，江南湿润地区为0.150.20 华北半湿润地区0.090.12 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 代表性水陆蒸发皿:/:3210321KKKEKKKEM 2023-5-16273、模型的计算 （1）计算蒸散发能力EMKEI （2）计算PE PEPE （3）利用PE按超蓄产流计算R，PE0时不产流 （4）计

19、算WUi1WUiP （5）计算EU，EL （6）计算ED （7）计算EELEUED （8）计算WU （9）计算WL （10）计算WD 4、确定K值：蒸发皿系数2023-5-1628 5、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 单位线时段）单元流域面积（tkm20)-(6 6.3102FutFqii21)-(6 6.3)1(/1/112tFKKGRGKKGQRGQRGDDt2023-5-1629 6、河槽汇流计算

20、 特征河长法 马斯京根法马斯京根法(扩散波解的差分求解扩散波解的差分求解)滞后演算法 线性扩散模拟法 1322112122121f0O )1(KWWW2tOO2tII lvgvtvg1SlDSlZ0lQtA OCICICKQOxIx）（）（水量平衡：圣维南方程：2023-5-1630 xlxxktxktxkCtxkkxtCtxktkxCQCQCQCQnjnjnjnj2/5.0/5.0)1(5.0)1(5.0)1(5.05.0)1(5.032113121112023-5-1631二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

21、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2023-5-1632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 0.1 0.20.3 0.30.4 FC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

22、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2023-5-1633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WUMWLM有关，南方0.150.2,北方0.090.12.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WM WUM流域平均上层蓄水容量，20mm，差510mm WLM流域平均下层蓄水容量，6090mm

23、 WDM流域平均深层蓄水容量，2023-5-1634新二模型参数确定的步骤：新二模型参数确定的步骤：1、定初始值：取定初始值：取5年资料，以天为时段，进行计算年资料，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、比较多年径流：最基本的水量平衡，先改K，冬夏不同冬夏不同3、比较每年径流：干旱和湿润年份有无系统误差调、比较每年径流：干旱和湿润年份有无系统误差调WUM和和WLM，以及以及C，WUM变小，雨季蒸发小，旱季影响变小，雨季蒸发小，旱季影响不大，不大，C加大，干旱季节蒸发加大加大，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、年内干湿差比较：如洪水计算值偏大，调W

24、UM，WLM和和C，如如W在久旱后出现负值，加大在久旱后出现负值，加大WM 不改不改WUM和和WLM5、比较枯季地下径流：如有系统偏差，调比较枯季地下径流：如有系统偏差，调FC，快慢调快慢调KKG6、比较小洪水：可以调比较小洪水：可以调IMP和和B，湿润区不敏感湿润区不敏感7、比较地面径流过程：降雨中心误差造成汇流偏早偏迟，、比较地面径流过程：降雨中心误差造成汇流偏早偏迟，调调KE，仍有误差，调仍有误差，调UH和和XE2023-5-1635存在的主要问题：存在的主要问题：用用FCFC划分水源是建立在包气带岩土结构为水平方向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

25、与实际情况不符。空间分布均匀的基础上，这假定往往与实际情况不符。用用FCFC划分水源没有考虑包气带的调蓄作用，在某些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，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。

26、会引起汇流的非线性变化。对许多流域资料的分析表明，即使是同一流域，各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。大误差。Horton overland flow dominates hydrograph;contributions from subsurface stormflow are less importantDirect precipitation and return

27、flow dominate hydrograph;subsurface stormflow less importantSubsurface stormflow dominates hydrograph volumetrically;peaks produced by return flow and direct precipitationArid to sub-humid climate;thin vegetation or disturbed by humansHumid climate;dense vegetationSteep,straight hillslopes;deep,very

28、 permeable soils;narrow valley bottomsThin soils;gentle concave footslopes;wide valley bottoms;soils of high to low permeabilityClimate,vegetation and land useTopography and soilsVariable source conceptHow do runoff processes depend on Climate,Vegetation,Land use,Topography and Soils?(From Dunne and

29、 Leopold,1978)2023-5-1637二水源依据霍尔顿概念.没有考虑壤中流造成的没有包气带的调蓄作用2023-5-1638超蓄产流自由水自由水蓄水库蓄水库2023-5-1639有积水的面积形成了界面上的产流面积。在此面积上，下有积水的面积形成了界面上的产流面积。在此面积上，下渗的部分是地下径流，超渗的部分是直接径流。总产流量渗的部分是地下径流，超渗的部分是直接径流。总产流量R增大，积水面积也增大。但这个过程与供水强度有关，增大，积水面积也增大。但这个过程与供水强度有关，因为积水要按因为积水要按FCB下渗。下渗。强度小，历时长，下渗就多，积水面积增加得慢。强度小，历时长，下渗就多，积

30、水面积增加得慢。强度大，历时短，下渗量少，积水面积增加得快强度大，历时短，下渗量少，积水面积增加得快(但但FCB比比FCA相相对很小，所以这个现象不容易显示出来对很小，所以这个现象不容易显示出来)。当积水面积增加后，地下径流与直接径流都应增加，如图当积水面积增加后，地下径流与直接径流都应增加，如图所示。但当所示。但当R大到一定程度后，全流域面积都产流，则地大到一定程度后，全流域面积都产流，则地下径流就不能再增加了，只能等于全流城面积的下径流就不能再增加了，只能等于全流城面积的FCB，接，接近一常数。近一常数。影响产流的不均匀因素:1)B层土壤稳定入渗FCB分布不均。2)在A、B界面上不均匀分布

31、的洼蓄量。3)A层土壤供水强度的不均匀分布。2023-5-16403、新安江模型的改进一、三水源新安江模型一、三水源新安江模型 1、概述、概述 二水源模型由于没有考虑壤中流作用，故在壤中流二水源模型由于没有考虑壤中流作用，故在壤中流丰富流域常常丰富流域常常得不到好的模拟结果得不到好的模拟结果。三水源模型认为，土壤中水有张力水（田间持水量三水源模型认为，土壤中水有张力水（田间持水量以下的水）和自由水（田间持水量以上的水）之分。二以下的水）和自由水（田间持水量以上的水）之分。二水源模型只考虑了张力水的调蓄作用，没有考虑自由水水源模型只考虑了张力水的调蓄作用，没有考虑自由水的调蓄作用。因此，新三模型

32、中增加了一个的调蓄作用。因此，新三模型中增加了一个自由水蓄水自由水蓄水库库，把总径流划分成三种水源：地面径流、壤中流、地，把总径流划分成三种水源：地面径流、壤中流、地下径流，代替新二模型中用下径流，代替新二模型中用FC划分水源的办法。划分水源的办法。2023-5-1641自由水蓄水库自由水蓄水库小单元2023-5-1642 2、新三模型的基本结构 与新二模型基本相同，与新二模型基本相同，不产流时是一致的不产流时是一致的；产流后，在产流面；产流后，在产流面积上积上R R先进入自由蓄水库，形成先进入自由蓄水库，形成RGRG、RSSRSS，且只出现在产流面积上且只出现在产流面积上，去掉FC，增加参数

33、：KG：地下水从自由蓄水库中的出流系数 KSS：壤中流出流系数 SM：自由蓄水库容量（即最大蓄量，mm）则划分水源的计算为：BWMWFRSMPESRSSMPESRSSMPESFRSKSSRSSFRSKGRG11)1(1)(,0,FfFR FR S 计算公式为产流面积相对值，其自由水水库蓄水深式中当当底宽地下径流地下径流壤中流壤中流2023-5-1643输入降雨P，蒸发皿蒸发量EI透水面积不产流面积1FR产流面积FR产流量R张力水W上层WU下层WL深层WD自由水S不透水面积产流量RIMPWMBIMP输出蒸散发EEUEUEUWUMWLMC地面径流RS壤中流RSS地下径流RGSMEXKSSKG地下径

34、流流域出口流量KKG地面径流及壤中流总入流地面径流及壤中流总入流UH输出总流量Q三水源新安江模型流程图2023-5-16443、自由水蓄水容量曲线 EXEXSSMSS11)SMS-(1-1SSMAU EX)SM1SSM )1(1FFS （并可求得：型：自由水蓄水容量曲线线F全流域面积；FS自由水蓄水量小于等于自由水蓄水量小于等于SS的面积的面积；EX抛物线指数；SSM流域上自由水蓄水量最大的某点的蓄量值；S流域平均自由水蓄水量；SM流域平均自由水蓄水容量；AU与自由水蓄水量S对应的蓄水容量曲线的纵标值RGRI2023-5-16454、利用自由水蓄水容量曲线计算产流量 SMKGKSSSFRKGS

35、MRGFRKSSSMRSSFRSSMAUPESMSMKGKSSSFRKGSSMAUPESMSMRGFRKSSSSMAUPESMSMRSSFRSSMAUPESMPESKGKSSSFRKGSRGFRKSSWMPEPEEXEXEXEXBB)1()SSM-PE(RS :SSMAUPE /)(1)1(/)(1/)(1/)(1SSM-PERS :SSMAUPE 0)2()1(SRSS0RS )/W11FR 0R0 0)1(21121111121111)1/(11若若的计算（，此时，所以因为的计算FR=R/PE注：以上计算认为注：以上计算认为SSFS/F曲曲线是按全流域（线是按全流域（FR1）计算）计算产流

36、，再缩至产流，再缩至FR。RGRI2023-5-1646 5 5 （1 1）二水源汇流计算）二水源汇流计算 地面径流汇流地面径流汇流 地面径流汇流采用单位线法，计算公式为：地面径流汇流采用单位线法，计算公式为：地下径流汇流地下径流汇流 地下径流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采地下径流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采用滞后演算法时，计算公式为：用滞后演算法时，计算公式为：()()QS tRS tUH()(1)(1)()QG tCG QG tCGRG tUCG为消退系数；U单位转换系数，U=流域面积F（km2）/(3.6t)2023-5-1647 单元面积河网总入流单元面积河网总入

37、流 单元面积河网总入流为地面径流与地下径流出流之和，计算公式为：单元面积河网总入流为地面径流与地下径流出流之和，计算公式为：单元面积河网汇流单元面积河网汇流 单元面积河网汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采用滞后演算单元面积河网汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采用滞后演算法时，计算公式为：法时，计算公式为：单元面积河网汇流计算在很多情况以简化。这是由于单元流域的面积一单元面积河网汇流计算在很多情况以简化。这是由于单元流域的面积一般不大而且其河道较短，对水流运动的调蓄作用通常较小。在单元流域面积般不大而且其河道较短，对水流运动的调蓄作用通常较小。在单元流域面积较大或流域坡面汇流极其复杂

38、的情况下，才考虑单元面积内的河网汇流。较大或流域坡面汇流极其复杂的情况下，才考虑单元面积内的河网汇流。()(1)(1)()Q tCR Q tCRQT tLtGtItstTQQQQ,河网消退系数2023-5-1648 从单元面积以下到流域出口是河道汇流阶段。河道汇流计从单元面积以下到流域出口是河道汇流阶段。河道汇流计算采用马斯京根分段连续演算法。参数有槽蓄系数算采用马斯京根分段连续演算法。参数有槽蓄系数KEKE和流量比和流量比重因素重因素XEXE，各单元河段的参数取相同值。为了保证马斯京根法，各单元河段的参数取相同值。为了保证马斯京根法的两个线性条件，每个单元河段取的两个线性条件，每个单元河段取

39、KEKEt t，已知，已知KEKE、XEXE和和t t，可求出可求出C0C0、C1C1和和C2C2，即可用下式进行河道演算。即可用下式进行河道演算。（2 2）三水源汇流计算）三水源汇流计算 地表径流汇流地表径流汇流 地表径流的坡地汇流可以采用单位线，也可以采用线性水地表径流的坡地汇流可以采用单位线，也可以采用线性水库，采用单位线的计算公式与二水源相同，采用线性水库的计库，采用单位线的计算公式与二水源相同，采用线性水库的计算公式为算公式为:012()()(1)(1)Q tCI tCI tCQ t()(1)(1)()QS tCS QS tCSRS tU2023-5-1649 壤中流汇流壤中流汇流

40、壤中流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采用线壤中流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当采用线性水库时，计算公式为性水库时，计算公式为:地下径流汇流地下径流汇流 采用线性水库时，与二水源相同相同。采用线性水库时，与二水源相同相同。单元面积河网总入流单元面积河网总入流 ()(1)(1)()QI tCIQI tCIRI tU()()()()QT tQS tQI tQG t2023-5-1650 (1)：K、WUM、WLM、CK为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。为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。此参数控制着总水量平衡，因此，对水量计算是重

41、要的。此参数控制着总水量平衡，因此，对水量计算是重要的。WUM为上层蓄水容量，它包括植物截留量。在植被与土壤很好的流域，为上层蓄水容量，它包括植物截留量。在植被与土壤很好的流域，约为约为20mm；在植被与土壤颇差的流域，约为在植被与土壤颇差的流域，约为56mm。WLM为下层蓄水容量。可取为下层蓄水容量。可取6090 mm。C为深层蒸散发系数。它决定于深根植物占流域面积的比数，同时也与为深层蒸散发系数。它决定于深根植物占流域面积的比数，同时也与WUMWLM值有关，此值越大，深层蒸散发越困难。一般经验，在江值有关，此值越大，深层蒸散发越困难。一般经验，在江南湿润地区值南湿润地区值C约为约为0.15

42、0.20左右，而在华北半湿润地区则在左右，而在华北半湿润地区则在0.090.12左右。左右。新安江模型的参数新安江模型的参数2023-5-1651(2)：WM、B、IMP WMWM为流域蓄水容量，是流域干旱程度的指标。找久旱以后下大雨的资料为流域蓄水容量，是流域干旱程度的指标。找久旱以后下大雨的资料，如雨前可认为蓄水量为，如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，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是量就是WMWM。一般分为上层一般分为上层WUMWUM、下层下层WLMWLM和深层和深层WDMWDM。在南方约为在南方约为120mm，北方半湿润地区约为北方半湿润地区约为18

43、0mm。B B为蓄水容量曲线的方次。它反映流域上蓄水容量分布的不均匀性。一为蓄水容量曲线的方次。它反映流域上蓄水容量分布的不均匀性。一般经验，流域越大，值也越大。在山丘区，很小面积般经验，流域越大，值也越大。在山丘区，很小面积(几平方公里几平方公里)的为的为0.1左右，中等面积左右，中等面积(300平方公里以内平方公里以内)的为的为0.20.3左右，较大面积左右，较大面积(数数千平方公里千平方公里)的值为的值为0.30.4左右。左右。IMPIMP为不透水面积占全流域面积之比。可找干旱期降小雨的资料来分析为不透水面积占全流域面积之比。可找干旱期降小雨的资料来分析，这时有一很小洪水，完全是不透水面

44、积上产生的。求出此洪水的径流，这时有一很小洪水，完全是不透水面积上产生的。求出此洪水的径流系数，就是系数，就是IMPIMP。新安江模型的参数新安江模型的参数2023-5-16522002.12(3)：SM、EX、KSS、KG SM为流域平均自由水蓄水容量，本参数受降雨资料时段均化的影响，为流域平均自由水蓄水容量，本参数受降雨资料时段均化的影响，当用日为时段长时，一般流域的当用日为时段长时，一般流域的SM值约为值约为1050mm。当所取时段长当所取时段长较少时，较少时，SM要加大，这个参数对地面径流的多少起着决定性作用，因要加大，这个参数对地面径流的多少起着决定性作用，因此很重要。此很重要。EX

45、为自由水蓄水容量曲线指数，它表示自由水容量分布不均匀性。通为自由水蓄水容量曲线指数，它表示自由水容量分布不均匀性。通常常EX取值在取值在11.5之间。之间。KSSKSS为自由水蓄水库对壤中流的出流系数，为自由水蓄水库对壤中流的出流系数，KGKG为自由水蓄水库对地下径为自由水蓄水库对地下径流出流系数，这两个出流系数是并联的，其和代表着自由水出流的快流出流系数，这两个出流系数是并联的，其和代表着自由水出流的快慢。一般来说，慢。一般来说，KSS+KG=0.7KSS+KG=0.7，相当于从雨止到壤中流止的时间为，相当于从雨止到壤中流止的时间为3天。天。新安江模型的参数新安江模型的参数2023-5-16

46、532002.12(4)：KKSS、KKG、CS、L KKSS为壤中流水库的消退系数。如无深层壤中流时，为壤中流水库的消退系数。如无深层壤中流时，KKSS趋趋于零。当深层壤中流很丰富时，于零。当深层壤中流很丰富时，KKSS趋于趋于0.9。相当于汇流时间。相当于汇流时间为为10天。天。KKG为地下水库的消退系数。如以日为时段长，此值一般为为地下水库的消退系数。如以日为时段长，此值一般为0.980.998，相当于汇流时间为，相当于汇流时间为50500日。日。CS为河网蓄水消退系数，为河网蓄水消退系数，L为滞时，它们决定于河网地貌。为滞时，它们决定于河网地貌。新安江模型的参数新安江模型的参数2023

47、-5-16542002.12 新安江模型的参数按照物理意义分为新安江模型的参数按照物理意义分为4层，上面已作了介绍。参数的率层，上面已作了介绍。参数的率定可以按照蒸散发产流分水源汇流的次序进行，各类参数基本上定可以按照蒸散发产流分水源汇流的次序进行，各类参数基本上是相互独立的。按照以下次序率定参数。是相互独立的。按照以下次序率定参数。新安江模型的参数新安江模型的参数2023-5-1655 (1)定出各参数的初始值。定出各参数的初始值。(2)比较多年总径流。这是最基本的水量平衡校核。如有误差，比较多年总径流。这是最基本的水量平衡校核。如有误差，要首先要首先修改修改K值，值，K是影响蒸发计算最大的

48、参数，对于某些北方河流，夏季是影响蒸发计算最大的参数，对于某些北方河流，夏季植物茂盛，而冬季则有封冻。冬季蒸发不可能用植物茂盛，而冬季则有封冻。冬季蒸发不可能用E601观测，则应考观测，则应考虑把分为冬、夏各月定为不同的数值。虑把分为冬、夏各月定为不同的数值。(3)多年总水量基本平衡后，再比较每年的径流，看很干旱的年与湿润年多年总水量基本平衡后，再比较每年的径流，看很干旱的年与湿润年份有无系统误差。如有应调整份有无系统误差。如有应调整WUM、WLM和和C。WUM减小将使少雨减小将使少雨季节的蒸发减少，而对于很干旱的季节则无影响。季节的蒸发减少，而对于很干旱的季节则无影响。WLM的作用与此的作用

49、与此相仿。加大相仿。加大C值将使很干旱的季节的蒸散发增大，而对于有雨季节则值将使很干旱的季节的蒸散发增大，而对于有雨季节则无此影响。在北方半湿润地区可以找到干旱年份与湿润年份之间的无此影响。在北方半湿润地区可以找到干旱年份与湿润年份之间的系统误差，而在南方湿润地区则不易找到。系统误差，而在南方湿润地区则不易找到。新安江模型的参数新安江模型的参数2023-5-1656(4)如上述差别并不明显，则应比较年内干旱季与湿润季之间的差别如上述差别并不明显，则应比较年内干旱季与湿润季之间的差别。在南方，。在南方，。如伏旱。如伏旱以后的初次洪水具有系统误差，例如，各年中这种洪水的计算值以后的初次洪水具有系统

50、误差，例如，各年中这种洪水的计算值都偏大，则应调整都偏大，则应调整WUM、WLM和值和值C，使基本符合。如果在计使基本符合。如果在计算中发现值在久旱后算中发现值在久旱后W出现负值，则应加大出现负值，则应加大WM，不改变不改变WUM和和WLM。在计算中当为负值时以零处理是不对的，它破坏了产流量在计算中当为负值时以零处理是不对的，它破坏了产流量计算的前提。计算的前提。新安江模型是蓄满型，只要蒸散发计算基本正确了，产流总新安江模型是蓄满型，只要蒸散发计算基本正确了，产流总量的精度也就有保证了。量的精度也就有保证了。一般流域，有一般流域，有80%左右的年份的年径流左右的年份的年径流误差在误差在7%以下