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1、斯坦福流域水文模型 Stanford Watershed Model IV (SWMIV),2018/10/12,2,目 录,概述斯坦福流域水文模型的组成斯坦福模型的总体结构,2018/10/12,3,1、概述,第IV号斯坦福流域水文模型(SWMIV)，是最早最著名的流域水文模型，是一种确定性模型，是用数学方法模拟水文物理现象的模型。 斯坦福模型的研制，从1959开始，到1966年完成第IV号模型，一共用了8年时间。 主要研制人是N.H.克劳福持和R.K.林斯雷。 物理概念明确，模型结构环环相扣，层次鲜明。 小流域集总模型方式 大流域分块模型方式,2018/10/12,4,斯坦福模型,降雨P
2、蒸发E,透 水,不透水,截 留,地 表,上土壤层,蒸散发,河 槽 演 算,壤中流,坡面漫流,落地雨,河 川 径 流,下土壤层,实际蒸散发,浅层地下水,深层地下水,2018/10/12,5,斯坦福模型的建立以水量平衡为基础: 4个蓄水层：上土壤层蓄积、下土壤层蓄积、地下水（浅层）蓄积和深层地下水蓄积。壤中流滞蓄和坡面滞蓄只是临时性蓄积。 模型中河川径流来源：不透水面积上的直接径流；坡面漫流；壤中流；浅层地下水。 蒸散发来源：融雪蓄积；截留蓄积；上土壤层蓄积；下土壤层蓄积；地下水蓄积；河湖表面。 模型是逐时段连续演算的模型。演算时段不能太长，否则，时段内的各项物理过程变化太大。SWMIV采用15m
3、in或1h作演算时段。,2018/10/12,6,上土壤层蓄积,壤中流滞蓄,坡面滞蓄,下土壤层蓄积,浅层地下水蓄积,深层地下水蓄积,2018/10/12,7,2、斯坦福流域水文模型的组成,一、流域（或每一分块）平均降雨量用流域代表性测站雨量乘上一个常数，此常数等于多年平均的 流域平均年雨量与该测站多年平均年雨量之比。这对模拟年、月 径流量是合适的，对于雨洪的模拟，国内多采用泰森多边形法。 二、不透水面积流域不透水面积，主要指河槽（包括直接连通的湖泊）及与河 槽毗连的不透水面积。这部分面积上的降雨没有损失，直接注入河槽。水流畅通的 河、湖表面面积上的降雨也直接注入河槽，但有蒸发损失。共同特点：没
4、有下渗损失，一般面积较小，大多数乡村流域不 超过1%2%，城市可以大于20%。 有效不透水面积 无效不透水面积 ：降雨不能直接形成径流的 在雨小时，不透水面积上的降雨是径流的唯一来源,2018/10/12,8,三、植物截留在透水面积上发生，最终消失于蒸发。截留蓄积：植物枝叶表面可以截住一部分雨水，被截住的这部分雨水停于枝叶表面上，称为截留蓄积。截留容量（EPXM）：截留蓄积的极限值。一般为05mm。假定降雨满足截流蓄积后才产生落地雨 。 四、落地雨i）计算中要求获得的数据时段截留蒸发量EPX时段截留蒸发后剩余的蒸散发能力E0（临时变量）时段末截留蓄积量EPXX2落地雨 ii）计算中所用其它符号
5、P 时段降雨量E 时段蒸散发能力EPXM 截留容量EPXX1 时段初的截留蓄积EPXX0 初算的时段末截留蓄积,2018/10/12,9,iii）分三种情况计算 EPXX1+PE 时：EPX=E; EO=0;EPXXO=EPXX1+P-E,又可分为：EPXXOEPXM：则EPXX2=EPXM, =EPXXO-EPXM由此可见，只有最后一种情况才会产生落地雨。,2018/10/12,10,五、直接下渗模型中对下渗模拟，分直接下渗和滞后下渗两部分。落地雨去路：i）形成地表滞蓄增量 可能产流ii）形成壤中流滞蓄增量 可能产流iii）直接下渗IND 可能产流,模型假定任何时间的下渗容量在整个流域上是不
6、相同的，并假定是按直线变化,2018/10/12,11,当LZS/LZSN1时，CB:控制下渗的参数（mm/时段），约为0.31.2in/h；LZS:下土壤层蓄积（mm）；时段平均值。LZSN:额定的下土壤层蓄积（mm），近似为下土壤层蓄积的中值。,CB=1,CC=1,2018/10/12,12,六、壤中流假定地表滞蓄量和地下水滞蓄量在整个流域上都是不相同的，同时按 直线变化，其位置有b乘以c（c应该大于1）决定。c称为壤中流因子， 也是LZS/LZSN的函数，并随下土壤层中水分的变化而变化。CC:控制壤中流、坡面漫流相对水平的参数。约为0.53.0。 则可以根据图计算壤中流滞蓄增量 壤中流出
7、流量INTF（mm/时段）按与壤中流滞蓄量的线性关系计算：INTF = LIRC4SRGXLIRC4: 壤中流蓄泻系数，或称壤中流出流系数； SRGX: 壤中流滞蓄量（mm）（时段均值）。当计算时段为15min时(4*24)(B.S. Barnes)IRC:壤中流日退水系数，即壤中流退水的现时流量与前24h流量之比。壤中流滞蓄量SRGX用时段初、末壤中流滞蓄量的平均值，即：SRGX=1/2(SRGX1+SRGX2)时段末壤中流滞蓄量用壤中流水量平衡方程计算：SRGX2=SRGX1+ SRGX-INTF,2018/10/12,13,2018/10/12,14,2018/10/12,15,七、上土
8、壤层蓄积和滞后下渗,坡面滞蓄,上土壤蓄积,D,洼蓄,PERC,E上,2018/10/12,16,2018/10/12,17,2018/10/12,18,八、坡面漫流,如净雨强度不变，坡面漫流可以得到个稳定的水面线即稳定的D坡,e,2018/10/12,19,2018/10/12,20,以上各式联立，采用迭代法求解。,2018/10/12,21,SGW,九、下土壤层蓄积（LZS）,LZS不产流,LZS,落地雨,IND,UZS,PERC,E下,Pg(%),2018/10/12,22,Pg与下土壤层的关系为一连续函数（下图）。由图上可看出，当LZS/LZSN=1.0时，Pg50，即直接下渗量和滞后下
9、渗量有一半渗入地下水蓄积，有一半保留在下土壤层中，供给蒸散发只用。,2018/10/12,23,十、浅层地下水蓄积及出流,浅层地下水 蓄积,渗漏,E地,GWF,SGW和GWS都应是时段平均值,2018/10/12,24,2018/10/12,25,十一、深层地下水蓄积只有入流，没有出流。入流量（不考虑深层地下水产流）Q=K24LPg(%) IND+PERCK24L进入地下水蓄积的下渗量分配到深层地下水的份额。 十二、蒸散发蒸散发以蒸散发能力所具有的强度从截留蓄积和上土壤层蓄积中产生。蒸散发能力：蒸发能力等于河湖表面蒸发能量或其他的水体蒸发量，当只有蒸发皿时，可以乘以一个系数。天的需转为时段的：
10、Moore & Claborn用偏态正弦曲线（日出30min, 日落1小时）1、截留蓄积的蒸发量E截按蒸散发能力进行。2、上土壤层蓄积的蒸散发量E上 截留蒸发不能满足蒸散发能力时，由上土壤层蒸散发来继续满 足。3、上土壤层蓄积的蒸散发量E下上土壤层仍不能满足时，由下土壤层蒸散发来继续满足。,2018/10/12,26,EP为剩余蒸散发能力 下土地层的实际蒸散发量还与下土壤层的蒸散发机会有关。 流域上某一点的蒸散发机会：为该点在一个时段内下土壤层可能供给蒸散发的最大水量。,r,2018/10/12,27,4、地下水蓄积的蒸散发E地E地K24EL蒸散发能力K24EL=植物根系能达到浅层地下水的面积
11、 / 流域面积5、河湖表面的蒸发E河E河ETL蒸散发能力ETL=河湖面积/流域面积十三、径流在河湖里的运动及演算1、河槽总入流过程河槽总入流(R)过程是4种过程按面积加权后的叠加R：i）不透水面积上的出流，即时段面雨量P；ii）坡面漫流的出流q；iii）壤中流的出流INTF;iv）地下水出流GWF。,入流离出口距离远近：等流时线 河道槽蓄坦化：模拟水库蓄泻,2018/10/12,28,2、等流时面积柱状图,2018/10/12,29,2018/10/12,30,3、不计蓄水坦化作用的流域出口流量过程线 把各时段总入流所产生的流量过程线予以叠加，便可得到不计蓄水坦化作用的流域出口流量过程线。,Z
12、为等流时面积个数,I6=R6C1+R5C2+R4C3+R3C4+R2C5,I0=R0C1,I1=R1C1+R0C2,I2=R2C1+R1C2+R0C3,R1,R2,R3 R4 R5 R6 R7,I7=R7C1+R6C2+R5C3+R4C4+R3C5,2018/10/12,31,4、河槽演算（坦化作用）设 O出口断面出流流量I 入流流量S河槽蓄水量K蓄泻系数,水库调蓄,S,It,Ot,2018/10/12,32,2018/10/12,33,3、斯坦福模型的总体结构,降雨P 蒸发E,透 水,不透水,截 留,地 表,上土壤层,蒸散发,河 槽 演 算,壤中流,坡面漫流,落地雨,河 川 径 流,下土壤层,实际蒸散发,浅层地下水,深层地下水,
