【正文】 20616 即為此類型。 洪水區(qū)域組成根據(jù)上述洪水和暴雨的關(guān)系，可將耒水上游洪水按區(qū)域組成分為三類：1．上游型此類洪水主要來自花木橋以上，暴雨中心位于沙田附近所形成的洪水，由于暴雨中心位于上游，籠罩面積相對較小，加上沙田水庫暫時(shí)滯蓄和洪水演進(jìn)下傳中的調(diào)節(jié)作用，此類型暴雨不至于產(chǎn)生災(zāi)害性洪水，但此類洪水出現(xiàn)次數(shù)較多。2．下游型此類型洪水主要來源于東江區(qū)間，東江區(qū)間面積占全流域面積的 65%，且流域內(nèi)主要的暴雨中心位于該區(qū)域，籠罩范圍大且靠近庫區(qū)，即使上游降水不大，也可造成相當(dāng)大的洪水。3．全流域型此類型暴雨不僅降雨時(shí)間較長、降雨強(qiáng)度大，而且全流域降雨比較均勻，故容易形成罕見的大洪水。以上第二、三洪水為東江入庫大洪水的主要類型。 洪水時(shí)程分布1．年際分布在 19962022 年 7 年中，洪峰流量大于 1900m3/s 的洪水共發(fā)生 8 次，平均一年發(fā)生 次，每年至少發(fā)生一次；洪峰流量大于 3500m3/s 的洪水共發(fā)生 3次，平均每兩年多要發(fā)生一次，分別出現(xiàn)在 1992022022 年。2．年內(nèi)分布洪水在 410 月均可能發(fā)生，其中 8 月份出現(xiàn)最多 8 次，9 月出現(xiàn)次數(shù)差不多，4 月份各出現(xiàn)過 1 次很小的洪水；而特大洪水在 59 月均可能發(fā)生，較多出現(xiàn)在 8 月份。 洪水過程分類根據(jù)一場洪水過程線的形狀，可將其分為以下四類：1．痩峰型，洪水從起漲到峰現(xiàn)歷時(shí)短，一般在 1000m3/s 流量的歷時(shí)多在24 小時(shí)以下，流量在 1500m3/s 以上歷時(shí)多在 9 小時(shí)以下，此種類型洪水一般由小暴雨形成。2．胖峰型，洪水的漲洪段和落洪段均較長，雖然 1500m3/s 以上歷時(shí)不是很長，但 1000m3/s 以上歷時(shí)一般在 30 小時(shí)以上，此類洪水一般由連暴雨形成。3．多峰型，大洪水一般在主要洪峰之前或之后，有一個(gè)或多個(gè)小洪峰出現(xiàn)。峰與峰之間間隔歷時(shí)不超過 2 天，此類洪水的特點(diǎn)是洪水總量大，歷時(shí)長。由于本次只有大東江水文站的入庫流量資料，因此不便將流域分塊進(jìn)行調(diào)參。以上對東江水庫入庫洪水的暴雨形成特征、區(qū)域組成特征、時(shí)程分布和洪水過程形狀的統(tǒng)計(jì)分析，這些對東江洪水預(yù)報(bào)調(diào)試參數(shù)和東江入庫洪水調(diào)度方案進(jìn)行評價(jià)提供很好的提示。 洪水預(yù)報(bào)模型選用東江流域位于湖南湘水一級支流耒水上游，屬中亞熱帶季風(fēng)性濕潤氣候區(qū)，其降雨徑流關(guān)系具有濕潤地區(qū)降雨徑流關(guān)系的共性，即徑流系數(shù)比較大且穩(wěn)定。場次洪水徑流系數(shù)大都在 以上，這說明東江流域降雨徑流關(guān)系顯著，非線性因素影響不顯著。而新安江模型在我國濕潤地區(qū)的應(yīng)用成果比較好，故本文將新安江模型作為東江水庫洪水預(yù)報(bào)模型，利用實(shí)時(shí)校正技術(shù)對新安江模型計(jì)算出來的結(jié)果進(jìn)行修正，以使洪水過程盡量和實(shí)際相符合。 新安江三水源模型 模型簡介新安江三水源模型是一種模擬流域上降雨徑流形成的數(shù)學(xué)函數(shù)、邏輯結(jié)構(gòu)，模型輸入的是降雨量和蒸散發(fā)能力(常用水面蒸發(fā)值)，輸出的是流域出口斷面的洪水過程，廣泛在我國南方濕潤地區(qū)應(yīng)用，并取得很好的效果。新安江模型是一種蓄滿產(chǎn)流模型。流域采用三層蒸散發(fā)計(jì)算模型。產(chǎn)流條件是土壤包氣帶土濕達(dá)到田間持水量；徑流成分分為地面、地下和壤中流三種；產(chǎn)流量的決定因素有降雨量和雨始土濕。該模型流域匯流分為坡面匯流和河網(wǎng)匯流兩種，分別采用地面單位線和河槽匯流系數(shù)法計(jì)算。 蓄滿產(chǎn)流模型所謂蓄滿是指：在土濕滿足田間持水量以前不產(chǎn)流，所有的降雨都被土壤吸收；而在土濕滿足田間持水量以后，所有的降雨都產(chǎn)流，與之對應(yīng)的就是超滲產(chǎn)流。蓄滿產(chǎn)流的結(jié)構(gòu)為：在蓄滿前： （212WEP??1a）在蓄滿后： （21b1MR）式中 P—時(shí)段降雨量；E—時(shí)段蒸散發(fā)量；WW 2—時(shí)段始末的土濕；R—時(shí)段產(chǎn)流量；WM—田間持水量 流域透水面積上蓄水容量曲線方程式(21a)、(21b)都是針對流域上某一個(gè)點(diǎn)的，如果流域上的土濕分布與WM 的分布都是均勻的，可以采用集總型模型。但是根據(jù)經(jīng)驗(yàn)，流域上土濕和WM 分布都是不均勻的，流域蓄水分布采用 B 次拋物線方程來表示： （22 ）BWMimpiFf )1)(139。???式中 —小于、等于某一 的面積比重；Ff/ 39。 imp—不透水面積比重； WMM—流域中最大點(diǎn)蓄水容量流域平均蓄水容量 Wm，由上式推求：（23 ）BipMWMdipFfdBMip????????1)( |)1(*)( 0139。0 39。39。139。WM 是流域平均蓄水容量，由流域各點(diǎn)土層的蓄水容量組成，反映流域氣候、植被、土壤等因素；B 反映蓄水容量在流域上的不均勻性，取決于地質(zhì)、地形條件。 流域徑流深計(jì)算當(dāng) PE0，則產(chǎn)流，否則不產(chǎn)流。由流域有效降雨 PE、W 和蓄水容量方程計(jì)算流域透水面積上總徑流深 R：a．當(dāng) PE≤0 時(shí) R 總 =0 （24a）b．當(dāng) PE0 且 時(shí)WMAPE?? （2])1()[( 1?????BWMPEA總4b）c．當(dāng) PE0 且 時(shí)??（2)(PER??總4c）式中 PE—凈雨量； WMM—流域中最大點(diǎn)蓄水容量 流域蒸散發(fā)模型在實(shí)際中，當(dāng)下層蓄水量低于某一下限值后，深層含水量也會以薄膜水或汽態(tài)水形式向上移動，供蒸散發(fā)消耗。故蒸散發(fā)計(jì)算多采用三層蒸發(fā)計(jì)算模式。各層蒸散發(fā)的計(jì)算原則是，上層按蒸散發(fā)能力 EM 蒸發(fā)；上層含水量不夠蒸發(fā)時(shí)，剩余蒸散發(fā)能力從下層蒸發(fā)，下層蒸發(fā)與剩余蒸散發(fā)能力及下層含水量成正比，與下層蓄水容量成反比；要求計(jì)算的下層蒸發(fā)量與剩余蒸散發(fā)能力之比不小于深層蒸散發(fā)系數(shù) C，否則不足部分由下層含水量補(bǔ)給，當(dāng)下層水量不夠補(bǔ)給時(shí)，用深層含水量補(bǔ)給。計(jì)算公式如下所示：a．當(dāng) 時(shí)EMWUP?? （25a）?0DLb．當(dāng) 時(shí)?PE??1．當(dāng) 時(shí)，即)(EUMCL??CWL?* （25b）0?ED2．當(dāng) 且 時(shí)CWL?)(E??)(*UM?（20?E5c）3．當(dāng) 且 時(shí)CWL?)(*E??（2LUEMD?)(*5d）式中 EM—流域蒸發(fā)能力；C—深層蒸散發(fā)系數(shù)；WU、 WL、WD—上、下、深層的土壤蓄水量；WUM、WLM 、WDM—上、下、深層的土壤蓄水容量；EU、EL 、ED—上、下、深層的蒸發(fā)量 流域土壤蓄水量計(jì)算a．按上層水量平衡關(guān)系求 WUEURPWU???01如果 ，則M?如果 ，則?1 （26a）WU?b．按下層水量平衡關(guān)系求 WL，若 ，取)(101 MEL??01??WU01??WUM如果 ，則?W?如果 ，則L?1（26b）c．按深層水量平衡關(guān)系求 WD，若 ，取)(101WLMEDW???L?1 01??WLM如果 ，則?如果 ，則?1 （2WD?6c） 流域透水面積上總徑流 R（凈雨）劃分a．自由水的蓄水容量曲線在產(chǎn)流面積 FR 上自由水的蓄水容量還不能認(rèn)為是均勻的，要考慮它的面積分布。這實(shí)際上就是飽和坡面流的產(chǎn)流面積不斷變化的問題，故還是采用拋物線來表示自由水蓄水容量曲線，其曲線方程是： EXSMFf)1(??求得： （2S*?7）與 S 值相應(yīng)的縱坐標(biāo)值 AU 為： （2])1([1EXSAU???8）式中： EX—自由水蓄水庫的蓄水容量曲線指數(shù)；SM—流域平均自由水蓄水容量；S—流域平均自由水蓄水量b．三水源劃分將自由蓄水容量曲線放大至全流域，則其凈雨也相應(yīng)變?yōu)?，然FRPE/?后再把計(jì)算出來的 RS、RSS、RG 縮放到產(chǎn)流面積 FR 上。1．當(dāng) 時(shí)0?PE BttWMFR???1)( （2ttt tt FRSGSK/)(*01????9a）2．當(dāng) 時(shí)，如果 ，則0?PEMAUPE? （2tt ttEXt FRGSRPEiSFKGRi PEimpFRSMAUPSPES/)(*/ *])1()[(1 1???? ????????????9b）3．當(dāng) 時(shí)，如果 ，則0?MAU? （2tt ttt FRGSRPEiSFKGRi PEimpSS/)(*/*)(1 ?????9c）式中 KKS—自由蓄水庫壤中流出流系數(shù)； KG—自由蓄水庫地下徑流的出來系數(shù)； FRt—時(shí)段平均產(chǎn)流面積；SMM—自由蓄水庫最大的點(diǎn)蓄水容量， SMEXS*)1(?? 流域匯流模型新安江三水源模型將流域匯流分為河網(wǎng)總?cè)肓骱秃泳W(wǎng)匯流兩個(gè)階段，其總徑流分為地面徑流、壤中流、地下徑流三種成分。地面凈雨匯流時(shí)間短，可近似認(rèn)為直接進(jìn)入河網(wǎng)，壤中流和地下徑流分別由兩個(gè)線性水庫調(diào)蓄后進(jìn)入河網(wǎng)。1．流域河網(wǎng)總?cè)肓?TR(t)計(jì)算(1) 對應(yīng)地面徑流 RS （2tFtRStT??*)(10a）(2) 對于壤中流 RSS （2tFKStRKStTRtS DD????? *)1(*)*)1()( 1110b）(3) 對于地下徑流 RG （2tFKGtRKGtTRtGDD????? *)1(*)*)1()(110c）河網(wǎng)總?cè)肓鳛椋? （2)()()()( tTRtStTRt??10d）式中，KSS，KG——分別為壤中流和地下徑流的日消退系數(shù)。2．流域河網(wǎng)匯流計(jì)算河網(wǎng)匯流采用納什瞬時(shí)單位線法，瞬時(shí)單位線方程為： （2Kttu/1)()(???11）式中 K—一個(gè)線性水庫的蓄泄系數(shù)； n—線性水庫的個(gè)數(shù)； Γ(n)—伽瑪函數(shù)；當(dāng)把納什瞬時(shí)單位線的參數(shù) n、K 計(jì)算出來以后，就可以把瞬時(shí)單位線轉(zhuǎn)換為時(shí)段單位線 ，詳細(xì)計(jì)算見《水文預(yù)報(bào)方法》 （長委編） 。這時(shí)流域出),(tu?口流量 Q(t)計(jì)算式為：（ ） （2????mjjiiIQ1 mji???112） ji??、 、 321n?式中 Q—出口斷面時(shí)段末流量；u—時(shí)段單位線時(shí)段末流量；I—時(shí)段平均凈雨量；m—凈雨時(shí)段數(shù)；n—時(shí)段單位線時(shí)段數(shù)這時(shí)要把 轉(zhuǎn)化成 UH，即將 乘以單位轉(zhuǎn)換系數(shù) U 即可，其中),(tu?),(tu?U＝流域面積/（*△t） 。在流域匯流中，地面徑流和壤中流的匯流采用經(jīng)驗(yàn)單位線，并假定每個(gè)單元流域上的無因次單位線都相同，使結(jié)構(gòu)比較簡單。無因次單位線乘上地面徑流深再乘上流域面積就得到出流過程了。圖 新安江三水源模型流程圖壤中流 RSS地面徑流 RS地面徑流總流量 QRS壤中流流 量 QRSS地下徑流流 量 QRG地面徑流總 入 流 TRS不 透 水 面 積產(chǎn) 流 量 RIM輸 入降 雨 P，蒸 散 發(fā) 能 力 EM透 水 面 積不產(chǎn)流面 積1－FR產(chǎn) 流面 積FR產(chǎn) 流 量 R張力水 W上層 WU下層 WL深層 WD自由水蓄水量SEUEDEL輸 出蒸 散 發(fā) E地下徑流RG 產(chǎn)匯流模型參數(shù)率定新安江模型是概念性模型，其參數(shù)是有物理意義的，因此在原則上應(yīng)按其物理意義來定量，或?qū)崪y，或?qū)嶒?yàn)。但由于水文的復(fù)雜性，許多量沒有觀測值，或觀測值的代表性不好，而沒有辦法做到。因此常用的辦法是先按實(shí)測值或類似經(jīng)驗(yàn)定好參數(shù)的初始值，然后用模型計(jì)算出產(chǎn)匯流過程，再與實(shí)測過程進(jìn)行比較，做優(yōu)化調(diào)試，以誤差最小為原則，確定參數(shù)的最優(yōu)值。趙人俊在《流域水文模擬》一文中詳細(xì)介紹了新安江模型參數(shù)初始值的求法初始參數(shù)定好后，選一定時(shí)期的連續(xù)資料（最好包括豐、枯年）進(jìn)行計(jì)算。將計(jì)算結(jié)果與實(shí)測結(jié)果進(jìn)行比較，求出誤差，如此反復(fù)，直到最后誤差為最小，就求得了參數(shù)的最優(yōu)值。流量過程線是產(chǎn)匯流全過程的總結(jié)果，用此資料可作為優(yōu)選標(biāo)準(zhǔn)，可稱為整體優(yōu)選。其優(yōu)點(diǎn)方法客觀，點(diǎn)據(jù)比較多；但因影響總結(jié)果的因素是全部參數(shù)，問題比較復(fù)雜，分析誤差的原因比較困難。除此之外，還可以用另外一些目標(biāo)函數(shù)作為評定誤差的標(biāo)準(zhǔn)，如年徑流，次洪徑流，地下水流量過程，地面水流量過程等。雖不及流量過程線那樣客觀，但其優(yōu)點(diǎn)是它們只反映局部因素，例如有的只反映產(chǎn)流，與匯流無關(guān)，用它們進(jìn)行優(yōu)選，易于分析判斷誤差的來源。本文將參數(shù)率定分為產(chǎn)流參數(shù)率定和分水源參數(shù)及單位線兩個(gè)階段，并分別采用不同的目標(biāo)函數(shù)作為評定誤差的標(biāo)準(zhǔn)。 產(chǎn)流模型參數(shù)率定根據(jù)對產(chǎn)流模型各參數(shù)的分析，對反應(yīng)不敏感的參數(shù)，一般根據(jù)經(jīng)驗(yàn)予以確定，然后連同模型中反應(yīng)敏感的參數(shù)采用優(yōu)選法來率定，具體步驟如下：1．根據(jù)定出的參數(shù)初始值。取 14 年(19902022)包含枯、豐水年的連續(xù)資料，以天為時(shí)段進(jìn)行計(jì)算。2．比較多年總徑流。根據(jù)水量平衡校核，如有誤差，則首先修改 K 值，K是影響蒸發(fā)計(jì)算最大的參數(shù)。3．比較枯季地下徑流有系統(tǒng)偏快偏慢，則應(yīng)調(diào)整 KKG，以改變匯流速。如度。4．多年總水量基本平衡后，再比較每年的徑流，看很干旱的年份與濕潤年份有無系統(tǒng)誤差。如有應(yīng)調(diào)整 WUM、WLM 和 C 值。5．如上述差別不明顯，則應(yīng)比較年內(nèi)干旱季節(jié)與濕潤季節(jié)之間的差別。在濕潤地區(qū)主要是蒸散發(fā)計(jì)算是否正確的問題。如伏旱以后的初次洪水具有系統(tǒng)誤差，例如各年中這種洪水的計(jì)算值都偏大，則應(yīng)調(diào)整 WUM、