常用洪水预报模型介绍教案资料.ppt

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1、常用洪水预报模型介绍三水源新安江模型三水源新安江模型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新安江流域水文模型江流域水文模型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模模 型型 简简 介介模模 型型 结结 构构模模 型型 结结 构构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论径流划分采用自由水蓄

2、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蒸蒸 散散 发发 计计 算算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（和为流域蒸散发E）三

3、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）蒸蒸 散散 发发 计计 算算计算公式：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汇汇 流流 计计 算算流域汇流计算包括流域汇流计算包括

4、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参参 数数 意意 义义 （1 1）K：流域蒸散发能力折算系数，是指流域蒸散发能力

5、与：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，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，具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，对具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡，对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括蒸蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测地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平均蒸发能力的折算。点到流域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蒸发皿测的蒸发E，则可

6、作为，则可作为EP的初始值，的初始值，K则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸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出口断面，因此其取值范围发观测站多在流域出口断面，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，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。单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。参参 数数 意意 义义 （2 2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流域干旱程度。域干旱程度。WM

7、=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨。利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认为蓄水量为的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是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。对蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx 为为WUM占

8、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率定率定范围范围0.600.90（WLMx 为为WLM占（占（WM-WUM）的比例）。的比例）。参参 数数 意意 义义 （3 3）B：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参：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，一般数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.10.5。流。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。域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域

9、越大，值越大。很小流域很小流域(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：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：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小：

10、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。参参 数数 意意 义义 （6 6）SM：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植土：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化影响明显，时段越短时段均化影响明显，时段越短SM越大，因为时段越短越不容易越大，因为时段越短越不容

11、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，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，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。且对地表径流与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，且多蓄多，且多蓄于浅层，则产生于浅层，则产生RI多，产生多，产生RG少；少；SM大，蓄水能力就大，溢出大，蓄水能力就大，溢出就少，即就少，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。日模率定范围变化不大。日模率定范围1020，次模，次模2050。（7 7）E

12、X：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由：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。其值一般取发展过程。其值一般取1.01.5，由于不敏感且变幅不大，可取，由于不敏感且变幅不大，可取定值定值1.5。参参 数数 意意 义义 （8 8、9 9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，是并联的。系数，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反映表反映表层土的渗透性。层土的渗透性。KG+KI

13、代表自由水出流的快慢，代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下代表地下径流与壤中流之比（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，天时，表示深层壤中流在起作用，则不需要调整表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中值，而用壤中流消退系数流消退系数CI来处理。来处理。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（

14、一天分为D个时段），个时段），则公式为：则公式为：参参 数数 意意 义义 （1010）CI：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态，：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，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，CI趋于零。当趋于零。当深层壤中流很丰富时，深层壤中流很丰富时，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，的不足，对整个洪水过程的影响，远不如远不如SM、KG/KI明显。明显。（1111）CG：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可：

15、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，根据枯季地下径流的退水规律推求，CG=Qt+t/Qt。如以日为时。如以日为时段长，则段长，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），个时段），则公式为：则公式为：参参 数数 意意 义义 （1212、1313）CS、L：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算：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，取决于河网地貌条法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网

16、地貌条件。件。（1414、1515）X、KK：河道汇流分段马法参数流量比重因子和：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，传播时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化，反映坦化，KK反映反映平移。由于实际应用中都令平移。由于实际应用中都令KK=t（即计算时段长），所以系统（即计算时段长），所以系统不率定不率定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）。小小 结结蓄满产流、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 马斯京根洪水演算法马斯京根洪水演算法方方 法法 简简 介介 马斯京根法马斯京根法(Mu

17、skingum)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方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄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算方程。经过几十年的应用和发展，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，下面介绍主要的演算形式。已形成了许多不同的应用形式，下面

18、介绍主要的演算形式。基基 本本 原原 理理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：式式中中：K为为蓄蓄量量参参数数，蓄蓄量量流流量量关关系系曲曲线线（槽槽蓄蓄曲曲线线）的的坡坡度度；x称称为为流流量量比比重重因因子子，表表示示上上、下下断断面面流流量量在在槽槽蓄蓄量量中中的的相相对对权权重重，一一定定程程度度上上反反映映了了楔楔蓄蓄对对流流量量演演算算的的作作用用，如如果果槽槽

19、蓄作用大，则蓄作用大，则x大，反之大，反之x小；小；Q为示储流量。为示储流量。基基 本本 原原 理理联立两式求解，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：式式中中：C0、C1和和C2为为马马斯斯京京根根洪洪水水演演算算方方法法的的演演算算系系数数，都都是是K、x和和t的函数，且的函数，且C0+C1+C2=1。参数物理意义及范围参数物理意义及范围 马马法法假假定定K和和x都都是是常常数数，这这就就要要求求河河段段蓄蓄量量W与与示示储储流流量量Q成成单单一一线线性性关关系系，这这只只有有Q等等于于该该槽槽蓄蓄量量的的恒恒定定流流流流量量Q0时才满足，所以示储流量时才满

20、足，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，即即槽槽蓄蓄曲曲线线的的坡坡度度，而而dW/dQ=dW/dQ0，即即K等等于于相相应应蓄蓄量量W下下恒恒定定流流状状态态的的河河段段传传播播时时间间0，这这才才是是K的物理意义。在洪水演算中，的物理意义。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。（1）K参数物理意义及范围参数物理意义及范围 马马法法要要求求流流量量在在计计算算时时段段t内内沿沿河河长长呈呈直直线线变变化化。若若时时段段小小于于河河道道传传播播时时间间，则则会会出出现现计计算算时时段段末末洪洪水水波波的的峰峰、谷谷位位于

21、于河河段段中中间间，这这就就要要求求t K；而而马马法法又又要要求求计计算算断断面面的的流流量量在在时时段段内内接接近近直直线线变变化化，这这又又要要求求t K。为为了了避避免免出出现现负负出出流流等等不不合合理理现现象象，保保证证上上、下下断断面面的的流流量量在在计计算算时时段段内内呈呈线线性性变变化化和和在在任任何何时时刻刻流流量量在在时时段段内内沿沿程程呈呈线线性性变变化化，一一般般要要求求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参数物理意义及范围参数物理意义及范围 马马法法在在建建立立槽槽蓄蓄曲曲线线时时，引引入入x（流流量量比比重重系系数数）

22、，而而特特征征河河长长法法（存存在在一一个个河河长长，使使W、Q成成单单值值关关系系）引引入入l（特特征河长。征河长。经分析推导，可得：经分析推导，可得：x分分两两部部分分：x1为为水水面面曲曲线线形形状状，反反映映楔楔蓄蓄大大小小（一一般般天天然然河河道道其其值值为为1/2）；L/l，为为河河段段L按按l分分成成的的段段数数，反反映映河河段段调蓄能力。调蓄能力。（2）x 在在洪洪水水演演算算中中，x主主要要体体现现洪洪水水过过程程的的坦坦化化。x值值越越小小表表明明河河段段槽槽蓄蓄作作用用越越大大，演演算算出出的的过过程程线线坦坦化化程程度度越越大大。例例如如，对对水水库库而而言言，槽槽蓄蓄

23、作作用用大大，入入流流量量I不不起起作作用用，过过程程线线坦坦化化程程度度很很大大，则则x0；若若河河段段上上、下下断断面面流流量量相相等等，即即河河段段没没有有槽槽蓄蓄，则则过过程程线线没没有有坦坦化化，x=0.5；绝绝大大多多数数河河流流x=00.5之之间间，在在河河网网区区或或坡坡度度很很缓缓的的河河段段会会出出现现Ll，则则xIm时时，则则以以Im作作Pa值值计计算算，即即认认为为，此此后后的的降降雨雨量量P不不再再补补充充初初损损量量，全全部部形成径流形成径流R。式式中中：N=24/t，KD为为土土壤壤含含水水量量日日衰衰减减系系数数，K为为计计算算时段时段t的土壤含水量衰减系数。的

24、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应应该用下式换算该用下式换算降雨径流相关图的绘制降雨径流相关图的绘制(1)当当P一一定定时时，Pa越越大大，R也也就就越越大大，所所以以Pa等等值线呈左小右大。值线呈左小右大。(2)Pa=0线线的的延延线线交交P的的截截距距为为Im，Pa不不等等于于0线线的的延线交延线交P的截距为的截距为D(流域土壤缺水量流域土壤缺水量).(3)在在P和和R取取同同一一比比例例时时，Pa=Im线线与与横横坐坐标标的的夹夹角略大于角略大于45度线。度线。(4)由由于于超超渗渗产产流流和和局局部部蓄蓄满满

25、产产流流，也也就就是是说说，末末满满足足流流域域平平均均土土壤壤缺缺水水量量就就产产流流，因因此此曲曲线线下下端端曲曲率率较较大大，上上端端由由于于土土壤壤渐渐趋趋饱饱和和而而逐逐渐渐趋于直线且与趋于直线且与Pa=Im平行平行(5)在同一在同一Pa情况下，情况下，P越大，径流系数越大。越大，径流系数越大。(6)在在同同一一流流域域平平均均径径流流深深下下，Pa越越小小产产流流面面积积就就越越小小，所所需需的的雨雨量量就就越越大大，因因此此曲曲线线下下端端的的曲率随着的曲率随着的Pa减小而增大。减小而增大。经验相关图的使用经验相关图的使用 只只能能用用于于次次洪洪，不不能用于连续演算。能用于连续演算。先先求求出出Pa及及各各时时段段的的累累积积雨雨量量，在在图图上上查查得得各各时时段段的的累累积积径径流流量量，相相邻邻两两时时段段径径流流量量之之差差就是时段径流量。就是时段径流量。谢 谢此课件下载可自行编辑修改，仅供参考！此课件下载可自行编辑修改，仅供参考！感谢您的支持，我们努力做得更好！谢谢感谢您的支持，我们努力做得更好！谢谢