水文预报课程设计Word格式文档下载.docx
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8
．确立蓄满产流模型参数
附
表错误!
表1
各站积累雨量摘录表
表2退水资料摘录表错误!
表3退水流量相应径流深计算表错误!
表4实测次洪径流深计算表错误!
表5产流计算表错误!
表6次洪径流深精度统计表错误!
表7
t=2h时段流量过程摘录表
表8
由蓄满产流模型计算时段径流量
表9
用蓄满产流模型计算时段径流深
R修正错误!
本次设计的任务主要包含以下两个方面：
（一）编制伊河栾川以上流域降雨径流量预告方案
（二）编制伊河栾川以上流域降雨径流过程预告方案
编制方案采纳的资料有：
1．流域出口断面逐时流量；
2．流域内雨量站每日降水量；
3．流域内雨量站逐时降水量；
4．实测蒸发皿日蒸发量。
伊河栾川水文站建于东径110036′，北纬33047′，是伊河上游的第一
个水文站，集水面积340平方公里，河长公里，流域内属石山、林区、纵坡较陡、丛林茂盛，植被率在50%左右，土层覆盖较薄，表层土为壤土，基层为沙卵石，下渗能力较大，河流比降陡，河网密度大，河系呈扇形。
伊河流域的天气变化，完整受季风的支配，每年的9月份此后季风渐渐南退，地方冷空气不停南下，则为北方冷高压所控制造成季风严寒，雨雪稀罕的干燥天气，6月份此后，夏天风开始活跃，南方暖湿空气不停袭来，形成了夏天酷热，而湿润的多雨天气。
流域内各站多年均匀降水量700～800毫米，6～10月为汛期，汛期雨量占整年的60%以上，7～8月为暴雨期，暴雨历时短，强度大，一般降雨历时一至两天，超出三天以上极少出现，暴雨中心多在栾川、
陶湾。
伊河洪水为暴雨所形成，受降雨特征影响，洪水过程陡涨陡落，
洪水多发生在7～10月份，特大洪水发生在7～8月份。
流域内水系
和站网散布见下列图。
流域内水系和站网散布图
（一）编制产流量预告方案
1．绘制汛期栾川站流量过程线和相应的降雨量过程线
依据1964年和1978年栾川站洪水水文因素摘录表能够绘制出汛期栾川站流量过程线，见图以下。
图1流量过程线
计算流域均匀次降雨量P
由各站积累雨量摘录表（表1各站积累雨量摘录表以下）能够算出
1964年和1978年流域均匀次降雨量P1964年=，P1978年=。
由各站积累雨
量摘录表知道各个时辰的降雨量，而后把各个时辰的雨量相加的该时
间段的降雨总量，用降雨总量除以该段时间的天数获得该流域的均匀
次降雨量。
剖析栾川站流量过程的退水规律，制作退水方案
依据已知资料，算出栾川站流量的退水流量过程，其详尽计算成就表
见表2所示。
区分洪水，计算各次洪水的实测径流深R
水源的区分：
蓄满产流条件下，产流量是产流面积上的降雨量，能形成地下径流的
也不过产流面积上由稳固下渗率fc形成的水量。
所以水源公式为
当h＞fc时，rg=f
fc
r
fc，rdr-rg
①
F
h
当h≤fc时,rg
r，rd
②
一次洪水地下水和直接径流总产量分别为
Rg
h＞fc
hfc
③
RdRRg
④
式中①、②就是区分时段和次洪水源的公式。
由以上公式能够计算出表3和表4的结果，其成就见附表中的表3及
表4所示。
蓄满产流模型参数主要有蓄水容量曲线参数b，Wm，蒸发模型参数
Kc，C分水原参数fc共五个。
此中对产流量预告影响最大的是Kc。
模
型参数在预告中起重要作用，故在成立产流模型前要确立其初值，供
模型的调试剖析作用。
（1）流域稳固下渗率fc的推求
Fc值可用实测降雨径流资料反推而得，方法许多，常用试算法。
对一
次洪水，第一用上一步所述方法求出实测径流深Rg，而后依据①、②，
假定不一样的fc，算出Rg，直至由降雨资料计算得Rg与实测值相等，则
fc值求定。
为了使fc值有必定的精度，选择洪水时应采纳次洪产流量
计算偏差较小和能达全流域产流的洪水，并剖析多次，如差异不大，
可取均匀值。
有时，需对fc值作古算，精度要求不高时，可选择雨初基本能达全流
域产流而雨强又较大的洪水，算出Rg，并统计出降雨历时T，则
fc
T
由多次洪水剖析的fc值可能会差异较大，应当详细剖析，不可以一概简单地取均匀值。
如因未计时段内下渗历时，会使fc值受时段均化而变小，时段越长，这类现象越明显，但fc有自己规律，尚需研究。
蒸发模型参数Kc的推求
经过剖析流域的降雨径流资料，可获得较为正确的初值，应用水量平
衡原理，进行流域蒸发靠近于Ep期间的水均衡计算，令润湿期为T，
在T时段内水量均衡方程为
EPRW
式中E为T时段内流域蒸发量，P,R为总降雨量和由其形成的产
流量，均为实测，W为时段始末土壤蓄水量之差。
如在汛期中某湿
润期时段始末都能蓄满，则W=0，润湿期的蒸发也靠近于Ep，并假
定其相等。
EPR
此外，统计出T期间蒸发器观察的水面蒸发量
EW,O,按Kc的意义，
可用下式估量出
E
PR
Kc
EW,O
WW,O
⑤
估量的Kc值中综合了多种偏差，故一定多剖析几次洪水，求其均匀值才比较靠谱。
此外，也可用多年均匀值，据式⑤算出Kc值，但只好作为Kc的下限
值，因为实质蒸发量E老是小于Ep的。
Wm的推求
一般天然流域，Wm值确实定，往常由实测降雨径流资料剖析而得。
Wm是流域缺水容量，故应尽量选用先期很干旱（W0≈0，缺水量最大），
本次降雨又较大，能达到全流域产流（缺水量所有能不足）的洪水，
其降雨损失量即Wm值，可多剖析几次洪水取其较大者作为Wm初值。
有时不易找到知足上述条件的洪水资料，则可找出长久干旱此后的多
次洪水，取至达全流域蓄满时作为计算时段，进行水量均衡计算，用
下式定出Wm。
WmPER
但此时因为时间较长，故需估量出蒸发期E值，可参照同期EW,O确
定。
b的推求
f
B值在部分流域面积产流时起作用，全流域产流时，因为F为1.故b
值大小与产流量没关。
在润湿地域，b只影响小洪水或大洪水的先期
产流量（不影响总产流量），故对R影响不大；
但干旱地域则局部产
流许多而全流域蓄满状况较少，故b值影响较大，依据经验，一般取
值为~，山区大于平展地域，b值一般随流域面积增大而增大。
C的推求
C值确实定，因为研究不够，常取经验数据，约~0.2.一般作物多的地
区旱季深根植物发散量较大，C值也较大。
应用蓄满产流模型计算各次洪水的径流深R
（1）确立雨量站，计算流域均匀雨量P；
（2）剖析流域退水曲线，区分Q~t，计算次洪实测产流量R0；
（3）初定参数b，Wm，Kc，C,fc；
（4）计算次洪Rc，依据蒸发散计算模型，计算每日E，并计算出W0，
W0
由联合P~R关系（或查图）算出每日Rc，据此统计出次洪水径流深Rc值，即R值。
由以上四个步骤即可计算出各次洪水的径流深R，其计算成就见下表
4所示。
模型的偏差有三个方向。
一是原始资料的观察偏差，二是模型计算方法和参数确立方面的偏差，三是模型的理论偏差。
原始资料的偏差，除了较明显的外，一般难以理解，可是拥有这样的观点，有助于剖析判断。
计算方法的偏差波及面比较广，主假如降雨径流关系各因素P，R0，
W0的计算及此中的取定，常有一下几个方面。
流域均匀降雨量的计算
好多流域表示，面雨量的计算偏差常成为点据偏差的主要因素。
第一是测站的控制性问题，在雨量散布不均匀的地域及季节，现有站网常常难以控制面雨量，这个问题实质上很难完整解决。
其次，面雨量的各样计算方法基本依照是点雨量对其邻近的面积常常有代表性，可是，因为雨型空间多变，加上测站控制性问题，采纳何种方法最为适合或怎样联合雨型采纳不一样的方法，须对多年计算结果进行对照剖析，认识计算偏差后，才能做出判断和改良。
一般流域上游降雨较大，而站网稀少，易遗漏暴雨而使算得的流域均匀雨量偏小，这类状况可经过洪水资料的剖析比较来确立。
分块计算的流域，其子流域的均匀雨量也存在上述近似的状况。
次洪R0的计算
偏差来自采纳一致的地下水退水曲线，没有考虑不一样退水规律的差
异，地下水退水自己也有季节性变化。
别的，有些小洪水，虽流量较
小，却并不是所有是地下水，还包含直接径流，常常出现小洪水比大洪水
退水快，孤立洪水比连续洪水退水快的现象。
所以，在退水曲线变化
较大或退水切割偏差较大时，要考虑实质状况，取不一样的退水曲线或
改良计算方法。
蒸发散量计算
影响蒸发散计算的参数主要有两个即Kc和Wm。
①Kc
Kc决定了Ep，常对蒸发散能力计算起主要作用。
如获得禁止，将使点
据出现系统偏差。
如Kc获得过小，Ep也小，则W0偏大，算的R0偏大，
点据将偏离理论线上方，反之则偏于下方。
若获得适合，则无系统偏
离。
有些地域Kc还成季节性变化，与植物发散相关，一般是夏天大
于冬天。
②Wm的影响不如Wm明显，它经过蒸发计算来影响蒸发量。
若Wm获得过小，又采纳一层蒸发模型计算时，会使损失量（Wm-W0）偏小，
而使计算的产流量偏大，主要影响久旱后的洪水。
一般采纳分层模型时，Wm较大，上述状况不易出现。
③b
B值只影响局部流域产流时的产流量，b值越大，R越大，关于润湿
地域，大多数洪水为全流域蓄满，但对半润湿地域，则常有局部产流状况，需要注意的是b值对R的影响。
模型简化生产的偏差
①将流域作为整体计算
如将降雨径流各项因素都取流域均匀值，不考虑流域上的不均性，则流域越大，不均匀性程度越强烈，将影响计算成就。
第一是p在面上散布的不均匀性。
虽不均匀，但在最小面积上雨末也能蓄满，因全流域都蓄满，损失达最大值，为一常数，则对R计算无影响。
所以，只有在p不均匀而形成部分流域产流时，用均匀p计
算R与实质才会不一样，其点据将偏于理论线下方，即计算径流深偏小。
当p在面上散布不均但最后达到全流域产流时，其产流量与p散布不均匀时同样，但产流量时程分派是不一样的。
其次，在降雨散布明显不均匀的流域，常常惹起流域缺水量也不均匀，
其影响与p散布不均是相像的。
为除去偏差，宜于各雨量站分别计算R，再求流域均匀R值，这类分站计算法能够大概考虑到p散布不均和下垫面W不均的影响，提升精度。
②模型主要考虑下渗损失量
模型侧重考虑下渗损失量，当其余损失项目突出时，会产生偏差，常有的是中小水库蓄水，稻田蓄水等人类活动。
这些因素常常在短临时间内较大地影响流域蓄水量。
如久旱以后，因为上列原由产生径流量比正常状况下小。
如衢县流域，依据检查，其影响量可达20~30mm。
明显，也会因后期水库泄水、农田放水而造成相反的偏差。
这在半润湿地域影响尤其明显。
模型的理论偏差，即发生超渗产流状况。
润湿地域在久旱后如遇短历时暴雨，可能发生超渗产流现象，此中R0大于用蓄满产流计算出的Rc值，点据偏于理论线下方。
但依据经验，这类状况其实不常见，南方
地域并不是每年都能发生这类状况。
以上剖析了蓄满产流模型偏差根源及主要影响因素，但关于有偏差点
据，第一应找出可能产生这类偏差的原由，而后逐一剖析，清除没关
因素，找出主因。
如Rc偏大，则可能是R0偏小，p偏小，Kc偏小，b
偏大等。
而后逐一剖析其可能性和论据。
其次，剖析时要注意能否有
系统性，要对所有资料作剖析，因为有些因素是有系统影响的，如
Kc值，对所有蒸发计算都有影响，b值则对局部产流的洪水有影响。
明确了偏差的性质和找到原由后，需改正参数或计算方法，对所有资
料从头计算，一般需频频多次才能使偏差最小，最后确立方案和模型
参数。
综合以上剖析，依据所得的各次洪水径流深对方案进行精度评定，见
下表6。
8．确立蓄满产流模型参数
确立计算时段T
由已知图表知：
△T=2h
按T摘录流量过程
经上一步的计算结果知△T=2h，所以按△T=2h时段摘录流量过程见
下表7。
（3）由蓄满产流模型计算时段径流量
由蓄满产流模型计算时段径流量表见表8。
对时段径流量进行修正
对时段径流量修正表见表9。
】
表
日期
时间
站名
年
月
日
起
迄
P
∑P起
迄P∑P
1964
7
26
9:
00
16:
11:
40
18:
20:
4:
22:
6:
8:
27
10:
12:
14:
均匀次降雨量
1978
23:
0:
2:
1:
55
5:
56
7:
表2
退水资料摘录表
时段
t=6小时640727750808
780805790712
810715
830908
80
60
43
48
36
38
18
30
24
13
5
21
17
20
9
10
19
11
16
12
15
14
22
23
25
28
29
表3退水流量相应径流深计算表
Qt（
/s
）
Σt（
e
m
Q
R（mm）
表4
实测次洪径流深计算表
1964年
流量
时段长
均匀流量
w
ΣΔw
126
172
322
320
314
305
13:
15:
221
17:
182
99
1978年
93
127
196
243
3:
235
178
123
107
39
004
0012
表5
产流计算表
p
E水EmEuElE
P-EWu
WLWOR
31
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