1、第三章第三章 新安江模型新安江模型第1页，共55页。新安江模型简介新安江模型简介 1973 1973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预报方案报方案时，汇集了当时在产汇流理论方面的研究成果，并结时，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，设计了国内第一个合大流域洪水预报的特点，设计了国内第一个完整完整的流域水文的流域水文模型模型新安江流域水文模型，以下简称新安江流域水文模型，以下简称新安江模型新安江模型。最初研制的是。最初研制的是二水源二水源新安江模型，新安江模型，8080年代中期，借鉴山坡水
2、文学的概念和国内外年代中期，借鉴山坡水文学的概念和国内外产汇流理论的研究成果，提出了产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江模型。第2页，共55页。三水源新安江模型蒸散发计算采用三水源新安江模型蒸散发计算采用三层模型三层模型；产流计算采用；产流计算采用蓄满产流理论蓄满产流理论；用；用自由水蓄水库结构自由水蓄水库结构将总径流划分为将总径流划分为地表径流、地表径流、壤中流和地下径流壤中流和地下径流三种；流域汇流计算采用三种；流域汇流计算采用线性水库线性水库；河道汇；河道汇流采用流采用马斯京根分段连续演算或滞后演算法马斯京根分段连续演算或滞后演算法。新安江模型简介新安江模型简介第3页
3、，共55页。3.1 3.1 模型结构模型结构 为了考虑为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀降水和流域下垫面分布不均匀的影响，新安江模型的结的影响，新安江模型的结构设计为构设计为分单元的分单元的。每一个单元的产汇流过程被分为：。每一个单元的产汇流过程被分为：蒸散发，产流蒸散发，产流，分水源和汇流，分水源和汇流四个层次结构进行计算。四个层次结构进行计算。第4页，共55页。新安江模型各层次结构功能、计算方法和相应参数新安江模型各层次结构功能、计算方法和相应参数层次层次第一层次第一层次第二层次第二层次第三层次第三层次第四层次第四层次功能功能蒸散发蒸散发计算计算产流产流计算计算水源水源划分划分汇流汇流计算
4、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计算计算方法方法三层三层模型模型蓄满蓄满产流产流稳定稳定下渗下渗自由水自由水蓄水库蓄水库单位线或单位线或线性水库或线性水库或滞后演算法滞后演算法马斯京根马斯京根或或滞后演算滞后演算法法参数参数KCKC、UMUM、LMLM、DMDM、C CWMWM、B B、IMIMf fC CSMSM、EXEX、KGKG、KIKIUHUH或或CSCS、CICI、CGCGKEKE、XEXE或或L L第5页，共55页。具体计算为蒸散发计算采用具体计算为蒸散发计算采用三层三层模型，其参数有上层张力模型，其参数有上层张力水蓄水容量水蓄水容量UMUM，下层张力水
5、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K KC C，深层蒸散发，深层蒸散发扩散系数扩散系数C C，计算公式为：，计算公式为：WM=UM+LM+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED 第6页，共55页。EP=KCEM 具体计算为：具体计算为：当当 P-E+WUEP时，时，EU=EP，EL=0，ED=0 当当 P-E+WUCLM 则则 EL=(EP-EP)WM/LM，ED=0 若若 WLCLM 且且 WLC(EP-EU)则则 EL=C(EP-EU)，ED=
6、0 若若 WLCLM 且且 WLC(EP-EU)则则 EL=WL，ED=C(EP-EU)-WL第7页，共55页。2.2.蓄满产流是指：降水在满足田间持水量以前不产流，所有的降蓄满产流是指：降水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；降水在满足田间持水量以后，所有的降水水都被土壤所吸收；降水在满足田间持水量以后，所有的降水（扣除同期蒸发量）都产流。（扣除同期蒸发量）都产流。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，产流表现为蓄量控制的特点。湿润地以后，全部降水变为径流，产流表现为蓄量控制的
7、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雨强和入渗动态过程入渗动态过程的问题；的问题；第8页，共55页。2.2.1(1)BfWFWMM 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(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第9页，共55页。000(1)(1)AABfWWdWdWFWMM101(1)1BWMMAWBWMM1WMMWMB1011(1)BWA W
8、MMWM 对对W W0 0积分积分第10页，共55页。1(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总径流计算公式：总径流计算公式：若若 ，及局部产流，及局部产流若若 ，即全流域产流，即全流域产流表明，在蓄满产流模式下，总径流量是表明，在蓄满产流模式下，总径流量是降水量、雨期蒸散发量和降水量、雨期蒸散发量和流域初始土壤含水量流域初始土壤含水量的函数。的函数。第11页，共55页。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
9、径流量 R R中包括了各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，相应采用的计算方法也不同。因此，须进行水相同，相应采用的计算方法也不同。因此，须进行水源划分。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，二水源的水源划分结构是根据霍尔顿的产流概念，用稳定下渗率用稳定下渗率fc进行水源划分的，其计算公式为进行水源划分的，其计算公式为:当时当时 时时 cfEPRSRRGPERfFffRGcc第12页，共55页。3.3.水源划分水源划分 当时当时 时时 从上可知，只要知道了从上可知，只要知道了 ，就可将总
10、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。水源划分的关。水源划分的关键是确定流域的稳定下渗率键是确定流域的稳定下渗率 。最常用的方法是在。最常用的方法是在流量过程线上找出地面径流流量过程线上找出地面径流 RS的终止点，据此分的终止点，据此分割出地下径流割出地下径流RG，然后试算出。，然后试算出。0,RSRGRNoImagecfEPcfcf第13页，共55页。3 3 水源划分水源划分 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，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的地面径流实
11、际上常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常包括了大部分壤中流壤中流在内。国内外学者研究成果表明，雨在内。国内外学者研究成果表明，雨止至地面径流终止点之间的历时，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实际上比较接近于壤中流的退水历时的退水历时，远远大于地面径流的退水历时。所以，稳定下渗，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，而是在上土层和下土层之间。率的界面就不是在地面，而是在上土层和下土层之间。第14页，共55页。存在的主要问题：存在的主要问题：用用 划分水源是建立在包气带岩土结构水平方向划分水源是建立在包气带岩土结构
12、水平方向空空间分布均匀间分布均匀的基础上，这假定往往与实际情况不符的基础上，这假定往往与实际情况不符.用用 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，壤中流的流域实际计算结果表明，壤中流的坡面调蓄作用有时坡面调蓄作用有时比比地面径流大得多；直接进入地下水库没有考虑坡面垂向地面径流大得多；直接进入地下水库没有考虑坡面垂向调节作用，即调节作用，即包气带的调蓄作用包气带的调蓄作用；由于地表径流和壤中；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
13、的非线性变化。种方法进行计算，常会引起汇流的非线性变化。cfcf第15页，共55页。存在的主要问题：存在的主要问题：对许多流域资料的分析表明，即使是同一流域，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各次洪水所分析出的 也不尽相同，而且有的时候也不尽相同，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，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，常造成较大误差。应用时其任意性大，常造成较大误差。cf第16页，共55页。（2 2）三水源）三水源 三三水源的水源划分结构应用了水源的水源划分结构应用了 山坡水文学的概念，去掉了山坡水文学的概念，去掉了 ，用
14、自由水蓄水库结构解决水源用自由水蓄水库结构解决水源 划分问题。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，先进入自由水蓄水库调蓄，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设置了两个出，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，形成口，一个为旁侧出口，形成壤中流壤中流RIRI；另一个为向下出口，形；另一个为向下出口，形成成地下径流地下径流RGRG。cf第17页，共55页。（2 2）三水源）三水源 根据蓄满产流的概
15、念，只有在根据蓄满产流的概念，只有在产产流面积流面积上才可能产生径流，因为产上才可能产生径流，因为产流面积是变化的，所以，流面积是变化的，所以，自由水蓄自由水蓄水库的底宽水库的底宽也是变化的。在图中还也是变化的。在图中还设置了一个壤中流水库，该水库用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流域，即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将划分出来的壤中流再进行一次调蓄计算。蓄计算。该水库一般是不需要的该水库一般是不需要的，故在图中用虚线表示，故在图中用虚线表示 第18页，共55页。（2 2）三水源）三水源 由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的，所以在由于饱和坡面
16、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。三水源水源划分结构是采用类似于流域蓄水容量面积分配曲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线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑流域内来考虑流域内自由水蓄水容量分布不均匀的问题。所谓流域自由水自由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线是指：蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积随自由水部分产流面积随自由水蓄水容量而变化的累计频率曲线。蓄水容量而变化的累计频率曲线。流域自由水蓄水容流域自由水蓄水容量面积分配曲线的
17、线型为：量面积分配曲线的线型为：1(1)EXfSFMS 第19页，共55页。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：为某时刻进入自由水蓄水库的水量的水量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；出流系数；KIKI：为自由水蓄水容量对壤中流：为自由水蓄水容量对壤中流的出流系数；的出流系数；FRFR：为产流面积。：为产流面积。1(1)EXfSFMS 第20页，共55页。（2 2）三水源）三水源对对SS积分积分1MSSMEX000(1)(1)AUAUEXfSS
18、dSdSFMS101(1)1EXMSAUSEXMS1011(1)EXSAUMSSM第21页，共55页。（2 2）三水源）三水源RFRPE1(1)Q AUQ AUEXAUAUfQRSdQdQFMSQAUMS产流面积产流面积FR为：为：对地面径流对地面径流RS积分积分若若 则则若若 则则1(1)EXQAURSQSMSSMFRMSQAUMS()RSQ S SMFR 第22页，共55页。（2 2）三水源）三水源 壤中流壤中流RIRI为：为：地下径流地下径流RGRG为：为：在对自由水蓄水库进行水量平衡计算时，通常在对自由水蓄水库进行水量平衡计算时，通常是将产流量是将产流量R R作为时段初的入流量进入自由
19、水蓄水库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。这种误差有时会很大，需要认真对向前差分的误差。这种误差有时会很大，需要认真对待和解决。解决的方法是：每个计算时段的入流量待和解决。解决的方法是：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，即：段，即：RIKISFRRGKGSFR(1)5RNINT第23页，共55页。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 地面径流汇流采用地面径流汇流采用单位线法单位线法，计算公式为：，计算公式为：地
20、下径流汇流地下径流汇流 地下径流汇流可采用地下径流汇流可采用线性水库或滞后演算法线性水库或滞后演算法模模拟。当采用线性水库时，计算公式为：拟。当采用线性水库时，计算公式为：为消退系数CG()(1)(1)()QG tCG QG tCGRG tUttQSRSUH第24页，共55页。4 4 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单元面积河网总入流为地面径流与地下径流出流地面径流与地下径流出流之和之和，计算公式为：，计算公式为：QT为单位面积总入流。为单位面积总入流。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单元面积河网汇流可采用线性水库或滞后演算线性水库或滞后演算法
21、法模拟。当采用滞后演算法时，计算公式为：模拟。当采用滞后演算法时，计算公式为：()()()QT tQS tQG t()(1)(1)()Q tCR Q tCRQT tL为滞后时间为地面径流消退系数；LCR第25页，共55页。4 4 需要指出的是需要指出的是，单元面积河网汇流计算在很多情况以简化。这，单元面积河网汇流计算在很多情况以简化。这是由于是由于单元流域的面积一般不大而且其河道较短，对水流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运动的调蓄作用通常较小，将这种调蓄作用合并在前面所，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的误差通常可以忽述的地面和地
22、下径流中一起考虑所带来的误差通常可以忽略。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汇流。下，才考虑单元面积内的河网汇流。第26页，共55页。4 4 从单元面积以下到流域出口是河道汇流阶段。从单元面积以下到流域出口是河道汇流阶段。河道汇流计算采用河道汇流计算采用马斯京根分段连续演算法马斯京根分段连续演算法。参。参数有槽蓄系数数有槽蓄系数KEKE和流量比重因素和流量比重因素XEXE，各单元河段，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
23、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，即可用下式进行河道演即可用下式进行河道演算。算。012()()(1)(1)Q tCI tCI tCQ t第27页，共55页。4 4（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，采用线性水库的计算公式为以采用线性水库，采用线性水库的计算公式为:()(1)(1)()QS tCSQS tCSRS tU第28页，共55页。4 4 壤中流汇流壤中流汇流 壤中
24、流汇流可采用线性水库或滞后演算法模拟。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，计算公式为当采用线性水库时，计算公式为:地下径流汇流地下径流汇流 采用线性水库时采用线性水库时 ()(1)(1)()QI tCIQI tCIRI tU()(1)(1)()QG tCG QG tCGRG tU第29页，共55页。4 4 单元面积河网总入流单元面积河网总入流 单元面积河网汇流单元面积河网汇流，采用滞后演算法，采用滞后演算法 单元面积以下河道汇流单元面积以下河道汇流()()()()QT tQS tQI tQG t()(1)(1)()Q tCR Q tCRQT tL012()()(1)(1
25、)Q tCI tCI tCQ t第30页，共55页。新安江模型各层次结构功能、计算方法和相应参数新安江模型各层次结构功能、计算方法和相应参数层次层次第一层次第一层次第二层次第二层次第三层次第三层次第四层次第四层次功能功能蒸散发蒸散发计算计算产流产流计算计算水源水源划分划分汇流汇流计算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计算计算方法方法三层三层模型模型蓄满蓄满产流产流稳定稳定下渗下渗自由水自由水蓄水库蓄水库单位线或单位线或线性水库或线性水库或滞后演算法滞后演算法马斯京根马斯京根或或滞后演算滞后演算法法参数参数KCKC、UMUM、LMLM、DMDM、C CWMWM、B B、
26、IMIMf fC CSMSM、EXEX、KGKG、KIKIUHUH或或CSCS、CICI、CGCGKEKE、XEXE或或L L第31页，共55页。3.3 3.3 模型参数概念模型参数概念 影响流域降雨径流形成过程的因素众多，由于各因素所起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组成不同，所包含的参数也的作用、描述或者概化方式及结构组成不同，所包含的参数也不同。不同。若按参数所具有的意义，可分为若按参数所具有的意义，可分为物理物理参数和参数和经验经验参数；参数；若按参数是否随时间变化，可分为若按参数是否随时间变化，可分为时变时变参数和参数和时不变时不变参数
27、；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，可分为蒸散发参蒸散发参数、产流参数、分水源参数和汇流数、产流参数、分水源参数和汇流参数；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，可分为敏感性敏感性参数和不敏感性参数和不敏感性参数；参数；若按参数确定方法若按参数确定方法，可分为直接量测参数、试验分析参数，可分为直接量测参数、试验分析参数和率定和率定参数。参数。第32页，共55页。模型中所包含的参数大致可分为以下三类：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
28、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（UHUH）通过实测水文资料、气象资料及其它有关的资料反求通过实测水文资料、气象资料及其它有关的资料反求 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，然后用实测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数值。对于第水文、气象资料及其它有关的资料确定其具体数值。对于第2 2、第第3 3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类参数的确定，一般可将其
29、化为无约束条件或有约束条件的最最优化问题求解优化问题求解。第33页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 实践中人们常采用参数的概念分析方法推求参数，即实践中人们常采用参数的概念分析方法推求参数，即先按先按实测值实测值或或参数物理意义参数物理意义初定参数初值范围；然后根据输初定参数初值范围；然后根据输入，通过模型计算输出；再将输出过程与实测过程进行比入，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（有约束条件）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。确定参数的最优值。第34页，共55页。下面介绍新安
30、江模型各参数的概念分析方法下面介绍新安江模型各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K KC CKC反映水面与陆面蒸发的差异反映水面与陆面蒸发的差异K1，试验资料供参考，试验资料供参考反映水面与陆面所在地理位置差异反映水面与陆面所在地理位置差异K2（1.31.5）E0如是器皿蒸发量，反映器皿与水面差异如是器皿蒸发量，反映器皿与水面差异K3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，由气象要素来推求流域蒸散发能力象要素来推求流域蒸散发能力。注意：一般注意：一般KC1EPKC*E0第35页，共55页。3.4
31、3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 2、流域平均张力水容量WM 1）WM表示流域的干旱程度流域的干旱程度，WM=UM+LM+DM。南方湿润地区WM约为120-170mm；半湿润地区为150200mm；2）UM为上层张力水蓄水容量，它包括植物截留为上层张力水蓄水容量，它包括植物截留。缺林地UM=5mm；多林地UM=20mm ；3）LM=6090mm，根据实验，在此范围内蒸散发大约与土湿成正比。4）DM=WM-UM-LM。第36页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 2、流域平均张力水容量WM 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，
32、大得可使全流域蓄满全流域蓄满的洪水进行分析。根据水量平衡有：为前期特别干旱，所以W1=0；雨后全流域蓄满，所以有W2=WM。第37页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法3、张力水蓄水容量曲线方次B B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。B=0.1 流域面积A5km2；B=0.20.3 几百流域面积A1000km2。4、深层蒸发系数C 此值取决于深根植物的覆盖面积，根据现有经验：C=0.18 南方多林地区；C=0.09 北方半湿润地区。第38页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 5、表层土自由水容量SM表土层
33、使指腐植土层腐植土层。SM的作用相当于二水源模型中的稳定下渗率稳定下渗率FC。SM值受降雨资料时段长均化影响很大，当以日为时段长时:土层很薄的山区SM=5mm 或更小；土深林茂透水性强的地区SM=50mm 或更大；一般流域SM=1020mm。当所采用的计算时段减小时，SM要加大。SM这个参数对地面径流的多少起决定性作用，是一个重要参数。SM大则大则RS小，小，RG大大;反之，反之，SM小则小则RS大，大，RG小。小。第39页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 6、表层自由水蓄水容量曲线指数EX EX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
34、了饱和坡面流产流面积的发展过程。由于缺乏定性分析，所以定量有困难定量有困难 EX=1.0 1.5。第40页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 7、KG与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，它们都是常数。KG+KI=0.7 雨止到壤中流止的时间为三三天;KG+KI=0.8 雨止到壤中流止的时间为二二天。KG的大小决定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/RI。第41页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模
35、型参数概念分析方法 8、深层壤中流消退系数CI 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10天 CI可根据退水段的第一个拐点第一个拐点（地面径流终止点）与第二个拐点（壤中流终止点壤中流终止点）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。因此，分析确定的值通常还要通过模型模拟来检验模型模拟来检验。第42页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 9、地下水消退系数CG 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
36、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大，若以日作为计算时段长，则 CG=0.9500.998，相当于退水历时20500天。第43页，共55页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 10、河网单位线UH UH值取决于河网的地貌特征。一般用经验方法推求一般用经验方法推求 11、地面径流消退系数CS CS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。但由于这部分退水流量也只是以地面径流为主地面径流为主，可能还包含一定比例的壤中流形成的流量。因此，分析确定的值通常还要通过模型模拟来检验通过模型模拟来检验。第44页，共55
37、页。3.4 3.4 模型参数概念分析方法模型参数概念分析方法 12、河网蓄水消退系数CR CR代表坦化作用坦化作用，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，其值应视洪水特性而定。13、滞后时间L L代表平移作用，其值取决于河网的地貌条件地貌条件，可通过河网地貌推求。14、马斯京根法演算参数KE、XE KE、XE取决于河道特征和水力特性，可根据河道的水力特性水力特性采用水力学方法或水文学方法采用水力学方法或水文学方法推求出。第45页，共55页。3.5 参数率定 原则上，任何模型的任一参数都可通过参数率定参数率定方法确定。新安江模型的参数大都具有明确的物理意义，因此，它们的
38、参数值原则上可根据其物理意义直接定量的。但由于缺乏降雨径降雨径流形成过程中流形成过程中各要素各要素的实测与试验过程的实测与试验过程，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、不稳定性和相关性、不稳定性和不唯一性问题不唯一性问题。下面就新安江模型参数的敏感性问题、参敏感性问题、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。第46页，共55页。3.5参数率定 1、参数的敏感性分析 所谓参数的敏感性是指：将待考察的参数增加或减少一个增加或减少一个适当的数量适当的数量，再进行
39、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，这也叫参数的灵敏度。分为参数越敏感（灵敏）敏感（灵敏）和不敏感不敏感。第47页，共55页。新安江模型各层次参数表层次参数符号参数意义 敏感程度取值范围第一层次蒸散发计算KCKC蒸散发能力折算系数敏感敏感UMUM上层张力水容量（mm）不敏感不敏感1020LMLM下层张力水容量（mm）不敏感不敏感6090C C深层蒸发折算系数不敏感不敏感0.10.2第二层次产流计算WMWM流域平均张水水容量（mm）不敏感不敏感120200B B张力水蓄水容量曲线方次不敏感不敏感0.10.4IMIM不透水面积占流域面积的比例不敏感不敏感0.010.05第48页
40、，共55页。新安江模型各层次参数表层次参数符号参数意义 敏感敏感程度程度取值范围第三层次水源划分SM表层自由水蓄水容量敏感敏感EX表层自由水蓄水容量曲线方次不敏感不敏感1.0-5.0KG表层自由水库对地下水的日出流系数系数敏感敏感KI表层自由水库对壤中流的日出流系数系数敏感敏感第四层次汇流计算CI壤中流消退系数敏感敏感CG地下水消退系数敏感敏感CS（UH）河网蓄水消退系数敏感敏感L滞时敏感敏感KE马斯京根法演算参数敏感敏感dtXE马斯京根法演算参数敏感敏感0.00.5第49页，共55页。2 2、参数的相关性分析、参数的相关性分析 模型参数的模型参数的相关性相关性问题历来是模型研制者关注的问题历
41、来是模型研制者关注的重点问题重点问题，模型，模型中只要有相关程度较高的参数存在，其解就不稳定，也不唯一。为了中只要有相关程度较高的参数存在，其解就不稳定，也不唯一。为了解决参数相关性的问题，可按新安江模型的层次结构率定参数，每个解决参数相关性的问题，可按新安江模型的层次结构率定参数，每个层次分别采用不同目标函数的优化方法。层次分别采用不同目标函数的优化方法。实际应用中发现，新安江模型有些参数之间的不独立性既存在于层次实际应用中发现，新安江模型有些参数之间的不独立性既存在于层次之内，也存在于层次之间。之内，也存在于层次之间。有关这部分内容不再展开，请大家参考有关文有关这部分内容不再展开，请大家参
42、考有关文献。献。第50页，共55页。3 3、人机交互率定、人机交互率定 人机交互率定参数首先假定一组参数，模型运算，分析对比，调人机交互率定参数首先假定一组参数，模型运算，分析对比，调整参数，使计算结果达到最优。整参数，使计算结果达到最优。第51页，共55页。3 3、人机交互率定、人机交互率定 有一些水文要素如有一些水文要素如年径流量年径流量、次洪径流量次洪径流量、退水流量过退水流量过程程、洪峰洪峰等只反映局部或个别的影响因素，易于分析判断误等只反映局部或个别的影响因素，易于分析判断误差的来源，用这些特征值作为优选标准，称为分层次（或分差的来源，用这些特征值作为优选标准，称为分层次（或分部）优
43、选。新安江模型可将分层次优选和整体优选相结合，部）优选。新安江模型可将分层次优选和整体优选相结合，率定各个参数值。其参数率定一般分为率定各个参数值。其参数率定一般分为“日模型日模型”和和“次洪次洪模型模型”两大部分。两大部分。第52页，共55页。3 3、人机交互率定、人机交互率定 1）日模可以确定第一、第二层次的参数，第三层次的部分参数如KG、KI、EX以及第四层次部分汇流参数如CG等。日模可以为次模提供初始状态变量，如W，WU、WL、WD，S等。2）次模进一步进行率定余下的参数。第53页，共55页。3.5参数率定 模型的可靠性模型的可靠性取决于模型研制中使用的水文资料的水文资料的质量和质量和
44、代表性，代表性，日模型和次洪模型使用水文气象资料应满足的最低样本最低样本数量数量。日模型一般要取连续 8年水文气象资料，其中6年用于率定模型，2年用于检验模型；次洪模型要取1020场以上的大、中、小洪水，其中10场用于率定模型，10场用于检验模型。第54页，共55页。3.6 模型评述模型评述 新安江模型的结构特点可以简单的归纳为：（1）三分特点，即分单元计算产流分单元计算产流、分水源坡面汇流分水源坡面汇流和分阶段流域汇流分阶段流域汇流；（2）模型参数少且大多数具有明确的物理意义，容易确定物理意义，容易确定；（3）模型参数与流域自然条件的关系比较清楚，可以寻找到参数的区域规律；（4）模型中未设）模型中未设超渗产流机制，适用于湿润与半湿润地区。第55页，共55页。
