水文预报(第二章 流域产流-蓄满产流)
第2-2章-流域产流
WM ' b WM ' ) d (1 ) WMM WMM
WMM WM ' b 1 WMM (1 ) | 0 1 b WMM
WMM 1 b
流域蓄水容量曲线
2.6 蓄满产流
降雨产流量计算(蓄满) P分布均匀
第1个时段： 初始土壤含水量W01=0；蒸发量 E1；降雨量P1 R1、I1、 1 第2个时段： 初始土壤含水量W02= I1 ；蒸发 量E2；降雨量P2 R2、I2、 2 WMM有上限，降水总量达到 一定深度后全流域产流。
0
1.0
代入蓄水容量曲线 可得0
1 (1
WM ' b ) WMM
2.6 蓄满产流
降雨产流量计算(蓄满) 当A+PE<WMM时（局部产流）
A PE
当A+PE>WMM时（全流 域产流）
R dPE
A PE
A
(1 )dWM '
R PE (WM W0 )
A W0
0
1.0
2.6 蓄满产流
降雨产流量计算(蓄满)
WMM
同 WM
A
0
(1 )dWM '
WMM 1 b
WM' WMM
W0 (1 ) dWM '
0
(1
0
A
WM ' )dWM ' WMM
A W0
WMM WMM A (1 )b 1 1 b 1 b WMM WMM A [1 (1 )b 1 ] 1 b WMM A WM [1 (1 )b 1 ] WMM W0 b1 A WMM [1 (1 ) 1 ] WM
水文预报第二章-1
2）运动波
在动力方程中，对于山区性的河道，河底 比降较大，惯性项与附加比降项都可忽略。 则运动波方程为：
Q Q u 0 t L
其特点是；水位 — 流量、流量 — 过水断面 面积、波速 — 流量关系均为单一线；波速 不变的条件下，流量在传播过程中只位移 而不衰减。
3） 动力波
• 动力方程中各项均不忽略所描述 的洪水波为动力波。对于受潮汐、 闸、坝等严重影响的河段要用动 力波进行演算。在随后的课程中 再细述 。
'
联解水量平衡与槽蓄方程的差分方程，可得流量 演算方程式为：
O2 C0 I 2 C1 I1 C2O1
(1.9)
其中，系数计算公式为：
0.5t Kx C0 0.5t K Kx
0.5t K Kx 0.5t Kx C C1 2 0.5t K Kx 0.5t K Kx
经过分析，可以推导X与特征河长的关系：
l x x1 2L
如水面为直线，即
x1 1 2
则，上式可写成：
1 l x 2 2L
特征河长：
Q0 Z l ( )0 S0 Q
Q 0 Z ( )0 S0 Q
1 l x 2 2L
由上面的两个公式可以看出： • 由于
都可根 据水文站实测资料求得，如河段 的l Q ' 和 K Q ' 关系是线性的 ，可以建立 x Q ' 及 K Q ' 的线 性方程，如：
a bQ
'
x c dQ
'
3.5、马司京干法的参数确定
有两个方法： • 其一是试错法； • 其二是水力学方法。
1 l(Q ) x 2 2L
第二章 降雨径流相关预报
第二章 降雨径流相关预报在现代水文预报中，虽然大量使用流域水文模型，例如新安江模型、萨克门托模型、水箱模型和陕北模型等进行流域降雨径流预报。
但是，不少生产单位，尤其是一些大型水库的管理单位，他们在长期的工作实践中已建立了一套适合于当地实际情况的经验性降雨径流预报方案。
2.1 降雨径流相关图的形式降雨径流经验关系曲线有各种形式，一般有产流量(f R =次雨量P ，前期影响雨量a P ，季节，温度)、)(0Q P f R a ，洪水起涨流量前期影响雨量=和考虑雨强的超渗式关系曲线形式。
这里介绍国内普遍使用的产流量与降雨量和前期影响雨量三者的关系，即R P P a ~~相关图。
图2-1 降雨径流相关图使用R P P a ~~关系曲线进行净雨量计算一般有两种处理途径：一种是根据洪水初期的a P 值，把时段雨量序列变成累积雨量序列，用累积雨量查出累积净雨，由累积净雨再转化成时段净雨量序列；另一种方法是根据时段降雨序列资料直接推求时段净雨序列。
第一种方法的缺点是在整个洪水过程中，使用一条R P ~曲线，没有考虑洪水期中a P 的变化。
而后者的不足是，当时段取的过小时，一般时段雨量不大，推求净雨时的查线计算易集中在曲线的下段。
两种方法的结果存在差别，至于何者更接近实际也很难断言。
2.2 前期影响雨量a P 的计算A P 由前期雨量计算，也称前期影响雨量，是反映土壤湿度的参数。
其计算公式为若前一个时段有降雨量，即01>-t P 时，则)(11,,--+=t t a t a P P K P (2-1)若前一个时段无降雨时，即01=-t P ，则1,,-=t a t a KP P (2-2)式中：K 为土壤含水量衰减系数，对于日模型而言，一般地取85.0≈K ；1,-t a P 和t a P ,分别为前一个时段和本时段的前期影响雨量；1-t P 为前一个时段降雨量。
式(2-1)和(2-2)为连续计算式。
由于⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎨⎧+=+=+=+=--+---------)()()()(,1,33,2,22,1,11,,n t n t a n t a t t a t a t t a t a t t a t a P P K P P P K P P P K P P P K P (2-3)将式(2-3)各行逐一代入得到)(,33221,n t n t a n t t t t a P P K P K P K KP P -----+++++= (2-4)式(2-4)为向前倒数n 天的一次计算式。
第2章：产流预报
R＝P E WP WS W R交 R引 R其它
水文预报
4
R＝P E WP WS W R交 R引 R其它
水文预报
5
由于植物截留和地面填洼蓄水与耗于蒸散发的土壤蓄水一样，对降雨 产流来讲都是一种损失，只不过各种滞蓄(例如：植物截留，土壤滞蓄。 坑洼填蓄等)对产流引起的影响机制与消耗机制各不相同。 但对于一般的天然流域，如果其植物截留量和地面坑洼蓄水量不大， 常把这三种蓄量合并作为土壤蓄水量来处理。 如果研究的是闭合流域，且无大的跨流域引水工程和其他影响流域水 量增减的因素，则式(3—1)可表达为
水文预报
25
Pg23
Байду номын сангаас
水文预报
26
Pg22
水文预报
27
流域降雨产流量预报方案的建立是以实测资料为 依据，所用资料有降雨量、蒸发量和流量。一次 洪水流量过程中的水量通常由三部分水量组成： ⑴上次洪水的退水水量； ⑵本次降雨形成的洪水地面径流水量； ⑶本次降雨形成的洪水地下径流水量。 实测径流分析的目的是把本次降雨形成的洪水分 出来（次洪分割）以及本次洪水中的地面径流和 地下径流分出来（径流成分分割）。
水文预报
3
流域产流量计算基于水量平衡。 若把流域视作一个系统，降雨量作为系统的输入，蒸散发量 和出口断面流量为其输出，则流域蓄水量就是系统的状态变 量。 若是一个不闭合流域，还存在与邻近流域的水量变换，交换 导致流域水量增加的为输入，反之为输出。 跨流域引水的流域，水量平衡方程中还应考虑引出或引入的 水量。 因此，流域产流量计算的水量平衡方程可表示为
⑷当WU P EP，WL C ( EP EU )时 EU WU P, EL WL , ED C ( EP EU ) EL
水文预报
降雨量是蓄满产流的主要因素，降雨强度是超渗产流的控制因素。
影响蒸发的气象因素主要包括热能的供给和水汽转换的气象条件。
流域蒸发能力Ep与水面蒸发E0间的关系Ep＝KC*E0，KC为蒸发折算系数。
单位线：在给定的流域上，单位时间段内时空分布均匀的一次降雨产生的单位净雨量，在流域出口断面所形成的地面径流过程线。
三要素：洪峰流量qp洪峰滞时Tp及单位线总历时T。推求方法：分析法，图解法、试错法、最小二乘法。
推求过程：1.选择若干场历时较短的单位单峰降雨过程所形成的单峰洪水过程，点绘流量过程线后分割基流及前期洪水的退水，计算本次洪水的直接径流深。
流域蓄水容量曲线表征土壤水量空间分布的不均匀性，也反映了流域包气带缺水容量分布特征霍顿公式：ft＝fc＋（fm－fc）e-ktft＝fc＋（fm－fc）e(fM-ft-kFt)/fc
菲利普公式：ft＝A＋Bt-1/2ft＝B2(1＋ )/Ft＋A
下渗曲线的制作：1.假设一条下渗曲线f~t，2.利用水量平衡方程计算WSt＝KS×Qt（KS为地面径流平均消退时间）3.点绘WSt~Qt判断二者是否成线性关系。
对无雨日，Pa，t+1＝kPa，tk＝1－EP/ImPa≤Im
蓄满产流关系:在湿润地区或干旱地区的湿润季节，包气带薄前期蓄水量大，一次降水的下渗水量能将包气带蓄满，在包气带蓄满前不产流，降水全部补充包气带缺水，超渗部分产生地表径流，入渗部分形成地下径流。
土壤含水量平衡方程逐时段递推计算Wt+1＝Wt＋Pt－Et-Rt
三层蒸发计算模式：上层蒸发量EU＝EP，下层蒸发量EL＝EP·WL/WLM,深层蒸发量ED＝C·EP
第二章 流域产流 (2)
流域蓄水容量曲线
流域平均蓄水容量WM（按y轴积分）
1 (1
WM ' WMM )
b
WMM
WM
WM
0
WMM
(1 ) d W M '
WM ' WMM
WMM
0
(1
) dW M '
WM ' WMM
b
W M M
0
(1
WM ' WMM
) d (1
b
)
WMM 1 b
0.3
0.35
0.4
0.45
二、下渗曲线
下渗能力随时间的变化过程线，称 为下渗能力曲线，简称下渗曲线。 以fp(t)~t表示。 渗的水量用累积下渗量Fp随时间的 增长曲线来表示：Fp(t)~t。
（一）物理概念公式(Green-Ampt公式）：
f K (Z
f :
简 化
f
h )/ Z
f
入渗速率 地面积水深度 湿润锋面的毛管压力
干旱和半干旱地区的地下水埋藏很深，包气 带可达几十米甚至上百米，降水不易使包气 带蓄满，下渗的水量一般不会产生地下径流。 只有降水强度超过下渗率时才有地面径流产 生，地下径流量RG很少。这种产流方式，称 为超渗产流。
一、超渗产流模型原理
0
RS= PE-F PE>F F的确定是关键 --下渗速率fc
b 1
A
W0 0 p 1.0
A WMM
b 1
A
[1 (1
) ]d W M '
b
PE
)
b 1
水文学原理第二章河流与流域
枯水位 滩地
滩地
主槽
3.河流纵比降
2.1.2
任意河段两端(水面或河底)的高差称为落差
单位河长的落差称为河段纵比降，简称比降，
河 流
用小数或千分数‰表示。 水面比降随水位的变化而变化，河底比降则 较稳定，通常河流的比降指的是河底纵比降。
基
本
特
征
2.1.2
河底纵比降可在河流纵断面图上 读取河底高程及河段长度数值后按 下式计算：
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
4.流域形状和面积
流域的长度决定了地面径流汇流的时间，狭长地 形较之宽短地形的汇流时间长，汇流过程平缓。大流 域的径流变化较之小流域的要平缓得多，这是因为大 流域面积较大，各种影响因素有更多机会能相互平衡、 相互作用，从而增大了它的径流调节能力，而使径流 变化趋于相对稳定。
河
J (h0 h1)l1 (h1 h2 )l2 (hn1 hn )ln 2h0L
流
L2
（2－1）
基
式中： J —— 河流的比降，
本
h0 ,, hn —— 自上游到下游沿 程各点
特 征
河底高程， l1,,ln —— 相邻两点间的距
L —— 全河流的长度。
离，
2.1.3
地面分水线
地下分水线 地下分水线
地面分水线
A
A
B 不透水层
透水层
B
地面分水线与地下分水线面投影面积，记为 F ,
以 Km2 计。分水线是相邻两流域的边界线，又叫 分水岭。
勾绘方法如下图所示。图中虚线即为分水线， 分水线与出口断面包围的闭合区域即为控制断面 以上的流域。
2.4
影 响 径 流 的 主 要 因 素
水文预报试题库(2017年培训班)
第一章 河道洪水预报一、填空题：1、附加比降∆i 是洪水波的主要特征之一,稳定流时, ∆i _________；涨洪时, ∆i _______ ；落洪时，∆i ______。
2、洪水波在传播过程中不断发生形变，洪水波变形有两种形态, 即________和_________。
造成洪水波变形的原因一般有 、 、 、 。
3、常用的河段洪水预报方法有 、 。
4、天然河道槽蓄曲线的类型有 、 和 。
5、某河段1989年8月12日发生一次洪水，12日15时上游站洪峰水位为 137.21m,此时的下游站水位为69.78m ，13日8时该次洪水在下游站的洪峰水位。
为71.43m,故该次洪水的上、下游相应水位,传播时间,下游站同时水位分别为____________ 、 ______________、 ______________ 、 _____________ 。
6、马斯京根法的假定是 、 。
7、马斯京根流量演算法中的两个参数分别是_____________ 、 _____________ 。
8、对同一河段而言,大洪水的传播时间较______ _ ，小洪水的传播时间较 _______ 。
9、相应水位是指______________________________________________ _；同时水位是指_______________________________________________ 。
10、示储流量是指_______________________________________________ 。
11、马斯京根流量演算法中的两个参数分别是__________________, __________________ 。
12、河段相应水位(流量)预报的预见期为____________________________ _。
13、当实际河长L 大于特征河长 时,该河段的槽蓄曲线形状为_________________________。
水文预报 第二章 流域产流
地下水埋深
地下水埋小的，潜水位经常保持在毛细管作用 范围内，则土壤含水量能持久地得到补充，蒸发 均匀；反之，地下水埋深大，则蒸发率减小的变 化幅度大。
16
影响土壤蒸发的因素
土壤结构
团粒结构的土壤，蒸发量小；非团粒结构的土壤 ，蒸发量大。
土壤色泽
土壤色泽改变土壤表面反射率，从而影响蒸发 。土壤颜色愈深，蒸发量愈大。棕色土壤的蒸发 量比白色的大19％，黑色土壤的蒸发量比白色的 大32％。
21
流域蒸发能力的确定
因此，水面蒸发折算系数为改进后的E601型蒸 发器的蒸发量与其它蒸发仪器观测的蒸发量的比 值：
E E 601 Kc E器
实际计算中，水面蒸发折算系数的取值常按不 同时段（月、年、冰期、汛期、非汛期等）来划 分。
22
流域蒸发
三、流域蒸发量推求 流域蒸发量计算方法有两类：水量平衡法；模 式计算法。 （一）水量平衡法 根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算 总蒸发量。 在资料充分而可靠的条件下，推求多年平均总 蒸发量，精度较高。但随着计算时段的缩短，运 用这种方法，要正确给定时段始末的流域蓄水量 是有困难的。
退水曲线的方程 Q Q0 e t / K
Q0 起退流量
K 流域水流平均汇流时间。
36
退水指数方程
Q
Q0
Qt
t
退水曲线 或 退水曲线
Qt 1
Qt t Qt e t / K C g Qt
C g 流量消退系数。
37
退水指数方程
求流域退水曲线的方法—最小二乘法： step1、选定 t ，在多场实测流量过程的退水 Qi 段上取n对流量（ Q i 、 ），i 1,2, L , n 。
第二章流域产流预报2共28页
蒸发潜热（λ）：单位水量蒸发到空气中所需的能量。
凝结潜热（λ）：单位水量从空气中凝结返回水面所释放的能量。λ是温度
（t in oC）的函数：
λ=2491-2.177t（J/g）
蒸发能力：充分供水条件下，单位时间从单位面积逸散到大气中的水分子
与从大气中返回蒸发面的水分子数之差值
饱和水汽压（kPa):在一定温度下，空气含水量达到饱和时的水汽压。是
流域水量平衡原理
闭合流域 非闭合流域
非闭合流域水量平衡
水量平衡方程式：
R=P-E-WP-WS- ΔW±R交±R引±R其他
In: P(降水) Out: E(流域蒸散发量)
WP(植物截留量)
一般植被条件：<10mm 发育完好的森林：次洪降雨量的15%~25%
中等或平缓山坡：5~15mm
WS(地面坑洼储水量)
河流
从定量上研究 降雨形成径流 的原理和计算 方法，包括流 域的产流计算 和汇流计算。
产流计算：研究流域上降雨扣除植物截留、填洼、蒸发、下渗等 损失，形成净雨量（包括坡面流、壤中流和基流）的计算方法；
汇流计算：研究净雨沿地面和地下汇入河网，并沿河网汇集形成 流域出口断面径流。
第1节 概述
流域产流量计算
C S q t( t t B ) 3 (q t( t t B ) 2 ) 3 2
Cs—不对称系数 qt—比例过程线的纵坐标 tB—过程线重心的时间 t—时间
Cs=-0.0099
Cs=0.7
气候、地理和下垫面特征分析
气
长年干旱、蒸发量大、土壤缺水量大－超渗产流
候 湿润地区，土壤缺水量少－蓄满产流
ΔW土壤蓄水量变化
R(径流量)
耕地：10~40mm 平整的土表面：<10mm
水文预报重点总结(河海)
水文预报重点总结一、选择题 二、填空 三、简答 四、计算 五、综合分析第2章 降雨产流量预报1.降雨径流预报：研究流域内一次降雨将产生多少径流量、径流量的时程分配及径流成分的划分。
2.3.两种产流方式特点和区别: 蓄满产流:1）概念：在湿润及半湿润地区，植被较好，表土的下渗能力很强，一般的雨强难以超过。
由于湿润，地下水位较高，包气带缺水量不大，易于被一次降雨所满足。
这种产流方式的特点是降雨与总产流量的关系只决定于前期土湿，与雨强无关，叫做蓄满产流。
单点产流公式： 2）基本原理：任一地点上，土壤含水量达蓄满（即达田间持水量）前，降雨量全部补充土壤含水量，不产流；当土壤蓄满后，其后续降雨量全部产生径流。
超渗产流:1）概念：在我国干旱地区，特别在植被较差处，雨量稀少，地下水埋藏深，且包气带下部常为干。
由于包气带缺水量大，一般降雨不可能使包气带达到田间持水量。
但植被差，土质贫瘠，下渗能力低。
产流的方式主要是雨强超过渗强而形成地面径流，成为超渗产流：当当 有些地区产流方式比较复杂，表现出过渡性，蓄满及超渗兼有。
2）基本原理：当PE<=F ，RS=0，当PE>=F ，RS=PE —F ，一般，干旱地区降雨强度大，历时短，E 可忽略，PE 可由P 代替。
0()R P E WM W =---:,0;s g i f R i f R >=-=:0s g i f R R <==4.蒸发关系概化：流域蒸散发有：土壤蒸发E S (影响最大)、植物散发E PL 、水面蒸发E W 流域蒸发影响因素：（1）气象要素：太阳辐射、气温、风速、湿度、水汽压等;（2）植被覆盖：覆盖率、植被种类、植被生长季节等;（3）地貌特征：水面、陆面、都市区、朝阳坡、背阴坡;（4）土质：沙地、粘土、土质空隙度等; （5）土湿5.一层、三层蒸发模型：一层蒸发模式：E S =E S (E P ，W)三层蒸发模式：上土层（EU, WU,WUM ）蒸发量：EU=E P下土层（EL, WL,WLM ）蒸发量：EL=E P .WL/WLM 深土层（ED, WD,WDM ）蒸发量：ED=C.E P 土壤蒸发量：E=EU+EL+ED (同时刻相加） 1)当WU+P>=E P ,EU=E p ,EL=0,ED=0;2)当WU+P<E P , WL>=C.WLM,EU=WU+P,EL=(E P -EU)*WL/WLM,ED=0; 3)当WU+P<E P , C.(E P -EU)<=WL<C.WLM, EU=WU+P,EL=C*(E P -EU),ED=0; 4)当WU+P<E P , WL<C.(E P -EU),EU=WU+P,EL=WL,ED=C*(E P -EU)-EL. 6.K 值的确定：K C （蒸散发折算系数：E P ＝K C *E 0）：反映水面与陆面蒸发的差异K 1；反映水面与陆面所在地理位置差异K 2；E 0如是器皿蒸发量，反映器皿与水面差异K 3。
工程水文学流域产流
第二章对径流的形成过程作了定性的描述，本 章从定量的角度阐述降雨形成径流的原理和计 算方法，它是以后学习由暴雨资料推求设计洪 水、降雨径流预报等内容的基础。
降雨P(t) 蒸发E(t) 数量上相等 产流计算
净雨R(t)
汇流计算
流域出口断面 径流过程Q(t)
一. 流域产汇流计算基本内容
一、下渗曲线法
用实测的雨强过程i~t,扣除下渗过程fp~他， 即可得产流量过程R~t。
不稳定下渗和 稳定下渗阶段， i>f，产流R i<f，下渗损失 后损
初渗阶段，降 雨全部损失， 不产流。 i0<f, i0 初损。
点降雨量用以下几个特征值描述： ① 降雨量（Rainfall volume ） 为一定时段内降落到地面上的总雨(mm=mm3/mm2)； ② 降雨历时（Rainfall volume） 一次降雨所经历的时间(day或h)； ③ 降雨强度（Rainfall intensity) 为单位时间内的降雨量(mm/min或mm/h)；
Q(m3/s) B
本次降雨形成的径流过程
H
前期 洪水 未退 完的 部分
C
I
A
E
F G
深层地下径流（基流）
D t(h)
二.径流量计算 （一）降雨场次划分
降雨场次的划分一定要与洪水场次的划分相对应。
如图5.10所示，当把洪水划分为两次时，暴雨也要相应地
划分为两次，且两两对应，前次暴雨Ⅰ对应前面的洪水 Ⅰ，后次暴雨Ⅱ对应后面的洪水Ⅱ，切不可混淆。
如何来表示流域的土壤含水量？ 前期影响雨量Pa、流域的蓄水量W
1.反映全流域前期土壤湿润状况的指标
①雨前流域的蓄水量W0（应用水量平衡法计算） ②流域出口径流过程线的起涨点相应的流量（起涨 流量Q’) ③前期影响雨量Pa
第二章 降雨产流量预报
第二节 产流方式论证
6
第三节 流域蒸散发量计算
7
第三节 流域蒸散发量计算
一、土壤蒸发与影响因素关系概化 土壤蒸发的主要影响因素有： 土壤蒸发的主要影响因素有： 气象因素； 气象因素； 土壤供水条件； 土壤供水条件； 土壤结构 二、土壤蒸发能力的确定 注意：蒸发能力的含义——供水充分条件下，取决于气象条件 供水充分条件下， 注意：蒸发能力的含义 供水充分条件下 Ep=KcE0 其中： 蒸发量折算系数。由三部分组成： 其中：Kc 蒸发量折算系数。由三部分组成： K1 反映水面与陆面蒸发的差异； 反映水面与陆面蒸发的差异； K2 主要反映流域与蒸发站所在地气象条件的差异 主要反映流域与蒸发站所在地气象条件的差异; K3 反映器皿 与类型有关)与水面的蒸发差异 反映器皿(与类型有关 与水面的蒸发差异 与类型有关 与水面的蒸发差异.
S
SM
RS
RI RG
32
第六节 蓄满产流模型 2.自由水蓄积容量分布曲线 自由水蓄积容量分布曲线 自由水 下垫面有不均匀性，自由水蓄积容量在空间(产流面积 分布不均匀。 产流面积)分布不均匀 下垫面有不均匀性，自由水蓄积容量在空间 产流面积 分布不均匀。
S
Smm
SM SM RI α α
0 RG
1.0
20
前期雨量指数(API)模型 第五节 前期雨量指数(API)模型
参数Pa的计算 参数 的计算
21
前期雨量指数(API)模型 第五节 前期雨量指数(API)模型
(二) 四变数相关图的制作 二 1、资料的选择 、 (1) 洪水量级代表性。即选取大、中、小不同量级的洪水，大洪水可以 洪水量级代表性。即选取大、 小不同量级的洪水， 适当多选。 适当多选。 (2) 洪水发生季节代表性。以选取主汛期洪水为主，还应考虑非主汛期 洪水发生季节代表性。以选取主汛期洪水为主， 的一些洪水。 的一些洪水。 (3) 雨型代表性。选取的洪水要包括由各种降雨特性所形成的。 雨型代表性。选取的洪水要包括由各种降雨特性所形成的。 (4) 前期条件代表性
新安江流域水文模型资料
第二章新安江流域水文模型60年代初，河海大学(原华东水利学院)水文系赵人授等开始研究蓄满产流模型，配合一定的汇流计算，将模型应用于水文预报和水文设计。
1973年，他们在对新安江水库做人库流量预报的工作中，把他们的经验归纳成一个完整的降雨径流流域模型——新安江模型。
模型可用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节径流模拟和计算。
最初的新安江模型为两水源模型，只能模拟地表径流和地下径流。
80年代初期，模型研制者将萨克拉门托模型与水箱模型中，用线性水库函数划分水源的概念引入新安江模型，提出了三水源新安江模型，模型可以模拟地面径流、壤中流、地下径流。
1984至1986年，又提出了四水源新安江模型，可以模拟地面径流、壤中流、快速地下径流和慢速地下径流。
三水源新安江模型一般应用效果较好，但模拟地下水丰富地区的日径流过程精度不够理想。
在新安江三模型中增加慢速地下水结构就成为四水源新安江模型。
当流域面积较小时，新安江模型采用集总模型，当面积较大时，采用分块模型。
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、汇计算，得到单元流域的出口流量过程。
再进行出口以下的河道洪水演算，求得流域出口的流量过程。
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。
划分单元流域的主要目的是处理降雨分布的不均匀性，因此单元流域应当大小适当，使得每块面积上的降雨分布比较均匀．并有一定数目的雨量站。
其次尽可能使单元流域与自然流域相一致，以便于分析与处理问题，并便于利用已有的小流域水文资料。
如果流域内有大中型水库，则水库以上的集水面积即应作为一个单元流域。
因为各单元流域的产汇、流计算方法基本相同，以下只讨论一个单元流域的情况。
2.1新安江两水源模型1．模型结构和参数新安江两水源模型的产流子模型采用蓄满产流模型，蒸发计算采用三层蒸发计算模型。
利用稳定下渗率FC将径流划分为地面径流和地下径流两种水源。
地面径流采用单位线汇流，地下径流采用一次线性水库汇流。
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第一章 河道洪水预报一、填空题：1、描述洪水波运动的特征量有 、 、 、 。
2、依据圣维南方程组的动力方程中各项作用力的对比关系，可忽略某些次要项，根据简化的情况，可将洪水波分成 、 、 和 。
3、如图为三种简单入流函数的图形，其名称依次为：将它们依次输入系统所形成的响应函数依次为：（a ） (b) (c) 4、用单位入流函数和单位矩形入流函数来表达一般的入流过程时，其精度取决于 。
5、附加比降∆i 是洪水波的主要特征之一,稳定流时, ∆i _________；涨洪时, ∆i _______ ；落洪时，∆i ______。
6、洪水波在传播过程中不断发生形变，洪水波变形有两种形态, 即________和_________。
造成洪水波变形的原因一般有 、 、 、 。
7、常用的河段洪水预报方法有 、 。
8、天然河道槽蓄曲线的类型有 、 和 。
9、某河段1989年8月12日发生一次洪水，12日15时上游站洪峰水位为 137.21m,此时的下游站水位为69.78m ，13日8时该次洪水在下游站的洪峰水位。
为71.43m,故该次洪水的上、下游相应水位,传播时间,下游站同时水位分别为____________ 、 ______________、 ______________ 、 _____________ 。
10、马斯京根法的假定是 、 。
11、马斯京根流量演算法中的两个参数分别是_____________ 、 _____________ 。
12、对同一河段而言,大洪水的传播时间较______ _ ，小洪水的传播时间较 _______ 。
13、相应水位是指______________________________________________ _；同时水位是指_______________________________________________ 。
14、示储流量是指_______________________________________________ 。
水文预报(第二章 流域产流-蓄满产流)
流域汇流
出流过程
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流域产流是从降雨发生开始，到净雨出 现的阶段。 流域汇流是从净雨出现开始，到流域出 口断面流量过程形成的阶段。
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第一节 概述
二层蒸发模块
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水汽压差
水汽压差：水面的饱和水汽压与水面上空一定 高度的实际水汽压之差。
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水面的饱和水汽压 e ：
10.286T 2148 .4909 ln e T 35.85
蒸发量与水汽压差成正比。
风速
风速的大小，决定着紊动扩散的强弱。风速越 大，水面蒸发也越大。
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（二）模式计算法
根据土壤含水量的垂直分布，流域蒸发量的计 算方法可根据情况选用一层、二层、三层模式。 1、一层模式 把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该 层土壤含水量成正比。
W E Ep Wm
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水文预报
主讲人：任政
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第二章
流域产流
水文预报第二章-1
K
L C(Q' )
式中C为波速度，可以采用断面平均 流量计算
3.3、马司京干分段连续流量演算法
马司京干法有两个假定：
• 流量在河段内线性变化； • 在 t 时间流量线性变化；
为了满足这两条， t K ， 一般 t 根据河道、流域情况以及实时水文 资料确定，是固定的，如通常取1h，3h等。
马司京干法的基本假定， Q ' 示储流量于曹蓄量 W呈单一线性关系，这只有在 Q' Q0 ，即示储流量 等于该槽蓄量的恒定流流量，这是 Q ' 的物理意义。 K的值是槽蓄曲线的坡度，即:
' K dW / dQ dW / dQ0 由此可见， K 值等于在相应蓄量下恒定流状态下
的传播时间 , 这是 K 的物理概念。显然 K 随恒定流流 量而变化，取K为常数是有误差的。
K N t
1 x e N(0.5 x) 2
K Ke N
3.4、马司京干非线性演算法
• 可以看出，K与x均是 Q ' 的函数 ， 非线性的马司京干法有变动参数和 非线性槽蓄曲线两种处理方法。 • 在变动参数法中：
1 x 2 2L l(Q' )
K L C(Q' )
' ' l ( Q ) C ( Q ) 对于具体河段， 与
'
K
L C(Q )
'
思考与练习题
一个河段的马斯京根法参数 K 、 X 分别为 k=3 小 时,x=0.35，t=2小时，河道为2段（n=2），河 道初始流量为零，假定输入为三角形，即
时段 0 1 2 入流流量 0 1 0
试列表计算出流流量过程线。
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0.2
5.8
5.0 5.2 5.4 6.9
10.29.6 9.0 源自.4 7.80.80.6 0.6 0.6 0.7
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一层模式适用于土壤含水量较大的情况。
一层模式未考虑土壤水分垂向分布，对久旱之 后的小雨，因土壤水分少，计算的总蒸发量明显 偏小。
1970.8.13
1970.8.14 1970.8.15 1970.8.16 1970.8.17
0.2
5.8
5.0 5.2 5.4 6.9
8.3
7.5 6.9 6.3 5.7
0.2
0 0 0 0
0.8
0.6 0.6 0.6 0.7
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0.6 0.6 0.6 0.7
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下垫面 underlaying surface
地形、地质、土壤、植被等。
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二、流量过程线分析 不同流域的降水，经产汇流形成的流量过程线具 有不同的特征。 流量过程线形状不对称系数
Q m3 / s
3
Q m3 / s
150
2
1 0
100
2、产流机制的分析
根据流域产流所表现出来的特点（结果）以及 影响产流过程的因素（原因），分析一个具体流 域所属的产流模式。 河北工程大学水电学院
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3、产流机制分析的主要内容 影响产流过程的主要因素：气候、下垫面等。
气候 climate
降水、蒸发、气温、湿度、风速风向等。
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三、流域蒸发量推求
流域蒸发量计算方法有两类：水量平衡法；模 式计算法。 （一）水量平衡法
根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算 总蒸发量。
在资料充分而可靠的条件下，推求多年平均总 蒸发量，精度较高。但随着计算时段的缩短，运 用这种方法，要正确给定时段始末的流域蓄水量 是有困难的。
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气温
气温主要控制空气湿度，间接影响水面蒸发。
水质
水中的盐分会增加分子间的吸力，减少蒸发。 在同一环境下，海水蒸发比淡水少2～3％。
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2、影响土壤蒸发的因素
除了影响水面蒸发的气象因素因素之外，还包括 土壤含水量、地下水埋深、土壤结构、土壤色泽 、土壤表面特征、地形等 。
地下水埋深
地下水埋深小，潜水位经常保持在毛细管作用 范围内，则土壤含水量能持久地得到补充，蒸发 均匀；反之，地下水埋深大，则蒸发率减小的变 化幅度大。
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土壤结构
团粒结构的土壤，蒸发量小；非团粒结构的土壤 ，蒸发量大。
土壤色泽
土壤色泽改变土壤表面反射率，从而影响蒸发 。土壤颜色愈深，蒸发量愈大。棕色土壤的蒸发 量比白色的大19％，黑色土壤的蒸发量比白色的 大32％。
Y
P(t)+ WU(t-1) >WUM
N
WU(t-1) =WUM
WU(t-1) = WU(t-1) +P(t) WL(t-1) = WL(t-1)
P(t)+ WU(t-1) –WUM + WL(t-1) >WLM N Y WL(t-1) =WLM WL(t-1) = WL(t-1) +P(t)+ WU(t-1) -WUM
当植物截留量 W截留 、填洼量 W填洼 、其它因素 引起水量增减 W其它 等所占的比例较小时，有
R P E (Wt Wt 1 )
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第二节 产流机制分析
一、产流机制分析 1、产流机制 runoff yield mechanism 产流机制指流域产流的物理过程。 为分析和计算的需要，将流域产流过程概化为 蓄满产流、超渗产流两种最基本的产流模式。
50
5
10
15
20
25
30
t min
0 6 12 18 0 6 12
h
t
地面径流为主
地面、地下径流兼有
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两种典型的流量过程线
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三、气候、地理和下垫面特征分析
气候对产流影响较大。 气候干燥时，蒸发量大、土壤易缺水，容易出现 超渗产流。 雨强大时，容易出现超渗产流。 下垫面对产流影响也较大。 土壤结构密实、植被差、地下水埋深大时，多出 现超渗产流。
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第二章
流域产流
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流域从降雨开始到流域出口断面流量 过程的形成，是降雨形成径流的一个完 整、不可分割的物理过程。但为了分析 、计算方便，人为地将这个过程分为流 域产流、流域汇流两个阶段。
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土壤表面特征
土壤表面特征影响风的紊动作用。粗糙地面的 蒸发量比平滑地面的大。
地形
地形高处风速大，高地蒸发量比盆地的大；地 表坡向不同，影响吸收辐射，蒸发量也不同。
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降雨径流过程 流域产流 降雨
流域汇流
出流过程
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流域产流是从降雨发生开始，到净雨出 现的阶段。 流域汇流是从净雨出现开始，到流域出 口断面流量过程形成的阶段。
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第一节 概述
日期 1970.8.8 1970.8.9 1970.8.10 1970.8.11 1970.8.12 0.8 P Ep 7.9 7.4 5.9 6.1 6.2 W 14.9 13.4 12.2 12.0 11.1 E 1.5 1.2 1.0 0.9 0.9
1970.8.13
1970.8.14 1970.8.15 1970.8.16 1970.8.17
流量过程的对称性
降雨强度对产流的影响 影响产流的因素 表层土质结构 缺水量
大
小 初始土湿、降水量 疏松、不易超渗 小、易蓄满
小
大 初始土湿、降水强度 密实、易超渗 大、不易蓄满
地下径流 降雨与产流特征的关系
比例大 与降雨量关系密切
比例小 与降雨强度关系密切
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3、植物蒸散发
植物蒸散发机理复杂，分析和计算较为困难。
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二、流域蒸发能力的确定
流域蒸发能力 E p ：充分供水条件下，流域蒸发 量。
流域蒸发能力不能靠实测，只能估算。
流域蒸发能力估算方法：根据水面蒸发量估算 ； 根据辐射平衡值估算 ；根据经验公式估算 。 这里只讨论根据水面蒸发量估算流域蒸发能力。
Y
P(t)+ W(t-1) >WM
N
W(t-1) =WM
W(t-1) = W(t-1) +P(t)
E(t)=EPW(t-1)/WM
W (t)= W(t-1)- E(t)
t=t+1
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例1：WM=80mm；降水P和流域蒸发能量Ep如 表所示，试用一层模式计算各时段的蒸发量。
例2：WUM=20mm； WLM=60mm；降水P和流域蒸发能量 Ep如表所示，试用一层模式计算各时段的蒸发量。
日期 1970.8.8 1970.8.9 1970.8.10 1970.8.11 1970.8.12 0.8 P Ep 7.9 7.4 5.9 6.1 6.2 WL 14.9 12.9 11.3 10.3 9.3 EU 0 0 0.8 0 0 EL 2.0 1.6 1.0 1.0 1.0 E 2.0 1.6 1.8 1.0 1.0
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因此，水面蒸发折算系数为改进后的E601型蒸 发器的蒸发量与其它蒸发仪器观测的蒸发量的比 值：
EE 601 Kc E器
实际计算中，水面蒸发折算系数的取值常按不 同时段（月、年、冰期、汛期、非汛期等）来划 分。
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四、综合分析 要正确识别一个流域某场降水的产流模式，通 常需要进行综合性分析。
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产流对比分析表
蓄满产流 多年平均降雨量 多年平均径流系数 >1000mm >0.4 超渗产流 <400mm <0.2
一、产流计算的作用 1、小流域洪水预报。 2、区间降雨径流预报。 3、水文流域模型计算的需要。
4、水库防洪和兴利计算的需要。
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二、产流计算的原理 产流计算指根据降雨计算净雨（径流深）的过程。 产流计算依据的原理是流域水量平衡。即