（水文学及水资源专业论文）平原区产汇流模拟.pdf

摘要 平原河网地区因其地位的重要性、洪涝灾害的频发性及其损失的严重性，使得平原 河网地区的产汇流模拟受到越来越多人的关注；因为平原地区产流规律的特殊性，实测 资料缺乏，计算结果难以直接检验等，这些理论、技术上的困难使得平原河网地区的产 汇流模拟成为水文模拟中的难点。本文将平原河网地区分为水面、水田、旱地和城镇四 种下垫面，不同的下垫面按照不同的机制产流。 本文在前人所做的平原河网地区产汇流模拟机制研究的基础上，对旱地的产流机制 进行了新的探索，旨在克服新安江三层蒸发模型与潜水蒸发概念不符的缺点，将平原河 网地区的产汇流模拟与地下水位建立了联系，以地下水位是否符合实测值检验模型产流 计算的合理性；并对水f 开渗漏和灌溉渗漏的去处提出了新的想法。以太湖流域的嘉兴和 欤城为例，分别计算了同时具有实测的降雨、蒸发和仅具有实测的降雨、需要移用蒸发 资料的情况下单点的产流；并将本文所述方法和以前采用的平原区产汇流计算方法在相 同计算条件下得到的净雨深进行了对比。 关键词：平原河网地区；产汇流模拟；潜水蒸发；旱地产流；地下水位 a b s t r a c t t h er u n o f fy i e l da n dc o n c e n t r a t i o ns i m u l a t i o no fd v e rn e tr e g i o ni nt h ep l a i nw a s p a i dm o r ea n dm o r ea t t e n t i o nb e c a u s eo ft h ep o s i t i o n a li m p o r t a n c e ，t h ef r e q u e n tf l o o d a n dw a t e d o gd i s a s t e r s ，t h es e r i o u sl o s se t c t h er u n o f fy i e l da n dc o n c e n t r a t i o n s i m u l a t i o no fr i v e rn e tr e g i o ni nt h ep l a i nh a db e c a m et h ed i f f i c u i t yo ft h eh y d r o l o g i c a l s i m u l a t i o nb e c a u s eo fs o m et h e o r e t i ca n dt e c h n i c a id i f f i c u l t i e st h a tt h el a wo ft h e r u n o f fy i e l di nt h ep l a i ni se s p e c i a l ，m e a s u d n gd a t ai sl a c k e d 。t h ec o m p u t a t i o n a lr e s u l t i sd i f f i c u l tt oe x a m i n ed i r e c t l ye t c t h i sp a p e rc l a s s i f i e d st h eu n d e d y i n gs u r f a c e so ft h e p l a i na r e ai n t of o u rk i n d st h a tw a t e rs u r f a c e ，p a d d yf i e l d ，a d dl a n d ，c i t i e sa n d c o n s t r u c t i o nu s e di a n d o nt h eb a s i so ft h a ta n t e r i o rp e r s o n sh a v eh a dd o n ea b o u tt h er e s e a r c ho fr u n o f f y i e l da n dc o n c e n t r a t i o ns i m u l a t i o nm e c h a n i s mo fd y e rn e tr e g i o ni nt h ep l a i n ，a i m i n g t oc o n q u e rt h ed i s a d v a n t a g et h a tx i na n j i a n gt h r e e l a y e r se v a p o r a t i o nw a s n c o n s i s t e n tw i t ht h ec o n c e p to fd i v ee v a p o r a t i o n ，t h i sp a p e rh a ds e a r c h e da f t e rt h e r u n o f fy i e l dm e c h a n i s mf o ra d dl a n d ，c o n n e c t e dt h er u n o f fy i e l da n dc o n c e n t r a t i o n s i m u l a t i o no fd v e rn e tr e g i o ni nt h ep l a i nw i t hw a t e r t a b l e ，t e s t e dt h er a t i o n a l i t yo ft h e m o d e lc o m p u t a t i o n a lr e s u l tb yt h ec r i t e r i o nw h e t h e rc o m p u t a t i o n a lw a t e rl e v e lt a l l i e d w i t hm e a s u d n gd a t a ，a n dp u t t e df o r w a r dn e wi d e aa b o u tl e a k a g eo ft h ep a d d yf i e l d a n dt h ei r r i g a t i o n t a k i n gj i ax i n ga n dy uc h e n go ft a il a k eb a s i nf o re x a m p l e ，t h i s p a p e rh a dc a l c u l a t e dr e s p e c t i v e l yt w os t a t e sr u n o f fy i e l df o rs i n g l es i t et h a th a v e m e a s u r i n gr a i n f a l la n de v a p o r a t i o nd a t aa tt h es a m et i m ea n do n l yh a v em e a s u d n g r a i n f a l ld a t a ，n e e dt r a n s p l a n te v a p o r a t i o nd a t a ；c o n t r a s t e dc o m p u t a t i o n a lr u n o f fu n d e r t h es a m ec o m p u t a t i o n a lc o n d i t i o nb yt h em e t h o dd e p i c t e di nt h i sp a p e rw i t ht h a to f k e yw o r d s ：d v e rn e tr e g i o ni nt h ep l a i n ，r u n o f fy i e l da n dc o n c e n t r a t i o ns i m u l a t i o n e v a p o r a t i o nf r o mu n c o n f i n e dw a t e r ；, r u n o f fy i e l di na r i dl a n d ；g r o u n dw a t e rl e v e l 学位论文独创性声明： 本人所呈交的学位论文是我个人在导师指导下进行的研究工作及取得 的研究成果。尽我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中 不包含其他人已经发表或撰写过的研究成果。与我一同工作的同事对本研 究所做的任何贡献均已在论文中作了明确的说明并表示了谢意。如不实， 本人负全部责任。 论文作者( 签名) ：王竭2 0 0 7 年g 月j 7 日 学位论文使用授权说明 河海大学、中国科学技术信息研究所( 含万方数据库) 、国家图书馆、 中国学术期刊( 光盘版) 电子杂志社有权保留本人所送交学位论文的复印 件或电子文档，可以采用影印、缩印或其他复制手段保存论文。本人电子 文档的内容和纸质论文的内容相一致。除在保密期内的保密论文外，允许 论文被查阅和借阅。论文全部或部分内容的公布( 包括刊登) 授权河海大学 研究生院办理。 ， ，n7 论文作者( 签名) ：圭望鱼 2 0 0 7 年6 月j 7 日 w 海人学顾i 学位论文 1 1 问题的提出 第一章绪论 流域一般可以分为上游区、中游区和下游区。上游区一般多为丘陵和山区， 河道比降较大，水流速度快，有明确的水位流量关系曲线存在，除建有水库的 可调控外，一般为无控制的天然流动。在中游区，河道从山丘区进入平原区， 河道的比降变缓，水流速度减慢，水流运动受到下游水位顶托的影响，河道的 过流能力会受到下游水位的影响，出现排洪不畅的现象。超标洪水时，需要启 用行洪区、分洪区等辅助行洪，是防汛的重要河段。这时的水位流量关系曲线 不再唯一，是一组与下游水位相关的曲线。在下游区，河道进入平原入海段， 河道的比降极其平坦，水流受潮水和洪水的双重作用，水位、流量受潮汐的作 用而波动。这一段河道具有较强的过流能力，排洪不畅主要是受潮汐的顶托。 河道水流方向随潮汐变化，流态比较复杂，断面的水位流量关系曲线不复存在。 在中、下游的平原地区，一般都建圩保护和建闸控制，支流河道水流受到人工 控制。平原区地势平坦，河沟纵横交错，湖塘星罗棋布，河道交织成网，水系 复杂，洼地众多。为保证生产和生活的安全，圩堤密布，形成各自的包围圈， 为防止外排水流倒灌，常设闸、建泵控制，域内水流情况十分复杂。平原水网 地区多属大河三角洲地区，也是经济最发达的地区，当遭受洪涝灾害后，经济 损失极为严重。因此准确地模拟平原区产汇流，为防洪除涝提供决策依据就显 得尤为重要【”。 随着水文学理论的不断发展和人们对流域产汇流过程认识的不断深入，流 域产汇流的模拟从传统水文学的集总式模拟发展到了利用( 准) 分布式模型进 行模拟。由降雨转化为径流是水文计算中极其重要的一环。国内外水文学者曾 进行过大量的分析研究工作，并提出过一系列的经验性的降雨径流关系的形式 或降雨径流模型。这些方法在山丘区的降雨径流计算中使用比较广泛，但是广 大的平原地区的产流规律与山丘区有明显的不同，适用于山丘区的降雨径流计 算方法，在平原地区不一定适用，有时甚至根本无法使用。这就需要寻找一种 能够较好地反映平原地区产流特性的降雨径流计算方法【2 】。在进行流域产汇流 河海人学硕 ：学位论文 模拟时，将流域按照地形特点分为山丘区和平原区。山丘区下垫面单一且稳定， 而在平原区，下垫面是多样且变化的，特别是水田，水田在作物生长期和非作 物生长期属于不同类型的下垫面。山丘区河网为树状河网，水流总是从上游断 面汇集到下游断面，只要知道下游控制断面的流量过程即可检验其产汇流模拟 正确与否；而平原区河网为环状河网，通常为非封闭多出口的系统，河道没有 固定的流向，由于受测量技术与条件的限制，平原区产汇流模型的计算成果很 难直接检验。平原区的产汇流模拟与山丘区的产汇流模拟相比较而言，无论是 在理论方面还是在技术方面都存在着一些困难。 1 2 流域水文模型与平原区产汇流的发展历史 水文模型就是用数学语言或物理模型对现实水文系统进行刻画或比拟，并在 一定的条件下对水文变量的变化进行模拟和预报。建立水文模型的目的之一就是 能够对一个水文系统的未来变化进行预报。水文模型将流域概化成一个系统，该 系统根据输入条件求解输出结果，其实质是对流域上发生的水文过程进行模拟计 算。在水文模型中，系统输入一般为降雨、融雪、水质、泥沙过程以及流域的蒸 散发能力，系统的输出是流域出口断面的流量过程。在水文过程模拟中，对流域 内的产流，坡面汇流以及河道汇流过程的模拟是很重要的。坡面产汇流模型模拟 从降水到流域产流和流域坡面汇流的水文子过程；河道演进模型模拟河网汇流水 文子过程1 3 】。 1 2 1 流域产流理论的发展 流域产流是指流域中各种径流成分的生成过程，是研究降雨转化为径流的过 程，其实质是水分在下垫面的垂向运动中，在各种因素综合作用下对降雨的再分 配过程，主要取决于非饱和带地下水运动的机理、特性和运动规律。 传统的产流理论是1 9 3 5 年h o r t o n 在他的题为地表径流现象的论文中提出 的，即著名的h o r t o n 产流理论，他以降雨强度是否大于地面下渗能力和包气带土 壤含水量是否达到田间持水量两个条件为依据，阐明了自然界的超渗地面经流和 地下径流的形成机制，并给出了相应的产流条件。2 0 世纪6 0 年代初，人们发现径 流形成过程的实际现象与h o r t o n 产流理论存在着不少矛盾1 4 1 。2 0 世纪7 0 年代， 2 河海人学坝i 。学位论文 d u n e 等在大量观测与实验基础上证实，非均质包气带具备产生壤中径流的条件， 表层透水性极强的包气带具备产生饱和地面径流的条件。k i r k b y ( 1 9 7 8 ) 在d u n e 的观测与实验基础上提出的山坡水文学以不透水界面理论为基础，提出了壤中 径流和饱和地面径流，对h o r t o n 的产流方式做了补充1 5 1 。我国对产流理论也进行 了不懈的探索，2 0 世纪6 0 年代我国水文学家通过大量实测水文资料的分析研究， 得出了湿润地区以蓄满产流为主和干旱地区以超渗产流为主的重要论点，建立了 流域产流计算的实用方法，从而使h o r t o n 产流理论在生产实际中得到应用【”。近 年来的研究表明，仅以气候来划分蓄满产流区或是超渗产流区是不够的，产流机 制的变化还与降雨的季节特性有关。不仅如此，在同一降雨时间同一特定流域，既 不可能完全是超渗产流，也不可能完全是蓄满产流。芮孝芳( 1 9 9 6 ) 分析不同径流成 分的形成机制，认为任何一种径流成分都是在两种透水性不同的介质界面上产 生的，而且上层介质的透水性必须大于下层介质的透水性，不同径流成分的产流 机制可以用界面产流规律来统一i s l 。 1 2 2 流域汇流理论的发展 流域汇流的目的和任务就是把产流计算得到的净雨过程转变为出口断面的 流量过程【5 】。流域汇流计算包括坡面汇流计算和河槽汇流计算。坡面汇流计算多 采用单位线法和等流时线法。单位线是l k s h e r m a n 于1 9 3 2 年提出的，并创建了 用单位线推求流域汇流的方法。c l a r k 于1 9 4 5 年将等流时线与线性水库两种概念 相结合，建立了瞬时单位线方法。n a s h 于1 9 5 7 年提出了具有g a m m a 函数分稚形式 的瞬时单位线。d o o g e 于1 9 6 0 年明确地将系统概念引入流域汇流，提出了一般性 流域汇流单位线，并相继提出时变水文系统概念和各种流域非线性汇流理论和 计算方法。o d r i g u e z 、i t u r b e 和g u p t a 等人于1 9 7 9 年则基于流域河网定理提出地貌 瞬时单位线。国外近年来广泛运用由圣维南( s a i n t - v e n a n t ) 方程简化而成的非线性 运动波方程来描述坡面汇流，它包括水流连续方程和动量方程。国内有关研究也 已经以圣维南方程为基础建立了不同的数学模型，但在方程的适用条件上仍有 分歧。河槽汇流的基本依据仍然是圣维南方程组。在计算河槽汇流时，通常将圣 维南方程组简化为运动波、扩散波或惯性波方程，然后再进行求解。杜格将忽略 惯性项的圣维南方程组线性化，求得了扩散方程与马斯京根洪水演算法，并导出 河海人学硕i ：学位论文 了马斯京根法x 值的理论公式。孔奇对扩散方程进行差分离散，取其二阶近似，也 得到了马斯京根洪水演算法及马斯京根法x 值的理论公式。由此可知，马斯京根 法洪水演算相当于求解扩散波方程。常见的洪水演算方法还有特征河长法。此外 水文中还经常使用经验槽蓄曲线法进行洪水演进计算。由于河道与邻近的蓄滞洪 区水流交换非常复杂，而且最终有部分洪水滞留在蓄滞洪区内，不能进入河道， 此时洪水过程变形严重属于非正常演进洪水。用一般的洪水演进方法进行模拟 很难得到满意结果，为解决此类洪水的预报，常采用经验槽蓄曲线法【5 1 。 1 2 3 流域水文模型的发展 流域水文模型的出现与计算机的发明及广泛应用是分不开的。2 0 世纪5 0 年代， 随着人们对入渗理论1 6 , 7 1 ，土壤水运动的r i c h a r d s 理论嗍，河道理论9 1 以及地下水运 动理论的综合认识，综合地利用计算机进行计算的流域径流模型逐渐出现了。第 一个集总概念性水文模型是1 9 6 0 年建立的斯坦福模型1 0 l 。该模型之后又由 j o h a n s o n 等发展】。1 9 6 1 年以试错法为计算手段的日本水箱模型也建立起来了【1 2 1 【1 3 】。 d a w d y 和0 d o n n e l l 于1 9 6 5 年提出的模型具有明显的进展1 1 4 1 。这个模型以4 个线性水库、传统的入渗理论和汇流函数为基础，它的优点在于应用计算机自动 调整模型参数对观测数据进行拟合。在2 0 世纪6 0 年代到8 0 年代初期，出现了大量 的集总概念性水文模型，如s a c r a m e n t o ，a p i c ，s s a r r ，x i n a nj a n g ( 新安 江) ，a r n o 模型【l5 】等。这些模型起初是为特定的流域设计的，后来有许多模型被应 用到其他流域。 由于流域水文过程中的空间分异性和复杂性。使得水文研究人员至今还不能 采用数学物理方程来描述径流形成过程中的各个子过程在产流、汇流等环节上 仍然主要借助于概念性水文模型、水量平衡方程或经验公式。在一些比较著名的 模型，如美国的斯坦福模型和萨克门托模型、日本的水箱模型以及中国的新安江 和陕北模型等，常采用简单的下渗经验公式、经验流域蓄水曲线或水箱侧孔、低 孔出流等来模拟产流过程；采用单位线、线性或非线性水库及渠道来模拟汇流过 程。由于仅涉及水文现象的表面而不涉及水文本质或物理机制，概念性流域水文 模型在结构上与实际水文空间分散性和不均匀性输入是不匹配的。流域降水是分 4 河海人学坝i j 学位论文 散地、不均匀地降落在流域地面上，各点产生的径流流至同一出口断面，它具有 分散性输入和集中性输出的特点，只有采用数学物理偏微分方程才能全面描述 水文过程的这一特点。在实际应用中考虑这一问题时，几乎无一例外地采用划分 单元面积的方法，在该单元面积上采用集中输入和集中输出的流域水文模型最 后将各单元线性叠加成出口断面的流量。这种处理方法是不合理的。如各单元雨 量的空间变化、参数不同、产流机制有别、汇流过程不满足线性叠加原理等问题 都未考虑。因此，采用数学物理偏微分方程结构，反映水文变量与参数空间变化的 模型进行水文产汇流研究是十分必要的【3 1 。 随着概念性水文模型的发展，具有物理基础的分布式水文模型出现了。分布 式水文模型的提出解决了水文过程的空间变异性问题，正是由于有大量的、丰富 的、空间分布的参数作为支撑，才使它对流域水文现象的模拟和描述能体现很好 的空间不均匀性，从而更加真实地预测或再现流域的各种行为。f r e e z e 和h a r l a n 于1 9 6 9 年描述了分布式水文模型的前景，提出了关于分布式物理模型的概念【。 由于对计算机的要求较高，分布式水文模型发展较慢。分布式水文模型的大量出 现和初步应用开始于2 0 世纪7 0 年代朱和8 0 年代初。这主要有3 种类型：半概念 半分布式，女 b e v e n 等【i 。7 】i 以传统的h o r t o n 理论为基础的仅处理入渗和地表流 相互作用的模型，如k u t c h m e n t i j 8 1 ；完全分布式模型，如s h e 模”9 , 2 0 ，s w a m 模型 2 q ，i h d m 模型2 2 1 等1 1 3 1 。在分布式水文模型中，考虑了降雨的空自j 变化，计算区域 的空间分异，如土壤与地形的空间分布。这与以前的概念模型有了很大的差别。 在分布式水文模型中仍有一些假定：降雨空间分布不平衡，但不考虑其时间变化。 在暴雨期间，土壤含水量的再分配不考虑，土壤与降雨的空间相关关系被忽略 1 3 1 。 g i s 是运用系统工程和信息科学的理论，综合处理分析具有空间信息的地理 数据，为科研和管理决策人员提供对规划、管理、决策和研究所需信息的技术系 统。g i s 用于水文模拟，可以用来获取、操作、显示与模型有关的如地形等空间 数据和所得的成果，使模型进一步细化。当今以数字地形模型( d t m ) 、数字高程 模型( d e m ) 存储的地形信息，为流域水系信息参数的自动化提取提供了可能。通 过g i s 可以提取流域的基本特征，包括下垫面特征、水系、河网等，并可以依据河 网等级对流域进行任意的子流域的划分或者进行网格化划分，不仅可以与传统 和沲人学顾i ：学位论文 的概念性流域水文模型相结合，管理提供基本的数据信息，并实现输入输出功能， 更重要的是为分布式的水文物理模型研制提供了平台。由g i s 可以实现不同数据 的可视化结合、数据转换，并可以减少模型输入时的数据误差嘲。 2 0 世纪8 0 年代末n 9 0 年代，计算机技术迅猛发展，气象卫星数据和遥感数据的 较易获得，使分布式水文模型的应用逐渐普及【2 4 2 7 1 。在这一时期，人工神经网络模 型也发展起来t t 篮啦】0 3 。 1 2 4 平原区产汇流模拟的研究进展 在流域水文模型的发展过程中，山丘区的水文模拟受到人们的青睐，而平 原河网的水文模拟则往往被忽视。下面主要介绍国内的平原区产汇流模拟的进 展。 1 9 8 7 年，陈沂在对平原地区降雨径流模型问题的探讨一文中根据国内 外平原地区阵雨径流关系的研究，结合我固东邦平原地区的水文特点，推荐了 一种适用于地势平坦，地下水埋深较浅，在均质土层下有一个较浅的桐对不透 水层的半原地区降阿径流模型。模型从水量平衡的观点出发，通过实测水文资 料的分析及必要的野外螽勘和试验，求得研究流域的特征参数和上壤特性参数。 根据模型可明降阿和蒸发能力作为总输入，分别稚 ；降阿入流量、地表径流最、 土壤水分变量、地下水蓄变量、地下径流量和河川总径流及其千h 应的变化过程 1 2 1 。 1 9 8 8 年山东省邓集试验站、南京水文水资源研究所的杨裕英在黄淮海平 原地区“三水”转化水文模型一文中根据黄淮海平原地区地下水较浅，地表 水、土壤水和地下水三者之间有密切联系的特点，提出了一个以水循环各要素 为基础，并考虑三水转化关系的水文模型1 3 3 】。 1 9 8 9 年刘新仁、王玉太和朱国仁在淮北平原汾泉河流域水文模型一文 中以淮北平原的汾泉河流域为试点，分析研究了平原坡水区的水文特性，提出 了一个适用于淮北平原的平原流域水文模型。此模型的特点是：产流部分能模 拟表层超渗和蓄满两种产流方式；汇流部分用两个非线性系统分别模拟表层水 和地下水的汇流，其中地下水的非线性汇流概念性模型是建立在平原河网基础 上的，并认为传统的地下水线性响应的假定在地下水埋藏浅的平原地区不再适 6 自海人学硕i ：学位论文 用【硼。 1 9 9 3 年梁瑞驹、程文辉、蔡文祥和马燮铫在太湖流域水文数学模型一 文中提出了一个针对太湖流域的全流域水文数学模型，该模型包括河流、湖泊 模拟、边界条件模拟、降雨径流模拟、工程情况及控制运行方式模拟以及骨干 河网中水流运动模拟五个方面【3 5 1 。 1 9 9 6 年沈言贤、钱毅和徐小林在平原水网区产汇流模式探讨一文中运 用一种分析研究方法，从物理成因角度出发，根据平原水量平衡计算原理，控 制进出水量，提出了一个具有稻田结构和土壤水分结构模式的模型来模拟基本 闭合的水网区的产流【蚓。 1 9 9 6 年高建峰和于玲在五道沟地区“三水”转化水文模型一文中应用五 道沟水文水资源试验站近四十年的水文、气象资料，提出了一个适用于地下水埋 深较浅，降水、地表水、地下水、土壤水相互转化垂直水分交换在水文循环过程 中占重要地位，即无人为影响情况下的渗入蒸发型的平原地区的水文模型。 模型将包气带土壤分为上下两层，上层透气性好，下层为非耕作层。当降雨量扣 去蒸发后首先满足包气带缺水量，然后产流。产流量经包气带土壤调节并以雨前 地下水最大缺水库容作为上限限制形成降雨入渗补给地下水量和地表径流。蒸发 过程包括土壤蒸发和潜水蒸发，消耗的地下水为潜水蒸发，消耗的土壤水为土壤 蒸发，且蒸发过程是自上而下进行的【朔。 1 9 9 7 年王腊春、彭鹏、周寅康和都金康在湿润地区平原圩区产流机制研究 一文中以霍顿下渗曲线为基础，提出了一个适用于湿润地区平原圩区的产流模 型。模型将圩区下垫面分为水面、水田和旱地( 及非耕地) ，分别进行降雨产流 计算f 3 3 1 。 1 9 9 8 年赵永军、杨珏和程文辉在太湖流域产汇流模拟一文中结合传统 的水文方法提出了适用于平原河网地区的产汇流模型，在太湖流域的水量和水 质计算中证明概模型是成功的。由于下垫面差异足以构成产流方式的差异，且 下垫面组成复杂，将下垫面分为水面、水田、非耕地、旱地、城镇分别模拟其 产流，利用瞬时单位线模拟计算区域内的山丘区和平原区的汇流【3 9 1 。 1 9 9 9 年邓孺孺、陈晓翔、胡细风和何执兼在遥感和g i s 支持下的平原河 网区暴雨产流模型研究一文中将下垫面因素和暴雨因素列为随时空变化而变 7 海人学硕i ：学位论文 化的因子，运用遥感技术实时获取雨前土壤含水量等可变的区域下挚面数据， 从物理成因出发，建立数学模型对计算区域各时空单元的产汇流情况分别进行 计算模拟【帅j 。 2 0 0 1 年王发信和宋家常在五道沟水文模型一文中提出了我国第一个以试 验站命名的平原区“四水”转化水文模型五道沟水文模型，该模型由降水入 渗补给地下水模型、地表水径流模型、田自j 蒸散发模型、地下水开采模型、土壤 水模型、潜水蒸发模型6 个子模型构成，模型输入为降水量、水面蒸发量，输出 为土壤含水率、地下水位和地表径流过程。模型可广泛应用于农田除涝水文计算、 产汇流分析、水资源评价等领域。 2 0 0 1 年陈明在第二松花江干流四水转化模型研究及应用一文中以流域水 循环和平衡原理为理论基础，建立了一个研究地表水、土壤水和地下水的形成转 化及其数量关系的四水转化模型。模型把流域下垫面分为透水面积和不透水面 积，不透水面积上形成直接产流量；在透水面积上，又分为上下两层，各层土壤 含水量分别设置了张力水和重力水容量，以及重力水出流系数，透水面积上的产 流量又分为地表径流、壤中流、地下径流三种。透水面积上的蒸散发量计算的模 型是线性的，它与张力水蓄水量成正比【4 2 1 。 2 0 0 1 年王才和唐继业在辽宁中部平原区“三水”转化水文模型一文中基 于饱和产流理论，针对辽宁中部平原“三水”转化规律，在实验研究资料分析基 础上，建立了“三水”转化水文模型。模型将包气带土壤计算层分为上、下两层 进行双层扣损计算。对土壤张力水，应用指数型张力蓄水容量曲线计算总产水量。 对土壤重力水，应用抛物线型重力水容量分布曲线进行地下水库调节，计算出地 表径流量和地下径流量i 钉1 。 2 0 0 4 年张德同和付艳红在白城平原区“四水”转化产流模型的探讨一 文中为解决区域无径流资料地区的水资源量的问题，将计算单元或流域( 区域) 看成一个系统，把降水、蒸发、地表水、土壤水、地下水及农业生态和灌溉等 视为不仅相互关联，而且又相互制约的子系统，利用物理方程和逻辑判断，建 立了白城平原区“四水”转化产流模型 4 4 1 。 2 0 0 6 年程文辉、王船海和朱琰著的太湖流域模型一书中将平原河网 地区的下垫面分为水面、水田、旱地及非耕地和城镇四类，并在以前研究的基 # 海人学硕i ：学位论文 础上对太湖流域模型加以改进完善，特别是对旱1 l b j 及t i e 耕地的产流模拟。作者 认为太湖流域旱地产流是地下水位抬高和微地形高低不平的结果，将地下水位 作为一个状态变量，将产流与地下水位联系在一起，可利用计算中的地下水位 是否符合实测值来检验产水模型的合理性【4 5 】。 1 3 本文的研究内容 本文在以前的平原区产汇流模型研究成果的基础上，将平原河网地区的下 垫面分为水面、水田、旱地及非耕地和城镇四类，在早地及非耕地的产流计算 中，改进新安江三层蒸发模型中深层蒸发系数在平原区产流中的缺点和弊端， 将原有的产流模式通过潜水蒸发，与地下水位建立联系，利用地下水位作为检 验产水模型合理性的依据；将四种下垫面联合进行产流计算，合理地处理产流 计算时各下垫面之间的转换交互。将产流计算得到的各下垫面的净雨深进行汇 流计算，与水动力学模型相结合，经过坡面汇流和河网汇流计算得流域出口断 面的流量过程。 9 河海人学顾i + 学位论文 第二章平原区产流的模拟方法 模型实际上是一个变换器，将输入变换为输出，例如：降雨产流模型是将 流域内降雨和蒸发时空分布( 输入) 变换为流域净雨净时空分布( 输出) ；流域 河网水量模型就是将流域降雨和蒸发时空分布及边界潮位( 输入) 变换为流域 内水利要素水位及流量的时空分布( 输出) 。 产流模型的输入为流域内降雨与水面蒸发的时空分布。实际情况是降雨与 水面蒸发量在流域面上的时空分布是连续的，在数学模型中必须将时问和空间 连续变化的过程予以离散化。由于暴雨具有随时问变化的空间分布，土壤、植 被、地形、地貌、地质、水文地质等条件在空间上也呈不均匀分布，人类活动 的影响一般也是随时空变化的，所以在进行模拟计算时要将计算区域划分为若 干个分区。空问分布上用分区的面平均降雨量、蒸发量作为降雨、蒸发在流域 面上连续空问分布的近似。时问的离散取决于所研究问题的性质和对象。 2 1 下垫面的分类 由于不同下垫面具有不同的产流规律，因此产流必须分开进行计算。下垫 面对于数学模型中的产流模拟十分重要，是产流模拟计算中的基础资料。根据 全国土地利用现状调查技术规程公布的“全国土地利用现状分类系统”，将 士地分为8 个一级类型，8 8 个二级类型。如此详细的分类不仅资料难以取得， 模型中也很难反映各种下垫面之间的差别。 为了计算方便并区分开不同下垫面之间的差异，在模拟过程中把下垫面分 成四类：水面、水田、旱地及非耕地和城镇建设用地。 1 ) 水面：包括河流、湖泊、水库和塘坝等。 2 ) 水田：有水源保证和灌溉设施，能经常灌水，用以种植水稻、莲藕、席 草、茭白和茨菇等水生作物的耕地。 3 ) 旱地及非耕地：除水田以外的其他耕地，包括水浇地、旱地、望天田和 菜地。将未利用地，如荒草地、盐碱地、沼泽地、裸土地和嗣坎等也包括在这 一类中。 河海人学硕i ：学位论文 4 ) 城镇：包括城市、集镇、农村居民点、工矿、国防、名胜古迹及学校等 企事业单位用地和铁路、公路及其附属设施。 2 2 旱地及非耕地产流模拟 旱地与非耕地下垫面不完全相同，产流机制亦不完全相同，但要再细分， 在资料上有困难，简单起见，将两者归并在一起。 2 2 1 土壤蒸发过程 土壤蒸发过程是土壤失去水分的主要过程，土壤蒸发过程大体上可分为三 个阶段。当土壤含水量大于用问持水量时，土壤中的水分可以通过毛管作用源 源不断地供给土壤蒸发，差不多有多少水分从土壤表面逸散到大气中去，就会 有多少水分从土层内部输送至表面来补充，这种情况属于充分供水条件下的土 壤蒸发。随着土壤蒸发的不断进行，土壤含水量将不断减小。当土壤含水量小 于用间持水量后，土壤含水量大于凋萎含水量时，土壤表层仍按陆面蒸发能力 蒸腾。地下水位则由于潜水蒸发，将地下水潜水蒸发量带到土壤表层。作用在 土壤表层的有两部分水量，地表的陆面蒸发，底部的潜水蒸发补给。当陆面蒸 发能力大于潜水蒸发补给时，土壤中毛管连续状态将逐步遭到破坏，通过毛管 输送到土壤表面的水分也因此而不断减少。在这种情况下，由于土壤含水量不 断减小，供给土壤蒸发的水分会越来越少，以致土壤蒸发将随着土壤含水量的 减小而减小，这一阶段一直要持续到土壤含水量减至毛管断裂含水量为止。此 后，土壤中的毛管水不再呈连续状态存在于土壤中，依靠毛管作用向土壤表面 输送水分的机制将遭到完全破坏。此后，土壤水分只能以膜状水或气态水形式 向土壤表面移动。由于这种仅依靠分子扩散而进行水分输移的速度十分缓慢， 数量也很小，故在土壤含水量小于毛管断裂含水量以后，陆面蒸发量等于潜水 蒸发。 2 2 2 陆面蒸发能力 陆面蒸发现象比水面更为复杂，陆面可干可湿，即对蒸发的供水不一定充 1 2 i l i i 海人学硕l ：学位论文 分。陆面条件多种多样，各有不同的蒸发规律，特别是植被的有无、多少及种 类，对蒸发的影响很大。植物根部能吸收比较深层的水分到叶面上去进行散发， 与土壤本身的蒸发有很大的不同。 当土壤供水充分、不受限制时，土壤的蒸发量( 包括土壤中水分蒸发及植 物散发) 达最大可能值，称为陆面蒸发能力。一般认为，当土壤含水量达到田 问持水量时，陆面蒸发等于其蒸发能力。陆面蒸发能力有多大，与水面蒸发量 的关系如何? 一般认为冬季陆面蒸发能力与水面蒸发量接近，夏季陆面蒸发能 力大于水面蒸发量。因为夏季的地面温度较水温高，土壤中水分比水面更容易 蒸发；另外，夏季植物茂盛，是生长的旺盛期，根系吸收土层中水分多。文献 | 4 8 1 认为夏季的陆面蒸发能力为水面蒸发的1 3 1 5 倍。因此，估计陆面蒸 发能力的方法是将水面蒸发乘以一个系数，作为陆面蒸发能力。 2 2 3 潜水蒸发 平原地区大多数是由冲积和沉积而成，地域开阔、地势平坦、第四纪的冲 积物和沉积物深厚。平原地区的地面径流和地下水，除了外来洪水或引力以外， 一般都是由当地降雨所产生。水分在土壤中的运动方式以垂直运动为主。地面 产流的大小不仅与表层土壤含水量有关，还与浅层地下水位有关。浅层地下水 埋深较浅，其水力坡度特别平坦，水平方向地下水流动非常微小，在数学模型 中可以忽略不计。浅层地下水位的变化受降雨影响明显，降雨量较大时，地下 水位可达地面，形成地面积水。无雨或降雨量不及蒸发量时，地下水位由于潜 水蒸发而下降。潜水蒸发，指蒸发的水源来自浅层地下水，并非直接意义上的 蒸发。潜水蒸发量的大小，反映在地下水位下降的幅度上。它与土壤蒸发既有 区别，又有联系。其区别在于：非饱和土壤蒸发的水源，得之于土壤水分，土 壤蒸发强度的大小，反映在土壤含水量减少的多寡。其联系在于：当土壤含水 量减少时，通过土壤的非饱和渗透作用，潜水又补充土壤水分。 当蒸发量大于降雨量时，由于潜水蒸发，地下水位下降。研究裸地潜水蒸 发的方法主要有经验法和机理法，在潜水蒸发的研究中多采用经验法。在关于 潜水蒸发的研究中，已有许多计算潜水蒸发量的经验公式在生产实践中被采用， 并取得了许多成果。经验公式法，即以大量的不同地下水埋深条件下测坑试验 河海人学顾f j 学位论文 ( 裸地或有作物) 测得的潜水蒸发数据，通过回归分析建立经验模型，所确定 的潜水蒸发系数一般都是反映某一土质的不同地下水埋深( 固定) 时水面蒸发、 地下水埋深与潜水蒸发的关系。经验法所得的结果有一定的适用范围，而且需 要大量的实测资料。常用的经验公式又可分为两类：单一考虑潜水埋深的计算 公式和考虑潜水埋深、大气蒸发能力、盐分等影响因素的潜水蒸发计算公式。 下面只介绍仅考虑潜水埋深的经验公式【4 9 1 。 阿维扬诺夫公式，主要表述潜水蒸发强度与地下水埋深的关系，阿维扬诺 夫认为潜水蒸发强度主要与地下水埋深有关，并提出了极限埋深的概念。该公 式在实际中得到了广泛应用。 以= ( t 一爿 陋t ， 指数型公式 e g = e o e 一“ ( 2 2 ) 式中：乓潜水蒸发量，m l t t ： 水面蒸发量，m m ； z 地下水埋深，c l l l ； z 。潜水蒸发刚好等于0 时的地下水埋深，即极限埋深，一般小 于3 m ： n 、a - - 因土质等条件而变的潜水蒸发指数。 方程式( 2 - 1 ) 有2 个参数，方程式( 2 2 ) 比较简单只有一个参数。如果取 e = , u d d t ( 2 - 3 ) 式中：给水度，即土壤所能释放出来的水层厚度； a j l 相应于潜水蒸发e g 的地下水位降幅。 将式( 2 3 ) 代入( 2 1 ) ，得： 筹= * 丢) 4 c 2 。， 或式( 2 3 ) 代入( 2 - 2 ) ， 4 河海人学硕l 学位论文 竺：! 。一一 g o 根据实测的降雨、蒸发、地下水位资料， 潜水蒸发公式的参数z 。、月或口。 2 2 4 旱地产流的计算方法 2 2 4 1 土层划分 ( 2 5 ) 即可利用式( 2 - 4 ) 、( 2 5 ) 用来计算 土壤含水量及地下水位对降雨渗漏及土壤蒸腾起着决定性作用，将早地土 壤含水量概化为四层，如图2 1 。 o a 称为土壤含水量强烈变化带；a b 称为土壤含水量稳定带( 即土壤含水 量为用问持水量) ；b c 称为毛管上升水带；c 以下为饱和带，c 处为地下水水 位。当地下水位上升时，毛管上升水带跟着上升，a b 区域跟着缩小。当地下 水位上升到一定高度后，a b 区消失。如果地下水位再继续上升，毛管上升水 带侵入o a 区，最终地下水位可能上升到地面，形成地面积水。当土壤含水量 垂直分布处于图中a b c d 状态时，降水首先应满足土壤缺水需要，即填满a b e 范 围内的所缺水量，使最上层o a 土层含水量达到田问持水量，土壤含水量垂直 分布呈e b c d ，多余的降雨直接在重力作用下补给地下水，引起地下水位的上升。 无雨时，o a 层如果没有干的话，即土壤含水量大于凋萎含水量时，土壤表层 仍按陆面蒸发能力蒸腾。地下水位则由于潜水蒸发，通过毛管上升水带、土壤 持水带将地下水潜水蒸发量带到上层o a 。作用在上层o a 带中有二部分水量， 地表的陆面蒸发，底部的潜水蒸发补给，通过o a 带的水量平衡，可以计算出 这一带的土壤含水量的变化。当连续无雨时，陆面蒸发能力大于潜水蒸发补给 时，o a 层土壤含水量逐渐消耗，消耗殆尽后，陆面蒸发量等于潜水蒸发。 1 5 河海人学硕i ：学位论文 土壤含水量( 体积白分数) 2 2 4 2 产流机制 图2 1 土壤含水量垂直分布概化 降雨变成地表径流，最直观的现象是地下水位上升到地面导致地面积水， 降雨无法下渗，形成地表面上的径流现象。平原地区存在这种产流机制，但出 现机会相对较少，大部分产流现象出现在地下水位没有达到地面高程，降雨仍 在下渗，地表看不到明显的径流现象，但在一些排水沟、洼地等处出现了径流 现象。 地下水位低于地面，说明地下水位上层土壤没有饱和，对于非饱和土壤仍 有能力接受下渗，并将下渗水量传输到地下水。在土壤非饱和情况下，水平方 向的水量交换只能依靠扩散作用，扩散水量取决于土壤含水量梯度，与产流相 比这部分水量是非常微量的。径流的主要补给只能是地下水的流出，但是在平 原地区地下水位与河网水位都很平坦，水位差不大，因此地下水与河网骨干河 道的水量交换不可能大。地下水大量补给地表径流的原因可能是微地形的变化， 从总体上来看平原地区地形非常平坦，但从微观来看，凹凸不平，如图2 - 2 所 示。排水沟、低洼地等，无雨时没有水或水不流动。等到地下水位升高到比它 高时，这些地形就成为地下水排出的动力。 1 6 河海人学碗| j ：学位论文 ， 厂八捧水沟厂1 、吨筝矿 v 1 i 地下承流出 地下水流出 图2 - 2 地下水埋深较浅时 2 2 - 4 。3 模型的数学表达及参数 上层最大缺水量w u m 。如果不计凋萎含水量，那么上层最大缺水量为 图2 - l 中o a e b 面积所对应的水量，为模型的一个非常重要的参数。 地下水位埋深z 。z = g 一】，g 为地面高程，y 为地下水位。z 和y 均 为模型的状态变量。g 不是模型的参数，但它决定了地下水位】，的值，g 如果 比实测值取大了，则地下水位亦大了。有决定意义的是地下水位埋深，它 是一个相对值，不取决于g 的选择。对于每个分区的平均可取该分区地面高程 作为g 值。 微地形的数学描述。微地形是导致地下水位到达地表以前，就形成了水 平方向流动，产生了径流量。在模型中用最小埋深z 。来描述微地形影响，即 地下水位埋深达到z 。时，地