1、一、模型的结构与参数三水源新安江模型的流程图如图 1 所示。图 1 三水源新安江模型流程图图 1 中输入为实测雨量 P，实测水面蒸发 EM；输出为流域出口流量 Q，流域蒸散发E。方框内是状态变量，方框外是参数变量。模型结构及计算方法可分为以下四大部分。1 蒸散发计算用三个土层的模型，其参数为上层张力水容量 UM，下层张力水容量 LM，深层蒸散发系数 C，蒸散发折算系数 K，所用公式如下：当上层张力水蓄量足够时，上层蒸散发 EU 为 EMU当上层已干，而下层蓄量足够时，下层蒸散发 EL 为 LWL/当下层蓄量亦不足，要触及深层时，蒸散发 ED 为KCD2 产流量计算据蓄满产流概念，参数为包气带张
2、力水容量 WM，张力水蓄水容量曲线的方次 B，不透水面积的比值 IM，所用公式为 )1/()IMBM(1)/(BWA当 ，则 R=00EKP不然，则当 ， BAEKPR 1)/(不然，则 M式中 R产流量；MM流域最大点蓄水容量。3 分水源计算分三种水源，即地面径流 RS、地下径流 RG 和壤中流 RI。参数为表层土自由水蓄水容量 SM，表层自由水蓄水容量曲线的方次 EX，表层自由水蓄量对地下水的出流系数 KG 及对壤中流的出流系数 KI，所用公式为SMEXS)1( )/(1/(EXAU)/( MKPIRFKGSI当 0,SEMP不然，当 ，则AU FRMSAUEKPKRS EX )/)(1(
3、 1当 ，则S FRSMR)(4 汇流计算地下径流用线性水库模拟，其消退系数为 CG，出流进入河网。表层自由水以 KG 向下出流后，再向地下水库汇流的时间不另计，包括在 CG 之内。表层自由水以 KI 侧向出流后成为表层壤中流，进入河网。但如土层较厚，表层自由水尚可渗入深层土，经过深层土的调蓄作用，才进入河网。深层自由水也用线性水库模拟，其消退系数为 CI。地表径流的坡地汇流不计，直接进入河网。计算公式为 UCGIRCIQGI )1()1()(式中 U单位转换系数， U=流域面积 F（km 2）/(3.6t)。单元面积的河网汇流用单位线或滞后演算法计算。单位线的参数是纵坐标 UH，滞后演算法的
4、参数是滞后量 L 与消退系数 CS（计算公式略） 。在单元面积下的河道汇流用马斯京根法计算，单元河段的参数为 XE 与 KE（计算公式略） 。二、参数的性质与约值（1）K（蒸散发能力折算系数） 。此参数控制着总水量平衡，因此，对水量计算是重要的。 。k1 是大水面蒸发与蒸发器蒸发之比，有实验数据可查考。 K2 是蒸32k散发能力与大水面蒸发之比，其值在夏天约为 1.31.5，在冬天约为 1。K3 用来把蒸发站实测值改正至流域平均值，因此主要决定于蒸发站高程与流域平均高程之差。当采用 E-601蒸发器时， 。1（2）WM（张力水容量） 。分为上层 UM，下层 LM 与深层 DM 三层。WM 也就
5、是流域张力水最大缺水量，表示流域的干旱程度。在我国南方约为 100mm，北方半湿润地区约为 170mm。UM 包括植物截流，在缺林地可取 5mm，多林地可取 20mm。LM 常取为6090mm。据实验，在此范围内蒸散发大约与土湿成正比。 。LMUWD（3）B（张力水蓄水容量曲线的方次） 。此值决定于张力水蓄水条件的不均匀分布，因此在一般情况下与流域面积有关。据山丘区降雨径流相关图的分析，对于小于 5km2 的流域，B=0.1；几百至一千平方公里时，B=0.20.3；几千平方公里时， B 在 0.4 左右。（4） IM（不透水面积的比例） 。在天然流域此值很小，约为 0.010.02，城镇地区则
6、可能很大。（5）C （深层蒸散发系数） 。决定于深根植物的覆盖面积。据现有经验，在南方多林地区可达 0.18，而对北方半湿润地区则约为 0.08。（6）SM （表层土自由水容量） 。表层土是指腐植土。本参数受降雨资料时段均化的影响，当用日为时段长时，在土层很薄的山区，其值为 10mm 或更小一些。在土深林茂透水性很强的流域，其值可达 50mm 或更大一些，一般流域在 1020mm 之间。（7）EX（表层自由水蓄水容量曲线的方次） 。它决定与表层自由水条件的不均匀分布。在山坡水文学里，它决定了饱和坡面流产流面积的发展过程。但由于缺乏研究，定量有困难。 一般常取 1.5 左右。（8）KG+KI（表
7、层自由水蓄水库对地下水与壤中流的出流系数） 。这两个出流系数是并联的，其和代表自由水出流的快慢。对于一个流域，它们都是常数。1000km 2 左右的流域，从雨止到壤中流止的时间，一般为 3 天左右，相当与 KG+KI=0.7。（9）CG（地下水库的消退系数） 。如以天为时段长，此值一般为 0.980.998，相当于汇流时间为 50500 天。（10）CI（深层壤中流的消退系数） 。当深层壤中流很丰富时， ，相当于汇9.0CI流时间为 10 天。（11）L 与 CS（滞后演算法中的滞后时间与河网蓄水消退系数） 。它们决定于河网地貌。（12）XE 与 KE（马法的两个参数） 。根据河道的水力学特性
8、可以推求出来。三、参数的独立性与敏感性新安江模型的参数都具有明确的物理意义，因此它们的数据原则上是可以据此直接定量的。但由于缺乏实测与实验，所以在实用上只能依据实测流量过程，用系统识别的方法推求出来。这里就产生了参数的独立性问题。由于参数多，信息少而简单，所以参数的优化解就可能不稳定，不唯一，本参数的解与其他参数的值有关，互不独立。有的参数敏感，数量稍有变化对输出的影响就很大，而有的参数则反应迟钝，对输出的影响不大。这种敏感性常常是有条件的，如有的参数在湿季敏感，枯季不敏感，而另外的参数则反之。有的参数对高水敏感，低水不敏感。而另外的参数则反之，等第。新安江模型的参数可分为如下 4 类：第一类
9、：蒸散发计算，K，UM，LM，C；第二类：产流量计算，WM，B，IM；第三类：分水源计算，SM ，EX ，KG ，KI；第四类：汇流计算，CI，CG ，UH，KE，XE。计算就是按照这个顺序进行的。各类参数有各自的作用与目标，因此，互相之间的独立性是比较好的。而同类中的各参数由于目标相同，互相之间的相关性就大一些。（1）第一、二类之间。当参数 B 有变化时，对产流量 R 的计算结果有影响，因此影响总水量平衡，也就影响第一类参数值的调试结果。但这种作用很小。WM 不影响蒸散发计算，因此与第一类参数无关。但由于 WM 与 B 有关，因此间接产生一点影响。IM 本身作用不大，影响很小。（2）第二、三
10、类之间。由于采用了蓄满产流概念，在分水源以前已把总产流算好，所以第三类参数完全不影响第二类参数。（3）第三、四类之间。分水源计算结束后，求得的是河网总入流。汇流计算只处理河网汇流问题，就与水源划分无关了。因此，第三、四类参数之间，性质上是完全独立的。但在优选参数时，都只能根据流量过程线，因此会有一定的相关性。但是可以利用高低水分段处理的办法来增强独立性。因为，高水控制地面径流，决定了参数SM， EX，KG+KI，UH。低水控制地下径流，决定了参数 KG/KI，CG。洪水尾部控制了壤中流，决定了参数 KG/KI，CI。下面再分析同类中各参数间的相关性问题。（1）第一类。加大 UM、LM 与 C
11、的值就会加大计算 E 的值，因此在作水量平衡调试时就会减小 K 的值。但如上文所述， UM 与 LM 都有一定的变化范围，所以这种影响是很有限的。至于 C 值，它只对干旱期有作用，可以从干旱期的资料中分析出来，独立性最好的。由于湿润地区很少用到深层蒸发，所以 C 值并不敏感。但对半湿润地区，它是重要的。（2）第二类。如果流域的张力水蓄水容量曲线不变，则 WM 愈大，B 值就愈小，两者并不独立。WM 也不敏感，它只代表蓄满的标准，并不影响蒸散发计算。但它有一个约束条件，即计算 W 值不能为负。当出现负值时，应加大 WM，重新计算。（3）第三类。这类参数是敏感和重要的，互相间的关系也比较复杂。SM
12、 与 EX 之间是不独立的，其关系相当与 WM 与 B 的关系。但 WM 与 B 的关系可以根据降雨径流相关图求出，而 SM 与 EX 的关系则没有类似的办法可以求解，因此只能依靠优检验的办法来分析。（4）第四类。CI 的作用是弥补 KG+KI=0.7 的不足。它决定于洪水尾部退水的快慢，与别的条件无关，因此是比较独立的。但它对于整个过程的影响，远不如 SM 与 KG/KI 明显。CG 决定于低下退水的快慢，也是比较独立的，用枯季资料很容易把它推求出来。UH（或 L 及 CS）决定于流量过程线的中高水部分，因此与第三类参数之间是比较独立的。但洪水过程线变化很快，用日模型是不够的，要取更小的时段
13、长来作次洪模型。此外，UH还与 KE、XE 之间有相关性。当单元面积的汇流快一些，河网汇流就可以慢一些，相互有补偿作用。但对于降雨分布很不均匀的洪水，这两种汇流的作用是可以区别出来的。四、参数的分属层次的调试方法上述四类参数分属于四个层次。第一层蒸散发是最低层，它决定流量的时间均值，是最基本的。第二、三层决定产流及分水源，处理了基本的时间分布。第四层汇流是最高层，它决定流量过程，随时间的变化最迅速灵敏。调试参数是按顺序由低层到高层逐层进行的。由于各类参数之间的独立性比较好，所以低层次的参数值确定以后，可移用于高层次，不一定作反馈计算。第一层蒸散发参数影响产流总量，其效果是使多年的降雨、蒸发与径
14、流之间得到平衡。第二层产流计算的参数在结构中是必要的，但敏感性都不大。因此，这些参数都可按上文所述的经验固定下来，不参加优选。第三层分水源参数是重要的，并与第四类汇流参数一起，表现在流量过程线上。但这种表现存在分段性，上段主要反映地面径流，下段反映地下径流，中下段反映壤中流。第四层汇流参数十分灵敏，要提高洪水过程的模拟精度，这一层最见效。在这里，日模型是不够的，要取更小的时段长，做次洪模型。下面是日模型的调试步骤，对一般不大的流域，可不分单元面积，用流域平均雨量作计算。这时，参数 KE、XE 不起作用。对湿润地区，取连续 4 年资料即可。对半湿润地区应加长到 8 年左右。参数初值可按上文“参数
15、的性质与约值”中给出的初值，其中WM、LM 、B、IM，EX=11.5 以及 KG+KI=0.70.8 就不变了。如未遇到 W0，则 WM也不再变了。变量的起始值可估定，待预热期过后可消去其误差。输入资料进行计算，同时算出多年产流量 R。比较 R 与实测多年产流量，调整 K，按丰水与枯水年之间的差别，调整 C，使误差为最小。目估对比计算的与实测的流量过程线，调整 SM、KG/KI 与 CG，如计算地下水流量偏小，则应加大 KG/KI 或 SM，或反之。如计算地下水退水偏快，则应加大 CG，或反之。大体目估以后，可转入微调。进而取各种 SM、KG/KI 与 CI 之值，使各种误差最小。在本毕业设
16、计中，L=0。下面是介绍次模型的调试步骤，按流域及资料情况定下时段长，一般应分单元面积作计算，取 10 次左右各种类型的洪水。参数初值采用日模型，K、UM、LM、C、WM、B、IM 和 EX 都与时段长无关，可保持不变。CI、CG、KG 和 KI 之值与时段长有关，在计算程序中已作好转换。 KE 与 XE 须用水力学法估出。SM 应酌加，以考虑降雨资料时段均化的影响。L、CS 与时段长有关，应酌情另定。CI 在日模型中不太显著，在次洪模型中宜作调整。目估对比计算的与实测的流量过程线，调整 SM、CI、L 和 CS 之值，也可以把 L 与CS 改成 UH，以增强适应性。必要时调整 KE 与 XE。
