高等水文学总结 高等水文学 武汉大学.docx
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高等水文学总结高等水文学武汉大学
刘德地篇集总式模型
1.新安江模型
新安江模型的核心是蓄水容量曲线,认为湿润地区主要的产流方式为蓄满产流。
结构设计为分散性的,分为蒸散发计算、产流计算、分水源计算和汇流计算四个层次。
(1)蒸散发计算
按土壤垂向分布不均匀性将土层分为三层,用三层蒸散发模型计算:
1上层按蒸散发能力蒸发,上层含水量不足时,剩余蒸散发能力从下层蒸发。
2下层蒸发与蒸散发能力、下层含水量成正比,与下层蓄水容量成反比。
要求计算的下层蒸散发量与剩余蒸散发能力之比不小于深层蒸散发系数;否则,不足部分由下层含水量补充。
3当下层不够时,用深层含水量补充。
(2)产流计算
蓄满产流模型:
降水在满足田间持水量以前不产流,所有的降水都被土壤吸收;降水在满足田间持水量以后,所有的降水(扣除同期蒸发量)都产流。
新安江模型采用蓄水容量——面积分配曲线来考虑土壤缺水量分布不均匀的问题。
新安江模型中采用抛物线形式,可以以此确定降雨空间分布均匀情况下蓄满产流的总径流量。
(3)分水源计算
二水源:
霍顿产流概念:
当包气带土壤含水量达到田间持水量后,稳定下渗量成为地下径流量RG,其余成为地面径流RS,采用稳定下渗率fc进行划分。
三水源:
用自由水蓄水库结构解决水源划分问题。
将蓄满产流计算出的总径流量R,先进入自由水蓄水库调蓄,再划分水源。
产流面积上自由蓄水库设置两个出口,一个为旁侧出口,形成壤中流RI;另一个为向下出口,形成地下径流RG。
壤中流调蓄作用大的流域,设置壤中流蓄水库。
因产流面积变化,自由蓄水水库的底宽是变化的,采用流域自由水蓄水容量——面积分配曲线来考虑自由水蓄水容量分布不均问题。
(4)汇流计算
二水源:
地表径流采用单位线法;地下径流可采用线性水库或滞后演算法。
三水源:
地表径流可采用单位线法或线型水库法;壤中流采用线性水库或滞后演算法;地下径流采用线性水库。
单元面积河网汇流:
线性水库或滞后演算法
单元面积以下河道汇流:
马斯京根分段演算法。
补充:
霍顿产流机制正确的阐明了自然界均质包气带产流的物理条件,这就是:
(1)超渗地面径流产生的条件是降雨强度大于地面下渗能力。
根据这一条件,只要已知任一时刻的降雨强度和地面下渗能力,就可判定该时刻是否产生超渗地面径流。
(2)地下水径流产生的条件是整个包气带达到田间持水率。
在下渗过程中,包气带自上而下依次达到田间持水率。
整个包气带达到田间持水率意味着整个土层达到稳定下渗。
此后包气带中的自由重力水便可从地面一直下渗到地下水面。
因此,当整个包气带达到田间持水率时,就会出现这样的情况:
当降雨强度大于包气带的稳定下渗率时,降雨强度中等于稳定下渗率部分将以自由重力水形式到达地下水面,成为地下水径流,余下部分成为包气带达到田间持水率后的超渗地面径流;当降雨强度小于或等于包气带稳定下渗率时,全部降雨成为地下水径流。
2.新安江模型和超渗-蓄满兼容产流模型,在水源划分上有何不同?
新安江模型的水源划分:
分为二水源和三水源两种,具体表述如上。
混合模型水源划分:
采用敞开式自由水水箱按比例划分,产生的地面以下径流首先进入自由水水箱补充自由水S,然后通过壤中流和地下径流出流孔按比例系数计算出流。
混合模型产流:
混合模型是把超渗产流和蓄满产流进行组合的一种方法。
雨量P到达地面,首先通过空间分布的下渗曲线,划分为地面径流RS和下渗水量FA,FA在向下的运动过程中,在土壤缺水量大的面积上,补充土壤含水量,不产流;在土壤缺水量的面积上,补充土壤缺水量后,产生地面以下径流RR。
地面径流RS取决于雨强和前期土湿,可用超渗产流模式;地面以下径流RR(包括壤中流和地下径流)取决于前期土壤含水量W和下渗水量FA,属蓄满产流模式。
3.新安江三水源产流模型参数率定目标函数表达式,及其参数含义.
(1)目标函数表达式:
式中:
j为正整数,一般取1或2;w为参数向量;R7为7维实数空间域;Rci为模型计算产流量;R0i为实测产流量。
(2)模型参数含义:
KC流域蒸散发折算系数;
UM为上层张力水容量;
LM为下层张力水容量;
C为深层蒸散发折算系数;
WM为流域平均张力水容量;
B为张力水蓄水量曲线方次;
IM为不透水面积占流域面积的比例。
4.在流域水文模型建模中,目标最佳拟合的准则常具体化为一个目标函数。
常用的目标函数:
(1)误差平方和最小准则(最小二乘法准则):
使观测的径流值与模拟的径流值之间的离差平方和最小。
(2)误差绝对值和准则:
能够估计总量误差的大小,这对拟合良度是一种很好的判断。
(3)确定性系数准则:
(4)洪峰预报合格率准则:
洪峰预报合格率:
洪峰预报相对误差:
洪峰预报合格率:
5.水文系统模型
(1)总径流线性响应模型(TLR)
记流域的总降雨过程为x(t),流域出口的总观测流量过程为y(t),流域的响应函数为h(t).若假定流域是一个线性、时不变、集总的确定性水文系统,则总径流响应模型的系统方程可以用下列下行卷积方程来表达:
将其离散化,得
式中,m是流域记忆长度,X(k-i+1)指离散化的第(k-i+1)个时段的平均降雨,Y(k)是离散化后第k个时段的出口断面径流,H(i)是第i个时段的系统响应函数。
(2)线性扰动模型(LPM)
何谓Nash线性扰动模型(LPM)?
其基本假定是什么?
建立线性扰动模型的基本步骤是什么?
基本假定:
水文系统输入的扰动项
与输出的扰动项
之间存在线性关系,而输入输出的季节均值之间
的关系未作假定。
Nash线性扰动模型:
基于以上假定,将如下三个方程组合得到的模型为线性扰动模型。
其中
为误差项。
基本步骤:
LPM模型的建立主要由计算平滑了的季节均值Id,Qd和识别LPM模型的响应函数两部分组成。
1.由观测资料分别计算水文系统输入输出的序列样本的季节均值Id,Qd,d=1,2,…,365.
2.采用一定的数学方法将求得的季节均值光滑化,目前常用的方法为傅里叶级数。
3.计算输入扰动项
和输出扰动项
,形成线性系统方程。
4.采用与线性总径流模型相同方法,由最小二乘法识别LPM模型的响应函数。
5.一旦响应函数已经求得,便可利用输入的扰动值X(k)计算输出的扰动项Yˆ(k).
6.由此计算出流序列。
Q(k)=Qd+Y(k).
6.集总式水文模型和分布式水文模型的最主要区别是什么?
最主要区别为集总式忽略水文现象在空间分布上的差异,分布式考虑水文现象在空间分布上的差异。
具体表现为以下几方面:
结构的区别:
集总式水文模型不考虑水文现象或要素空间分布,将整个流域作为一个整体进行研究,整个流域的产汇流机制相同。
而分布式水文模型则全面考虑降雨和下垫面空间不均匀性,根据地理要素对水文过程的作用机制,把研究区域划分为大量的基本单元,如栅格网、不规则三角网等,同一单元内具有一定的自然地理要素特征和水文特征,产流计算不同。
参数的区别:
集总式水文模型的变量和参数通常采用流域内的平均值,通常模型参数不能实际测量到,必须通过率定才能获得。
分布式水文模型则根据各网格的坡度、糙率和土壤等情况来确定模型参数,具有明确物理意义,可以更加准确详尽的描述和反映流域内真实的水文过程;模型参数的空间分布能够反映下垫面自然条件的空间变化。
模型输入输出的区别:
集总式模型输入的降雨在流域内是均匀的,即输入的是面平均雨量;输出的是流域出口的流量。
分布式模型则需要输入各网格单元的点雨量、土壤类型、高程等信息,较集总式模型更复杂全面;可输出流域内任意点的流量过程,具有空间不均匀性。
熊立华篇TOPMODEL
1.产汇流机制:
TOPMODEL的基础是变动产流面积的概念。
流域降水满足冠层截留和填洼等初损以后,下渗进入土壤包气带,包气带分为土壤水带、中间带和毛细水带。
只有包气带的含水量达到田间持水量后,多余的水分中才有一部分以重力水的形式,通过大空隙直接进入饱和地下水层,所以入渗没有马上引起地下水位抬升至地表面。
当包气带中的含水量达到饱和含水量,即满足完全重力排水含水量时,此时土壤中的水都变成自由水完全在重力的作用下流动,由于垂直排水及流域内的侧向水分运动,一部分流域面积地下水位抬升至地表面成为饱和面。
产流只发生在这种饱和地表面积或者叫做源面积上。
所有落在饱和源面积上的雨水都将形成直接径流,在饱和面积上形成饱和地表径流,饱和层的出流视为基流。
随着下渗的持续,饱和面积向河道两边的坡面延伸.这种延伸同时受到来自山坡上部的非饱和壤中流的影响。
所以,在一定意义上,变动产流面积可看作河道系统的延伸。
2.TOPMODEL的三大假设:
(1)浅水层的壤中流始终处于稳定状态,任何地方的单位宽度上的壤中流速率等于上游来水量。
(2)饱和地下水的水力坡度由地标局部坡度近似。
(3)导水率是饱和地下水水面深度的负指数函数。
由以上三大假设推导可得:
1饱和地下水表面深度
由该处的地貌指数
来控制
2流域内
相等的任何两点具有水文相似性
3地形指数曲线:
在TOPMODEL中被用来代表流域的土壤含水量分布。
3.湿度指数表达式及含义
湿度指数的表达公式一般为
。
但后来有些水文学家也尝试提出过不同的湿度指数,例如(a/tanβ)或(a/tanβ)1/2等。
湿度指数主要用于代表流域上每点长期的土壤水分状况,或者说流域蓄满产流面积占流域面积的百分比。
湿度指数的重要意义在于它能为蓄满产流机制提出一个较合理的物理解释和数学描述,对研究流域地貌对降雨-径流关系的影响非常有用。
但是湿度指数还不足以预测流域地貌上水文状况的每一个细节,主要原因是因为湿度指数是一个静态指数,无法反映出随时间而变化的水文动态过程。
即便如此,湿度指数仍是一个能反映流域中水量空间分布规律的非常有用的流域地貌指数。
4.地貌指数:
地表坡度、流量分配系数、单宽集水面积、集水面积以及湿度指数
张翔篇
Part1下渗:
1.土壤的热力学性质及其物理含义。
(李翔泉版P13)
2.土壤的分维特征可以由哪些指标表示?
Koch曲线的分维计算?
(李翔泉版P16)
3.升尺度问题:
①升尺度:
一种将局部尺度下观测参数转化为大尺度模型或数值模拟输入参数的方法。
Upscaling:
theprocessthatreplacesaheterogeneousdomainwithahomogeneousoneinsuchamannerthatbothdomainsproducethesameresponseundersomeupscaledboundaryconditions.
②升尺度方法的困难:
源于土壤特性的空间变异性和非线性相关性。
Thedifficultyinupscalingstemsfromtheinherentspatialvariabilityofsoilpropertiesandtheiroftennonlineardependenceonstatevariables.
③尺度三要素:
间距、范围、支撑。
Definitionofscaletriplet:
space,extentandsupport.
④升尺度的两类方法:
向前升尺度法(ForwardUpscalingmodel):
直接从空间结构和土壤水力特征的变异性中,推求大尺度过程模型,如随机扰动法和体积平均法。
逆向升尺度法(InverseUpscalingmethod):
逆向升尺度法从已有的混合信息中估计大尺度参数,或者推测小尺度的空间结构,或者两者皆有。
这需要对大尺度模型和小尺度(局部尺度)的参数结构有先验假设(知识)。
不仅从控制系统变量(向前升尺度方法中的模型参数)获取信息,同样从土壤水循环过程的观测变量(如水面张力、水含量)和边界流量的观测中中获取信息。
最近的研究将经典的逆向升尺度方法扩展,采用用二次的、间接的信息约束升尺度问题的主要系统和状态变量。
这些间接的信息,如局部尺度的水力特性,可从地质观测、遥感、土壤分布图、水文地质信息得到。
这种将逆向升尺度方法和二次的、间接的观测资料结合的方法,被称为数据融合。
4.遥感监测土壤水分的主要方法
(1)Gamma射线技术:
Gamma射线流量随土壤含水量而变化,潮湿土壤的Gamma射线流量低于干旱土壤;
(2)热惯量模式(热红外方法):
是土壤的一种热特性,它是引起土壤表层温度变化的内在因素,它与土壤含水量有密切的相关关系,同时又控制着土壤温度日较差的大小。
主要适用于裸露土壤或作物生长前期。
(3)作物缺水指数法:
以植物叶冠表面温度(Tc)和周围空气温度(Ta)的测量差值,以及太阳净辐射的估算值计算出来的。
实质上反映出植物蒸腾与最大可能蒸发的比值。
(4)微波遥感方法:
微波遥感监测土壤含水量主要有被动微波法和主动微波法两种。
此外还有土壤水分光谱法、气象法、植被水分生理法和能量平衡法等。
5.遥感监测土壤水分的几个主要问题
最佳深度:
遥感监测土壤水分的深度不太深,20-30cm。
风速:
遥感监测土壤水分主要是基于地表的辐射平衡方程,其中,风对地表感热通量和潜热通量的影响不亚于土壤水分的影响。
植被覆盖:
植被会削弱土壤的微波辐射,而且还增加了自身辐射的总辐射流量。
植被对土壤含水量的影响程度取决于植被数量和探测波长.
表面粗糙度:
土壤的微波辐射与地面反射率有关,粗糙地面将增加地面辐射并降低土壤含水量的灵敏度。
土壤质地:
土壤绝缘常量随着土壤中沙子、泥沙和黏土相对数量不同而变化,因此,土壤质地会影响土壤含水量的微波测量.
Part2蒸散发
1.蒸散发主要研究方法:
2.蒸发互补关系(P18)
3.蒸发悖论(P19)
4.遥感观测蒸散:
①理论基础:
能量平衡
②比起传统的气象学和水文学方法,遥感技术有两方面重要作用:
首先,遥感技术提供了外推站点测量或将经验公式应用到更大区域的方法,包括气象资料极其稀少的地区;其次,遥感资料可以用于计算能量和水分平衡中的变量,如辐射、温度等。
因此,利用遥感方法计算区域尺度上的日蒸散发量能得到更准确的结果。
③遥感方法大体可分为4类:
统计经验法、能量余项法、数值模型、全遥感信息模型。
(1)统计(经验)及半统计模型:
(2)物理模型:
(3)剩余法:
在不考虑平流作用和生物体内需水情况下,将潜热通量作为能量平衡方程的余项进行估算。
分为一层模型和二层模型(包含多层模型)。
一层热量平衡模型:
在土壤-植被-大气系统(SPAC)中,为了简化能量和物质的交换计算,把能量界面当作一个大叶,对土壤和植被不作区分。
二层模型(Shuttleworth-Wallace(S-W)模式):
可以分别计算植被及其下层土壤的潜热和显热通量,将一层模型中的表面阻抗分解为冠层阻抗和土壤表面阻抗两部分,分离了作物蒸腾和土壤蒸发,并用遥感表面温度计算土壤和植被温度,解释了空气动力学温度和表面辐射温度之间的差别。
包括分层模型和分块模型。
5.SEBAL模型:
6.遥感研究蒸散的问题:
v
(1)遥感观测是瞬时的,而我们通常需要的是小时、一日甚至更长时间尺度的能量通量变化。
v
(2)每一个像元点上的气温值不能直接获得,而大多数模型对表面辐射温度和气温之差是非常敏感的。
v(3)大气纠正和辐射定标及观测角度对表面辐射温度测量的影响,目前人们还没有足够的认识。
v(4)连续的地表通量的计算是非常重要的,但云的存在使卫星观测成为间断性观测。
v(5)大像元尺度(1~4km)的卫星(如NOAA和GOES等)在时间上具有足够的观测频率,但非均质亚像元区域引起了观测的不确定性。
7.遥感蒸发模型:
v一层热量平衡模型
v两层模型
v简化的地表能量平衡指数(S-SEBI)模型
v地表能量平衡系统(SEBS)模型
v互补相关模型
v传统方法与遥感方法结合模型
v以微分热惯量为基础的地表蒸发全遥感信息模型
8.区域遥感蒸散发模型
v地表热量平衡遥感方法
v互补相关陆面蒸散发遥感方法
vPenman-Montieth模型
v区域蒸散发的气候学计算:
Penman法
9.野外观测蒸发的主要方法有哪些?
与传统的水文与气象观测蒸发相比较,遥感观测蒸发有哪些特点?
(1)野外观测蒸散发的主要方法包括:
蒸渗仪(Lysimeter)
波文比系统(BowenRatioSystem)
涡度相关仪(EddyCovariance)
闪烁通量仪(LAS)
(2)与传统的水文与气象观测蒸发相比较,遥感观测蒸发有哪些特点:
①首先,遥感技术提供了外推站点测量或将经验公式应用到更大区域的方法,包括气象资料极其稀少的地区;
②其次,遥感资料可以用于计算能量和水分平衡中的变量,如辐射、温度等。
因此,利用遥感方法计算区域尺度上的日蒸散发量能得到更准确的结果。
③获取信息的手段多,信息量大,能很好的识别目标,研究不同地区、不同土壤类型之间存在着的规律性差异,合理地选择光谱波段的组合形式,利用合理的图像处理手段,最大限度地提取与土壤水分相关的信息;并借助计算机与GIS的有机结合,预测和评估土壤的水分状况。
④获取信息受条件限制少,具有全天时全天候工作能力,不受气候条件制约。
⑤对地表具有一定的穿透能力。
⑥获取信息的速度快,周期短。
10.影响降水的主要因素有哪些?
(按分值选择答题要点)P3(李翔泉版)
11.简述你所了解的目前与水循环有关的水文学研究问题。
(1)蒸散发方面:
①传统的流域水文模型计算流域蒸散发多是采用半经验公式,区域蒸发量的研究始终是困扰国内外科学界的主要问题。
②随着遥感和GIS技术的发展,区域蒸发量的研究才取得了突破性成果,但其数据采集和精度仍有待提高。
(2)降水方面:
①开展了在全球气候背景下探讨大范围降水发生发展的物理气候成因及尺度升降方面的研究;②在描述降水时空分布特征方面,引进熵等概念和方法揭示降水时空分布的空间结构特征;③在设计暴雨方面,为了反映城市效应对暴雨的影响,开展了城市设计暴雨雨型,建立城市雨型公式等研究。
(3)地表以下水文过程:
水文循环过程的大多数环节都直接与土壤水分有关,但在现有的水文研究中,土壤水分一致是薄弱环节。
大多数降水径流模型只把土壤水分看作计算的中间变量,鲜有用实测的土壤水分资料来验证流域水文模型模拟结果的例子
土壤水热耦合模型:
等温模型,水热耦合模型。
土壤水流的分形流动。
地下水污染物迁移规律研究等。
(4)径流方面:
无资料地区的径流预报问题;变化环境下径流的一致性分析问题和变化环境下径流预测。
研究不同气候模式下径流的变异规律。
12.简述人类活动对水循环的影响
(1)对降水过程的影响:
温室气体排放使得全球增温,降水量增加,但在局部地区可能表现为暴雨和干旱极端事件的频发。
矿物燃料燃烧生成二氧化硫和氮氧化合物,进入水循环后形成酸雨。
人工降水直接影响云层中凝结核,促进降雨发生。
(2)对入渗和地下水过程的影响:
城市化和人工抽取地下水使得地下水过程受到严重影响。
城市化改变下垫面特性,使得降水不能下渗,从而造成城市洪水。
对地下水的过度开采导致地下水水文降低,从而导致咸水入侵等一系列问题。
(4)对蒸散发的影响:
土地硬化、森林砍伐、围湖造田和耕地开垦等导致流域下垫面发生变化,从而影响流域的蒸散发。
温室气体排放使得全球升温,蒸散发增加。
(4)对径流过程影响:
水库(群)建设截断水流,水库上游蓄水、水库下游流量减少,改变水资源的时空分配。
水库(群)调度使得下游径流过程发生滞时和坦化。
对河流中水资源的利用直接减少河道中径流量。
(5)工业化造成的水质污染问题:
人类活动对水文循环的影响不仅表现在水量上,同样表现在水质上。
水质上主要表现为工业废水的排放、洋面污染等。
洋面污染导致蒸发量减少,工业废水导致水体重金属离子含量增加,密度增加,从而影响蒸发。
张利平篇气候变化评价
P1.亟待研究的四个关注点:
过去怎么变?
甄别水循环时空变异及其原因》变化环境下水循环时空演变规律
未来怎么变?
如何依据观测减少降水预估不确定性
机理是什么?
建立“水文-气候”双向耦合模型是陆地水循环响应与变化归因的核心
如何应对变化?
水资源脆弱性及可持续利用的适应对策
P2.关键科学问题:
1.气候变化影响下水循环要素时空变异与不确定性
2.陆地水文-区域气候相互作用与反馈机理
3.气候变化影响下水资源脆弱性与可持续性
P3.汇报提纲:
一.水循环时空演化分析模型
气候变化与水、气候变化的时空变化、气候变化的原因
二.气候变化影响评价模型与陆气耦合技术
气候变化影响评价方法、全球气候模型、陆气耦合中的降尺度技术、陆气耦合中的降尺度方法的应用
三.水资源系统对气候变化的敏感性与脆弱性分析
水资源系统对气候变化的敏感性、水资源系统对气候变化的适应性、水资源系统对气候变化的脆弱性
四.径流变化成因定量分析方法与评价结果的不确定性
气候变化和人类活动对河川径流的影响、未来全球气候变化对中国水资源供需影响、未来水资源情景响应的不确定性分析
1.气候变化对区域水资源影响评价方法:
What-if模式:
如果气候发生某种变化,水文循环各分量将随之发生怎样的变化,常遵从“未来气候情景设计—水文模拟—影响研究”的模式。
可归纳为以下4个步骤:
(1)定义未来气候变化情景;
(2)选择、建立、验证水文水资源模型;
(3)将气候变化情景作为流域水文模型的输入,模拟、分析区域水文循环过程和水文变量;
(4)评估气候变化对水文水资源的影响,根据水文水资源的变化规律和影响程度,提出相应的对策和措施。
其中气候变化情景的生成与水文模型的建立是影响评价的关键。
2.目前气候情景生成技术主要有任意情景设置、长系列历史资料分析和基于GCMs输出3种基木方法。
(1)任意情景设置
根据未来气候可能的变化范围,任意给定气温、降水等气候要素的变化值,例如假定年平均气温升高1℃、2℃、3℃、4℃等,年降水量增加或减少5%、10%、20%等,或不同要素的不同组合。
任意气候变化情景下的影响评价实质上属于敏感性分析和模式的性能检验。
(2)长系列历史资料分析
①时间类比:
根据有气候资料记录以来的气候变化状况,选取有短期影响意义和异常天气事件,或明显的冷暖期,与当前气候进行对比、相关分析建立未来气候的变化情景。
如把过去100年内最暖时期(1981-1990年)类比作为未来全球变暖的气候情景。
②空间类比法:
把某区域当前的气候状况看作是另一区域的气候变化情景。
但区域气候是大气环流与当地地形等因子相互作用的结果,这种空间上的类比不一定真实。
③古代相似法:
该方法通过考察地质时期古气候的变迁,并与现代气候进行类比分析,以建立未来气候变化的可能情景。
(3)大气环流模式(GCMs)
基于GCMs输出的方法是利用GCMs的模拟结果生成未来的气候变化情景。
GCMs忽略了模式之间时空尺度的不匹配问题。
常用的GCM包括:
美国哥达空间研究所模式(GISS),美国国家大气研究中心模式(NCAR),英国气象局模式(UKMO),美国俄勒冈州立大学模式(OSU),美国地球物理流体动力学实验模式(GFDL),加拿大气象中心模式(CCC)和美国科罗拉多洲立大学模式(CSU)等。
3水资源系统对气候变化的敏感性、脆弱性以及适应性各自的定义是什么?
研究方法有哪些?
(1)敏感性:
定义:
敏感性指位于某气候区、某种集水面积上的年、月径流
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