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第4章 河道流量演算与洪水预报汇总

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第五章 河道洪水演算及实时洪水预报

第五章 河道洪水演算及实时洪水预报

第五章 河道洪水演算及实时洪水预报河道洪水演算，是以河槽洪水波运动理论为基础，由河段上游断面的水位、流量过程预报下游断面的水位、流量过程。

本文着重介绍马斯京根洪水演算方法以及简化的水力学方法。

5.1 马斯京根演算法马斯京根演算法是美国麦卡锡(G . T. McCarthy)于1938年在美国马斯京根河上使用的流量演算方法。

经过几十年的应用和发展，已形成了许多不同的应用形式。

下面介绍主要的演算形式。

该法将河段水流圣维南方程组中的连续方程简化为水量平衡方程，把动力方程简化为马斯京根法的河槽蓄泄方程，对简化的方程组联解，得到演算方程。

5.1.1 基本原理该法的基本原理，就是根据入流和起始条件，通过逐时段求解河段的水量平衡方程和槽泄方程，计算出流过程。

在无区间入流情况下，河段某一时段的水量平衡方程为122121)(21)(21W W t O O t I I -=∆+-∆+ (5-1) 式中：1I 、2I 分别为时段初、末的河段入流量；1O 、2O 分别为时段初、末的河段出流量；1W 、2W 分别为时段初、末的河段蓄量。

河段蓄水量与泄流量关系的蓄泄方程，一般可概括为)(O f W = (5-2)式中：O 为河段任一流量O 对应的槽蓄量。

根据建立蓄泄方程的方法不同，流量演算法可分为马斯京根法、特征河长发等。

马斯京根法就是按照马斯京根蓄泄方程建立的流量演算方法。

5.1.2 马斯京根流量演算方程马斯京根蓄泄方程可写为Q K O x xI K W '=-+=])1([ (5-3)式中：K 为蓄量参数，也是稳定流情况下的河段传播时间；x 称为流量比重因子；Q '为示储流量。

联立求解式(5-2)和(5-3)，得到马斯京根流量演算公式为1211202O C I C I C O ++= (5-4)其中：⎪⎪⎪⎩⎪⎪⎪⎨⎧∆+-∆--=∆+-+∆=∆+--∆=t Kx K t Kx K C t Kx K Kx t C t Kx K Kx t C 5.05.05.05.05.05.0210 (5-5) 1210=++C C C (5-6)式中：0C 、1C 和2C 为马斯京根洪水演算方法的演算系数，，都是K 、x 和t ∆的函数。

第四章 河段洪水预报

第四章 河段洪水预报

2Kx ≤ Δt ≤ 2K (1− x)
上 t1
t2
△t<K 下 △t=K t3
△t>K t4
马斯京根法差分解的前提条件与∆t的选取
四、马斯京根分段连续演算法
将演算河段划分为n个单元河段，用马斯京根法连续进行n 次演算，以求得出流过程。
1、参数Kl、xl和n值的确定
（1）当已知预报河段的 K、x 以及河长 L 时，先选定△t 值，令Kl= △t，则
C0、C1、C2 均可根据K, x, Δt 求到。可见对于
一个河段，只要选定 Δt 并已知K和x ，根据上断面
的输入Q上,1， Q上,2 和下断面的初始条件Q下,1，则 可按式(I)求到下断面的输出Q下,2。
应用马斯京根法的关键是合理确定槽蓄系数K 和流量比重因子x。
三、马斯京根法－试算法确定K、x
(9) (10)
0
75
75
164
164
145 178
790
954
691 816
947
1901
1810 1870
427
2328
2190 2210
-100
2228
2200 2160
-437
1791
1590 1540-450Fra bibliotek1341
1180 1140
-355
986
826 799
-235
751
640 620
得：
Q下,2 = C0Q上，2 + C1Q上，1 + C2Q下，1
式中，C0， C1，C2分别为K, x, Δt 的函数，它们的
数学表达式分别为：
4.3 马斯京根法

河道洪水演算

河道洪水演算

河道洪水演算流域上的降水在流域出口断面形成一次洪水过程，它在继续流向下游的流动过程中，洪水过程线的形状会发生不断的变化。

如果比较天然河道上、下断面的流量过程线，在没有区间入流的情况下，下断面的洪峰流量将低于上断面的洪峰流量；下断面的洪水过程的总历时将大于上断面的总历时；下断面的洪水在上涨过程中，会有一部分流量增长率大于上断面。

即是说，洪水在向下游演进的过程中，洪水过程线的形状，将发生展开和扭曲，如图3－21所示。

水力学的观点认为：在河流的断面内各个水质点的流速各不相同而且随断面上流量的变化而变化。

在上断面流量上涨过程中，各水流质点的流速在不断增大，下断面流量和水流质点的流速也在不断上涨。

当上断面出现洪峰流量时，上断面各水流质点的流速达到最大值。

由于上断面各水流质点不可能同时到达下断面，故下断面的洪峰流量必然低于上断面的洪峰流量。

在涨洪阶段，由于各水流质点流速在加大，沿程都有部分水质点赶超上前一时段的水流质点，因此在涨洪段，下断面洪水上涨过程中的增加率要大于上断面，即峰前部分将发生扭曲（如图3－2１），但下断面流量绝对值都小于同时刻的上断面流量。

在落洪阶段，由于断面各水流质点的流速逐渐减小，沿程都有部分水质点落在后面，因而下断面的落洪历时将加大。

但在下断面落洪期间，其流量一定大于同时刻上断面的流量。

即是认为在涨洪阶段，由于断面平均流速逐渐加大，后面的洪水逐渐向前赶，因而产生涨洪段的扭曲现象，落洪阶段，断面平均流速逐渐减小，后面的洪水断面逐渐拖后，因而拖长了洪水总历时。

马斯京根法流量演算此法是1938年用于马斯京根（Muskingin）河上的流量演算法。

这一方法在国内外的流量演算中曾获得广泛的应用。

对于一个河段来说，流量Q与河段的蓄水量S之间有着固定的关系，流量和河槽蓄水量之间的关系称为槽蓄曲线，槽蓄曲线反映河段的水力学特性。

涨洪时河槽蓄水量大于稳定流时槽蓄量，落洪时河槽蓄水量小于稳定流时的槽蓄量，因此，在非稳定流的状态下，槽蓄量S和下游断面的流量间不是单值的对应关系。

第4章习题-流域产汇流计算

第4章习题-流域产汇流计算

第4章习题-流域产汇流计算流域产汇流计算本章学习的内容和意义：本章从定量上研究降雨形成径流的原理和计算方法，包括流域的产流计算和汇流计算。

产流计算主要研究流域上降雨扣除植物截留、补充土壤缺水量、填洼、蒸发等损失，转化为净雨过程的计算方法。

汇流计算主要研究净雨沿地表和地下汇入河网，并经河网汇集形成流域出口断面径流过程的计算方法。

本章研究的流域产汇流计算是工程水文学中最基本的概念和方法之一，是以后学习由暴雨资料推求设计洪水，降雨径流预报等内容的基础。

本章习题内容主要涉及：流域产汇流计算基本资料的整理与分析；前期流域蓄水量及前期影响雨量的计算；降雨径流相关图法推求净雨；初损后损法计算地面净雨过程；流域汇流分析；单位线法推求流域出口洪水过程；瞬时单位线法推求流域出口洪水过程；综合单位线法计算流域出口洪水过程。

一、概念题（一）填空题1. 流域产汇流计算所需要的基本资料一般包括_____________,______________,_______________, 三大套资料。

2. 图1-7-1是一次实测洪水过程,ac为分割线,ad为水平线,请指出下列各面积的含义:abca代表_______________; acdefa代表__________________; abcdefa代表___________________。

图1-7-1 一次实测洪水过程3. 常用的地面地下径流分割方法有_________________和_________________。

4. 蒸发能力Em,它反映了_______________________________________等气象因素的作用。

5. 蓄满产流是以________________________________为产流的控制条件。

6. 按蓄满产流模式，当降雨使土壤未达到田间持水量时，降雨全部用以补充__________________。

7. 按蓄满产流模式,当流域蓄满时,以后的降雨减去雨期蒸发后，剩余的雨水全部转化为1__________。

第四章 河道流量演算与洪水预报_1

第四章 河道流量演算与洪水预报_1
τo
=f （ Z0 ， u ， t ）
τo=f（ Z0，u，t）
3、以支流水位为参数的洪峰水位（流量）相关法
基 本 表 达 式
有支流河段的洪峰水位预报，通常取影响较大的支 流相应水位(流量)为参数，建立上、下站洪峰水位 关系曲线，其通式为： Z p，ι，t=f(Z p,u,t- τ,Z
1,t- τ1)
v 图形直观，使用方便； v 根据上、下断面历史资料建立的经验相关图，只能 在建图范围内使用，在时间及空间上难于外延； v 不能预报河段内任意断面的流量； v 难于预报流量过程； v 确定各干支流河段的流量传播时间 τ i 比较困难。 常采用试算法或按照流量值大小分级确定该值，经 验性强。
4.6 回水、感潮河段的水位（流 量）预报
（三）现时校正法 下图所示为受回水顶 托影响的河段，在作 业预报时，要同时考 虑上站水位及回水代 表站水位影响所造成 的预报 误 差 e( 即 B 、 C 两点 的差值 ) 的 变化 趋 势 ，以 校正 预报值 ( 即 D点)。
相 应 水 位 法 特 点
v 图形直观，使用方便； v 根据上、下断面历史资料建立的经验相关图，只能 在建图范围内使用，在时间及空间上难于外延； v 不能预报河段内任意断面的水位或流量； v 难于预报水位或流量过程。
(二)水位(流量)过程预报 在防汛工作中，洪峰及其出现时间是一个很重要的 预报要素 ，但在 大江 大河及 有些河流的中下游，洪水 历时很长，往往还要预报水位(流量)过程以弥补洪峰预 报的不足 。过程 预报可以采 用洪峰水位 制作的关系 并 采 用 现时 校正的 方法 进行。由于篇幅所 限，不 再展开 细述，可以参考相关的文献。
相应水位（流量）法的基本原理
1、相应水位（流量）法 (一）洪峰水位（流量）预报

第四章 河道流量演算与洪水预报_4

第四章 河道流量演算与洪水预报_4
Bi = n!(m − 1)! i!(i − 1)!(n − i )!(m − i )!
利 用 汇 流 曲 线 演 算
见教材P108页例题
v 分段直接法增加了计算工作量，但有计算机就很简单，各个断 面在各个计算时刻的流量组成一个数组。
河段数J(0:N)
分 段 直 接 法
时 段 数
Q 00 Q 10 ⋅ ⋅ ⋅ ⋅ ⋅ Q M 0
l = l ( Q ),
'
C 0 = C 0 (Q )
'
可以根据实测水文资料求得，这样前面的公式就可以求解了。 但因为是隐式方程，要用差分求解，具体求解步骤不再介绍， 请大家参考有关文献。
4.5 有支流、分流河段的流量演算 (1)基本原理
有 支 流河段的流量 演 算 方法与 无 支 流河段的流量 演 算 方法的 原 理 一致。
v Δt应等于或接近K
马 斯 京 根 分 段 连 续 演 算
根据上述，为了保证线性条件，应取Δt≈K。在长河段的情况 下，这种条件还是难于保证，因为河段很长，入流和出流无论 在Δt之内和沿河长的变化都不可能是线性的。在这种情况下， 宜将长河段分为N个河段，作分段连续演算。
v取Δt与每段的K值相等，将入流量先演算到断面①，再分别演算 到②、③，依次演算下去，直到下断面。这样就能满足两个线性假 定。
（1）当预报河段的K、X、河长L已知时，先选定
∆t
值，令
分 段 参 数 的 确 定
K l = ∆t K K n= = K l ∆t 1 l x = − 2 2L
L Ll = n 1 l ∴ xl = − 2 2 Ll
l = (1 − 2 x) L = (1 − 2 x)nLl 1 n(1 − 2 x) ∴ xl = − 2 2

第四章 河道流量演算与洪水预报2

第四章 河道流量演算与洪水预报2

方程经简化后的的线性有限差解）
v 若 ∆t = K 则 C0 =C2
问
v 若 x = 0 则 C0 = C1
v 由 O 2 = C 0 I 2 + C 1 I 1 + C 2 O1 可知，
题
只有当 C0 = 0 时，马0.5∆t − 0.5∆t + K
Kx − Kx
假定：（1）在Δt时段内，入流量I，出流量O呈线性变
化；（2）在任何计算时刻，入流量I，出流量 O在河段
内沿程变化是线性的。
题
1 2
( I1
+
I2 )∆t
−
1 2
(O1
+
O2 )∆t
=
W2
− W1
W = f ( I , O ) = K [ xI + (1 − x )O ]
讨
论
v Why?（马法是河段流量演算
散
套；
波
性
v 实际应用中，当惯性项较小可以忽略时，可以将其简化为
扩散波。
质
v 忽略惯性项及附加比降时，称为运动波（Kinematic Wave） 动量方程可改写为：
运
Q = K S0
动
v 因为运动波 S = S 0 所以水位流量关系是单一的。
波
运
v 运动波在传播过程中没有坦化，但可能有扭曲；水位流量
推求。假定不同的 x 值，以 O’～W 曲线关系单一作为选
择 x 值的标准。确定好O’～W 曲线关系后，求其坡度即
为 K 值。
数
v 现举例说明：已知某河段一场洪水的入流和出流过程，
Δt＝6h，粗略估计河段传播时间为12h。计算结果见下
推
表。

水文预报复习

水文预报复习

绪论性质：水文预报属于非工程的防洪措施预见期：预报发布时刻与预报要素出现时刻之间的时距。

预见期与精度关系：预见期增长，影响因素增多，偶然性加大，使得预报精度降低。

河道洪水预报：对河道中指定断面处的洪水位、洪水流量、枯水位、枯水流量和河道冰情等预报。

流域水文预报：对流域上融雪、降雨产生的水量和在流域出口处形成的流量过程的预报。

水库水文预报：大型水库预报内容：入库流量，库水位，水库施工期的水情和水库为防洪、防凌、发电等所需的水文预报。

水文预报的方法：预报方法分三类：经验和半经验方法、水文模型方法、统计预报方法。

水文预报工作程序：1 制作预报方案2 进行作业预报流域产流流域蒸发由水面蒸发、陆面蒸发（土壤蒸发）、植物蒸散发三部分构成。

模式计算法：根据土壤含水量的垂直分布，流域蒸发量的计算方法可根据情况选用一层、二层、三层模式。

径流成分：一场降雨形成的径流包含地面径流、地下径流。

径流成分划分：将次洪径流深分成为地面径流和地下径流的过程。

方法：直线斜割法；经验方法。

蓄满产流计算思路：采用试算法：假设稳渗率，根据水源划分的原理计算各时段的直接径流、地下径流，再计算总的地下径流，看它是否与已知的总的地下径流相等。

水源划分：地面径流、壤中流与地下径流下渗能力分布曲线：下渗能力分布曲线反映了流域各处下渗能力随空间分布的规律。

产流计算：f下渗能力分布曲线1.0mf流域单点下渗能力的最大值时段产流量超渗产流、蓄满产流是两种典型的产流模式。

混合产流局限在两种定义的模式下：面积混合法、垂向混合法。

流域汇流 单位线的影响因素 ：1雨强 2暴雨中心位置 3暴雨移动的路线和速度4、流域面积大小5、河槽原有蓄水量6、流域比降7、水源组成比例单位线的综合：单位线的综合是对单位线进行归纳和概化的过程。

方法：1、当各次雨洪求出的单位线差别不大时，把它们的平均线作为流域的单位线。

2、不符合上述情况时，考虑单位线的主要影响因素（雨强、暴雨中心位置、水源比重等），再分类求平均。

第四章 河道流量演算与洪水预报_3

第四章 河道流量演算与洪水预报_3

v 基于的槽蓄方程
W = K [ xI + (1 − x ) O ] = K Q Q ' = xI + (1 − x ) O
马 斯 京 根 法
'
v 系数 x表示上、下断面流量在槽蓄量中的相对权重。如果河 槽调蓄作用大，则x小，反之x大。例如，对水库而言，入流 量不起作用，x≈0；若入流与出流的影响相同，则 x=0.5；。 v 联解水量平衡方程和槽蓄方程，即：
W = Kl Q
X = f (l )
？？？
河槽蓄量
已故美籍华裔学者林斯雷教授认为：河槽蓄量分为柱蓄与楔蓄两部分。
v 平行于河底的直线下面的槽蓄量称为柱蓄； v 在此直线与水面线之间的槽蓄量称为楔蓄； v 在波前阶段，楔蓄量为正；在波后阶段，楔蓄量为负。
v 若河段为棱柱形，则
χ 的 物 理 意 义
W = f (流量沿程分布，断面水位流量关系)
河段的槽蓄方程
若无旁侧入流，忽略惯性项
∂Z Q v − = 2 = 2 ∂L K c R
2 2
简化
W = f (Q, S )
v 若河段平均流量用入流量I和出流量Q来表示
河 段 槽 蓄 方 程
W = f (Q, S )
（ 槽蓄曲线）
W = f ( I , Q)
流 量 演 算 基 本 方 程
河段水量平衡方程
河段槽蓄方程
河 段 水 量 平 衡 方 程
v 描述洪水波运动的连续方程对河段长积分，可导出河段的水 量平衡方程的微分形式：
∂Q ∂A ∂A + = 0 → ∂Q = − ∂L ∂L ∂t ∂t
v 对河段长L积分：
∫ ∫
L
0 L
∂Q = ∫

洪水预报与调度PPT课件

洪水预报与调度PPT课件
最小二乘斱法卡尔曼滤波斱法流域域降降雨雨径径流流预预报报水汽风输送降水p大循环降水蒸发小循环降水蒸发e陆地地面径流海洋地下径流水文循环示意图水文循环示意图23流域降雨径流预报地面净雨地面汇流计算降雨产流计算壤中流净雨表层汇流计算地下净雨地下汇流计算河网总入流河网汇流计算预报的洪水过程地面净雨地面汇流计算降雨产流计算地下净雨地下汇流计算地面径流预报的洪水过程地下径流24一产流计算一降雨径流相关图法径流系数法26净雨过程计算一个流域的wb一定可按上式由降雨蒸发连续预报w27二汇流计算1
(3-4)
式（3-1）式、（3-3）联解，即得马斯京根流量演算方程
Q 下 2 C 0 Q 上 2 C 1 Q 上 1 C 2 Q 下 1 （3-5）
.
37
其中
1
1
1
t Kx
t Kx
K Kx t
C0
K
2
Kx
1
t
, C1
K
2
Kx
1
t
,C2
K
Kx
2 1
t
（3-6）
2
2
2
C0+C1+C2=1 确定 K、x——→C0，C1，C2——→ 由 Q 上～t 求 Q 下～t
• 水库调度
.
20
流域降雨径流 预报
.
21
太阳
水汽
风输送
（大循环）
降水
降水
蒸发 E
地面径流 R
海洋
地下径流
降水 P 蒸发（小循环）
陆地
水文循环示意图
.
22
流域降雨径流预报
地面净雨—→（地面汇流计算） 降雨—→（产流计算）—→ 壤中流净雨—→（表层汇流计算）

第4章 河道流量演算与洪水预报2

第4章 河道流量演算与洪水预报2

7.8 8:00
7.9 2:00 7.9 20:00 ∑
22400
19600
29300
24200 21300
300
300 200 6800
29000
23900 21100
-6600
-4300
-5450
-2150
8200
2750
28340
23470
27350
22825
28010
23255
385000
391800
dW L K dQ0 C (Q' ) C (Q' )为波速度
经过分析推导，可以得到：
l x x1 2L
l Q0 z ( )0 S0 Q
x1--水面线形状参数，反映了楔蓄的大小。当水面为 直线 x1=1/2; l--特征河长
x x1
l 2L 1 l 2 2L
l
Q0 z ( )0 S0 Q
由上面公式可以看出：
1. x由两部分组成，x1代表水面曲线形状，反映了楔蓄的影响；L/l为按特征河长划
分的河段数，反映了河槽的调蓄主要
2.由于l>0，故x<0.5;当l>L,x<0. 3. 在上游河道，S0较大，l较小，河道的调蓄能力小，x较大； 4. 在下游河道，S0较小，l较大，河道的调蓄能力大，x较小； 5. 对于一般的河道，上游的x较大；下游的x较大。
【例】 已知长江万县-宜昌河段的洪水实测资料，求K, x值。
时间 （月.日 时： 分） 7.1 14:00 7.2 08:00 7.3 2:00 7.3 20:00 7.4 14:00 7.5 8:00 7.6 2:00 7.6 20:00 7.7 14:00 万县实测入流量I 19900 24300 38800 50000 53800 50800 43400 35100 26900 23700 27000 37800 48400 51900 49600 43000 35600 600 1600 1200 900 500 400 400 400 23100 25400 36600 47500 51400 49200 42600 35200 1200 13400 13400 6300 -600 -5800 -7500 -8300 7300 13400 9850 2850 -3200 -6650 -7900 -7450 0 7300 20700 30550 33400 30200 23550 15650 23220 26740 37940 48130 51340 48620 41850 34370 23400 28750 39950 49075 51250 47750 40725 33125 23280 27410 38610 48445 51310 48330 41475 33955 宜昌演算 出流Q 区间径 流量q 修正实测出流 量Qr=Q-q ΔQ=IQr Q'=Qr+x(I-Qr) ΔQ S x=0.10 x=0.25 x=0.15

河道流量演算与洪水预报

河道流量演算与洪水预报

dW
O(t)
Δt
t
河段水量平衡方程的差分形式：
I,O
I2
I1
I(t)
ΔW
O(t)
Q2
Q1
Δt t1 t2
t
1 2
(I1

I2 )t

1 2
(Q1

Q2 )t

W2
W1
槽蓄方程
河段的槽蓄量取决于和段中的水位沿程分布情况，即水 面曲线的形状。
利用下面关系式上式线性化：
Anj
1 Aj

Байду номын сангаас
1
Anj
(1
Aj Aj
)

1 Anj
(1 Aj ) Aj
利用
在
(
K
n j
1 K j )2

1
(
K
n j
)
2
(1

K
K
n j
j
)
2

1
(
K
n j
)2
(1

2
K
K
n j
j
)
f
(x)

1 (1 x)2
在
的泰勒展开 的展开
(Qnj Qj )2 (Qnj )2 2Qnj Qj
4）动力波 动力方程中各项均不忽略所描述的洪水波为动力 波。对于受潮汐、闸、坝等严重影响的河段要用 动力波进行演算。
水量平衡方程和槽蓄方程
对连续性方程沿河长积分，可导出河段的水量平衡方程的微 分形式：
Q A 0 Q A L
L t
t
对河长L积分：
L Q L A L

水文预报总复习

水文预报总复习

6.二水源新安江模型中参数不透水面积比例 IMP和流域平均 蓄水容量WM等参数如何确定？ 不透水面积占全流域面积之比 IMP，如有详细地图，可以量 出。也可找干早期降小雨的资料分析，这时有很小的洪水，完 全是不透水面积上产生的。求出此洪水的径流系数，就是IMP。 流域平均蓄水容量，mm。流域干旱程度的指标。找久早后 下大雨的资料，雨前可认为蓄水量为0，雨后可认为已蓄满， 则此次洪水的总损失量就是WM，可从实测资料中求得。如无这 样的资料，则找久旱后几次降雨，使雨后蓄满，估计出WM。
参数估计：模型形式确定后，利用长期观测的输入与输出资 料，选择适合的数学方法，实现系统模型参数的最优化率定，
2. 实时洪水预报的误差来源及其误差修正方法 实时洪水预报的误差来源①模型结构误差；②模型 参数估计误差；③模型输入资料误差。误差修正方法有： ①对模型参数实时校正，如最小二乘估计；②对模型预 报误差进行预测，如自回归修正法；③对状态变量进行 估计，如卡尔曼滤波法。 3、实时洪水预报系统历史水文资料选择时对雨量站、洪 水资料如何选择？P220-221
马斯京根法用于预报一般没有预见期。
如果△t＝2Kx，则C0=0，O2 C1 I1 C2O1 ，预见期为△t 。 如果上断面入流是由降雨径流预报法先预报出来，则可以 得到一定的预见期。 为避免产生负反应，要求时段选取： 2 K (1 x ) t 2 Kx
马斯京根法中 Q 、 ' x、K 等参数的物理意义 Q ’的物理意义：非恒定流条件下的Q ’值恰好是相同槽蓄 水量下的恒定流流量Q0值 K 值反映了恒定流时的河段传播时间； x x1 2lL ， 由两部分组成：一是 x1，反映泄蓄的影 响；另一是L/l，反映河槽调蓄能力。
f c ( RG

水文水资源教程-水文情报预报试题库(附答案)

水文水资源教程-水文情报预报试题库(附答案)

第一章 河道洪水预报一、填空题：1、描述洪水波运动的特征量有 附加比降 、 位相 、 相应流量 、 波速 。

2、依据圣维南方程组的动力方程中各项作用力的对比关系，可忽略某些次要项，根据简化的情况，可将洪水波分成 运动波 、 扩散波 、 惯性波 和 动力波 。

3、如图为三种简单入流函数的图形，其名称依次为：将它们依次输入系统所形成的响应函数依次为：（a ） S （t ）曲线 (b) U （t ∆，t ） (c) U （0，t ）4、用单位入流函数和单位矩形入流函数来表达一般的入流过程时，其精度取决于 矩形条块的底宽 。

5、附加比降∆i 是洪水波的主要特征之一,稳定流时, ∆i =0；涨洪时, ∆i __>0__ ；落洪时，∆i _<0__。

6、洪水波在传播过程中不断发生形变，洪水波变形有两种形态, 即_展开__和__扭曲___。

造成洪水波变形的原因一般有 洪水波本身的水利特性 、 洪水波传进的边界条件 、河段旁侧的入流 、 。

7、常用的河段洪水预报方法有 相应水位（流量法） 、 流量演算法 。

8、天然河道槽蓄曲线的类型有 单值关系 、 顺时针绳套 和 逆时针绳套 。

9、某河段1989年8月12日发生一次洪水，12日15时上游站洪峰水位为 137.21m,此时的下游站水位为69.78m ，13日8时该次洪水在下游站的洪峰水位。

为71.43m,故该次洪水的上、下游相应水位,传播时间,下游站同时水位分别为___137.21m 、 _______71.43m_______、 ______17h 、 ___69.78m_ 。

10、马斯京根法的假定是示储流量与槽蓄量成线性关系 、 示储流量与入流、出流量成线性关系 。

11、马斯京根流量演算法中的两个参数分别是_蓄量常数K 、 __河槽调节能力参数X 。

12、对同一河段而言,大洪水的传播时间较____短 _ ，小洪水的传播时间较 _____长 。

岸堤水库洪水预报及调洪演算软件使用说明书_图文(精)

岸堤水库洪水预报及调洪演算软件使用说明书_图文(精)

岸堤水库雨洪资源解析使用说明书二〇一五年六月一日作者:李文华电话:135********邮箱:fblwh150@目录第一章概述 (3第二章功能简介 (5第一节功能特点 (5第二节软件画面 (6第三节运算功能 (7第四节气象云图及气象雷达 (13 第三章数学模型 (14第一节洪水模型 (141、瞬时单位线 (142、CAMMADIST函数语法 (153、CAMMADIST函数应用 (164、流域洪水错时叠加 (17第二节洪水传播 (18第三节泄量模型 (191、闸门出流 (192、推求水面线 (213、闸门泄量 (22第四节调洪演算 (22第五节控运方案 (23第四章扩展性设计 (23第五章调洪实例 (29第六章课目攻关概况 (30第七章使用说明书 (31第一节洪水预报 (31第二节调洪演算 (33第三节其他计算 (33附件课题研发小组成员名单....................................................................... 错误!未定义书签。

第一章概述控制和预见洪水,让洪水变为一种资源,实现科学预见、动态管理、合理利用,是本课题的研究对象。

科学控制洪水,真正能够对洪水运用自如,其首要问题是准确解析、及时预报,掌握洪水动态。

但目前实际应用中,对水库防洪兴利控制运用,还仅限于依靠库水位的变化,结合下游河道的承受能力,试探性的调节洪水,这种洪水调整模式,具有较大的盲目性,理论方面的支撑相对不足。

当前,各水库防汛主体单位,均制定了相应的《水库控制运用方案》。

如岸堤水库防洪调度图(图1,但这些方案的编制和批复仅表现为粗线条和原则性的界定,是在进行大量假定的基础上进行编制的,应用中的可操作性相对欠缺,在实践中仅具有指导意义。

(图1洪水调度控制方案的编制,偏离实际应用,存在的突出问题,主要表现在以下几个方面:1、假定了降雨的空间分配是均匀的,即整个流域降雨分布是均等的。

水文预报重点总结(河海)

水文预报重点总结(河海)

水文预报重点总结一、选择题 二、填空 三、简答 四、计算 五、综合分析第2章 降雨产流量预报1.降雨径流预报：研究流域内一次降雨将产生多少径流量、径流量的时程分配及径流成分的划分。

2.3.两种产流方式特点和区别: 蓄满产流:1）概念：在湿润及半湿润地区，植被较好，表土的下渗能力很强，一般的雨强难以超过。

由于湿润，地下水位较高，包气带缺水量不大，易于被一次降雨所满足。

这种产流方式的特点是降雨与总产流量的关系只决定于前期土湿，与雨强无关，叫做蓄满产流。

单点产流公式： 2）基本原理：任一地点上，土壤含水量达蓄满（即达田间持水量）前，降雨量全部补充土壤含水量，不产流；当土壤蓄满后，其后续降雨量全部产生径流。

超渗产流:1）概念：在我国干旱地区，特别在植被较差处，雨量稀少，地下水埋藏深，且包气带下部常为干。

由于包气带缺水量大，一般降雨不可能使包气带达到田间持水量。

但植被差，土质贫瘠，下渗能力低。

产流的方式主要是雨强超过渗强而形成地面径流，成为超渗产流：当当 有些地区产流方式比较复杂，表现出过渡性，蓄满及超渗兼有。

2）基本原理：当PE<=F ，RS=0，当PE>=F ，RS=PE —F ，一般，干旱地区降雨强度大，历时短，E 可忽略，PE 可由P 代替。

0()R P E WM W =---:,0;s g i f R i f R >=-=:0s g i f R R <==4.蒸发关系概化：流域蒸散发有：土壤蒸发E S (影响最大)、植物散发E PL 、水面蒸发E W 流域蒸发影响因素：（1）气象要素：太阳辐射、气温、风速、湿度、水汽压等;（2）植被覆盖：覆盖率、植被种类、植被生长季节等;（3）地貌特征：水面、陆面、都市区、朝阳坡、背阴坡;（4）土质：沙地、粘土、土质空隙度等; （5）土湿5.一层、三层蒸发模型：一层蒸发模式：E S =E S (E P ，W)三层蒸发模式：上土层（EU, WU,WUM ）蒸发量：EU=E P下土层（EL, WL,WLM ）蒸发量：EL=E P .WL/WLM 深土层（ED, WD,WDM ）蒸发量：ED=C.E P 土壤蒸发量：E=EU+EL+ED (同时刻相加） 1)当WU+P>=E P ,EU=E p ,EL=0,ED=0;2)当WU+P<E P , WL>=C.WLM,EU=WU+P,EL=(E P -EU)*WL/WLM,ED=0; 3)当WU+P<E P , C.(E P -EU)<=WL<C.WLM, EU=WU+P,EL=C*(E P -EU),ED=0; 4)当WU+P<E P , WL<C.(E P -EU),EU=WU+P,EL=WL,ED=C*(E P -EU)-EL. 6.K 值的确定：K C （蒸散发折算系数：E P ＝K C *E 0）：反映水面与陆面蒸发的差异K 1；反映水面与陆面所在地理位置差异K 2；E 0如是器皿蒸发量，反映器皿与水面差异K 3。

设计洪水流域水文模型及河道流量演算PPT课件

设计洪水流域水文模型及河道流量演算PPT课件

70.9%。工程p 设计标准 =1%。
① 根据工程所在流域下垫面条件，由表7.3-2查得单地类
砂页岩森林山地
S
=23.0，导水率
r
K=S 1.50，面积权重系数
c1
=0.291；砂页岩灌丛山地
S
=18.0，
r
K
=1.20，面积权重
S
系数 c=2 0.709。由式（7.3-4）和式（7.3-5）计算风干流域
z
F。A (t z )
⑤ 根据设计主雨面雨量 H P,A及tz流 域可能损失 F，A (用tz )式
（7.3-1）或式（7.3-2）计算设计洪水净雨深 。 R p
⑥ 非主雨日设计净雨的计算方法与上述主雨日净雨计算方
法相同，所不同的是 的B0定,P 量。当主雨日居中时，第一日的 取表B0列,P 值的40％，第三日的 取0.9B00,P～1.0；当主雨日居后时， 第一日的 取表列值的B04,P0％，第二日的 取表列值的B600,P％。
tz
Sr,A 1 B0,1%
t 0.5 z
2KS,A tz19.5 (1 0.24) 10.5 21.29 1 17.4mm
F (3) A
tz
Sr,A 1 B0,1%
t 0.5 z
2K S , A
tz
21.29 2
5.2mm
第17页/共52页
218021/7/7
设计洪水
1. 设计净雨深计算
第8页/共52页
设计洪水
1. 设计净雨深计算
表7.3-1
设计洪水流域持水度查用表
频率
0.33%
1%
2%
5%
10%
B0P
0.63

水文预报第四章河道流量演算与洪水预报

水文预报第四章河道流量演算与洪水预报
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。 （二）原理式
I O dW dt
W Kl O
25
特征河长法
采用差分法解 过程：
I O dW dt
W Kl O
I O dW dt
W Kl O
差分处理
I O KldO dt
I I1 I2 2
O O1 O2 2
dO O2 O1 dt t
…
n
O(s)
O(s)
1
I (s) (1 Kl S )n
n个河段
对瞬时单位入流 (t) ，I (s) L( (t)) 1 ，则
1 O(s) (1 Kl S )n
，取其拉普拉斯逆变换，得
O(t)
1
(
t
t
)n1e Kl
Kl(n) Kl
29
泊松分布汇流曲线
取计算时段长 t Kl
，用 t
对t
对特征河长，
dQ
Q z
dz
Q sw
dsw
0
dsw
dz l/2
涨水时
I
dsw
Q0
dz
Q
l/2
l/2
Q l Q 0 z 2 sw
21
公式法
同一水位下，下断面流量 Q K sw
Q sw s0 dsw
Q0
s0
s0
Q 1 1 dsw
Q0
2 s0
Q Q0 dQ
dQ 1 dsw Q0 2 s0
的河长。即
W f (Q)
单一关系
W
上断面
Q
下断面
15
中断面
特征河长
W
上断面
Q

河流水文过程与洪水预测

河流水文过程与洪水预测

河流水文过程与洪水预测河流是地球上最重要的水资源之一，它们既可以为人们的生活提供水源，又可以支持各种生态系统的运转。

然而，由于气候变化和人类活动的影响，河流的水文过程变得异常复杂，洪水成为一个常见的问题。

因此，准确预测洪水是非常关键的。

本文将探讨河流水文过程与洪水预测。

首先，让我们了解河流的水文过程。

河流的水文过程可以分为三个主要阶段：输入、输出和储存。

输入是指河流接收来自降水的水。

当降雨下到地表时，一部分会被蓄水、蒸发或渗透到土壤中，而另一部分则通过径流进入河流。

输出是指河流向其他水体输出水分的过程，如河口注入海洋。

储存是指河流中水分的储存和积累，它可以在河床和湖泊中形成水库。

河流的水文过程可以通过对流域特征和气象因素的分析来研究。

流域特征包括陡度、河道形状和土壤类型等，而气象因素则包括降雨量、蒸发和蒸腾等。

通过对这些因素的观测和分析，我们可以了解河流的水文过程，并制定相应的洪水预测模型。

洪水预测是通过对过去的气象和水文数据进行分析，以确定未来可能发生的洪水的概率和强度。

洪水预测可以分为两种类型：定性和定量。

定性洪水预测是指对洪水的存在与否进行预测，而定量洪水预测则是对洪水的规模和强度进行预测。

定性洪水预测通常基于经验模型和历史数据。

经验模型是通过对过去的洪水事件进行统计分析，并寻找与未来洪水相关的模式和规律。

历史数据包括降雨和水位的记录，通过对这些数据的分析，可以了解河流的水文过程并推断未来的洪水情况。

定量洪水预测则更加复杂，它需要使用数学模型和先进的技术来模拟河流的水文过程。

数学模型可以描述河流的水循环、水量平衡和水位变化。

通过收集和分析流域和气象数据，并结合数学模型，可以建立准确的洪水预测模型。

洪水预测有助于采取预防措施，避免或减轻洪水对人们生命和财产的威胁。

预测结果可以提供给政府和相关机构，以便他们采取必要的应对措施，如疏散人员、加强抗洪工程和调整用水计划等。

然而，洪水预测并非十全十美，仍然存在一些挑战和限制。

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Q Q u 0 t x
u Q / Q t x
连续性方程 Q A 0
x t
Q A Q x Q t
u Q （4-5b）
A 7
稳稳定定流流的的传传播速播度速度
u Q A
它在河段 dL 内传播时间
d dL A dL
u Q
dL
w
W
上断面
下断面
在整个河段内传播时间
d
A dL Q
A Q
x t
连续性方程（4-1）
A A dtdx t t
Q
Q Q dx
x 2
dx
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。
6
概述
2、稳定流的传播速度
Q Q(x,t)
dQ Q dt Q dx t x
dQ Q Q u dt t x
对稳定流 dQ 0
dt
Q l Q 0
z 2 sw
Q l Q0 z 2 2s0
l Q0 z
s0 Q
23
公式l 法Q0 z s0 Q
取稳定流时的
z Q
0
代替
z Q
，得到特征河长的
近似计算公式为
l
Q0 S0
(
Z Q
)0
特征河长实例（表4-2）
（4-21）
从计算结果可以看出，随流量的增大，特征河长 也增大。
24
特2、征试河错长法 法的计算
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。
3
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。
4
第一节 流量演算法的基本原理
一、概述 1、连续性方程 continuity equation
L
w Q
W Q
W
Q
（4-18）
8
稳定流的传播 速W度 Q
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
QQ I O 2
则 Q I O
2
W
Q
Q
Q W
W
9
第二、一水节量平流衡量方程演、算槽法蓄方的程基本原理
1、水量平衡方程 water balance equation
的河长。即
单一关系
W
上断面
Q
下断面
16
特征河长
中断面
W
上断面
Q
下断面
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。
17
特征河涨长水
2 稳定流
1
基准面
z
z2 z1
Q
上断面 中断面
下断面
Q Q(z, sw) sw 水面比降 dsw 附加比降
Q sw
dsw
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。
Z中
中断面 下断面
Q下
25
特征河长法
三、特征河长法 characteristic river length method （一）特征河长法
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。
水文预报
Hydrologic forecasting
1
第四章 河道流量演算与洪水预报
河道洪水预报
在汛期，预报沿防汛河段的各指定断面 处的水位和流量。
河道洪水预报的依据 河道中洪水波的运动规律。
2
绪论河道洪水预报方法
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
I O dW dt
其差分方程形式为
(I O )t W2 W1
I
W
上断面
O
下断面
10
水2、量槽平蓄方衡程方sto程rag、e-d槽isch蓄arg方e eq程uation
河段蓄水量（槽蓄量）
与入流、出流之间的关系 方程
I
W
W f (I,O)
或 W f (O)
上断面
O
下断面
11
槽槽蓄蓄方方程程的曲线形式为槽蓄曲线。
Kl 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。
20
特二、征特河征河长长法的计算
1、公式法
I
特征河长的下断面流量：
Q Q(z, sw)
涨水时
l/2
dsw
Q0
dz
Q
l/2
21
公式法
Q Q(z, sw)
对特征河长，
Q Q
dQ
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。
中断面
z中
W
上断面
Q
下断面
W
12
槽由蓄于方附程加比降的影响，中断面水位与下断面流量
关系有三种情况：
①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。
z中
O
Z中
W
单一关系
W
O
单一关系 13
槽②蓄顺方时程针绳套关系。
Q2
Q01
Q2 Q02
Q z
dz
Q02
Q01
Q01 Q2
Q
﹦
Q02
Q z
dz
Q sww
dsww
18
特征河长
Q z
dz
Q sw
dsw
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。
19
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
W f (Q) Kl Q
t t
t
Q Q dx x 2
A t
dW A dtdx t
Q
Q Q dx
x 2
dx
x
5
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
(Q Q dx )dt (Q Q dx )dt t t
x 2
x 2
t
A dtdx t
Q Q dx x 2
化简得 Q A 0
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。
z中
O
Z中
W
W
O
顺时针绳套
顺时针绳套
14
槽③蓄逆方时针程绳套关系。
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。
z中
O
Байду номын сангаас
Z中
W
W
O
逆时针绳套
逆时针绳套
15
第一、二特节征河特长、征特河征河长长法法的槽蓄方程
1、特征河长 characteristic river length 满足下断面的出流与河段的槽蓄量成单一关系
（二）原理式
I O dW dt
W Kl O
26
特征河长法
采用差分法解
I O dW dt
过程：
W Kl O
I O dW dt
W Kl O
差分处理
I O KldO dt
I I1 I2 2
z
dz sw
dsw
0
dsw
dz l/2
涨水时
I
dsw
Q0
dz
Q
l/2
l/2
Q l Q 0 z 2 sw
22
公式法
同一水位下，下断面流量 Q K sw
Q sw s0 dsw
Q0
s0
s0
Q 1 1 dsw
Q0
2 s0
Q Q0 dQ
dQ 1 dsw Q0 2 s0
dQ 1 Q0 dsw 2 s0