常用洪水预报模型介绍_精品文档PPT文件格式下载.ppt
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划分的汇流：
划分的RS，认为可忽，认为可忽略坡面汇流时间，直接进入河网形略坡面汇流时间，直接进入河网形成成TRS；
底孔出流量底孔出流量RG和边孔出流和边孔出流量量RI分别进入各自的水库，并按线分别进入各自的水库，并按线性水库的退水规律流出（消退系数性水库的退水规律流出（消退系数CG和和CI），分别成为地下水对河网），分别成为地下水对河网总入流总入流TRG和壤中流总入流和壤中流总入流TRI河网河网汇流：
采用线性水库或滞后演算法汇流：
采用线性水库或滞后演算法参参数数意意义义（11）K：
流域蒸散发能力折算系数，是指流域蒸散发能力与：
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，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，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。
点到流域平均蒸发能力的折算。
若采用若采用E601型蒸发皿测的蒸发型蒸发皿测的蒸发E，则可作为，则可作为EP的初始值，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，因此其取值范围发观测站多在流域出口断面，因此其取值范围0.81.0之间。
之间。
其率定一般需要至少其率定一般需要至少4年以上资料，且应先固定其余参数，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。
单独率定此参数，目标函数设置为多年水量平衡计算。
参参数数意意义义（22）WM：
流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流：
流域平均张力水蓄水容量，为气候参数，反映流域干旱程度。
域干旱程度。
WM=WUM+WLM+WDM。
利用久旱以后下大雨。
利用久旱以后下大雨的资料，在雨前可认为蓄水量为的资料，在雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满，则此次，雨后可认为已蓄满，则此次洪水的总损失量就是洪水的总损失量就是WM。
WM率定范围：
湿润地区率定范围：
湿润地区100150mm、半湿润地区、半湿润地区150200mm，也可直接给定，不用率定（湿润，也可直接给定，不用率定（湿润120，半湿润，半湿润170）。
）。
WUM一般一般520mm，植被很好，植被很好20mm，植被很差，植被很差5mm。
对。
对蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中蒸发量计算进而对产流量计算有些影响，系统中WUMx为为WUM占占WM的比例，视具体情况选定率定范围，一般选的比例，视具体情况选定率定范围，一般选0.100.15。
WLM、WDM影响很小，影响很小，WLM一般一般6090mm。
WLMx率定率定范围范围0.600.90（WLMx为为WLM占（占（WM-WUM）的比例）。
的比例）。
参参数数意意义义（33）B：
张力水蓄水容量面积分布曲线指数，为地形地质参：
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，一般数，反映流域张力水蓄水分布的不均匀程度，一般0.10.5。
流。
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。
域内地形地貌地质情况差异越大，值越大；
很小流域很小流域（几几km2）值为值为0.1左右，中等流域左右，中等流域（1001000km2）的为的为0.20.3左右，较大面积左右，较大面积（数千数千km2）的值为的值为0.4左右。
左右。
（44）C：
深层蒸散发系数，取决于深根植物覆盖面积占流域：
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，江南面积的比例。
一般经验，江南湿润地区值约在湿润地区值约在0.150.20，而在华北半湿润地区则在，而在华北半湿润地区则在0.080.12左右。
（55）IM：
为不透水面积占全流域面积之比。
干旱期降一场小：
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，其径流系数即系数即IM。
天然流域。
天然流域0.010.02，城市区、水面沼泽区较大。
，城市区、水面沼泽区较大。
参参数数意意义义（66）SM：
流域平均自由水蓄水容量，反映表层土（即腐植土：
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，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。
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，即小，自由水蓄水能力就小，则溢出多，即RS多，且多蓄多，且多蓄于浅层，则产生于浅层，则产生RI多，产生多，产生RG少；
少；
SM大，蓄水能力就大，溢出大，蓄水能力就大，溢出就少，即就少，即RS少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多少，蓄水除浅层外还能到深层，能产生较多RG，而，而RI变化不大。
日模率定范围变化不大。
日模率定范围1020，次模，次模2050。
（77）EX：
自由水蓄水容量面积分布曲线指数，反映流域自由：
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。
其值一般取发展过程。
其值一般取1.01.5，由于不敏感且变幅不大，可取，由于不敏感且变幅不大，可取定值定值1.5。
参参数数意意义义（88、99）KG、KI：
自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流：
自由水蓄水库对地下径流和壤中流的出流系数，是并联的。
系数，是并联的。
KG反映基岩和深层土壤的渗透性，反映基岩和深层土壤的渗透性，KI反映表反映表层土的渗透性。
层土的渗透性。
KG+KI代表自由水出流的快慢，代表自由水出流的快慢，KG/KI代表地下代表地下径流与壤中流之比（径流与壤中流之比（RG/RI），对具体流域一般都为固定值。
），对具体流域一般都为固定值。
一般雨止到洪水消退历时为一般雨止到洪水消退历时为3天，则天，则1-（KG+KI）30可得可得KG+KI=0.7。
若。
若KG+KI=0.8，表示历时为，表示历时为2天。
当历时超过天。
当历时超过3天时，天时，表示深层壤中流在起作用，则不需要调整表示深层壤中流在起作用，则不需要调整KG+KI值，而用壤中值，而用壤中流消退系数流消退系数CI来处理。
来处理。
上述为日模（上述为日模（24h），若转换为次模（一天分为），若转换为次模（一天分为D个时段），个时段），则公式为：
则公式为：
参参数数意意义义（1010）CI：
深层壤中流水库消退系数，控制壤中流退水形态，：
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，决定洪水尾部退水的快慢。
如无深层壤中流时，CI趋于零。
当趋于零。
当深层壤中流很丰富时，深层壤中流很丰富时，CI趋于趋于0.9，相当汇流时间约为，相当汇流时间约为10天。
天。
其作用是弥补其作用是弥补KG+KI=0.7的不足，对整个洪水过程的影响，的不足，对整个洪水过程的影响，远不如远不如SM、KG/KI明显。
明显。
（1111）CG：
地下水库消退系数，反映地下水退水的快慢。
可：
可根据枯季地下径流的退水规律推求，根据枯季地下径流的退水规律推求，CG=Qt+t/Qt。
如以日为时。
如以日为时段长，则段长，则CG=0.9500.998，相当于退水历时，相当于退水历时20500天。
参参数数意意义义（1212、1313）CS、L：
河网蓄水消退系数、滞后时间，滞后演算：
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。
件。
（1414、1515）X、KK：
河道汇流分段马法参数流量比重因子和：
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，传播时间，取决于河道特征和水利条件，X反映坦化，反映坦化，KK反映反映平移。
由于实际应用中都令平移。
由于实际应用中都令KK=t（即计算时段长），所以系统（即计算时段长），所以系统不率定不率定KK，而率定参数，而率定参数MP（马法分段演算的河段数）。
（马法分段演算的河段数）。
小小结结蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源蓄满产流、一个水库、两条曲线、三种水源马斯京根洪水演算法马斯京根洪水演算法方方法法简简介介马斯京根法马斯京根法（Muskingum）是美国人麦卡锡是美国人麦卡锡（G.T.McCarthy）于于19381938年提出，因最早应用于美国马斯京根河而得名，是一种经年提出，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
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