ch流域水文模型解析

1、ch流域水文模型解析Contents流域水文模型的概念1概念性流域水文模型2分布式流域水文模型3流域水文模型研究与检验41 流域水文模型的概念1、水文模型概述思考：什么是流域水文模型，其作用是什么?流域水文模型的物理根底河道汇流地下水汇流流域汇流流域产流1 流域水文模型的概念 早期的水文分析计算大多采用一些经历相关的方法，如：相应水位或流量法、降雨径流相关图法、单位线法等。20世纪50年代后期先后有流量综合与水库调节、斯坦福等模型出现。这些模型从定量上分析了流域出口断面流量过程形成的全部过程。60年代先后涌现出了大量的多参数、复杂的概念性降雨径流模型，比较著名的有萨克拉门托、水箱等模型。河海大

2、学1973年研制的新安江模型是一个分散参数的概念性降雨径流模型，在我国湿润与半湿润地区广为应用，并取得好的效果。1 流域水文模型的概念2、水文模型分类1按模型构建的根底分类水文模型黑箱模型物理模型概念性模型1 流域水文模型的概念思考：上述三类模型的优缺点比较。 物理机制、计算复杂度、应用难易、通用性、预测和外延能力2按对流域水文过程描述的离散程度分类1集总式模型2半分布式模型3分布式模型PERDS1 流域水文模型的概念比较各类模型，哪种模型更优？从水文模拟和所需资料角度考虑。3、模型研究与开展 从经历相关到模型研究期 思考： 哪些是经历相关方法？ 2 新安江模型概述1973年，河海大学赵仁俊教

3、授领导的研究组在编制新安江洪水预报方案时，聚集当时在产汇流理论方面的研究成果，并结合大流域洪水预报的特点，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。水源：由二水源开展为三水源。产流计算：蓄满产流汇流计算：线性水库河道汇流：马斯京根分段连续演算或滞后演算法2 新安江模型概述小流域集总模型大流域分块模型 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。再进展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 因此，单元流域面积要适中，使得在每块面积

4、上降雨比较均匀，并有一定数目的雨量站；其次，尽可能是单元流域与自然流域相一致；假设流域中有大中型水库，那么水库以上的集水面积即可作为一个单元流域。2 新安江模型二水源模型构造降雨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R2 新安江模型三水源模型构造输入降雨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EEUEUEUWUMWL

5、MC地面径流RS壤中流RSS地下径流RGSMEXKSSKG地下径流流域出口流量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2 新安江模型不同水源模型区别 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，没有考虑自由水的调蓄作用。因此，新三模型中增加了一个自由水蓄水库，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FC划分水源的方法。2 新安江模型模型计算蒸散发计算 蒸散发计算采用三个

6、土层的模型，其参数有上层张力水容量UM，下层张力水容量LM，深层张力水容量DM，流域平均张力水容量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+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED EP=KC EM2 新安江模型蒸散发计算 EU, WU,WUM EL, WL,WLM ED, WD,WDM上层(Upper layer)下层(Lower layer)深层(Deep layer) 上土层蒸发量：EU=EP 下土层蒸发量：EL=EP.WL/WLM 深土层蒸发量：ED=C.EP土壤蒸发量：E=EU+EL+ED (notes:同时刻相加2 新安江模型蒸散发计算1)

7、当WU+P=EP, EU=Ep,EL=0,ED=0;2)当WU+P=C.WLM, EU=WU+P,EL=(EP-EU)*WL/WLM,ED=0;3)当WU+PEP, C.(EP-EU)=WLC.WLM, EU=WU+P,EL=C*(EP-EU),ED=0;4)当WU+PEP, WLSM:R+S=SM:2 新安江模型分水源计算Sm2 新安江模型分水源计算 MS=SM(1+EX) RG=KGSFRRI=KISFR假设S+P-ESM 那么假设S+P-ESM 那么 RS=(S+P-E-SM)FR2 新安江模型汇流计算(1地面径流的坡地汇流 地面径流的坡地汇流时间不计，直接进入河网，计算公式为： QS(

8、I)=RS(I)U (2) 壤中流汇流 表层自由水以KI侧向出流后成为表层壤中流，进入河网。但如土层较厚，表层自由水尚可渗入深层土，经过深层土的调蓄作用，才进入河网。深层自由水用线性水库模拟，其消退系数为CI，计算公式为： QI(I)=CIQI(I-1)+(1-CI)RI(I)U 2 新安江模型汇流计算(3) 地下径流汇流 地下径流汇流用线性水库模拟,其消退系数为CG，出流进入河网。表层自由水以KG向下出流后，再向地下水库汇流的时间不另计，包括在CG之内，计算公式为： QG(I)=CGQG(I-1)+(1-CG)RG(I)U(4) 单元面积河网汇流 单元面积的河网汇流用滞后演算法，参数有滞后量

9、L与消退系数CS，计算公式为： Q(I)=CSQ(I-1)+(1-CS)QT(I-L) QT(I)=QS(I)+QI(I)+QG(I)2 新安江模型汇流计算(5) 单元面积以下的河道汇流 单元面积以下的河道汇流用马斯京根分段演算法，即： 合解上述两式得: Q2=C0I2+C1I1+C2O1 模型参数的物理意义及初值确实定模型参数的率定本节主要内容2 新安江模型模型参数2 新安江模型模型参数Um上层张力水容量Lm 下层张力水容量Dm 深层张力水容量 B 张力水蓄水容量曲线方次Im 不透水面积比例K 蒸发能力折算系数C 深层蒸散发系数Sm 表土自由水蓄水容量Ex 表土自由水蓄水容量曲线方次Kg 自

10、由水蓄水水库对地下水的出流系数Ki 自由水蓄水水库对壤中流的出流系数Ci 壤中流的消退系数Cg 地下水库的消退系数Cs 河网蓄水量的消退系数Ke、Xe 马斯京根法单元河段的两个参数2.1 模型参数的物理意义及初值确实定 前面已述，新安江模型的参数可风分为蒸散发、产流计算、分水源计算和汇流计算，可根据其物理意义来确定初值。 1蒸散发能力折算系数KC KC控制着水量平衡，对产流量计算起着重要作用。可根据实测资料来直接推求,如下图。 因为根据条件W2=W1=Wm,所以 所以有： 2流域平均张力水缺水量WM WM表示流域的干旱程度，WM=UM+LM+DM 100mm 北方半湿润地区 WM= 170mm

11、 南方地区2.1 模型参数的物理意义及初值确实定 5mm 缺林地 UM= 20mm 多林地 LM=6090mm，根据实验，在此范围内蒸散发大约与土湿成正比。 DM=WM-UM-LM WM可用实测资料来分析。选择前期特别干旱，本次降雨足够大，大得可使全流域蓄满的洪水进展分析。根据水量平衡：2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 因为前期特别干旱，所以有 ，雨后 全流域蓄满， 所以，3 张力水蓄水容量曲线方次B B值决定张力水蓄水条件的不均匀分布，通常与流域面积有关。 0.1 A5Km2 B= 0.20.3 几百A1000Km2 2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 (4) 深层蒸发系数C 此值

12、决定深根植物的覆盖面积,根据现有经历 0.18 南方多林地区 C= 0.09 北方半湿润地区 (5) 不透水面积占全流域面积的比例IM 0.010.02 天然流域 IM= 可以很大 城镇地区 2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 (6)表层土自由水容量SM 表土层是腐植土，SM 的作用相当于二水源模型中的稳定下渗率FC。SM受降雨资料时段长均化影响很大，当以日为时段长时 10mm 或更小 土层很薄的山区 SM= 50mm 或更大 土深林茂透水性强 1020mm 一般流域2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 当所采用时段减小时，SM要加大。SM这个参数对地面径流的多少起决定性作用，是一个重要

13、参数。SM大那么RS小，RG大;反之SM小那么RS大，RG小。 (7)表层自由水蓄水容量曲线指数EX EX决定于表层自由水蓄水条件的不均匀分布。在山坡水文学中，它决定了饱和坡面流产流面积的开展过程。由于缺乏定性分析，所以定量有困难，EX=1.0 。2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 8 KG，KI KG与KI是表层自由水蓄水库对地下水与壤中流的出流系数，是并联的。KG+KI代表出流的快慢，KG/KI代表地下径流与壤中流之比，对一个特定流域他们都是常数。 0.7 雨止到壤中流止的时间为三天 KG+KI= 0.8 雨止到壤中流止的时间为二天2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 KG的大小决定

14、于基岩与深土的渗透性；KI的大小决定于表土层的渗透性。KG/KI=RG/RIQtRSRIRG2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 (9)深层壤中流消退系数CI 0 无深层壤中流 CI= 0.9 深层壤中流丰富，相当于退水历时十天。 (10)地下水消退系数CG 用无雨期退水流量确定。CG=Q t+t/Qt 由槽蓄方程和退水段水量平衡方程 W=KQ (1) -Qdt=dW (2)2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 联解1、2式得Q t+t=Qt 令CG= 那么 CG=Q t+t/Qt 11河网蓄水消退系数CS与滞时L 由槽蓄方程和水量平衡方程 W=KQt (1) I(t)-Q(t)dt=dW

15、 (2) 联解1、2式得2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 (12) 马斯京根分段连续演算参数KE,XE 可以根据河段特性用水力学或水文学方 法推求。2.2 模型参数的物理意义及初值确实定 模型参数率定，就是根据特定的目标准那么，确定一套固定的参数寻找法那么，按该法可以估计出模型的参数值，使得模型用这一估计得到的参数值计算出的结果在给定准那么下最优。模型参数率定步骤如图示。准则判断优或否？寻找结束寻找新的参数资料输入参数初值模型输出优否模型计算2.3 模型参数率定模型参数率定的准那么选择如下形式：式中，k 为正整数，一般取1或2； t=(1 ,2 , ,t),参数向量; Rn为n维得式数空

16、间域； Q0为实测值； Qc 为模型计算值。 参数率定就是选择一个参数向量Qp,使得ER(Qp)最小，即 2.3 模型参数率定率定目标的选择:预报标准，多目标优化率定方法手工率定自动率定二者结合自动率定方法RosenbrockSimplexGeneticPSOSCE-UA2.3 模型参数率定2.4 参数的独立性与相关性分析 为了解决参数独立性的问题，将新安江模型分为四个层次；按其层次构造分层次率定参数；每个层次分别采用目标函数的优化方法。新安江模型参数之间的不独立主要存在于层次之内，层次之间的参数根本上是相互独立的。假设一个层次的参数共起一种作用，采用一个函数，必然存在较大的相关性。 1、层次

17、之间参数的相关性分析 1第一、第二次层次之间。 当第二层次参数WM、B、IM有变化时，对产流量R的计算结果有影响，因此影响水量平衡，也就影响了第一层次参数的调试结果。但这种作用很小，因为它只在局部蓄满产流时起作用，当全流域蓄满时就没有作用了。 2第二、第三层次之间。 参数B可根据次洪的降雨径流关系求出，因此与第三层次参数无关。WM只与B有关，与第三层次参数也无关，IM也与其它参数无关。 3第三、第四层次参数之间在性质上是完全独立的。 汇流计算只处理河网汇流问题，与水源划分无关。但在优化参数时，都是根据流域出口断面的流量过程线，因此在定量上有一定相关性。但流量过程线与这两个层次间参数的关系，可以

18、通过流量过程线的分段处理来解决。在大流量局部根本上由地面径流和壤中流组成，主要调整参数SM、EX、KG+KI、CS和L；洪水退水段的尾部根本上由壤中流组成，主要调整参数KG/KI、CI；小流量根本上由地下水组成，主要调整2.4 参数的独立性与相关性分析 参数KG/KI、CG。因此，假设分段采用不同的目标函数，可以抑制某些参数间不独立的问题。 2、同一层次中参数的相关性分析 1在第一层次，假设加大参数UM、LM、C的值，计算的蒸散发量E值就会增加。因此，为了控制水量平衡，调试时就会减小KC的值。深层蒸散发折减系数C值只对干旱季节起作用，对湿润地区一般情况下它是不敏感的，但对半湿润地区，它那么是重

19、要的。 2在第二层次WM与B是不独立的，它们共同确定了张力水蓄水容量曲线。据分析知，WM与流域的干旱程度有关，在地区上有一定分布规律，其变化范围在120170；B值与流域面积大小有关，其值大致在之间。2.4 参数的独立性与相关性分析 3在第三层次中SM与KG、KI有关，见以下图，这是一个有门槛与并联出口的线性水库。假设KG+KI不变，当SM增大时，RS要减小；假设同时减小KG+KI，那么RS可以保持不变；假设KG/KI也不变，那么RI与RG 也保持不变。这时水源划分的结果与模拟精度都一样，这表示三个参数之间是不独立的。 在第二层次SM与EX之间存在同样问题，它们共同确定了自由水蓄水容量曲线。据

20、分析研究， 值大体上表达了坡面地面径流产流面积的开展过程。其值可定为，不参加优化。 2.4 参数的独立性与相关性分析 4在汇流层次中，CG决定于地下水，L与CS 决定于洪水，相关很不密切，CS与L的功能不同，前者处理平移，后者处理坦化，相互间是很独立的。 由上述分析可见，分水源层次参数的独立性问题特别复杂，必须要加构造性约束才能解决。水源划分虽无实测资料组作直接验证，但由于计算结果具有广泛的稳定性，可以作为最优解的一种标准。 2.4 参数的独立性与相关性分析 3 分布式流域水文模型 具体来说，分布式模型是按照流域上各处土壤、植被、土地利用和降水等的不同，把流域分成假设干局部，每一局部以一组参数

21、表示该局部流域的各种特殊自然地理状况，并以这样的局部流域作为水文模拟的根本单元，然后通过径流演算而得全流域的总输出。而集总式模型那么认为那些参数在空间上变化较小，可以视为在空间上是均匀的。Hillslope ModellingPrecipnStreamflowLateral subsurface flowETdrywetPrecipitation & ETStreamflowLarger Scale ModellingSPrecipitation & ETStreamflowPrecipitationETStreamflowLumped ModelSemi-lumped ModelDistri

22、bution ModelStreamflowArea = 70%Area = 20%mediumdrywet3 分布式流域水文模型3 分布式流域水文模型思考：分布式水文模型的特点具有物理根底，模型构造严谨，参数意义明确，可以利用常规理论描述各水文要素随时空的变化过程；可以结合地理信息系统(GIS) 、遥感(RS) 等技术，获取更为详细的与实际相符合的根底数据资料；由于模型建立在数字化高程模型(DEM )根底上，因此可以及时反映人类活动和下垫面因素的变化对流域水文过程的影响。 3 分布式流域水文模型3 分布式流域水文模型 分布式水文模型是当今水文研究的前沿和方向分布式模型的开展前景： 1与GIS

23、和RS的结合： a.目前水文模型与GIS的结合有三种方式，即松散式结合、半松散式结合和完全结合嵌入式 作为一种很有效的面数据来源，其栅格形式与分布式模型的网格划分十分一致 2与并行式算法结合 3 分布式流域水文模型Catchments are defined for each river reach and waterbody3 分布式流域水文模型Watersheds are defined from outlet points on the Hydro Network3 分布式流域水文模型Basins are standardized watersheds used for labeling

24、 and packaging hydro data sets New Zealand South IslandLocation Map of the Grey RiverChristchurchGreymouthBasin Area: 3817 km2Flow: 12.1 x 109 m3Flow/Area: 3184 mmGrey Digital Elevation Model2815 rows3675 columns30 m gridChannel Network Extraction Contributing areaChannels defined using curvature th

25、resholdsubbasin delineationsubbasin delineationVegetationDepth Weighted MacroporosityRain and streamflow gaugesRainfall3 分布式流域水文模型3 分布式流域水文模型4 流域水文模型研究与检验建模思路模型检验 模型研究思路 1、假设和概化 根据具体研究的对象和目的，以是否符合客观水文现象为标准，找出影响水文规律的因素，并分析这些因素对水文规律影响的大小；忽略次要的或随机因素，提出假设和概化的数学表达式。 2、模型构造 模型构造设计就是要在认识、分析水文规律的根底上，建立尽可能符合

26、客观水文现象的、具有比较明确的物理意义的总体构造和总体构造下的层次构造。 模型研究思路 3、模型参数 模型构造要符合客观水文现象，要物理意义化，模型构造中的参数也一定要具有比较明确的物理意义。根据设计的模型总体构造和总体构造下的层次构造，初定模型参数。 4、模型模拟 以流域产汇流根本理论为指导，计算机模拟技术为工具，实验流域和实际流域的实测资料为检验依据，对已建模型进展模拟。根据模拟值与实测值比较结果，调整模型构造和模型参数。 模型研究思路 4.2 模型检验 1、 模型构造合理性检验 一般是将实测水文资料系列分为率定和检验两个时期。首先用率定期的资料估计模型参数；然后用检验期的资料进展模型计算；将模型计算值与实测值进展比较，检验模型构造的合理性。 用于模型构造合理性检验的实测资料系列不仅要具有代表性，而且要有足够的样本容量。因为水文现象十分复杂，在概念性模型的构造设计过程中，或多或少地对某些过程和要素进展了一定地假设和概化。不同的概化过程和假设条件，模