6-新安江模型
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最初的新安江模型：二水源模型——地表径流、地下径流；编制新 安江入库洪水预报方案
80年代初：三水源模型——地面径流、壤中流、地下径流（引入了 萨克拉门托模型与水箱模型中的用线性水库函数划分水源的概念）；
1984～1986年：提出四水源模型——地面径流、壤中流、快速地下 径流、慢速地下径流。
之后，其它改进。
(6 - 9)
RG
FC
R P-E
IMP
RS R RG
(6 -10)
2019/5/7
16
（二）稳定下渗率fc的推求
1、求一场洪水的RS、R、RG （1）据上图求RS （2）根据图求R （3）求RG=R-RS （4）fc=RG/T T为净雨时间
2019/5/7
17
Q(m3/s)
WWM：流域蓄水容量 WWMM:流域最大蓄水容量 WM：流域平均蓄水容量
2019/5/7
11
利用流域蓄水容量曲线计算产流量（右图）：
W：流域原有蓄水量，相应纵标A
W分布：(f/F)A左边蓄满，右边未蓄满， 假定按水平分布。
以此时段为基础：
降雨P，蒸散发E，径流量R，损失量L 满足如下水量平衡关系（超蓄产流方程）：
“蓄满”，指含气层的土壤含水量达到田间持水量，而非土壤完全 饱和；
“超蓄产流”指土壤达到田间持水量以前不产流，所有降雨都被土 壤吸收，成为薄膜水和张力水；而在土壤达到田间持水量以后，所 有降雨（除去同期蒸发）都产流。这时土壤的下渗能力为稳定下渗 率，稳定下渗量FC补充地下水，形成地下径流，而超渗的部分则形 成地表径流。
若WL C WLM ，则 EL (EP EU ) WL ，ED 0 WLM
若WL C WLM 且WL C (EP EU ) ，则 EL C (EP EU ) ，ED 0
若WL C WLM 且WL C (EP EU ) ，则 EL WL ， ED C (EP EU ) WL
D
A4
A5
A3
E
C
B
A
A2
测站
ai
(%)
A
24
B
21
C
Hale Waihona Puke Baidu37
D
8
E
10
A1
合计
100
2019/5/7
5
2019/5/7
6
模型结构
为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀的影响， 新安江模型的结构设计为分散性的，分为：蒸散发计算， 产流计算，分水源计算和汇流计算四个层次结构。
层次 1层 2层
3层
4层
功能 蒸发 产流 水源划分 计算 计算 二水源 三水源
式中: P :时段降雨量
E :时段蒸散发量
R :时段产流量
WW1, WW2 :时段初末的土壤含水量
2019/5/7
10
式(6 1)中, R RS RG ,即
RG FC
RS R - RG P - E - FC
FC : 时段稳定下渗量
(6 - 2)
b）流域蓄水容量曲线（超蓄产流模型的核心）
1、蒸散发模型原理
蒸散发能力（EM，mm/d）
新安江模型中，认为流域土壤含水量达到最 大时，实际蒸散发量E＝EM ；当土湿很小时， 蒸散发量几乎维持为一常数。
2、模型结构
该模型不考虑蒸散发在面上分布的不均匀性， 以模拟土湿纵向分布。可以把土壤分成一、二、 三层，现主要采用三层模型。
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20
fc
1
n 1
Ri Pi Ei
t i
n
Ri RS
fc
1 n
1
Ri Pi
t i
(忽略雨期蒸散)
（三）、不透水面积上的直接径流
DRS P IMP
(5 -12)
2019/5/7
(8 -11)
19
（四）、透水面积上的蒸散发模型
因为不透水面积上没有蒸散发，因此，计算出 来的蒸散发量要乘以透水面积所占比重，才是流 域上的蒸散发量。
单元流域面积要适中，使得在每块面积上降雨比较均匀，并有一定数 目的雨量站；(泰森多边形)
其次，尽可能是单元流域与自然流域相一致；若流域中有大中型水库， 则水库以上的集水面积即可作为一个单元流域。
2019/5/7
4
Rainfall Averaging Methods
Thiessen Polygons
与“超渗产流”模型的区别：
“超蓄产流”模型先计算R，在分成RS、RG； “超渗产流”模型先计算RS、RG，再合成R。
2019/5/7
9
（2）超蓄产流模型的结构 a）点模型 以含气层缺水量为控制条件，就流域中某点而言：
蓄满前: 蓄满后:
P P
E E
WW2 R
WW1
(6 -1)
R (P E) (W2 W1)
(6 - 3)
大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：
1 f (1 WWM )B
F
WWMM
或 f 1 (1 WWM )B
F
WWMM
2019/5/7
(6 - 4)
12
则：
WM
1
WWMd(f
/ F)
WWMM
0
1 B
对纵坐标积分:
14
例6-1:
超蓄产流模型产流量计算示例 WM＝120mm，B＝0.3，FC＝18mm/d
年.月.日
1978.7.17
18 19 20 21 22
23
24
P－E
A
f/F
R
4.22 9.40 -5.98 60.35 54.24
20.27
-2.79
16.89 21.11 30.51 24.27 84.62
A E
G
2019/5/7
N
B
本次降雨形成的径流过程
H
C 直接径流
地下径流
B’ C’
F D’
I
D t(h)
18
2、用试算法求fc
RSi
Ri
fi F
f c t i
RS
n 1
RSi
n 1
Ri
n 1
fi F
f c t i
又fi R F PE
得:
n
Ri RS
深层 (Deep layer)
2019/5/7
21
模型中流域蓄水容量WM和流域蓄水量W都是上层, 下层和深层之和, 即:
WM WUM WLM WDM
W WU WL WD
WUM, WLM, WDM - - - -上层,下层,深层土壤蓄水容量
WU, WL, WD - - - -上层,下层,深层土壤蓄水量
R P - E - (WM - W) - WM1- (P - E A)/WWMM 1B
产流计算特点：雨强对产量无影响，产流量取决于P－E与W。
(6 - 7)
2019/5/7
13
模型参数：WM与B WM：流域干燥时的缺水量，代表
流域干旱情况，气候因素； B：蓄水容量在流域上的分布不均
138.85
156.00
0.0338 0.0427 0.0632 0.0495 0.2091
0.4844
1.0000
0.16 0.50
0 7.46 17.61
13.47
0
RG
0.16 0.50
0 2.22 5.84
11.96
0
RS
0 0 0 5.23 11.76
1.51
0
W
16.61 20.67 29.57 23.68 76.57 113.20
蒸散发E
降雨P 蒸发皿蒸发EI
透水面积 土壤湿度
WUM EU
WLM EL
ED
C
W 上层
WU 下层
WL 深层
WD
WM B
径流
FC
R
2019/5/7
不透水面积
IMP
地面径流 UH RS
地面径 流过程
单元流域 KE 出流过程 XE
径流 R
地下径流 RG
KKG
地下径 流过程
8
二、二水源新安江模型的微结构
（一）用超蓄产流（即“蓄满产流”）模型计算总径流R、地表径流RS 及地下径流RG （1）超蓄产流模型概念 超蓄产流模型是目前我国湿润地区的主要产流模型。
(6 - 5)
A
f
A
WWM
W 0
(1
)dWWM F
0
(1
)dWWM
WWMM
A
WWMM 1-
(1 -
W WM
1
) 1 B
(6 - 6)
c）流域产流计算 P－E>0时，产流，否则不产流 ，产流时：
P E A WWMM时: R P E (WM W) P E A WWMM时:
三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量 UM，下层张力水蓄
水容量 LM，深层张力水蓄水容量 DM，流域平均张力水蓄水
容量 WM，蒸散发折算系数 KC，深层蒸散发系数C，计算公
式为：
WM=UM+LM+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED
上层 (Upper layer)
下层 (Lower layer)
End If
w(1) = w(1) + p(i) - r - e(1)
w(2) = w(2) - e(2)
w(3) = w(3) - e(3)
If w(1) > wm(1) Then
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24
If w(1) + p(i) > ep(i) Then e(1) = ep(i) e(2) = 0 e(3) = 0
Else e(1) = w(1) + p(i) e(2) = (ep(i) - e(1)) * w(2) / wm(2) If w(2) <= c * wm(2) Then e(2) = c * (ep(i) - e(1)) e(3) = 0 If w(2) >= c * (ep(i) - e(1)) Then e(2) = c * (ep(i) - e(1)) e(3) = 0 Else e(2) = w(2) e(3) = c * (ep(i) - e(1) - e(2)) End If End If
当上层水分不足时，把上层水分全蒸掉，下层蒸发量EL等于上层剩余蒸发能力
（EM－EU）与下层含水比WL / WLM之乘积。
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22
（6－15）中，只用到 EL C（EM－EU）
否则，取
EL＝C（EM－EU）
但是，若EL C（EM－EU）,同时WL C（EM－EU）,则取
EL ＝WL
120.00
117.21
2019/5/7
15
尤其半湿润地区需要考虑
IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透水面 积占总面积的百分比，增加后，需修改（6－5），（6－ 8）式，其它都不变。
(6 5) WM WWMM (1 IMP) 1 B
(6 - 8) P - E FC时
汇流计算
坡面汇流
河道汇流
方法 三层 蓄满 稳定下 自由水 单位线或线性水 马斯京根法或滞 模型 产流 渗率 水库 库或滞后演算法 后演算法
参数 KC WM FC
SM
UH或
KE
UM B
EX
CS
XE
LM IM
KG
CI
或
C
KI
CG
L
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7
2、二水源新安江模型
一、二水源新安江模型基本结构(状态变量（模型参数）)
2019/5/7
3
二、模型的总结构
小流域——集总模型
大面积流域——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。再 进行出口一下的河道洪水演算，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。
划分单元的目的：处理降雨分布的不均匀性(用面雨 量带来面积均化)；其次是下垫面条件变化(水库等)。因 此:
(6 -13)
当WU EM,则
EU EM
EL 0
(6 -14)
当WU EM,则
EU WU
EL (EM - EU) WL WLM
(6 -15)
EU, EL - - - -上层,下层的时段蒸发量。
（6－14）、（6－15）式表明，上层有足够水分是，EU等于蒸散发能力，下层EL＝0；
此时
ED＝C（EM－EU）－EL
这时才发生深层蒸发。
ED 深层的时段蒸发量
C 与深层蒸散发有关的系数
2019/5/7
23
当 P E WU EP 时， EU EP ， EL 0 ，ED 0
当 P E WU EP 时， EU P E WU
新安江模型
目录
1. 概述 2. 二水源新安江模型 3. 三水源新安江模型 4. 新安江模型的改进 5. 新安江模型的应用
2019/5/7
2
1、概述
新安江模型简介
一、新安江流域水文模型系列
新安江模型是华东水利学院（河海大学）水文系1973年对新安江水 库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式的概念性流域降雨径流模 型。可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。
匀性，B＝0时分布均匀，愈大愈不均匀， 决定于地形、地质条件。
d）地面、地下径流的划分（分水源）
产流面积变化，则：
P E FC时:
RG FC(f/F) FC
R
P-E
RS R - RG
(6 - 8)
P - E FC时:
RS 0, RG R
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80年代初：三水源模型——地面径流、壤中流、地下径流（引入了 萨克拉门托模型与水箱模型中的用线性水库函数划分水源的概念）；
1984～1986年：提出四水源模型——地面径流、壤中流、快速地下 径流、慢速地下径流。
之后，其它改进。
(6 - 9)
RG
FC
R P-E
IMP
RS R RG
(6 -10)
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16
（二）稳定下渗率fc的推求
1、求一场洪水的RS、R、RG （1）据上图求RS （2）根据图求R （3）求RG=R-RS （4）fc=RG/T T为净雨时间
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Q(m3/s)
WWM：流域蓄水容量 WWMM:流域最大蓄水容量 WM：流域平均蓄水容量
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11
利用流域蓄水容量曲线计算产流量（右图）：
W：流域原有蓄水量，相应纵标A
W分布：(f/F)A左边蓄满，右边未蓄满， 假定按水平分布。
以此时段为基础：
降雨P，蒸散发E，径流量R，损失量L 满足如下水量平衡关系（超蓄产流方程）：
“蓄满”，指含气层的土壤含水量达到田间持水量，而非土壤完全 饱和；
“超蓄产流”指土壤达到田间持水量以前不产流，所有降雨都被土 壤吸收，成为薄膜水和张力水；而在土壤达到田间持水量以后，所 有降雨（除去同期蒸发）都产流。这时土壤的下渗能力为稳定下渗 率，稳定下渗量FC补充地下水，形成地下径流，而超渗的部分则形 成地表径流。
若WL C WLM ，则 EL (EP EU ) WL ，ED 0 WLM
若WL C WLM 且WL C (EP EU ) ，则 EL C (EP EU ) ，ED 0
若WL C WLM 且WL C (EP EU ) ，则 EL WL ， ED C (EP EU ) WL
D
A4
A5
A3
E
C
B
A
A2
测站
ai
(%)
A
24
B
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C
Hale Waihona Puke Baidu37
D
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E
10
A1
合计
100
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模型结构
为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀的影响， 新安江模型的结构设计为分散性的，分为：蒸散发计算， 产流计算，分水源计算和汇流计算四个层次结构。
层次 1层 2层
3层
4层
功能 蒸发 产流 水源划分 计算 计算 二水源 三水源
式中: P :时段降雨量
E :时段蒸散发量
R :时段产流量
WW1, WW2 :时段初末的土壤含水量
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10
式(6 1)中, R RS RG ,即
RG FC
RS R - RG P - E - FC
FC : 时段稳定下渗量
(6 - 2)
b）流域蓄水容量曲线（超蓄产流模型的核心）
1、蒸散发模型原理
蒸散发能力（EM，mm/d）
新安江模型中，认为流域土壤含水量达到最 大时，实际蒸散发量E＝EM ；当土湿很小时， 蒸散发量几乎维持为一常数。
2、模型结构
该模型不考虑蒸散发在面上分布的不均匀性， 以模拟土湿纵向分布。可以把土壤分成一、二、 三层，现主要采用三层模型。
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fc
1
n 1
Ri Pi Ei
t i
n
Ri RS
fc
1 n
1
Ri Pi
t i
(忽略雨期蒸散)
（三）、不透水面积上的直接径流
DRS P IMP
(5 -12)
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(8 -11)
19
（四）、透水面积上的蒸散发模型
因为不透水面积上没有蒸散发，因此，计算出 来的蒸散发量要乘以透水面积所占比重，才是流 域上的蒸散发量。
单元流域面积要适中，使得在每块面积上降雨比较均匀，并有一定数 目的雨量站；(泰森多边形)
其次，尽可能是单元流域与自然流域相一致；若流域中有大中型水库， 则水库以上的集水面积即可作为一个单元流域。
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4
Rainfall Averaging Methods
Thiessen Polygons
与“超渗产流”模型的区别：
“超蓄产流”模型先计算R，在分成RS、RG； “超渗产流”模型先计算RS、RG，再合成R。
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9
（2）超蓄产流模型的结构 a）点模型 以含气层缺水量为控制条件，就流域中某点而言：
蓄满前: 蓄满后:
P P
E E
WW2 R
WW1
(6 -1)
R (P E) (W2 W1)
(6 - 3)
大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：
1 f (1 WWM )B
F
WWMM
或 f 1 (1 WWM )B
F
WWMM
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(6 - 4)
12
则：
WM
1
WWMd(f
/ F)
WWMM
0
1 B
对纵坐标积分:
14
例6-1:
超蓄产流模型产流量计算示例 WM＝120mm，B＝0.3，FC＝18mm/d
年.月.日
1978.7.17
18 19 20 21 22
23
24
P－E
A
f/F
R
4.22 9.40 -5.98 60.35 54.24
20.27
-2.79
16.89 21.11 30.51 24.27 84.62
A E
G
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N
B
本次降雨形成的径流过程
H
C 直接径流
地下径流
B’ C’
F D’
I
D t(h)
18
2、用试算法求fc
RSi
Ri
fi F
f c t i
RS
n 1
RSi
n 1
Ri
n 1
fi F
f c t i
又fi R F PE
得:
n
Ri RS
深层 (Deep layer)
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模型中流域蓄水容量WM和流域蓄水量W都是上层, 下层和深层之和, 即:
WM WUM WLM WDM
W WU WL WD
WUM, WLM, WDM - - - -上层,下层,深层土壤蓄水容量
WU, WL, WD - - - -上层,下层,深层土壤蓄水量
R P - E - (WM - W) - WM1- (P - E A)/WWMM 1B
产流计算特点：雨强对产量无影响，产流量取决于P－E与W。
(6 - 7)
2019/5/7
13
模型参数：WM与B WM：流域干燥时的缺水量，代表
流域干旱情况，气候因素； B：蓄水容量在流域上的分布不均
138.85
156.00
0.0338 0.0427 0.0632 0.0495 0.2091
0.4844
1.0000
0.16 0.50
0 7.46 17.61
13.47
0
RG
0.16 0.50
0 2.22 5.84
11.96
0
RS
0 0 0 5.23 11.76
1.51
0
W
16.61 20.67 29.57 23.68 76.57 113.20
蒸散发E
降雨P 蒸发皿蒸发EI
透水面积 土壤湿度
WUM EU
WLM EL
ED
C
W 上层
WU 下层
WL 深层
WD
WM B
径流
FC
R
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不透水面积
IMP
地面径流 UH RS
地面径 流过程
单元流域 KE 出流过程 XE
径流 R
地下径流 RG
KKG
地下径 流过程
8
二、二水源新安江模型的微结构
（一）用超蓄产流（即“蓄满产流”）模型计算总径流R、地表径流RS 及地下径流RG （1）超蓄产流模型概念 超蓄产流模型是目前我国湿润地区的主要产流模型。
(6 - 5)
A
f
A
WWM
W 0
(1
)dWWM F
0
(1
)dWWM
WWMM
A
WWMM 1-
(1 -
W WM
1
) 1 B
(6 - 6)
c）流域产流计算 P－E>0时，产流，否则不产流 ，产流时：
P E A WWMM时: R P E (WM W) P E A WWMM时:
三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量 UM，下层张力水蓄
水容量 LM，深层张力水蓄水容量 DM，流域平均张力水蓄水
容量 WM，蒸散发折算系数 KC，深层蒸散发系数C，计算公
式为：
WM=UM+LM+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED
上层 (Upper layer)
下层 (Lower layer)
End If
w(1) = w(1) + p(i) - r - e(1)
w(2) = w(2) - e(2)
w(3) = w(3) - e(3)
If w(1) > wm(1) Then
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If w(1) + p(i) > ep(i) Then e(1) = ep(i) e(2) = 0 e(3) = 0
Else e(1) = w(1) + p(i) e(2) = (ep(i) - e(1)) * w(2) / wm(2) If w(2) <= c * wm(2) Then e(2) = c * (ep(i) - e(1)) e(3) = 0 If w(2) >= c * (ep(i) - e(1)) Then e(2) = c * (ep(i) - e(1)) e(3) = 0 Else e(2) = w(2) e(3) = c * (ep(i) - e(1) - e(2)) End If End If
当上层水分不足时，把上层水分全蒸掉，下层蒸发量EL等于上层剩余蒸发能力
（EM－EU）与下层含水比WL / WLM之乘积。
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（6－15）中，只用到 EL C（EM－EU）
否则，取
EL＝C（EM－EU）
但是，若EL C（EM－EU）,同时WL C（EM－EU）,则取
EL ＝WL
120.00
117.21
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尤其半湿润地区需要考虑
IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透水面 积占总面积的百分比，增加后，需修改（6－5），（6－ 8）式，其它都不变。
(6 5) WM WWMM (1 IMP) 1 B
(6 - 8) P - E FC时
汇流计算
坡面汇流
河道汇流
方法 三层 蓄满 稳定下 自由水 单位线或线性水 马斯京根法或滞 模型 产流 渗率 水库 库或滞后演算法 后演算法
参数 KC WM FC
SM
UH或
KE
UM B
EX
CS
XE
LM IM
KG
CI
或
C
KI
CG
L
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2、二水源新安江模型
一、二水源新安江模型基本结构(状态变量（模型参数）)
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3
二、模型的总结构
小流域——集总模型
大面积流域——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。再 进行出口一下的河道洪水演算，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。
划分单元的目的：处理降雨分布的不均匀性(用面雨 量带来面积均化)；其次是下垫面条件变化(水库等)。因 此:
(6 -13)
当WU EM,则
EU EM
EL 0
(6 -14)
当WU EM,则
EU WU
EL (EM - EU) WL WLM
(6 -15)
EU, EL - - - -上层,下层的时段蒸发量。
（6－14）、（6－15）式表明，上层有足够水分是，EU等于蒸散发能力，下层EL＝0；
此时
ED＝C（EM－EU）－EL
这时才发生深层蒸发。
ED 深层的时段蒸发量
C 与深层蒸散发有关的系数
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当 P E WU EP 时， EU EP ， EL 0 ，ED 0
当 P E WU EP 时， EU P E WU
新安江模型
目录
1. 概述 2. 二水源新安江模型 3. 三水源新安江模型 4. 新安江模型的改进 5. 新安江模型的应用
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1、概述
新安江模型简介
一、新安江流域水文模型系列
新安江模型是华东水利学院（河海大学）水文系1973年对新安江水 库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式的概念性流域降雨径流模 型。可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。
匀性，B＝0时分布均匀，愈大愈不均匀， 决定于地形、地质条件。
d）地面、地下径流的划分（分水源）
产流面积变化，则：
P E FC时:
RG FC(f/F) FC
R
P-E
RS R - RG
(6 - 8)
P - E FC时:
RS 0, RG R
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