新安江模型参数的分析
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
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WWM B ) WWMM WWM B ) WWMM
(6 - 4)
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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。
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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。
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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
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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。
新安江流域水文模型
第二章新安江流域水文模型60年代初，河海大学(原华东水利学院)水文系赵人授等开始研究蓄满产流模型，配合一定的汇流计算，将模型应用于水文预报和水文设计。
1973年，他们在对新安江水库做人库流量预报的工作中，把他们的经验归纳成一个完整的降雨径流流域模型——新安江模型。
模型可用于湿润地区和半湿润地区的湿润季节径流模拟和计算。
最初的新安江模型为两水源模型，只能模拟地表径流和地下径流。
80年代初期，模型研制者将萨克拉门托模型与水箱模型中，用线性水库函数划分水源的概念引入新安江模型，提出了三水源新安江模型，模型可以模拟地面径流、壤中流、地下径流。
1984至1986年，又提出了四水源新安江模型，可以模拟地面径流、壤中流、快速地下径流和慢速地下径流。
三水源新安江模型一般应用效果较好，但模拟地下水丰富地区的日径流过程精度不够理想。
在新安江三模型中增加慢速地下水结构就成为四水源新安江模型。
当流域面积较小时，新安江模型采用集总模型，当面积较大时，采用分块模型。
分块模型把流域分成许多块单元流域，对每个单元流域做产、汇计算，得到单元流域的出口流量过程。
再进行出口以下的河道洪水演算，求得流域出口的流量过程。
把每个单元流域的出流过程相加，就求得了流域出口的总出流过程。
划分单元流域的主要目的是处理降雨分布的不均匀性，因此单元流域应当大小适当，使得每块面积上的降雨分布比较均匀．并有一定数目的雨量站。
其次尽可能使单元流域与自然流域相一致，以便于分析与处理问题，并便于利用已有的小流域水文资料。
如果流域内有大中型水库，则水库以上的集水面积即应作为一个单元流域。
因为各单元流域的产汇、流计算方法基本相同，以下只讨论一个单元流域的情况。
2.1新安江两水源模型1．模型结构和参数新安江两水源模型的产流子模型采用蓄满产流模型，蒸发计算采用三层蒸发计算模型。
利用稳定下渗率FC将径流划分为地面径流和地下径流两种水源。
地面径流采用单位线汇流，地下径流采用一次线性水库汇流。
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，
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
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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)
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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
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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:
第三章新安江模型
（2）三水源
由于饱和坡面流的产流面积是不断变化的，所以在
产流面积上自由水蓄水容量分布是不均匀的。三水源
水源划分结构是采用类似于流域蓄水容量面积分配曲
线的流域自由水蓄水容量面积分配曲线来考虑流域内
自由水蓄水容量分布不均匀的问题。所谓流域自由水
蓄水容量面积分配曲线是指：部分产流面积随自由水
蓄水容量而变化的累计频率曲线。流域自由水蓄水容
马斯京根 或
滞后演算 法
SM、EX、KG 、KI
UH或 CS、CI、CG
KE、XE或L
3.2 模型计算 1 蒸散发计算
具体计算为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，流域平均张力水蓄水容量WM，蒸散发 折算系数KC，深层蒸散发扩散系数C，计算公式为：
新安江模型各层次结构功能、计算方法和相应参数
层次 第一层次 第二层次
第三层次
第四层次
功能
蒸散发 计算
产流 计算
水源 划分
二水源 三水源
汇流 计算
坡面汇流 河道汇流
计算 方法
三层 模型
蓄满 产流
参数
KC、UM、 LM、DM、
C
WM、B、IM
稳定 下渗
fC
自由水 蓄水库
单位线或 线性水库或 滞后演算法
存在的主要问题：
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 fc也不尽相同，而且有的时候
变化还很大，很难进行地区综合和在时空上外延， 应用时其任意性大，常造成较大误差。
（2）三水源
三水源的水源划分结构应用了 山坡水文学的概念，去掉了 fc， 用自由水蓄水库结构解决水源 划分问题。
新安江模型参数的局部灵敏度分析
参数 的灵 敏度 。局部 灵敏度分 析的优点在 于其可操作 性。具有 以下意义 ： 选 出对模 型输 出结 果影 响大 的 ① 参数 ， 于这些参数 ， 对 在模型分 析过程 中需要 集 中精 力 尽 可能地提 高参数 的准 确度 ； 对 于那些 对模 型 结果 而 影 响不大 的不灵敏参数 ， 只 总 出 流 过 程 。 本 文 采 用 两 水 源 ３层 蒸 发 模 型 ， 次洪 水进行模拟 。 对 由于 新 安 江 模 型 的 参 数 比较 多 ， 且 参 数 的 灵 敏 而
大程度上 减 少模 型参 数 率定 和验 证 的 工 作 量‘ 。②
加深 对模 型的理解 。不 同参数 的变化对模 型的影响程
第 ４１卷 第 １期 ２０ １０ 年 １ 月
人 民 长 江
Ｙａ ｇ ｚ Ｒｉ ｅ ｎ ｔｅ ｖｒ
Ｖｏ ． １ ４１． Ｎｏ． １
Ｊ ｎ．， ２０１ ａ ０
文章 编 号 ：０ １—４ ７ ２ １ Ｏ １０ １ ９（ ０ ０） ｌ一０ ２ ０ ５—０ ４
新 安江模 型参 数 的局部 灵敏 度分 析
在 确 定 模 型 各 参 数 灵 敏 度 大 小 排 序 时 简 单 有 效 。 分 析
降雨全部补充 包气带缺 水量 ， 蓄满后开始 产流 ， 渗 的 下
雨 量形成地下 径流 ， 渗的雨量 形成地 面径流 。 超 利用稳定 下渗率 Ｆ Ｃ将 径流 划分 为地 面径 流 和地 下 径流两种 水源 。地 面 径流 采 用单 位 线汇 流 ， 下径 地 流 采用一次线 性水库 汇流 。模 型把流域 面积划分 为透 水 面积和 不透水面 积两 部分 ， 透水 面 积 上 的降水 在 不 满 足蒸发后将 直接转化 为地 面径 流 。透水 面积上 将发 生下渗 ， 渗的水量一 部分存储 于土壤层 ， 下 后期耗 于蒸 发； 满足 了流域土壤 蓄水 容 量后 下渗 水 量才 能转 化为