常用洪水预报模型介绍讲稿.ppt

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1、常用洪水预报模型介绍第一页，讲稿共三十七页哦第二页，讲稿共三十七页哦第三页，讲稿共三十七页哦l19631963年年，提出提出了了湿润地区以蓄满产流为主的观点湿润地区以蓄满产流为主的观点l19731973年，设计了国内第一个完整的流域水文模型年，设计了国内第一个完整的流域水文模型新安江流域新安江流域水文模型水文模型l19781978年年，国外，国外出版出版了了山坡水文学山坡水文学l8080年代中期，改进提出了三水源新安江模型年代中期，改进提出了三水源新安江模型第四页，讲稿共三十七页哦第五页，讲稿共三十七页哦蒸散发计算采用三层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产流计算采用蓄满产流理

2、论径流划分采用自由水蓄水库径流划分采用自由水蓄水库汇流计算采用线性水库汇流计算采用线性水库四四 层层 结结 构构特别说明：河道汇流采用马斯京根分段连续演算或滞后演算法，但它一般不作为新安江模型的主体第六页，讲稿共三十七页哦三层蒸发模式三层蒸发模式 输入：蒸发皿实测水面蒸发输入：蒸发皿实测水面蒸发E0 流域蒸散发能力折算系数流域蒸散发能力折算系数K 参数：上下深三层张力水蓄水容量参数：上下深三层张力水蓄水容量WUM、WLM、WDM （和为流域平均张力水蓄水容量（和为流域平均张力水蓄水容量WM）深层蒸散发系数深层蒸散发系数C 输出：三层蒸散发量输出：三层蒸散发量EU、EL、ED（和为流域蒸散发（和

3、为流域蒸散发E）三层张力水容量三层张力水容量WU、WL、WD（和为张力水（和为张力水W）第七页，讲稿共三十七页哦计算公式：计算公式：三三 阶阶 段段上够蒸；上够蒸；上不够下够；上不够下够；上下都不够蒸深上下都不够蒸深EP=KE0当当 P+WUEP时，时，EU=EP、EL=0、ED=0当当 P+WUCWLM 则则 EL=(EP-EU)WL/WLM、ED=0 若若WLCWLM 且且 WLC(EP-EU)则则 EL=C(EP-EU)，ED=0 若若WLCWLM 且且 WL0时才产流时才产流PE+A WmmPE+A 0时才出流时才出流R+AU MSR+AU MS第十四页，讲稿共三十七页哦流域汇流计算包

4、括流域汇流计算包括坡地坡地和和河网河网两个汇流阶段两个汇流阶段 坡地坡地汇流：划分的汇流：划分的RS，认为可忽，认为可忽略坡面汇流时间，直接进入河网形略坡面汇流时间，直接进入河网形成成TRS；底孔出流量底孔出流量RG和边孔出流和边孔出流量量RI分别进入各自的水库，并按线分别进入各自的水库，并按线性水库的退水规律流出（消退系数性水库的退水规律流出（消退系数CG和和CI），分别成为地下水对河网），分别成为地下水对河网总入流总入流TRG和壤中流总入流和壤中流总入流TRI 河网河网汇流：采用线性水库或滞后演算法汇流：采用线性水库或滞后演算法第十五页，讲稿共三十七页哦 （1 1）K：流域蒸散发能力折算系

5、数，是指流域蒸散发能力与实：流域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。大体上反映气候和自然地理条件的影响，具测水面蒸发值之比。大体上反映气候和自然地理条件的影响，具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，对蒸散有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括蒸发皿到发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测地点到流域真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测地点到流域平均蒸发能力的折算。平均蒸发能力的折算。若采用若采用E601型蒸发皿测的蒸发型

6、蒸发皿测的蒸发E，则可作为，则可作为EP的初始值，的初始值，K则需要则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸发观测站多在流域根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围出口断面，因此其取值范围0.81.0之间。之间。其率定一般需要至少其率定一般需要至少4年以上资料，且应先固定其余参数，单独率年以上资料，且应先固定其余参数，单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。第十六页，讲稿共三十七页哦 （2 2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流域干旱程：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，

7、反映流域干旱程度。度。WM=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认。利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认为蓄水量为为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是WM。WM率定范围：湿润地区率定范围：湿润地区100150mm、半湿润地区、半湿润地区150200mm，也可直接给定，不用率定（湿润，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润，半湿润170）。）。WUM一般一般520mm，植被很好，植被很好20mm，植被很差，植被很差5mm。对蒸发。对蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中量计算进而对产流量计算有些影响，系

8、统中WUMx 为为WUM占占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.100.15。WLM、WDM影响很小，影响很小，WLM一般一般6090mm。WLMx率定范围率定范围0.600.90（WLMx 为为WLM占（占（WM-WUM）的比例）。的比例）。第十七页，讲稿共三十七页哦 （3 3）B：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参数，反映：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.10.5。流域内地形地貌地。流域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大

9、。很小流域质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大。很小流域(几几km2)值为值为0.1左右，中等流域左右，中等流域(1001000km2)的为的为0.20.3左右，较大面积左右，较大面积(数千数千km2)的值为的值为0.4左右。左右。（4 4）C：深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域面积的比例：深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域面积的比例。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南湿润地区值约在。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南湿润地区值约在0.150.20，而在华北半湿润地区则在，而在华北半湿润地区则在0.080.12左右。左右。（5 5）IM：为不透水面积占全

10、流域面积之比。干旱期降一场小雨：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小雨，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流系数即，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流系数即IM。天然流域。天然流域0.010.02，城市区、水面沼泽区较大。，城市区、水面沼泽区较大。第十八页，讲稿共三十七页哦 （6 6）SM：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植土层：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植土层）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资料时段均）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资料时段均化影响明显，时段越短化影响明显，时段越短SM越大，因为时段越

11、短越不容易产生地表径越大，因为时段越短越不容易产生地表径流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形态，且对地表径流与流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形态，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。地下径流的比重起决定作用。SM小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄于浅多，且多蓄于浅层，则产生层，则产生RI多，产生多，产生RG少；少；SM大，蓄水能力就大，溢出就少，即大，蓄水能力就大，溢出就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG，而，而RI变化不大。日变化不大。日模率定范围模率定范围1020

12、，次模，次模2050。（7 7）EX：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由水蓄：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由水蓄水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的发展过程。水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的发展过程。其值一般取其值一般取1.01.5，由于不敏感且变幅不大，可取定值，由于不敏感且变幅不大，可取定值1.5。第十九页，讲稿共三十七页哦 （8 8、9 9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，是并联的。是并联的。KG反映基岩和深层土壤的渗透性，反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表层土的

13、渗透性。反映表层土的渗透性。KG+KI代表自由水出流的快慢，代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下径流与壤中流之比（代表地下径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。），对具体流域一般都为固定值。一般雨止到洪水消退历时为一般雨止到洪水消退历时为3天，则天，则1-(KG+KI)30可得可得KG+KI=0.7。若。若KG+KI=0.8，表示历时为，表示历时为2天。当历时超过天。当历时超过3天时，表示深层天时，表示深层壤中流在起作用，则不需要调整壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中流消退系数值，而用壤中流消退系数CI来来处理。处理。上述为日模（上述为日模（24h），若

14、转换为次模（一天分为），若转换为次模（一天分为D个时段），则公式个时段），则公式为：为：第二十页，讲稿共三十七页哦 （1010）CI：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态，决定洪：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，CI趋于零。当深层壤中流很趋于零。当深层壤中流很丰富时，丰富时，CI趋于趋于0.9，相当汇流时间约为，相当汇流时间约为10天。天。其作用是弥补其作用是弥补KG+KI=0.7的不足，对整个洪水过程的影响，远的不足，对整个洪水过程的影响，远不如不如SM、KG/KI明显。明显。（1111）CG：地

15、下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可根据枯：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可根据枯季地下径流的退水规律推求，季地下径流的退水规律推求，CG=Qt+t/Qt。如以日为时段长，则。如以日为时段长，则 CG=0.9500.998，相当于退水历时，相当于退水历时20500天。天。上述为日模（上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为），若转换为次模（一天分为D个时段），则个时段），则公式为：公式为：第二十一页，讲稿共三十七页哦 （1212、1313）CS、L：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算法参：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地

16、貌条件。数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地貌条件。（1414、1515）X、KK：河道汇流分段马法参数流量比重因子和传播：河道汇流分段马法参数流量比重因子和传播时间，取决于河道特征和水利条件，时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化，反映坦化，KK反映平移。反映平移。由于实际应用中都令由于实际应用中都令KK=t（即计算时段长），所以系统不率定（即计算时段长），所以系统不率定KK，而率定参数，而率定参数MP（马法分段演算的河段数）。（马法分段演算的河段数）。第二十二页，讲稿共三十七页哦蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源 第二十三页，讲稿共三

17、十七页哦第二十四页，讲稿共三十七页哦 马斯京根法马斯京根法(Muskingum)是美国人麦卡锡是美国人麦卡锡(G.T.McCarthy)于于19381938年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种经典的的年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种经典的的河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方程简化为水量平衡河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄方程，并联立求解而得到演方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄方程，并联立求解而得到演算方程。经过几十年的应用和发展，已形成了许多不同的应用形式，下算方程。经过几十年的应

18、用和发展，已形成了许多不同的应用形式，下面介绍主要的演算形式。面介绍主要的演算形式。第二十五页，讲稿共三十七页哦在无区间入流情况下，河段某一时段的在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程水量平衡方程为：为：河段蓄水量与流量关系的河段蓄水量与流量关系的槽蓄方程槽蓄方程，一般可概括为：，一般可概括为：W=f(I,Q)马法采用下式表示槽蓄方程：马法采用下式表示槽蓄方程：式中：式中：K为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度；为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度；x称称为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对权重，一为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对权重

19、，一定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作用大，则定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作用大，则x大大，反之，反之x小；小；Q为示储流量。为示储流量。QKOxxIKW)1(第二十六页，讲稿共三十七页哦联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：tKxKtKxKCtKxKKxtCtKxKKxtC5.05.05.05.05.05.02101211202OCICICO式中：式中：C0、C1和和C2为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都是为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都是K、x和和t的函数，且的函数，且C0+C1+C2=1。第二十七页，讲稿共三

20、十七页哦 马法假定马法假定K和和x都是常数，这就要求河段蓄量都是常数，这就要求河段蓄量W与示储流量与示储流量Q成单一线性关系，这只有成单一线性关系，这只有Q等于该槽蓄量的恒定流流量等于该槽蓄量的恒定流流量Q0时才满足时才满足，所以示储流量，所以示储流量Q的物理意义就是恒定流流量的物理意义就是恒定流流量Q0。K=dW/dQ，即槽蓄曲线的坡度，而，即槽蓄曲线的坡度，而dW/dQ=dW/dQ0，即，即K等等于相应蓄量于相应蓄量W下恒定流状态的河段传播时间下恒定流状态的河段传播时间0，这才是，这才是K的物理意义。的物理意义。在洪水演算中，在洪水演算中，K主要体现洪水过程的平移。主要体现洪水过程的平移。

21、QKOxxIKW)1(（1）K第二十八页，讲稿共三十七页哦 马法要求流量在计算时段马法要求流量在计算时段t内沿河长呈直线变化。若时段小内沿河长呈直线变化。若时段小于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位于河段中于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位于河段中间，这就要求间，这就要求t K；而马法又要求计算断面的流量在时段内接近；而马法又要求计算断面的流量在时段内接近直线变化，这又要求直线变化，这又要求t K。为了避免出现负出流等不合理现象，。为了避免出现负出流等不合理现象，保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性变化和在任何时刻流量保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性变化和

22、在任何时刻流量在时段内沿程呈线性变化，一般要求在时段内沿程呈线性变化，一般要求t=K。在系统中率定时，直接取。在系统中率定时，直接取K值为值为t即可即可。（1）K第二十九页，讲稿共三十七页哦 马法在建立槽蓄曲线时，引入马法在建立槽蓄曲线时，引入x（流量比重系数），而特征河（流量比重系数），而特征河长法（存在一个河长，使长法（存在一个河长，使W、Q成单值关系）引入成单值关系）引入l（特征河长。（特征河长。经分析推导，可得：经分析推导，可得：x分两部分：分两部分：x1为水面曲为水面曲线形状，反映楔蓄大小（一线形状，反映楔蓄大小（一般天然河道其值为般天然河道其值为1/2）；）；L/l，为河段，为河段

23、L按按l分成的段分成的段数，反映河段调蓄能力。数，反映河段调蓄能力。（2）x第三十页，讲稿共三十七页哦 在洪水演算中，在洪水演算中，x主要体现洪水过程的坦化。主要体现洪水过程的坦化。x值越小表明河段槽蓄值越小表明河段槽蓄作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，对水库而言，槽蓄对水库而言，槽蓄作用大，入流量作用大，入流量I不起作用不起作用，过程线坦化程度很大，则，过程线坦化程度很大，则x0；若河段上；若河段上、下断面流量相等，即河段没有槽蓄，则过程线没有坦化，、下断面流量相等，即河段没有槽蓄，则过程线没有坦化，x=0.5；绝大；绝大多数河流多数河流x=00.5之间，在河网区或坡度很缓的河段会出现之间，在河网区或坡度很缓的河段会出现Ll，则，则xIm时，则以时，则以Im作作Pa值计算，值计算，即认为，此后的降雨量即认为，此后的降雨量P不再补充初损量，全部形成径流不再补充初损量，全部形成径流R。NKDK/1 式中：式中：N=24/t，KD为土壤含水量日衰减系数，为土壤含水量日衰减系数，K为计算时段为计算时段t的土壤含水量衰减系数。的土壤含水量衰减系数。当计算时段长当计算时段长t不等于不等于24h时，土壤含水量衰减系数时，土壤含水量衰减系数K应该用下式应该用下式换算换算第三十七页，讲稿共三十七页哦