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WEP模型的开发与分布式流域水循环模拟

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WEP模型的开发与分布式流域水循环模拟摘要:本文介绍了WEP模型的开发和验证情况,论述了分布式流域水循环模拟的意义和作用。在分析分布式流域水循环模拟的研究状况及面临问题的基础上,考虑到我国流域尺度大、人类活动影响深、环境复杂多变的实际情况,作者认为,基于物理概念和变时空步长的、模拟对象包括水循环的各要素过程而不仅是产汇流过程的分布式流域水循环模型将是未来的发展方向。作者主张,应加快开发适应我国自然地理特征与气候特点的各类基于GIS的耦合式应用系统,为流域水资源管理、洪水预报调度、水环境评价、水土流失监督治理及水生态环境分析等提供强力支持

关键词:流域水循环水文分布式模型WEP

一、分布式流域水循环模拟的意义与作用

地球环境变化和人类活动的影响改变了水的自然循环规律, 加剧了我国水资源的供需矛盾,许多地区出现了水环境与水生态恶化的严重局势。地表水、地下水及人工侧支循环水等各类水资源转化频繁,狭义的水资源概念与传统的水资源评价方法已显不适。

20世纪80年代中期以来,随着计算机技术、地理信息系统和遥感技术的发展,从水循环过程的物理机制入手并考虑水文变量的空间变异性问题,即分布式流域水文(水循环)模型或称“白箱”模型的研究在国内外受到广泛重视,涌现出许多分布式或半分布式模型,如SHE模型、IHDM模型及TOPMODEL模型等(参

见文献1)。另外,全球大循环(GCM)研究对陆地地表过程模拟提出了越来越高的要求,土壤-植物-大气连续体(SPAC)研究受到重视,出现了各类SV ATS(土壤-植物-大气通量交换方案)模型,从另一方面加强了水循环的研究。本文使用“流域水循环模拟”而不是“流域水文模拟”,意在强调需要将流域水循环系统的所有要素过程联系起来研究而不仅仅是产汇流模拟。二、WEP模型的开发与验证1.1 WEP模型的开发

为提高计算效率,WEP模型对非饱和土壤水运动的模拟采取了比SHE模型简化的算法,但强化了对植物生态耗水与热输送过程的模拟,对水热输送各过程的描述大都是基于物理概念。

(1)模型结构。各网格单元的铅直方向结构如图-1(a)所示。从上到下包括植被或建筑物截留层、地表洼地储留层、土壤表层、过渡带层、浅层地下水层和深层地下水层等。状态变量包括植被截留量、洼地储留量、土壤含水率、地表温度、过渡带层储水量、地下水位及河道水位等。主要参数包括植被最大截留深、土壤渗透系数、土壤水分吸力特征曲线参数、地下水透水系数和产水系数、河床的透水系数及坡面和河道的糙率等。为考虑网格内土地利用的不均匀性,采用了“马赛克”法即把网格内的土地归成数类,分别计算各类土地类型的地表面水热通量,取其面积平均值为网格单元的地表面水热通量。土地利用首先分为水域、裸地-植被域、不透水域三大类。裸地-植被域又分为裸地、草地与耕地、树木3类、不透水域分为都市地表面与都市建筑物。另外,为反映表层土壤的含水率随深度的变化和便于描述土壤蒸发、草或作物根系吸水和树木根系吸水,将裸地-植被域的表层土壤分割成3层。

(a)

(b)

图-1 WEP模型的结构:(a)网格单元内的铅直方向结构,(b)平面结构

WEP模型的平面结构如图-1(b)所示。首先,为追迹计算坡面径流,根据流域数字高程(DEM)及数字化实际河道等,设定网格单元的汇流方向(落水线)。然后,将坡面径流沿着落水线用1维运动波法由流域的最上游端追迹计算至最下游端。关于各支流及干流的河道汇流计算,视有无下游边界条件采用1维运动波法或动力波法由上游端至下游端追迹计算。地下水流动采用多层模型进行数值解析,并考虑其与地表水、土壤水及河道水的水量交换。

(2) 水循环过程的模拟。蒸发蒸腾包括植被截留蒸发、土壤蒸发、水面蒸发和植被蒸腾等。WEP模型按照土壤-植被-大气通量交换方法(SV ATS)、采用Penman-Monteith公式详细计算了蒸发蒸腾。由于蒸发蒸腾过程和能量交换过程客观上融为一体,地表附近的辐射、潜热、显热、热传导及地表温度的计算不可缺少。为减轻计算负担,热传导及地表温度的计算采用了强制复原法(FRM)。GREEN-AMPT入渗模型物理概念明确,所用参数可由土壤物理特性推出,并已得到大量应用验证,因此,WEP模型采用GREEN-AMPT铅直一维入渗模型模拟降雨入渗及超渗坡面径流。GREEN-AMPT模型仅适用于降雨入渗过程。而非降雨期的表层土壤(通常是非饱和状态)水分量的再分配将影响到降雨入渗时的初期水分量、土壤和植被的蒸发蒸腾和对浅层地下水的补给等,为减轻计算负担,WEP模型将表层土壤分成数层,按照非饱和状态的达西定律和连续方程进行计算。在山地丘陵等地形起伏地区,同时考虑坡向壤中径流及土壤渗透系数的各向变异性。地下水流动采用多层模型进行数值解析。浅层地下水运动按照

BOUSINESSQ方程进行二维数值计算,源项包括表层土壤的降雨补给、地下水取水、深层渗漏及地下水溢出(或来自河流的补给)等。在河流下部及周围,河流水和地下水的相互补给量根据其水位差与河床材料的特性等按达西定律计算。为考虑包气带层过厚可能造成的地下水补给滞后问题,在表层土壤与浅层地下水之间设一过渡层,用储流函数法处理。另外,WEP还考虑了雨水人工储留渗透设施的模拟、防灾调节池的计算及水田的模型化等。

2.2 WEP模型的验证WEP模型具有较高的计算效率。以谷田川流域的计算为例,共有16661个计算网格单元,计算时段步长采用1小时,在CPU为1.4GHZ的微机上,一年的计算时间约为3小时。

图-2 WEP模型的流量模拟结果示例(谷田川流域)

图-3 WEP模型的地下水位模拟结果示例(海老川流域)

图-4 WEP模型的土壤水分模拟结果示例(海老川流域)

三、分布式流域水循环模拟面临的难题与对策

分布式流域水循环模拟在我国推广应用所面临的主要难题有:(1)水文变量及参数的空间变异性与尺度问题。我国流域尺度大、人类活动影响深。可根据流域不同地区的地形地貌特点,分区选取不同的计算网格步长,然后根据网格内土壤等参数的概率分布规律考虑其空间变异性对产汇流的影响。(2)水循环的动力学机制的描述和计算量大之间的矛盾。水循环的许多过程如降雨时的入渗和地表径流过程变化快,描述这些过程常需要日以下的时间步长。如果所有过程所有