常用水文预报模型介绍
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值 Wʹ ：流域最大的Wʹ mm m F ：全流域面积 f ：流域内张力水蓄水容量≤某一
Wʹ 值的面积 m
产
计算公式：
流
计
算
PE = P - E >0时才产流 PE + A ≥ Wʹ mm
PE + A < Wʹ mm
水
水源划分方法
源
划
分
自由水蓄水库结构划分。自由水蓄水库有两个出口，一个 底孔形成地下径流RG，一个边孔形成壤中流RI，其出流
三 阶 段
Ⅲ Ⅱ
若WL<C×WLM 且 WL<C×(EP-EU) 则
EL=WL，ED=C×(EP-EU)-WL
Ⅰ上够蒸；Ⅱ上不够下够；Ⅲ上下都不够蒸深
产
蓄满产流模式
流
计
算
降水在满足田间持水量以前不产流，所有的降水都被土壤所
吸收（补充张力水，用于蒸发）；降水在满足田间持水量以 后，所有的降水（扣除同期蒸发量，变为自由水）都产流。 输入：降雨量与蒸发量之差PE 参数：流域平均张力水蓄水容量WM
WM率定范围：湿润地区100～150mm、半湿润地区150～
200mm，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润170）。 WUM一般5～20mm，植被很好20mm，植被很差5mm。对 蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx 为WUM 占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.10～0.15。
基
本
原
理
联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：
O2 C0 I 2 C1 I1 C2O1
0.5t Kx C 0 K Kx 0.5t 0.5t Kx C1 K Kx 0.5t K Kx 0.5t C 2 K Kx 0.5t
基
本
原
理
在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程为：
河段蓄水量与流量关系的槽蓄方程，一般可概括为：W=f(I,Q) 马法采用下式表示槽蓄方程：
W K [ xI (1 x )O ] KQ
式中：K为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度； x称为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对 权重，一定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作 用大，则x大，反之x小；Q’为示储流量。
80年代中期，改进提出了三水源新安江模型
模 型
结
构
模 型
四 层 结 构
结 构
蒸散发计算采用三层模型
产流计算采用蓄满产流理论 径流划分采用自由水蓄水库 汇流计算采用线性水库
特别说明：河道汇流采用马斯京根分段连续演算或滞后
演算法，但它一般不作为新安江模型的主体
蒸 散 发 计 算
三层蒸发模式
输入：蒸发皿实测水面蒸发E0 流域蒸散发能力折算系数K 参数：上下深三层张力水蓄水容量WUM、WLM、WDM
，具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡， 对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括 蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测 地点到流域平均蒸发能力的折算。
若采用E601型蒸发皿测的蒸发E，则可作为EP的初始值，
K则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸 发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围0.8～1.0之间。
（和为流域平均张力水蓄水容量WM）
深层蒸散发系数C 输出：三层蒸散发量EU、EL、ED（和为流域蒸散发E） 三层张力水容量WU、WL、WD（和为张力水W）
蒸 散 发 计 算
计算公式：
EP=K×E0 Ⅰ
当 P+WU≧EP时，EU=EP、EL=0、ED=0
当 P+WU<EP时， EU=P+WU 若WL>C×WLM 则 EL=(EP-EU)×WL/WLM、ED=0 若WL<C×WLM 且 WL≧C×(EP-EU) 则 EL=C×(EP-EU)，ED=0
参
数
意
义
（12、13）CS、L：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算
法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地貌条
件。 （14、15）X、KK：河道汇流分段马法参数流量比重因子和 传播时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化， KK反映 平移。由于实际应用中都令KK=Δt（即计算时段长），所以系统
式中：C0、C1和C2为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都 是K、x和∆t的函数，且C0+C1+C2 =1。
参数物理意义及范围
（1）K
W K [ xI (1 x )O ] KQ
马法假定K和x都是常数，这就要求河段蓄量W与示储流 量Q’成单一线性关系，这只有Q’等于该槽蓄量的恒定流流量 Q0时才满足，所以示储流量Q’的物理意义就是恒定流流量Q0。 K=dW/dQ’，即槽蓄曲线的坡度，而dW/dQ’=dW/dQ0，即
K等于相应蓄量W下恒定流状态的河段传播时间τ0，这才是K
的物理意义。在洪水演算中，K主要体现洪水过程的平移。
参数物理意义及范围
（1）K 马法要求流量在计算时段Δt内沿河长呈直线变化。若时 段小于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位 于河段中间，这就要求Δt ≥ K；而马法又要求计算断面的流量 在时段内接近直线变化，这又要求Δt ≤ K。为了避免出现负出 流等不合理现象，保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性 变化和在任何时刻流量在时段内沿程呈线性变化，一般要求 ∆t=K。在系统中率定时，直接取K值为∆t即可。
参数物理意义及范围
（2）x 在实际工作中，一般使用
W K [ xI (1 x )O ] KQ
在洪水演算中，x主要体现洪水过程的坦化。x值越小表明 河段槽蓄作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，对 水库而言，槽蓄作用大，入流量I不起作用，过程线坦化程度
其率定一般需要至少4年以上资料，且应先固定其余参数，
单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。
参
数
意
义
（2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流 域干旱程度。 WM=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨 的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次 洪水的总损失量就是WM。
规律均按线性水库出流。
输入：产流量R 参数：自由水蓄水容量SM
地下水出流系数KG
壤中流出流系数KI 输出：地面径流RS 壤中流RI 地下径流RG
水
源
划
分
由于产流面积是不断变化的，而且在产流面积上自由水蓄水容 量分布也是不均匀的。因此，采用类似流域张力水蓄水容量面积 分布曲线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑上述不均匀 性。所谓流域自由水蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积 随自由水蓄水容量而变化的累计频率曲线
成TRS；底孔出流量RG和边孔出流
量RI分别进入各自的水库，并按线 性水库的退水规律流出（消退系数 CG和CI），分别成为地下水对河网 总入流TRG和壤中流总入流TRI 河网汇流：采用线性水库或滞后演算法
参
数
意
义
（1）K：流域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。大体上反映气候和自然地理条件的影响
参
数
意
义
（6）SM：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植 土层）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资 料时段均化影响明显，时段越短SM越大，因为时段越短越不容 易产生地表径流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形 态，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。 SM小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄 于浅层，则产生RI多，产生RG少；SM大，蓄水能力就大，溢 出就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG， 而RI变化不大。日模率定范围10～20，次模20～50。 （7）EX：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由 水蓄水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的 发展过程。其值一般取1.0～1.5，由于不敏感且变幅不大，可取 定值1.5。
水利部水文情报预报中心 2011年11月3日
主
要
内
容
三水源新安江模型 马斯京根洪水演算法 降雨径流经验相关法
三水源新安江模型
模 型
简
介
1963年，提出了湿润地区以蓄满产流为主的观点 1973年，设计了国内第一个完整的流域水文模型——新
安江流域水文模型
1978年，国外出版了《山坡水文学》
Sʹ ：流域各点的自由水蓄水容量值
MS：流域最大的Sʹ Fr ：流域产流面积 Fs ：流域内自由水蓄水容量≤某一 Sʹ 值的面积
水
计算公式：
源
划
分
R + AU >0时才出流 R+ AU ≥ MS
R + AU < MS
汇
流
计
算
流域汇流计算包括坡地和河网两个汇流阶段
坡地汇流：划分的RS，认为可忽
略坡面汇流时间，直接进入河网形
参数物理意义及范围
（2）x 马法在建立槽蓄曲线时，引入x（流量比重系数），而特 征河长法（存在一个河长，使W、Q成单值关系）引入l（特 征河长。 经分析推导，可得：
x分两部分： ①x1 为水面 曲线形状，反映楔蓄大小 （一般天然河道其值为 1/2）；②L/l，为河段L按 l分成的段数 ，反映河段 调蓄能力。
WLM、WDM影响很小，WLM一般60～90mm。WLMx率定
范围0.60～0.90（WLMx 为WLM占（WM-WUM）的比例）。
参
数
意
义
（3）B：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参 数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.1～0.5。流 域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大 。很小流域(几km2)值为0.1左右，中等流域(100～1000km2)的为 0.2～0.3左右，较大面积(数千km2)的值为0.4左右。 （4）C：深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域 面积的比例。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南 湿润地区值约在0.15～0.20，而在华北半湿润地区则在0.08～ 0.12左右。 （5）IM：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小 雨，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流 系数即IM。天然流域0.01～0.02，城市区、水面沼泽区较大。
不率定KK，而率定参数MP（马法Biblioteka Baidu段演算的河段数）。
小
结
蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源
马斯京根洪水演算法
方 法
简
介
马斯京根法(Muskingum)是美国人麦卡锡(G. T. McCarthy)
于1938年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种 经典的的河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方 程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄 方程，并联立求解而得到演算方程。经过几十年的应用和发展 ，已形成了许多不同的应用形式，下面介绍主要的演算形式。
流域张力水蓄水容量面积分布曲线指数B
输出：流域产流量R 流域土壤含水量（张力水含量）W
产
流
计
算
根据蓄满产流的概念，采用张力水蓄水容量面积分布曲线 来考虑土壤缺水量分布的不均匀问题。所谓张力水蓄水容量面 积分布曲线是：部分产流面积随张力水蓄水容量而变化的累计 频率曲线。
Wʹ ：流域各点的张力水蓄水容量 m
参
数
意
义
（8、9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流 系数，是并联的。KG反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表 层土的渗透性。KG+KI代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下 径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。 一般雨止到洪水消退历时为3天，则[1-(KG+KI)]3≈0可得KG +KI=0.7。若KG+KI =0.8，表示历时为2天。当历时超过3天时， 表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中 流消退系数CI来处理。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段） ，则公式为：
参
数
意
义
（10）CI：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态
，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，CI趋于零。
当深层壤中流很丰富时， CI趋于0.9，相当汇流时间约为10天。 其作用是弥补KG+KI =0.7的不足，对整个洪水过程的影响
，远不如SM、KG/KI明显。
（11）CG：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可 根据枯季地下径流的退水规律推求， CG =Qt+△t/Qt。如以日为时 段长，则 CG=0.950～0.998，相当于退水历时20～500天。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段） ，则公式为：
Wʹ 值的面积 m
产
计算公式：
流
计
算
PE = P - E >0时才产流 PE + A ≥ Wʹ mm
PE + A < Wʹ mm
水
水源划分方法
源
划
分
自由水蓄水库结构划分。自由水蓄水库有两个出口，一个 底孔形成地下径流RG，一个边孔形成壤中流RI，其出流
三 阶 段
Ⅲ Ⅱ
若WL<C×WLM 且 WL<C×(EP-EU) 则
EL=WL，ED=C×(EP-EU)-WL
Ⅰ上够蒸；Ⅱ上不够下够；Ⅲ上下都不够蒸深
产
蓄满产流模式
流
计
算
降水在满足田间持水量以前不产流，所有的降水都被土壤所
吸收（补充张力水，用于蒸发）；降水在满足田间持水量以 后，所有的降水（扣除同期蒸发量，变为自由水）都产流。 输入：降雨量与蒸发量之差PE 参数：流域平均张力水蓄水容量WM
WM率定范围：湿润地区100～150mm、半湿润地区150～
200mm，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润170）。 WUM一般5～20mm，植被很好20mm，植被很差5mm。对 蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx 为WUM 占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.10～0.15。
基
本
原
理
联立两式求解，可得到马斯京根流量演算公式：
O2 C0 I 2 C1 I1 C2O1
0.5t Kx C 0 K Kx 0.5t 0.5t Kx C1 K Kx 0.5t K Kx 0.5t C 2 K Kx 0.5t
基
本
原
理
在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程为：
河段蓄水量与流量关系的槽蓄方程，一般可概括为：W=f(I,Q) 马法采用下式表示槽蓄方程：
W K [ xI (1 x )O ] KQ
式中：K为蓄量参数，蓄量流量关系曲线（槽蓄曲线）的坡度； x称为流量比重因子，表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对 权重，一定程度上反映了楔蓄对流量演算的作用，如果槽蓄作 用大，则x大，反之x小；Q’为示储流量。
80年代中期，改进提出了三水源新安江模型
模 型
结
构
模 型
四 层 结 构
结 构
蒸散发计算采用三层模型
产流计算采用蓄满产流理论 径流划分采用自由水蓄水库 汇流计算采用线性水库
特别说明：河道汇流采用马斯京根分段连续演算或滞后
演算法，但它一般不作为新安江模型的主体
蒸 散 发 计 算
三层蒸发模式
输入：蒸发皿实测水面蒸发E0 流域蒸散发能力折算系数K 参数：上下深三层张力水蓄水容量WUM、WLM、WDM
，具有较为明显的区域性规律。此参数控制着总的水量平衡， 对蒸散发计算进而对产流量计算的影响最为重要和敏感。包括 蒸发皿到真实水面蒸发、水面蒸发到土壤蒸发能力、蒸发观测 地点到流域平均蒸发能力的折算。
若采用E601型蒸发皿测的蒸发E，则可作为EP的初始值，
K则需要根据高程适当修订，一般随高程增加而减小。由于蒸 发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围0.8～1.0之间。
（和为流域平均张力水蓄水容量WM）
深层蒸散发系数C 输出：三层蒸散发量EU、EL、ED（和为流域蒸散发E） 三层张力水容量WU、WL、WD（和为张力水W）
蒸 散 发 计 算
计算公式：
EP=K×E0 Ⅰ
当 P+WU≧EP时，EU=EP、EL=0、ED=0
当 P+WU<EP时， EU=P+WU 若WL>C×WLM 则 EL=(EP-EU)×WL/WLM、ED=0 若WL<C×WLM 且 WL≧C×(EP-EU) 则 EL=C×(EP-EU)，ED=0
参
数
意
义
（12、13）CS、L：河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算
法参数，反映洪水过程的坦化和平移程度，取决于河网地貌条
件。 （14、15）X、KK：河道汇流分段马法参数流量比重因子和 传播时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化， KK反映 平移。由于实际应用中都令KK=Δt（即计算时段长），所以系统
式中：C0、C1和C2为马斯京根洪水演算方法的演算系数，都 是K、x和∆t的函数，且C0+C1+C2 =1。
参数物理意义及范围
（1）K
W K [ xI (1 x )O ] KQ
马法假定K和x都是常数，这就要求河段蓄量W与示储流 量Q’成单一线性关系，这只有Q’等于该槽蓄量的恒定流流量 Q0时才满足，所以示储流量Q’的物理意义就是恒定流流量Q0。 K=dW/dQ’，即槽蓄曲线的坡度，而dW/dQ’=dW/dQ0，即
K等于相应蓄量W下恒定流状态的河段传播时间τ0，这才是K
的物理意义。在洪水演算中，K主要体现洪水过程的平移。
参数物理意义及范围
（1）K 马法要求流量在计算时段Δt内沿河长呈直线变化。若时 段小于河道传播时间，则会出现计算时段末洪水波的峰、谷位 于河段中间，这就要求Δt ≥ K；而马法又要求计算断面的流量 在时段内接近直线变化，这又要求Δt ≤ K。为了避免出现负出 流等不合理现象，保证上、下断面的流量在计算时段内呈线性 变化和在任何时刻流量在时段内沿程呈线性变化，一般要求 ∆t=K。在系统中率定时，直接取K值为∆t即可。
参数物理意义及范围
（2）x 在实际工作中，一般使用
W K [ xI (1 x )O ] KQ
在洪水演算中，x主要体现洪水过程的坦化。x值越小表明 河段槽蓄作用越大，演算出的过程线坦化程度越大。例如，对 水库而言，槽蓄作用大，入流量I不起作用，过程线坦化程度
其率定一般需要至少4年以上资料，且应先固定其余参数，
单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。
参
数
意
义
（2）WM：流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流 域干旱程度。 WM=WUM+WLM+WDM。利用久旱以后下大雨 的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次 洪水的总损失量就是WM。
规律均按线性水库出流。
输入：产流量R 参数：自由水蓄水容量SM
地下水出流系数KG
壤中流出流系数KI 输出：地面径流RS 壤中流RI 地下径流RG
水
源
划
分
由于产流面积是不断变化的，而且在产流面积上自由水蓄水容 量分布也是不均匀的。因此，采用类似流域张力水蓄水容量面积 分布曲线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑上述不均匀 性。所谓流域自由水蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积 随自由水蓄水容量而变化的累计频率曲线
成TRS；底孔出流量RG和边孔出流
量RI分别进入各自的水库，并按线 性水库的退水规律流出（消退系数 CG和CI），分别成为地下水对河网 总入流TRG和壤中流总入流TRI 河网汇流：采用线性水库或滞后演算法
参
数
意
义
（1）K：流域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。大体上反映气候和自然地理条件的影响
参
数
意
义
（6）SM：流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植 土层）的蓄水能力，植被越好土层越厚，值越大。但受降雨资 料时段均化影响明显，时段越短SM越大，因为时段越短越不容 易产生地表径流。其不但决定了地表径流的多少，影响洪峰形 态，且对地表径流与地下径流的比重起决定作用。 SM小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄 于浅层，则产生RI多，产生RG少；SM大，蓄水能力就大，溢 出就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG， 而RI变化不大。日模率定范围10～20，次模20～50。 （7）EX：自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由 水蓄水分布的不均匀程度，大体反映了饱和坡面流产流面积的 发展过程。其值一般取1.0～1.5，由于不敏感且变幅不大，可取 定值1.5。
水利部水文情报预报中心 2011年11月3日
主
要
内
容
三水源新安江模型 马斯京根洪水演算法 降雨径流经验相关法
三水源新安江模型
模 型
简
介
1963年，提出了湿润地区以蓄满产流为主的观点 1973年，设计了国内第一个完整的流域水文模型——新
安江流域水文模型
1978年，国外出版了《山坡水文学》
Sʹ ：流域各点的自由水蓄水容量值
MS：流域最大的Sʹ Fr ：流域产流面积 Fs ：流域内自由水蓄水容量≤某一 Sʹ 值的面积
水
计算公式：
源
划
分
R + AU >0时才出流 R+ AU ≥ MS
R + AU < MS
汇
流
计
算
流域汇流计算包括坡地和河网两个汇流阶段
坡地汇流：划分的RS，认为可忽
略坡面汇流时间，直接进入河网形
参数物理意义及范围
（2）x 马法在建立槽蓄曲线时，引入x（流量比重系数），而特 征河长法（存在一个河长，使W、Q成单值关系）引入l（特 征河长。 经分析推导，可得：
x分两部分： ①x1 为水面 曲线形状，反映楔蓄大小 （一般天然河道其值为 1/2）；②L/l，为河段L按 l分成的段数 ，反映河段 调蓄能力。
WLM、WDM影响很小，WLM一般60～90mm。WLMx率定
范围0.60～0.90（WLMx 为WLM占（WM-WUM）的比例）。
参
数
意
义
（3）B：张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参 数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.1～0.5。流 域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；流域越大，值越大 。很小流域(几km2)值为0.1左右，中等流域(100～1000km2)的为 0.2～0.3左右，较大面积(数千km2)的值为0.4左右。 （4）C：深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域 面积的比例。植被根系越发达深层蒸发越大。一般经验，江南 湿润地区值约在0.15～0.20，而在华北半湿润地区则在0.08～ 0.12左右。 （5）IM：为不透水面积占全流域面积之比。干旱期降一场小 雨，所产生的小洪水认为完全是不透水面积上产生的，其径流 系数即IM。天然流域0.01～0.02，城市区、水面沼泽区较大。
不率定KK，而率定参数MP（马法Biblioteka Baidu段演算的河段数）。
小
结
蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源
马斯京根洪水演算法
方 法
简
介
马斯京根法(Muskingum)是美国人麦卡锡(G. T. McCarthy)
于1938年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种 经典的的河道汇流计算方法。该法将圣维南方程组中的连续方 程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的槽蓄 方程，并联立求解而得到演算方程。经过几十年的应用和发展 ，已形成了许多不同的应用形式，下面介绍主要的演算形式。
流域张力水蓄水容量面积分布曲线指数B
输出：流域产流量R 流域土壤含水量（张力水含量）W
产
流
计
算
根据蓄满产流的概念，采用张力水蓄水容量面积分布曲线 来考虑土壤缺水量分布的不均匀问题。所谓张力水蓄水容量面 积分布曲线是：部分产流面积随张力水蓄水容量而变化的累计 频率曲线。
Wʹ ：流域各点的张力水蓄水容量 m
参
数
意
义
（8、9）KG、KI：自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流 系数，是并联的。KG反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表 层土的渗透性。KG+KI代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下 径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。 一般雨止到洪水消退历时为3天，则[1-(KG+KI)]3≈0可得KG +KI=0.7。若KG+KI =0.8，表示历时为2天。当历时超过3天时， 表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中 流消退系数CI来处理。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段） ，则公式为：
参
数
意
义
（10）CI：深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态
，决定洪水尾部退水的快慢。如无深层壤中流时，CI趋于零。
当深层壤中流很丰富时， CI趋于0.9，相当汇流时间约为10天。 其作用是弥补KG+KI =0.7的不足，对整个洪水过程的影响
，远不如SM、KG/KI明显。
（11）CG：地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。可 根据枯季地下径流的退水规律推求， CG =Qt+△t/Qt。如以日为时 段长，则 CG=0.950～0.998，相当于退水历时20～500天。 上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为D个时段） ，则公式为：