水文预报--第四章-河道流量演算与洪水预报-2.ppt

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1,Hydrologicforecasting,水文预报,2,第四章河道流量演算与洪水预报,在汛期，预报沿防汛河段的各指定断面处的水位和流量。

河道中洪水波的运动规律。

3,绪论,流量演算法,相应水位法,水力学方法,水文学方法,解析法,数值法,特征河长法,马斯京根法,相应水位法的实质是数理统计法，流量演算法的实质是成因分析法。

4,河道洪水预报方法,天然河道的洪水波运动属于渐变不稳定流，可用圣维南方程组描述。

圣维南方程组包含连续方程、运动方程。

求解圣维南方程组可分为水文学方法、水力学方法两类。

5,1、连续性方程continuityequation,第一节流量演算法的基本原理,一、概述,6,连续性方程,根据质量守恒定律（进、出河段水量差等于河段蓄量的增量），有,化简得,上式表明，河道洪水波运动过程中，过水断面面积随时间的变化与流量随河长的变化相互抵偿。

连续性方程（4-1）,7,概述,2、稳定流的传播速度,对稳定流,连续性方程,（4-5b）,8,稳定流的传播速度,稳定流的传播速度,它在河段内传播时间,在整个河段内传播时间,（4-18）,9,稳定流的传播速度,可见，可用槽蓄曲线的坡度计算洪水在河段内的传播时间。

实用中，常取,则,10,第一节流量演算法的基本原理,二、水量平衡方程、槽蓄方程,1、水量平衡方程waterbalanceequation,其差分方程形式为,11,河段蓄水量（槽蓄量）与入流、出流之间的关系方程,水量平衡方程、槽蓄方程,2、槽蓄方程storage-dischargeequation,12,槽蓄方程,槽蓄方程的曲线形式为槽蓄曲线。

为简便，常假设水位沿河长成直线变化，此时河段中断面水位与槽蓄量必为单一关系。

13,槽蓄方程,单一关系。

条件：

当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量等于落洪时的流量。

由于附加比降的影响，中断面水位与下断面流量关系有三种情况：

14,槽蓄方程,顺时针绳套关系。

条件：

当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量大于落洪时的流量。

15,槽蓄方程,逆时针绳套关系。

条件：

当中断面水位不变时，下断面涨洪时的流量小于落洪时的流量。

16,第二节特征河长法,一、特征河长、特征河长法的槽蓄方程,满足下断面的出流与河段的槽蓄量成单一关系的河长。

即,1、特征河长characteristicriverlength,单一关系,17,特征河长,对任意河段，中断面水位与槽蓄量为单一关系。

则对特征河长，中断面水位与下断面流量也成单一关系。

18,特征河长,基准面,水面比降,附加比降,19,特征河长,上式表明，在特征河长的下断面处，水位变化引起的流量变化与水面比降变化引起的流量变化正好相互抵消。

20,特征河长、特征河长法的槽蓄方程,2、特征河长法的槽蓄方程,洪水波在特征河长内的传播时间。

可见，特征河段具有水库型的蓄泄关系。

又若蓄泄关系为线性的，则特征河段为线性水库。

21,特征河长法,二、特征河长的计算,1、公式法,特征河长的下断面流量：

22,对特征河长，,公式法,23,公式法,同一水位下，下断面流量,24,公式法,特征河长实例（表4-2）,从计算结果可以看出，随流量的增大，特征河长也增大。

（4-21）,25,特征河长法的计算,在基本水尺断面（中断面）下游的不同位置设置测流断面，当测得的流量与基本水尺断面的水位成单一关系时，两断面的间距为特征河长的一半。

下断面,中断面,2、试错法,26,特征河长法,三、特征河长法characteristicriverlengthmethod,结合水量平衡方程和特征河长的槽蓄方程，进行流量演算的方法。

（一）特征河长法,

（二）原理式,27,特征河长法,差分处理,过程：

（4-26）,28,特征河长法,当预报河段较长，采用多河段处理方法：

把预报河段按特征河长分成段，再借助汇流曲线求下断面的出流。

汇流曲线有两种：

泊松分布汇流曲线；,长办汇流曲线。

（三）多河段处理,29,特征河长法,泊松分布汇流曲线的推导：

取其拉普拉斯变换，得,30,泊松分布汇流曲线,对瞬时单位入流,，取其拉普拉斯逆变换，得,，则,，,31,泊松分布汇流曲线,取计算时段长,则简写为,其中，,，用对离散化：

32,泊松分布汇流曲线,为瞬时单位线的汇流曲线，,为方便汇流计算，需将其转化为时段单位线。

称为泊松分布函数。

这要用到曲线：

33,泊松分布汇流曲线,得到曲线后，再求时段单位线：

最后，用时段单位线进行河道洪水的汇流计算。

为方便计算，有专门表可查。

34,泊松分布函数表,35,泊松分布汇流曲线,36,泊松分布汇流曲线,泊松分布汇流曲线中参数、的推算,其中，,一阶原点矩,二阶中心矩,37,泊松分布汇流曲线,38,特征河长法,2、长办汇流曲线,1965年，原长江流域规划办公室以特征河长为基础，采用矩形单位入流，推导出的汇流曲线。

39,长办汇流曲线,；,；,根据上面两式已经制成长办汇流系数表，可查。

40,长办汇流系数,41,第三节马斯京根法,一、线性马斯京根法linerMuskingummethod,用入流、出流的线性组合构造一个示储流量：

（一）基本原理和概念,1、槽蓄方程storage-dischargeequation,并使得与槽蓄量成线性关系：

42,槽蓄方程,当水流为稳定流时，,于是得到马斯京根法的槽蓄方程,对于任意长河段，只有稳定流时，槽蓄量与流量才成单一关系，因此有,（4-29）,43,线性马斯京根法,其中，,2、马斯京根法流量演算公式,水量平衡方程,槽蓄方程,（4-30）,44,线性马斯京根法,1、参数意义,

（二）参数意义、参数和计算时段长的确定,马斯京根法的预报方案中有两个参数：

、。

由知，,又,可见，为恒定流状态下，河段的传播时间。

45,参数意义,假定水面线为直线。

为单一线,则为单一线,而马斯京根法的槽蓄方程为线性关系,可见，基本符合的要求。

46,参数意义,假设水面线为直线时，,（4-36）,47,参数意义,当时，,特别地，,取,此时，洪水波没有变形，河槽无调蓄作用。

48,参数意义,当时，,此时，河槽的调蓄作用等同于水库（调蓄作用最大）。

49,参数意义,实际中很少出现此种情况。

当时，,综上所述，反映了河槽的调蓄作用大小：

同一条河流，上游的比下游的大。

50,参数意义,由和知，当时，,51,参数意义,落水时，则；,当时，,稳定流时，为单一关系，变化不大。

由此分析得,涨水时，则；,当时，,52,线性马斯京根法,确定参数、，主要有两种途径：

试算法，分析法。

试算法的流程图。

53,线性马斯京根法,输入资料：

入流、出流过程,关系曲线呈直线,结束,假设一个,调整,计算,初始槽蓄量,计算,点绘关系曲线,54,线性马斯京根法,试算法的算例：

表4-4。

55,线性马斯京根法,其中，洪水波的波速与断面平均流速间有关系,为断面形状系数，可查表4-6。

56,线性马斯京根法,马斯京根法采用差分法求解，这要求在计算时段内，入流、出流呈线性变化。

为满足这一要求，应取得小些好。

57,线性马斯京根法,在推导槽蓄方程时，水面线要求在计算河段内呈直线。

若过小，会使得在相当多的时段内，破坏第二个条件。

58,的确定,59,的确定要考虑汇流曲线的合理性。

合理的汇流曲线要求，（原因后述）。

而实际演算问题中，此时，,（4-38）,的确定,60,当预报河段不长（较小）时，取能兼顾上面两个要求。

当预报河段较长（较大）时，取只能满足第二个要求。

为此，对长的预报河段，提出了分段的马斯京根法。

的确定,61,线性马斯京根法,三、分段的马斯京根法,入流为三角形。

预报河段长，分段数为，各段长。

62,分段的马斯京根法,当时，,由得,当时，,当时，,63,分段的马斯京根法,这样，可求得第一个单元河段的出流过程：

64,分段的马斯京根法,求出第一个单元河段的出流后，把它作为第二单元河段的入流，再计算第2个单元河段的出流。

其中，,以此类推，可计算第个单元河段的出流：

（4-39b）,65,分段的马斯京根法,马斯京根分段连续演算河槽汇流系数的计算,66,马斯京根法,四、非线性的马斯京根法,，,1、分段的非线性马斯京根法,非线性的马斯京根法有多种形式：

参数、为常数时，为线性的马斯京根法。

事实上，、不是常数，它们随流量变化。

为提高预报精度，提出了非线性的马斯京根法。

67,非线性的马斯京根法,或,2、非线性的槽蓄曲线法,68,非线性的马斯京根法,时段初：

时段末：

3、非线性的马斯京根法,69,第四节河道相应水位预报,一、概述,

（一）洪水波运动,流域上发生降水后，地面、地下径流迅速汇集到河槽中，使河段内水位、流量迅速增加，并向下游传播，称为洪水波运动。

洪水波运动常作为不稳定渐变流。

1、洪水波运动,70,洪水波运动,洪水波的要素：

波前、波后、波高。

2、洪水波要素,波前,波后,波高,71,洪水波运动,洪水波通过测站断面时，首先通过断面的是波前部分，此时，测站水位不断上升，波峰通过断面时，洪峰水位出现；之后，波后部分通过断面，断面水位不断下降。

上述两个过程相继发生，形成了测站一场洪水过程。

72,洪水波运动,天然河道，洪水波的附加比降约在万分之一以下，而稳定流的水面比降一般小于千分之一。

附加比降是洪水波在运动过程中不断发生变形的重要原因。

3、洪水波的附加比降,4、洪水波的变形,附加比降、区间入流、河道与断面的变化等多种因素的影响，使得洪水波在运动中，同时发生两种变形：

展开、扭曲。

73,洪水波运动,洪水波的展开attenuationoffloodwave,洪水波的扭曲distortionoffloodwave,因波前的附加比降大于波后，导致波前的运动速度大于波后，使洪水波在运动过程中波长不断加大，波高不断减小。

波峰传播速度大于波前任何一点，使波前的长度不断减小，波后的长度不断增加。

74,概述,洪水波上某一点，先后经过上、下游断面时，在两个断面处出现的水位。

表示为（、）,

（二）相应水位法基本原理,1、相应水位correspondingstage,这对水位也称为同位相的水位。

：

洪水波从上断面传播到下断面需要的时间，简称传播时间。

75,相应水位法基本原理,76,相应水位法基本原理,传播时间是预报方案的预见期。

取决于洪水传播速度和河段长：

与断面平均流速之间有关系：

断面形状系数，见表4-6。

77,相应水位法基本原理,2、相应流量correspondingdischarge,研究相应水位（或相应流量）间的关系（统计规律），以此为依据，进行河段洪水预报的方法。

形成相应水位的一对流量。

3、相应水位法correspondingstagemethod,78,相应水位法基本原理,4、相应水位（相应流量）关系,79,相应水位法,二、相应水位法,

（一）洪峰水位预报,利用相应水位法对洪峰水位（或洪峰流量）作出预报。

对洪峰水位（或洪峰流量）预报时，根据建立相关关系时，采用的影响因子不同，有以下几种情况：

80,洪峰水位预报,1、相应洪峰水位相关法,采用上、下游站的相应洪峰水位建立相关关系。

81,相应洪峰水位相关法,相应洪峰水位相关法适用于区间入流小、附加比降小，且河道断面稳定的河段。

82,洪峰水位预报,2、下游同时水位为参数,当上、下游相应水位关系不好时，可考虑以下游同时水位为参数，建立相应洪峰水位关系。

83,下游同时水位为参数,84,下游同时水位为参数,下游同时水位作参数的意义：

与一起，反映了至时段内区间来水量的大小和下游变动回水的影响。

85,带参数的相应水位法,3、涨差法,涨差：

一次洪水过程中，断面不同时刻的水位差。

次涨差：

一次洪水过程中，上（或下）断面洪峰水位与起涨水位的差：

86,涨差法,涨差法：

以上游站涨差（或次涨差）为参数的相应洪峰水位预报法。

以为参数的根据：

造成上游站在时段内水位上涨