第六章新安江模型课件2.ppt

1、6.2 6.2 新安江模型新安江模型新安江流域水系及站网分布图 1973 1973年，河海大学赵人俊教授领导的研究组在编制年，河海大学赵人俊教授领导的研究组在编制新安江入库洪水预报方案时，汇集了当时在产汇流理论新安江入库洪水预报方案时，汇集了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了国内第一个完整的流域水文模型新安江流域水文模新安江流域水文模型，以下简称新安江模型。最初研制的是二水源新安江型，以下简称新安江模型。最初研制的是二水源新安江模型，模型，8080年代中期，借鉴山坡水文学的概念和国内外

2、产年代中期，借鉴山坡水文学的概念和国内外产汇流理论的研究成果，提出了三水源新安江模型。汇流理论的研究成果，提出了三水源新安江模型。三水源新安模型蒸散发计算采用三层模型；产流计三水源新安模型蒸散发计算采用三层模型；产流计算采用蓄满产流理论；用自由水蓄水库结构将总径流划算采用蓄满产流理论；用自由水蓄水库结构将总径流划分为地表径流、壤中流和地下径流三种；流域汇流计算分为地表径流、壤中流和地下径流三种；流域汇流计算采用线性水库；河道汇流采用马斯京根分段连续演算或采用线性水库；河道汇流采用马斯京根分段连续演算或滞后演算法滞后演算法。6.2.1 6.2.1 模型结构模型结构 为了考虑降水和流域下垫面分布不

3、均匀的影响，新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：安江模型的结构设计为分散性的，分为：蒸散发计算，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。新安模型各层次结构功能、计算采用的方法和相应参新安模型各层次结构功能、计算采用的方法和相应参数见下表数见下表6.2.2 6.2.2 模型计算模型计算 蒸散发计算采用三层模型，其参数有上层张力水蓄水蒸散发计算采用三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量容量UMUM，下层张力水蓄水容量，下层张力水蓄水容量LMLM，深层张力水蓄水容量，深层张力水蓄水容量DMDM，流

4、域平均张力水蓄水容量流域平均张力水蓄水容量WMWM，蒸散发折算系数，蒸散发折算系数 KCKC，深层，深层蒸散发扩散系数蒸散发扩散系数C C，计算公式为：，计算公式为：WM=UM+LM+DM (2-11)WM=UM+LM+DM (2-11)W=WU+WL+WD (2-12)W=WU+WL+WD (2-12)E=EU+EL+ED (2-13)E=EU+EL+ED (2-13)EP=KCEP=KCEM (2-14)EM (2-14)具体计算为：具体计算为：当当 P-E+WUP-E+WUEPEP时，时，EU=EPEU=EP，EL=0EL=0，ED=0ED=0 当当 P-E+WUEPP-E+WUCWLC

5、LM LM 则则 EL=(EP-EP)EL=(EP-EP)WM/LM WM/LM，ED=0 ED=0 若若 WLCWLCLM LM 且且 WLCWLC(EP-EU)(EP-EU)则则 EL=CEL=C(EP-EU)(EP-EU)，ED=0ED=0 若若 WLCWLCLM LM 且且 WLCWLC(EP-EU)(EP-EU)则则 EL=WLEL=WL，ED=C ED=C(EP-EU)-WL(EP-EU)-WL 2 2 产流计算中采用蓄满产流。蓄满是指包气带的土壤含产流计算中采用蓄满产流。蓄满是指包气带的土壤含水量达到田间持水量。蓄满产流是指：水量达到田间持水量。蓄满产流是指：降水在满足田间持降水

6、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；降水在满水量以前不产流，所有的降水都被土壤所吸收；降水在满足田间持水量以后，所有的降水（扣除同期蒸发量）都产足田间持水量以后，所有的降水（扣除同期蒸发量）都产流。流。其概念就是设想流域具有一定的蓄水能力，当这种蓄其概念就是设想流域具有一定的蓄水能力，当这种蓄水能力满足以后，全部降水变为径流，产流表现为蓄量控水能力满足以后，全部降水变为径流，产流表现为蓄量控制的特点。湿润地区产流的蓄量控制特点，解决了产流计制的特点。湿润地区产流的蓄量控制特点，解决了产流计算在这些地区处理雨强和入渗动态过程的问题；而降雨径算在这些地区处理雨强和入渗动态过程的问

7、题；而降雨径流理论关系的建立，解决了考虑流域降雨不均匀的分布式流理论关系的建立，解决了考虑流域降雨不均匀的分布式产流计算问题。产流计算问题。按照蓄满产流的概念，采用蓄水容量面积分配曲线按照蓄满产流的概念，采用蓄水容量面积分配曲线来考虑土壤缺水量分布不均匀的问题。所谓蓄水容量面来考虑土壤缺水量分布不均匀的问题。所谓蓄水容量面积分配曲线是：部分产流面积随蓄水容量而变化的累计频积分配曲线是：部分产流面积随蓄水容量而变化的累计频率曲线。应用蓄水容量面积分配曲线可以确定降雨空间率曲线。应用蓄水容量面积分配曲线可以确定降雨空间分布均匀情况下蓄满产流的总径流量。分布均匀情况下蓄满产流的总径流量。参数有流域平

8、均张参数有流域平均张力水蓄水容量力水蓄水容量WMWM，张力水蓄水容量曲线的方次，张力水蓄水容量曲线的方次 B B，不透水，不透水面积占全流域面积的比值面积占全流域面积的比值IMIM。实践表明，对于闭合流域，实践表明，对于闭合流域，流域蓄水容量面积分配曲线采用抛物线型为宜，为计算流域蓄水容量面积分配曲线采用抛物线型为宜，为计算简便，假定不透水面积，其线型为：简便，假定不透水面积，其线型为：(2-15)(2-15)流域蓄水容量面积分配曲线及其与降雨径流相互转换流域蓄水容量面积分配曲线及其与降雨径流相互转换关系如图示。关系如图示。(a)流域蓄水容量面积分配曲线流域蓄水容量面积分配曲线 (b)流域蓄水

9、容量面积分配曲线与降雨径流关系流域蓄水容量面积分配曲线与降雨径流关系 流域蓄水容量面积分配曲线与降雨径流间关系图流域蓄水容量面积分配曲线与降雨径流间关系图1(1)BfWFW M M 对对W W0 0积分：积分：（2-162-16）（2-172-17）（2-182-18）000(1)(1)AABfWWdWdWFWMM101(1)1BWMMAWBWMM1WMMWMB1011(1)BWA WMMWM 总径流量的计算公式为：总径流量的计算公式为：若若 ，即局部产流时，即局部产流时 (2-19)(2-19)若若 ，即全流域产流时，即全流域产流时 (2-110)(2-110)式（式（2-92-9）、（）、

10、（2-102-10）表明，在蓄满产流模式下，总）表明，在蓄满产流模式下，总径流量是降水量、雨期蒸散发量和流域初始土壤含水量的径流量是降水量、雨期蒸散发量和流域初始土壤含水量的函数。函数。WMMAEP1(1)P E AP E ABAAfWRdWdWFWMM P E A W M M 11(1)(1)BBAP E AR P E WMWMMWMM P E A W M M 0()RPEWMW 3 3 水源划分水源划分 按蓄满产流模型计算出的总径流量按蓄满产流模型计算出的总径流量 R R中包括了各种径中包括了各种径流成分，由于各种水源的汇流规律和汇流速度不相同，相流成分，由于各种水源的汇流规律和汇流速度不

11、相同，相应采用的计算方法也不同。因此，须进行水源划分。应采用的计算方法也不同。因此，须进行水源划分。（1）二水源）二水源 二水源的水源划分结构是根据霍尔顿的产流概念，用二水源的水源划分结构是根据霍尔顿的产流概念，用稳定下渗率进行水源划分的，其计算公式为稳定下渗率进行水源划分的，其计算公式为:当当时时 时时 ，（2-111)2-111)PEFCP E FC()()fRRGFCFCFP ERSRRGRSRRG 当当时时 时时 （2-112)2-112)从上可知，只要知道了从上可知，只要知道了 FC，就可将总径流量，就可将总径流量R划分划分为地面径流为地面径流 RS和地下径流量和地下径流量 RG。水

12、源划分的关键是确。水源划分的关键是确定流域的稳定下渗率定流域的稳定下渗率FC。最常用的方法是在流量过程线。最常用的方法是在流量过程线上找出地面径流上找出地面径流 RS的终止点，据此分割出地下径流的终止点，据此分割出地下径流RG，然后试算出。然后试算出。二水源的水源划分结构简单，计算与应用方便。但方二水源的水源划分结构简单，计算与应用方便。但方法经验性强，因为用一般分割地下径流的方法所分割出来法经验性强，因为用一般分割地下径流的方法所分割出来的地面径流实际上常常包括了大部分壤中流在内。国内外的地面径流实际上常常包括了大部分壤中流在内。国内外P E FC 0,RSRGR学者研究成果表明，雨止至地面

13、径流终止点之间的历时，学者研究成果表明，雨止至地面径流终止点之间的历时，实际上比较接近于壤中流的退水历时，远远大于地面径流实际上比较接近于壤中流的退水历时，远远大于地面径流的退水历时。所以，稳定下渗率的界面就不是在地面，而的退水历时。所以，稳定下渗率的界面就不是在地面，而是在上土层和下土层之间。是在上土层和下土层之间。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水平方向空划分水源是建立在包气带岩土结构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。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

14、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。行计算，常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

15、次洪水所分析出的FCFC也不尽相同，而且有的时候变化还很也不尽相同，而且有的时候变化还很大，很难进行地区综合和在时空上外延，应用时其任意性大，很难进行地区综合和在时空上外延，应用时其任意性大，常造成较大误差。大，常造成较大误差。（2 2）三水源）三水源 三三水源的水源划分结构应用了山水源的水源划分结构应用了山坡水文学的概念，去掉了坡水文学的概念，去掉了FCFC，用自由，用自由水蓄水库结构解决水源划分问题。水蓄水库结构解决水源划分问题。自由水蓄水库结构考虑了包气带的垂向调蓄作用。按自由水蓄水库结构考虑了包气带的垂向调蓄作用。按蓄满产流模型计算出的总径流量蓄满产流模型计算出的总径流量 R R，先进

16、入自由水蓄水库，先进入自由水蓄水库调蓄，再划分水源。从图可见，产流面积上自由水蓄水库调蓄，再划分水源。从图可见，产流面积上自由水蓄水库设置了两个出口，一个为旁侧出口，形成壤中流设置了两个出口，一个为旁侧出口，形成壤中流RIRI；另一；另一个为向下出口，形成地下径流个为向下出口，形成地下径流RGRG。根据蓄满产流的概念，。根据蓄满产流的概念，只有在产流面积上才可能产生径流，因为产流面积是变化只有在产流面积上才可能产生径流，因为产流面积是变化的，所以，自由水蓄水库的底宽也是变化的。在图中还设的，所以，自由水蓄水库的底宽也是变化的。在图中还设置了一个壤中流水库，该水库用于壤中流受调蓄作用大的置了一个

17、壤中流水库，该水库用于壤中流受调蓄作用大的流域，即将划分出来的壤中流再进行一次调蓄计算。该水流域，即将划分出来的壤中流再进行一次调蓄计算。该水库一般是不需要的，故在图中用虚线表示。库一般是不需要的，故在图中用虚线表示。由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的，所以在产由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的，所以在产流面积上自由水蓄水容量分布是不均匀的。三水源水源划流面积上自由水蓄水容量分布是不均匀的。三水源水源划分结构是采用类似于流域蓄水容量面积分配曲线的流域自分结构是采用类似于流域蓄水容量面积分配曲线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑流域内自由水蓄水容量由水蓄水容量面积分配曲线来考虑流域内自由

18、水蓄水容量分布不均匀的问题。所谓流域自由水蓄水容量面积分配曲分布不均匀的问题。所谓流域自由水蓄水容量面积分配曲 线是指：线是指：部分产流面积随自由水蓄水容量而变化的累计频部分产流面积随自由水蓄水容量而变化的累计频率曲线。率曲线。流域自由水蓄水容量面积分配曲线的线型为：流域自由水蓄水容量面积分配曲线的线型为：（2-113)2-113)流域自由水蓄水容量面积分配曲流域自由水蓄水容量面积分配曲线与各水源的关系描述如图示。线与各水源的关系描述如图示。Q Q：为某时刻进入自由水蓄水库的水量；为某时刻进入自由水蓄水库的水量；KGKG：为自由水蓄水容量对地下径流的：为自由水蓄水容量对地下径流的出流系数；出流

19、系数；KIKI：为自由水蓄水容量对：为自由水蓄水容量对壤中流的出流系数；壤中流的出流系数；FRFR：为产流面积。：为产流面积。1(1)EXfSFMS 对对S S积分积分 （2-114)2-114)（2-115)2-115)(2-116)(2-116)1MSSMEX000(1)(1)AUAUEXfSSdSdSFMS101(1)1EXMSAUSEXMS1011(1)EXSAUMSSM 产流面积产流面积FRFR为：为：（2-117)2-117)对地面径流对地面径流RSRS积分积分 若若 ，则，则 （2-1182-118）若若 ，则，则 （2-12-11919）RFRPE1(1)QAUQAUEXAUA

20、UfQRSdQdQFMSQAUMS1(1)EXQAURSQSMSSMFRMSQAUMS()RSQ S SMFR 壤中流壤中流RIRI为：为：（2-1202-120）地下径流地下径流RGRG为：为：（2-1212-121）在对自由水蓄水库进行水量平衡计算时，通常是将产在对自由水蓄水库进行水量平衡计算时，通常是将产流量流量R R作为时段初的入流量进入自由水蓄水库的，而实际作为时段初的入流量进入自由水蓄水库的，而实际上它是在时段内均匀进入的，这就会造成向前差分的误差。上它是在时段内均匀进入的，这就会造成向前差分的误差。这种误差有时会很大，需要认真对待和解决。解决的方法这种误差有时会很大，需要认真对待

21、和解决。解决的方法是：每个计算时段的入流量是：每个计算时段的入流量,按按5mm5mm为一段，划分为为一段，划分为N N段，段，即：即：RIKI S FR RGKG S FR(1)5RNINT 4 4 （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：（2-1222-122）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。地下径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：当采用线性水库时，计算公式为：（2-1232-123）()()QS tRS tUH()(

22、1)(1)()QG tCG QG tCGRG tU 单元面积河网总入流单元面积河网总入流 单元面积河网总入流为地面径流与地下径流出流之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：和，计算公式为：（2-1242-124）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：拟。当采用滞后演算法时，计算公式为：（2-1252-125）需要指出的是，单元面积河网汇流计算在很多情况需要指出的是，单元面积河网汇流计算在很多情况()()()QT tQS tQG t()(1)(1)()Q

23、tCR Q tCRQT t L 以简化。这是由于单元流域的面积一般不大而且其河道以简化。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，将这种调蓄作较短，对水流运动的调蓄作用通常较小，将这种调蓄作用合并在前面所述的地面和地下径流中一起考虑所带来用合并在前面所述的地面和地下径流中一起考虑所带来的误差通常可以忽略。只有在单元流域面积较大或流域的误差通常可以忽略。只有在单元流域面积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。汇流。从单元面积以下到流域出口是河道汇流阶段。河道从单元面积以下到流域出口是河道汇

24、流阶段。河道汇流计算采用马斯京根分段连续演算法。参数有槽蓄系汇流计算采用马斯京根分段连续演算法。参数有槽蓄系数数KEKE和流量比重因素和流量比重因素XEXE，各单元河段的参数取相同值。，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，每个单元河段取为了保证马斯京根法的两个线性条件，每个单元河段取 KEKEt t，已知，已知KEKE、XEXE和和t t，可求出，可求出C C0 0、C C1 1和和C C2 2，即可用即可用下式进行河道演算。下式进行河道演算。（2-1262-126）（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

25、可以采用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见（线性水库，采用单位线的计算公式见（2-1222-122）式，采用）式，采用线性水库的计算公式为线性水库的计算公式为:（2-1272-127）012()()(1)(1)QtCI tC I tCQt()(1)(1)()QS tCS QS tCSRS tU 壤中流汇流壤中流汇流 壤中流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。当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，计算公式为采用线性水库时，计算公式为:（2-1282-128）地下径流汇流地下径流汇流 采用线性水库时，与（采用线性水库时，与（2-23

26、2-23）式相同。）式相同。单元面积河网总入流单元面积河网总入流 （2-1292-129）()()()()QT tQS tQI tQG t()(1)(1)()QI tCI QI tCIRI tU 单元面积河网汇流单元面积河网汇流 采用滞后演算法时，与（采用滞后演算法时，与（2-1252-125）式相同。）式相同。单元面积以下河道汇流单元面积以下河道汇流 与二水源计算方法相同。与二水源计算方法相同。6.2.3 6.2.3 模型参数概念模型参数概念 流域水文模型大多数都是基于对流域尺度上实测响流域水文模型大多数都是基于对流域尺度上实测响应的解释来构建的，包括模型中所考虑的因素、描述的应的解释来构建

27、的，包括模型中所考虑的因素、描述的方式和结构组成。影响流域降雨径流形成过程的因素众方式和结构组成。影响流域降雨径流形成过程的因素众多，由于各因素所起的作用、描述或者概化方式及结构多，由于各因素所起的作用、描述或者概化方式及结构组成不同，所包含的参数也不同。若按参数所具有的意组成不同，所包含的参数也不同。若按参数所具有的意义，可分为物理参数和经验参数；若按参数是否随时间义，可分为物理参数和经验参数；若按参数是否随时间变化，可分为时变参数和时不变参数；若按参数在流域变化，可分为时变参数和时不变参数；若按参数在流域降雨径流形成过程中所起的作用，可分为蒸散发参数、降雨径流形成过程中所起的作用，可分为蒸

28、散发参数、产流参数、分水源参数和汇流参数；若按参数对模型模产流参数、分水源参数和汇流参数；若按参数对模型模拟计算精度影响程度的大小，可分为敏感性参数和不敏拟计算精度影响程度的大小，可分为敏感性参数和不敏感性参数；若按参数确定方法，可分为直接量测参数、感性参数；若按参数确定方法，可分为直接量测参数、试验分析参数和率定参数。试验分析参数和率定参数。流域水文模型中所包含的参数大致可分为以下三类：流域水文模型中所包含的参数大致可分为以下三类：1 1、具有明确物理意义的参数、具有明确物理意义的参数 可直接量测或用物理试验和物理关系推求。可直接量测或用物理试验和物理关系推求。2 2、纯经验参数、纯经验参数

29、 可以通过实测水文资料、气象资料及其它有关的资可以通过实测水文资料、气象资料及其它有关的资料反求。料反求。3 3、具有一定物理意义的经验参数、具有一定物理意义的经验参数 可以先根据其物理意义确定参数值的大致范围，然可以先根据其物理意义确定参数值的大致范围，然后用实测水文、气象资料及其它有关的资料确定其具体后用实测水文、气象资料及其它有关的资料确定其具体数值。数值。对于第对于第2 2、第、第3 3类参数的确定，一般可将其化为无约类参数的确定，一般可将其化为无约束条件或有约束条件的最优化问题求解。束条件或有约束条件的最优化问题求解。6.2.4 6.2.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法

30、新安江模型是一个通过长期实践和对水文规律认识新安江模型是一个通过长期实践和对水文规律认识基础上建立起来的一个概念性水文模型。模型大多数参基础上建立起来的一个概念性水文模型。模型大多数参数具有明确的物理意义，它们在一定程度上反映了流域数具有明确的物理意义，它们在一定程度上反映了流域的基本水文特征和降雨径流形成的物理过程。因此，原的基本水文特征和降雨径流形成的物理过程。因此，原则上可以按其物理意义通过实测、实验、比拟等方法来则上可以按其物理意义通过实测、实验、比拟等方法来确定。但由于模型是在假设、概化和判断的基础上建立确定。但由于模型是在假设、概化和判断的基础上建立起来的，加上水文要素又十分复杂，

31、在当前的观测技术起来的，加上水文要素又十分复杂，在当前的观测技术条件下，人们准确地获得一个流域内水循环诸要素的时条件下，人们准确地获得一个流域内水循环诸要素的时空变化值虽然取得了令人鼓舞的进展，但还存在相当大空变化值虽然取得了令人鼓舞的进展，但还存在相当大的困难。因此，实践中人们常采用参数的概念分析方法，的困难。因此，实践中人们常采用参数的概念分析方法，即先按实测值或参数物理意义初定参数初值范围；然后即先按实测值或参数物理意义初定参数初值范围；然后根据输入，通过模型计算输出；再将输出过程与实测过根据输入，通过模型计算输出；再将输出过程与实测过程进行比较，作优化调试；并根据特定的目标准则（有程进

32、行比较，作优化调试；并根据特定的目标准则（有约束条件）确定参数的最优值。下面介绍新安江模型各约束条件）确定参数的最优值。下面介绍新安江模型各参数的概念分析方法。参数的概念分析方法。1 1、蒸散发能力折算系数、蒸散发能力折算系数KCKC KCKC是影响产流量计算最为重要和敏感参数，产流计是影响产流量计算最为重要和敏感参数，产流计算中制着水量平衡，因此，对水量计算是最重要的。算中制着水量平衡，因此，对水量计算是最重要的。在在蒸散发计算模型中，普遍应用的一个物理量称为流域蒸蒸散发计算模型中，普遍应用的一个物理量称为流域蒸散发能力。流域蒸散发能力是指供水充分情况下的流域散发能力。流域蒸散发能力是指供水

33、充分情况下的流域日蒸散发量。它决定于气象因素、土壤特性及植被状况日蒸散发量。它决定于气象因素、土壤特性及植被状况等一些下垫面因素。有关流域蒸散发能力的计算国内外等一些下垫面因素。有关流域蒸散发能力的计算国内外学者做了大量的研究，一般都是基于热量平衡或紊流扩学者做了大量的研究，一般都是基于热量平衡或紊流扩散原理，从蒸散发的物理概念出发建立一些理论关系。散原理，从蒸散发的物理概念出发建立一些理论关系。这种研究途径理论基础充分，物理概念清楚，气象资料这种研究途径理论基础充分，物理概念清楚，气象资料较丰富，观测精度也较水面蒸发高，因此宜用于推求流较丰富，观测精度也较水面蒸发高，因此宜用于推求流域蒸散发

34、能力，如彭门公式。但上述研究途径所需资料域蒸散发能力，如彭门公式。但上述研究途径所需资料多，计算相对复杂。国内广泛采用的方法是直接借助于多，计算相对复杂。国内广泛采用的方法是直接借助于水文或气象站蒸发皿的观测值来推求流域蒸散发能力。水文或气象站蒸发皿的观测值来推求流域蒸散发能力。据一些地区的研究表明，据一些地区的研究表明，E E601601蒸发皿的热状况及其特点与蒸发皿的热状况及其特点与实际地面比较接近，在植被条件较差的情况下可用它的实际地面比较接近，在植被条件较差的情况下可用它的观测值观测值E EW W作为蒸散发能力的初始值。由于蒸发皿的观测作为蒸散发能力的初始值。由于蒸发皿的观测值一般都不

35、能代表全流域的蒸散发情况，通常采用流域值一般都不能代表全流域的蒸散发情况，通常采用流域蒸散发折算系数蒸散发折算系数KCKC。将其转化为流域的蒸散发能力即：。将其转化为流域的蒸散发能力即：，。由上分析可知，由上分析可知，KCKC主要反映流域平均高程与蒸发站主要反映流域平均高程与蒸发站高程之间差别的影响和蒸发皿蒸散发与陆面蒸散发间差高程之间差别的影响和蒸发皿蒸散发与陆面蒸散发间差WEPKC E123KC K K K 差别差别的影响。蒸散发能力的地区分布大体上反映了气候的影响。蒸散发能力的地区分布大体上反映了气候和自然地理条件的影响，具有较为明显的区域性规律。和自然地理条件的影响，具有较为明显的区域

36、性规律。在缺乏实测资料或者资料质量较差时，可以移用邻近地在缺乏实测资料或者资料质量较差时，可以移用邻近地区的蒸散发能力与气象要素间的一些经验公式，由气象区的蒸散发能力与气象要素间的一些经验公式，由气象要素来推求流域蒸散发能力。要素来推求流域蒸散发能力。根据实测资料直接推求方根据实测资料直接推求方法如图所示。法如图所示。E=P-R+W2-W1 因为因为W2W1WM，所以有：，所以有：E=P-R 由于资料等方面的原因，在实际模拟计算中由于资料等方面的原因，在实际模拟计算中KCKC值往值往往变化很大，最后须经模型调试后确定。往变化很大，最后须经模型调试后确定。2 2、流域平均张力水容量、流域平均张力

37、水容量WMWM WMWM表示流域的干旱程度，表示流域的干旱程度，WM=UM+LM+DMWM=UM+LM+DM。WM=100mm WM=100mm 北方半湿润地区；北方半湿润地区；WM=170mm WM=170mm 南方湿润地区。南方湿润地区。UM=5mm UM=5mm 缺林地；缺林地；WWEPEKCEE UM=20mm UM=20mm 多林地。多林地。LM=60LM=6090mm90mm，根据实验，再此范围内蒸散发大约与，根据实验，再此范围内蒸散发大约与土湿成正比。土湿成正比。DM=WM-UM-LMDM=WM-UM-LM。WM WM可用实测资料来分析。选择前期特别干旱，本次可用实测资料来分析。

38、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行分析。根降雨足够大，大得可使全流域蓄满的洪水进行分析。根据水量平衡有：据水量平衡有：因为前期特别干旱，所以因为前期特别干旱，所以W W1 1=0=0；雨后全流域蓄满，；雨后全流域蓄满，所以有所以有W W2 2=WM=WM，21PREW W W MPRE 3 3、张力水蓄水容量曲线方次张力水蓄水容量曲线方次B B B B值反映了张力水蓄水条件分布的不均匀性，通常与值反映了张力水蓄水条件分布的不均匀性，通常与流域面积有关。流域面积有关。B=0.1 B=0.1 流域面积流域面积A5kmA5km2 2；B=0.2B=0.20.3 0.3 几

39、百几百 流域面积流域面积A1000KmA1000kmA1000km2 2 4 4、深层蒸发系数深层蒸发系数C C 此值取决于深根植物的覆盖面积，根据现有经验：此值取决于深根植物的覆盖面积，根据现有经验：C=0.18 C=0.18 南方多林地区；南方多林地区；C=0.09 C=0.09 北方半湿润地区。北方半湿润地区。5 5、表层土自由水容量表层土自由水容量SMSM 表土层使指腐植土层。表土层使指腐植土层。SMSM的作用相当于二水源模型的作用相当于二水源模型中的稳定下渗率中的稳定下渗率FCFC。SMSM值受降雨资料时段长均化影响很值受降雨资料时段长均化影响很大，当以日为时段长时大，当以日为时段长

40、时:SM=5mm SM=5mm 或更小或更小 土层很薄的山区；土层很薄的山区；SM=50mm SM=50mm 或更大或更大 土深林茂透水性强的地区；土深林茂透水性强的地区；SM=10SM=1020mm 20mm 一般流域。一般流域。当所采用的计算时段减小时，当所采用的计算时段减小时，SMSM要加大。要加大。SMSM这个参这个参数对地面径流的多少起决定性作用，是一个重要参数。数对地面径流的多少起决定性作用，是一个重要参数。SMSM大则大则RSRS小，小，RGRG大大;反之，反之，SMSM小则小则RSRS大，大，RGRG小。小。6 6、表层自由水蓄水容量曲线指数、表层自由水蓄水容量曲线指数EXEX

41、 EX EX反映了表层自由水蓄水条件分布的不均匀性。在反映了表层自由水蓄水条件分布的不均匀性。在山坡水文学中，它决定了饱和坡面流产流面积的发展过山坡水文学中，它决定了饱和坡面流产流面积的发展过程。由于缺乏定性分析，所以定量有困难，程。由于缺乏定性分析，所以定量有困难，EX=1.0 EX=1.0 1.51.5。7 7、KGKG与与KIKI KG KG与与KIKI是表层自由水蓄水库对地下水与壤中流的出是表层自由水蓄水库对地下水与壤中流的出流稀疏，是并联的。流稀疏，是并联的。KG+KIKG+KI代表出流的快慢，代表出流的快慢，KG/KIKG/KI代表代表地下径流与壤中流之比，对一地下径流与壤中流之比

42、，对一个特定流域，它们都是常数。个特定流域，它们都是常数。1-(KG+KI)1-(KG+KI)表示退水快慢。表示退水快慢。KG+KI=0.7 KG+KI=0.7 雨止到壤中流止的时间为三天雨止到壤中流止的时间为三天;KG+KI=0.8 KG+KI=0.8 雨止到壤中流止的时间为二天。雨止到壤中流止的时间为二天。KG KG的大小决定于基岩的大小决定于基岩与深土的渗透性；与深土的渗透性；KIKI的大的大小决定于表土层的渗透性。小决定于表土层的渗透性。KG/KI=RG/RIKG/KI=RG/RI。8 8、深层壤中流消退系数、深层壤中流消退系数CICI CI=0 CI=0 无深层壤中流；无深层壤中流；

43、CI=0.9 CI=0.9 深层壤中流丰富，相当于退水历时深层壤中流丰富，相当于退水历时1010天。天。CICI可根据退水段的第一个拐点（地面径流终止点）可根据退水段的第一个拐点（地面径流终止点）与第二个拐点（壤中流终止点）之间的退水段流量过程与第二个拐点（壤中流终止点）之间的退水段流量过程来分析确定。由于这两个拐点难以确切确定，即使这两来分析确定。由于这两个拐点难以确切确定，即使这两个拐点确定好了，两拐点间的退水流量也只是以壤中流个拐点确定好了，两拐点间的退水流量也只是以壤中流为主要成分，还包含一定比例的地下径流形成的流量。为主要成分，还包含一定比例的地下径流形成的流量。因此，分析确定的值通

44、常还要通过模型模拟来检验。因此，分析确定的值通常还要通过模型模拟来检验。9 9、地下水消退系数地下水消退系数CGCG 用无雨期退水流量确定。用无雨期退水流量确定。当枯季地下径流退水很慢时，也可以用旬平均或月当枯季地下径流退水很慢时，也可以用旬平均或月平均流量进行估算。不同地区、不同的流域该值变化较平均流量进行估算。不同地区、不同的流域该值变化较大，若以日作为计算时段长，则大，若以日作为计算时段长，则 CG=0.950CG=0.9500.9980.998，相，相当于退水历时当于退水历时2020500500天。天。10 10、河网单位线、河网单位线UHUH UHUH值取决于河网的地貌特征。一般用经

45、验方法推求。值取决于河网的地貌特征。一般用经验方法推求。11 11、地面径流消退系数地面径流消退系数CSCS CSCS可根据洪峰流量与退水段的第一个拐点（地面径可根据洪峰流量与退水段的第一个拐点（地面径流终止点）之间的退水段流量过程来分析确定。但由于流终止点）之间的退水段流量过程来分析确定。但由于这部分退水流量也只是以地面径流为主，可能还包含一这部分退水流量也只是以地面径流为主，可能还包含一定比例的壤中流形成的流量。因此，分析确定的值通常定比例的壤中流形成的流量。因此，分析确定的值通常还要通过模型模拟来检验。还要通过模型模拟来检验。12 12、河网需水消退系数、河网需水消退系数CRCR CRC

46、R代表坦化作用，其值取决于河网的地貌条件，可代表坦化作用，其值取决于河网的地貌条件，可通过河网地貌推求。因与时段长短有关，其值应视洪水通过河网地貌推求。因与时段长短有关，其值应视洪水特性而定。特性而定。13 13、滞后时间、滞后时间L L L L代表平移作用，其值取决于河网的地貌条件，可通代表平移作用，其值取决于河网的地貌条件，可通过河网地貌推求。过河网地貌推求。14 14、马斯京根法演算参数、马斯京根法演算参数KEKE、XEXE KEKE、XEXE取决于河道特征和水力特性，可根据河道的取决于河道特征和水力特性，可根据河道的水力特性采用水力学方法或水文学方法推求出。水力特性采用水力学方法或水文

47、学方法推求出。6.2.5 6.2.5 参数率定参数率定 原则上，任何模型的任一参数都可通过参数率定方原则上，任何模型的任一参数都可通过参数率定方法确定。然而，模型参数的率定是一个十分复杂、困难法确定。然而，模型参数的率定是一个十分复杂、困难的问题。流域水文模型除了模型的结构要合理外，模型的问题。流域水文模型除了模型的结构要合理外，模型参数的率定也是一个十分重要的环节。新安江模型的参参数的率定也是一个十分重要的环节。新安江模型的参数大都具有明确的物理意义，因此，它们的参数值原则数大都具有明确的物理意义，因此，它们的参数值原则上可根据其物理意义直接定量的。但由于缺乏降雨径流上可根据其物理意义直接定

48、量的。但由于缺乏降雨径流形成过程中各要素的实测与试验过程，故在实际应用中形成过程中各要素的实测与试验过程，故在实际应用中只能依据出口断面的实测流量过程，用系统识别的方法只能依据出口断面的实测流量过程，用系统识别的方法推求。由于参数多，信息量少，就会产生参数的相关性、推求。由于参数多，信息量少，就会产生参数的相关性、不稳定性和不唯一性问题。下面就新安江模型参数的敏不稳定性和不唯一性问题。下面就新安江模型参数的敏感性问题、参数的相关性问题、参数的人机交互率定和感性问题、参数的相关性问题、参数的人机交互率定和自动率定进行一些讨论。自动率定进行一些讨论。1 1、参数的敏感性分析、参数的敏感性分析 所谓

49、参数的敏感性是指：将待考察的参数增加或减所谓参数的敏感性是指：将待考察的参数增加或减少一个适当的数量，再进行模型模拟计算，观察它对模少一个适当的数量，再进行模型模拟计算，观察它对模拟结果和目标函数变化的影响程度，这也叫参数的灵敏拟结果和目标函数变化的影响程度，这也叫参数的灵敏度；参数改变后的模拟结果比参数改变前的模拟结果改度；参数改变后的模拟结果比参数改变前的模拟结果改变越大，则说明此参数越敏感（灵敏）；反之，当参数变越大，则说明此参数越敏感（灵敏）；反之，当参数改变后的模拟结果与参数改变前的模拟结果基本不变，改变后的模拟结果与参数改变前的模拟结果基本不变，则说明该参数反映迟钝、不敏感。敏感性

50、参数，其数量则说明该参数反映迟钝、不敏感。敏感性参数，其数量稍有变化对输出的影响就很大；反映迟钝的参数，对输稍有变化对输出的影响就很大；反映迟钝的参数，对输出影响不大；有的参数在湿润季节敏感，在干旱季节不出影响不大；有的参数在湿润季节敏感，在干旱季节不敏感，而另外的参数则反之；有的参数在高水时敏感，敏感，而另外的参数则反之；有的参数在高水时敏感，低水时不敏感，而另外的参数则反之，等等。对敏感性低水时不敏感，而另外的参数则反之，等等。对敏感性的参数应仔细分析，认真优选；对不敏感的参数可粗略的参数应仔细分析，认真优选；对不敏感的参数可粗略一些或根据一般经验固定下来，不参加优选。一些或根据一般经验固