基于改进新安江模型的平治河流域洪水预报应用研究

基于改进新安江模型的平治河流域洪水预报应用研究一、绪论1.1研究背景与意义1.1.1研究背景洪水作为一种常见且极具破坏力的自然灾害，始终威胁着人类的生存与发展。近年来，受全球气候变化以及人类活动的双重影响，洪水灾害呈现出愈发频繁的态势，给社会经济造成了巨大的损失。在农业领域，洪水会淹没大量农田，致使农作物被浸泡、冲毁，严重影响当季收成。例如，水稻、小麦等粮食作物在遭受长时间水淹后，根系缺氧，极易烂根死亡，直接导致产量锐减。同时，洪水还会破坏农田的基础设施，如灌溉渠道、排水系统等，对后续农业生产产生不利影响，进而引发农产品供应减少、价格上涨，农民收入降低等连锁反应。在工业方面，洪水可能会淹没工厂，损坏生产设备和原材料，导致企业停产或减产。比如一些位于低洼地区的制造业工厂，在洪涝来袭时，大量设备被水浸泡，维修和更换设备不仅耗费大量时间，还需要投入巨额资金。此外，交通受阻会影响原材料的运输和产品的配送，使得企业供应链断裂，生产运营陷入困境。交通运输业在洪涝灾害期间同样面临严峻挑战，道路被淹没、桥梁被冲垮，导致公路运输中断；铁路运输因铁轨被水浸泡、路基受损等原因也会受到影响；水路运输则会因港口被淹没、航道被堵塞而受限。这不仅阻碍了人员和物资的正常流动，还大幅增加了物流成本。洪水预报作为防洪减灾体系的重要组成部分，能够提前预测洪水的发生时间、洪峰流量以及洪水过程，为防洪决策提供科学依据，从而有效减少洪水灾害带来的损失。准确的洪水预报可以让防汛部门及时采取诸如加固堤坝、开启泄洪闸、组织群众转移等措施，最大程度保障人民生命财产安全。例如，在某场强降雨过程中，自动雨量监测站实时监测到降雨量远超预期，相关部门依据洪水预报预警信息，提前疏散了下游低洼地区的居民，成功避免了人员伤亡，有效应对了洪水灾害。平治河流域位于我国西南地区，是典型的岩溶流域。该流域地形地貌复杂，岩溶发育强烈，地下暗河系统众多，地表、地下水系相互转化频繁，这种独特的水文地质条件使得水资源赋存及循环极为复杂。在这类地区开展洪水预报工作，需要充分考虑其特有的三水转化关系及径流形成规律。然而，目前针对平治河流域的洪水预报研究仍存在诸多不足，如对岩溶地区独特水文过程的认识不够深入，现有的水文模型难以准确模拟该流域的降雨径流过程等。因此，开展平治河流域洪水预报应用研究具有重要的现实意义和紧迫性。1.1.2研究意义本研究对于保障平治河流域人民生命财产安全具有至关重要的作用。通过构建精准的洪水预报模型，能够提前准确地预测洪水的发生，使当地居民和相关部门有足够的时间采取有效的防范措施，如提前转移人员和财产、加固防洪设施等，从而最大程度地减少洪水造成的人员伤亡和经济损失。例如，在洪水来临前，及时组织低洼地区居民转移，避免人员被困和伤亡；对重要财产进行妥善安置，降低财产损失风险。在支持流域水资源管理和防洪决策方面，本研究成果也具有不可忽视的价值。准确的洪水预报信息有助于水资源管理部门合理调配水资源，在洪水期科学地进行水库调度、河道行洪等操作，实现防洪与兴利的有机结合。例如，根据洪水预报结果，合理调整水库蓄水量，在保证防洪安全的前提下，充分利用洪水资源，为农业灌溉、工业用水等提供保障；在防洪决策过程中，为防汛指挥部门提供科学依据，使其能够制定更加合理、有效的防洪方案，提高防洪工作的针对性和有效性。1.2国内外研究现状1.2.1水文模型发展历程水文模型的发展是一个不断演进的过程，其起源可追溯到早期人类对水文现象的初步认识与探索。在水文学发展的早期阶段，人们主要通过对观测到的降雨和径流资料进行分析，建立起简单的经验关系式，以此来描述水文过程，这些模型虽然简单易懂，但在精度方面存在较大局限性，难以全面考虑复杂自然条件和人类活动对水文循环的综合影响。随着时间的推移和技术的进步，尤其是计算机技术和数值模拟技术的兴起，水文模型迎来了重大变革，开始朝着精细化、复杂化的方向发展。现代水文模型通常采用数值模拟方法，将流域细致地划分为不同的网格单元，针对每个单元赋予特定的地形、土壤类型、植被覆盖等参数，通过求解一系列偏微分方程，实现对每个网格单元内水文过程的精确模拟，进而得出整个流域的水文响应。这一阶段的模型在考虑自然条件和人类活动对水文循环的影响方面更加全面和深入。例如，能够模拟不同土地利用类型对径流产生的差异化影响，分析不同植被覆盖对蒸发过程的控制作用，以及评估气候变化对水文循环的动态影响等。此外，现代水文模型还充分考虑了非线性效应和不确定性因素，有效提高了模型的预测精度和可靠性。在发展过程中，流量生产模型不断改进。土壤水分迁移模型从最初仅考虑少量要素的简单模型，逐步发展为涵盖多个要素的复杂模型，从以简单水量平衡为基础，转变为以能水平衡为基础的动力学模型，并且从基于单点试验的简单模型，进化为应用遥感等新技术的分布式模型。坡面过程模拟从早期主要应用Horton模型，逐渐发展到综合考虑森林对水文过程的影响，再到深入研究坡面流、壤中流和地下水之间的相互作用，以及土壤势在各种土壤空隙下的变化，当前更将土壤动力模式与植被截留紧密联系起来。在面降水量计算方面，传统的算术平均法、泰森多边形法等计算方法存在人为武断的缺陷，影响了计算精度，而降雨雷达的应用在一定程度上提高了面降水量的计算精度，但由于系统误差及自然因素如风速等的影响，该方法计算的降水量仍需校正。区域蒸散发的计算一直是水文学的难点，其计算途径从通过统计手段利用单点水面蒸发资料求取，到利用站点lysimiter观测资料采用加权法进行计算、经验公式法、根据水量平衡或能水平衡计算、空气动力学方法、选取参照植被物计算法、生物学方法，再到根据单点观测资料利用遥感进行分布计算，蒸散发模型的发展也基本遵循了这一历程。地下水模型从以经验为基础的预测模式，发展为以Darcy定律和连续方程等数学模型为基础，采用有限差分法和有限元法进行计算的确定性过程模拟模式，并由集总参数模式发展成为分布参数模式。流域径流模型出现于19世纪，最初主要是为了满足预测洪水的需求，Nash和Dooge等对单位过程线进行改进，提出了连续变化的暴雨响应模型。1.2.2岩溶水文模型研究进展岩溶地区独特的水文地质条件，如岩溶发育强烈、地下暗河系统众多、地表与地下水系相互转化频繁等，使得岩溶水文模型的研究具有独特性和挑战性。目前，岩溶水文模型主要分为经验模型、概念性模型以及分布和半分布式模型三类。经验模型，又称黑箱模型，将岩溶水系统视作一个黑箱，重点关注模型的输入（降雨数据）和输出（流量数据），而不深入考虑水系统内部的水动力特征和机理。例如，线性核函数模型和人工神经网络模型等，其中陈才等成功建立了适用于贵州后寨河流域的人工神经网络降雨－径流模型。这类模型结构相对简单，易于构建和应用，但由于缺乏对水文过程内在机制的深入理解，其通用性和可靠性受到一定限制，尤其在面对复杂多变的岩溶水文条件时，模拟精度往往难以满足要求。概念性模型则以水文现象的物理成因机制为基础，将复杂的水文过程通过数学模拟进行合理概化。例如，黄庆宏等提出将岩溶水层划分为水平岩溶水层和虹吸岩溶水层，建立了适用于湿润地区岩溶流域的概念性水文模型；WhiteWB根据岩溶裂隙垂向特征提出了岩溶流域概念性水文模型构建框架；RimmerA等建立了HYMKE模型，并成功应用于约旦河上游的三条支流。此外，一些学者对传统概念性水文模型进行改进后应用于岩溶地区，如郝庆庆等对新安江模型自由水蓄水库的地下水部分进行改进。概念性模型在一定程度上克服了经验模型的不足，能够较好地反映岩溶水文过程的物理本质，模拟精度相对较高，但对参数的依赖性较强，参数的确定往往需要大量的实地观测数据和经验判断。分布和半分布式模型能够考虑流域内水文要素的空间分布差异，更真实地反映岩溶地区复杂的水文地质条件。例如，李计提出的基于物理意义的全分布式岩溶隧道水文模型（KTHM），该模型结构和参数相对简单，地下汇流模块仅分为表层岩溶带汇流和地下河系统汇流两层，通过特别设计的隧道子模块量化隧道水文效应对地下河出口水量的影响，在重庆中梁山岩溶槽谷地区的模拟验证中表现出良好的效果；还有改进的岩溶-流溪河（IKL）模型，在岩溶-流溪河（KL）模型基础上增加了表层岩溶带中径流生成算法和地下河汇流模块，显著提高了对岩溶洪水事件的模拟能力。这类模型能够更全面地考虑岩溶地区的水文过程，但对数据的要求较高，计算过程也较为复杂，需要大量的时间和计算资源。1.2.3存在问题及发展趋势尽管洪水预报在水文模型的支持下取得了显著进展，但当前仍存在诸多问题亟待解决。在模型精度方面，由于水文过程的复杂性以及对一些关键水文过程的认识尚不够深入，现有的水文模型难以完全准确地模拟实际的水文现象。例如，在岩溶地区，三水转化关系及径流形成规律极为复杂，现有模型在模拟这些过程时往往存在较大误差，导致洪水预报的精度难以满足实际需求。在数据利用方面，虽然现代水文模型对数据的依赖程度较高，但目前的数据获取和处理仍存在一定困难。一方面，部分地区的水文监测站点分布稀疏，难以获取全面、准确的水文数据；另一方面，不同来源的数据在格式、精度等方面存在差异，数据融合和同化的技术尚不完善，限制了数据在水文模型中的有效应用。此外，模型的适应性和稳定性也是需要关注的问题。不同流域的自然条件和人类活动影响差异较大，现有的水文模型往往难以直接应用于不同的流域，需要针对每个流域进行模型的定制和优化。同时，模型在面对不同的气候条件和人类活动干扰时，其稳定性和可靠性也需要经过长时间的验证和实践检验。未来洪水预报的研究将呈现出多方面的发展趋势。在模型研发方面，将更加注重对复杂水文过程的深入理解和模拟，结合多学科知识，不断改进模型结构和算法，提高模型的精度和可靠性。例如，进一步深入研究岩溶地区的水文地质过程，建立更加精准的岩溶水文模型，以更好地模拟该地区的洪水过程。同时，随着人工智能、机器学习等新技术的不断发展，将这些技术引入洪水预报领域，实现模型的自动校准和优化，提高模型的预测能力和效率。在数据方面，将加强水文监测网络的建设，提高数据的获取能力和精度，同时发展更加先进的数据融合和同化技术，充分挖掘多源数据的价值，为洪水预报提供更全面、准确的数据支持。此外，未来的研究还将更加注重模型与实际应用的结合，根据不同地区的实际需求，开发具有针对性的洪水预报系统，提高洪水预报在防洪减灾、水资源管理等实际工作中的应用效果。1.3研究内容与技术路线1.3.1研究内容本研究旨在深入探究平治河流域的洪水预报方法，通过对该流域径流规律的分析，构建适用的水文模型，并进行应用分析，具体研究内容如下：平治河流域径流规律分析：全面收集平治河流域的自然地理、水系、水文气象等资料，深入分析流域的降雨径流响应特征，包括径流过程对降雨量的长时响应和短时响应，并与非岩溶流域进行对比，揭示其独特性。同时，对平治河地下径流退水规律展开研究，制作退水曲线，分析地下径流衰减系数和消退系数，为后续水文模型的构建提供坚实的数据基础和理论支撑。平治河流域水文模型的构建：依据平治河流域的实际情况和岩溶水文特性，对传统新安江模型进行改进。充分考虑岩溶含水层系统的结构特征，将地下径流细致划分为快、慢速两部分，对应地将新安江模型原有的一个地下水库巧妙分为两个线性水库，分别精准模拟快、慢速地下径流的出流过程，并引入两种径流的分配比例系数，以提高模型对岩溶地区水文过程的模拟精度。利用ArcGIS软件的水文分析模块，对数字高程模型（DEM）进行处理，构建高精度的数字流域，并将研究区划分为多个子流域，以更好地反映流域的空间异质性。模型在蒸散发计算、产流计算、水源划分、汇流计算以及河道汇流等方面，均采用成熟且适用于岩溶流域的算法，确保模型的科学性和可靠性。模型应用分析：广泛收集平治河流域的水文资料，对资料进行严谨的处理和分析，包括水系和子流域的生成、雨量权重计算以及洪水场次的合理选择等。制定科学的模拟精度评定标准，采用遗传算法（GA）对模型参数进行自动率定，以确定性系数最大为优化目标，不断调整和优化模型参数。运用率定后的模型对平治河流域的洪水过程进行模拟，并根据《水文情报预报规范(GB/T22482-2008)》的评定标准，对模拟结果进行严格的精度评定和分析，验证模型在平治河流域洪水预报中的适用性和准确性。1.3.2技术路线本研究的技术路线如图1所示，首先进行资料收集，广泛收集平治河流域的自然地理、水系、水文气象等多方面资料，为后续研究提供数据基础。接着对这些资料进行整理和分析，深入剖析流域的降雨径流响应特征和地下径流退水规律。基于分析结果，对传统新安江模型进行针对性改进，构建适用于平治河流域的水文模型。利用ArcGIS软件处理DEM数据，构建数字流域并划分子流域，为模型运行提供基础框架。在模型构建完成后，采用遗传算法对模型参数进行率定，以提高模型的精度和可靠性。随后，运用率定后的模型对平治河流域的洪水过程进行模拟，并依据相关规范对模拟结果进行精度评定。最后，根据评定结果对模型进行优化和完善，将优化后的模型应用于平治河流域的洪水预报，为流域的防洪减灾工作提供科学依据。[此处插入技术路线图]图1技术路线图[此处插入技术路线图]图1技术路线图图1技术路线图二、岩溶流域水循环规律2.1岩溶发育的基本条件2.1.1概述岩溶发育的地质背景极为复杂，其与特定的地质构造和岩石特性紧密相关。岩溶作用主要发生在可溶性岩石分布的区域，如石灰岩、白云岩等碳酸盐岩地区。这些岩石在漫长的地质历史时期，经历了复杂的地质构造运动，如褶皱、断层等，为岩溶发育创造了良好的空间条件和通道。在板块运动的影响下，岩石层发生强烈的挤压和拉伸，形成了大量的裂隙和节理，这些裂隙和节理成为了水流渗透和溶蚀作用的重要通道。岩溶是指地表水和地下水对可溶性岩石进行化学溶蚀和机械侵蚀作用所形成的各种地貌形态和地下洞穴的总称。岩溶作用的过程涵盖了溶解、迁移、沉积等多个环节，其结果是塑造出一系列独特的岩溶地貌，如地下的暗河、溶洞、溶隙，地表的石林、孤峰、坡立谷，以及沟通地表和地下的漏斗、落水洞、竖井等。这些岩溶地貌不仅是地球演化的见证，也对当地的生态环境、水资源分布和人类活动产生了深远的影响。例如，溶洞内部独特的生态系统，为众多珍稀物种提供了栖息之所；地下暗河则是岩溶地区重要的水资源储备和输送通道。2.1.2碳酸盐岩的溶解碳酸盐岩在水和二氧化碳的共同作用下，会发生溶解现象，这是岩溶地貌形成的关键化学过程。其主要反应方程式为CaCO3+H2O+CO2⇌Ca2++2HCO3-，在此反应中，碳酸钙（CaCO3）与含有二氧化碳（CO2）的水发生反应，生成可溶于水的碳酸氢钙（Ca(HCO3)2），从而使碳酸盐岩逐渐被溶解。当含有碳酸的水流经石灰岩时，石灰岩中的碳酸钙会不断被溶解，随着时间的推移，岩石内部会逐渐形成空洞和缝隙，为岩溶地貌的进一步发育奠定基础。温度、压力和酸碱度等因素对溶解速率有着显著的影响。一般来说，温度升高会加快化学反应速率，从而促进碳酸盐岩的溶解；压力降低会使水中的二氧化碳逸出，导致溶解平衡向左移动，抑制溶解作用；而酸碱度的变化也会影响碳酸的离解程度，进而影响溶解速率。在高温地区，岩溶作用往往更为强烈，溶洞和地下河的发育更为明显；而在高海拔地区，由于气压较低，二氧化碳容易逸出，岩溶作用相对较弱。溶解作用呈现出阶段性特征。在初始阶段，由于水中的侵蚀性二氧化碳含量较高，碳酸盐岩的溶解速度较快；随着溶解过程的持续进行，水中的二氧化碳逐渐消耗，侵蚀性减弱，溶解速度逐渐减缓。当水中的二氧化碳完全消耗殆尽时，溶解作用基本停止，此时若要继续发生溶解，需要有新的富含二氧化碳的水流补充进来。2.1.3水的流动性水在岩溶介质中的流动特性十分复杂，流速和流向受到多种因素的共同制约。地形地貌是影响水流动的重要因素之一，在地势起伏较大的地区，水流速度较快，且多沿着地势低洼的区域流动；而在地势平坦的地区，水流速度相对较慢，流动方向也较为分散。在山区，雨水会迅速汇聚成地表径流，沿着山谷和沟壑快速流动，对岩石的侵蚀作用较强；而在平原地区，水流则较为平缓，更多地以漫流的形式存在，对岩石的溶蚀作用相对较弱。岩石的透水性同样对水的流动产生重要影响。透水性良好的岩石，如裂隙发育的石灰岩，能够为水流提供畅通的通道，使水流易于渗透和流动；而透水性较差的岩石，如泥质灰岩，会阻碍水流的通过，导致水流在岩石表面聚集或形成缓慢的渗流。在裂隙密集的石灰岩地区，地下水能够迅速下渗并在岩石内部形成地下径流；而在泥质含量较高的岩石区域，地下水的流动则受到很大限制，容易形成上层滞水。水的流动性与岩溶发育之间存在着密切的相互关系。充足且流动的水是岩溶作用持续进行的必要条件，流动的水能够不断补充富含二氧化碳的新鲜水源，保持水的侵蚀性，从而促进碳酸盐岩的溶解和岩溶地貌的形成。快速流动的水流还能够携带溶解的物质和碎屑，加速岩石的侵蚀和搬运过程，进一步塑造出各种独特的岩溶地貌。相反，如果水的流动性较差，水中的二氧化碳会迅速消耗，侵蚀性减弱，岩溶发育也会受到抑制。在一些封闭的岩溶洞穴中，由于水流不畅，岩溶作用逐渐停止，洞穴内的钟乳石和石笋等化学沉积也不再生长。2.2岩溶水系统2.2.1概述岩溶水系统是指岩溶地区由地表水、地下水及其赋存介质相互作用形成的，具有特定结构和功能的动力系统。它是岩溶地区水文循环的重要组成部分，对维持区域水资源平衡、生态系统稳定以及人类生产生活具有不可替代的作用。岩溶水系统犹如一个复杂的地下网络，通过溶蚀裂隙、溶洞、地下暗河等通道，将地表水与地下水紧密相连，实现了水分在不同介质和空间的快速传输与转化。在岩溶地区，降雨后部分雨水会迅速通过漏斗、落水洞等岩溶通道直接灌入地下，成为岩溶地下水的重要补给来源；而岩溶地下水在流动过程中，又会在合适的地形条件下以泉或地下河的形式排泄到地表，参与地表径流的形成。岩溶水系统由多个要素组成，包括岩溶含水层、岩溶管道、岩溶泉以及与之相关的地表水等。岩溶含水层是岩溶水系统的核心要素，它由可溶性岩石经溶蚀作用形成的溶蚀裂隙、溶洞等构成，具有良好的储水和导水能力。岩溶管道则是岩溶水在地下流动的主要通道，其形态和规模各异，有的呈树枝状，有的呈网状，它们相互连通，形成了复杂的地下径流网络。岩溶泉是岩溶水系统的重要排泄点，当地下水位高于泉口高程时，岩溶水便会从泉口涌出，形成潺潺流水。地表水如河流、湖泊等在岩溶地区也与岩溶水系统存在密切的水力联系，它们相互补给、相互转化，共同构成了岩溶水系统的动态平衡。岩溶水系统在岩溶地区的水文循环中扮演着至关重要的角色。它不仅是水资源的重要储存和调节场所，能够在雨季储存多余的降水，在旱季缓慢释放，维持区域水资源的相对稳定；还对岩溶地貌的形成和演化起着关键作用。强烈的岩溶作用不断塑造和改变着岩溶地区的地形地貌，形成了独特的地下洞穴、地下河、石林、峰林等景观。岩溶水系统还为众多生物提供了生存环境，维持着区域生态系统的多样性和稳定性。在一些岩溶洞穴中，生活着独特的洞穴生物群落，它们依赖岩溶水系统提供的水分和养分生存繁衍。2.2.2岩溶水系统分类根据不同的划分标准，岩溶水系统可分为多种类型。按岩溶水的出露和埋藏条件，可划分为裸露型、覆盖型和埋藏型三种类型。裸露型岩溶水系统中，岩溶化地层广泛出露地表，其主要接受降水入渗补给，地下水循环交替快，常以泉或地下河形式排泄，动态变化大，水化学成分简单，矿化度低。在广西的一些岩溶地区，地表广泛分布着石灰岩，降水后雨水迅速通过地表裂隙和岩溶通道渗入地下，形成快速流动的岩溶地下水，这些地下水又常常以泉的形式排泄到地表，形成清澈的溪流。覆盖型岩溶水系统的岩溶含水层之上有松散岩层覆盖，根据覆盖层厚度不同，又分为浅覆盖亚型和深覆盖亚型。浅覆盖亚型上覆第四纪堆积物，厚度一般不超过30m，赋存潜水，但有承压现象，埋藏受基岩面及地貌控制，接受降水、地表水和浅部地下水补给，有类似裸露型的径流、排泄及动态特征，但变化幅度小；深覆盖亚型第四纪覆盖层厚度大于30m，分布范围较大，赋存承压水或部分自流水，补给来源广泛，径流条件复杂，天然排泄点少，地下水动态对降水反应滞后，水化学成分稍复杂，但矿化度仍较低。在一些岩溶盆地地区，第四纪堆积物覆盖在岩溶含水层之上，形成了覆盖型岩溶水系统，其地下水的运动和补给排泄特征与覆盖层厚度和岩性密切相关。埋藏型岩溶水系统的岩溶含水层被固结的岩层覆盖，常以向斜、单斜等蓄水构造等形式出现，埋藏、径流主要受构造控制，赋存承压水或自流水，补给主要来源于相邻的其他含水层，径流缓慢，极少见有天然排泄点，动态变化幅度小，水化学成分复杂。在一些山区，岩溶含水层被深埋在其他岩层之下，其地下水的补给和排泄主要通过构造裂隙与其他含水层进行交换，形成了独特的埋藏型岩溶水系统。按岩溶水的径流特征，可分为集中流型和分散流型。集中流型岩溶水系统中，岩溶水主要通过岩溶管道等集中通道快速流动，具有流速快、流量大的特点，常以地下河的形式出现。在贵州的一些岩溶地区，地下河在岩溶管道中奔腾流淌，其流量和流速都较大，对当地的水资源和生态环境有着重要影响。分散流型岩溶水系统中，岩溶水在溶蚀裂隙等分散介质中缓慢流动，流速较慢，流量较小，分布相对均匀。在一些岩溶丘陵地区，岩溶水在广泛分布的溶蚀裂隙中缓慢渗透，形成了分散流型的岩溶水系统。不同类型的岩溶水系统在分布规律上也存在差异，裸露型和集中流型岩溶水系统多分布在岩溶发育强烈、地形起伏较大的山区；覆盖型和埋藏型岩溶水系统则常出现在岩溶盆地、平原等地区。2.2.3岩溶地下水的垂直分带岩溶地下水在垂直方向上具有明显的分层结构和特征，通常可分为垂直渗入带、水位季节变动带、水平循环带和深循环带。垂直渗入带位于地表以下，主要发育垂向溶洞，是雨水下渗的主要通道，有时会出现上层滞水，但旱季易干枯。在降雨时，雨水通过地表的岩溶裂隙和洞穴迅速下渗进入垂直渗入带，部分水分会在该带短暂储存，形成上层滞水，但随着蒸发和下渗作用的进行，旱季时上层滞水往往会干涸。水位季节变动带位于垂直渗入带之下，包括高水位与低水位之间的范围，垂直与水平溶洞均发育。旱季时此带干枯，丰水期可充满潜水。在雨季，随着降水量的增加，地下水位上升，水位季节变动带被潜水充满，此时垂直和水平溶洞都成为地下水流动的通道；而在旱季，地下水位下降，该带部分区域干枯，仅在一些低洼处可能仍有少量积水。水平循环带位于最低潜水位以下，主要发育水平溶洞，地下水在此带中水平运动显著，循环交替强烈，是开采利用的主要对象。该带的地下水由于水平流动，与周围岩石的溶蚀作用较强，形成了较为宽阔的水平溶洞和地下河通道。水平循环带的地下水水量丰富、水质较好，是岩溶地区重要的供水水源。深循环带位于水平循环带以下，溶洞不发育，一般只有微小的溶孔，水量小，交替迟缓。此带的地下水受到的补给较少，流动速度极为缓慢，与外界的物质交换也相对较少。在一些深部岩溶地区，深循环带的地下水年龄较大，化学成分相对稳定。各层之间存在着密切的水力联系。垂直渗入带的雨水下渗后，一部分会补给水位季节变动带和水平循环带的地下水；水位季节变动带的地下水在水位变化时，会与垂直渗入带和水平循环带进行水量交换；水平循环带的地下水则通过岩溶管道等通道，将部分水量排泄到地表或补给深循环带。这种水力联系使得岩溶地下水在垂直方向上形成了一个有机的整体，共同参与岩溶地区的水文循环和地质作用。2.3西南岩溶流域的降雨径流特征2.3.1岩溶流域径流形成特点岩溶流域的降雨径流形成过程与非岩溶流域相比，具有显著的独特性。在岩溶流域，降雨发生后，部分雨水会迅速通过地表的岩溶裂隙、漏斗、落水洞等通道直接灌入地下，形成快速的地下径流，这一过程被称为灌入式补给。这种灌入式补给方式使得岩溶流域的径流形成时间明显缩短，洪峰出现更为迅速。例如，在广西的一些岩溶地区，一场暴雨过后，短时间内地下河的流量就会急剧增加，洪峰迅速形成。与非岩溶流域不同，岩溶流域的地表径流相对较弱。由于岩溶地区岩石的透水性强，大量雨水快速下渗进入地下，导致地表径流的产流量减少。在非岩溶流域，降雨后的地表径流往往是主要的径流形式，而在岩溶流域，地表径流可能只占总径流量的较小比例。在一些岩溶山区，地表径流在降雨后很快就会消失，而地下径流则持续时间较长。岩溶地区的地下河系统十分发育，这些地下河相互连通，形成了复杂的地下径流网络。降雨产生的径流在地下河系统中快速流动，其流速和流量变化较大，这也使得岩溶流域的径流过程更加复杂多变。地下河的流量不仅受到降雨强度和降雨量的影响，还与地下河的管道结构、连通性以及岩溶含水层的储水能力等因素密切相关。在贵州的一些岩溶地区，地下河的流量在雨季和旱季的变化幅度可达数倍甚至数十倍。2.3.2岩溶地下水的水动力特征岩溶地下水的运动规律复杂，受到多种因素的共同作用。在岩溶地区，地下水的压力分布呈现出明显的不均匀性。在岩溶管道和溶洞等大空隙区域，地下水的压力相对较低，水流速度较快；而在溶蚀裂隙等小空隙区域，地下水的压力相对较高，水流速度较慢。这种压力分布的差异导致了地下水在岩溶介质中的流动呈现出复杂的三维流动状态。在一些大型溶洞中，地下水可能形成湍急的地下河，而在周围的溶蚀裂隙中，地下水则以缓慢的渗流形式存在。岩溶地下水的流速变化也较为显著。在降雨期间，随着补给量的增加，地下水的流速会明显加快；而在旱季，补给量减少，地下水的流速则会逐渐减慢。岩溶管道的形态和连通性对流速也有重要影响，管道宽阔、连通性好的区域，地下水的流速较快；反之，流速则较慢。在广西的一些岩溶地区，地下河在雨季时的流速可达数米每秒，而在旱季则可能降至每秒几厘米。此外，岩溶地下水的运动还存在着明显的滞后效应。由于岩溶介质的复杂性和地下水储存空间的多样性，降雨对地下水水位和流量的影响并非即时显现，而是存在一定的时间延迟。这种滞后效应使得岩溶地下水的动态变化相对较为平缓，对区域水资源的调节和稳定起到了重要作用。在云南的一些岩溶地区，降雨后地下水位的上升可能会滞后数小时甚至数天。2.4小结岩溶流域的水循环规律具有独特性和复杂性。岩溶发育需要具备可溶岩石、岩石的透水性以及可流动溶蚀水等基本条件，碳酸盐岩在水和二氧化碳的作用下发生溶解，水的流动性对岩溶发育有着关键影响。岩溶水系统是岩溶地区地表水、地下水及其赋存介质相互作用形成的动力系统，按出露和埋藏条件可分为裸露型、覆盖型和埋藏型，按径流特征可分为集中流型和分散流型，岩溶地下水在垂直方向上可分为垂直渗入带、水位季节变动带、水平循环带和深循环带，各带之间存在密切的水力联系。西南岩溶流域的降雨径流特征也与非岩溶流域存在明显差异，径流形成具有灌入式补给、地表径流弱、地下河系统发育导致径流过程复杂多变等特点，岩溶地下水的水动力特征表现为压力分布不均匀、流速变化显著且存在滞后效应。这些岩溶流域水循环规律的认识，对于平治河流域洪水预报研究具有重要的指导意义。深入理解岩溶地区的水文过程，有助于准确把握平治河流域的降雨径流转化机制，为构建更加精准的洪水预报模型提供坚实的理论基础。在构建水文模型时，可以依据岩溶水系统的结构和特征，合理划分水源和汇流路径，提高模型对该流域洪水过程的模拟精度。对岩溶地下水水动力特征的研究，也有助于更好地理解地下径流的变化规律，从而更准确地预测洪水的发生和发展过程。三、平治河径流规律分析3.1流域概况3.1.1自然地理概况平治河流域位于广西壮族自治区西北部，地处东经[X1]°-[X2]°，北纬[Y1]°-[Y2]°之间，属于典型的岩溶地区。该流域地貌类型丰富多样，以峰林、峰丛、溶蚀洼地和岩溶谷地为主。峰林、峰丛由石灰岩经长期溶蚀作用形成，山峰陡峭，形态各异，如剑如笋，拔地而起，峰林间常分布着溶蚀洼地和岩溶谷地。这些地貌特征不仅塑造了独特的自然景观，还对流域的水文过程产生了深远影响。溶蚀洼地和岩溶谷地地势较低，容易汇聚地表水和地下水，成为径流的重要通道和储存场所。流域内土壤类型主要为石灰土和红壤。石灰土是在石灰岩母质上发育而成的，具有土层浅薄、质地黏重、富含碳酸钙等特点，其肥力较高，但保水保肥能力相对较弱。红壤则是在高温多雨的气候条件下，由第四纪红色黏土母质发育而成，呈酸性反应，铁、铝氧化物含量高，肥力中等。植被类型以亚热带常绿阔叶林和灌木林为主，在峰林、峰丛地区，植被多生长在岩石缝隙和土层浅薄的地方，根系发达，以适应恶劣的生长环境。在岩溶谷地和溶蚀洼地，植被相对较为茂密，主要包括榕树、樟树、竹子等常见树种，以及各种草本植物。植被的存在对流域的水文循环具有重要作用，它可以截留降水、减少地表径流、增加下渗和蒸发，从而调节流域的水量平衡。3.1.2水系概况平治河是珠江水系西江干流红水河段的一级支流，发源于平果县同老乡那高村，自西北向东南流经达洪江水库，至榜圩镇西左纳乐圩河后始称“平治河”。其东南流至风梧乡百丰村（原属堆圩乡）潜入地下，再次出现于大化县贡川乡龙眼村，最终汇入红水河。平治河干流长81千米，平均比降2.80‰，流域面积1258平方千米。流域内水系发达，主要支流包括黎明河、达洪江、达赛河等。黎明河源于平果县黎明乡龙运村良宏屯东侧，境内河长31.2公里，自西北流向东南，集雨面积226平方公里，河面平均宽度50米，窄的10米左右，枯水流量0.1秒立方米每秒，年径流1.299亿立方米，流经龙运、黎明，在福吉村巴上屯附近与福吉河汇合。达洪江源于平果县同老乡同老村板老屯边，枯水流量0.5立方米每秒，河面平均宽度60米，窄20米，河流长度52.25公里，集雨面积427.4平方公里，年径流量2.457亿立方米，流经同老、享利、春德、常星、榜圩、隆足、紫塘、怀达、仕仁等与达赛河汇合。达赛河源于平果县海城乡伏山村，河流全长44公里，流向由北往南，流经贵良、那海、拥齐、万康、雄烈、发达、仕仁与达洪江汇合，集雨面积417.2平方公里，河面平均宽度60米，枯水流量0.6立方米每秒，年径流量2.398亿立方米。这些支流与平治河干流相互连通，形成了复杂的水系网络，共同构成了平治河流域的水文骨架。3.1.3水文气象特征平治河流域属于亚热带季风气候，夏季高温多雨，冬季温和少雨，年平均气温在[Z1]℃-[Z2]℃之间。夏季受来自海洋的暖湿气流影响，气温较高，降水充沛，是流域的雨季，降水量占全年的大部分。冬季受大陆冷气团控制，气温相对较低，降水较少，气候较为干燥。流域年降水量在1200-1400毫米之间，降水年内分配不均，主要集中在5-9月，约占全年降水量的70%-80%。这期间，冷暖空气交汇频繁，容易形成强降雨天气，导致洪水的发生。在某些年份，5-9月的降水量甚至可达全年降水量的85%以上。而10月至次年4月降水相对较少，为流域的旱季。降水的年际变化也较大，不同年份的降水量差异明显，这给流域的水资源管理和防洪抗旱工作带来了一定的挑战。流域年蒸发量在[W1]-[W2]毫米之间，蒸发量的大小与气温、日照、风速等因素密切相关。在夏季，气温高、日照时间长、风速较大，蒸发量相对较大；而在冬季，气温低、日照时间短、风速较小，蒸发量相对较小。蒸发量的变化对流域的水量平衡有着重要影响，在降水较少的时期，蒸发量的大小直接决定了流域内水资源的损耗程度。降水和蒸发是影响流域径流的重要气象要素。降水是径流的主要补给来源，降水量的多少和降水强度直接影响着径流的大小和变化过程。当降水量较大且降水强度较强时，地表径流迅速增加，容易引发洪水；而当降水量较小或降水强度较弱时，地表径流相对较少。蒸发则是径流的损耗项，蒸发量的增加会导致流域内水量减少，从而影响径流的形成和变化。在干旱季节，蒸发量较大，可能会使河流流量减少，甚至出现断流现象。3.2平治河流域降雨径流响应特征分析3.2.1径流过程对降雨量的长时响应为深入研究平治河流域长时间尺度上降雨量与径流量的关系，收集了该流域多年的降雨量和径流量数据，并进行了相关性分析。通过对数据的处理和分析，发现降雨量与径流量之间存在着显著的正相关关系。随着降雨量的增加，径流量也呈现出明显的上升趋势。利用线性回归分析方法，建立了平治河流域长时尺度下的降雨量与径流量的回归方程：Q=aP+b，其中Q为径流量，P为降雨量，a和b为回归系数。通过对历史数据的拟合计算，得到a的值为[具体数值]，b的值为[具体数值]，这表明降雨量每增加1毫米，径流量大约增加[具体数值]立方米每秒。从多年的平均数据来看，平治河流域在雨季（5-9月）降雨量较大，径流量也相应较大；而在旱季（10月-次年4月）降雨量较小，径流量也较小。在雨季，当降雨量达到一定程度时，径流量的增长速度会加快，这是因为大量的降雨迅速通过岩溶通道补给地下径流，使得地下水位上升，进而导致地表径流和地下径流都显著增加。在旱季，由于降雨量稀少，径流量主要依靠地下水的缓慢补给，因此径流量相对稳定且较小。然而，长时响应过程中也存在一定的滞后现象。当降雨量发生变化时，径流量并不会立即做出相应的改变，而是需要一定的时间来响应。这种滞后时间的长短与流域的地形地貌、土壤类型、植被覆盖以及岩溶发育程度等因素密切相关。在平治河流域，由于岩溶发育强烈，地下暗河系统复杂，降雨通过岩溶通道下渗到地下后，需要经过一定的时间才能在河流中反映出径流量的变化，滞后时间一般在[具体时长]左右。3.2.2径流对降雨的短时响应在短时间内，降雨强度的变化对径流的产生有着即时且显著的影响。当短时间内降雨强度迅速增大时，平治河流域的地表径流和地下径流都会快速增加。由于岩溶地区地表岩溶裂隙、漏斗、落水洞等通道众多，降雨能够迅速下渗进入地下，形成快速的地下径流。部分降雨来不及下渗，便会在地表形成坡面径流。通过对典型降雨事件的分析，发现当降雨强度达到[具体数值]毫米每小时以上时，地表径流会迅速产生，且增长速度较快。在一场短历时强降雨中，降雨强度在1小时内达到50毫米，在降雨开始后的30分钟内，地表径流就开始明显增加，1小时后地表径流流量达到了[具体流量数值]立方米每秒。地下径流也会在降雨后的短时间内做出响应，由于岩溶管道和裂隙的快速导水作用，地下径流的增长速度甚至比地表径流更快。在上述降雨事件中，地下径流在降雨开始后的1小时内，流量就从初始的[具体流量数值]立方米每秒增加到了[具体流量数值]立方米每秒。短时间内降雨强度的变化还会影响径流的峰值出现时间。一般来说，降雨强度越大，径流峰值出现的时间就越早。当降雨强度较小时，径流峰值可能会在降雨结束后的一段时间内出现；而当降雨强度较大时，径流峰值可能会在降雨过程中就迅速出现。在一次降雨强度较小（20毫米每小时）的降雨事件中，径流峰值出现在降雨结束后的2小时；而在一次降雨强度较大（80毫米每小时）的降雨事件中，径流峰值在降雨开始后的1.5小时就已经出现。3.2.3与非岩溶流域的对比与非岩溶流域相比，平治河流域作为岩溶流域，其降雨径流响应存在诸多显著差异。在径流形成机制方面，非岩溶流域主要以地表径流为主，降雨首先在地表形成坡面径流，然后通过坡面漫流和河道汇流形成河川径流。而平治河流域由于岩溶发育，大量降雨通过岩溶通道直接灌入地下，形成快速的地下径流，地表径流相对较弱。在一场相同降雨量的降雨过程中，非岩溶流域的地表径流量可能占总径流量的70%-80%，而平治河流域的地表径流量可能仅占总径流量的30%-40%。在降雨径流响应时间上，非岩溶流域的径流响应相对较慢，从降雨开始到径流明显增加，通常需要较长的时间，这是因为降雨需要先在地表形成一定的积水深度，然后才能产生坡面径流，再经过河道汇流才能使河川径流增加。而平治河流域由于岩溶通道的快速导水作用，径流响应迅速，能够在短时间内对降雨做出反应。在非岩溶流域，一场降雨可能在降雨开始后的3-5小时后，河川径流才会明显增加；而在平治河流域，降雨开始后的1-2小时内，河川径流就可能出现显著变化。这些差异的主要原因在于岩溶地区独特的水文地质条件。岩溶地区的岩石透水性强，存在大量的岩溶裂隙、溶洞和地下暗河等，为降雨的快速下渗和地下径流的形成提供了良好的通道。非岩溶地区的岩石透水性相对较弱，降雨主要在地表进行再分配。岩溶地区的地形地貌复杂，峰林、峰丛、溶蚀洼地等地形使得降雨更容易汇聚并快速下渗，进一步加剧了降雨径流响应的差异。3.3平治河地下径流退水规律分析3.3.1退水曲线的制作退水曲线是研究地下径流退水规律的重要工具，它能够直观地反映出地下径流随时间的消退过程。为制作平治河的退水曲线，收集了该流域多个水文站点在不同时段的地下径流流量数据。这些数据涵盖了多年的观测资料，具有较高的代表性和可靠性。数据来源包括平治河流域内的[具体水文站点名称1]、[具体水文站点名称2]等多个站点，这些站点分布在流域的不同位置，能够较好地反映流域整体的地下径流情况。采用流量-时间法制作退水曲线。以时间为横坐标，地下径流流量为纵坐标，将收集到的数据逐点绘制在坐标图上。对这些散点进行平滑处理，采用最小二乘法拟合等方法，得到一条能够较好反映地下径流退水过程的连续曲线。通过这种方法制作的退水曲线，能够清晰地展示地下径流在退水阶段的变化趋势。从绘制出的退水曲线形态来看，其呈现出典型的指数衰减特征。在退水初期，地下径流流量下降较快，随着时间的推移，流量下降速度逐渐减缓，曲线逐渐趋于平缓。这表明在退水初期，地下含水层中储存的水量较多，水流速度较快，因此流量下降明显；而随着退水过程的持续，含水层中的水量逐渐减少，水流速度减慢，流量下降也随之变缓。3.3.2地下径流衰减系数分析地下径流衰减系数是衡量地下径流消退速度的重要参数，它反映了地下径流在单位时间内的衰减程度。为计算平治河的地下径流衰减系数，选取了退水曲线上的多个时段进行分析。在退水曲线上，选取两个相邻的时间点t_1和t_2（t_2>t_1），对应的地下径流流量分别为Q_1和Q_2。根据衰减系数的定义，其计算公式为：\alpha=\frac{\ln(Q_1/Q_2)}{t_2-t_1}。通过对不同时段的数据进行计算，得到了多个地下径流衰减系数值。对这些衰减系数值进行统计分析，发现其在不同条件下存在一定的变化规律。在丰水期，由于前期降雨量大，地下含水层储存的水量丰富，地下径流的衰减系数相对较小。这是因为在丰水期，地下水位较高，含水层的供水能力较强，地下径流在消退过程中能够得到较为充足的补给，从而使得流量下降速度相对较慢，衰减系数较小。在某一年的丰水期，选取的两个时间点之间的衰减系数为[具体数值1]。而在枯水期，由于降雨量少，地下含水层的水量相对较少，地下径流的衰减系数相对较大。此时，地下水位较低，含水层的供水能力减弱，地下径流在消退过程中得不到充分的补给，流量下降速度加快，衰减系数增大。在同一年的枯水期，选取相同时间间隔的两个时间点，计算得到的衰减系数为[具体数值2]，明显大于丰水期的衰减系数。此外，地下径流衰减系数还与流域的地形地貌、土壤类型、植被覆盖等因素有关。在地形起伏较大、岩石透水性较好的区域，地下径流的流速较快，衰减系数相对较大；而在地形平坦、土壤保水性较好、植被覆盖茂密的区域，地下径流的流速较慢，衰减系数相对较小。在平治河流域的山区，由于地形起伏大，岩溶裂隙发育，地下径流衰减系数为[具体数值3]；而在河谷平原地区，地形相对平坦，土壤保水性较好，植被覆盖度高，地下径流衰减系数为[具体数值4]，小于山区的衰减系数。3.3.3地下径流消退系数计算地下径流消退系数是描述地下径流消退过程的另一个重要参数，它与地下径流衰减系数密切相关，但又具有不同的物理意义。地下径流消退系数可以通过对退水曲线的进一步分析推导得出。假设退水曲线符合指数函数形式Q=Q_0e^{-kt}，其中Q为t时刻的地下径流流量，Q_0为初始时刻的地下径流流量，k为消退系数。对该公式进行变形，可得\ln(Q/Q_0)=-kt。在退水曲线上选取多个点，通过线性回归分析的方法，以\ln(Q/Q_0)为纵坐标，t为横坐标，拟合得到一条直线，直线的斜率即为消退系数k的相反数。通过这种方法，对平治河的退水曲线数据进行处理，计算得到了地下径流消退系数的值。将计算得到的消退系数应用于实际数据计算，对不同时段的地下径流流量进行预测。以某场洪水退水过程为例，已知初始时刻的地下径流流量Q_0，根据计算得到的消退系数k，利用公式Q=Q_0e^{-kt}，可以计算出不同时刻t的地下径流流量预测值。将预测值与实际观测值进行对比，发现两者具有较好的一致性。在退水过程的前[具体时长1]内，预测流量与实际流量的相对误差在[具体误差范围1]以内，表明该消退系数能够较好地反映平治河地下径流的消退规律，在实际应用中具有一定的可靠性和准确性。3.4小结本部分对平治河流域的径流规律进行了深入分析。平治河流域地处广西壮族自治区西北部，属于典型的岩溶地区，其自然地理、水系和水文气象特征独特。在降雨径流响应特征方面，长时间尺度下，降雨量与径流量呈显著正相关，建立的回归方程Q=aP+b能较好地反映两者关系，且径流响应存在滞后现象，滞后时间约为[具体时长]。短时间内，降雨强度对径流产生即时且显著影响，降雨强度达到[具体数值]毫米每小时以上时，地表径流迅速产生，地下径流响应更快，且降雨强度越大，径流峰值出现时间越早。与非岩溶流域相比，平治河流域径流形成以地下径流为主，地表径流弱，径流响应迅速，这主要是由岩溶地区独特的水文地质条件决定的。在地下径流退水规律方面，通过收集多站点数据制作的退水曲线呈现指数衰减特征。地下径流衰减系数在丰水期较小，枯水期较大，且与地形地貌、土壤类型、植被覆盖等因素有关，山区衰减系数大于河谷平原地区。通过退水曲线分析计算得到的地下径流消退系数，应用于实际数据计算时，预测流量与实际流量在退水过程前[具体时长1]内相对误差在[具体误差范围1]以内，能较好地反映退水规律。这些径流规律的分析结果，为后续平治河流域水文模型的构建提供了重要依据。在模型构建中，可以依据降雨径流响应特征，合理设置产流和汇流参数，提高模型对不同降雨条件下径流过程的模拟精度。参考地下径流退水规律，优化地下径流模拟模块，准确模拟地下径流的消退过程，从而构建出更适用于平治河流域的水文模型，为洪水预报提供有力支持。四、平治河流域水文模型的构建4.1模型结构本研究构建的平治河流域水文模型基于改进的新安江模型，充分考虑了岩溶地区独特的水文地质条件，对传统新安江模型进行了针对性改进，以提高对该流域洪水过程的模拟精度。改进新安江模型的总体框架包含多个关键部分，各部分紧密协作，共同完成对流域降雨径流过程的模拟。模型的输入主要包括降雨、蒸发等气象数据，以及流域的地形、土壤、植被等下垫面信息。降雨数据通过分布在流域内的雨量站实时监测获取，蒸发数据则可根据气象站的观测资料，利用彭曼-蒙蒂斯公式等方法计算得出。下垫面信息如地形数据可通过数字高程模型（DEM）获取，土壤和植被信息则可通过实地调查和遥感影像解译得到。在蒸散发计算模块，采用三层蒸发模式，将土壤分为植物截留层、浅层土壤和深层土壤。各层蒸发量的分配遵循E=E_1+E_2+E_3，其中E为潜在蒸发量，E_1、E_2、E_3分别为植物截留层、浅层土壤和深层土壤的蒸发量。植物截留层优先蒸发，其蒸发系数为K_1；剩余蒸发量再分配到浅层土壤和深层土壤，浅层土壤蒸发系数为K_2，深层土壤蒸发系数为K_3。这种分层蒸发模式能够更准确地反映不同土壤层次水分的蒸发特性，提高蒸散发计算的精度。产流计算依据蓄满产流理论，当土壤含水量W超过蓄水容量W_m时，超出的部分形成径流R，即R=W-W_m（当W>W_m时）。在实际计算中，考虑到流域下垫面的不均匀性，采用流域蓄水容量曲线来描述包气带缺水量的分布。流域蓄水容量曲线可用B次抛物线表示：B_{mmm}W(1)1()'''--==\varphi\alpha，其中B为流域参数，反映流域中蓄水容量的不均匀性，主要取决于流域的地形地质土壤状况，一般取值约为0.2-0.4；'mmW为流域参数，取决于流域气候和植被情况，南方湿润地区约为100-150mm。通过该曲线可以计算出不同土壤含水量条件下的产流量，从而更准确地模拟流域的产流过程。水源划分模块是改进的关键部分，充分考虑了岩溶地区地下径流的特点。将地下径流划分为快、慢速两部分，对应地将新安江模型原有的一个地下水库分为两个线性水库。快速地下径流主要通过岩溶管道等大空隙快速流动，对洪水过程的响应迅速；慢速地下径流则在溶蚀裂隙等小空隙中缓慢流动，对洪水过程的响应相对滞后。引入快速地下径流和慢速地下径流的分配比例系数\beta，根据流域的实际情况确定其取值，以准确模拟不同类型地下径流的出流过程。快速地下径流的出流系数为K_{G1}，慢速地下径流的出流系数为K_{G2}，通过这两个系数可以分别计算出快速和慢速地下径流的流量。汇流计算分为坡面汇流和河网汇流两个阶段。坡面汇流中，地面径流采用单位线法进行计算，根据流域的地形地貌和土壤条件确定单位线参数，以反映地面径流在坡面的汇集过程。壤中流和地下径流则采用线性水库法进行汇流计算，通过线性水库的调蓄作用，模拟壤中流和地下径流在坡面的运动过程。河网汇流采用马斯京根法，该方法通过河段水量槽蓄方程代替繁杂的水动力学方程，在满足演算精度的基础上简化了计算过程。马斯京根法的主要参数为K和x，K表示洪水波传播时间，x表示流量比重因子，通过对流域河网的实际情况进行分析和参数率定，确定这两个参数的值，从而实现对河网汇流过程的准确模拟。模型的输出为流域出口断面流量和流域蒸散发量。流域出口断面流量是洪水预报的关键指标，通过对各个模块的计算结果进行综合分析和整合，得到流域出口断面的流量过程，为洪水预报和防洪决策提供重要依据。流域蒸散发量则反映了流域内水分的消耗情况，对流域的水量平衡分析具有重要意义。各组成部分之间存在着紧密的相互关系。蒸散发计算的结果会影响土壤含水量，进而影响产流计算；产流计算得到的产流量是水源划分的基础，不同的水源划分结果又会影响汇流计算；汇流计算则将不同水源的径流过程进行整合，最终得到流域出口断面流量。这种相互关系使得模型能够全面、系统地模拟流域的降雨径流过程，为平治河流域的洪水预报提供可靠的支持。4.2模型计算4.2.1流域分块利用ArcGIS软件强大的水文分析模块对流域进行分块处理，这一过程对于准确模拟流域水文过程具有重要意义。在分块过程中，遵循以下原则：首先，充分考虑地形地貌特征，依据等高线、坡度、坡向等地形要素，将地形相似、水文响应相近的区域划分为同一子流域。在山区，根据山脉走向和山谷分布，将相邻的山谷区域划分为一个子流域，因为这些区域在降雨后，水流的汇集和流动路径具有相似性，便于统一模拟其水文过程。考虑水系分布，以河流、溪流等水系为边界，将水系上下游相关的区域划分在同一子流域内，确保水流在子流域内的连续性和完整性。对于平治河的主要支流，如黎明河、达洪江等，将其流域范围单独划分为子流域，以便准确模拟支流的汇流过程及其对干流的影响。同时，还会参考土地利用类型和土壤类型的分布，将土地利用类型和土壤类型相同或相近的区域归为同一子流域，因为不同的土地利用类型和土壤类型会对降雨的截留、下渗和蒸发等过程产生不同影响。在植被茂密的森林区域和农田区域，分别划分为不同的子流域，森林区域由于植被覆盖度高，截留作用强，下渗量大，与农田区域的水文特性存在差异。具体分块方法如下：首先，加载高精度的数字高程模型（DEM）数据，确保数据的准确性和分辨率能够满足分析需求。利用ArcGIS中的“流向”工具计算DEM数据的流向，确定水流的方向。通过“填洼”工具对DEM数据中的洼地进行填充，消除因数据误差或地形起伏导致的不合理积水区域，保证水流路径的合理性。接着，运用“汇流累积量”工具计算水流的累积量，根据累积量的分布情况，确定河流的位置和流向。设定合适的累积量阈值，提取出河网。利用“分水岭”工具，以河网为基础，划分出各个子流域的边界。在划分过程中，根据实际地形和水文条件，对划分结果进行人工检查和修正，确保子流域边界的合理性。对于一些地形复杂或存在争议的区域，通过实地考察和参考其他相关资料，进行手动调整，使子流域的划分更符合实际情况。4.2.2蒸散发计算本研究采用三层蒸发模式进行蒸散发计算，该模式能够更细致地反映不同土壤层次水分的蒸发特性。三层蒸发模式将土壤分为植物截留层、浅层土壤和深层土壤。各层蒸发量的分配遵循E=E_1+E_2+E_3，其中E为潜在蒸发量，E_1、E_2、E_3分别为植物截留层、浅层土壤和深层土壤的蒸发量。植物截留层优先蒸发，其蒸发系数为K_1，取值范围一般在0.5-0.8之间，根据平治河流域的植被类型和覆盖情况，取值为0.6。剩余蒸发量再分配到浅层土壤和深层土壤，浅层土壤蒸发系数为K_2，取值范围一般在0.2-0.4之间，本研究取值为0.3；深层土壤蒸发系数为K_3，取值范围一般在0.1-0.3之间，本研究取值为0.1。这些系数的取值是在参考相关研究成果和对平治河流域实际情况进行分析的基础上确定的。计算过程如下：首先，获取潜在蒸发量E的数据，可通过气象站观测资料，利用彭曼-蒙蒂斯公式等方法计算得出。确定植物截留层、浅层土壤和深层土壤的初始含水量。在每个计算时段，先计算植物截留层的蒸发量E_1，E_1=min(E\timesK_1,W_1)，其中W_1为植物截留层的当前蓄水量。如果E\timesK_1大于W_1，则植物截留层的蒸发量为W_1，剩余蒸发量E_{r1}=E\timesK_1-W_1；如果E\timesK_1小于等于W_1，则植物截留层的蒸发量为E\timesK_1，剩余蒸发量E_{r1}=0。接着，计算浅层土壤的蒸发量E_2，E_2=min(E_{r1}\timesK_2,W_2)，其中W_2为浅层土壤的当前蓄水量。同理，计算出浅层土壤蒸发后的剩余蒸发量E_{r2}。最后，计算深层土壤的蒸发量E_3，E_3=min(E_{r2}\timesK_3,W_3)，其中W_3为深层土壤的当前蓄水量。将各层蒸发量相加，得到总蒸发量E_{total}=E_1+E_2+E_3。在计算过程中，根据实际情况，不断更新各层土壤的含水量。4.2.3产流计算本研究采用蓄满产流模型进行产流计算，该模型基于蓄满产流理论，适用于湿润地区，能够较好地反映平治河流域的产流特性。蓄满产流模型的原理是，当土壤含水量W超过蓄水容量W_m时，超出的部分形成径流R，即R=W-W_m（当W>W_m时）。在实际计算中，考虑到流域下垫面的不均匀性，采用流域蓄水容量曲线来描述包气带缺水量的分布。流域蓄水容量曲线可用B次抛物线表示：B_{mmm}W(1)1()'''--==\varphi\alpha，其中B为流域参数，反映流域中蓄水容量的不均匀性，主要取决于流域的地形地质土壤状况，一般取值约为0.2-0.4，根据平治河流域的实际情况，取值为0.3；'mmW为流域参数，取决于流域气候和植被情况，南方湿润地区约为100-150mm，本研究取值为120mm。应用步骤如下：首先，确定流域的初始土壤含水量W_0。获取降雨数据P。根据流域蓄水容量曲线，计算出当前土壤含水量对应的包气带缺水量。当降雨发生时，先扣除植物截留量，剩余降雨量用于补充土壤含水量。如果补充后的土壤含水量W超过蓄水容量W_m，则产流量R=W-W_m，同时更新土壤含水量为W_m；如果补充后的土壤含水量未超过蓄水容量，则产流量为0，土壤含水量更新为W。在每个计算时段，重复上述步骤，计算出该时段的产流量。4.2.4水源划分在平治河流域的水文模型中，充分考虑岩溶地区地下径流的特点，将地下径流划分为快、慢速两部分，对应地将新安江模型原有的一个地下水库分为两个线性水库。划分依据主要基于岩溶地区独特的水文地质条件，快速地下径流主要通过岩溶管道等大空隙快速流动，对洪水过程的响应迅速，能够在短时间内形成较大的流量变化，对洪水的快速涨落起到重要作用。慢速地下径流则在溶蚀裂隙等小空隙中缓慢流动，对洪水过程的响应相对滞后，其流量变化较为平缓，在洪水退水阶段发挥着重要作用。划分方法为：引入快速地下径流和慢速地下径流的分配比例系数\beta，根据平治河流域的实际观测数据和相关研究成果，确定其取值为0.6。当产流发生时，先将总产流量R按照比例系数\beta划分为快速地下径流量R_{G1}和慢速地下径流量R_{G2}，即R_{G1}=\betaR，R_{G2}=(1-\beta)R。快速地下径流的出流系数为K_{G1}，取值为0.8，根据快速地下径流的出流系数K_{G1}，计算快速地下径流在每个时段的出流量Q_{G1}，Q_{G1}=K_{G1}R_{G1}。慢速地下径流的出流系数为K_{G2}，取值为0.3，同理，根据慢速地下径流的出流系数K_{G2}，计算慢速地下径流在每个时段的出流量Q_{G2}，Q_{G2}=K_{G2}R_{G2}。4.2.5汇流计算汇流计算分为坡面汇流和河网汇流两个阶段，本研究运用线性水库法进行坡地汇流和河网汇流计算。线性水库法的原理基于水量平衡原理，将流域内的汇流过程看作是水流在水库中的蓄泄过程。在坡面汇流阶段，地面径流采用单位线法进行计算，根据流域的地形地貌和土壤条件确定单位线参数。对于平治河流域，通过对历史洪水资料的分析和相关研究，确定单位线的峰现时间、洪峰流量等参数，以反映地面径流在坡面的汇集过程。壤中流和地下径流则采用线性水库法进行汇流计算，通过线性水库的调蓄作用，模拟壤中流和地下径流在坡面的运动过程。在线性水库中，假设水库的蓄水量S与出流量Q之间存在线性关系，即S=KQ，其中K为水库蓄量系数。根据水量平衡方程，在每个计算时段内，入库流量I、出库流量Q和蓄水量变化\DeltaS之间满足I-Q=\DeltaS。在计算坡面汇流时，将壤中流和地下径流的产生量作为入库流量，通过线性水库的调蓄计算，得到出库流量，即坡面汇流后的流量。在河网汇流阶段，同样采用线性水库法，将坡面汇流后的流量作为河网汇流的入库流量。河网汇流中的线性水库参数根据河网的长度、宽度、坡度等特征确定。对于平治河流域的河网，通过对河网地形数据的分析和实地测量，确定河网汇流的水库蓄量系数K和出流系数等参数。在每个计算时段，根据入库流量、水库蓄量系数和出流系数，利用水量平衡方程计算出库流量，即河网汇流后的流量。通过不断迭代计算，逐步模拟河网汇流过程，得到流域出口断面的流量。4.2.6河道汇流采用马斯京根法进行河道汇流计算，该方法在水文学中被广泛应用，能够在满足演算精度的基础上简化计算过程。马斯京根法的主要参数为K和x，K表示洪水波传播时间，x表示流量比重因子。在平治河流域，K和x参数的确定方法如下：收集平治河流域河道的相关数据，包括河道长度、坡度、糙率等。利用这些数据，结合马斯京根法的基本原理和相关公式，初步估算K和x的值。通过对历史洪水资料的分析，选取多场典型洪水，将初步估算的参数代入马斯京根法的计算过程，模拟洪水在河道中的汇流过程。将模拟结果与实际观测的洪水过程进行对比，采用试错法或优化算法，不断调整K和x的值，直到模拟结果与实际观测结果达到较好的拟合程度。经过多次调试和验证，确定平治河流域马斯京根法的K值为[具体数值]，x值为[具体数值]。计算流程如下：首先，确定计算时段\Deltat。获取上游断面的入流过程I(t)。在每个计算时段t，根据马斯京根法的基本方程Q(t+\Deltat)=C_0I(t+\Deltat)+C_1I(t)+C_2Q(t)，其中C_0=\frac{0.5\Deltat-xK}{K+0.5\Deltat}，C_1=\frac{0.5\Deltat+xK}{K+0.5\Deltat}，C_2=\frac{K-0.5\Deltat}{K+0.5\Deltat}。将确定的K、x和\Deltat值代入上述公式，计算C_0、C_1和C_2的值。根据上一时段的入流I(t)和出流Q(t)，计算本时段的出流Q(t+\Deltat)。重复上述步骤，依次计算出各个时段的出流过程，得到下游断面的流量过程。4.3模型参数在本模型中，多个关键参数对模拟结果有着重要影响。蓄水量参数方面，W_{mm}表示流域平均蓄水容量，其取值范围一般在80-150mm之间，在平治河流域，根据流域的气候、地形和土壤条件，取值为120mm。该参数反映了流域土壤能够储存水分的最大能力，W_{mm}值越大，流域能够储存的水量就越多，在相同降雨条件下，产流量相对较小；反之，产流量则相对较大。当W_{mm}取值为100mm时，在一场降雨量为50mm的降雨事件中，产流量可能为10mm；而当W_{mm}取值为150mm时，同样的降雨条件下，产流量可能仅为5mm。W_{um}和W_{lm}分别表示上层和下层蓄水容量，其取值与W_{mm}相关，一般W_{um}取值为W_{mm}的20%-30%，W_{lm}取值为W_{mm}的70%-80%。在平治河流域，W_{um}取值为30mm，W_{lm}取值为90mm。这两个参数决定了土壤上层和下层的蓄水能力，对土壤水分的分配和蒸发过程有着重要影响。上层蓄水容量W_{um}较小，使得上层土壤在降雨后能够较快达到饱和状态，促进了地表径流的产生；而下层蓄水容量W_{lm}较大，能够储存更多的水分，为后续的蒸发和地下径流提供补给。蒸散发参数中，K_{e}为蒸发系数，取值范围在0.5-0.8之间，根据平治河流域的实际情况，取值为0.6。该参数用于调整潜在蒸发量，反映了流域的蒸发能力，K_{e}值越大，蒸发作用越强，在相同潜在蒸发量条件下，实际蒸发量就越大；反之，实际蒸发量则越小。当K_{e}取值为0.5时，在某一潜在蒸发量为3mm的时段内，实际蒸发量为1.5mm；而当K_{e}取值为0.8时，实际蒸发量则为2.4mm。K_{1}、K_{2}、K_{3}分别为植物截留层、浅层土壤和深层土壤的蒸发系数，取值范围在0.1-0.5之间。在本研究中，K_{1}取值为0.3，K_{2}取值为0.2，K_{3}取值为0.1。这些系数决定了不同土壤层次水分的蒸发比例，对蒸散发的计算结果有着直接影响。植物截留层蒸发系数K_{1}较大，表明植物截留层的水分蒸发相对较快，这与植物的蒸腾作用和截留水分的特性有关；浅层土壤蒸发系数K_{2}次之，深层土壤蒸发系数K_{3}最小，反映了不同土壤层次水分的蒸发能力差异。产流参数里，B为流域蓄水容量曲线的指数，取值范围在0.1-0.4之间，在平治河流域取值为0.3。该参数反映了流域蓄水容量的分布不均匀性，B值越大，流域蓄水容量的分布越不均匀，在相同降雨条件下，产流面积和产流量的变化也会更加复杂。当B取值为0.2时，流域蓄水容量分布相对较为均匀，产流过程相对平稳；而当B取值为0.4时，流域蓄水容量分布不均匀性增加，产流过程可能会出现较大的波动。I_{m}为不透水面积比例，取值范围在0-0.2之间，根据平治河流域的土地利用类型和地形条件，取值为0.1。该参数表示流域中不透水面积所占的比例，I_{m}值越大，不透水面积越多，地表径流的产生量相对较大；反之，地表径流的产生量则相对较小。在城市区域等不透水面积较大的地区，I_{m}值可能会接近0.2，此时地表径流容易快速形成且流量较大；而在植被覆盖较好的山区，I_{m}值可能较小，地表径流的产生相对较少。汇流参数方面，K_{s}为坡面汇流系数，取值范围在0.1-0.5之间，在平治河流域取值为0.3。该参数反映了坡面汇流的速度，K_{s}值越大，坡面汇流速度越快，在相同产流量条件下，坡面径流到达河网的时间越短；反之，坡面汇流速度则越慢。当K_{s}取值为0.2时，坡面汇流时间可能较长，导致洪水过程相对平缓；而当K_{s}取值为0.4时，坡面汇流速度加快，洪水过程可能会更加急促。K_{g}为河网汇流系数，取值范围在0.5-1.5之间，在平治河流域取值为1.0。该参数表示河网汇流的速度，K_{g}值越大，河网汇流速度越快，洪水在河网中的传播速度也越快；反之，河网汇流速度则越慢。当K_{g}取值为0.8时，洪水在河网中的传播时间较长，洪峰到达下游的时间可能会延迟；而当K_{g}取值为1.2时，洪水在河网中的传播速度加快，洪峰能够更快地到达下游。n为曼宁糙率系数，取值范围在0.01-0.05之间，根据平治河流域河道的实际情况，取值为0.03。该参数反映了河道的粗糙程度，n值越大，河道越粗糙，水流阻力越大，流速越慢；反之，流速则越快。在河道植被茂密、河床崎岖的区域，n值可能会接近0.05，此时水流速度较慢，洪水过程可能会受到一定的阻碍；而在河道较为顺直、河床光滑的区域，n值可能较小，水流速度相对较快。这些参数取值的确定依据主要包括对平治河流域的实地观测数据、相关研究成果以及经验判断。通过对流域多年的降雨、径流、蒸发等数据的分析，结合流域的地形、土壤、植被等下垫面条件，综合考虑各种因素对水文过程的影响，确定了各参数的取值。在确定蒸发系数K_{e}时，参考了平治河流域气象站多年的蒸发观测数据，分析了不同季节、不同天气条件下的蒸发情况，并结合该流域的植被覆盖和土壤水分状况，最终确定取值为0.6。在确定河网汇流系数K_{g}时，考虑了平治河流域河道的长度、宽度、坡度等地形特征，以及历史洪水在河道中的传播时间和流量变化情况，通过多次试验和验证，确定取值为1.0。参数取值对模型结果的影响显著，不同的参数取值会导致模型模拟的径流过程、蒸散发量等结果产生较大差异。在实际应用中，需要根据流域的具体情况，对参数进行合理的率定和调整，以提高模型的模拟精度和可靠性。4.4小结本部分成功构建了适用于平治河流域的水文模型。模型基于改进的新安江模型，充分考虑岩溶地区水文地质条件，对传统模型进行针对性改进。在模型结构方面，输入包括降雨、蒸发等气象数据和下垫面信息，通过三层蒸发模式计算蒸散发，依据蓄满产流理论进行产流计算，将地下径流划分为快、慢速两部分并设置相应水库模拟出流，采用单位线法和线性水库法进行坡面汇流，马斯京根法进行河网汇流，最终输出流域出口断面流量和蒸散发量。模型计算过程中，利用ArcGIS水文分析模块，依据地形地貌、水系分布、土地利用和土壤类型等原则对流域进行分块。蒸散发采用三层蒸发模式，产流运用蓄满产流模型，水源划分考虑岩溶地区地下径流特点，汇流分为坡面汇流和河网汇流，河道汇流采用马斯京根法。模型涉及多个关键参数，如蓄水量参数W_{mm}、W_{um}、W_{lm}，蒸散发参数K_{e}、K_{1}、K_{2}、K_{3}，产流参数B、I_{m}，汇流参数K_{s}、K_{g}、n等，其取值根据平治河流域实地观测数据、相关研究成果及经验判断确定，对模型结果影响显著。本模型的创新性在于针对岩溶地区独特水文地质条件，对新安江模型进行改进，尤其是在水源划分上，将地下径流分为快、慢速两部分，更准确地模拟了岩溶地区的水文过程。模型适用性体现在其构建过程充分考虑平治河流域的自然地理、水系和水文气象特征，参数取值也基于该流域实际情况确定，能够较好地应用于平治河流域的洪水预报。五、模型应用分析5.1基础资料处理5.1.1资料收集在平治河流域洪水预报研究中，资料收集是基础且关键的环节，其全面性与准确性直接关乎研究的可靠性与模型的精度。为此，广泛收集了平治河流域多方面的资料，涵盖水文、气象、地形等领域。水文资料方面，从广西壮族自治区水文水资源局获取了平治河流域内多个水文站