流域水文模型

1、1234567分类b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 把水文事件当成与时间无关的随机变量，常见的概率模型有对数正态模型等。8b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 把水文事件当成与时间有关的随机过程。9数学模型的分类：b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型

2、分散（块）模型10b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 指在建立模型时，基本上不考虑径流形成的物理过程，而仅作一些必要的假设，至于假设是否合理几乎全部依赖于实测的输入和输出资料。仅输入为已知的，其他均为未知“黑箱”，该模型又称为非参数模型。111213数学模型的分类：b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 先对径流形成过程中每个子过程进行数学模拟，然后按照各子

3、过程在径流形成过程中内在的联系组合成一个数学模型。14数学模型的分类：b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 把全流域作为一个整体研究，忽略输入变量与参数的时空分布的差异。15数学模型的分类：b（1）随机性模型（非确定性模型） A、概率模型 B、随机模型b（2）确定性模型 “黑箱”模型 概念性模型 整体模型 过程模拟模型 集中模型 分散（块）模型 先把全流域按径流形成的要求，划分成几个单元流域（或单元面积），分别对每一个单元流域的径流形成过程进行数学模拟，然后综合，它考虑了输入

4、变量及参数在时间空间上的分布的差异。16随机性模型随机性模型确定性模型确定性模型概率模型概率模型随机模型随机模型概念性模型概念性模型黑箱模型黑箱模型整体模型整体模型过程模型过程模型集中模型集中模型分散模型分散模型171819202122232425蒸散发蒸散发E E降雨降雨 实测水面实测水面蒸发蒸发EwEw,0,0透水面积不透水面积土壤湿度W WEUEDEL上层WU下层WL深层WD直接径流R Rd d地下径流R Rg g径流R R直接径流过程Q Qd d地下径流过程Q Qg g单元面积总出流过程流域出口总出流过程26新安江流域单元面积图 27计算程序1.单元面积的产流量计算、直接径流与地下径流

5、的划分；2.单元面积上直接径流及地下径流汇流过程计算；3.单元面积以下河槽汇流计算。b这里有三个划分：流域分块；径流分为直接径流及地下径流两种水源；汇流分为单元面积内部及单元面积以下两个阶段。28（二）各个分部结构的计算方法（二）各个分部结构的计算方法1、单元面积划分及代表性流域2、产流量计算及水源划分3、单元面积流域汇流计算4、河糟汇流计算29单元面积划分b主要是考虑降雨在面上分布的不均匀性，要求单元面积大小适当，使得每块面积上降雨比较均匀，并有一定的雨量站。b其次，应尽可能使单元面积与自然流域相吻合，使单元面积自然条件相近，并便于利用流域上小流域的实测水文资料。 30新安江流域单元面积图

6、31新安江水库以上流域单元面积32衢县流域单元面积的划分33代表性流域 流域划分单元后，不是每个单元面积都具有水文资料，原则上属于无资料地区。模型采用代表性流域的方法，即在流域内或自然条件相近的附近地区找一个面积与单元面积相近，具有实测资料的小流域，作为代表性流域，移用它的分析成果到各单元面积，作为计算的初值。34产流量计算b应用蓄满产流模型，但增加了不透水面积IMP，即流域上不透水面积占流域面积之比。有了这个参数，则： WmWm(1-IMP)/(1+b) WmWm/(1+b) RgFcR-IMP(P-E)/(P-E) RgFcR/(P-E) RsR-Rgb蒸散发计算采用三层模型，产流及蒸散发

7、计算框图见下图。3536抛物线型流域蓄水容量曲线01 (1)bmmFWFW 37新安江模型产流量及蒸散发计算框图38模型参数 模型参数计有Kc、WM(及其分量)、b、Fc、IMP。 IMP：对半干旱地区及湿润地区的干旱季节有影响，原则上可由地图量测，实用上常采用分析的方法。取干旱期小洪水，如完全由不透水面积产生，可求其径流系数作为IMP。 b: 蓄水容量曲线的方次，与流域地形地质条件相关； Kc：蒸发能力换算系数； Wm：流域平均蓄水容量； Fc：稳定下渗率39单元面积流域汇流计算地表bQd采用时段单位线法。 根据代表性流域求得单位线（UH）后，计算式应为,1mdtniiQh q40单元面积流

8、域汇流计算地下bQg采用线性水库演算法。 具体进行时可简化，不对单元面积分别演算，而是全流域总算。由于地下径流的汇流历时很长，大大超过河槽汇流历时，所以不考虑地下径流在流域面上分布的不均匀性，误差不大。如新安江水库流域，分析得K为84h，而单元面积至流域出口的最大汇流历时只有9hb这部分计算参数为UH及K。414243444546474849不透水面积透水面积张力水UZTW自由水UZFW下渗1-PEREEPEREE张力水 自由水自由水LZTW LZFPLZFSRSERV深层地下水蒸发蒸发蒸发蒸发蒸发降雨量不透水面径流地面流壤中流浅层地下水河槽总入流分配函数河道径流地下水不闭合的地面水出流不闭合

9、的地下水出流505152UZFWMUZFWCDEFRZPBASERATEREXP)1 (53PBASELZFPMLZPK十LZFSMLZSK 其中，LZFPM、LZFSM是下层两种自由水的容量，LZPK、LZSK是相应的日出流系数，即KP5455UZTWMUZTWCEEP1LZTWMUZTWMLZTWCEEEP)(12565758下渗水量补充自由水的比例5960616263( (一）单一水箱蓄量与时段出流量、时段下渗量的一）单一水箱蓄量与时段出流量、时段下渗量的关系图关系图646566676869707172737475767778概念性水文模型的局限性概念性水文模型的局限性b由于流域水文过程

10、中的空间分异性和复杂性，使得水文研究人员至今还不能采用数学物理方程来描述径流形成过程中的各个子过程，在产流、汇流等环节上仍然主要借助于概念性水文模型、水量平衡方程或经验公式。b在一些比较著名的模型，如美国的斯坦福模型和萨克门托模型、日本的水箱模型以及中国的新安江和陕北模型等，常采用简单的下渗经验公式、经验流域蓄水曲线或水箱侧孔、底孔出流等来模拟产流过程；采用单位线、线性或非线性水库及渠道来模拟汇流过程。79分布式水文模型（D）b分布式或半分布式流域水文模型是目前国际上水文研究的热点。在分布式水文模型中，考虑了降雨的空间变化，计算区域的空间分异，如土壤与地形的空间分布。这与以前的概念模型有了很大

11、的差别。在分布式水文模型中仍有一些假定:b降雨空间分布不平衡，但不考虑其时间变化。b在暴雨期间，土壤含水量的再分配不考虑， 土壤与降雨的空间相关关系被忽略。80 GIS技术在水文模型中的应用bGIS 中用于空间数据及非空间属性数据的获取、存储、分析和显示的功能已非常成熟， 可为水文模型提供非常详尽的背景环境描述(如DEM ， 土地利用类型等)。b由于GIS 在水文中的应用，基于过程的分布式水文模型得到了关注与发展，这是由于其应用连续的空间单位(格网单元) 用于数据存储和处理， 使数据易于进行叠加分析，并且可从DEM 中提取水文网络以用于建立水文模型。81bGIS 能够处理不同源的数据： 地图、

12、航空照片，卫星影像和研究区的监测与实测数据资料。其在水文模型中以下几方面能发挥重要作用： (1) 管理空间数据；(2) 由基础数据层生成新数据层；(3) 为模型参数的自动获取提供可能；(4) 为水文建模提供方便；(5) GIS 有利于分析计算的过程及结果可视化表达。82遥感数据在水文分析中的应用遥感数据在水文分析中的应用b复杂而又具有物理意义的分布式水文模型的发展极大地提高了对空间数据的要求。同时，传统数据收集部门受到了极大的压力，传统地面观测站网的密度远远不能满足模型对数据的要求。b遥感方法被认为是花费较少的数据获取方法。如在洪水演进模型中，土地利用类型图可用于估算计算网格的糙率系数。83数

13、字高程模型(DEM)b数字高程模型(DEM) 最为有用，因DEM不仅表达了地面高程的空间分布，而且据此可以自动生成流域水系和分水线、流向、河流形状、自动提取地形坡度和其它地貌参数。 b将DEM与表达土壤、植被、地质、水文地质特性的参数的空间分布叠加在一起，还可以描述这些下垫面参数与地面高程之间的关系。8485868788芮孝芳，蒋成煜，张金存. 流域水文模型的发展, 水文，2006:26(3）,22-26.89b“异参同效”，严格地说是指对于相同的模型结构和相同的模型输入，会有多个最优参数组使所获得的模型输出具有相同的拟合精度。b现行流域水文模型，由于其对水文物理过程的描写与定量计算过于粗略和概化，实际上只具有“模拟”功能，属于