洪水智能监测方法的研究

一、洪水预报的必要性

我国幅员辽阔，河流水系众多，由于受季风与自然地理条件影响，汛期在年内年际的变化十分剧烈，历史上洪灾频繁发生。随着各地人口的不断增加和社会经济的发展，环境日益恶化，洪灾面积和损失都呈逐年上升的趋势。洪灾问题的严峻性紧迫性在国际上亦不多见。

多年来的防汛斗争经验表明，减免洪水灾害有两类措施：一类是工程措施，如兴建水利工程；一类是提预警预告。其中改进洪水预报方法、提高预报精度、实施洪水预报调度是非工程措施中行之有效的办法。洪水预报系统是采用现代科技对水文信息进行实时遥测、传送和处理的专门技术，它综合水文、电子、通信和计算机等多学科的最新成果，是防洪决策、水资源优化调度、水利工程运行管理的科学依据，是一项重要的防汛非工程措施，对保护人民生命财产安全，充分发挥水利工程效益，保障社会稳定和国民经济可持续发展，起着极其重要的作用。洪水预报作为水文预报的一项重要内容，是人类在与洪水灾害长期斗争的客观需求推动下发展起来的；作为防汛斗争的 “ 耳目 ” 和 “ 参谋 ” ，准确、及时的洪水预报和调度，为正确做出防汛决策提供了科学依据。

二、洪水预报模型

洪水预报子系统设置了五种流域水文预报模型，下面分别叙述这些模型的原理 :

1 、新安江模型

图中输入为雨量 P ，蒸散发能力 ME; 输出为单元流域出口流量 Q ，单元流域蒸散发 E 。方框内的符号表示状态，是变量 ; 方框外的物理量表示参数，是常量。

模型结构可分为四个部分：

(1) 蒸散发计算

用 3 个土层的模型，参数为上层张力水容量 UM ，下层张力水容量 ML ，深层蒸散发系数 C ，蒸散发折算系数 K 。对于上土层，蒸散发等于蒸散发能力。

当 P+WU>k*EM ，则 EU=K*EM

否则 EU=WU+P(1)

对于下土层，蒸散发与蒸散发能力及土湿成正比。

EL=(K*EM-EU)*WL/LM(2)

当 EL(C*(K*EM-EU) ，则取 EL=C*(K*EM-EU)(3)

对于深土层，蒸散发与蒸散发能力成正比。

当 WL则 EL==WL，

ED=C*(K*EM-EU)-EL(4)

(2) 产流计算

采用蓄满产流概念。为考虑包气带张力水蓄水容量在流域面上分布的不均匀性，采用了蓄水容量曲线，其线型为 B 次方的抛物线。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 ，不透水面积的比例 IM。

最大张力水容量 MM=WM*(1+B)/(1-M)

张力水蓄水容量 A=MM*[1-(1-W/WM)^(1/(1+B))]

当 P-K*EM+A则 R=P-K*EM-WM+ W+WM *(1-(P-K*EM+A)/WM)^(1+B) 否则 R=P-K*EM-WM+W

(3) 分水源计算

分为地面径流RS，地下径流GR，壤中流 RI。地面径流是在表层土饱和后产生的，称为饱和 坡面流。表层土的自由水蓄量S侧向排出进入河网成为壤中流，向下排出经地下水库再进入河网成为地下径流。为考虑自由水蓄水容量在流域面积上分布的不均匀性，采用了自由水蓄水容量曲线。参数为表层土自由水蓄水容量MS ，表层土自由水蓄水容量曲线的方次XE，自由水蓄水S对壤中流的出流系数K工，对地下水的出流系数KG。

最大自由水容量 MS=SM*(1+EX)

自由水蓄水容量 S*(1-(1-S/SM)^(1/(1+EX)) )

当 AU+P-K*ME则 RS=(P-K*E-MSM+S+SM*(1-(P-K*EM+AU)/MS)^(1+EX)

否则 RS=P-K*EM+S-SM

RG=S*KG

RI=S*KI

(4) 汇流计算

自由水侧向排出成为壤中流，浅层壤中流在运动中不断渗入深层，具有调蓄作用，可以用线性水库模拟，其消退系数为C1。

QI(I)=QI(I-1)*CI-RI(I)*(1-CI)*U

QG(I)=QG(I-1)*CG-RG(I)*(l-CG)*U

式中，QI与QG是壤中流与地下水产生的河网总如流;U是单位转换系数。

单元面积的河网汇流用纳须单位线计算，参数是N与K。

2 、萨克拉门托模型

(1) 下垫面的划分

全流域按下垫面对降雨产流的作用，分为透水面积 (1 - PCTIM - ADIMP) ，不透水面积 PCTIM ，和变化的不透水面积三部分。

（ 2 ）流域的产流量

萨克模型的径流由五种成分组成 :

1) 直接径流:系降落在不透水面积(包括长久不透水面积和可变不透水面积)上的雨量，直接进入河槽;

2) 地面径流:当上层自由水蓄量已达到最大值，而降雨强度又大于上层向下层的渗透率与壤中流出流率之和，则多余的雨形成地面径流(包括透水面积上的和可变不透水面积上的)，直接进入河网;

3) 壤中流:来自上土层自由水的旁侧出流;

4) 快速地下水:又称附加地下水，为下土层的浅层自由水蓄量的消退所产生;

5) 慢速地下水:又称基本地下水，为下土层的深层自由水蓄量的消退所产生。

萨克模型将透水面积上的土壤分为上、下两层，每层土壤中的蓄水 t 分为张力水和自由水两部分。张力水指紧密吸附于土壤颗粒表面的分子水及毛管水，其最大值等于田间持水量。它只消耗于蒸散发，在重力作用下不能自由运动。自由水可以补充张力水，而张力水不能补充自由水。当张力水与自由水的蓄量均达最大值 ( 即饱和 ) 时，透水面积与不透水面积性质相同。不透水面积没有土壤蓄水量。可变不透水面积只考虑张力水蓄量，也分上、下两层，但无自由水蓄量。

(3) 流域蒸散发

萨克模型的蒸散发由五部分组成，它们组成了流域总蒸散发量。
透水面积的上土层张力水蒸散发量 E1;
透水面积的上土层自由水蒸散发量 E2;
透水面积的下土层张力水蒸散发量 E3;
河道中的水面蒸发良 E4;
不透水面积上的蒸散发量 E5 。

(4) 土壤水分的交换

萨克模型设置两种形式的土壤水分交换。自由水向张力水补充水量。当自由水蓄量的相对值大于张力水蓄量的相对值时，自由水补充张力水，使调整后的两者相对值相等。这种水分交换在上下土层中都存在。上层自由水向下层土壤的下渗，用下渗方程模拟。

(5) 河网汇流计算

萨克模型的产流量为河网总入流，它与流域出口断面径流之间有纳须单位线加以联系。

(6) 计算公式

1) 产流量计算公式

降落在透水面积上的时段雨量 P ，首先补充上层张力水蓄量，当满足上层张力水的缺水量后其余的雨量成为有效降雨量P*V 。

当 P ≤ UZTWM - UZT 代时

PAV=0

否则 PAV=P+UZTWC-UZTWM

• 直接径流

直接径流量由两部分组成。不透水面积上的时段降雨量 P 形成直接径流 (ROIMP)ROIMP=P*PCTIM

降落在可变不透水面积上的时段有效降雨量也形成直接径流。因为可变的不透水面积也分为上下两土层，各层的张力水容量与透水面积上的一样，但不设自由水。蓄量 ADIMC 由上下二层组成，上层蓄量等于透水面积上的上土层张力水蓄量 UZTWC ，下土层蓄量为 ADIMC - UZTWC 。

• 地表径流

透水面积上的有效降雨形成的地表径流 ADSUR ， ADSUR=PAV*PAREA

式中 PAREA 为透水面积 ==1-(PCTIM+ADIMP) 。

ADSUR=(PAV_UZFWC-UZFWM)(1-ADDTO/APV)

. 壤中流

自由水的侧向流动，出流和蓄量成线性关系，则

日出流量=UZFWC*UZK*APREA

时段出流量=UZFWC*[1 - (1 - UZK)^{△ t/24} 」 *PAREA

. 快速地下水

日出流量=LZFSC*LZSK*PAREA

时段出流量 =LZFSC*[l-(1-LZSK)^{△ t/24} *PARREA

. 慢速地下水

日出流量=LZFPC*LZPK*PAREA

时段出流量 =LZFPC*[1-(1-LZPK)^{△ t/24} ]*PAREA

2) 蒸发计算公式

上土层张力水蒸发量 E1

当 UZTWC 跳时

El=EM*UZTWC/UZT ，否则

El=UZTWC

上土层自由水蒸发量 E2

当 UZTWM ≥ EM

E2=0

当 EM>UZTWM ， UZFWC)E ≥ Em-E1

E2=Em-E1

当 Em>UZTWM ， UZFWC< Em-E1

E2=UZFWC

下土层张力水蒸散发量

E3=(E-Em-E1-E2)*LZTWC/(UZTWM+LZTWM)

水面蒸发量

当 SARVA ≤ PTCIM 时

E4=Em*SARVA

否则

E4=Em*SARVA-(El+E2+E3)*(SARVA-PCTIM)

可变不透水面积上的蒸散发量

3) 自由水向张力水补充水量的计算公式

上土层的自由水补充张力水的结构，当张力水消退使 UZ 卿 C/UZFWM> UZTWC/UZTWM 时，自由水补充张力水，即修正 UZTWC 和 UZWFC ，使两个蓄量和它们的蓄水容量之比相等而总蓄量不变。此时

UZTWC=UZTWM*(UZTWC+UZFWC)/(UZTWM+UZFWM)

下土层的张力水和自由水消退时，当 (LZTWC/LZTWM) ((LZFPC+LZFSC - SAVED+LZTWC)/(LZFPM+LZFSM - SAVED+ LZTWM ) 时发生水分调整，一部分自由水补充张力水，使不等式两边相等 . 其补充过程是，先由快速自由水补充张力水，如快速自由水蓄量不足，不足部分由慢速自由水提供。

调整量 DEL=[(LZFPC+LZFSC - SAVED+LZTWC)/(LZFPM+LZFSM - SAVED+LZTWM) - LZTWC/LZTWMj*LZTWM

式中 SAvED=RSERv*(LZFPM+LZFSM) 即为不参与蒸散发的自由水蓄量。

4) 渗透量的计算公式

当上下土层的蓄水量完全饱和时，时段渗透量与下土层自由水的产流量相等，即稳定下渗率为 PBASE=LZFPM*LZPK+LZFSM*LZSK

渗透率与下土层的缺水程度有关，当上土层饱和，而下土层最干早时，渗透率最大，模型假定渗透率 PERC 的变化与下土层相对缺水量 DERF 及其指数 REXP 有关，

即 PERC=PBASE*(1+ZPERC*DEFRREXP)

式中 DEFR=1 - (LZFPC+LZFSC+LZTWC)/(LZFMP+LZFSM+LZTWM)

上式中指数 REPx 决定了渗透曲线向下凹的程度 ， REXP 越大，则 渗透曲线越向下凹。

若上层自由水 并非充分供水，渗透率与上层自由水的供水量有关，则实际的渗透率为 PERC=PBASE*(1+ZPRC+DEFRREXP)*UZFWC /UZFWM

渗透到下土层的水量还要分配给下层三种水分 : 下层张力水、慢速自由水、快速自由水。渗透水量经过两次分配，第一次分配在张力水和自由水之间进行，第二次分配是对补充自由水的水量在快速自由水和慢速自由水之间进行再分配。渗透水量的分配计算 : 渗透水量中按分配常数 PFREE 的百分数补充给下土层自由水蓄量，即 PERC*PFREE; 按 (1 - PFREE) 的分配补充给下土层的张力水蓄量，即 PERC*(l - PFREE) 。

若补充给张力水的水量和原存的张力水蓄量之和大于它的容量，即 [PERC*(1 - PFREE)+LZTWC]>LZT，则超过部分的水量补充给自由水。补充给自由水的水量，再分配给快速自由水和慢速自由水，其中，分配给慢速自由水的水量为 PERCP=(PERC*PFREE)*LZFPM/(LZFMP+LZFSM)*2(1 - LZFPC/LZFPM)/[(1 - LZFPC/LZFMP)+(1 - LZFSC/LZFSM)] 分配给快速自由水的水量为 PERCS=(PERC*PFREE) - PERCP 渗透水量超过下土层的缺水量，发生反馈，反馈量增加上土层的自由水蓄量。

反馈量为 :

CHECK=(PERC+LZFPC+LZFS+LZTWC - (LZFMP+LZFSM+LZTWM)

3 、水箱模型

水箱模型是由日本管原正已博士提出的，五十年代为主要发展时期，六十年代已应用于日本诸河。七十年代，模型的应用已超出日本本土，已应用于美国 Bird 河、澳大利亚的WollonbliBrook 河、加麦隆的 Sanaga 河、泰国泪公河的支流等地区，水箱模型由湿润地区扩展到干早地区，并发展了融雪模型。

水箱模型是由雨量计算流量的降雨径流模型，模型的基本结构是以水箱作为蓄水容量。将降雨径流过程模拟为若干个水箱的调蓄作用。

. 简单水箱模型结构

Al ， AZ ， BI ， Cl ， Dl 为出流系数， AO ， BO ， CO 为下渗系数， HAI ， HAZ ， HB ， HC 为孔高。一系列串联水箱模拟各个土层的产流，降雨注入顶层水箱，蒸发也由此层扣除。

水箱侧面出流孔模拟出流，水箱地底面有一个下渗孔，模拟下渗。顶层水箱出流为地面径流，第二层水箱出流为壤中流，第三、四层水箱出流为地下径流，各侧面出流孔出流之和，即为流域总径流。

水箱模型假定蓄量与出流的关系为线性，与下渗的关系也是线性的。也就

是说，所有蓄泄关系都是线性水库来模拟。若顶层水箱有 n 个出流孔时，相当于 n 个不同库容的线性水库，即可模拟地面径流的非线性蓄泄关系。

设时段初蓄水量为 X ，时段出流量为 Y ，时段下渗量为 Z 。

当 X>H 时，

Y=(X - H)Al

否则

Y=0

Z=X*AO

蓄量减去 Y 、 Z 则剩余水量 X=X-Y-Z 。

若有二边孔，则时段出流量 Y 及时段下渗量 Z 的表达式为

0 (XY={(X - Hl)*Al (Hl(X - Hl)*Al+(X - HZ)*AZ (X>HZ)

Z={ X*AO (XXS*AO (X>XS)

4 、马斯京根法

马斯京根法是在美国马斯京根河上首先使用的方法，本法应用 “ 示储流量 ”Q ，使 Q 与 W 的关系成为单一的，而 Q 则是 Q 上与 Q 下的函数 [20] 。能与 W 成单一关系的流量，只有在此 W 下水流形成稳定流时的流量 Q0 ，马斯京根法寻找一个 Q ， Q 是 Q 上与 Q 下的函数，使 Q 二 Q0 马斯京根法假定 Q 。 ( 即 Q) 与 Q 上 、 Q 下 之 间的关系是线性函数，即

QO=x Q +y Q

对于每个具体河段， x 与 y 都是常数，不随洪水特性 ( 比降 ) 与洪水高低而变。

以 W=KQ 代入水量平衡方程式，可得

Q_下 2 =CoQ _上 2 :+C 1 Q _上 1 +C 2 Q _下 1 :

式中 :

C 0 =(0.5*△t - K x )/(K - K x +0.5△t)

C 1 =(0.5*△t+K x )/(K - K x +0.5△t)

C 2 =(K - K x -0.5*△t)/(K-K x +0.5△t)

C 0 +C 1 +C 2 =1

5 、纳须模型

纳须认为流域中净雨转换为径流的过程犹如物理系统中输入与输出的关一样。设想了一个流域汇流的模型。假定流域是由 n 个相同的线性水库串联而成，出流断面的流量过程是经过这 n 个水库调蓄的结果。此处线性水库是指水库的蓄量与出流间的关系为一线性函数，即 Wi=KiQi(i=l 、2...n)

令 Kl=KZ=K3=……=Kn=K ， 即每个线性水库的 K 都是相同的。

经推导，纳须瞬时单位线公式为 :