新安江模型参数的分析
新安江模型介绍
}
//时段末土壤各层蓄水量的计算
if(i+1==N)
break;
else
{if(PE[i]<=0)
{if(WU[i]+P[i]>=EP[i])
{
WU[i+1]=WU[i]+P[i]-E[i];
WL[i+1]=WL[i];
WD[i+1]=WD[i];
}
else if(WL[i]-EL[i]>0)
水文第七组成员：刘俊、冯远、曹胜荣、杨春智
数据输入：刘俊、冯远、曹胜荣、杨春智
程序编写：杨春智
总结报告：杨春智、曹胜荣、冯远、刘俊
小组成员：杨春智、曹胜荣、冯远、刘俊
2010年11月08日
10壤中流消退系数CI
若无壤中流CI=0，若壤中流丰富，则CI=0.9
本小组经过程序的编写，用C++语言编写了新安江模型的计算界面，通过界面填写各种参数的数值调试计算结果，从而达到参数的简单率定。
部分(i=0;i<N;i++)
{
W[i]=WU[i]+WL[i]+WD[i];
}
}
}
}
在参数的率定过程中，KC,SM,KG,KI,CI,CG都属于敏感参数，而UM,LM,C,WM,B,IM,EX都是不敏感参数
本小组采用的资料为
流域面积
（km2）
流量测站
洪水要素摘录
蒸发测站
雨量测站
降水量要素摘录
夫夷水
522
资源（二）（13）
资源（二）（13）
新宁（27）
枫木（20）、
6 新安江模型解读
(6 - 3)
大量资料表明，WWM～f/F有如下关系：
f 1 (1 F f 或 1 (1 F
2019/2/24
WWM B ) WWMM WWM B ) WWMM
(6 - 4)
12
则：
WM
1
0
WWMd (f / F)
WWMM 1 B
(6 - 5)
对纵坐标积分 :
A f WWM W (1 )dWWM (1 )dWWM 0 0 F WWMM 1 W 1 B A WWMM 1 - (1 ) (6 - 6) WM A
(6 - 7)
产流计算特点：雨强对产量无影响，产流量取决于P－E与W。
2019/2/24
模型参数：WM与B WM：流域干燥时的缺水量，代表 流域干旱情况，气候因素； B：蓄水容量在流域上的分布不均 匀性，B＝0时分布均匀，愈大愈不均匀， 决定于地形、地质条件。
2019/2/24
11
利用流域蓄水容量曲线计算产流量（右图）：
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。 以此时段为基础： 降雨P，蒸散发E，径流量R，损失量L 满足如下水量平衡关系（超蓄产流方程）：
R ( P E ) ( W2 W1 )
EU EL ED
WUM
WLM
C
出流过程
KE XE
径流 R
径流
R
2019/2/24
8
二、二水源新安江模型的微结构 （一）用超蓄产流（即“蓄满产流”）模型计算总径流 R、地表径流RS 及地下径流RG （1）超蓄产流模型概念 超蓄产流模型是目前我国湿润地区的主要产流模型。 “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； “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。 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。
新安江模型参数不确定性分析
１ ＧＬ Ｅ方 法 基 本原 理 Ｕ
中图分 类号 ：３ ３ ２ Ｐ ３ ． 文献标 志码 ： Ａ 文章编 号 ：０ ０ １８ （０ １ ０— ６ ８ ０ １０ －９ ０ ２ １）６ ０ １ —５
水文系统的不确定性是水文科学研究的难点问题之一 ， 也是水文系统复杂性的主要体现 ， 客观的水文过 程 则是 确定 性与 不确定 性各 种成 分共 同作 用 的结 果 ． 文模 拟 和 预报 的不 确定 性 越来 越 受 到 国 内外 水 文 界 水
ｌ） ７
第 ６期
戴健男 ， 等
新安江模型参数不确定性分析
６９ １
根据文献 ［２ｌ］ １一 和前期 的参数敏感性分析工作 ， ３ 选择蒸散发折算系数 、 表层土 自由水蓄水容量 ｓ 、 Ｍ
地下 水 出流 系 数 Ｋ 、 中流 出流 系数 Ｋ 、 下 Ｇ壤 ，地 水消 退 系数 Ｃ 壤 中流 消 退 系 数 Ｃ 和河 网水 ， 表 １ 新安江次洪模型敏感参数取值范围 Ｔｂ ａｇｓｎ ｓｉ ｔｎ ｎｔｅ ａａｅｒ ａｌ１ ｎｅａｄｄｔｂｉ ｓ ｆｅｓ ｖｐｒ ｔｓ ｅ Ｒ ｉｒｕｏ ｏｓ ｉ ｍ ｅ ｉ
不确定 性研 究 ， 采用 Ｇ Ｕ Ｌ Ｅ方法 根据 贝叶斯 公式 由新 的资 料对原 似然值 进行 更新 ， 过 比较更 新前 后 的不 确 通
定性估计来评价新增信息的价值 ． 新 安 江模型 是 由河 海 大学赵 人俊 教 授 于 １７ 提 出和 建 立 的概 念性 降雨 径 流模 型［］在 我 国南 方 湿 ９０年 ｍ，
新安江模型参数全局优化——以月潭流域为例
关键词 ： 全局优化方法 ； 新安江模型 ； 参数优化 ； 客观优化方法 ； 月潭流域
Ｐ ｒｍｅｅ ｌ ａ ｏ ｔ ｚ ｔ ｎｏ ｅＸｎ ｎｉｎ ｄ ｌ Ａ ｃｓ ｆ ｕ ｔｎＢ ｓｎ ａａ ｔｒ ｏ ｌ ｐｉ ａｉ ｆｈ ｉ ｊ ｇｍｏ ｅ： ａ ｅｏ ｅａ ａ ｉ ｇ ｂ ｍｉ ｏ ｔ ａ ａ Ｙ
ｋ ｃ （ Ｓｉ 湖泊科 学 ） ２ １ ，３ ４ ： ２ －３ ． ，０ １ ２ （ ）６ ６６ ４
ｈｔ： ｗ ｊ ｋ ｓｏｇＥｍａ ： ａｅ＠ ｉａ．ｅ ｎ ｔ ＃ｗ ｗ．ａｅ．ｒ． — ｉ ｊ ｋｓ ｎｇ ｓａ． ｐ Ｓｉ ｃ ０ １ｂ ｏｒａ ａｅ ｃ ｎｅ ｏ ｅ ｓ
ｓｒｅ ａ ｂ ａ ｏ ａａ Ｃ － Ａ ｍ ｔ ｏ ａ ’ｇｔ ｈ ｎｙａ ｄｓ ｌ ａａ ｔｒ ｅ ｆｒ ｕ ｅ ｎｔｅＸ ｎ ｎ ｉ ｇ ａｅ ｈ ｄｍ ｄ ｌ ｒ ｅｖｄ ｃ ｉｒｔ ｎｄ ｔ ，Ｓ Ｅ Ｕ ｅｈ ｄｃ ｎ ｅ ｔｅｏ ｌ ｎ ｔ ｅ ｒｍｅ ｔ ｒ ；Ｉ ｉａ ｊ ｎ ｔ ｓ ｅ ｏ ｅ ｆ ｌ ｉ ｔ ｂ ａ ｐ ｅ ｓ ｓ ｏ ｈ ａ ｗ ｒ ｏ
Ｔ ｅ ｒ ｓ ｌｓ ｒｖ ａ ｈ ｔ ｔ ｅ ｐ ｒ ｍｅ ｅ ｐ ｉ ｚ ｔ ｎ ｒ ｓ ｌｓ ａ ｅ ｓａ ｌ ｅ ｓｎ ｈ ｄ ａ ａ ｉ ｒ ｔ ｎ ｄ ｔ ． Ｈｏ ｖ ｒ ｏｒ ｔ ｅ ｏ － ｈ ｅ ｕ ｔ ｅ ｅ ｌ ｔ ａ ｈ ａ ａ ｔ ｒｏ ｔ ａ ｉ ｅ ｕ ｔ ｒ ｔｂ ｅ ｗｈ ｎ ｕ ｉ ｇ ｔ ｅ ｉ ｅ ｌ ｃ ｂ ａ ｉ ａ ａ ｍｉ ｏ ｌ ｏ ｗｅ ｅ ，ｆ ｈ ｂ
新安江模型参数全局优化—— 以月潭流域为例
辛朋 磊 李致 家 汤 嘉辉 吴勇拓 ， ， ，
（ ： 海 大 学 水 文 水 资 源学 院 ， 京 ２ ０ ９ ） １河 南 １０ ８
第二章 新安江模型
对总径流积分：
PE A
R
A
f ' dW F
PE A
A
W B [1 (1 ) ]dW ' WMM
'
P E A WMM
A 1 B P E A 1 B R P E WM [(1 ) (1 ) ] WMM WMM
P E A WMM
降水变为径流，产流表现为蓄量控制的特点。湿润地区产流的
蓄量控制特点，解决了产流计算在这些地区处理雨强和入渗动 态过程的问题；而降雨径流理论关系的建立，解决了考虑流域 降雨不均匀的分布式产流计算问题。
按照蓄满产流的概念，采用蓄水容量面积分配曲线来考虑
土壤缺水量分布不均匀的问题。所谓蓄水容量面积分配曲线是： 部分产流面积随蓄水容量而变化的累计频率曲线。
2.2 模型结构
为了考虑降水和流域下垫面分布不均匀的影响， 新安江模型的结构设计为分散性的，分为：蒸散发 计算，产流计算，分水源计算和汇流计算四个层次 结构。
新安江模型各层次功能、计算方法和相应参数
2.3 模型计算
1、蒸散发计算
蒸散发计算采用三层模型，其参数有上层张力水蓄水容量
UM，下层张力水蓄水容量 LM，深层张力水蓄水容量 DM，流域平
流实际上常常包括了大部分壤中流在内。国内外学者研究成果
表明，雨止至地面径流终止点之间的历时，实际上比较接近于 壤中流的退水历时，远远大于地面径流的退水历时。所以，稳 定下渗率的界面就不是在地面，而是在上土层和下土层之间。
存在的主要问题： ①用FC划分水源是建立在包气带岩土结构为水平方向空 间分布均匀的基础上，这假定往往与实际情况不符。 ②用FC划分水源没有考虑包气带的调蓄作用，在某些流 域实际计算结果表明，壤中流的坡面调蓄作用有时比地面径 流大得多；直接进入地下水库没有考虑坡面垂向调节作用， 即包气带的调蓄作用；由于地表径流和壤中流的汇流规律和 汇流速度不同，两者合在一起采用同一种方法进行计算，常 会引起汇流的非线性变化。 ③对许多流域资料的分析表明，即使是同一流域，各次 洪水所分析出的也不相同，而且有的时候变化很大，很难进 行地区综合和在时空上外延，应用时任意性大，常造成较大 误差。
新安江模型参数的分析
一、模型的结构与参数三水源新安江模型的流程图如图1所示.图1 三水源新安江模型流程图图1 中输入为实测雨量P ，实测水面蒸发EM ；输出为流域出口流量Q ，流域蒸散发E.方框内是状态变量，方框外是参数变量。
模型结构及计算方法可分为以下四大部分.1． 蒸散发计算用三个土层的模型，其参数为上层张力水容量UM ，下层张力水容量LM ，深层蒸散发系数C ，蒸散发折算系数K ，所用公式如下：当上层张力水蓄量足够时，上层蒸散发EU 为EM E EU ⨯=当上层已干，而下层蓄量足够时,下层蒸散发EL 为LM WL EM K EL /⨯⨯=当下层蓄量亦不足，要触及深层时，蒸散发ED 为EM K C ED ⨯⨯=2． 产流量计算据蓄满产流概念,参数为包气带张力水容量WM ，张力水蓄水容量曲线的方次B ，不透水面积的比值IM ，所用公式为)1/()1(IM B WM WM -+⨯=))/1(1()1/(1B W M W MM A +--=当0≤⨯-EM K P ，则R=0不然，则当MM A EM K P <+⨯-,B MM A EM K P W M W W M EM K P R ++⨯--⨯++-⨯-=1)/)(1(不然，则W WM EM K P R +-⨯-=式中 R ——产流量；MM ——流域最大点蓄水容量。
3． 分水源计算分三种水源，即地面径流RS 、地下径流RG 和壤中流RI 。
参数为表层土自由水蓄水容量SM ，表层自由水蓄水容量曲线的方次EX ，表层自由水蓄量对地下水的出流系数KG 及对壤中流的出流系数KI,所用公式为SM EX MS ⨯+=)1())/1(1()1/(1EX SM S MS AU +--⨯=)/())((EM K P EM K P IM R FR ⨯-⨯-⨯-=FR KG S RG ⨯⨯=FR KI S RI ⨯⨯=当 0,0=≤⨯-RS EM K P不然，当MS AU EM K P <+⨯-，则FR MS AU EM K P SM S SM EM K P RS EX ⨯+⨯--⨯++-⨯-=+))/)(1((1当MS AU EM K P ≥+⨯-，则FR SM S EM K P RS ⨯-+⨯-=)(4． 汇流计算地下径流用线性水库模拟，其消退系数为CG ，出流进入河网。
6-新安江模型
G
2019/5/7
N
B
本次降雨形成的径流过程
H
C 直接径流
地下径流
B’ C’
F D’
I
D t(h)
18
2、用试算法求fc
RSi
Ri
fi F
f c t i
RS
n 1
RSi
n 1
Ri
n 1
fi F
f c t i
又fi R F PE
得:
n
Ri RS
WWM：流域蓄水容量 WWMM:流域最大蓄水容量 WM：流域平均蓄水容量
2019/5/7
11
利用流域蓄水容量曲线计算产流量（右图）：
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。
以此时段为基础：
降雨P，蒸散发E，径流量R，损失量L 满足如下水量平衡关系（超蓄产流方程）：
End If
w(1) = w(1) + p(i) - r - e(1)
w(2) = w(2) - e(2)
w(3) = w(3) - e(3)
If w(1) > wm(1) Then
(6 - 5)
A
f
A
WWM
W 0
(1
)dWWM F
0
(1
)dWWM
WWMM
A
WWMM 1-
(1 -
W WM
1
) 1 B
(6 - 6)
c）流域产流计算 P－E>0时，产流，否则不产流 ，产流时：
P E A WWMM时: R P E (WM W) P E A WWMM时:
新安江模型流域汇流参数规律研究
用 Arcview 软件提取河长资料，得出了马斯京根汇流河段数与河长的经验关系。 关键词：新安江模型；河网水流消退系数；河长；经验关系
1 引言
三水源新安江模型概念清楚，结构简单，模型的参数决定于流域的气候、地质、地貌、 土壤、植被等自然条件，因此是有地区规律的。直接根据流域的自然条件来确定模型的参数
应用新安江模型可以比较正确的求出蒸散发、产流与分水源这三个层次的参数。利用日
模型就可以得出结果。但是对于汇流ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ分必须使用次洪模型，取较小的时段 ∆t 。
新安江模型的汇流部分分为两个阶段[3]：第一阶段，单元面积的河网汇流，用单位线或
滞后演算法。第二阶段，单元面积以下的河道汇流，常用Muskingum(马斯京根)[4]法。
资料年限
1981-2005 1980-2003 1983-1999 1990-1999 1980-2004 1987-2003 1983-1999 1980-2003 1986-1994 1980-2002 1987-1999 1986-1994 1987-2000
本次研究采用分辨率为90m的SRTM DEM数据，由美国航空航天局（NASA）、美国国 家图像测绘局（NIMA）以及德国与意大利航天机构共同合作完成[5]。经过对DEM数据的修 补、数据的截取以及相关处理后，可以得到各个流域的流域边界、利用泰森多边形法划分的 子流域图以及水系图。由于篇幅所限，仅列出屯溪流域的结果。见图1。
参数，使得模型参数率定过程简单化。对于优化模型参数率定过程很有意义。
4 结论
本文通过对 13 个流域应用新安江模型计算的结果，得出了两条关系曲线：（1）流域面
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
一、模型的结构与参数三水源新安江模型的流程图如图1所示.图1 三水源新安江模型流程图图1 中输入为实测雨量P ，实测水面蒸发EM ；输出为流域出口流量Q ，流域蒸散发E.方框内是状态变量，方框外是参数变量。
模型结构及计算方法可分为以下四大部分.1． 蒸散发计算用三个土层的模型，其参数为上层张力水容量UM ，下层张力水容量LM ，深层蒸散发系数C ，蒸散发折算系数K ，所用公式如下：当上层张力水蓄量足够时，上层蒸散发EU 为EM E EU ⨯=当上层已干，而下层蓄量足够时,下层蒸散发EL 为LM WL EM K EL /⨯⨯=当下层蓄量亦不足，要触及深层时，蒸散发ED 为EM K C ED ⨯⨯=2． 产流量计算据蓄满产流概念,参数为包气带张力水容量WM ，张力水蓄水容量曲线的方次B ，不透水面积的比值IM ，所用公式为)1/()1(IM B WM WM -+⨯=))/1(1()1/(1B W M W MM A +--=当0≤⨯-EM K P ，则R=0不然，则当MM A EM K P <+⨯-,B MM A EM K P W M W W M EM K P R ++⨯--⨯++-⨯-=1)/)(1(不然，则W WM EM K P R +-⨯-=式中 R ——产流量；MM ——流域最大点蓄水容量。
3． 分水源计算分三种水源，即地面径流RS 、地下径流RG 和壤中流RI 。
参数为表层土自由水蓄水容量SM ，表层自由水蓄水容量曲线的方次EX ，表层自由水蓄量对地下水的出流系数KG 及对壤中流的出流系数KI,所用公式为SM EX MS ⨯+=)1())/1(1()1/(1EX SM S MS AU +--⨯=)/())((EM K P EM K P IM R FR ⨯-⨯-⨯-=FR KG S RG ⨯⨯=FR KI S RI ⨯⨯=当 0,0=≤⨯-RS EM K P不然，当MS AU EM K P <+⨯-，则FR MS AU EM K P SM S SM EM K P RS EX ⨯+⨯--⨯++-⨯-=+))/)(1((1当MS AU EM K P ≥+⨯-，则FR SM S EM K P RS ⨯-+⨯-=)(4． 汇流计算地下径流用线性水库模拟，其消退系数为CG ，出流进入河网。
表层自由水以KG 向下出流后，再向地下水库汇流的时间不另计,包括在CG 之内。
表层自由水以KI 侧向出流后成为表层壤中流，进入河网。
但如土层较厚，表层自由水尚可渗入深层土，经过深层土的调蓄作用，才进入河网。
深层自由水也用线性水库模拟，其消退系数为CI 。
地表径流的坡地汇流不计,直接进入河网。
计算公式为U CG I RG CG I QG I QG ⨯-⨯+⨯-=)1()()1()(U CI I RI CI I QI I QI ⨯-⨯+⨯-=)1()()1()(式中 U ——单位转换系数,U=流域面积F （km 2)/(3.6△t)。
单元面积的河网汇流用单位线或滞后演算法计算。
单位线的参数是纵坐标UH,滞后演算法的参数是滞后量L 与消退系数CS （计算公式略)。
在单元面积下的河道汇流用马斯京根法计算,单元河段的参数为XE 与KE （计算公式略）。
二、参数的性质与约值(1）K （蒸散发能力折算系数）。
此参数控制着总水量平衡,因此,对水量计算是重要的。
321k k k K ⨯⨯=.k1是大水面蒸发与蒸发器蒸发之比，有实验数据可查考.K2是蒸散发能力与大水面蒸发之比,其值在夏天约为1.3~1.5,在冬天约为1。
K3用来把蒸发站实测值改正至流域平均值，因此主要决定于蒸发站高程与流域平均高程之差。
当采用E-601蒸发器时，121≈⨯k k 。
（2）WM(张力水容量).分为上层UM ，下层LM 与深层DM 三层.WM 也就是流域张力水最大缺水量,表示流域的干旱程度。
在我国南方约为100mm ，北方半湿润地区约为170mm.UM 包括植物截流,在缺林地可取5mm ，多林地可取20mm 。
LM 常取为60~90mm 。
据实验，在此范围内蒸散发大约与土湿成正比.LM UM WM DM --=。
（3）B （张力水蓄水容量曲线的方次）。
此值决定于张力水蓄水条件的不均匀分布，因此在一般情况下与流域面积有关。
据山丘区降雨径流相关图的分析，对于小于5km 2的流域，B=0.1；几百至一千平方公里时,B=0.2~0.3；几千平方公里时,B 在0.4左右。
（4） IM(不透水面积的比例）。
在天然流域此值很小，约为0。
01～0.02,城镇地区则可能很大。
（5）C （深层蒸散发系数）。
决定于深根植物的覆盖面积。
据现有经验，在南方多林地区可达0。
18,而对北方半湿润地区则约为0.08。
（6）SM （表层土自由水容量）。
表层土是指腐植土。
本参数受降雨资料时段均化的影响，当用日为时段长时,在土层很薄的山区，其值为10mm 或更小一些.在土深林茂透水性很强的流域,其值可达50mm 或更大一些,一般流域在10～20mm 之间。
（7)EX （表层自由水蓄水容量曲线的方次）。
它决定与表层自由水条件的不均匀分布。
在山坡水文学里,它决定了饱和坡面流产流面积的发展过程。
但由于缺乏研究,定量有困难。
一般常取1.5左右。
（8)KG+KI （表层自由水蓄水库对地下水与壤中流的出流系数）。
这两个出流系数是并联的，其和代表自由水出流的快慢。
对于一个流域,它们都是常数.1000km 2左右的流域，从雨止到壤中流止的时间，一般为3天左右,相当与KG+KI=0。
7。
(9）CG （地下水库的消退系数).如以天为时段长，此值一般为0.98～0.998，相当于汇流时间为50～500天。
（10)CI(深层壤中流的消退系数）。
当深层壤中流很丰富时，9.0 CI ,相当于汇流时间为10天。
(11)L 与CS （滞后演算法中的滞后时间与河网蓄水消退系数).它们决定于河网地貌。
（12）XE 与KE(马法的两个参数)。
根据河道的水力学特性可以推求出来.三、参数的独立性与敏感性新安江模型的参数都具有明确的物理意义,因此它们的数据原则上是可以据此直接定量的.但由于缺乏实测与实验，所以在实用上只能依据实测流量过程，用系统识别的方法推求出来。
这里就产生了参数的独立性问题.由于参数多，信息少而简单，所以参数的优化解就可能不稳定，不唯一，本参数的解与其他参数的值有关,互不独立.有的参数敏感，数量稍有变化对输出的影响就很大，而有的参数则反应迟钝，对输出的影响不大。
这种敏感性常常是有条件的，如有的参数在湿季敏感，枯季不敏感，而另外的参数则反之。
有的参数对高水敏感,低水不敏感。
而另外的参数则反之，等第.新安江模型的参数可分为如下4类：第一类：蒸散发计算,K ，UM,LM ，C ；第二类：产流量计算,WM ，B,IM ；第三类：分水源计算，SM ，EX ，KG ，KI ；第四类:汇流计算，CI ，CG ，UH ，KE ，XE 。
计算就是按照这个顺序进行的。
各类参数有各自的作用与目标,因此，互相之间的独立性是比较好的。
而同类中的各参数由于目标相同，互相之间的相关性就大一些。
（1)第一、二类之间。
当参数B 有变化时，对产流量R 的计算结果有影响，因此影响总水量平衡,也就影响第一类参数值的调试结果。
但这种作用很小。
WM 不影响蒸散发计算，因此与第一类参数无关.但由于WM 与B 有关，因此间接产生一点影响。
IM 本身作用不大，影响很小。
（2）第二、三类之间。
由于采用了蓄满产流概念，在分水源以前已把总产流算好,所以第三类参数完全不影响第二类参数。
(3）第三、四类之间。
分水源计算结束后,求得的是河网总入流。
汇流计算只处理河网汇流问题，就与水源划分无关了.因此，第三、四类参数之间,性质上是完全独立的.但在优选参数时，都只能根据流量过程线,因此会有一定的相关性.但是可以利用高低水分段处理的办法来增强独立性。
因为,高水控制地面径流，决定了参数SM ，EX ，KG+KI ，UH 。
低水控制地下径流,决定了参数KG/KI ，CG 。
洪水尾部控制了壤中流，决定了参数KG/KI ，CI 。
下面再分析同类中各参数间的相关性问题。
(1）第一类。
加大UM 、LM 与C 的值就会加大计算E 的值，因此在作水量平衡调试时就会减小K 的值。
但如上文所述，UM 与LM 都有一定的变化范围,所以这种影响是很有限的。
至于C 值，它只对干旱期有作用,可以从干旱期的资料中分析出来,独立性最好的。
由于湿润地区很少用到深层蒸发,所以C 值并不敏感。
但对半湿润地区,它是重要的。
（2）第二类。
如果流域的张力水蓄水容量曲线不变，则WM 愈大，B 值就愈小，两者并不独立。
WM 也不敏感，它只代表蓄满的标准，并不影响蒸散发计算。
但它有一个约束条件，即计算W 值不能为负。
当出现负值时，应加大WM ，重新计算。
(3）第三类。
这类参数是敏感和重要的，互相间的关系也比较复杂。
SM 与EX 之间是不独立的,其关系相当与WM 与B 的关系.但 WM 与B 的关系可以根据降雨径流相关图求出，而SM 与EX 的关系则没有类似的办法可以求解，因此只能依靠优检验的办法来分析。
（4）第四类。
CI 的作用是弥补KG+KI=0。
7的不足.它决定于洪水尾部退水的快慢，与别的条件无关，因此是比较独立的。
但它对于整个过程的影响,远不如SM 与KG/KI 明显。
CG 决定于低下退水的快慢,也是比较独立的，用枯季资料很容易把它推求出来。
UH （或L 及CS)决定于流量过程线的中高水部分，因此与第三类参数之间是比较独立的。
但洪水过程线变化很快，用日模型是不够的，要取更小的时段长来作次洪模型。
此外，UH 还与KE 、XE 之间有相关性。
当单元面积的汇流快一些，河网汇流就可以慢一些,相互有补偿作用.但对于降雨分布很不均匀的洪水，这两种汇流的作用是可以区别出来的.四、参数的分属层次的调试方法上述四类参数分属于四个层次.第一层蒸散发是最低层，它决定流量的时间均值，是最基本的.第二、三层决定产流及分水源，处理了基本的时间分布.第四层汇流是最高层，它决定流量过程,随时间的变化最迅速灵敏.调试参数是按顺序由低层到高层逐层进行的.由于各类参数之间的独立性比较好,所以低层次的参数值确定以后,可移用于高层次,不一定作反馈计算。
第一层蒸散发参数影响产流总量，其效果是使多年的降雨、蒸发与径流之间得到平衡。
第二层产流计算的参数在结构中是必要的,但敏感性都不大。
因此,这些参数都可按上文所述的经验固定下来，不参加优选。
第三层分水源参数是重要的，并与第四类汇流参数一起，表现在流量过程线上。
但这种表现存在分段性，上段主要反映地面径流，下段反映地下径流，中下段反映壤中流。
第四层汇流参数十分灵敏，要提高洪水过程的模拟精度，这一层最见效。