鲁斯达姆10000000298.docx
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鲁斯达姆10000000298
新疆大学研究生课程考试（查）论文
2015-2016学年第二学期
《PRMS模型》
课程名称：
流域水文模型
任课教师：
李诚志
学院：
资源与环境科学学院
专业：
自然地理
学号：
10000000298
姓名：
TIANGUBERRUSTAM（鲁斯达姆）
成绩：
概述
降雨径流模拟系统（Precipitation–RunolfModellingSystem,PRMS）是由美国地质调查局于1983年建立的，主要用于评价降水，气候及地表植被等变化对河流流量，泥沙冲淤和河道水文过程的影响。
PRMS模型可以模型一般降水极端降水及融雪过程的水量平衡关系，洪峰及洪峰流量，日平均径流，洪水过程以及土壤水等的变化。
PRMS模型根据流域坡度，地貌植被类型，土壤类型及降水分布等特征将流域划分为多个单元，每个单元的水文影响是一致的，称为水文响应单元（HRU）。
PRMS的设计既有集总模型的功能也有分布式模型的功能，可以模拟日平均径流和暴雨径流。
PRMS对每个单元进行日水量和能量平衡计算，所有单元响应的总和代表整个流域的响应，模型需要输入的参数主要包括各水文响应单元（HRU）的地貌，植被类型，土壤类型及水文特征等，并且需要输入整个流域的气候参数。
PRMS是一个确定性的物理过程模型，为了尽可能真实的再现水文系统的物理机制，水文循环中的每个组成部分都是以已知的物理法则或可测量的流域特征为基础的经验关系式来描述，另外，PRMS模型还具有灵活的模拟能力。
水文系统的每个组成部分由一个或几个包含在一个计算机系统库里的子程序定义，所有的子程序之间彼此兼容。
PRMS模型主要分为三大部分：
前处理程序（ANNIE），降雨径流模型（PRMS），扩展径流预测（ESP）。
模型结构如图11.1所表
1.前处理程序
前处理程序（ANNIE）主要包括数据管理和分析模块由美国地质调查局的数据管理程序来完成。
ANNIE是一种交互式的程序，它能够接受并且格式化不同应用程序的源数据。
ANNIE同时有许多统计函数，图形函数以及数据管理函数，这些函数能够用于数据的分析和模型。
ANNIE由一些软件模块组成，这些模块用于和使用者交互创建，调查和更新输入数据。
ANNIE能同时提供统计和图形工具，帮助对模块的输入和输出数据进行分析。
来自不同数据源的数据被ANNIE格式化为系统兼容的文件格式。
气象数据，水文数据，积雪融雪量数据都存储于直接访问的文件结构中，这种文件被称为流域数据管理文件WDM（WatershedDataManagement），存储于WDM文件中的数据能够使用许多统计函数，图形函数和数据管理函数进行分析。
每个WDM文件由一组或者多组数据集组成，每组数据集由一个用户指定的数据集号码进行标识，每组存储的数据有一系列的可以被用户选择的属性，这些属性用于描述数据集的类型，地理位置以及其他的特征。
已经存在的数据集可以通过一些可以选择的步骤来转化为新的数据集。
一种方法是用数学运算对一组数据或者两组数据进行合并而生成一个新的数据集，这些数据运算包括指数函数，对数函数，权重求和以及加减乘除某个常量。
第二种方法是通过改变一个存在的数据文件时间步长而生成一个新的数据文件，比如，通过分解操作把一个时间序列转化为较短时间步长，或者通过聚集操作把一个时间序列转化为较长的时间步长。
在ANNIE中提供绘制图形的功能，在WDM文件中统计分析的结果和PRMS的结果可以通过图形显示出来。
图形格式包括时间序列图，X–Y坐标图，频率等。
2.降雨径流模拟
降雨径流模拟主要是各水文气象要素的模拟计算，包括气温，日照，降水，融雪，土地类型，蒸散发，地表径流，地下径流，输沙，明渠流等计算模块。
这些模块的具体内容将在后面详细介绍。
3.扩展径流预测
扩展径流预测（ESP）包括了对洪水和水资源供应的短期和季节性的预报，以及土地利用和气候变化对水文过程的响应。
日径流模拟
PRMS既有集总式模型的功能也有分布式模型的功能，可以模拟日平均径流和暴雨径流。
PRMS是按照流域特征，如坡度，地形，植被类型，土壤类型和降水分布等，将领域划分成单元网格来进行设计的。
每个单元网格具有相同的特点和水文响应，称为水文响应单元（HRU）。
对每个HRU进行日水量平衡计算。
所有HRU的总响应，以单元面积为基础，产生日系统响应和流域总径流。
这样的划分有利于考虑部分或全流域土地利用或气候变化状况，并且有利于估算由此产生的对整个流域每一个HRU的是水文响应。
输入数据包括描述每个HRU的地形，植被，土壤和水文数据以及领域上的气候数据。
运行日径流模型最少需要如下变量：
1.日降水量2.日最高最低气温。
如果不需要模拟融雪，可以用气温模拟日平均蒸发量;如果要模拟融雪就需要日太阳辐射数据。
如果要模拟暴雨径流，就需要时间间隔为60min或更小的降雨量。
该模型为水资源管理和利用提供了一个合适的系统。
对于管理问题，模型可以按地理区域，数据和问题的特点进行修正。
调查利用包括新模型组件的开发，水文循环特定部分模拟方法的比较和测定。
对PRMS新的模型组件补充包括水质和扩展的饱和非饱和径流以及地下径流部分。
日径流模块模拟了在一个水文响应单元中日径流的增加，损害，存储以及水量转换。
这个过程中水流的速度和蓄量是水文响应单元的函数，与物理的，水文的，气候的属性有关。
概花流域系统的整个流程如图11.2所示。
气温，降水，太阳辐射
不受影响区
地表径流
蒸发
非饱和层
非饱和层径流
土壤带超浅水量
地下水补给
地下水
径流
地下水径流
散发
蒸发
升华
散发
升华
蒸发
地表径流
地下水汇流
气象模块
气象模块需要输入的资料主要包括地面最高最低气温，太阳短波辐射及降水量，降水可以是降雨或降雪，或者是两者都有。
由气温和太阳辐射生产的能量输入用于计算蒸发，散发，升华以及融雪。
输入日气象数据资料需要调整到每个HRU，其调整系数需要参考当地的气象数据。
一气温
气温数据和修正参数必须按BASIN模型的规定采用同样的单位，如果计算时间步长小于一天，那么最高日气温（TMX）就应该等于最低日气温（TMN），并且代表时间补偿的平均温度模型输入的地面最高，最低温度可以是华氏温度，也可以是摄氏温度。
实测日最高气温（TMX），日最低气温（TMN）数据需要用月或日温度递减率以及每个气象站和与其对应的HRU的高度差来进行校正。
最多能用5个气象站的资料。
当使用月气温递减率时，每个月份（MO）都要计算每个HRU的气温校正系数，以最高气温校正系数（TCRX）的计算为列，其表达式如下。
TCRX（MO）=[TLX（MO）xELCR]–TXAJ（11.1）
式中：
TLX为日最高气温的递减率（*C/1000ft）：
ELCR为ＨＲＵ平均高程与其对应的测站高程差值（1000ft）；TXAJ为HRU的水平面和坡面之间最高气温的平均差值。
这样，每个HRU调整后的日平均最高气温（TM）为
TM=TMX–TCRX（MO）（11.2）
式中:
TMX为观测的最高气温。
最低气温的调整方案与最高气温类似。
二降水
这部分需要确定降水类型是雨还是雪，同时把它分配到HRU中去，其中每个HRU每日接受的总降水量（PPT）计算式为
PPT=PDVxPCOR（11.3）
式中：
PDV代表与该HRU关系密切的降水测站的降水量（mm）；PCOR为HRU的降水调整系数（它主要受海拔，地形等影响）。
降水资料最多可从5个观测点取得。
输入的观测资料需要调整到每一个影响单元（HRU），其调整系数（PCOR）被定义为测站和每一个HRU之间海拔，坡度以及地貌特征的函数。
HRU的降雨调整系数根据不同情况有不同值，比如在冬天和夏天，以及不同的降雨形式，比如暴雨特征。
在某些特殊的气候和地形区域，与对流雨相比，海拔对降雨量的影响随着暴雨形式季节性的改变，对锋面雨显示出更强的影响。
每个HRU上的降水形式（雨，雪或雨夹雪）的确定是根据HRU的日最高和最低气温以及它们和基础气温（BST）的关系。
如果最高气温小于或等于BST那么降水就都是雪；如果最低气温高于或等于BST，那么降水就是雨；如果最高气温大于BST，最低气温小于BST，那么降水就认为混合的，假设首先发生降雨。
总降水中降雨部分的计算式为
PRMX=
xAJMX（MO）
（11.4）
式中：
TM为HRU最高气温；AJMX为雨夹雪时雨的月校正系数。
降水形式的确定可以通过两个方法实现。
一个是使用参数PAT，PAT是一个气温值，当TM超过它时，认为降水都是降雨，而不管TM的值为多大。
每个月份PAT的值由用户来定义。
第二个办法就是某些天的降水形式是已知的。
降水的形式可以从模型输入中分离出来。
同样，每个HRU上降雪的体积能够通过测量的雪量数据调整而来。
短波辐射
日短波辐射的单位是ly/d，用于融雪计算和蒸散发计算。
当流域面积上没有融雪时短波辐射是一个可选的输入项。
观测的太阳短波辐射（ORAD）代表水平面值，而每个HRU的坡面值（SWRD）则需要根据ORAD进行调整：
SWRD用式计算；
（11.5）
式中；DRAD为某个HRU的坡面日平均潜在太阳辐射（ly）；HORAD代表水平面日潜在辐射（ly）；cosSLP为HRU坡度的余弦值。
DRAD和ORAD通过13个潜在太阳辐射值来线性内插得到，这13个值是根据每个水文影响单元的坡度坡向关系和水平面估计得到的。
由于辐射在年内具有对称性，这13个值代表了一年潜在太阳辐射的24个值。
对于没有记录的日子或缺少系列数据时，太阳辐射值可以用气温，降水和计算的潜在太阳辐射进行估算。
太阳辐射
这部分计算两个值。
一是每个HRU有规则的分配或者估算具有一定倾斜度的地表和综合地貌的太阳辐射值；二是利用太阳辐射和覆盖云量之间的关系以及覆盖云量和日平均气温变化之间的关系估计太阳辐射的损失量。
计算融雪过程和蒸散时需要利用太阳短波辐射资料。
观测的太阳短波辐射（ORAD）是代表水平面值，而每个HRU的坡面值（SWRD）则需要根据ORAD进行调整：
SWRD=ORADxDRAD/HORAD（11.6）
式中：
DRAD为某个HRU的坡面日平均潜在太阳辐射（ly）；HORAD代表水平面日平均潜在辐射（ly）；DRAD和NORAD可以根据给定的太阳可能辐射值内插求得。
第一种方案：
如果模式中不计算融雪过程，那么太阳辐射值不必输入，而是利用输入的最高，最低气温资料近似求得在不同的最高气温时的度*日系数（DD）和实际辐射与可能辐射之比（SOLF）。
由此就可以计算太阳短波辐射值（ORAD）：
ORAD=SOLFxHORAD（11.7）
式中：
ORAD为无降水时的值，有降水时，需要对ORAD进行调整。
第二种方案是：
由Thompson（1976）发展的，主要考虑了太阳辐射与云量之间的关系以及云量与最高，最低气温之间的关系，这种方案在湿润地区的应用效果最好。
日平均云量（SKY）可由式计算：
SKY=[RDM（MO）x（TMXxTMN）]+RDC（MO）（11.8）
式中：
RDM为每个月份，MO云量随大气变化曲线的斜率；TMX为观测的最高气温，TMN为观测的最低气温，RDC为每个月份，（MO）云量曲线与日平均温度变化曲线交点。
地表径流模块
一土壤含水量
流域系统被概念化为一系列的水库，单个水库的影响叠加起来就构成了整个流域的影响。
土壤层水库表示可以通过蒸发和散发失去水分的土层，该层的深度是由覆盖土壤表面的主要植被的平均根系深度决定的。
土壤层水库的最大有效特水能力（SMAX）是土壤层田间特水能力和凋萎系数之差。
土壤层水库被划分为上下两层。
上层是蓄水层，其余的为下层。
在上层中有用户定义的最大可能持水能力（REMX），该层中主要的水分损失是蒸发和散发，下层的水分损失是主要是散发。
下层的最大可能持水能力不同于SMAX和REMX。
土壤层水库水量的增加来自降雨和融雪的下渗，水量的减少是由于蒸散发所引起的。
蒸散发是土壤有效含水量和土壤类型的函数。
潜在蒸散发的水量首先来自于土壤蓄水层。
土壤含水量在流入底层前将首先充满蓄水层，当土壤层水库含水量达到SMAX，其余的下渗量将汇聚到壤中流和地下水库。
超出SMAX的水量进入到壤中流和地下水水库，二者的比列按照地下水补给参数（SEP）确定。
地下水库的日入流量等于或小于SEP（SEP取决于超出的土壤水的大小）。
当超出的水量大于SEP时，二者之差便是壤中流的入流量。
下渗过程
下渗过程的计算根据时间间隔和输入的降水形式的不同而不同。
洪水过程只计算降雨过程，不计算降雪过程；且只在无积雪地区计算。
如果计算日平均降水，则当降水发生在没有积雪的HRU地区，下渗量为净雨量与地表径流的差值。
如果模型计算的是融雪过程，则在土壤水分未达到区域蓄水能力前，为无限下渗；当水分达到区域蓄水能力时，日平均下渗量由用户定义的最大下渗能力（SRX）决定，超过SRX的融雪量将变为地表径流。
如果降雨发生在积雪表面，则在积雪没有完全耗尽以前，下渗水量为融雪量；积雪完全耗尽以后，则同无积雪区一样。
蒸发量计算
确定现价段是否是一个活动的蒸发阶段，用JENSENHAISE公式计算每个水文响应单元的潜在蒸发。
如果有蒸发就首先确定为几个月，起始条件为TRANSP—BEG，以TRANSP—END为终止。
通过温度指示参数TRANSP—TMAX可以计算每个HRU上蒸发起始的特定数据。
对于每个HRU，最高气温的总和进行积累，从月TRANSP—BEG的第一天开始。
当每个HRU的总和超过TRANSP—TMAX，就假设HRU上的蒸发开始了。
这个只充许在春季过冷或过热的时计算。
蒸发结束以TRANSP—END为最后一天。
TRANSP—ON在蒸发阶段时等于1。
一个时段每个HRU的潜在蒸发（POTENT）计算公式为
POTENT=JH_COEF（TAVGF–JH_COEF_HRU）xRIN（11.9）
式中：
JH_COEF为JENSENHAISE公式的潜在蒸发计算中用到的月气温系数；JH_COEF_HRU为每个HRU在JENSENHAISE公式的潜在蒸发计算中用到的月气温系数；RIN为用蒸发潜能表达的太阳辐射；TAVGF为HRU的平均温度。
对于空气动力粗糙度较大的作物（假设包括森林），流域每个月的JH—COEF可以计算如下：
JH_COEF=（C1+13.0CH）-1（12.0）
式中：
C1为高程修正因子。
雨雪损失量
计算雨雪损失，需要从雨雪的蒸发开始，到净雨和雪进入土壤和积雪场，降水损失的计算是按照一个HRU上主要植被的覆盖密度（COVDEN_SUM,COVDEN_WIN）和可利用储量（SNOW_INTCP,SRAIN_INTCP,WRAIN_INTCP）的函数来进行的。
HRU的降水是按照降水分布模型以总降水（HRU—PPT）的形式和以雨（HRU—RAIN）和雪（HRU—SNOW）的总量HRU—PPT获得的。
夏季的净雨量（NET—RAIN）计算式为
NET—RAIN=HRU—RAIN（1.0–COVDEN—SUM）+（THRUFALLxCOVDEN—SUM）
（12.1）
式中：
COVDEN—SUM是夏季植被的覆盖密度。
THRUFALL的计算式为：
当HRU—PPT>SRAIN_INTCP–INTCP_STOR时
THRUFALL=HUR_RAIN–（SRAIN_INTCP–INTCP_STOR）
当HRU—PPT式中：
SRAIN—INTCP为夏季主要植被拦截雨水的能力。
降水截留存在与否通过设置INTCP—ON的值来说明，等于1说明存在降水截留，等于0说明没截留。
降水截留类型用INTCP—FORM来说明，0表示雨水，1表层雪。
如果降水是雨夹雪，假设先发生降雨，截留计算就对每个降水类型进行计算。
超过积雨深度量的积雪量SNOW_STOR计算式为
SNOW_STOR=（INTCP_STOR–WRAIN_INTCP）SNOW_UNLOAD（12.3）
式中：
SNOW_UNLOAD为当降雨发生在雪表面时，超过最大积雨量的截留积雪量损耗因子，表达为24h降雨后保留的储量的百分数。
一个时间步长的最大截留水量是WRAIN_INTCP（ORSRAIN_INTCP）加SNOW_STOR的总和。
NET_RAIN按照上面的方法同时计算最大积水深度代替SRAIN_INTCP。
降水截留（EVCAN）的潜在蒸发或升华速度按照截留类型计算。
降雨截留假设按照自由水面的速度进行蒸发。
如果使用地面蒸发数据，那么EVCAN就等于地面损失速度。
如果潜在蒸发（POT—ET）通过气候变量计算，EVCAN的计算公式是
（12.4）
式中：
EPAN_COEF为月蒸发-地面系数，拦截雪的升华假设按照潜在蒸发的比例饿进行，公式是。
EVCAN=POTETxPOTET_SUBLIM（12.5）
式中：
POTET_SUBLIM为积雪表面按照潜在升华的一定比例进行升华的量。
除了升华，截留积雪可以通过融雪从覆盖物中移出。
对每个时间步长进行能量平衡计算（考虑了短波和长波辐射）。
对于24h步长，能量平衡假设按白天12h计算。
积雪计算。
这个模块是用来模拟每个HRU积雪的开始。
积累以及消融，积雪场的水量平衡每日计算一次,能量平衡每天计算两次，即两个12h（分为白天和晚上）。
积雪场系统的概念模型和它的能量关系是由OBLED和ROSSE（1997）描述的。
积雪场假设是一个双层系统。
表层由3–5cm的积雪组成，底层是残留积雪。
当上层的温度低于0*C时，上下层进行热量交换。
当表层温度低于0*C时，当空气-雪交界面的净能量平衡为负时发生热传导，当净能量平衡为正时，由于表层融化发生物质转移。
由降水带来的热传导在物质转移过程中发生。
通过土壤–积雪的热传导假设为零，相对于空气–积雪交界面的能量交换来说，可以忽略不计。
积雪和融化过程通过一个主程序和几个子程序来模拟，每个子程序表示一个或多个和积雪有关的过程，描述如下。
主程序中计算地表融化（土壤融化），直接连接PPT_TO_PACK之后。
如果一个HRU已设置了一个远大于零的地表消融参数，那么当前积雪场的水量就可以通过地表融化量或一个更小的量简化，这个依赖于当前积雪水当量的值。
计算出来的地表融化被存在一个新的变量（GMELT_TO_SOIL）中，检查后确定当地表融化时，冰川和自由水持水能力是否需要修正。
积雪模块
积雪计算开始于新的积雪场的发展阶段（如果在一个时间步长没有现存的积雪场），此程序接受以雪为降水方式的输入。
如果已经存在一个积雪场了，那么本步长接受的降水就增加原来的积雪。
如果降水是雨水，积雪不变，同时，雨水中的热量就用来修改温度以及积雪中自由水的含量。
如果积雪的温度低于0*C，雨水中的热量就用来加热积雪。
如果热量不足以把积雪的温度加热到0*C，那么部分雨水就要冻结，没冻结1g水就释出80cal的热量，继续加热积雪。
如果积雪达到0*C，那么剩余的液态水就用来满足积雪中自由水持水能力。
液态水水如果超过了积雪的自由水持水能力就流到底部作为积雪融水。
如果降水形式是降雪，就增加了积雪，它的热量就用来重新计算积雪场的温度和损失的热量，如果有自由水，一部分就会由于新雪的降温而冻结。
如果降水形式是雨夹雪，假设先发生降雨，如果在降水前没有积雪场存在，降雨量就作为土壤模型的输入，降雪作为一个新的积雪场的开始。
如果已经存在一个积雪场了，那么降雨和降雪按照先后顺序增加到积雪场，积雪场的条件按照上述方法计算。
积雪反照率计算。
这部分都是用来计算积雪表面的反照率的，为了计算目的，把积雪场当做既是累积的又是消融的过程，一个新的积雪场开始于一个累积过程并且一直持续到底的气温连续5天为0*C或者日期超过一个值（MELT_FORCE）。
在这一点上，积雪场迅速变为融化阶段。
用来验证融化阶段开始时间的数据MELT_LOOK和MELT_FORCE是由用户指定的，积雪表面反照率的计算是关于积雪阶段和最后一次降雪天的函数。
单独的反照率–SLST关系用于每个阶段。
新雪反照率受降雪时间的影响按照反照率–SLST关系逐日衰减。
在积雪阶段当新雪的水当量等于或超过ALBSET_SNA；或者在融化阶段超过ALBSET_SNM的参数时，SLST要重置为零。
对于雨夹雪，如果雨占混合物的比列大于或等于积雪阶段的ALBSET_RNA参数或融化阶段的ALBSET_RNM时，SLST不需要重置。
积雪能量平衡计算
这个子程序计算积雪场12h的能量平衡。
运行主程序时，变量NITEDA会调用这个子程序两次来确定白天还是黑夜。
白天，表层温度的计算是当作一个HRU最大和平均气温的平均值。
在晚上，作为一个HRU最小和平均气温的平均值。
当这些平均值超过0*C时，积雪表面的温度等于零。
当TS小于0*C时，12h平均气温假设综合了辐射，潜热，感热和扩散过程的影响，用一个完整的等式计算表面温度。
QCOND=2xPK_DENxCS（TS—PK_TEMP）（12.6）
式中：
PK_DEN为积雪场密度（g/cm3）；CS为冰川中的热；PK_TEMP为积雪场底层温度（*C）。
地下水模块。
PRMS模型中壤中流被定义为水分从非饱和带向河道较快速流动水流，主要产生于降水和融雪过程中或降水和融雪过程后。
壤中流的水源为土壤水分超过区域持水能力的部分，它最终将流入较浅的地下蓄水带或沿斜坡向下从一些下渗点流入到一些位于水面以上的地面出水点。
当一个HRU的土壤含水量超过其最大可能蓄水能力，且这一些剩余水量也超过了向地下蓄水区的渗时，就会产生壤中流，壤中流也就是剩余水量与下渗率的差。
PRMS模型将地下水系统概念性地表达为一个线性蓄水区，它是地下径流的来源。
水流可以从土壤层流入地下水蓄水区，也可以从根系区流入地下水储存区。
当土壤水分含量超过持水能力时，水分就由土壤层流入地下水蓄水区。
从根系区流入地下水蓄水区的流量由式12.7计:
GAD=RSEP（RES/RESMX）REXP（12.7）
式中:
RSEP为日平均水分再补给系数；RES为根系区的当前蓄水量；RESMX，REXP为系数。
参数优化与灵敏度分析
PRMS的参数优化模块能够自动调整模型参数使得径流观测值和模拟值匹配较好。
模型参数可以定义为用于代表流域物理或水文特征，并且在模拟过程中保持不变的量。
按照这种定义，参数优化和灵敏度分析的对象就有很多，然而，参数并不意味着需要对每个参数进行优化。
参数优化与灵敏度分析主要用于分析模型误差和模型使用者评估参数的敏感度，以及参数之间的相互影响。
参数优化方法主要有两种：
一种是罗森伯格方法（ROSEBROCK，1960，另一种是高斯-牛顿方法，不管采用哪种方法都可以在四个目标函数中选择一种用于参数优化。
空间分析参数需要赋初始值给每个水文响应单元，地下水水库以及地表水水库。
对于每个时间步长，
时间分布参数都需要赋初始值。
每次参数优化，可以选择
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