1、6 新安江模型2022/10/172目錄概述二水源新安江模型三水源新安江模型新安江模型的改進新安江模型的應(yīng)用2022/10/1731、概述新安江模型簡介 一、新安江流域水文模型系列 新安江模型是華東水利學(xué)院（河海大學(xué)）水文系1973年對新安江水庫作入庫流量預(yù)報時提出來的，是一個分塊式的概念性流域降雨徑流模型?？梢杂糜跐駶櫟貐^(qū)和半濕潤地區(qū)的濕潤季節(jié)。 最初的新安江模型：二水源模型地表徑流、地下徑流；編制新安江入庫洪水預(yù)報方案 80年代初：三水源模型地面徑流、壤中流、地下徑流（引入了薩克拉門托模型與水箱模型中的用線性水庫函數(shù)劃分水源的概念）； 19841986年：提出四水源模型地面徑流、壤中流、快

2、速地下徑流、慢速地下徑流。 之后，其它改進。2022/10/174 二、模型的總結(jié)構(gòu) 小流域集總模型 大面積流域分塊模型 分塊模型把流域分成許多塊單元流域，對每個單元流域做產(chǎn)匯流計算，可以得到單元流域的出口流量過程。再進行出口一下的河道洪水演算，并得流域的流量過程。把每個單元流域的出流過程相加，就求得了流域出口的總出流過程。 劃分單元的目的：處理降雨分布的不均勻性(用面雨量帶來面積均化)；其次是下墊面條件變化(水庫等)。因此:單元流域面積要適中，使得在每塊面積上降雨比較均勻，并有一定數(shù)目的雨量站；(泰森多邊形)其次，盡可能是單元流域與自然流域相一致；若流域中有大中型水庫，則水庫以上的集水面積即

3、可作為一個單元流域。2022/10/175Thiessen PolygonsDACBEA1A2A3A4A5測站ai (%)A24B21C37D8E10合計100Rainfall Averaging Methods2022/10/1762022/10/177模型結(jié)構(gòu)為了考慮降水和流域下墊面分布不均勻的影響，新安江模型的結(jié)構(gòu)設(shè)計為分散性的，分為：蒸散發(fā)計算，產(chǎn)流計算，分水源計算和匯流計算四個層次結(jié)構(gòu)。 層次1層2層3層4層功能蒸發(fā)計算產(chǎn)流計算水源劃分匯流計算二水源三水源坡面匯流河道匯流方法三層模型蓄滿產(chǎn)流穩(wěn)定下滲率自由水水庫單位線或線性水庫或滯后演算法馬斯京根法或滯后演算法參數(shù)KCUMLMCWMB

4、IMFCSMEXKGKIUH或CSCICGKEXE或L2022/10/1782、二水源新安江模型一、二水源新安江模型基本結(jié)構(gòu)(狀態(tài)變量（模型參數(shù)）)降雨P(guān)蒸發(fā)皿蒸發(fā)EI透水面積土壤濕度W上層WU下層WL深層WD徑流REUELED蒸散發(fā)EWUMWLMC不透水面積IMPWMB地面徑流RS地下徑流RGFC地面徑流過程地下徑流過程單元流域出流過程UHKKGKEXE徑流R2022/10/179二、二水源新安江模型的微結(jié)構(gòu) （一）用超蓄產(chǎn)流（即“蓄滿產(chǎn)流”）模型計算總徑流R、地表徑流RS及地下徑流RG （1）超蓄產(chǎn)流模型概念 超蓄產(chǎn)流模型是目前我國濕潤地區(qū)的主要產(chǎn)流模型。 “蓄滿”，指含氣層的土壤含水量達

5、到田間持水量，而非土壤完全飽和； “超蓄產(chǎn)流”指土壤達到田間持水量以前不產(chǎn)流，所有降雨都被土壤吸收，成為薄膜水和張力水；而在土壤達到田間持水量以后，所有降雨（除去同期蒸發(fā)）都產(chǎn)流。這時土壤的下滲能力為穩(wěn)定下滲率，穩(wěn)定下滲量FC補充地下水，形成地下徑流，而超滲的部分則形成地表徑流。 與“超滲產(chǎn)流”模型的區(qū)別： “超蓄產(chǎn)流”模型先計算R，在分成RS、RG； “超滲產(chǎn)流”模型先計算RS、RG，再合成R。2022/10/1710 （2）超蓄產(chǎn)流模型的結(jié)構(gòu) a）點模型 以含氣層缺水量為控制條件，就流域中某點而言： 2022/10/1711 b）流域蓄水容量曲線（超蓄產(chǎn)流模型的核心）WWM：流域蓄水容量W

6、WMM:流域最大蓄水容量WM：流域平均蓄水容量2022/10/1712利用流域蓄水容量曲線計算產(chǎn)流量（右圖）： W：流域原有蓄水量，相應(yīng)縱標A W分布：(f/F)A左邊蓄滿，右邊未蓄滿，假定按水平分布。 以此時段為基礎(chǔ)： 降雨P(guān)，蒸散發(fā)E，徑流量R，損失量L滿足如下水量平衡關(guān)系（超蓄產(chǎn)流方程）： 大量資料表明，WWMf/F有如下關(guān)系：2022/10/1713 則：c）流域產(chǎn)流計算 PE0時，產(chǎn)流，否則不產(chǎn)流 ，產(chǎn)流時：產(chǎn)流計算特點：雨強對產(chǎn)量無影響，產(chǎn)流量取決于PE與W。2022/10/1714模型參數(shù)：WM與B WM：流域干燥時的缺水量，代表流域干旱情況，氣候因素； B：蓄水容量在流域上的分

7、布不均勻性，B0時分布均勻，愈大愈不均勻，決定于地形、地質(zhì)條件。 d）地面、地下徑流的劃分（分水源） 產(chǎn)流面積變化，則： 2022/10/1715例6-1:超蓄產(chǎn)流模型產(chǎn)流量計算示例WM120mm，B0.3，F(xiàn)C18mm/d年.月.日PEAf/FRRGRSW1978.7.1716.61 184.2216.890.03380.160.16020.67 199.4021.110.04270.500.50029.57 20-5.9830.510.063200023.68 2160.3524.270.04957.462.225.2376.57 2254.2484.620.209117.615.8411

8、.76113.20 2320.27138.850.484413.4711.961.51120.00 24-2.79156.001.0000000117.212022/10/1716IMP:不透水面積參數(shù)（新安江模型新增參數(shù)），流域不透水面積占總面積的百分比，增加后，需修改（65），（68）式，其它都不變。 尤其半濕潤地區(qū)需要考慮2022/10/1717（二）穩(wěn)定下滲率fc的推求 1、求一場洪水的RS、R、RG （1）據(jù)上圖求RS （2）根據(jù)圖求R （3）求RG=R-RS （4）fc=RG/T T為凈雨時間2022/10/1718AEGBCHIDt(h)Q(m3/s)F本次降雨形成的徑流過程CD

9、B直接徑流地下徑流N2022/10/1719 2、用試算法求fc （三）、不透水面積上的直接徑流 2022/10/1720 （四）、透水面積上的蒸散發(fā)模型 因為不透水面積上沒有蒸散發(fā)，因此，計算出來的蒸散發(fā)量要乘以透水面積所占比重，才是流域上的蒸散發(fā)量。 1、蒸散發(fā)模型原理 蒸散發(fā)能力（EM，mm/d） 新安江模型中，認為流域土壤含水量達到最大時，實際蒸散發(fā)量EEM ；當(dāng)土濕很小時，蒸散發(fā)量幾乎維持為一常數(shù)。 2、模型結(jié)構(gòu) 該模型不考慮蒸散發(fā)在面上分布的不均勻性，以模擬土濕縱向分布?？梢园淹寥婪殖梢?、二、三層，現(xiàn)主要采用三層模型。2022/10/1721三層模型，其參數(shù)有上層張力水蓄水容量 U

10、M，下層張力水蓄水容量 LM，深層張力水蓄水容量 DM，流域平均張力水蓄水容量 WM，蒸散發(fā)折算系數(shù) KC，深層蒸散發(fā)系數(shù)C，計算公式為： WM=UM+LM+DM W=WU+WL+WD E=EU+EL+ED上層(Upper layer)下層(Lower layer)深層(Deep layer)2022/10/1722 2022/10/1723 2022/10/17242022/10/1725If w(1) + p(i) ep(i) Then e(1) = ep(i) e(2) = 0 e(3) = 0 Else e(1) = w(1) + p(i) e(2) = (ep(i) - e(1) *

11、 w(2) / wm(2) If w(2) = c * (ep(i) - e(1) Then e(2) = c * (ep(i) - e(1) e(3) = 0 Else e(2) = w(2) e(3) = c * (ep(i) - e(1) - e(2) End If End If End If w(1) = w(1) + p(i) - r - e(1) w(2) = w(2) - e(2) w(3) = w(3) - e(3) If w(1) wm(1) Then w(2) = w(1) - wm(1) + w(2) w(1) = wm(1) If w(2) wm(2) Then w(3

12、) = w(3) + w(2) - wm(2) w(2) = wm(2) End If End If2022/10/1726 C值取決于深根植物面積占流域面積的比重，同時也與（WUMWLM）值有關(guān)，此值越大，C值越小。 一般經(jīng)驗，江南濕潤地區(qū)為0.150.20 華北半濕潤地區(qū)0.090.12 蒸散發(fā)能力的推求 1、多年平均值 2、水面蒸發(fā)實測 3、氣象因素推算 2022/10/17273、模型的計算 （1）計算蒸散發(fā)能力EMKEI （2）計算PE PEPE （3）利用PE按超蓄產(chǎn)流計算R，PE0時不產(chǎn)流 （4）計算WUi1WUiP （5）計算EU，EL （6）計算ED （7）計算EELEUED

13、 （8）計算WU （9）計算WL （10）計算WD 4、確定K值： 蒸發(fā)皿系數(shù)2022/10/1728 5、單元流域匯流計算 （1）地面徑流采用經(jīng)驗單位線法 無因次單位線相同 （2）地下徑流匯流計算 QRG1，QRG2時段初末的地下徑流量；KKG地下徑流日退水系數(shù) 時段長度；F單元流域面積；D一日內(nèi)時段數(shù)；RG時段內(nèi)地下徑流產(chǎn)流量 2022/10/1729 6、河槽匯流計算 特征河長法 馬斯京根法(擴散波解的差分求解) 滯后演算法 線性擴散模擬法 2022/10/17302022/10/1731二水源新安江模型參數(shù)確定新二模型參數(shù)： K流域蒸散發(fā)能力于蒸發(fā)皿蒸發(fā)量之比 C深層蒸散發(fā)系數(shù) IMP

14、不透水面積比重 WM流域平均蓄水容量（指張力水） WUM流域平均上層蓄水容量 WLM流域平均下層蓄水容量 WDM流域平均深層蓄水容量 B蓄水容量曲線指數(shù) FC穩(wěn)定下滲量 KKC地下水日退水系數(shù) UH無因次的地表徑流單位線縱表 KE單元河段的馬斯京根K值 XE單元河段的馬斯京根X值2022/10/1732新二模型參數(shù)初值確定： B蓄水容量曲線指數(shù)，反映流域的不均勻性，流域越大，則B越大 小 300平方公里 大 0.1 0.20.3 0.30.4 FC穩(wěn)定下滲量，各場雨不同，相差很大，需注意。 KKG地下水日退水系數(shù) UH無因次的地表徑流單位線縱表，單元流域的地面徑流的單位線，無因次，可找相鄰流域

15、值作為初值 KE單元河段的馬斯京根K值 XE單元河段的馬斯京根X值 KE、XE可以根據(jù)河段特性，用水力學(xué)方法求出2022/10/1733新二模型參數(shù)初值確定： K流域蒸散發(fā)能力于蒸發(fā)皿蒸發(fā)量之比，E601可以作為初值，但要高程修正 C深層蒸散發(fā)系數(shù)，決定于深根植物占流域面積的比數(shù)，同時和WUMWLM有關(guān)，南方0.150.2, 北方0.090.12. IMP不透水面積比重,干旱降小雨，有一個小洪水，此時徑流系數(shù)就是IMP，也可以在地圖上量出 WM流域平均蓄水容量（指張力水）, 反映流域干旱程度，久旱下大雨的資料可以分析，雨前為0，雨后為WM WUM流域平均上層蓄水容量，20mm，差510mm W

16、LM流域平均下層蓄水容量，6090mm WDM流域平均深層蓄水容量， 2022/10/1734新二模型參數(shù)確定的步驟：1、定初始值：取5年資料，以天為時段，進行計算2、比較多年徑流：最基本的水量平衡，先改K，冬夏不同3、比較每年徑流：干旱和濕潤年份有無系統(tǒng)誤差調(diào)WUM和WLM，以及C，WUM變小，雨季蒸發(fā)小，旱季影響不大，C加大，干旱季節(jié)蒸發(fā)加大4、年內(nèi)干濕差比較：如洪水計算值偏大，調(diào)WUM，WLM和C，如W在久旱后出現(xiàn)負值，加大WM 不改WUM和WLM5、比較枯季地下徑流：如有系統(tǒng)偏差，調(diào)FC，快慢調(diào)KKG6、比較小洪水：可以調(diào)IMP和B，濕潤區(qū)不敏感7、比較地面徑流過程：降雨中心誤差造成匯

17、流偏早偏遲，調(diào)KE，仍有誤差，調(diào)UH和XE2022/10/1735存在的主要問題： 用FC劃分水源是建立在包氣帶巖土結(jié)構(gòu)為水平方向空間分布均勻的基礎(chǔ)上，這假定往往與實際情況不符。 用FC劃分水源沒有考慮包氣帶的調(diào)蓄作用，在某些流域?qū)嶋H計算結(jié)果表明，壤中流的坡面調(diào)蓄作用有時比地面徑流大得多；直接進入地下水庫沒有考慮坡面垂向調(diào)節(jié)作用，即包氣帶的調(diào)蓄作用；由于地表徑流和壤中流的匯流規(guī)律和匯流速度不同，兩者合在一起采用同一種方法進行計算，常會引起匯流的非線性變化。 對許多流域資料的分析表明，即使是同一流域，各次洪水所分析出的也不相同，而且有的時候變化很大，很難進行地區(qū)綜合和在時空上外延，應(yīng)用時任意性大

18、，常造成較大誤差。 Horton overland flow dominates hydrograph; contributions from subsurface stormflow are less importantDirect precipitation and return flow dominate hydrograph; subsurface stormflow less importantSubsurface stormflow dominates hydrograph volumetrically; peaks produced by return flow and dire

19、ct precipitationArid to sub-humid climate; thin vegetation or disturbed by humansHumid climate; dense vegetationSteep, straight hillslopes; deep,very permeable soils; narrow valley bottomsThin soils; gentle concave footslopes; wide valley bottoms; soils of high to low permeabilityClimate, vegetation

20、 and land useTopography and soilsVariable source conceptHow do runoff processes depend on Climate, Vegetation, Land use, Topography and Soils?(From Dunne and Leopold, 1978)2022/10/1737二水源依據(jù)霍爾頓概念.沒有考慮壤中流造成的沒有包氣帶的調(diào)蓄作用2022/10/1738超蓄產(chǎn)流自由水蓄水庫2022/10/1739有積水的面積形成了界面上的產(chǎn)流面積。在此面積上，下滲的部分是地下徑流，超滲的部分是直接徑流?？偖a(chǎn)流量R

21、增大，積水面積也增大。但這個過程與供水強度有關(guān)，因為積水要按FCB下滲。強度小，歷時長，下滲就多，積水面積增加得慢。強度大，歷時短，下滲量少，積水面積增加得快 (但FCB比FCA相對很小，所以這個現(xiàn)象不容易顯示出來) 。當(dāng)積水面積增加后，地下徑流與直接徑流都應(yīng)增加，如圖所示。但當(dāng)R大到一定程度后，全流域面積都產(chǎn)流，則地下徑流就不能再增加了，只能等于全流城面積的FCB，接近一常數(shù)。影響產(chǎn)流的不均勻因素:1) B層土壤穩(wěn)定入滲FCB分布不均。2) 在A、B界面上不均勻分布的洼蓄量。3) A層土壤供水強度的不均勻分布。2022/10/17403、新安江模型的改進一、三水源新安江模型 1、概述 二水源

22、模型由于沒有考慮壤中流作用，故在壤中流豐富流域常常得不到好的模擬結(jié)果。 三水源模型認為，土壤中水有張力水（田間持水量以下的水）和自由水（田間持水量以上的水）之分。二水源模型只考慮了張力水的調(diào)蓄作用，沒有考慮自由水的調(diào)蓄作用。因此，新三模型中增加了一個自由水蓄水庫，把總徑流劃分成三種水源：地面徑流、壤中流、地下徑流，代替新二模型中用FC劃分水源的辦法。2022/10/1741自由水蓄水庫小單元2022/10/1742 2、新三模型的基本結(jié)構(gòu) 與新二模型基本相同，不產(chǎn)流時是一致的；產(chǎn)流后，在產(chǎn)流面積上R先進入自由蓄水庫，形成RG、RSS，且只出現(xiàn)在產(chǎn)流面積上，去掉FC，增加參數(shù)：KG：地下水從自由

23、蓄水庫中的出流系數(shù) KSS：壤中流出流系數(shù) SM：自由蓄水庫容量（即最大蓄量，mm） 則劃分水源的計算為： 底寬地下徑流壤中流2022/10/1743輸入降雨P(guān)，蒸發(fā)皿蒸發(fā)量EI透水面積不產(chǎn)流面積1FR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S不透水面積產(chǎn)流量RIMPWMBIMP輸出蒸散發(fā)EEUEUEUWUMWLMC地面徑流RS壤中流RSS地下徑流RGSMEXKSSKG地下徑流流域出口流量KKG地面徑流及壤中流總?cè)肓鞯孛鎻搅骷叭乐辛骺側(cè)肓鱑H輸出總流量Q三水源新安江模型流程圖2022/10/17443、自由水蓄水容量曲線 F全流域面積；FS自由水蓄水量小于等于SS的面積；EX

24、拋物線指數(shù)；SSM流域上自由水蓄水量最大的某點的蓄量值；S流域平均自由水蓄水量； SM流域平均自由水蓄水容量；AU與自由水蓄水量S對應(yīng)的蓄水容量曲線的縱標值RGRI2022/10/17454、利用自由水蓄水容量曲線計算產(chǎn)流量 FR = R/PE注：以上計算認為SSFS/F曲線是按全流域（FR1）計算產(chǎn)流，再縮至FR。RGRI2022/10/1746 5、匯流計算 （1）二水源匯流計算 地面徑流匯流 地面徑流匯流采用單位線法，計算公式為： 地下徑流匯流 地下徑流匯流可采用線性水庫或滯后演算法模擬。當(dāng)采用滯后演算法時，計算公式為： CG為消退系數(shù)；U單位轉(zhuǎn)換系數(shù)，U=流域面積F（km2）/(3.6

25、t)2022/10/1747 單元面積河網(wǎng)總?cè)肓?單元面積河網(wǎng)總?cè)肓鳛榈孛鎻搅髋c地下徑流出流之和，計算公式為： 單元面積河網(wǎng)匯流 單元面積河網(wǎng)匯流可采用線性水庫或滯后演算法模擬。當(dāng)采用滯后演算法時，計算公式為： 單元面積河網(wǎng)匯流計算在很多情況以簡化。這是由于單元流域的面積一般不大而且其河道較短，對水流運動的調(diào)蓄作用通常較小。在單元流域面積較大或流域坡面匯流極其復(fù)雜的情況下，才考慮單元面積內(nèi)的河網(wǎng)匯流。 河網(wǎng)消退系數(shù)2022/10/1748 從單元面積以下到流域出口是河道匯流階段。河道匯流計算采用馬斯京根分段連續(xù)演算法。參數(shù)有槽蓄系數(shù)KE和流量比重因素XE，各單元河段的參數(shù)取相同值。為了保證馬斯

26、京根法的兩個線性條件，每個單元河段取KEt，已知KE、XE和t，可求出C0、C1和C2，即可用下式進行河道演算。 （2）三水源匯流計算 地表徑流匯流 地表徑流的坡地匯流可以采用單位線，也可以采用線性水庫，采用單位線的計算公式與二水源相同，采用線性水庫的計算公式為: 2022/10/1749 壤中流匯流 壤中流匯流可采用線性水庫或滯后演算法模擬。當(dāng)采用線性水庫時，計算公式為: 地下徑流匯流 采用線性水庫時，與二水源相同相同。 單元面積河網(wǎng)總?cè)肓?2022/10/1750參數(shù)的物理意義 (參數(shù)可根據(jù)其物理意義，分為4類) (1) 蒸散發(fā)參數(shù)：K、WUM、WLM、CK為蒸散發(fā)能力折算系數(shù)，是指流域蒸

27、散發(fā)能力與實測水面蒸發(fā)值之比。此參數(shù)控制著總水量平衡，因此，對水量計算是重要的。 WUM為上層蓄水容量，它包括植物截留量。在植被與土壤很好的流域，約為20mm；在植被與土壤頗差的流域，約為56mm。WLM為下層蓄水容量?？扇?090 mm。 C為深層蒸散發(fā)系數(shù)。它決定于深根植物占流域面積的比數(shù)，同時也與WUMWLM值有關(guān)，此值越大，深層蒸散發(fā)越困難。一般經(jīng)驗，在江南濕潤地區(qū)值C約為0.150.20左右，而在華北半濕潤地區(qū)則在0.090.12左右。新安江模型的參數(shù)2022/10/1751(2) 產(chǎn)流量參數(shù)：WM、B、IMPWM為流域蓄水容量，是流域干旱程度的指標。找久旱以后下大雨的資料，如雨前可

28、認為蓄水量為0，雨后可認為已蓄滿，則此次洪水的總損失量就是WM。一般分為上層WUM、下層WLM和深層WDM。在南方約為120mm，北方半濕潤地區(qū)約為180mm。 B為蓄水容量曲線的方次。它反映流域上蓄水容量分布的不均勻性。一般經(jīng)驗，流域越大，值也越大。在山丘區(qū)，很小面積(幾平方公里)的為0.1左右，中等面積(300平方公里以內(nèi))的為0.20.3左右，較大面積(數(shù)千平方公里)的值為0.30.4左右。IMP為不透水面積占全流域面積之比?？烧腋珊灯诮敌∮甑馁Y料來分析，這時有一很小洪水，完全是不透水面積上產(chǎn)生的。求出此洪水的徑流系數(shù)，就是IMP。 新安江模型的參數(shù)2022/10/17522002.12

29、 (3) 水源劃分參數(shù)：SM、EX、KSS、KG SM為流域平均自由水蓄水容量，本參數(shù)受降雨資料時段均化的影響，當(dāng)用日為時段長時，一般流域的SM值約為1050mm。當(dāng)所取時段長較少時，SM要加大，這個參數(shù)對地面徑流的多少起著決定性作用，因此很重要。EX為自由水蓄水容量曲線指數(shù)，它表示自由水容量分布不均勻性。通常EX取值在11.5之間。KSS為自由水蓄水庫對壤中流的出流系數(shù)，KG為自由水蓄水庫對地下徑流出流系數(shù)，這兩個出流系數(shù)是并聯(lián)的，其和代表著自由水出流的快慢。一般來說，KSS+KG=0.7，相當(dāng)于從雨止到壤中流止的時間為3天。 新安江模型的參數(shù)2022/10/17532002.12 (4)

30、匯流參數(shù)：KKSS、KKG、CS、LKKSS為壤中流水庫的消退系數(shù)。如無深層壤中流時，KKSS趨于零。當(dāng)深層壤中流很豐富時，KKSS趨于0.9。相當(dāng)于匯流時間為10天。KKG為地下水庫的消退系數(shù)。如以日為時段長，此值一般為0.980.998，相當(dāng)于匯流時間為50500日。CS為河網(wǎng)蓄水消退系數(shù)，L為滯時，它們決定于河網(wǎng)地貌。新安江模型的參數(shù)2022/10/17542002.12模型參數(shù)率定 新安江模型的參數(shù)按照物理意義分為4層，上面已作了介紹。參數(shù)的率定可以按照蒸散發(fā)產(chǎn)流分水源匯流的次序進行，各類參數(shù)基本上是相互獨立的。按照以下次序率定參數(shù)。新安江模型的參數(shù)2022/10/1755日模型 (1

31、) 定出各參數(shù)的初始值。 (2) 比較多年總徑流。這是最基本的水量平衡校核。如有誤差， 要首先修改K值，K是影響蒸發(fā)計算最大的參數(shù)，對于某些北方河流，夏季植物茂盛，而冬季則有封凍。冬季蒸發(fā)不可能用E601觀測，則應(yīng)考慮把分為冬、夏各月定為不同的數(shù)值。 (3) 多年總水量基本平衡后，再比較每年的徑流，看很干旱的年與濕潤年份有無系統(tǒng)誤差。如有應(yīng)調(diào)整WUM、WLM和C。 WUM減小將使少雨季節(jié)的蒸發(fā)減少，而對于很干旱的季節(jié)則無影響。 WLM的作用與此相仿。加大C值將使很干旱的季節(jié)的蒸散發(fā)增大，而對于有雨季節(jié)則無此影響。在北方半濕潤地區(qū)可以找到干旱年份與濕潤年份之間的系統(tǒng)誤差，而在南方濕潤地區(qū)則不易找

32、到。 新安江模型的參數(shù)參數(shù)的率定2022/10/1756(4) 如上述差別并不明顯，則應(yīng)比較年內(nèi)干旱季與濕潤季之間的差別。在南方，主要是伏旱季的蒸散發(fā)計算是否正確的問題。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算值都偏大，則應(yīng)調(diào)整WUM、WLM和值C，使基本符合。如果在計算中發(fā)現(xiàn)值在久旱后W出現(xiàn)負值，則應(yīng)加大WM，不改變WUM和WLM。在計算中當(dāng)為負值時以零處理是不對的，它破壞了產(chǎn)流量計算的前提。 新安江模型是蓄滿型，只要蒸散發(fā)計算基本正確了，產(chǎn)流總量的精度也就有保證了。一般流域，有80%左右的年份的年徑流誤差在7%以下是可能做到的。(5) 比較枯季地下徑流。如有系統(tǒng)偏大偏小，則應(yīng)調(diào)整KSS、KG，調(diào)整地下徑流、壤中流的比重。如有系統(tǒng)偏快偏慢，則應(yīng)調(diào)整kkss、kkg，以改變匯流速度新安江模型的參數(shù)參數(shù)的率定(日模型)2022/10/175