半分步式及分布式分水文模型研究

1、分布式水文模型研究概況 由于傳統(tǒng)的流域水文模型本身所具有的局限性，同時隨著水文循環(huán)中各個組成要素的深入研究，以及計算機(jī)、地理信息系統(tǒng)（GIS）和遙感技術(shù)的迅速發(fā)展，使構(gòu)造具有一定物理基礎(chǔ)的流域分布式水文模型成為可能。流域分布式水文模型充分考慮流域下墊面空間分布不均對水文循環(huán)的影響。在水平方向上將流域劃分成許多單元網(wǎng)格和子流域（一般基于DEM），在垂直方向上將土壤分層，并依據(jù)流域產(chǎn)匯流的特性，使用一些物理的、水力學(xué)的微分方程（如連續(xù)方程與動量方程）求解徑流的時空變化。與傳統(tǒng)的流域概念性集總水文模型相比具有以下顯著的優(yōu)點(diǎn)：具有物理機(jī)理，能描述流域內(nèi)水文循環(huán)的時空變化過程；其分布式結(jié)構(gòu)，容易與GCM

2、嵌套，研究自然和氣候變化對水文循環(huán)的影響；由于建立在DEM基礎(chǔ)之上，所以能及時地模擬人類活動和下墊面因素變化對流域水文循環(huán)過程的影響。 下面我簡單介紹一下國內(nèi)外的著名的分布式水文模型。主要從模型名稱，模型結(jié)構(gòu)，輸入輸出變量，網(wǎng)格還是子流域?yàn)橛嬎銌卧?，適用性和范圍等方面來描述。一、分布式水文模型研究的發(fā)展現(xiàn)狀-國際 在國外，分布式水文模型的研究可以認(rèn)為始于 Freeze 和 Harlan 于 1969 年發(fā)表的一個具有物理基礎(chǔ)數(shù)值模擬的水文響應(yīng)模型的藍(lán)圖這篇文章。該文章提出了分布式水文物理模型的基本概念和框架。隨后，Hewlett 和 Troenale 在 1975 年提出了森林流域的變源面積模

3、擬模型(簡稱 VSAS)。1979 年 Bevenh 和 Kirbby 提出了以變源產(chǎn)流為基礎(chǔ)的TOPMODEL 模 型（TOPgraphy based hydrological MODEL）。1 TOPMODEL 模 型1（TOPgraphy based hydrological MODEL） 該模型基于DEM推求地形指數(shù)，并利用地形指數(shù)來反映下墊面的空間變化對流域水文循環(huán)過程的影響，模型的參數(shù)具有物理意義，能用于無資料流域的產(chǎn)匯流計算。TOPMODEL模型的基礎(chǔ)是變動產(chǎn)流面積的概念。流域降水滿足冠層截留和填洼等初損以后，下滲進(jìn)入土壤包氣帶，包氣帶分為土壤水帶、中間帶和毛細(xì)水帶。 只有包氣帶

4、的含水量達(dá)到田間持水量后，多余的水分中才有一部分以重力水的形式，通過大空隙直接進(jìn)入飽和地下水層，所以入滲沒有馬上引起地下水位抬升至地表面。TOPMODEL 模型把全流域按DEM網(wǎng)格分塊，每一個網(wǎng)格稱為一個水文單元。大的流域又可被分成若干個子流域（或單元流域）。對每一個單元流域進(jìn)行產(chǎn)匯流計算。產(chǎn)流計算包括不飽和層水分運(yùn)動、飽和層水分運(yùn)動及地表徑流。地表徑流和地下徑流均視為在空間上相等，可通過等流時線方法進(jìn)行匯流演算，求出單元流域出口處的流量過程。通過河道匯流得出流域總出口斷面流量過程。河道演算多采用近似運(yùn)動波的常波速洪水演算方法。TOPMODEL模型可以根據(jù)地形指數(shù)和流域平均缺水量計算出各點(diǎn)的缺

5、水量，直觀地反映源面積的大小和分布。地形指數(shù)的空間分布即反映了流域蓄水容量的分布。蓄水容量曲線與地形指數(shù)的功能相同，都是為了計算徑流。在應(yīng)用時，僅需DEM圖和基本的水文資料（降水、蒸發(fā)、流量），甚至可用于無資料地區(qū)。圖1 TOPMODEL 模型結(jié)構(gòu)2 MIKE SHE 模型 Beven等，1980年；Abbott等，1986年；Bathurst等，1995年；Refsgaard and Storm，1995年；Chapters 等等對SHE模型進(jìn)行了改進(jìn)，生成了很多不同版本的SHE模型2,4如：20世紀(jì)90年代初由丹麥水利學(xué)研究院(DHI)在SHE模型上進(jìn)一步發(fā)展研制出MIKE SHE模型。M

6、IKE SHE 模型功能上體現(xiàn)三維空間特性，包括了陸地區(qū)全部的水循環(huán)過程，同時對地下水資源和地下水環(huán)境問題分析、規(guī)劃和管理是它的一大特色；采用多模塊耦合的方式來模擬水循環(huán)中幾乎所有主要的水文過程，包括了大氣循環(huán)、水流運(yùn)動、溶質(zhì)和泥沙輸移等；通過連續(xù)計算四個不同且相互影響的儲水層的含水量來模擬產(chǎn)匯流過程，這幾個儲水層代表了流域內(nèi)不同的物理單元。這些儲水層是：積雪儲水層、地表儲水層、土壤或植物根區(qū)儲水層、地下水儲水層。因此它被廣泛應(yīng)用于流域管理、土地利用變化影響評價、地下水模擬、水質(zhì)污染模擬、灌溉及農(nóng)作物生長對水分和污染物質(zhì)在非飽和帶運(yùn)移的影響等眾多研究領(lǐng)域。模型中一個流域被沿水平方向劃分成一系列

7、的相互聯(lián)系單元（grid），各自具有不同的物理參數(shù)，而在垂直方向又被劃分成若干層（zone), 包括冠層、不飽和層和飽和層。它所反映的流域水文過程主要包括降水、蒸散發(fā)、含植物冠層截留、地表匯流、河道匯流、非飽和壤中流和飽和地下徑流等過程，每個子過程分別進(jìn)行計算建模。圖2 MIKE SHE 模型結(jié)構(gòu)3 ANSWERS(Areal Nonpoint Source Watershed Environment Response Simulation) 和AGNPS(Agricultural Nonpoint Source) ANSWERS 模型5包括水文模型、泥沙分散- 輸送模型和幾個描述坡面、亞表面

8、、渠中的水流路徑的組件,采用概念模型模擬水文,用泥沙連續(xù)性方程模擬侵蝕,用方形網(wǎng)格劃分研究區(qū)域,可供水質(zhì)規(guī)劃者或其他用戶模擬土地利用方式對水文和侵蝕響應(yīng)的影響,對控制非點(diǎn)源污染進(jìn)行規(guī)劃。ANSWERS 模型中,首先項(xiàng)目管理器從用戶那兒收集信息,然后利用GIS 提取數(shù)據(jù),產(chǎn)生一個輸入文件,并將ANSWERS 模型的輸出讀入新的GIS 層,項(xiàng)目管理器的應(yīng)用使輸入數(shù)據(jù)賦值時間減少了710 倍。AGNPS 模型6采用方形網(wǎng)格劃分單元,模型包含水文、侵蝕和泥沙輸送、氮磷和COD 的輸移等內(nèi)容,其中徑流量用CREAMS 模型中使用的公式計算,侵蝕用RUSLE 預(yù)測,化學(xué)物質(zhì)的輸移采用CREAMS 模型和一

9、個飼育場評價模型中的方法,并對土壤結(jié)構(gòu)的影響方面做了改進(jìn),化學(xué)物質(zhì)的輸移計算分為溶解相和泥沙吸附相的計算,溶解相的計算與徑流量有關(guān),而泥沙吸附相的計算則與產(chǎn)沙量有關(guān);WEPP（Water Erosion Prediction Project）模型7估計了陸地和水渠的徑流和侵蝕、保護(hù)措施的影響,是一種計算山坡和集水區(qū)土壤侵蝕和泥沙輸送的新技術(shù),模型包括氣候、表面和亞表面的水文、冬季凍融過程、灌溉、殘余物的降解、溝渠和蓄水坑中泥沙的分散、輸送和沉積等部分。最早的非點(diǎn)源污染模型是集總模型如CREAMS (Chemicals Runoff and Erosion from Agricultural M

10、anagement Systems) 模型, 主要用于研究土地管理對水、泥沙、營養(yǎng)物和殺蟲劑的影響, 其中預(yù)測徑流使用的是SCS 法(美國農(nóng)業(yè)部土壤保持局曲線) , 產(chǎn)沙子模型采用經(jīng)驗(yàn)公式USLE(通用水土流失方程), 預(yù)測污染物負(fù)荷采用的是概念模型。限于集總模型不考慮時空變異性, 適用流域面積小, 因而提出了用網(wǎng)格劃分流域、可以模擬時空變異性的分布式模型。按模擬事件的時間連續(xù)性可分為單個事件模型和時間連續(xù)性模型8。單個事件模型出現(xiàn)較早, 在模擬暴雨事件時, 不考慮亞表面流、蒸散發(fā)、植物生長等水文因素, ANSWERS(Areal Nonpoint Source Watershed Envir

11、onment Response Simulation) 和AGNPS(Agri2cultural Nonpoint Source) 模型屬于這一類; 時間連續(xù)性模型則考慮了亞表面流、蒸散發(fā)、植物生長等水文因素, HSPF(Hydrological Simulation Program2Fortran) 、SWRRB(Simulator for Water Resources in Rural Basins) 、SWAT(Soil Water Assessment Tool) 、WEPP (Water Erosion Prediction Project) 屬于這一類。 圖3 ANSWERS和A

12、GNPS水文模型結(jié)構(gòu) 圖4 ANSWERS和AGNPS水文模泥沙分散- 輸送模型結(jié)構(gòu)4 VIC（Variable Infiltration Capacity）模型VIC（Variable Infiltration Capacity）模型9,10是一個大尺度陸面水文模型，它同新安江模型和通用產(chǎn)流模型一樣，利用一個空間分布函數(shù)表示次網(wǎng)格內(nèi)的土壤蓄水能力的變化。VIC模型的參數(shù)分為四類：土壤參數(shù)、植被參數(shù)、水文參數(shù)和背景參數(shù)。背景參數(shù)指流域地理特性（緯度、經(jīng)度和高程）和氣候參數(shù)（近地表的多年平均氣溫和多年平均降水量）；土壤參數(shù)、植被參數(shù)和背景參數(shù)具有比較明確的物理基礎(chǔ)，可以直接給定，對于每一個網(wǎng)格的

13、土壤和植被參數(shù)，分別基于全球10km的土壤數(shù)據(jù)庫和全球1km的陸地覆蓋類型數(shù)據(jù)庫來確定；模型中有7個待率定的水文參數(shù)，分別為B(入滲能力形狀參數(shù))、Ds( 當(dāng)基流非線性增長發(fā)生時，所占Dm的比例)、Dm（這是底層土壤一天內(nèi)產(chǎn)生基流的最大值）、Ws（當(dāng)基流非線性增長發(fā)生時底層土壤含水量與最大土壤含水量的比值）、D1（表層土壤厚度）、D2（第二層土壤厚度）、D3（第三層土壤厚度）。模型率定采用流域出口斷面的實(shí)測流量過程線，因?yàn)樗橇饔蛩倪^程的總體響應(yīng)。VIC模型在中國的東部、東南部、中部、南部和中南部的濕潤和半濕潤地區(qū)的模擬效果較好，在西部和西北干旱區(qū)模擬結(jié)果不太理想。一方面因?yàn)楦珊禇l件下多以超

14、滲產(chǎn)流為主，而VIC模型是基于蓄滿產(chǎn)流的；另一方面由于這些地區(qū)條件惡劣、人口稀少和經(jīng)濟(jì)欠發(fā)達(dá)，比濕潤和半濕潤地區(qū)的氣象站網(wǎng)密度較稀疏，增加了模型輸入的不確定性。基于VIC（Variable Infiltration Capacity）大尺度水文模型，吳志勇，陸桂華，張建云11等采用實(shí)測的日降水和日最高、最低氣溫數(shù)據(jù)，模擬了近35年（1971-2005）全國范圍30km30km分辨率的逐日土壤含水量。文章利用43個流域的實(shí)測流量資料，率定模型水文參數(shù)，建立和驗(yàn)證水文參數(shù)移用公式，確定無資料的水文參數(shù)，同時通過28個站的實(shí)測土壤含水量資料驗(yàn)證結(jié)果。 圖5 VIC模型結(jié)構(gòu)圖5 SWAT水文模型由于S

15、WAT模型是分布式水文模型中的一個杰出代表。所以下面我重點(diǎn)介紹一下SWAT水文模型理論12。 5.1SWAT水文模型簡介 1985年，美國農(nóng)業(yè)部農(nóng)業(yè)研究中心的Alonso和De Coursey考慮到土地利用與管理將會影響到一個小流域的水文循環(huán)與化學(xué)循環(huán)，于是設(shè)計了SWAM模型。從20世紀(jì)90年代至今,GIS與模型緊密集成，成為水文模型發(fā)展的主流，而SWAT模型是這些模型中的一個杰出代表。SWAT 模型的最新版本為SWAT2005,該版本已在SWAT官方網(wǎng)站上公布, 其主要特征是對以先前版本一些錯誤的糾正,值得一提的是增加了日以下步長的降水量生成器并允許用戶定義天氣預(yù)測期。近幾年來, 國內(nèi)學(xué)者對

16、SWAT 模型數(shù)據(jù)精度和子流域劃分閾值對模型輸出的影響、數(shù)據(jù)預(yù)處理以及參數(shù)率定等進(jìn)行了多方面的探討,并應(yīng)用SWAT 模型研究了氣候變化、土地利用和土地覆蓋變化(LUCC)等環(huán)境變化條件下的水文響應(yīng)以及非點(diǎn)源污染控制措施等。 SWAT模型是一個半分布式水文模型，以相對均質(zhì)的水文響應(yīng)單元（HRU）為模擬單元。SWAT-GIS 按不同的地形、土壤類型、土地利用或覆蓋類型將整個流域劃分成157 個具有相似水文特征的水文響應(yīng)單元(HRU)，能夠模擬復(fù)雜流域中的徑流、泥沙、氮-磷、殺蟲劑等流出量及蒸散發(fā)量，還可輸出日土壤水、土壤溫度等時態(tài)變量，并能預(yù)測土地管理措施的影響。 簡要概括，SWAT模型具有如下特

17、點(diǎn)：（1）長時期連續(xù)模擬；（2）模擬產(chǎn)水、侵蝕產(chǎn)沙和非點(diǎn)源污染；（3）充分結(jié)合GIS ，操作方便；（4）模型核心代碼公開，擴(kuò)展方便；（5）不斷更新的軟件及輔助工具； 5.2 SWAT水文循環(huán)機(jī)理 如圖所示：SWAT水文循環(huán)過程主要包括四個過程：地表水過程；蒸散發(fā)過程；土壤水過程；地下水過程。 圖6 SWAT水文循環(huán)結(jié)構(gòu)5.3 SWAT模型水文模塊構(gòu)成圖 圖7 SWAT模型水文模塊構(gòu)成5.4 SWAT模型水文模塊的計算 5.4.1 地表徑流（Suiface Runoff） Swat產(chǎn)流計算包括SCS和Green-Ampt模型。其中SCS曲線法用的較多，該模型有以下基本假定；實(shí)際蓄水量F與最大蓄水

18、容量S之間的比值等于徑流量Q與降雨量P和初損量I a差值之比值； I a和S之間為線性關(guān)系。1） SCS曲線法 SCS徑流方程是一個50年代就得到廣泛應(yīng)用的經(jīng)驗(yàn)?zāi)Ｐ?，是對美國各小流?農(nóng)業(yè))的降雨-徑流關(guān)系長達(dá)20多年的研究成果。此模型根據(jù)土地利用類型和土壤類型的變化，估測地表徑流。SCS曲線法計算地表徑流時,計算時間步長為日,不能直接模擬下滲，下滲量的計算基于水量平衡。 徑流只有在降雨量初始損失時,才會發(fā)生。 SCS徑流方程： Qsurf為累計徑流或形成徑流的有效雨量 Rday為日降雨量 Ia為初始損失(填洼、截留、初滲等)，通常近似為0.2S(大暴雨) S為保持(容量)系數(shù) (retent

19、ion parameter) CN為 SCS曲線參數(shù)值，保持系數(shù)S隨著土壤類型、土地利用類型、管理措施、地形坡度等因素的空間變化而變化。另外，隨時間變化的土壤含水量也影響到保持系數(shù)。2） Green-Ampt入滲方法Green-Ampt模型為概念性下滲模型，用來計算地表徑流。Green-Ampt模型的幾個假設(shè)：a 滲入土壤的水分從土壤表面至入滲鋒面間所形成的水分分布帶是完全飽和的，垂向上飽和土壤高度基本相同。b下滲鋒面與下層土壤含水量分界面明顯，不連續(xù)。c飽和土壤柱高度，只有在土壤全部達(dá)到飽和后，才開始增加。 下滲速率和積水時間的方程：3）峰值流量（Peak Runoff Rate）：SWAT

20、模型使用子流域（subbasin）而不是水文響應(yīng)單元(HRUs)計算匯流時間和峰值流量。模型中，如果要用HRU計算，方程需要做兩步調(diào)整：用HRU的面積代替子流域的面積；河道匯流計算中的河道長度乘于子流域區(qū)域各HRU的系數(shù)（fraction）。SWAT根據(jù)改進(jìn)的推理公式來計算峰值流量，這個推理公式假設(shè)一場從t=0時刻開始的雨強(qiáng)為i的降雨，無限持續(xù)下去，在t=tconc時刻子流域內(nèi)所有區(qū)域的產(chǎn)流都匯流到出口，此時出口流量最大，推理公式如下： 式中：C為徑流系數(shù)；i為降雨強(qiáng)度（mm/hr）；Area為子流域面積（km2）；3.6為單位轉(zhuǎn)換系數(shù)。 5.4.2 蒸散陸面上約有62的降雨被蒸散，在大部分河

21、流和除南極洲以外的陸面蒸散大于徑流（Dingman，1994）。1）冠層截留2）潛在蒸散（PET）潛在蒸散的概念最早由Thornthwaite作為氣候分類模式的一個部分提出來，他將潛在蒸散定義為在大面積均一、生長旺盛的植被覆蓋、水分供應(yīng)不受約束（充足）、沒有水平對流（advection）或熱量存儲效應(yīng)（heat storage effects）區(qū)域的蒸散速率。由于蒸散速率深受植被生長地表特征（vegetative surface characteristics）的影響，Penman（1956）重新定義潛在蒸散為“均一高度、沒有水分限制、完全遮蔽地表的矮小的綠色作物蒸散的水量”。Penman使用

22、草作為他的參考作物，但隨后的研究表明高度30-50cm的紫花苜蓿是一個更合適的選擇。Penman-Monteith公式：太陽輻射，大氣溫度，相對濕度，風(fēng)速Priestley-Taylor方法：太陽輻射，大氣溫度，相對濕度Hargreaves方法：大氣溫度 Penman-Monteith Method Priestley-Taylor Method Hargreaves Method3）實(shí)際蒸散SWAT模型中首先計算植被冠層截留降雨的蒸發(fā)，接著使用近似Richtie（1972）的方法計算最大蒸騰和最大土壤蒸發(fā)，最后計算土壤實(shí)際蒸發(fā)。 截留降雨蒸發(fā)，式中：為流域?qū)嶋H蒸散量（mm H2O）；為冠層自

23、由水的蒸發(fā)量（mm H2O）；為潛在蒸散（mm H2O）；為冠層截持的初始水量（mm H2O）；為冠層截持的最后水量（mm H2O）。如果潛在蒸散大于冠層截留的水量：，剩余蒸散： 蒸騰如果選用Penman-Monteith Method計算潛在蒸散，蒸騰使用類似的公式計算。如果選用其他方法計算潛在蒸散，蒸騰計算公式為：，0LAI3；，LAI3式中：最大蒸騰（mm H2O）。 土壤蒸發(fā)土壤蒸發(fā)的量受遮蔽程度的影響。式中：為最大土壤蒸發(fā)（mm H2O）；為土壤蓋度指數(shù)。式中：CV為地上生物和殘余物的量（kg ha-1）。SWAT不允許其他層補(bǔ)償該層無法滿足的蒸發(fā)需求，土層蒸發(fā)需求的不能滿足導(dǎo)致了H

24、RU實(shí)際蒸散的減少。 5.4.3 土壤水（Soil Water）1）土壤結(jié)構(gòu)固體粘粒含量越大，飽和含水量、田間持水量、永久凋萎點(diǎn)也越大。AWC=FC-WP式中：AWC為植物可利用水量。式中：為土層的凋萎點(diǎn)含水量；為土層粘粒含量的百分比（）。飽和土壤中，水流通常在重力作用下向下運(yùn)動；非飽和流是由于鄰近區(qū)域高低水分含量梯度上升引起的，可以向各個方向運(yùn)動。SWAT只是直接模擬飽和流，模型假設(shè)在給定土層中水分均一分布，該假設(shè)忽略了水平方向非飽和流的模擬。層與層之間的非飽和流通過作物吸水深度分布和土壤水蒸發(fā)深度分布間接模擬。飽和流發(fā)生于土層水分含量超過田間持水量的情況，超過田間持水量部分的水可用于滲漏、

25、讓中路或片流排水。2）滲漏（Percolation）滲漏發(fā)生在土層含水量超過飽和含水量且下層含水量沒有飽和的情況。式中：為土層中可排除的水量（mm H2O）。使用storage routing methodology計算滲漏水量：式中：為滲漏到下層土壤的水量（mm H2O）；為時間步長（hrs）；為滲漏的傳輸時間（hrs）。3）壤中流（Lateral Flow）：地表以下，地下水以上部分的徑流在土壤表層具有高水力傳導(dǎo)性和不滲透或半滲透層位于淺層（shallow depth）的區(qū)域，壤中流非常重要。在這樣的系統(tǒng)中，降雨垂直滲透直到遇到不透水層，降水在不透水層上累積形成飽和區(qū)，比如棲息水位，該飽和

26、區(qū)為壤中流的水源。SWAT使用了Sloan等（1983）構(gòu)建及Sloan和Moore總結(jié)（1984）后的用于中間流（subsurface flow）的動力蓄水模型（a kinematic storage model），該模型模擬沿著陡峭斜坡（hillslope）的流動路徑上二維橫斷面的中間流。 5.4.4 地下水（Groundwater）地下水飽和帶內(nèi)，能夠找到高傳導(dǎo)性和低傳導(dǎo)性的區(qū)域。高傳導(dǎo)性的區(qū)域由具有大比例大孔隙的粗粒顆粒組成，水比較容易通過；低傳導(dǎo)性的區(qū)域由具有大比例中孔隙和微孔隙的細(xì)粒顆粒組成，限制水的流動速度。含水層為能夠充分儲水和并以水文意義上足夠快的速度傳輸水分的地質(zhì)單元。潛水

27、含水層指上邊界為水位的含水層；承壓含水層指上面有界限、下面為水力傳導(dǎo)度顯著低于含水層的地質(zhì)結(jié)構(gòu)的含水層。潛水含水層的補(bǔ)給發(fā)生于來自陸地表面重要部分通過滲漏到達(dá)水位。相反的，承壓含水層的補(bǔ)給來自表面的滲漏僅發(fā)生于上游承壓水層的結(jié)尾部分，該處包含含水層的地質(zhì)結(jié)構(gòu)曝露于地球表面，水力沒有收到壓力，存在水位。地形對地下水流動的影響比較重要。淺層含水層是指貢獻(xiàn)子流域主河道或河段的潛水含水層；深層含水層是指承壓含水層，進(jìn)入深層含水層的水假設(shè)貢獻(xiàn)流域外面的河流。5.5 SWAT模型的數(shù)據(jù)收集1) 氣象資料氣象站/雨量站分布，日降雨資料，日氣溫資料（最高、最低、平均），日相對濕度資料，太陽輻射/日照時數(shù)資料，

28、日平均風(fēng)速資料，日大氣壓數(shù)據(jù)，日蒸發(fā)量資料，雨水中硝酸根、銨根離子濃度，最大半小時降雨資料2) 水文資料流域監(jiān)測斷面分布（經(jīng)緯度），流量，泥沙，水質(zhì)（COD、硝酸鹽氮、氨氮、總氮、總磷、懸浮物SS）3) 影像SPOT/TM/MODIS影像4) 數(shù)字圖像DEM，土壤類型圖，土地利用圖，水系圖，行政區(qū)劃圖，植被覆蓋圖5) 水庫資料：水庫調(diào)度6) 土壤物理屬性土層厚度，機(jī)械組成，質(zhì)地，體密度（容重），孔隙度7) 土壤化學(xué)屬性全氮，硝酸鹽氮，氨氮，有機(jī)氮，全磷，速效磷，有機(jī)磷，礦化磷，有機(jī)質(zhì)，PH（南京土壤所，土壤志）8) 作物生理參數(shù)，生育期，整地和播種，灌溉（日期、水量），施肥（日期、類型、用法、

29、數(shù)量（基肥、種肥、追肥）、深度），殺蟲劑（日期、類型、用法、數(shù)量、深度）一般來說國內(nèi)可獲得的數(shù)據(jù)難以滿足構(gòu)建SWAT模型土壤庫的要求。為此，土壤可利用有效水、飽和水力傳導(dǎo)度等參數(shù)采用由美國農(nóng)業(yè)部開發(fā)的土壤水特性計算程序SPAW進(jìn)行估算。2、 分布式水文模型研究的發(fā)展現(xiàn)狀-國內(nèi) 我國在分布式水文模型的研制方面則起步較晚，90年代開始，結(jié)合我國情況進(jìn)行了探索（劉昌明、夏軍、郭生練、熊立華、王中根、任立良、張建云、賈仰文、楊大文、李蘭、徐宗學(xué)、謝正輝等），取得可喜進(jìn)展。但是，還沒有得到國際上普遍認(rèn)可的分布式水文模型。1995 年，沈曉東等提出了一種在 GIS 支持下的 動態(tài)分布式降雨徑流流域模型，實(shí)

30、現(xiàn)了基于柵格DEM 的坡面產(chǎn)匯流與河道匯流的數(shù)值模擬。 1997 年，黃平等建立了描述森林坡地飽和與非飽和帶水流運(yùn)動規(guī)律的二維分布式水文數(shù)學(xué)模型，并利用加遼金有限元數(shù)值方法求解模型。任立良和劉新仁于2000年在數(shù)字高程模型(DEM)的基礎(chǔ)上成功開發(fā)了分布式的新安江模型。2000 年，李蘭等建立了一個按子流域劃分的分布式流域水文模型，該模型由各小流域產(chǎn)流模型、匯流模型、流域單寬入流和上游入流反演模型、 河道洪水演進(jìn)四個部分組成。該模型考慮了產(chǎn)流隨空間和時間變化的分 布特征，能計算產(chǎn)流的多種徑流成分的物理過程。2000 年，郭生練等提出了一個基于 DEM 的分布式流域水文物理模型，用來模擬小流域的

31、降雨徑流時空變化過程。TVGM14, 15的概念是:降雨徑流的系統(tǒng)關(guān)系是非線性的, 其中重要的貢獻(xiàn)是產(chǎn)流過程中土壤濕度(即土壤含水量) 不同所引起的產(chǎn)流量變化。其特點(diǎn)是既可以表達(dá)為流域產(chǎn)流時變及非線性系統(tǒng)的概念性參數(shù)模型, 又可以表達(dá)為整體非線性的Volterra 非參數(shù)系統(tǒng)響應(yīng)模型的形式。2002 年，夏 軍，熊立華等(2004)建立了基于 DEM 的分布式時變增益水文模型(DTVGM)。分布式時變增益模型(Distributed TVGM, DTVGM) ,是在空間分布的水文單元(基于流域數(shù)字高程模型(DEM)劃分的柵格單元或子流域) 上應(yīng)用TVGM來計算地表水產(chǎn)流, 應(yīng)用自由水蓄水庫線性

32、出流計算土壤水和地下水產(chǎn)流; 實(shí)際蒸散發(fā)Ea 與潛在蒸散發(fā)Ep 之間的可以建立一定的關(guān)系15 ,運(yùn)動波匯流模型15 是對圣維南方程組的一種簡化, 其中假定水面坡度與河床坡度一致(或者摩阻坡度與地表坡度一致) , 包括一個連續(xù)方程(或稱質(zhì)量守恒方程) 和一個蓄泄關(guān)系(水位2流量關(guān)系) 方程,徑流流速采用曼寧公式。2003年，夏軍，王綱勝等將集總的水文非線性系統(tǒng)模型通過GIS 平臺, 結(jié)合單元水文模擬, 拓展到分布式流域水文模擬。它既具有分布式水文概念性模擬的特征, 同時又具有水文系統(tǒng)分析適應(yīng)能力強(qiáng)的優(yōu)點(diǎn)。通過考慮時變增益因子G 的空間變異性, 該模型吸納了局部高強(qiáng)度降水信息, 對分布式空間降水輸

33、入能夠產(chǎn)生積極的響應(yīng), 獲得了比集總模型更好的峰值模擬效果;產(chǎn)流過程中土壤濕度(即土壤含水量) 不同所引起的產(chǎn)流量變化。三、分布式水文模型的發(fā)展?fàn)顩r總結(jié)1、分布式水文模型的研究任重而道遠(yuǎn) 基于DEM的分布式水文模型代表了水文模型的發(fā)展方向。雖經(jīng)歷了近30年的研究，但分布式水文模型仍處于初級階段。擬合的情況并不特別好，也不特別差，可能是由于復(fù)雜的理論模型由于資料有限，使率定過程存在不確定性。從而引起分布式水文模型的不真實(shí)性、模型參數(shù)的非有效性和模型的檢驗(yàn)和計算時間和數(shù)據(jù)存儲的問題。單純就模擬與預(yù)報結(jié)果而言，分布式水文模型并不比集總式水文模型有太多的優(yōu)勢。但是，分布式水文模型所揭示的水循環(huán)物理過程

34、越來越接近客觀世界。在研究人類活動和自然變化對區(qū)域水循環(huán)時空過程的影響，研究區(qū)域水資源生成與演變規(guī)律方面，具有獨(dú)特的優(yōu)勢。2、 我國分布式水文模型面對著挑戰(zhàn) 我國在分布式水文模型的研制方面則起步較晚，與國外有很大的差距，我覺得需從以下幾方面來加強(qiáng)研究：結(jié)合研究流域的特點(diǎn)和研究內(nèi)容，合理地引進(jìn)吸收國外的模型，逐漸縮短與國外的差距。需要加強(qiáng)概念性集總式模型的改進(jìn)，應(yīng)用于預(yù)報，同時加強(qiáng)分布式研究。分布式水文模型參數(shù)具有物理意義，如何解決參數(shù)問題是分布式模型能否快速發(fā)展的決定因素。參數(shù)可以通過流域特征來確定，而不單是用水文資料來率定。 參考文獻(xiàn)：1 KETTH J Beven. Rainfall -

35、runoff ModellingM.England: John Wiley &Sons, 2001.2 Beven K J , Kirkby M J . A physically based variable contributing area model of basin hydrology J . Hydrological Science Bulletin ,1979 , 24 (1) :43 - 69.3 熊立華，郭生練分布式流域水文模M，北京：中國水利水電出版杜，20044 郭生練，熊立華等基于DEM 的分布式流域水文物理模型J武漢水利電力大學(xué)學(xué)報，200033(6)：1-55 Bea

36、sley D B , Huggins L F , Monke EJ1 ANSWERS:A model for watershed planningJ 1Transaction of the ASAE , 1980 ,23 (4) :938 - 944.6 Young R A , Onstad C A , Bosch D D , et al1 AGNPS , agricultural nonpoint source pollution model for evaluating agricultural watershedsJ 1 J Soil and Water Conserv , 1989 , 44(2) :164 - 172.7 Flanagan D C , Nearing M A 1 US