计算水文学与水文模拟答案2019.doc

一、阐述水文模拟中蒸散发及实际蒸散发计算的主要方法1流域蒸散发：流域上不同蒸发面（水面、裸土、岩石、植被等）的蒸发和散发总称为流域蒸散发蒸散量的计算方法：（1）野外试验方法（水面蒸发观测、蒸渗仪试验、气孔计蒸腾测量以及活枝离体称重法等）（小尺度）（2）流域水量平衡法较大尺度）（3）热力学和空气动力学原理为基础的质量输送法、空气动力学法、能量平衡法、Penman综合法、辐射一气温相关法等2实际蒸散发的估算：关于实际蒸散发的估算方法有多种，主要包括：水量平衡法、水热平衡法、互补相关法和遥感法等1）水量平衡法：根据水量平衡原理，对于一个闭合流域，其水量平衡方程P-E-R=AW式中：P、E、R、AW――流域降水量、蒸散发量、径流量和蓄水量变化值，mm对于多年平均情况，流域蓄水量变化值趋于0，因此，流域水量平衡方程可简化为：E=P-R（2）概念性模型中常用的方法实际蒸发是潜在蒸发和土壤干燥程度的函数基本形式：AET=ET•f（SMT：SMC）（3）水热平衡法：综合考虑水量和热量的平衡关系计算流域蒸散发的方法，经常使用的几种基于水热平衡的蒸散发计算公式包括：Schreiber公式、OL'dekop公式、Budyko公式、傅抱璞公式和ZhangL.公式等。

4）互补相关法：a. Bouchet认为，可能蒸散发的大小取决于实际蒸散发，即实际蒸散发是因，可能蒸散发是果实际蒸散发与可能蒸散发成反比b. Morton用大量的实验数据证明了局地蒸发潜力与实际蒸散发之间的互补相关确实存在，而且两者成负指数关系⑸遥感（RS）法目前，利用遥感研究蒸散发的方法有很多，可概况为以下三种：a.统计模型b.物理模型c.数值模型d.全遥感信息模型二、主要的下渗模型1、近似理论模型（1）格林安普特模型又称活塞模型，模型研究的是初始干燥的土壤在薄层积水时的入渗问题基本假定：入渗时存在明确的水平湿润锋面，将湿润和未湿润的区域截然分开K有效水力传导度，F累积入渗量，Sf湿润锋面的有效吸力，土壤孔隙率，初始含水量，（2）菲利普公式：建立在包气带中水动力平衡和质量守恒原理的基础上，考虑均质土壤、起始含水量均匀分布及充分供水等条件f下渗率，S吸收率，A经验参数，在0.33Ks~1Ks之间，Ks为土壤饱和水力传导2经验模型（1）霍顿公式：结构简单，在充分供水条件下与实际资料配合较好，至今仍被广泛应用反映了下渗强度随时间递减，并最终趋于稳定下渗Horton模型公式只适用于有效降雨强度大于稳定下渗率的情况，其中的三个参数必须根据实测资料来率定。

ff+（f-f）e-ktp=00cf――暴雨开始时的最大下渗率；f――稳定下渗率；k――经验参数；t时间0c（2）霍尔坦公式：认为下渗率是土壤缺水量的函数，应用比较少，认为土壤蓄水量、与地面相通的孔隙以及根茎作用是影响入渗能力的主要因素，并给出修正后的公式（Holtan和Lopez,1971）式中：f——下渗率；f——稳定下渗率；GI——作物生长指数，在生长季节中从0.1c变化到1.0；A――下渗能力与有效蓄水量的1.4次方之比值；Sa――是地表层有效蓄水量3）考斯加柯夫公式：主要用于灌溉情况，它需要一组实测下渗资料以率定参数在水文模拟中用得比较少，现在农田水文中用到K，a经验参数，取决于土壤和初始条件3、霍顿产流机制与山坡水文学产流机制的主要特征及相互关系① 霍顿产流机制：（1）发生地点：干旱和半干旱地区，植被稀少，土壤包气带薄，硬质表层荒地和冻土等地区（2）降雨径流由地面径流和地下径流两部分组成（3）降雨强度超过地面下渗能力，超渗形成地面径流4）包气带缺水量得到满足，达到田间持水量，从而稳定下渗，形成地下径流②山坡水文学产流机制：（1）发生地点：湿润地区，植被良好，有很厚的腐殖土层，下渗能力很大，很难超渗。

2）在两种透水性有差别的土层形成的相对不透水界面上，可形成临时饱和带，其侧向流动即成为壤中径流；（3）如果该界面上土层的透水性远远好于其下面土层的透水性，则随着降雨的继续，这种临时饱和带容易向上发展，直至上层土壤全部达到饱和含水量，这时如仍有降雨补给，则将出现地面径流现象4）在流域面上的分布具有不均匀性山坡水文学产流理论使得人们对自然界复杂的产流有了更深入的认识，是对霍顿产流理论的重要补充，克服了“超渗”和“蓄满”两种产流机制忽略的地形坡度、土层各向异性、非饱和侧向流对产流的影响之不足也解决了霍顿产流机制不能很好解释湿润地区径流形成的过程4、水文模拟、水文模型分类、建模过程（1）流域水文模拟是用数学的方法描述和模拟水文循环的过程，即将流域概化成一个系统，根据系统输入条件（一般为降雨、融雪、水质、泥沙过程以及流域的蒸散发能力），对流域内发生的水文过程进行模拟计算，求解输出结果（如流域出口断面的流量过程和流域实际蒸散发等）2）水文模型分类1）按照水文现象的成因规律分类，可分为确定性水文模型和随机性水文模型2）按照模型的性质分类，可分为概念性模型和系统模型、3）按照水流运动的空间变化分类，可分为集总式流域水文模型和分布式流域水文模型4）按照时空尺度分类，可分为时段水文模型和月、日水文模型（3）建模过程研制水文模型的基本步骤1）分析流域径流形成机制，提出模型中应包含的各分量，并研究如何考虑它们的时空分布，从而确定模型的总体结构；2）建立各分量的数学函数式，并建立各分量间定量关系的数学表达式，由此便可确定模型中应有哪些参数；3）确定参数的优选方法；4）绘制计算框图；5）编制模型运算的计算机程序，6）用多个流域的实测水文、气象资料对模型进行检验，并对模型的总体结构和各分量微结构进行调整，以便最后制成一个机制上合理、精度高且运算简便的实用模型。

由此可见；建模的过程就是对流域径流形成机制的认识逐步深化的过程，也是对用数学方法模拟径流形成的反复实践的过程I严出體冋£年HG轨曲也说走量G朋示减曲亀tedti&SLHsfl由水KK&E■■■■■-■■■■**偎力水W-1\-卞:F斥祐丄新安江模型是一个分块式的概念性流域降雨径流模数型，可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节模型的总结构：小流域为集总模型，大面积流域为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帝出弟A声取理E降叫r,JtfRJJtRE7?LM5、新安江模型菊中遷柴丸请UMTua入卩竝册总■'UHAftTSC再进行出口以下的河道洪水演算，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二水源模型结构：地表径流、地下径流三水源模型结构：地面径流、壤中流、地下径流新安江模型按照三层蒸散发模型计算流域蒸散发，按蓄满产流概念计算降雨产生的总径流量，采用流域蓄水曲线考虑下垫面不均匀对产流面积变化的影响在径流成分划分方面，对三水源情况，按“山坡水文学”产流理论用一个具有有限容积和测孔、底孔的自由水蓄水库把总径流划分为饱和地面径流、壤中流和地下径流。

在汇流计算方面，单元面积的地面径流汇流一般采用单位线法，壤中流和地下径流的汇流采用线型水库法河网汇流一般采用分段连续演算的马斯京根法或滞时演算法新安江模型的参数按照物理意义分为4层：(1)蒸散发参数：K、WUM、WLM、C；(2)产流量参数：WM、B、IMP；(3)水源划分参数：SM、EX、KSS、KG；(4)汇流参数：KKSS、KKG、CS、L参数的率定可以按照蒸散发〜产流〜分水源〜汇流的次序进行，各类参数基本上是相互独立的按照以下次序率定参数三水源新安江模型主要参数及意义蒸散发参数：K、WUM、WLM、CK为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WUM为上层蓄水容量，它包括植物截留量WLM为下层蓄水容量C为深层蒸散发系数产流量参数：WM、B、IMPWM为流域蓄水容量，是流域干旱程度的指标B为蓄水容量曲线的方次IMP为不透水面积占全流域面积之比水源划分参数：SM、EX、KSS、KGSM为流域平均自由水蓄水容量；EX为自由水蓄水容量曲线指数，它表示自由水容量分布不均匀性KSS为自由水蓄水库对壤中流的出流系数，KG为自由水蓄水库对地下径流出流系数，这两个出流系数是并联的，其和代表着自由水出流的快慢。

1) 汇流参数：KKSS、KKG、CS、LKKSS为壤中流水库的消退系数KKG为地下水库的消退系数CS为河网蓄水消退系数，L为滞时，它们决定于河网地貌二水源三水源的意义：二水源模型包括地表水和地下水的作用，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，代替新二模型中用稳定下渗量划分水源的办法1) 6、参数率定的方法，日模率定和次洪模型人工率定的基本顺序模型参数的优化决定了模型的拟合精度调整参数使模型拟合实测资料最好，即达到最优化成为模型率定人工率定：试错法半自动率定自动率定：以模拟值与实测值差别最小为目标，采用数学算法参数率定(日模型)定出各参数的初始值2) 比较多年总径流这是最基本的水量平衡校核如有误差，要首先修改K值，K是影响蒸发计算最大的参数冬季蒸发不可能用E601观测，则应考虑把分为冬、夏各月定为不同的数值3) 多年总水量基本平衡后，再比较每年的径流，看很干旱的年与湿润年份有无系统误差。

如有应调整WUM、WLM和CWUM减小将使少雨季节的蒸发减少，而对于很干旱的季节则无影响WLM的作用与此相仿加大C值将使很干旱的季节的蒸散发增大，而对于有雨季节则无此影响在北方半湿润地区可以找到干旱年份与湿润年份之间的系统误差而在南方湿润地区则不易找到4) 如上述差别并不明显，则应比较年内干旱季与湿润季之间的差别在南方，主要是伏旱季的蒸散发计算是否正确的问题如伏旱以后的初次洪水具有系统误差，例如，各年中这种洪水的计算值都偏大，则应调整WUM、WLM和值C,使基本符合如果在计算中发现值在久旱后W出现负值，则应加大WM,不改变WUM和WLM在计算中当为负值时以零处理是不对的，它破坏了产流量计算的前提新安江模型是蓄满型，只要蒸散发计算基本正确了，产流总量的精度也就有保证了一般流域，有80%左右的年份的年径流误差在7%以下是可能做到的5) 比较枯季地下径流如有系统偏大偏小，则应调整KSS、KG,调整地下径流、壤中流的比重如有系统偏快偏慢，则应调整kkss、kkg,以改变汇流速度参数率定(次洪模型)：调试时通常以洪水总量、洪峰值及峰现时间按允许误差统计合格率最高为目标函数1)比较洪水径流总量影响计算次洪径流总量的主要因素除降雨外显然是流域初始含水量W0,但当已确定的情况下，可通过调整水源的比重来影响计算次洪径流量，可调整SM和KG,两个参数数值越大，地下径流的比重越大，使次洪径流量减少。

2)比较洪峰值洪峰流量主要由地面径流和壤中流组成，主要取决于SM、KKSS、CS等参数，当SM确定后，调整KKSS和CS等参数，尤其CS是对洪峰起着很大的作用3)如果流量过程现出现整体的提前，主要调整L7、斯坦福水文模型的主要输入及模型结构主要输入量从降水、蒸散发能力、辐射、温度这四个角度考虑，可分为：1) 各种起始条件，如初始土壤含水量；2) 气候因素，降水、蒸发、温度、辐射；3) 河川径流资料，逐。