最新安江模型进展介绍

第八章 新安江模型

8.1 概述

新安江模型是由原华东水利学院（现为河海大学）赵人俊教授等（赵人俊，1984）提出来的。从降雨径流经验相关图研究开始（华东水利学院水文系，1962），投入了水文预报教研室的十余位教师、研究生和上百的本科生前后经历了约20年才形成了蓄满产流概念、理论及其二水源新安江模型。之后提出三水源新安江模型（赵人俊，1984），并开始在水情预报和遥测自动化的实时洪水预报系统中开始大量应用，通过对模型的结构、考虑的因素不断改进和完善，发展至今已形成了理论上具有一定系统性、结构较为完善、应用效果较好的流域水文模型，并被联合国教科文组织列为国际推广模型而广为国内外水文学家所了解和应用。

新安江模型研究概括起来可以分为二水源新安江模型、三水源新安江模型和新安江模型改进研究三个阶段。

8.2 二水源新安江模型

二水源新安江模型包括直接径流和地下径流，产流计算用蓄满产流方法，流域蒸发采用二层或三层蒸发，水源划分用的是稳定下渗法，直接径流坡面汇流用单位线法，地下径流坡面汇流用线性水库，河道汇流采用马斯京根分河段演算法。

8.2.1 前期研究

降雨径流相关图是径流估计最早使用的方法之一。考虑前期气候指数的降雨径流相关图是蓄满产流概念形成的基础，见图8-1。图中P为降雨量,R为径流深, Pa,0为前期气候指数。在实际应用中，要计算一次降雨所产生的洪水径流总量，为配合汇流计算，还需求出逐时段的净雨量。利用上述相关图推求时段净雨量的具体步骤如下。

（1）求本次降雨开始时的Pa,0;

（2）按逐时段累积降雨量在关系图上查得累积径流量;

图8-1 时段净雨量推求 （3）由相邻时段的累积径流量之差得时段净雨量。

在这相关图应用过程中发现两个问题，一是前期气候指数不是一个物理量，二是关系不满足水量平衡方程。为此，提出由土壤含水量W来反应前期气候的湿润情况，点关系图R?f(P,W)，经大量的实践发现，在湿润地区W曲线簇的上段均接近45°直线，若点绘成PE?W与R关系（PE是扣除雨期蒸发后的净雨量），则呈现如图8-2所示的关系。由图中可知，

PE?W有一个临界值，当一次洪水的净雨量PE与

图8-2 PE?W与R关系示意图 初始土壤含水量W之和小于该临界值时，呈一组W曲线簇；当PE?W超过临界值时，

PE?W与R关系为一条45°直线。即大于该临界值的降雨量全部产生径流，表明此时全流

域的土壤含水量已蓄满，由此形成蓄满产流概念。

8.2.2 蓄满产流

蓄满产流是产流机制的一种概化。其基本假设为：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。其计算式为

R?PE?W?WM （8-1）

式中 WM—流域平均蓄水容量，mm。

蓄满产流机制比较接近或符合土壤缺水量不大的湿润地区。在该类地区，一场较大的降雨常易使全流域土壤含水量达蓄满。倘若一场降雨不能使全流域蓄满，或一场降雨过程中，全流域尚未蓄满之前，流域内也观测到有径流，这就是图8-2中的下部曲线簇情形。这是由于前期气候、下垫面等的空间分布不均匀性，导致流域土壤缺水量空间不均匀的结果。因为，在其他条件相同情况下，缺水量小的地方降雨后易蓄满，先产流。因此，—个流域的产流过程在空间上是不均匀的，在全流域蓄满前，存在部分地区蓄满而产流。—般可由流域蓄水容量曲线表征土壤缺水量空间分布的不均匀性。

流域蓄水容量曲线是将流域内各地点包气带的蓄水容量，按从小到大顺序排列得到的一条蓄水容量与相应面积关系的统计曲线，如图8-3所示。图中纵坐标WM?为各地点包气带蓄水容量值，WMM为其中最大值，一般都以mm表示；横坐标?为面积的相对值f/F，

F是全流域面积，f为流域内包气带蓄水容量小于或等于WM?的面积，曲线所围的面积

WM为全流域平均的蓄水容量。

包气带含水量中有一部分水量在最干旱的自然状况下也不可能被蒸发掉，因此上述的包气带蓄水容量是包气带中实际可变动的最大含水量，即包气带达田间持水量时的含水量与最干旱时含水量之差，也等于包气带最干旱时的缺水量，因此，流域蓄水容量曲线也反映了流域包气带缺水容量分布特性。

据大量经验分析，蓄水容量曲线可由如下指数方程近似描述

WM??? ??1??1?? （8-2）

WMM??其中：b是常数，反映流域包气带蓄水容量分布的不均匀性，b值越小表示越均匀，当b＝0时表示流域内包气带蓄水容量均匀不变，而b值越大表示越不均匀。据上式，流域平均蓄水容量WM为

WM? 积分得

WM?b?WMM0? （8-3） (1??dWM)WMM （8-4） 1?b一般情况下，降雨前的初始土壤含水量不为零。这时，初始土壤含水量在流域上的分布直接影响降雨产流量值。各次降雨前的初始土壤含水量分布是不相同的，但从多次平均的统计角度，认为分布规律也符合式（8-2）的变化。如图8-4中斜线所示面积为流域平均的初

始土壤含水量W，最大值为a，全流域中有比例为?0的面积上已蓄满，降在该部分的面积上雨量形成径流，降在比例为1-?0的面积上的降雨量不能全部形成径流，这些量表达为

图8-3 包气带蓄水容量曲线 图8-4 局部产流示意图 a?? ?0?1??1?? （8-5）

?WMM? W?积分式（8-6）得

b?1??a??W?WM?1??1??? （8-7）

???WMM???b?a0(1??)dWM? （8-6）

解上式得

1??1?bW??? （8-8） a?WMM?1??1????WM????如这时有扣除雨期蒸发后的时段雨量dPE（见图8-4），相应的产流量为dR、损失量为dW。当dPE→0时，可求得土壤含水量为W时的流域产流比例，即

径流系数?dR （8-9） ??0?产流面积（%）dPEdPE?0由图8-4可知，在初始土湿为W条件下，降雨量PE的产流量可由下列计算式求得： 在全流域蓄满前为

R??积分上式得

a?PEadWM? （ a?PE≤WMM）

a?? R?PE?WM?1???WMM?由式（8-7），上式简化为

b?1?PE?a??WM?1???WMM?b?1

?PE?a? （a?PE≤WMM） （8-10）

R?PE?W?WM?WM?1???WMM?在全流域蓄满后为

b?1R?PE?W?WM a?PE≥WMM （8-11）

式（8-10）和式（8-11）是全流域蓄满前后的两个产流量计算公式。在手工作业计算情况中，为应用方便，常用降雨径流相关图表示。

图8-5 蓄水容量曲线转换为降雨径流关系示意图 如图8-5所示，设W＝0，第一时段降雨量为PE1，如果PE1＜WMM，表示全流域未蓄满，为局部产流，R1值可由式（8-10）算出（此时a＝0），根据水量平衡可得土壤水分补充量，反映在图8-5（b）上，即为点1（PE1，R1），该点与45°直线的间距即为?W1。同理，设第二时段降雨量为PE2，相应的产流量R2和土壤水补充量?W2（如图8-5（a）所示），仍按式（8-10）计算产流量，由累计降雨量PE1?PE2算得产流量为R1?R2，显然，R2系PE2形成。这时，流域的土壤水分补充量为

?W??W1??W2?PE1?PE2?R1?R2

在图8-5（b）中是点2。依此类推，可求得逐时段的R和?W值。当累计降雨量大于

WMM，全流域蓄满，土壤水分补充量为零，产流量按式（8-11）计算，反映在图8-5（b）

中呈平行于45°的直线段，两线的间距即为WM。类似地，对于不同初始土湿W，可得以W为参变量的降雨径流关系曲线簇。绘制PEWR关系曲线时，对于初始土湿W?0的曲

线，先用式（8-8）求得a，相应该W参数量曲线的转折点（45°直线段与曲线的切点）用下式计算：

PE?WMM?a

大于该PE的关系线呈45°直线。

当有了R?f(PE,W)关系曲线后，即可进行产流量计算，具体步骤如下。

W?K?Q,

(8-35)

式中：K为平均泄流时间，即蓄量为W0时，以不变速率Q0外泄完所需的时间。

式（8-34）和（8-35）构成了线性水库汇流演算方程组。为方便实际系统应用，方程组的求解采用差分求解。将（8-34）式差分如下：

W2?W1I1?I2Q1?Q2?? (8-36) ?t22将式(8-35)代入式(8-36)得

Q2?CS?Q1?(1?CS)(I1?I2)/2 (8-37)

CS?(2K??t)/(2K??t) (8-38)

8.2.6 河道汇流

河道汇流，是指水流在河道中的汇集过程。河道汇流模拟，就是要模拟河道对水流的调蓄作用。圣维南方程组是描述河道水流运动较为完善的理论基础

?A?Q??0 (8-39) ?t?S1?uu?u?h???i0?if?0 （8-40） g?tg?s?s式中：A为河道横截面面积；S为水流方向坐标；u为水流速度；h为水深；i0为河底比降；

if为摩阻比降；g为重力加速度。式(8-39)称为连续方程，式(8-40)称为运动方程。在实际

应用中，由于观测资料信息、边界条件的限制，常需给以假设简化其运动方程，故不同的条件，不同的简化方法，得出一系列不同的水流汇集模拟方法。

水文学研究，把连续方程转化为水量平衡方程，运动方程由槽蓄曲线来代替，有基本方程组

dW?I?Q (8-41) dtW?f(I,Q)

在稳定流条件下，河道中存在最简单的槽蓄关系

(8-42)

W?L?A?K?u?A?K?Q (8-43)

式中：L为河道长；K为水流在河道中的传播时间。对于不同的水位，传播时间也不同。

对于稳定流蓄泄关系是单一的，传播时间K是曲线上任一点的切线斜率。对于非稳定流，由于洪水附加比降的作用，蓄泄关系并非单一。涨洪时，附加比降大于零，河槽蓄量和断面流量均大于稳定流时的量；落洪时，附加比降小于零，河槽蓄量和断面流量均小于稳定

图8-9 非稳定流H～W关系

图8-10 非稳定流H～Q关系

流时的量，则有如图8-9和8-10所示的逆时针绳套，图中H为水深。问题是，这时的蓄泄关系是单一的，还是绳套的？涨洪时，由于i??0（i?为附加比降），流量Q和蓄量W也大于稳定流相应的流量Q0和蓄量W0，令

?Q?Q?Q0 ?W?W?W0 把(Q,W)点置于关系图8-11中，则有如图所示的A、B和C三种可能结果。记(Q,W)点刚好落在

B B Q Q A A 稳定定流流 稳定流蓄泄关系线上时的流量增量为?Q'，则有三种

C(Q,W) C(Q,W) 形式的关系：

(Q(Q00,W,W0) 0) W 图8-11非稳定流蓄泄关系示意图 图8-11非稳定流蓄泄关系示意图 A：i??0,?Q??Q',i??0,?Q??Q'顺时针绳套

B：i??0,?Q??Q',i??0,?Q??Q'，单一关系

C：i??0,?Q??Q',i??0,?Q??Q'，逆时针绳套。

马斯京根流量演算法，就是通过寻找一个虚拟的流量Q?，使得 则有

Q'?Q0??Q'

W?K?Q'

(8-44)

而 Q'?x?I?(1?x)Q

(8-45)

式中：x为流量比重系数。差分式(8-41)，结合式(8-44)和(8-45)，得马斯京根法流量演算式

Q2?C0?I2?C1?I1?C2?Q1 (8-46)

C0?0.5?t?K?x

K?K?x?0.5?tC1?C2?0.5?t?K?x (8-47)

K?K?x?0.5?tK?K?x?0.5?t

K?K?x?0.5?t8.2.7 模型结构

二水源新安江模型由蓄满产流、流域蒸发、稳定下渗率法水源划分、单位线和线性水库

的坡面汇流与马斯京根法的分段河道汇流方法构成。其结构框图如图8-12所示。图中Pi和P分别为观测站点雨量和流域面平均雨量，IMP为流域不透水面积比。

8.3 三水源新安江模型

二水源新安江模型在应用中常遇到降雨空间分布不均匀和稳定下渗率参数随洪水变化而变化两个问题。分析其原因，主要是由于降雨和稳定下渗的时空变化引起。为考虑这些影响因素，提出三水源划分方法和以雨量站划分产流计算单元，再结合二水源新安江模型其他结构构成三水源新安江模型。

EW 蒸发E Pi 平均雨量 P?IMP P(1?IMP) EU EL ED WU 蓄 满 WL 产 流 WD RD R 单位线 I 分水源 RG 线性水库 马斯京根法 Q 图8-12 二水源新安江模型框图

8.3.1 三水源划分

不同的水源成份，在向流域出口断面的运动过程中，受流域的调蓄作用亦不同。水文学上，通常把具有显著不同特征的水源成份概化为地面径流、壤中流和地下径流。图8-13示意解释了各水源的运动路径和概化。

原则上讲，当降雨强度大于地面下渗能力时，则产生地面径流。而下渗的水流，遇比上层更密实的土壤层，使下渗能力降低就可能形成局部饱和层而产生横向径流。从这一意义上讲，地面以下的径流是无法分水源成份的，或者说它有任意多种成份。但从土体剖面看，接近表面的一层，由于农业耕作、植物根系和风化等作用，往往较疏松，形成一层不太厚的疏松层；疏松层往下，由于受外界作用小，土层相对较密实，形成较厚的密实土层；再往下就是地下水含水层。由于土体剖面明显的分层特征，使得水流下渗时，表层土壤疏松，下渗能力大，遇密实层，下渗能力大大降低，在这疏松与密实层的界面上，形成局部饱和径流，常称之为壤中流，沿坡方向流入河道。渗入密实层的水流，由于土层度变化不大，只有一些比例不大的局部范围内产生一点横向运动，以垂向运动为主，进入地下水带后，沿水力梯度方向流入河道，形成地下径流。

图8-13 坡面水流运动路径概化图 图8-14均匀水箱三水源划分 自由水蓄积量越大，横向水流量（即壤中流）越大，同时FD下渗水量（形成地下径流）也越大。显然，上述径流特性可用水箱概念模型来描述和分水源（赵人俊，1984）。图8-14是一个均匀水箱，其容量用深度SM表示，自由水蓄量为S。产生的总径流量R首先进人自由水箱，若R?S?SM，则产生地面径流RS为

RS?R?S?SM （8-48）

而壤中流RI和地下径流RG分别为

RI?K?ISM （8-49）

RG?KG?SM （8-50）

当R?S?SM时，地面径流、壤中流和地下径流分别为

RS?0 （8-51）

RI?KI?(R?S) （8-52） RG?KG?(R?S) （8-53）

其中：KI和KG分别为壤中流和地下径流的出流系数。

与蓄满产流模型相类似，由于下垫面的不均匀性，自由水蓄量也存在空间分布不均匀性。因此，应考虑产流面积和自由水蓄量空间分布不均匀的影响，如图8-15和8-16所示。其分

图8-15 自由水蓄量空间分布 图8-16 不均匀水箱水源划分 布特征采用式（8-54）的指数方程近似描述。由于流域各点蓄水深不同，这一水箱高在流域各点也处处变化。如取水箱的左下角为坐标原点，水箱蓄水深S为纵坐标，?为横坐标，类似于流域蓄水容量分布曲线，有流域自由水蓄水深统计分布曲线，并可用分布函数来近似描述

??1?(1?式中：

SEX) SMM (8-54)

?为蓄水深大于S的面积比；SMM为流域最大蓄水径流深；EX为反映蓄水深流

域分布特征的参数。壤中流和地下径流集中为两个出流孔模拟。这样，产生的总径流R进入水箱，在径流深加原蓄水深大于水箱高的地方产生地面径流(见图8-16中的RS部分)，小于水箱高的流域面积上不产生地面径流，总径流扣去地面流走的径流，为流域蓄水增量?S，作为壤中流和地下径流的补充水源。壤中流和地下径流的划分，由其出流孔的出流系数确定。水箱划分水源的具体计算式为

FR?R/PE，

(8-55) (8-56)

SM?SMM/(1?EX)，

AU?SMM[1?(1?S/SM)11?EX] (8-57)

(8-58)

(R?S?SM)?FRPE?AU?SMM??RS??(PE?AU)EX?1{R?S?SM?SM[1?]}?FR,PE?AU?SMM?SMM?RI?KI?S?FR RG?KG?S.FR

(8-59) (8-60)

S?S?(R?RS?RI?RG)/FR (8-61)

式中： SM为流域平均蓄水深；FR为产流面积比或径流系数；AU为相应平均蓄水深的最大蓄水深。

8.3.2 产流计算单元划分

流域降雨空间变化很大，二水源新安江模型中采用流域平均雨量计算流域产流，常会带来大的误差。在三水源新安江模型中把流域以雨量站控制面积为单元，把流域划分为与雨量站个数相同的子流域（或单元），在每个子流域中，把雨量站的点雨量作为子流域的平均雨量，计算相应的产流。其计算框图见图8-17所示。

8.3.3 三水源模型结构与参数

三水源新安江模型结构比较二水源，主要有水源划分和产流计算单元划分两方面的改进，以及由此引起整个模型结构由二水源模型的集中式变为积木式组合，如图8-18所示。

三水源新安江模型结构主要特点是考虑了三个不均匀性和两个差异。即考虑降雨空间分布不均匀采用分单元产流计算，考虑土壤蓄水量和自由水蓄量的空间变化分别采用蓄水容量和自由水容量分布曲线，考虑流域调蓄对坡面不同水源汇流作用和坡面汇流与河网汇流的差异分别采用分水源和分阶段汇流。

EDi EUi ELi 蒸发Ei EW Pi?IMP Pi(1?IMP) WUi 蓄 满 RSi Ri 单位线 WLi 产 流 分水源RIi RGi 线性水库 线性水库 Ii WDi 图8-17 雨量站单元产汇流计算框图

单元蒸发 分 水 地面汇流 输入 单元 产流 壤中汇流 + 单元 出流 源 地下汇流 入流 入流 入流 河道汇流 河道汇流 入流 ……… 河道汇流 入流 入流 入流 图8-18 新安江模型空间结构组合图

三水源模型参数主要有

K：蒸散发折算系数，其数值与所用的蒸发观测器皿型号、类型、蒸发观测位置与流域位置的气候差异有关。如用E601观测的蒸发，且蒸发观测位置与流域位置的气候差异不大，则K值在0.8～1.1之间，常接近1；

WM：流域平均蓄水容量（mm），其值与流域干旱情况有关。通常多年平均年降雨量大于1000mm、多年平均年径流系数大于0.35的流域,其值在120～150mm之间；

WUM和WLM：流域上层和下层蓄水容量(mm),与流域植被、地表坑洼、土层结构有关。对于一般的湿润地区流域，WUM与WLM之和可取为100mm；

B：流域蓄水容量分布曲线指数，反映流域蓄水容量的不均匀程度，对于大多数流域其值在0.1～0.5之间；

C：流域蒸发扩散系数,与流域气候、土层结构、地下水埋深有关。对于湿润地区的一般流域可取为1/6；

SM：流域自由水平均蓄水容量（mm），与地质结构有关。对于一般流域（Karst流域除外）其值在10～50mm之间；

EX：流域自由水分布曲线指数，反映流域自由水容量分布的不均匀程度，对于大多数流域其值在1～2之间；

KI和KG：自由水箱壤中流和地下水出流系数，与流域面积、土层结构有关。对于一般的湿润地区流域，KI与KG之和可取为0.7；

N，K：Nash 单位线串联水库个数和线性水库蓄泄常数，其值与流域调蓄作用有关，难以限定其变化范围；

CI：壤中流线性水库汇流系数，当时段长为1小时时常可取0.8～0.95之间； CG：地下水线性水库汇流系数，当时段长为1小时时常可取0.93～0.995之间； KE：马斯京根法河段传播时间，常划分河段使河段传播时间等于时段长； XE：马斯京根法流量比重系数，反映洪水波的坦化程度，常在0～0.5之间。

8.4 新安江模型改进

在三水源新安江模型基础上在不断的应用中还做了许多改进。主要有考虑超渗因素的产流结构改进（包为民，1995）、考虑高寒地区的融雪径流模拟结构引进、考虑地表坑洼的截流容量分布曲线及其估计方法、线性水库在地面径流汇流中的应用和分布式新安江模型的研究（见第十九章）等。

8.4.1 超渗因素结构

传统的产流计算有蓄满产流和超渗产流两类方法，这些都是典型的、实际应用概化了的产流理论和计算方法，前者适合于湿润地区，后者适合于干旱地区（包为民等，2006）。但

在许多地区，既非干旱也不湿润，常称为干旱半干旱地区。在这类地区的流域，有些洪水是蓄满产流，有些是超渗产流。同一场洪水，前期可是超渗产流，到后期又变为蓄满产流；在较干旱地区，一个以超渗产流为主的流域，遇上长期连绵的低强度降雨的洪水，也可是蓄满产流；类似地，在较湿润地区，以蓄满产流为主的流域，久旱后遇雨强特大的暴雨，也会有超渗产流发生等等。一个流域，蓄满产流和超渗产流两者并存，称为混合产流。显然，对于一个实际流域而言，混合产流是绝对的，其它两种产流机制都是相对的。

混合产流，至今还没有形成一套独立的产流理论。其研究，常以蓄满产流和超渗产流两种典型理论为基础的，加强混合研究，提出一套实用的混合产流计算方法。

面积比例法，是混合产流计算的一种简单方法。这一方法把流域面积划分为超渗产流和蓄满产流两部分，分别在超渗产流流域面积上用超渗公式计算产流，而在另一部分面积上用蓄满产流公式计算产流，然后相加即为流域产流。这个方法简单，概念直观，但实际应用效果不好。原因是超渗和蓄满的面积比例是随气候

RS F PE 条件的改变而改变的的，这一变化的比例在实际中无法确定，用常数比例去模拟，又影响精度。

垂向混合法，是混合产流计算的另一种方法。这一方法在蓄满产流方法基础上考虑地表的超渗产流进行垂向组合，见图8-19所示。净雨

0 FA α 1. 0 W＇ FA RＲ ΔＷ PE到达地面，超过下渗能力，产生地面径流，

下渗的水流FA，在土壤缺水量大的部分面积上，补充土壤含水量?W，不产流；在土壤缺水量小的流域面积上，补足土壤缺水量后，产生径流RR。

图8-19 垂向混合产流结构图

W 0 α 1. 0 垂向混合产流计算，地面径流RS，取决于雨强和前期土湿，为超渗产流计算模式。地面以下的径流RR，取决于前期土壤缺水量和下渗水量FA，若下渗水量补足土壤缺水量即产流，否则不产流，是蓄满产流计算模式。在垂向混合计算中，流域蓄满、超渗的面积比例是随前期土湿和下渗量而随时改变的。其比例改变式为

??1?(1?FA?W?B) （8-62）

Wmm面积比例?的部分为蓄满产流，剩余部分为超渗产流或不产流。

PE?FA0? RS???PE?FAPE?FA （8-63）

W??FAB?1?)?FA?WM?W?WM(1? FA?W??Wmm （8-64） RR??WmmFA?W??Wmm?FA?WM?W?R?RS?RR （8-65）

蓄满产流与超渗产流垂向组合，使得产流模型具有通用性，既可用于湿润地区、干旱地区和半干旱半湿润地区流域。

8.4.2 融雪结构

高纬度地区，冬季寒冷，雪的积累和融化是影响流域水流的重要因素。

降雪产流，是一个十分复杂的因素。对于一次降水，可以全部是雪，累积在流域上不产流；也可是雨夹雪，边降边融化；如采用的时段较长，也可是时段初降雪，时段末随温度升高而融化，或上年末的雪到次年春暖才融化流出等。融雪径流模拟，如果将这些因素全部考虑，势必使模型太复杂。包为民（1995）提出采用气温这一关键因素来模拟雪的累积和融化如下：

RSN??SN?PS?SMC (8-66) PS?(PS0?P)(1?SMC) (8-67)

1.0T?Tm??SMC??(T?TB)/(Tm?TB) Tm?T?TB (8-68)

?0T?TB?式中：RSN为融雪径流；?SN为融雪径流系数；PS0和PS为上一时段和本时段雪的累积量；

SMC为融雪因子；T为时段平均温度；TB和Tm分别为冰冻和融化的临界温度。

新安江模型中考虑了融雪径流结构，使得模型在高寒地区也具有较高模拟精度和预报效

果。

8.4.3 地面坑洼截流结构

（mm） WI＇WIMM 地面坑洼主要包括中小型水库、池塘、中小湖泊、湿地、水田及其地面能储蓄径流水的人工工程和天然低洼地。由于这些地表

α α0 图8-20 拦截容量径流深分布

坑洼容量不同、消耗方式差异、管理没有统一模式，这些截流容量是无法确切估计的。其运行管理没有规章，一般是通过拦截降雨形成的径流而蓄水，经下渗、蒸发、农业灌溉和其他人类用水而消耗。其措施控制的面积内，到达地面的雨量除下渗外一般首先就地拦截，当超过其容量或水毁时才满溢而出流，其截流的消耗取决于气候、人类活动。由于地表坑洼容量不同，若把这些大小不等的容量转换为其控制面积上的径流深，且从大到小排列，有如图8-20所示的柱状分布。图中WI＇为拦蓄容量径流深，WIMM为流域最大拦蓄容量径流深，α0为坑洼控制面积之和与全流域面积之比，α为拦截径流深大于某给定值的面积比。图中阶梯状离散过程可用曲线去近似（包为民，1994），并可由如下指数函数描述

?WI'BWI?(1?) ?0WIMM (8-69)

式中BWI为分布曲线指数。当时段雨量为P、初始截流蓄量为WI时，其时段拦截量为

WA?PBWI?1?)WA?P?WIMM?WIM?WI?WIM(1? （8-70） ?WI??WIMM?WIM?WIWA?P?WIMM?式中WA为WI的最大值，WIM为平均截水容量，有关系

WI1(BW?I1)1) WA?WIMM(1?(? WIM WIM??0?WIMM

(BWI?1)

（8-71） （8-72）

这地面坑洼截流结构在中小型水利工程多的流域、黄河中游流域等特别需要。

8.4.4 其他改进

新安江模型还做了许多的改进。如在实时洪水预报系统中，为了减少中间变量保存、有利于递推滚动预报，常用地面线性水库取代单位线（包为民等，2001）；为了充分考虑空间分布因素的影响，采用GIS、DEM和遥感等先进技术，构建分布式结构的新安江模型（见第十九章）；还有进一步物理化的模型结构研究等，这里由于篇幅限制，不能一一介绍。

8.5 新安江模型应用实例

新安江模型应用在专业领域和地域上都十分广泛，不同专业领域应用其建模步骤、考虑因素既有共同点也有差异，这里从洪水预报建模角度讨论其建模过程思路、考虑因素、步骤和应用需注意的问题等。

洪水预报建模主要是指对具体预报流域进行特征了解、建模特征值确定、资料准备和预报建模四个环节过程。

8.5.1 流域基本特征

流域基本特征主要要对流域的气候、洪水、地貌、地质、植被与人类活动等进行了解，为建模做基础准备。

8.5.1.1 气候特征

流域的气候与实时洪水预报建模关系十分密切，主要要了解流域的年平均雨量、年平均蒸发量、年平均径流系数、历史丰水年、历史枯水年、暴雨类型、暴雨的空间分布、暴雨中心位置、暴雨发生季节、年平均气温、年最底气温、降雪情况、冬季封冻情况等。这类特征是流域建模最重要的基本特征，影响着流域产流结构、汇流结构和站网及历史水文资料使用时期等的选择与确定。

对年平均雨量、年平均蒸发量和年平均径流系数的了解，可以分析流域的湿润或干旱程度，为产流模型选择作准备。这些特征量可以从历年观测的年雨量、年蒸发量和年径流系数中进行统计计算得。

对历史丰水年和历史枯水年的了解，主要为历史水文资料选择作准备。对资料有条件的流域，用于建模的历史水文资料最好包括有资料记载的最丰和最枯年份系列，这样可以增强所建模型的代表性。最枯年份资料，还可被用来确定新安江模型的流域平均蓄水容量参数和第三层蒸发扩散系数等，且用于率定模型参数的历史水文资料包括丰、平、枯年份，可以使率定的参数具有较好的代表性。

对暴雨类型、暴雨的空间分布、暴雨中心位置和暴雨发生季节的了解，可为站网密度确定、雨量站位置选择、洪水资料选择提供依据。一个流域的暴雨类型和暴雨的空间分布，影响着预报模型所需要的站网密度。如果流域上频发空间分布不均匀的对流型暴雨（如雷暴雨、台风雨等），则雨量站网就要适当加密，如果流域上主要是锋面雨空间分布相对均匀，则雨量站密度就可低些。流域常发生的暴雨中心位置或区域，通常在雨量站选择时要考虑适当加密，以不漏测暴雨中心的降雨为原则。暴雨发生季节的了解为洪水选择、模型模拟误差分析提供参考信息。

年平均气温、年最底气温、降雪情况、冬季封冻情况了解，主要是为模型结构中是否要有融雪径流模拟、是否需要考虑冬季蒸发结构和封冻条件下的产流结构模式等。

8.5.1.2 洪水特征

流域建模要了解的流域洪水特征主要包括历史特大洪水发生年份、洪水发生频率、洪水预见期、洪水发生历时、洪水的涨落速率、洪峰与洪量大小、洪水过程特征的季节性变化、

地下水水源比例情况、洪水径流系数及洪水受人类活动的影响程度等。洪水水文特征的了解为历史代表性洪水的选择、计算时段长确定、汇流结构和汇流参数确定、预报时段数及整个模型结构的确定提供信息。

8.5.1.3 植被、地貌与地质结构特征

植被特征主要了解流域植被覆盖率、季节性变化率、植被种类、植被截流能力等。植被特征主要影响降雨截流、地下水比例、蒸发、产流和水流的流域调蓄作用等。

地貌特征主要包括流域形状、流域水系分布、河网密度、河流切割深度、流域坡度、主干河流长度、流域水面分布与比例、流域地表粗糙度、地表坑洼、水田旱地面积比例与流域水利工程等分布情况。地貌特征主要影响流域对水流的调蓄作用，农田和水利工程等人类活动也通过改变地貌而影响流域产流。

地质结构，主要了解流域岩石裂隙发育情况，是否有喀斯特地形、影响面积范围等；是否有泉水或地下河使得流域不闭合等情况。地质结构主要影响流域产流和水源比例及其流域对水流汇集的调蓄作用。

8.5.1.4 人类活动

流域上的许多人类活动会影响水文规律，这包括中小型水库、地表坑洼、农业活动、水土保持措施、都市化进程、跨流域调水等。人类活动影响严重的流域，必须单独考虑模拟结构。

流域中的中小型水库、水塘等， 遇长期干旱放水灌溉而泄空库容，遇洪水后先拦蓄洪水，若长期降雨后洪水拦蓄不下又大量放水泄洪，这一减一加，常给洪水带来大的变化。这些水利工程的规模，影响到流域产流参数或产流结构的不同，水利工程建设时期不同也导致水文资料的不一致性。所以要了解这些水利工程的控制流域面积、蓄水能力、流域分布位置、建设时期、管理方式等。

农业活动有作物类型、生长季节、作物种植面积占全流域的比例等。如我国华南地区广种水稻，在有些水田面积比例大的流域，插秧季节由于水田插秧会拦截一些径流，虽然水深一般只需10～20cm左右，但如果水田面积比例大，这拦截的水量也是十分可观的。而在稻子成熟季节，稻田会排出剩余水。这导致实测径流量偏离于天然量，进而导致实测与计算的差异。

水土保持措施主要在黄河中游的黄土地区流域，其措施方法有许多，主要的有淤地坝工程、植被工程措施、耕作方式措施等。这些工程措施不同程度的减少了流出流域的水沙量。据文献(包为民,1997)研究，黄河中游流域，90年代由于水土保持措施影响，流域径流比50

年代有十分显著的减少，影响大的流域达到了50%以上。

8.5.2特征值确定

预报建模前要了解流域的预见期（或平均汇流时间），要确定合适的计算时段长。

8.5.2.1 预见期

洪水预报预见期就是洪水能提前预测的时间。由于目前的洪水预报，都是据实测的降雨作为输入（已知条件）来预报未来的洪水，所以其预见期就是指洪水的平均汇流时间。在实际中具体确定预见期的方法有：对于源头流域可把主要降雨结束到预报断面洪峰出现这个时间差作为洪水预见期；而区间流域洪水预报或河段洪水预报，当区间来水对预报断面洪峰影响不大时，洪水预见期就等于上下游断面间水流的传播时间。如果暴雨中心集中在区间（上断面没有形成有影响的洪水）流域，那么预见期就接近于区间洪水主要降雨结束到下游预报断面洪峰出现这个时差。假如降雨空间分布较均匀，上断面和区间都形成了有影响的洪水，则情况就复杂些，其预见期通常取河段传播时间和区间流域水流平均汇集时间的最小值。

一个特定流域，洪水预见期是客观存在的，是反映流域对水流调蓄作用的特征量，表达水质点的平均滞时，其大小与流域面积、流域形状、流域坡度、河网分布等地貌特征及降雨、洪水等水文气候特征有关，不同特征的洪水有不同的预见期。对于不同的洪水，由于降雨强度、降雨时空分布、暴雨中心位置与走向及水流的运动速度都是变化的，因此每一场洪水的预见期是不同的。例如，暴雨中心在上游预见期就会长些，暴雨中心在下游预见期就会短些。另外，暴雨强度和降雨的时间组合，也在一定程度上会影响预见期。对于不同的流域，地形、地貌特征都会影响预见期。这主要包括流域面积、坡度、坡长、河网密度、地表粗糙度和流域形状等。

预见期可据历史洪水资料来分析确定。对于一场洪水的预见期，可以据实测的流域平均降雨和流量过程确定，如图8-21。对于流域的一系列历史洪水，可得一组预见期。如果这些不同的洪水预见期变化不大，简单的取其平均即可；如果差别较大，需建立预见期与影响因子(如暴雨中心位置、雨强、降雨时间分布等)之间的关系。

LT 8.5.2.2 时段长

洪水预报时段长（或计算时段间隔）确定，取

图8-21 预见期示意图

决于流域洪水特征、信息利用、资料和计算工具条件。

从洪水特征及信息利用角度考虑，时段长取得越短越好。短的时段可以完整的反映洪水过程、可提供更多的洪水预报信息及少损失预见期等，但时段长取得过短将带来实时资料采集的困难和计算工具速度跟不上等问题。因此需要综合两方面的因素，适当延长时段间隔，但至少要使洪水涨峰段有四个时段以上，否则时段太长，洪水形状、洪水特征不能充分反映，信息量太少给分析汇流参数（如单位线分析）和实时修正等带来困难。对于资料条件许可的流域，特别是有遥测自动采集系统的流域，时段长可适当取短些，在我国通常取1小时，如果是小流域，也可取半小时。但如果是水库流域，一般不宜取时段间隔小于1小时(包为民等,2001)。

8.5.3 资料准备

模型参数率定的基本依据是历史水文资料，资料选择的好坏，直接影响到参数率定结果。

据《水文情报预报规范》规定[11]：“洪水预报方案（包括水库水文预报及水利水电工程施工期预报），要求使用不少于10年的水文气象资料，其中应包括大、中、小水各种代表性年份，并保证有足够代表性的场次洪水资料，湿润地区不少于50次，干旱地区不少于25次，当资料不足时，应使用所有洪水资料”。要强调的是这只是模型参数率定的最低要求。对于实时洪水预报系统模型参数率定的历史水文资料选择应从雨量站、日摸资料和洪水资料三方面来考虑。

8.5.3.1 雨量站选择

实时洪水预报系统雨量站选择的基本要求是在能反映流域降雨的空间变化满足洪水预报模型精度要求前提下所选雨量站点尽可能少。为此站点选择应考虑暴雨中心位置、地形代表性、站点面积代表性、资料观测精度、测站的可维护性、信道的畅通性和站点密度等。

暴雨中心位置，对于同一个流域不同类型降雨是变化的，但对同一类型的降雨会相对稳定，即使有些流域没有相对稳定的暴雨中心，也可考虑历史上较多发生的暴雨中心位置。在暴雨中心附近区域，雨量站要适当加密，以免漏测大强度暴雨。

地形代表性就是要考虑不同特点的地形，都要有代表性的雨量站。如迎风坡、沟谷地、出山口、平坦宽广区等，以考虑不同地形对降雨量的影响。

站点面积代表性就是测点位置对周围区域降雨有较好的代表性，测点降雨不能只代表该点的降雨，而与周围的降雨量差距很大。如山顶的雨量站，其观测降雨量通常只能代表山顶的极小范围，与四周山坡的降雨会差别较大，属测点面积代表性不好的测站，一般不宜选择。

资料观测精度主要是对不同管理性质的雨量站，维护人员不同观测精度常差距较大，特别是有些委托非专业技术人员代管的雨量站，其管理不规范、维护人员素质差、责任心不强，观测的雨量资料精度常会低些，尽量要避免。

测站的可维护性主要是对新建站点，要求便于管理和维护，对有些深山老林，汽车到不了或无人居住，设备难以管理和日常维护，就不宜设站。

信道的畅通性是对遥测系统而言，要求与外界或中心站或中继站间的信道畅通，否则也不宜建站。

站点密度一般要通过站网论证分析，其确定原则是在满足洪水预报模型精度的要求前提下，考虑上述选站因素，选择尽可能低的雨量站密度。

8.5.3.2 日模资料选择

以日为时段的历史水文资料，主要是用于率定产流参数，并为次洪模型参数率定提供洪水的初始中间变量。日模资料通常包括预报位置的日平均流量、流域蒸发站的日蒸发资料和各雨量站的日雨量资料。如果预报的范围是区间，则还有流域外日平均流量入流资料。

日模资料通常要求是连续的年份系列，最少要12年，其中10年为参数率定和2年模型检验。一般要求有丰水年、枯水年和平水年的代表性，所选年份尽量是最近的12年。如果最近12年的丰、平、枯代表性不好，资料系列要延长；如果最近的年份无观测资料，那也可适当提前。

日模资料选择还要求资料系列前后一致，特别是蒸发和流量资料。如蒸发资料站位置、观测器皿类型在选定时期内的改变会影响蒸发资料的一致性，就要分析资料的一致性，对不一致的资料系列要进行一致性处理后才能为模型参数率定所用。类似地流量资料站点位置改变或流量站控制流域内水库的兴建、农业种植活动的大规模改变、水保措施等都会影响到资料系列的一致性，其处理方法因具体情况而差异很大，但都必须使流量资料系列一致方可。

日模资料选择还要求同步性。即各雨量站、蒸发站和流量站的资料都要同时开始和同时结束，只有同步的资料才能为参数率定所用。

8.5.3.3 洪水资料选择

洪水资料主要用来率定模型的汇流和分水源参数等，对有些流域还要适当的考虑产流参数，如蓄水容量分布曲线指数等。洪水资料主要包括预报点洪水期等时段间隔的流量和流域上各雨量站的时段雨量资料，如果预报的范围是区间，则还有流域入流站时段流量资料。

洪水资料选择要考虑各种不同特点洪水的代表性，主要有：大、中、小洪水尺度代表性，不同季节、不同暴雨类型、不同暴雨中心位置、不同降雨强度、不同暴雨历时和单峰与复式

洪水等的代表性。对大、中、小洪水尺度的代表性考虑，可适当多选择一些最近发生的大洪水，但历史上发生的特大洪水也不能漏，中小洪水代表也要。以使模型率定的参数能反映流域对不同尺度洪水汇流调蓄作用的差异；不同季节的代表性。要考虑汛期与枯季的代表性、夏季与冬季的代表性、汛初与汛末的代表性等。不同季节的洪水，反映了季节性因素对洪水的影响；不同暴雨类型洪水的代表性，如锋面雨洪水、台风雨洪水、雷暴雨洪水等。反映不同暴雨类型引起的洪水特征差异；不同暴雨中心位置的代表性，主要考虑暴雨中心在上游、中游和下游三种情况；另外还有不同降雨强度的代表性、不同暴雨历时的代表性和单峰与复式洪水的代表性等。只有选择了这些不同代表性的洪水后，所率定的模型参数才能代表各种特点的洪水。

类似于日模资料选择，洪水资料也要考虑资料系列前后一致，对不一致的资料系列要进行一致性处理后才能为模型参数率定所用。

洪水资料选择要考虑不同资料间的相应性。即要求各雨量站时段雨量与流量站的洪水资料都要相应，引起本场洪水的雨量都要。由于不同雨量站降雨的开始与结束时间不同，一般以本次洪水降雨的最早开始时间作为雨量摘录的开始时间，最迟结束时间作为雨量摘录的结束时间，只有相应的洪水资料才能为次模参数率定所用。

洪水场次要湿润地区不低于50场，干旱地区不少于25次。在资料和计算条件允许的情况下，选择尽可能多的洪水。

8.5.4 建模过程

建模过程或称预报方案建立，

模型选择 类似于模型参数确定，主要涉及模型选择、模型参数确定、模型分析

参数确定 检验和模型结构改进，可由图8-22

结构改进 流程图表示。

很不满意 分析检验 不太满意 满意 结束

图8-22 建模流程

8.5.4.1 模型选择

模型选择主要考虑气候、洪水、植被、地貌、地质、和人类活动等因素，从蒸发、产流、分水源、坡面汇流和河网汇流五方面来选择。

蒸发对于我国绝大多数流域可采用三层蒸发模型。有些南方湿润地区流域，第三层蒸发作用不大，可简化为二层；蒸发折算系数可是常数也可变数，在南方湿润地区，通常只考虑汛期和枯季的差异即可，而在高寒地区，还要考虑冬季封冻带来的差异。因此蒸发折算系数的季节变化要视具体流域的蒸发特征而定。

产流主要据流域的气候特征，湿润地区选择蓄满产流、干旱地区选择超渗产流、干旱半干旱地区采用混合产流。在理论上讲，混合产流模型要优于其他两者，但在湿润地区，蓄满产流与混合产流两种方法计算结果除少数洪水外很接近，而蓄满产流结构相对简单些、应用检验充分些、方法成熟些、使用起来也方便些，通常可优先选择；干旱半干旱地区流域，混合产流模型效果常好于其他两者，可作为首选模型。另外如果流域地处高寒地区，产流结构中应考虑冰川积雪的融化、冬季的流域封冻等；如果流域内岩石、裂隙发育，喀斯特溶洞广布或甚至存在地下河的不封闭流域，产流要采用相应的特殊结构；还有一些人类活动作用强烈的流域，都不能一概而论。例如，流域内中小水库或水土保持措施作用大时，应考虑这些水利工程对水流的拦截作用等。

分水源可用稳定下渗率、下渗曲线、自由水箱和下渗曲线与自由水箱的结合等划分结构。稳定下渗率和下渗曲线划分结构，通常适用于两水源；自由水箱和下渗曲线与自由水箱的结合划分结构可用于三水源及更多水源的划分。

坡面汇流通常分三水源进行，汇流结构可是线性水库、单位线、等流时线等。有些流域地面径流汇流参数随洪水特点不同而变化，可考虑参数的时变性；有些流域地下径流丰富、汇流机理复杂，还可考虑四水源。这水源的划分是相对的，在目前技术和方法条件下不宜划分过多种的水源，随着技术的发展、信息利用水平的提高，也可划分更多种水源。

河网汇流结构选择相对简单些，通常用分河段的马斯京根法汇流，也可采用其他方法，差别不会太大。只是汇流参数有时随洪水大小变化较大，要采用时变汇流参数。

8.5.4.2 参数确定

参数确定就是据历史水文资料，采用水文分析法或数学最优化方法确定模型参数，这个过程的重点是确定一组模型参数，既能较好的模拟、反演历史水文事件，又能稳定、可靠地预测未来的水文事件。

8.5.4.3 分析检验

对历史水文资料检验系列，用选择的结构、确定的模型参数进行模拟计算，比较计算与实测流量的误差，可以分析检验模型结构和确定参数的合理性与所选结构对历史资料模拟的有效性。如果通过比较分析误差系列，模型模拟效果好，则说明结构合理有效，建模就结束，否则要分析效果差的原因，找出不合理的结构加以改进；如果效果很不满意，还应考虑重新选择模型。

8.5.4.4 结构改进分析

结构改进主要是对原模型选择结构不够完善的地方，结合历史资料模拟误差情况进行改进。这改进的关键是分析模拟系统性偏差与模型结构的关系。

所谓系统偏差，就是模拟特征量系统的偏大（或偏小）于实测特征量。例如大洪水的计算洪峰系统偏小于实测洪峰，而小洪水的又系统偏大于实测值，这系统偏差反映模型汇流参数还没有考虑随洪水特征不同而变化。因为通常流域大洪水地面径流汇集速度会比小洪水快，受到的流域相对调蓄作用比小洪水小些，如果采用常参数汇流结构，会引起这类系统偏差，可以考虑采用参数随洪水量级而变化的汇流结构；又如采用蓄满产流计算产流时，对夏季久旱后由大强度的对流型暴雨形成的洪水，如果计算的次洪产流量系统偏小于实测的次洪径流量，就要考虑产流结构的改进。因为夏季久旱后流域土壤缺水量很大，遇大强度暴雨不易蓄满就由于雨强大于下渗能力而产生地面径流，导致计算次洪径流量系统偏小，这种情况宜采用混合产流结构；另外同样对于夏季久旱后的洪水，假如计算的次洪产流量系统偏大于实测的次洪径流量，就要考虑地表面的截流作用。因为流域上地表面坑坑洼洼，还有农田、山塘、水坝和中小型水库等，夏季久旱后，由于蒸发、农业灌溉、城市生活和工业供水等，使这些具有一定蓄水库容的设施蓄水量减少或干枯，降雨落在这些设施控制的流域面积上产生的径流首先受到这些水利工程设施的截流拦蓄，导致实测的径流量小于实际的产流。所以这时应考虑增加地面坑洼截流的结构，以模拟这因素作用；还有如高寒封冻与融化、岩溶调蓄、流域不闭合、参数值确定不合理等因素，都会引起不同特征的系统偏差，需要不同的问题分别处理。

8.5.5 模型应用

新安江模型在全国已有大量的推广应用，而且在湿润地区应用效果基本都能达到水利部颁标准甲等方案，在半湿润半干旱地区流域，大部分能达到水利部颁标准乙等方案。这里举一应用例子，分析其模型特点与效果。

8.5.5.1 流域概况

东溪水库流域地处崇阳溪上游——武夷山市吴屯乡冲自然村下游，距城关7km。水库流域集雨面积554km2，主河道长44.5km，总库容1.018亿m3。下游有支流西溪汇入，城关以上坝下区间面积为526平方公里。流域水系分布如图8-23所示。

图8-23 流域水系分布图

水库流域的年径流主要靠降水补给，多年平均降水量为1980mm，多年平均径流深为1450mm，多年平均蒸发量为530 mm，年平均径流系数为0.73，属典型的湿润地区。流域位于武夷山暴雨中心，上游在东蓬、洋氏、坑口的分界线处，降雨强度大，为华东地区的暴雨中心，历史上曾有15分钟百余毫米的降雨记录，洪水来得快、峰高量大、洪水频繁，常给武夷山市带来灾害。

8.5.5.2 模型参数率定

模型采用结构、参数及其率定的参数值如下

1.蒸发。蒸发计算采用三层蒸发模式，以雨量站控制面积为单元，分单元算蒸发，主要参数有蒸发折算系数K，通过对12年日模资料的分析率定得K=0.9；

2.产流。产流计算采用蓄满产流，以雨量站控制面积为单元，分单元算产流，主要参数有流域平均蓄水容量WM、上层平均蓄水容量WUM、下层平均蓄水容量WLM、流域蓄水容量分布曲线指数B和流域蒸发扩散系数C。通过对12年日模资料的分析率定得

WM=150mm，WUM=20mm，WLM=80mm，B=0.43,C=0.16;

3.分水源。分水源计算采用自由水箱结构，以雨量站控制面积为单元，分单元划分径流，

主要参数有流域平均自由水容量SM、自由水分布曲线指数EX、壤中流和地下水出流系数KI和KG。通过对日和洪水水文资料分析率定得参数值为

SM=14mm，EX=1.5，KI=0.35，KG=0.4；

4.坡面汇流。坡面水流有地面、壤中和地下三种径流成分，全部采用线性水库，以雨量站控制面积为单元，分单元分水源单独进行汇流，主要参数有地面径流退水系数CS、壤中流退水系数CI、地下径流退水系数CG，通过对历史洪水资料的分析率定得

CS=0.6，CI=0.88，CG=0.995；

4.河道汇流。河道汇流采用分段马斯京根法，其参数有河段水流平均传播时间KE和流量坦化系数XE，通过对历史洪水资料的分析率定得

KE=1，XE=0.18。

8.5.5.3 结果分析

计算结果见表8-2和表8-3。表中列出了次洪降雨量、实测径流深、计算径流深、实测洪峰、计算洪峰和确定性系数与合格性判别，合格性判别以次洪径流深和洪峰流量为标准，其中洪峰以实测与计算之差相对于其实测值小于20%为满足误差精度，次洪径流深以实测与

表8-2 东溪水库流域洪水检验结果比较表 洪号 (单位) 990830* 990615* 990516* 990416* 980904* 980723* 980718* 980612* 980513* 980306* 980113* 970826* 降雨量 (mm) 100.5 133.3 142.1 79.1 76.5 74.5 74.1 882.2 109.6 101 70 119.3 实测径流深 (mm) 89.5 110 73.4 51.3 22.4 43.2 23 747.7 65.9 71.4 57.3 53.6 计算径流深 (mm) 85.7 108.9 73.1 47.7 26.4 48.4 26.4 735 63.5 64.2 53.7 56.7 实测洪峰 (m3/s) 395 713 375 409 127 266 375 1439 457 292 440 230 计算洪峰 (m3/s) 415 632 336 334 122 281 337 1512 306 266 428 251 确定性系数 (1) 0.819 0.277 0.907 0.892 0.3 0.882 0.773 0.925 0.855 0.792 0.898 0.748 合格否 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 不合格 合格 合格 合格 970818* 970707* 970622* 970607* 970513* 960524* 960418* 960316* 36.5 312.7 117 97.1 37.5 58.5 47.4 143.1 30.5 211.1 83.8 68.5 44.8 30.8 17.3 61.9 36.4 203.5 69.8 60.4 36.6 29.7 20.1 63.9 139 882 832 493 223 494 224 298 148 787 799 523 207 413 203 309 0.479 0.949 0.892 -2.037 0.137 0.915 -1.864 0.407 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 表8-3 东溪水库流域洪水模拟结果比较表 洪号 单位 950813 950626 950619 950602 950527 950429 940613 930728 930630 930613 930604 930531 930505 920703 920622 920614 920516 900611 降雨量 (mm) 102.1 329.2 76.5 80.6 74 84.5 250 54.5 148.1 455.6 53.7 72.4 115 274.7 146.6 144 120.1 108.5 实测径流深 (mm) 47.4 279.3 61.1 60.6 39.1 55.5 206.9 21.8 88.8 321.5 30.2 33.5 71.6 214.3 95.9 66.1 75.1 84.1 计算径流深 (mm) 55.5 265.1 57.3 54.2 41.9 44.7 209.1 23.9 94.8 311 25.3 32.5 59.4 231 89.6 66.4 63.8 78.2 实测洪峰 (m3/s) 317 1158 441 464 469 349 893 296 436 898 328 244 353 2263 342 379 972 466 计算洪峰 (m3/s) 356 1354 425 467 524 363 814 321 474 716 380 288 382 2104 319 353 866 379 确定性系数 (1) 0.848 0.834 0.907 0.85 0.865 0.815 0.949 0.769 0.791 0.904 0.64 0.736 0.651 0.851 0.474 0.893 0.944 0.805 合格否 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 不合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 890721 890628 890526 890522 880904 880618 880520 104.4 202.8 93.5 88 81.4 234.5 171.1 49 112 65.4 62.8 33.9 132.7 110.8 54.1 113 69.1 60.9 38.2 142 111.3 758 372 413 755 347 559 783 602 371 332 608 312 463 725 0.843 0.363 0.689 0.906 0.787 0.526 0.92 不合格 合格 合格 合格 合格 合格 合格 计算之差相对于其实测值小于20%为满足误差精度，如果实测次洪径流深大于100mm以20mm误差为上限，如果实测次洪径流深小于15mm以3mm误差为下限。一次洪水只有当洪峰和洪量都满足误差要求的情况下才为合格，否则为不合格。表中打星号的洪水为没有用于参数率定的洪水，剩余的洪水为用于模型参数率定的洪水。图8-24是1998年6月21日发生的、在该流域是近年发生的最大洪水，图中比较了洪水实测和计算流量的全过程，能形象的反映模型检验的效果。

从表格和图结果看模型的结构是合理的、效果是好的。率定期洪水有8年25场，合格的有23场，合格率为92%；检验期洪水有4年20场，合格的有19场，合格率为95%。从这些结果看，总体的洪水合格率比较高，特别所有洪水的总量误差都满足精度要求，三场不合格的都是计算洪峰流量偏小，经分析这与水库所谓的“入库实测流量”误差放大现象有关（包为民等，2004）。

图8-24 1998年6月 21日洪水过程比较

参考文献

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