HBV模型的概念研究

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1、http:/ -1- HBV 模型的概念研究模型的概念研究 夏希 河海大学水文水资源学院，江苏南京（210098） E-mail： 摘摘 要：要：HBV模型（Bergstrm，1992）是半分布式、概念降雨径流模型。因其有降雪量（融 雪）计算模块用于处理融雪径流，被用于处理融雪径流，也可应用于无积雪流域。HBV能 将流域划分为单元面积从而作为分布式模型应用。 每个单元面积根据高程、 湖泊和植被分成 若干区域。 该模型通常涉及日雨量和空气温度以及逐日或逐月蒸发能力估计。 以该模型理论 和概念为基础, 瑞典国家水文气象局研发了IHMS 模型软件系统, 把降雨、融雪、产流、汇 流、模型率定以及实时预

2、报等功能有机地结合在一起, 形成了完整的模型预报系统, 便于开 展应用和研究。本文对HBV模型的结构、参数以及IHMS系统的使用进行详细介绍，以便于 在国内开展HBV模型在中国典型流域的应用研究。 关键词：关键词：HBV 模型；模型结构；HBV/IHMS 系统 1. 引引 言言 水文模型是河川径流或入流量流入水库的数学模拟的艺术。雨,雪，也就是俗称的天气，和在较冷的地区的温度是作为计算河道流量及其它水文变量的输入。水文模型越来越普遍，并在水资源和水文学领域占重要地位。他们不仅用于洪水预报，还有许多其它用途。世界上有许多水文模型。其中，HBV 模型是个成功的模型，被广泛应用且实际应用效果好（Be

3、rgstrm，1992）。 HBV模型是Hydrologiska Byrns Vattenbalansavdelning(水文局水平衡部门)的缩写。这是瑞典气象水文研究所SMHI的前身， 模型最初是在那里发展起来的。 HBV模型最初是由SMHI在70年代初为了协助水电业务而研发的。 目的是创建一个可满足电脑设备和率定数据合理需求的概念性水文模型。已证明HBV方法在解决水资源问题上是灵活的和强有力的，目前已在北欧等多个国家推广应用, 并获得了良好的使用效果。本文对HBV模型的结构、参数以及IHMS系统的使用进行详细介绍，以便于在国内开展HBV模型在中国典型流域的应用研究。 2HBV 模型及模型及

4、 IHMS 系统系统 HBV模型 （Bergstrm, 1976, 1992） 是瑞典SMHI （Swedish Meteorological and Hydrological Institute）开发研制的水文预报模型，为半分布式的概念模型，被用于处理融雪径流，也可应用于无积雪流域1。 其中包括流域尺度水文过程的概念性数值描述， 总水量平衡可描述为： P-E-Q=lakesLZUZSMSPdtd+ （1） 其中： P =降水 E =蒸散 Q =径流 SP =积雪 SM =土壤水分 UZ =上层地下水带 LZ =下层地下水带 lakes =湖泊容量 http:/ -2- 目前，该模型已被应用在

5、瑞典的200多个子流域的有控制站的河流预报中，并在世界上40 多个不同气候条件的国家成功应用。该模型的应用已从lysimeter plotslysimeter区划地(Lindstrm和Rodhe,1992) 延至整个波罗的海流域(Bergstrm和Carlson, 1994；Graham,1999)尺度范围。HBV能将流域划分为单元面积从而作为分布式模型应用。每个单元面积根据高程、 湖泊和植被分成若干区域。 该模型通常涉及日雨量和空气温度以及逐日或逐月蒸发能力估计。该模型并不只仅仅用于洪水预报也用于一些其他目的，诸如溢洪道设计洪水（Bergstrm，Lindstrm和Harlin，1992）

6、，水资源评价（例如Jutman，1992；Brandt，Jutman和Alexandersson，1994） ，营养负荷估算（Arheimer，1998） 。 2.1 HBV 模型的结构模型的结构 HBV 模型的输入数据是观测降雨量,气温和可能蒸散发量估计。时间步长通常是一天，但也可使用较短的时间步长。蒸发值尽管可以使用日值，但通常用月平均值。空气温度数据用于计算积雪累积和融化。 当温度偏离正常值， 它也可以用来调节蒸发能力或计算蒸发能力。如果没有使用这些最后的选项，在无积雪地区温度则可省略。 模型包括气象插值,积雪累积融化,蒸发量估算子程序,土壤水分计算程序,径流产生程序，最后, 还有一个单

7、元面积出口到全流域出口汇流之间的简单路径选择程序2。它可在若干单元面积上分开运行该模型,然后将所有单元面积的汇集量相加。可为每个单元面积做率定以及预报。 考虑高程范围的流域还可细分为高程带。 这种细分仅为积雪和土壤水分程序而设。每个高程带可进一步划分成不同的植被带(例如,林地和非林地)。 HBV-96 模型结构 (Lindstrm 等, 1997)在图 1 中以图表形式呈现。 该图只显示模型最重要的特征，一些说明在下面给出。土地利用类型通常是空旷地,森林,湖泊,冰川。不同的植被带的 SFCF, SFDIST, CFMAX, ECORR 和截留储存容量 IC 值不同,但林地和非林地的比值均保持恒

8、定不变。 http:/ -3- 图 1 HBV-96 模型(lindstrm 等，1997)中一个单元面积的结构示意图,其中积雪程序(顶部) ,土壤程序(中部)和响应程序(底部)。 P：降雨 T：温度 SF：积雪 RF：雨量 Z：高程 PCALTL：高度校正阈值 TTI：温度间隔阈值 IN：下渗 EP：蒸散发能力 EA：实际蒸散发 EI：截留蒸发 SM：实际土壤含水量 FC：土壤平均蓄水容量 LP：最小蒸散发能力 BETA：土壤参数 R：补给，回灌 CFLUX：传送能力 UZ：上层响应水库含水量 LZ：下层响应水库含水量 PERC：渗透 K1,K4：退水参数 ALFA：退水参数 Q0，Q1：径

9、流组成 HQ：高流量参数 KHQ：HQ 上的消退系数 UZHQ：HQ 对应的 UZ 值 2.1.1 降水和温度最优插值降水和温度最优插值 标准模型使用较为粗糙的加权程序和失效率用于计算面雨量和面气温。 HBV-96 中引入了基于最优插值的地统计学方法 (例如,Daley,1991)作了介绍。 这种方法经常用于气象学应用,类似于克里格插值。该方法可纯粹基于气象站数据和降水/温度模式的常识。其中还可以补充包括在气象模型中的信息,并考虑如地形和盛行风等因素,而这样的网格是由瑞典近 40 年http:/ -4- 的日值最近发展起来的(Johansson,2002)。 2.1.2 积雪与融雪模块积雪与融

10、雪模块 HBV 模型标准融雪程序是一个度-日方法,基于空气温度,具有积雪的持水容量。融化进一步根据温度递减率细分， 在森林和空地有不同模拟。 临界温度,TT,是用来区分由降雨降雪。如果使用参数 TTINT，该临界值扩大为区间,并在这一区间里降水假定为雨和雪的混合,从下限 100%积雪到上限 0 %线性减少。只要融水量未超过雪的一定分数，积雪假定为保持融水。当温度下降低于临界温度,水分逐渐再次结冰。冰川融化将只发生在冰川区,与融雪遵循同样的公式类型,只是有另一个度-日因素。只要区域中有雪就没有冰川融化发生。每个区域都可进行雪分配,可在每个区内根据不同积雪量将其细分成若干子区域。通常使用三种雪类用

11、于雪的再分配, 堆积在溪河边的雪堆和雪,还有另一种分布在崎岖不平的地形上。 2.1.3 蒸散发蒸散发 标准 HBV 模型由长期平均蒸散发能力的逐月数据来运行，通常基于 Penman 公式(Penman,1948 年)。这些数据对于温度异常作了调整(Lindstrm 和 Bergstrm，1992)。作为替代, 日值可由气温的比例而得, 但是用比例的月系数。 只要水是可用的， 即使它储存在雪中，截留储存中的蒸发等于蒸发能力。如果使用截留程序，它也有可能减少土壤水分蒸发，以避免总蒸发量过大。但是也并不总是使用截留程序。根据 Johansson 的研究，从林区替代的蒸散发能力，往往被假定为比从空地得

12、到的高出 15%(1993)。蒸散发能力，因此是一个年时间段，当前空气温度，植被，高程，并作为一种选择，降水量等的函数。当湖泊没有冰时才会有湖泊的蒸散发。 冰情是由空气温度的一个简单加权子程序来模拟， 结果导致在空气温度和湖泊温度之间的延迟。它假定，当加权气温降至零以下时该湖是冻结的。 HBV 模型的蒸发机制在图 2 所示，可表达为： LPSMEPFCSMEALPSMEPEA=/（2） 其中：EA=实际蒸散发 EP=蒸散发能力 SM= 实际土壤蓄水量 FC=最大土壤蓄水量 LP= 最小蒸散发能力 图 2 HBV 模型的蒸发机制 2.1.4 土壤湿度计算模块土壤湿度计算模块 HBV 模型的土壤水

13、分计算基于改进的水桶理论,它假定流域储水能力的统计分布。这是控制径流形成的最主要的部分。这个程序基于三个参数, BETA, LP 和 FC,如图 1 中间部分所示。 BETA 控制响应函数的贡献或每毫米降雨积雪融化所得到的土壤蓄水量的增加。 dQ /dP 比值常被称为径流系数,dQ 常被称为有效降水。 LP 是蒸散发量超过其可能值的土壤含水量，FC 是模型中最大土壤蓄水量。参数 LP 由 FC 的分数给出。 HBV 模型的产流机制在图 3 中所示， 假定有能由下述关系描述的土壤类型分布（Bergstrom，1976） ， 图 3 HBV 模型的产流机制 http:/ -5- FCSMdPdQF

14、CSMFCSM dPdQBETA=1)(（3） 其中 Q 表示径流，SM 表示实际土壤蓄水量，FC 是参数，表示土壤蓄水能力，BETA是自由参数。 2.1.5 响应函数和子流域汇流响应函数和子流域汇流 径流产生程序是将土壤湿度层多余的水转为径流的响应函数。它也包括直接降雨和湖泊,河流及其他潮湿地区蒸发的影响。 函数包含一个上层,非线性,和一个下层,线性水库。 这是水位流量过程线快速径流(表面径流)和慢速径流(基流)成分的起源。示意图如下： 图 4 HBV 模型的径流响应函数 下层响应函数是一个有关参数 K4和下层水库含水量的线性函数： LZKQ=41（4） 其中 Q1是产生于下层水库的径流，K4是消退系数，LZ 是下层水库的含水量。 上层水库的响应由一个持续增长消退系数的相应的函数描述，如下： )1( 10ALFAUZKQ+= （5） 其中，Q0是产生于上层水库的径流，K1是消退系数，ALFA 是一个描述随着响应水库含水量的减少径流产生非线性衰减的参数 （例如在地下水带） ， UZ 是上层响应水库的含水量。参数 KHQ，HQ 和 ALFA 用于计算 K1的值，关系如图 5，所以： HQUZKHQHQ= （6） 图 5 Q0UZ 曲线关系 其中 HQ 是假定消退率 KHQ 时对应的高流量，UZHQ是 HQ 对应的