（水文学及水资源专业论文）里下河地区产流模型研究.pdf

河海大学硕士学位论文 摘要 降雨产流模型以流域为系统，降雨产流形成的理论为基础，模拟经概化 和简化后的流域降雨产流形成过程。目前，水文模型中产汇流模型的研究受 到水文界众多专家的关注，而平原地区由于产流规律的特殊性、实测资料的 不足及计算结果得以直接检验的困难性使得平原区产汇流模型的研究成为水 文模型研究的难点。 本文研究的里下河地区地势平坦，河流水位差小，且属于平原湿润地区， 因此采用一层潜水蒸发模式来处理。本文在前人平原河网地区产流模拟的研 究基础上，对产流模型中的地下水位做了重点研究和分析。根据下垫面将产 流模型分为水面模块、水田模块、旱地模块和城镇模块。通过地下水位实现 这四个产流模块的耦合，计算出产流模型中一年内的日平均地下水位，并将 计算的地下水位和实测的地下水位作对比，两者拟合较好。为了研究重要参 数在产流模型计算中的作用，本文还对这些重要参数做了详细分析。 本文将全流域内地下水位作为产流模型中的一个状态变量实现了产流和 地下水位的紧密联系，虽然产流的目的不是模拟地下水位，但是通过本文模 拟的地下水位的结果可以说明本文建立的产流模型具有可靠的理论依据，并 且克服了单点产流的缺点。 关键词：里下河地区产流模型地下水位潜水蒸发 河海大学硕士学位论文 a b s t r a c t 1 1 l em o d e l o fr a i n 僦l - m n 0 行即d u c i i l gr e g 莉sb a s i n 笛i t ss y s t 锄t o 鲕m u l a t 懿r a i n f a u - 啪o f fp c c s so fn l eb 鹊i nt 1 1 a th 豁b 咖s 1 暇i m 撕z e da n d 蜘p l i f i e do n l eb 商so ft l l et h e 0 巧o fr a i n 僦l 九盯l o f f 向姗a t i o n p 删；e n t l xt l l e r 鼹e a r c ho fm n o f r ) ，i e l da n dm n 0 行c o n c 胁仃a t i m o d e l ，w h i c hi si n c l u d e di n h y d r o l o 西c a lm o d e l ，h 嬲b e e np a i dm o r c 甜铋t i o nb ym a n ye x p e n sw h oa f ef 锄o u s i l lh y d l o g yf i e l d i i ip l a i n 姆o l l ，b e 咖s eo ft l l e 叫i c i l l 撕t yo ft l l em l eo f ) ，i e l d ， l el a c ko fm e a 飘l r o dd a t a 锄dt h ed i 街c u l yo fd i r e c tt e s tt 0c a l c u l a t i o nr e s u l t ，t 1 1 e s t i l d y r a i n 脚l r u n o f rm o d e li n 跚c ha r c ab e c o m 髓ad i 伍c u l t yi nh y d m l o 百c a l m o d e l 陀s e a r c ! h t h em a i nr e s e 盯c hi i lt l l i sp a p e fi sl i x i ar i v 盯b 勰i n i th a sn a tg r o u n d 绷d b e l o n g st 0l m m i da r o n el a y e r0 f 姗i cc v 印o m t i o np a t t e n li su s e d b 嬲e d o np 硎0 u sr 蛆o f fp i 讪c i l l gs t t l d yi np l a i na 托呜廿l i sp a p l e ：fp 毗锄p h a s i so n u n d e r g r o m l dw a t e rl e v e li i l 姗0 f f 珥d d u c i i l gm o d d a c c o r d i n gt 0n l eu n d e r l 姐n g 跚r f a ，r u n o f fp i 咖c i n gm o d e lc a nb ed i 啊d c d 访t 0f o u rm o d l l l 髓：w a t e rs 1 1 r f a c c m o d u l c ，p a d d yf i e l dm o d u l e ，d 巧l a i l d 删e 锄dt 嗍im o d u l e t h e f o l | rm n o f f p r o d u c i l l gm o d u l 鼹a c o u p l o db yu l l d 盯伊o u n dw a t 盯l e v e lt 0w o f i 【so u t 廿l ed a i l y l d e r 目0 珊dw a t e rl e v e li l ln l ew h o l cy 船r b y 伽m t r a s t m ec u f 、，eo fc a l c u l a t i o n 吼d e f 黟o l l n dw a t 盯l e v e lf t sn l a to fm s 删w a t 盯t a b l ew e l l t bf i g u r eo u tn i e r o l 髓n l a tm a i np a r a m e t e 璐p l a yi i lm n o f fp r o d u c i n gm o d dc a l c u l a t i o l l ，t l l i sp a p 屺r 孤a l y s 懿n l 鼯em a i l lp a 础m e t e 侣d e t a i l e d l y h lm i sp a p t 0 a l i z ec l o s er e l a t i o f 删1 0 f r 舯妣c i n g 锄dt l l el e 、，e lo f u n d e r g r o u r l dw a t r e g a r d su n d c r g r o u n dw a t c rl c 、r do ft l l ew h o l eb 嬲i i l 弱a v 碰a b l ei l ln l i s 舳o f fm c i n gm o d e l a l n l 叫g l lt l 比a i mo fn 圮m n o f fm o d c l c a l c l 】【l a 缸o ni sn o ts i m u l a t eu n d e r 伊o dw a t 盯l e v e l ，m es i i i m l a t e d 他跚l to fm e w a t e ft a b l ep r 0 v 懿m a tr a i n f 甜l r u n o f rp d u c i n gm o d d 嚣t a b l i s h e di i l ! l i st h 髂i s h 够c 捌i b l e 廿1 r e t i c a lf o m l d a t i o n 1 ta l o v 鲫c o m 鹤d i s a d v a l n a g 懿o fn m o 行 p r o d u c i n gm o d d i i lt l l es i i l 百ea r e a 1 ( e yw o r d s ：l i x i ar i v 盯b 鹬i 玛n l l l o f rp r o d l l c i l l gm o d e l ，l d e r 孕d u n dw a t 盯l e v d ， p l 删ce v 邳删0 n i i i 河海大学硕士学位论文 图表清单 图2 1 包气带和饱和带1 1 表2 1 江苏省e 6 0 l 蒸发皿的水面蒸发折算系数表1 6 图2 2 蓄水容量曲线l8 图2 3 微地形纵剖面2 0 图2 4 地下水出流与地下水位关系2 0 图2 5 土壤含水量垂直分布概化图2 l 图2 6 旱地产水模型计算流程图2 3 图2 7 水田产水模型结构图2 8 图2 8 城镇产水模型结构图2 9 图3 1 里下河地区的位置3 3 图3 2 里下河区域分片图3 4 图3 3 里下河河网水系图3 6 图3 4 里下河地区行政分区图3 7 图3 5 里下河地区雨量站三角形网4 l 图3 6 里下河地区泰森多边形4 l 图3 7 里下河地区蒸发测站位置图4 2 图3 8 里下河地区1 9 7 0 年的地下水位测站位置图。4 2 图3 9 里下河地区1 9 7 2 年的地下水位测站位置图4 3 图3 1 0 产流模型中四模块的耦合图4 8 图4 1 里下河地区l9 7 0 年地下水位拟合图5 2 图4 2 里下河地区1 9 7 2 年地下水位拟合图5 2 图4 3 里下河腹部地区1 9 7 0 年地下水位拟合图5 3 图4 4 里下河腹部地区l9 7 2 年地下水位拟合图5 3 图4 5 里下河腹部地区1 9 7 2 年地下水位拟合图( 修正) 。5 4 图4 6 里下河斗北地区1 9 7 0 年地下水位拟合图。5 4 图4 7 里下河斗北地区1 9 7 2 年地下水位拟合图。5 5 图4 8 里下河地区19 7 0 年降雨量和地下水位图5 5 图4 9 里下河地区1 9 7 2 年降雨量和地下水位图5 6 图4 1 0 里下河腹部地区1 9 7 0 年降雨量和地下水位图5 6 图4 1 l 里下河腹部地区1 9 7 2 年降雨量和地下水位图5 7 图4 1 2 里下河地区1 9 7 0 年地下水位和产流量图5 7 v 里下河地区产流模型研究 图4 1 3 里下河地区1 9 7 2 年地下水位和产流量图5 7 图4 1 4 里下河腹部地区19 7 0 年地下水位和产流量图5 8 图4 15 里下河腹部地区l9 7 2 年地下水位和产流量图5 8 图4 1 6 里下河地区1 9 7 0 年水面模块计算结果图5 9 图4 1 7 里下河地区1 9 7 2 年水面模块计算结果图5 9 图4 1 8 里下河地区1 9 7 0 年城镇模块计算结果图6 0 图4 1 9 里下河地区l9 7 2 年城镇模块计算结果图6 0 图4 2 0 里下河地区l9 7 0 年旱地模块计算结果图6 l 图4 2 1 里下河地区1 9 7 2 年旱地模块计算结果图6 l 图4 2 2 里下河地区1 9 7 0 年水田模块计算结果图6 2 图4 2 3 里下河地区1 9 7 2 年水田模块计算结果图6 2 图4 2 41 9 7 0 年里下河腹部地区不同给水度的地下水位图6 3 图4 2 51 9 7 2 年里下河腹部地区不同给水度的地下水位图6 3 图4 2 61 9 7 0 年里下河腹部地区最小地下水位不同时的地下水位图6 4 图4 2 71 9 7 2 年里下河腹部地区最小地下水位不同时的地下水位图6 4 图4 2 81 9 7 0 年里下河腹部地区不同潜水蒸发系数的地下水位图6 5 图4 2 91 9 7 2 年里下河腹部地区不同潜水蒸发系数的地下水位图6 5 图4 3 01 9 7 0 年里下河腹部地区不同旱地最小灌溉水位值的地下水位图 6 6 图4 3 l1 9 7 2 年里下河腹部地区不同旱地最小灌溉水位值的地下水位图 6 f ； 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( 签触事- ! 密睁 学位论文使用授权说明 加昌年年月彳日 河海大学、中国科学技术信息研究所、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。 论文作者( 签名) ：亨璺! ! 多歹帅8 年 年月护日 河海大学硕士学位论文 1 1 问题的提出 第一章绪论 水具有利害两重性，它既是人类赖以生存的物质资料，同时又会因为“水 多一或“水少”给人类造成“涝灾”、“水灾芹、“旱灾 。在我国，劳动人民防 治水害、兴修水利的斗争历史更是源远流长。从古至今，我国劳动人民防治 水旱灾害、兴修水利的历史事件数不胜数。新中国成立后，我国大力开展水 文预报工作，努力提高水文预报技术的科学性、有效性，为防汛抗旱部门提 供强大的决策支持，使得我国的防洪抗旱工作取得了伟大的胜利。 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。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项托的影响， 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，而是一组与下游水位相关的曲线。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，为防止外捧水流倒灌，常设闸建泵控制，流域内水流情 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流，为防 洪除涝提供决策依据就显得尤为重要【i 】 随着水文学理论的不断发展和人们对流域产流过程认识的不断深入，流 域产流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 里下河地区产流模型研究 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 产流模拟时，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剌3 1 。 1 2 国内外研究现状 1 2 1国外产流理论的发展 传统的产流理论是1 9 3 5 年h 0 n o n 提出的下渗理论，他将其与流域实际 情况相结合，形成了完整的流域产流理论，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，这就是 著名的h o n o n 产流理论m j 。它正确地阐明了地质包气带情况下超渗地面径流 和地下水径流产生的物理条件，为6 0 年代初我国提出“蓄满产流 和“超渗 产流 奠定了基础1 5 j 。从上个世纪6 0 年代以来，古典霍顿理论的适应情况以 及实际产流机制得到进一步的质疑、研究和完善，在这一时期，壤中流、饱 和坡面流的形成机制以及部分面积产流的概念被提出【6 l 。由于自然界降雨特性 时空分布的多样性和包气带结构的复杂性，使得流域产流过程一般要涉及到 一种以上的径流成分【4 ，7 8 j ，因此，根据径流成分的不同，可分为不同的产流机 制，以总径流量由降雨强度引起的超渗产流机制和总径流量由降雨量引起的 蓄满产流机制最为典型。湿润地区降雨产流主要以蓄满产流方式为主。干旱 地区则以超渗产流方式为主，霍顿模型【9 】是其代表。但对多数流域，尤其是干 旱半干旱流域【lo 】，产流方式并非是绝对的，往往两者共存。2 0 世纪7 0 年代， d u 鹏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。鼬) ，( 1 9 7 8 ) 在d 吼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 2 河海大学硕士学位论文 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 2 j 。二十世纪 九十年代左右，国外关于综合蓄满和超渗产流机制的概念性产流模型得到了 研究，m s i 、 a 1 孤【1 3 】于1 9 8 7 构建了第一个同时考虑蓄满和超渗产流机制的混 合产流模型。 1 2 2 国内产流理论的发展 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 f t o n 产流理论在生产实际中得到应用【7 1 。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。水文专家芮孝芳( 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【1 2 1 。在水文学的发展过程中，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由于其下垫面的多样性、产流机制的 复杂性以及空间变异性而往往被忽视。本文研究的里下河地区属于平原河网 地区，因此这里着重介绍平原区产流模拟的研究状况。， 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 内外平原地区降雨径流关系的研究，结合我国东部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相 对不透水层的平原地区降雨径流模型。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勘察和试验，求得研究流域的特征参数和土 壤特性参数。根据模型可用降雨和蒸发能力作为总输入，分别推出降雨入流 量、地表径流量、土壤水分变量、地下水蓄变量、地下径流量和河川总径流 及其相应的变化过程【2 】。 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l ：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m 】 1 9 8 9 年刘新仁、王玉太和朱国仁在l ：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，分析研究了平原坡面区的水文特性， 3 里下河地区产流模型研究 提出了一个适用于淮北平原的流域水文模型。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 区不再适用。 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【1 5 】。 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【i6 1 。 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【 】。 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 i 引。 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【1 9 1 。 1 9 9 9 年邓孺孺、陈晓翔、胡细凤和何执兼在 ：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 4 河海大学硕士学位论文 而变化的因子，运用遥感技术实时获取雨前土壤含水量等可变的区域下垫面 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【2 0 1 。 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、田间蒸散发模型、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 。 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【翻 2 0 0 1 年王才和唐继业在 辽宁中部平原区“三水一转化水文模型一文 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。三水一转化水文模型。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【2 3 l 。 2 0 0 4 年张德同和付艳红在白城平原区“四水一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“四水一转化产流模型1 2 4 1 。 2 0 0 6 年程文辉、王船海和朱琰著的 o ( 地下 水位上升) 时，e 譬为地下水入渗补给量；当j l f ； s t l c = oo 疋2 置， 【o疋2 0 ， ( 2 2 5 ) 只2 s t l 坞= oo 墨2 墨， 【oq 2 o 土壤蒸发采用 推求具有填洼 ( 2 2 6 ) 河海大学硕士学位论文 式中 墨2 = 墨l + 忍 ( 2 2 7 ) 且 ：= 伊羔 仁2 8 ， 式中 尺：具有填洼的不透水层径流深( m m ) ； 墨，洼地最大拦蓄量( 衄n ) ； 墨。、墨：一时段初、末洼地拦蓄量( m m ) ； b 有效降雨。 3 ) 不透水层的产流模拟 玛= 仔蒜 式中风不具有填洼的不透水层径流深( 嗍) 综上所述，城镇下垫面的总径流深为各种下垫面径流深的加权平均，即 r = 4 墨+ 鸣马+ 4 玛( 2 3 0 ) 式中足城镇建设用地的总径流深( 咖) 2 7 小结 本章介绍了产流计算的理论知识，包括土壤的包气带结构、下垫面的分 类以及不同下垫面情况下的产流处理方法。为使模型研究的结果与实测结果 更吻合，将下垫面分为四种类型：水面、水田、旱地及非耕地、城镇。在本 章第3 6 节分别讨论了不同的下垫面的产流模拟方法，以及模型产流所涉及 到的重要参数和理论原理，为接下来的模型研究作了基本理论的准备。同时， 通过各个模块的模型结构图可以更清楚的了解各种下垫面的产流机制。 3 l 河海大学硕士学位论文 第三章里下河地区产流模型的研究 3 1自然概况 3 1 1 地理位置 里下河平原因介于里运河( 简称里河) 和串场河( 俗称下河) 之间而得名。里 下河地区位于江苏省中部，介于长江和淮河之间，地理位置介于东经 1 1 9 0 0 8 ， 1 2 0 0 5 6 ，北纬3 2 0 1 2 ， 3 4 0 1 0 之间。按照现在的里下河地区水利规划【3 l 】， 其范围为：里运河以东，苏北灌溉总渠以南，扬州至南通3 2 8 国道及如泰运 河以北，海堤以西。根据地形和水系特点，以通榆河为界，划分为里下河腹 部和沿海垦区( 沿海垦区包括斗北区和斗南区) 两部分( 图3 2 ) 。本文所指的里 下河地区是两部分的总合( 见图3 1 ) 。 图3 1 里下河地区的位置 里下河地区产流模型研究 图3 2 里f 间区域分片图 3 1 2 地形地貌 里下河地区系里下河平原，为江淮平原的一部分，由长江、淮河及黄河 泥沙长期堆积而成，四周高，中间低，呈碟型，俗称“锅底洼 。中部水面被 分割成许多大小不等的湖荡沼泽，射阳湖和大纵湖周围湖滩地面高程1 m 左右 ( 废黄河基面) ，由湖滩向盆地外缘地势渐高，地面高程为3 5 m ，淮安楚州区、 江都市城区附近地面高程乱7 m ，长江北岸沙嘴与黄淮三角洲沙嘴地面高程在 5 m 以上。 该地区总面积1 1 7 2 2 虹2 ，地面高程2 5 m 以下的面积占全区总面积5 9 ， 高程3 o m 以下占8 0 2 。其中沿里运河、沿总渠自流灌区面积2 3 4 0 l 2 ，地 面高程2 5 m 以下占4 1 ，3 o m 以下占2 8 o 。原洼地圩区总面积9 3 8 2 k m z ， 地面高程2 o m 以下占4 0 1 ，2 5 m 以下占7 2 6 ，3 0 m 以下占9 3 2 。 河海大学硕士学位论文 3 1 3 水文气象 里下河地区气候处于亚热带和暖温带的过渡地带，具有明显的季风气候 特征，日照充足，四季分明。年平均气温1 4 1 5 ，无霜期2 1 毗2 0 d 。区 内年平均降雨量为1 0 0 m 眦，汛期降雨量集中，6 9 月降雨量约占年降雨量的 6 5 左右，同时，降雨量年际变化也较大。年平均蒸发量为9 6 0 i i l m 左右。 从形成该地区大洪大涝天气系统的原因来看，主要是6 月左右的梅雨和7 月、8 月、9 月问的台风形成的暴雨。江淮之间特有的梅雨，一般在6 月中旬 入梅，入梅时间的迟早、梅雨期的长短和梅雨量多寡均可能形成水旱灾害。 长历时少雨带来的持续干旱也时有发生。1 9 6 2 年、1 9 6 5 年的台风暴雨和1 9 5 4 年、1 9 9 1 年、2 0 0 3 年的梅雨及1 9 6 6 年、1 9 7 8 年、1 9 9 2 年、1 9 9 4 年、1 9 9 7 年干旱，都给里下河地区造成很大灾害。自9 0 年代以来，水位变化幅度呈增 大趋势：1 9 9 1 年大水，兴化出现了3 3 5 m 的最高水位；而1 9 9 7 年大旱，阜宁 又出现了0 8 8 m 的最低水位。 淮河干流洪水由入江水道和灌溉总渠等河道归江入海后，里下河地区的 径流主要是当地降雨产水形成。由于碟形洼地这一地形特点，决定了雨后先 “四水投塘一，水位逼高后再通过入海港道缓慢下泄。里下河腹部中心距海边 有1 0 0 多千米，排水路线长，又受海潮顶托，排水困难，高水位时间长，极 易破圩成灾。里下河内部无明显的水系周界，水文情势较复杂。斗北垦区则 处于各大港排水入海的走廓，四港沿线的圩区，需要挡御上游过境的高水， 压力较大。 里下河地区的供水除灌溉期降雨外，外来水源由原来淮水为主逐步演化 成自流引长江水为主，水量输送由原沿运河由西向东和沿灌溉总渠由北向南 供给，转而扎根长江由南向北输送。 3 1 4 水系概况 里下河地区历史上是流域洪水走廊，里运河东堤建有归海五坝。该地区 是淮河流域洪泽湖下游重点防洪保护区。外部既有流域性洪水和海潮威胁， 内部也存在着区域性洪水危害。当洪泽湖水位涨到一定高度时，开坝分泄淮 河洪水入海，里下河地区成为一片泽国。新中国成立后，从挡御洪水、潮水 入手，加固洪泽湖大堤，开挖灌溉总渠，修筑海堤，加固里运河堤防，其堤 防成为防御淮河洪水以及海潮侵袭的外围屏障，又沿通扬公路沿线进行了封 闭，挡住通南地区高地水入境，使里下河地区成为一个相对独立封闭的水系。 里下河腹部老河网纵横交错，通过联圩并圩，逐步改造，疏通射阳河、新洋 里下河地区产流模型研究 港、黄沙港、斗龙港，形成以四港自排入海为主的自流排水体系。经过5 0 年 的治理，里下河地区已形成淮河下游相对完整、相对独立的引排水系。 历史上里下河地区一直是淮水灌区，在淮河中游干流蚌埠建闸控制后， 作为淮河灌溉水源减少的补偿工程，在里下河地区西南边缘建成了江都水利 枢纽，开挖了新通扬运河和三阳河部分河段，既可引水灌溉，又可帮助里下 河排涝。沿通榆河一线分别建设了贲家集、富安、安丰、东台