新安江模型在烏江獨木河流域的應(yīng)用與改進

郝慶慶,陳 喜,2

(1.河海大學(xué)水文水資源學(xué)院,江蘇南京 210098;2.河海大學(xué)水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點實驗室,江蘇南京 210098)

新安江模型[1-2]是一個分單元、分水源、分階段,具有分布參數(shù)的完整的概念性降雨徑流模型,適用于濕潤與半濕潤地區(qū),具有概念清晰、結(jié)構(gòu)合理、調(diào)參方便和計算精度較高等優(yōu)點.模擬計算主要分為蒸散發(fā)、產(chǎn)流、分水源和匯流4個階段.其中:蒸散發(fā)計算采用3層蒸散發(fā)模型;產(chǎn)流計算采用蓄滿產(chǎn)流模型;徑流劃分為地表徑流、壤中流和地下徑流3種水源,徑流劃分采用了自由水蓄水庫法;匯流計算中,地表徑流匯流計算采用無因次單位線法,壤中流和地下徑流匯流計算采用線性水庫法,河道匯流計算則采用馬斯京根分段連續(xù)演算法[2].

本文的研究對象獨木河流域地處西南喀斯特地區(qū).該區(qū)為連片裸露碳酸巖面積最大和生態(tài)最脆弱的地區(qū)[3-4],雖然降水較多,但時空分布不均且下墊面情況復(fù)雜.根據(jù)巖溶地區(qū)獨特的水文地質(zhì)特性[5]以及三水源新安江模型應(yīng)用于巖溶地區(qū)的模擬結(jié)果分析,筆者提出了改進新安江模型的3種設(shè)想[6],并驗證了第1種改進方法.

1 模型的應(yīng)用

研究區(qū)為貴州省內(nèi)烏江流域的支流——獨木河流域,面積1485km2.該流域內(nèi)共有下灣、昌明和六廣3個站點.

1.1 日模擬

采用獨木河流域1973—1979年的水文資料率定日模參數(shù),1980—1983年的水文資料檢驗日模參數(shù),缺失的部分資料移用鄰近水文特征相似站點的來代替.日模參數(shù)[7]的率定順序為蒸散發(fā)折算系數(shù)K→表層土自由水蓄水容量SM和表層土自由水蓄水庫對地下水的出流系數(shù)KG與表層土自由水蓄水庫對壤中流的出流系數(shù)KI的比值KG/KI→地下徑流的消退系數(shù)CG→壤中流的消退系數(shù)CI.率定蒸散發(fā)折算系數(shù)K時以徑流深絕對誤差為目標(biāo)函數(shù)[8],計算公式為

式中:ΔRi——第 i年徑流深的絕對誤差——n年徑流深絕對誤差的平均值;n——資料的年數(shù).

率定其他參數(shù)時[9],為減少洪水高水部分誤差的作用,突出低水部分的作用,以誤差的對數(shù)為目標(biāo)函數(shù),通過使流量過程線對數(shù)誤差絕對值的平均值最小的方法來優(yōu)選參數(shù).

式中:Q(j)——實測日平均流量;Q′(j)——計算日平均流量;f(i)——第 i年的流量過程線對數(shù)誤差的絕對值——n年流量過程線對數(shù)誤差絕對值的平均值.

計算結(jié)果見表1和表2.

表1 率定年份日模模擬結(jié)果Table 1 Daily simulation results in calibration years

表2 檢驗?zāi)攴萑漳ＤM結(jié)果Table 2 Daily simulation results in examining years

分析表1和表2結(jié)果可知:(a)率定得到的日模參數(shù)對多年來說是最優(yōu)的,對于有些年份的模擬結(jié)果很好,而對于另外一些年份的模擬結(jié)果相對較差;(b)新安江模型沒有考慮隨著時間推移下墊面的變化以及人類活動的影響,是造成模擬誤差的一個原因;(c)在極值處的預(yù)報結(jié)果相對較差,計算峰值基本都小于實測峰值,這可能是流域下墊面特性、模型概化、參數(shù)率定以及水文資料等因素綜合作用及相互影響的結(jié)果;(d)個別年份(如1983年)出現(xiàn)計算峰值明顯高于實測峰值的現(xiàn)象,這可能是抽水等人為因素造成的;(e)所研究流域面積較小,如果存在不閉合量,不閉合量占總徑流量的比例就會比較大,從而對徑流量及流量過程線產(chǎn)生較大影響.

1.2 次洪模擬

次洪模擬收集了1973年、1977年、1982年和1983年這4個年份的洪水資料,共選取了8場次洪水.其中前6場用于率定次洪模型參數(shù),后2場用于檢驗次洪模型參數(shù).次洪模型模擬計算的時段長取為1h.對于與時段長無關(guān)的參數(shù),使用日模相應(yīng)的值.與時段長有關(guān)的次模參數(shù)率定順序為SM→CS→CI.在采用次洪模型模擬時,低水點據(jù)不多,為突出高水部分的作用,則以誤差的絕對值為目標(biāo)函數(shù)[10].計算公式為

式中:Si——第i場洪水流量過程線誤差的絕對值;ˉS——n場洪水流量過程線誤差絕對值的平均值.

計算結(jié)果見表3和表4.

表3 率定場次次洪模擬結(jié)果Table 3 Simulation results of floods in calibration years

表4 檢驗場次次洪模擬結(jié)果Table 4 Simulation results of floods in examining years

從表3和表4可以看出:(a)洪水過程上漲段陡峭,退水段則上部陡降,下部退水明顯變緩,且多處轉(zhuǎn)折,持續(xù)時間較長;(b)實際流域下墊面對洪水產(chǎn)匯流過程有坦化作用;(c)洪水過程常呈現(xiàn)出具有較大底水流量的復(fù)峰;(d)檢驗的2場洪水代表性不夠,洪量都偏小,洪水過程易受外部條件的影響.

2 模型的改進

為了使新安江模型能更適用于具有不均勻下墊面的巖溶地區(qū),根據(jù)巖溶地區(qū)獨特的水文地質(zhì)特性以及此次模擬結(jié)果,對新安江模型在巖溶地區(qū)的應(yīng)用提出了一些改進的設(shè)想:(a)由于巖溶流域內(nèi)覆蓋土層一般較薄[11],植被差,流域?qū)嶋H蒸散發(fā)量和缺水容量均小于非巖溶地區(qū),可以忽略由于深根植物散發(fā)引起的土壤深層蒸散發(fā),而采用2層蒸散發(fā)模型進行計算.(b)我國南方大部分巖溶流域氣候濕潤,土層較薄,下滲能力強,包氣帶缺水量不大,易為一般的雨量所滿足,即達到田間持水量要求,所以在巖溶地區(qū)采用蓄滿產(chǎn)流方式計算產(chǎn)流量基本符合實際情況.為了使后面分水源及匯流階段模擬得更加準(zhǔn)確,可以將巖溶流域下墊面透水面積劃分為非巖溶區(qū)和巖溶區(qū),其中巖溶區(qū)又分為裸露巖溶區(qū)和土壤覆蓋巖溶區(qū)2類.(c)由于補給強度、徑流成分和匯流速度等有所不同,被調(diào)蓄程度和時程分布不一,將徑流劃分為地表徑流、壤中流、快速地下徑流和慢速地下徑流,并分別采用不同的方法進行計算[12].地表徑流采用無因次單位線或滯洪演算法,壤中流、快速地下徑流和慢速地下徑流則分別采用不同的線性水庫進行匯流計算,最后線性疊加得到流域出口斷面總出流[13].

根據(jù)第1種設(shè)想,嘗試把新安江日模型的3層蒸散發(fā)結(jié)構(gòu)改為2層蒸散發(fā)結(jié)構(gòu).對比分析改進前后的模擬結(jié)果可知,除1974年確定性系數(shù)稍有減小外,其余10個年份的確定性系數(shù)各有不同程度的提高.由此可以證明,改進后的模型模擬精度較改進前有所提高,所以可以巖溶地區(qū)為例對改進后的新安江模型進行進一步的研究和檢驗.表5和表6為改進前后的計算結(jié)果對比.

表5 率定年份改進前后日模模擬結(jié)果對比Table5 Comparison of daily simulation results of original model and improved model in calibration years

表6 檢驗?zāi)攴莞倪M前后日模模擬結(jié)果對比Table6 Comparison of daily simulation results of original model and improved model in examining years

3 結(jié) 語

巖溶地區(qū)的實測水文資料相對貧乏,在巖溶流域建立完整精確的流域水文模型存在一定的困難.在目前尚未有較適用模型的情況下,筆者選用新安江模型并根據(jù)具體情況對其進行了適當(dāng)?shù)母倪M.實例應(yīng)用結(jié)果表明,將新安江模型的3層蒸散發(fā)結(jié)構(gòu)改為2層蒸散發(fā)結(jié)構(gòu),不僅能較大地提高該模型在巖溶地區(qū)的適用性,而且方法簡便并易于實施.

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