清华大学《高等水文学》L06-新安江模型_95380393
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以此时段为基础，降雨P，蒸散发E，径 流量R，满足如下水量平衡关系（超蓄产 流方程）：
R = (P − E) − (W2 − W1)
(3)
大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：
1 − f = (1 − WWM )B
F
WWMM
或 f =1 − (1 − WWM )B
F
WWMM
∫ = WM
1
= WWMd(f / F)
WM = WUM + WLM + WDM
W = WU + WL + WD
(12)
WUM,WLM,WDM----上层,下层,深层土壤蓄水容量
WU, WL, WD----上层,下层深, 层土壤蓄水量
当则WU > EM,
EU = EM
EL = 0
(13)
当则WU < EM,
EU = WU
EL = (EM-EU) WL WLM
二层模型：WU>EM EU=EM WU<=EM EU=WU EL=(EM-EU)WL/ WLM
二层模型在久旱之后，WL已很小，如仍不下雨，计算出 的蒸发EL会很小，这与实际不符。因为由于植物根系的 作用，深层的水分会通过植物腾发到大气。故宜采用三 层模型。
16
三层模型：
模型中流域蓄水容量和WM流域蓄水量都是W上层下层和,深层之和即 , :
n+1 j +1
=
C1Q
n j
+
C2Q
n+1 j
+
C3Q
n j
+1
C1
=
kx + 0.5∆t k(1− x) + 0.5∆t
C2
=
0.5∆t − kx k(1− x) + 0.5∆t
C3
=
k (1 − k (1 −
x) x)
− +
0.5∆t 0.5∆t
k = ∆x /ω
x = 0.5 − u /ω∆x
圣维南方程：
∂A ∂t
＋
∂Q ∂l
＝0
−
∂Z ∂l
＝S0－
∂D ∂l
＝Sf
＋
1 g
∂v ＋ v ∂t g
∂v ∂l
水量平衡：
（ I1＋I2）∆2t −（O1＋O2）∆2t ＝W2 − W1
W＝K[x ⋅ I + (1− x)O] = KQ
O2 = C1I1 + C2 I 2 + C3O1
Q
⑦ 计算E＝EL＋EU＋ED
⑧ 计算WU
⑨ 计算WL
⑩ 计算WD
19
6.2 二水源新安江模型
5. 单元流域汇流计算
（1）地面径流采用经验单位线法 无因次单位线相同
qi
=
10 F 3.6∆t
ui
F − 单元流域面积（ km 2）
∆t－单位线时段
(5 - 20)
（2）地下径流汇流计算
QRG 2
=
QRG1 ⋅ KKG1/ D
新二模型参数初值确定1：
B—蓄水容量曲线指数，反映流域的不均匀性，流域越 大，则B越大
小
300平方公里
大
0.1
0.2—0.3
0.3—0.4
FC—稳定下渗量，各场雨不同，相差很大，需注意。
新二模型参数确定的步骤：
1. 定初始值：取5年资料，以天为时段，进行计算 2. 比较多年径流：最基本的水量平衡，修改K，冬夏不同 3. 比较每年径流：干旱和湿润年份有无系统误差调WUM和
WLM，以及C，WUM变小，雨季蒸发小，旱季影响不大， C加大，干旱季节蒸发加大 4. 年内干湿差比较：如洪水计算值偏大，调WUM，WLM和 C， 如 W在 久旱 后出 现负 值 ，加 大 WM ， 不改WUM 和 WLM 5. 比较枯季地下径流：如有系统偏差，调FC，快慢调KKG 6. 比较小洪水：可以调IMP和B，湿润区不敏感 7. 比较地面径流过程：降雨中心误差造成汇流偏早偏迟，调 KE，仍有误差，调UH和XE
一般经验，江南湿润地区为0.15～0.20，华北半湿润地区0.09~0.12
6.2 二水源新安江模型
4. 坡面水文过程计算流程
① 计算蒸散发能力 EM＝K×EM
② 计算PE
PE＝P－E
③ 利用PE按超蓄产流计算R，PE<0时不产流
④ 计算WUi＋1＝WUi＋(PE-R) ⑤ 计算EU，EL
⑥ 计算ED
(14)
EU,EL----上层,下层的时段蒸发量。
（13）、（14）式表明，上层有足够水分是，E等U于蒸散发能力，下层 EL＝0；
当上层水分不足时，把上层水分全蒸掉，下层蒸发量E等L于上层剩余蒸发能力
（E－M）与E下U 层含水比之乘积W。L / WLM
17
深层蒸发：
（14）中，只用到（－）EL ≥ C EM EU
② 模型结构：不考虑蒸散发在水平方向上分布的不均匀性，仅模 拟土湿的纵向分布。可以把土壤分成一、二、三层，现主要采 用三层模型。
蒸散发能力（EM，mm/d） 新安江模型中，认为流域土壤含水量达到最大时，实际蒸散发量E
＝EM ；当土湿很小时，蒸散发量几乎维持为一常数。
15
一层模型：E＝EM*W/ WM 一层模型在久旱之后，W已很小，下了一场雨，计算出 的蒸发E会很小，这与实际不符。因为这些雨分布在表层， 会有一些蒸发。故采用二层或三层模型。
《高等水文学》 第6讲
新安江模型
田富强 2012.10.24
主要内容
6.1 概述 6.2 二水源新安江模型 6.3 三水源新安江模型 6.4 四水源新安江模型 6.5 陕北模型 6.6 新安江模型的应用
6.1 概述
1. 新安江流域水文模型系列
1) 新安江模型是河海大学（华东水利学院）水文系1973年对新 安江水库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式的概念 性流域降雨径流模型。
地面、地下径流的划分
• P − E > FC时:
= RG
F= C(f/F)
FC
R
RS = R-RG
P-E
(8)
• P-E ≤ FC时:
= RS 0= , RG R
IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透 水面积占总面积的百分比，增加后，需修改（5），（8） 式：
(5) ⇒ = WM WWMM (1 − IMP) 1+ B
6.2 二水源新安江模型
2. 产流计算
① 超蓄产流模型概念：“超蓄产流”指土壤达到田间持水量以前 不产流，所有降雨都被土壤吸收，成为薄膜水和张力水；而在 土壤达到田间持水量以后，所有降雨（除去同期蒸发）都产流 。这时土壤的下渗能力为稳定下渗率，稳定下渗量FC补充地下 水，形成地下径流，而超渗的部分则形成地表径流。
② “蓄满”，指含气层的土壤含水量达到田间持水量，而非土壤 完全饱和。
③ 与“超渗产流”模型的区别：
“超蓄产流”模型先计算R，在分成RS、RG； “超渗产流”模型先计算RS、RG，再合成R。
5
中某点而言有：
蓄满前 : P −=E
WW2
+
RG(1− KKG1/ D ) ⋅ F 3.6∆t
(5 - 21)
QRG1，QRG2－时段初末的地下径流量；KKG－地下径流日退水系数
∆t－时段长度；F－单元流域面积；D－一日内时段数；RG－时段内
地下径流产流量
6.2 二水源新安江模型
6. 河槽汇流计算 特征河长法 马斯京根法 滞后演算法 线性扩散模拟法
RG= α • FC
新安江模型和TOPModel的比较
核心问题、产流、思路、应用
例1:
超蓄产流模型产流量计算示例
WM＝120mm，B＝0.3，FC＝18mm/d
年.月.日
1978.7.17 18 19 20 21 22 23 24
P－E A
f/F
4.22 9.40 -5.98 60.35 54.24 20.27 -2.79
蓄水容量 WWM
最大的蓄WWMM
水容量
Wm' c
α = ϕ (Wm' )
C
Wm
WWMM
0
αc
α= f /F
1
f ~蓄水容量小于某值的流域面积；F ~ 全流域面积
利用蓄水容量曲线描述计算单元内各点的蓄水容量空间变异性
7
计算单元尺度上的超蓄产流计算
W：流域原有蓄水量，相应纵标A
W分布：(f/F)A左边蓄满，右边未蓄满， 假定按水平分布。
否则，取＝（－）
EL C EM EU
但是，若E（L－<）C同E时M（－EU , WL < C EM EU）, 则取
EL＝WL
此时＝（－）－
ED C EM EU EL
这时才发生深层蒸发。
ED − − − 深层的时段蒸发量
C − − − −与深层蒸散发有关的系数
C值取决于深根植物面积占流域面积的比重，同时也与（WUM＋WLM） 值有关，此值越大，C值越小。
6.2 二水源新安江模型
1. 二水源新安江模型基本结构
蒸散发E
降雨P 蒸发皿蒸发EI
透水面积 土壤湿度
WUM EU
WLM EL
ED
C
W 上层 WU 下层 WL 深层 WD
WM B
径流
FC
R
不透水面积
IMP
地面径流 UH RS
地面径 流过程
单元流域 KE 出流过程 XE
径流 R
地下径流 RG
KKG 地下径 流过程
2) 适用条件：可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。 3) 最初的新安江模型：二水源模型——地表径流、地下径流； 4) 80年代初：三水源模型——地面径流、壤中流、地下径流（
R = (P − E) − (W2 − W1)
(3)
大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：
1 − f = (1 − WWM )B
F
WWMM
或 f =1 − (1 − WWM )B
F
WWMM
∫ = WM
1
= WWMd(f / F)
WM = WUM + WLM + WDM
W = WU + WL + WD
(12)
WUM,WLM,WDM----上层,下层,深层土壤蓄水容量
WU, WL, WD----上层,下层深, 层土壤蓄水量
当则WU > EM,
EU = EM
EL = 0
(13)
当则WU < EM,
EU = WU
EL = (EM-EU) WL WLM
二层模型：WU>EM EU=EM WU<=EM EU=WU EL=(EM-EU)WL/ WLM
二层模型在久旱之后，WL已很小，如仍不下雨，计算出 的蒸发EL会很小，这与实际不符。因为由于植物根系的 作用，深层的水分会通过植物腾发到大气。故宜采用三 层模型。
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三层模型：
模型中流域蓄水容量和WM流域蓄水量都是W上层下层和,深层之和即 , :
n+1 j +1
=
C1Q
n j
+
C2Q
n+1 j
+
C3Q
n j
+1
C1
=
kx + 0.5∆t k(1− x) + 0.5∆t
C2
=
0.5∆t − kx k(1− x) + 0.5∆t
C3
=
k (1 − k (1 −
x) x)
− +
0.5∆t 0.5∆t
k = ∆x /ω
x = 0.5 − u /ω∆x
圣维南方程：
∂A ∂t
＋
∂Q ∂l
＝0
−
∂Z ∂l
＝S0－
∂D ∂l
＝Sf
＋
1 g
∂v ＋ v ∂t g
∂v ∂l
水量平衡：
（ I1＋I2）∆2t −（O1＋O2）∆2t ＝W2 − W1
W＝K[x ⋅ I + (1− x)O] = KQ
O2 = C1I1 + C2 I 2 + C3O1
Q
⑦ 计算E＝EL＋EU＋ED
⑧ 计算WU
⑨ 计算WL
⑩ 计算WD
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6.2 二水源新安江模型
5. 单元流域汇流计算
（1）地面径流采用经验单位线法 无因次单位线相同
qi
=
10 F 3.6∆t
ui
F − 单元流域面积（ km 2）
∆t－单位线时段
(5 - 20)
（2）地下径流汇流计算
QRG 2
=
QRG1 ⋅ KKG1/ D
新二模型参数初值确定1：
B—蓄水容量曲线指数，反映流域的不均匀性，流域越 大，则B越大
小
300平方公里
大
0.1
0.2—0.3
0.3—0.4
FC—稳定下渗量，各场雨不同，相差很大，需注意。
新二模型参数确定的步骤：
1. 定初始值：取5年资料，以天为时段，进行计算 2. 比较多年径流：最基本的水量平衡，修改K，冬夏不同 3. 比较每年径流：干旱和湿润年份有无系统误差调WUM和
WLM，以及C，WUM变小，雨季蒸发小，旱季影响不大， C加大，干旱季节蒸发加大 4. 年内干湿差比较：如洪水计算值偏大，调WUM，WLM和 C， 如 W在 久旱 后出 现负 值 ，加 大 WM ， 不改WUM 和 WLM 5. 比较枯季地下径流：如有系统偏差，调FC，快慢调KKG 6. 比较小洪水：可以调IMP和B，湿润区不敏感 7. 比较地面径流过程：降雨中心误差造成汇流偏早偏迟，调 KE，仍有误差，调UH和XE
一般经验，江南湿润地区为0.15～0.20，华北半湿润地区0.09~0.12
6.2 二水源新安江模型
4. 坡面水文过程计算流程
① 计算蒸散发能力 EM＝K×EM
② 计算PE
PE＝P－E
③ 利用PE按超蓄产流计算R，PE<0时不产流
④ 计算WUi＋1＝WUi＋(PE-R) ⑤ 计算EU，EL
⑥ 计算ED
(14)
EU,EL----上层,下层的时段蒸发量。
（13）、（14）式表明，上层有足够水分是，E等U于蒸散发能力，下层 EL＝0；
当上层水分不足时，把上层水分全蒸掉，下层蒸发量E等L于上层剩余蒸发能力
（E－M）与E下U 层含水比之乘积W。L / WLM
17
深层蒸发：
（14）中，只用到（－）EL ≥ C EM EU
② 模型结构：不考虑蒸散发在水平方向上分布的不均匀性，仅模 拟土湿的纵向分布。可以把土壤分成一、二、三层，现主要采 用三层模型。
蒸散发能力（EM，mm/d） 新安江模型中，认为流域土壤含水量达到最大时，实际蒸散发量E
＝EM ；当土湿很小时，蒸散发量几乎维持为一常数。
15
一层模型：E＝EM*W/ WM 一层模型在久旱之后，W已很小，下了一场雨，计算出 的蒸发E会很小，这与实际不符。因为这些雨分布在表层， 会有一些蒸发。故采用二层或三层模型。
《高等水文学》 第6讲
新安江模型
田富强 2012.10.24
主要内容
6.1 概述 6.2 二水源新安江模型 6.3 三水源新安江模型 6.4 四水源新安江模型 6.5 陕北模型 6.6 新安江模型的应用
6.1 概述
1. 新安江流域水文模型系列
1) 新安江模型是河海大学（华东水利学院）水文系1973年对新 安江水库作入库流量预报时提出来的，是一个分块式的概念 性流域降雨径流模型。
地面、地下径流的划分
• P − E > FC时:
= RG
F= C(f/F)
FC
R
RS = R-RG
P-E
(8)
• P-E ≤ FC时:
= RS 0= , RG R
IMP:不透水面积参数（新安江模型新增参数），流域不透 水面积占总面积的百分比，增加后，需修改（5），（8） 式：
(5) ⇒ = WM WWMM (1 − IMP) 1+ B
6.2 二水源新安江模型
2. 产流计算
① 超蓄产流模型概念：“超蓄产流”指土壤达到田间持水量以前 不产流，所有降雨都被土壤吸收，成为薄膜水和张力水；而在 土壤达到田间持水量以后，所有降雨（除去同期蒸发）都产流 。这时土壤的下渗能力为稳定下渗率，稳定下渗量FC补充地下 水，形成地下径流，而超渗的部分则形成地表径流。
② “蓄满”，指含气层的土壤含水量达到田间持水量，而非土壤 完全饱和。
③ 与“超渗产流”模型的区别：
“超蓄产流”模型先计算R，在分成RS、RG； “超渗产流”模型先计算RS、RG，再合成R。
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中某点而言有：
蓄满前 : P −=E
WW2
+
RG(1− KKG1/ D ) ⋅ F 3.6∆t
(5 - 21)
QRG1，QRG2－时段初末的地下径流量；KKG－地下径流日退水系数
∆t－时段长度；F－单元流域面积；D－一日内时段数；RG－时段内
地下径流产流量
6.2 二水源新安江模型
6. 河槽汇流计算 特征河长法 马斯京根法 滞后演算法 线性扩散模拟法
RG= α • FC
新安江模型和TOPModel的比较
核心问题、产流、思路、应用
例1:
超蓄产流模型产流量计算示例
WM＝120mm，B＝0.3，FC＝18mm/d
年.月.日
1978.7.17 18 19 20 21 22 23 24
P－E A
f/F
4.22 9.40 -5.98 60.35 54.24 20.27 -2.79
蓄水容量 WWM
最大的蓄WWMM
水容量
Wm' c
α = ϕ (Wm' )
C
Wm
WWMM
0
αc
α= f /F
1
f ~蓄水容量小于某值的流域面积；F ~ 全流域面积
利用蓄水容量曲线描述计算单元内各点的蓄水容量空间变异性
7
计算单元尺度上的超蓄产流计算
W：流域原有蓄水量，相应纵标A
W分布：(f/F)A左边蓄满，右边未蓄满， 假定按水平分布。
否则，取＝（－）
EL C EM EU
但是，若E（L－<）C同E时M（－EU , WL < C EM EU）, 则取
EL＝WL
此时＝（－）－
ED C EM EU EL
这时才发生深层蒸发。
ED − − − 深层的时段蒸发量
C − − − −与深层蒸散发有关的系数
C值取决于深根植物面积占流域面积的比重，同时也与（WUM＋WLM） 值有关，此值越大，C值越小。
6.2 二水源新安江模型
1. 二水源新安江模型基本结构
蒸散发E
降雨P 蒸发皿蒸发EI
透水面积 土壤湿度
WUM EU
WLM EL
ED
C
W 上层 WU 下层 WL 深层 WD
WM B
径流
FC
R
不透水面积
IMP
地面径流 UH RS
地面径 流过程
单元流域 KE 出流过程 XE
径流 R
地下径流 RG
KKG 地下径 流过程
2) 适用条件：可以用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节。 3) 最初的新安江模型：二水源模型——地表径流、地下径流； 4) 80年代初：三水源模型——地面径流、壤中流、地下径流（
