坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水（第一部分）

坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水（第一部分） 坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水(第一部 分) 第20卷第6期 2009年12月 水资源与水JournalofWaterResources&WaterEngineeringVol_2ONo.5 Dec..2009 坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水(第一部分) 关仲 (江西省水利规划设计院,江西南昌330029) 摘要:系统地介绍了一维水动力学(运动波)与水文学方法相结合的数学模型的算法原理.利用已知任意雨型的 净雨时程分配,可以随之求出洪水流量过程线.文中将一场洪水计算分为坡面流计算及河槽洪水演算两部分,用 57次野外实测洪水进行了验证.结果说明:一个概化的一维模式一旦与水文学方法相结合,可以得到与实测过程 线相当接近的成果.模型参数比较稳定;有利于工程的安全和经济}可以电算,也可以手算;便于编程接人各地水 情信息自动化系统,服务于防灾,减灾.本篇属论述第一部分. 关键词:运动波(KinematicWave);水力学与水文学相结合;非线性;用实测洪水资料反推参数;概化模型 中图分类号:TVI22.1文献标识码:A文章编号:1672—643X(2oo9)o6—0088—07 CalculationofStormFloodinSmallRiverBasinbythe OverlandFlowMethod(PartOne) GUANGZhong (JiangxiProvincialWaterConservancyPlanandDesignInstitute,Nanchang,Jiangsu33002 9,China) Abstract:Thealgorithmprinciplesofthemathmodelofsimplifiedone-dimensionalkinemat ic wavecombinedwithhydrologyareintroducedsystematically.Thecalculationofafloodisdivided intotwoparts:overlandflowcalculationandstreamfloodrouting.Thismodelcangreatlysimpli— fythecalculationprocess,butalsoretainssufficientpracticalaccuracy.Thesimulatedhydro— graphssuccessfullyfittherecordeddatafrom57measuredflood.Parametersofthemodelarerel— ativelystable.Itiseasytocompilethemodelasacomputerprogram,connectingtotheregional hydrologicalinformationautomaticsystems,inordertOpreventandreduceflooddisaster.This SectionisthePart0ne. Keywords:kinematicwave;combinedhydraulicswithhydrology;nonlinear;factorcalculatedby themeasuredfloodinformation:generalmodel 1概述 本算法是一维水动力学(不稳定流运动波)地表 排水整体模型与水文学方法相结合计算小河暴雨洪 水的一种方法;有人又称之为"江西坡面流"法n]. 在小河流域(或一般河流)暴雨洪水计算方法的 发展史上,产生过两种不同的理论概念.其一是卷 积分模型(线性叠加原理),相应的计算方法有等流 时线,汇流曲线,单位过程线,瞬时单位线,推理公式 法等,即现行大量使用的方法;其二是水动力学模 型(一般用运动波). 精确的人工降雨地表径流模型实验[3说明:降 雨一径流过程的本质是非线性的,而坡面流则是"高 度非线性的";对以上两种理论概念进行对比鉴别的 结果表明:即使采用与雨强相应的瞬时单位线来"还 原"流域的出流过程线,有时也有较大的偏差;而水 动力学模型总是能获得更为逼真的模拟成果,因此, 它与迄今为止任何线性叠加方法相比,是一个重要 的进展.然而,计算工作量浩大和参数定量上的困 难,一直是水动力学模型难以推广实用的严重障碍. 本计算方法的任务是:一方面保留不稳定流水 动力学的理论内涵,计入地形,地貌等成因条件,另 一 方面又使其大为简化,并解决参数定量问题,从而 达到广泛的实用阶段. 基本思路:采用水力学与水文学相结合的方法 (或称"近似水力学方法"),即利用最简单的(概化 的)几何框架和简化St.Venant方程组来模拟复杂 的天然坡面流和河槽流,得出简化的实用计算公式 收稿日期:2009-08-10;修回日期:2009-09-10 作者简介:关仲(1935一),男,沈阳人,高级工程师,1958年毕业于北京清华大学水利 系,主要从事水利水电研究工作. 第6期关仲.等:坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水(第一部分)89 和方法,然后模型参数由实测水文资料反推求得,使 理论计算条件所不能包络的自然界种种复杂因数集 中概化在参数之内. 国外有的学者认为:一维水力学模式因过于简 略而不足取.但是实测洪水验证说明,一个概化的 一 维水力学模式一旦与水文学方法相结合,可以得 到与实测洪水相当接近的计算成果. 本计算方法的雏形发表于1964年的文献[4], 在江西省水文气象学会成立(九江)大会上公布.随 后,湖南省又用8个径流站(F一0.64~22.1)13次 实测洪水资料,对本计算方法进行了验证,认为计算 精度可靠,并应用于韶山灌区渠系防洪设计,详见文 献[5].本算法将暴雨洪水计算分为坡面流计算及 河槽洪水演算两部分,已知任意雨型的逐时段净雨 量,在求得出口断面洪水流量过程线的同时,最大流 量也随之算出;可以用图1的控制框图来概括.可见本文方法是由C,M,P三个水文参数控制的数学 模型(将其余的流域地理参数视作计算条件);C值 控制坡面流的时程分配;M值是主要参数,洪峰流 量和过程线的计算成果主要由M值控制;P值控制 河槽洪水传播的非线性程度,主要影响特大洪水的 洪峰流量和过程线形态.P值变幅不大,一般山丘地 区P?0.2,0.3. 坡面流过程河槽流过程 输入a一 I孥,F卜专尸I一入Q 图1"坡面汇流法"控制框图 图1中口()为净雨率随时间t的变化过程; 口(z)为坡面流过程线;Q(z)为出口断面流量过程 线;C为坡面流速系数;Z为流域坡面平均长度;., 为流域坡面平均坡度;F为流域面积;M为河槽传 播系数;L为主河槽长度;j.为主河槽平均坡度;P 为河槽断面形状指数. 本方法从"净雨量"开始,不涉及产流部分;这是 因为对于不同的下垫面类型,例如:南方湿润区,半 湿润区,北方干旱区,半干旱区,其产流模式有很大 的不同,并无统一的计算模式.因此,应根据不同地 区的产流模式,先得出净雨量以后再进行计算.本 计算方法已编制成在WindowsXP平台上运行的程 序,也可以进行"手算";可用于洪水预报作业,也可 以计算工程的设计洪水;适用的流域面积,可从无明 显沟系的排水块(含山洪)直至数百平方公里的河 流. 2坡面流计算 2.1坡面流基本方程式 流域降水后的第一次过程为水流由坡面向河网 的汇流过程,由于地形,地貌等自然地理条件的复杂 性,对计算作了如下的简化: (1)将全流域坡面汇流概化为一个斜平面上的 漫流过程,斜平面的长度和坡度等于流域坡面平均 长度Z和流域坡面平均坡度-,. 流域坡面平均长度定义为]:z—F/2L 式中:F为流域面积;>:L为全流域干,支流河道总 长度,可在1:50000比例地形图上量取;"流域坡面 平均坡度",,可取流域表面上多处有代表性山坡坡 度的算术平均值. (2)把流域上降雨后的坡面漫流过程概化为 "净雨量"在斜平面上的漫流过程,即在计算中把人 渗损失先行扣除,不考虑实际人渗过程对坡面流运 动的影响. (3)建立坡面流的运动波方程式:以坡面流速 公式替代动力方程式,联合连续性方程式作为坡面 流基本方程式: 一 q-一a(,)(1)一—Lf,Ll dd.) 一 kh"(2) 式中:S==:以坡面顶点为原点沿坡面方向的距离; 是距离为S的断面上的平均流速;h为相应的水深; 口()为时刻t的净雨率.k—CJ;C,,为常数. 2.2坡面流速公式 各家学者对坡面流速公式进行过大量的试验研 究,提出的坡面流速公式,可用如下通式表达: V—ChJ(3) 式中:h为径流水深,mm;C为坡面流速系数;,m 为参数;V为坡面流速,cm/s. 指数的变化范围为2/3,1.0;其中前苏联罗 氏l6(r且POCTMOB)和铁道部科研院公式,以及柏 氏(MMI'IpoTo~bflKOHOB)和徐在庸,胡玉山公式[8] 一 1.0.指数m的变化范围为0.37,1.0,铁道部科 研院公式irn相当于2/3,而罗氏公式irn=0.6,两者 基本接近.因此,本计算方法,选取一1.0和= 0.6.坡面流速系数C 天然坡面流实际上包含千丝万缕的沟流,与理 想坡面流有较大的不同;理论计算条件所不能包络 的种种复杂因素将集中体现在C值之内.参考罗 90水资源与水工程 氏嘲及文献[7]资料,推荐表1数值,作为参数定量 时的初选数值. 表1坡面流速系数C值表 地表特征C 原始森林地区,森林郁闭度在7O以上,林 下有茂密的草,灌木丛或大量的枯枝落叶0.10 层;茂密草,灌丛林地区 有茂密的树林(树林郁闭度在5O以上),林… 下有较密的草,灌木丛;厚草层地面; 一 般树林覆盖(树林郁闭度占5O左右),林 下有中等密度草丛;地形较平坦的大片水田0.30 区;草皮地面; 部分有草地面0.40 稀疏林地(树林郁闭度为3O左右'林下无 0.73,1.0 密草及灌木丛)}土质荒草破 对于我国南方丘陵,山区的一般情况,可取C =0.2,O.3. 2.3坡面流的第一种算法(简化法) 上面坡面流的运动波方程式,稍加整理后,可以 得出: +2M=口(,)(4) 口盯 解算本方程式有两种方法:一是简化法,"坡面 流的第一种算法";二是直接用计算机解算此方程 式,不作简化,称之为"坡面流的第二种算法". 简化法是通过求解坡面流的运动波方程式,找 到坡面"滞蓄,出流"关系的变化规律,推出一条通 用的坡面滞蓄q,关系曲线,用以解算坡面出流 q(,)过程线.其实质是用"坡面滞蓄曲线",来体现 洪水波在坡面上的传播过程,犹如用槽蓄哇II线来体 现洪水波在河槽中的传播过程. 2.3.1一场均匀降雨产生的坡面流设净雨率 口(,)一常数口,见图2. 图2净雨率为常数的坡面流水面线 采用"特征线法"解算,建立z,S,h空间坐标系, 边值曲线取坡面初始水面线{o0's—T? 式中:T为参变量. 通过三个"首次积分",解出由以下的"特征曲线 族"构成的空间积分曲面: h=at(5) S:==(kat.+T)?Z, (+T)?z(6) 或者S一 再研究降水停止以后的退水情况,以n一0代人运 动波方程式,获得坡面上的水面曲线如下: S一2khtd+,()(7) 式中:t表示由降水停止时算起的退水时间;,(^) 为待定函数,当t一0时,S一,(^)代表降水停止时 的初始水面线. 分析上面解算的成果,可得出几点结论: (1)涨水期,水面线包含一段二次抛物线旦^ 和一条平行于坡面的直线h=at,两者的交点A为 "洪峰",如图2;直线的长度To—l—kat.,随着时间 t不断增加,"洪峰"A点沿抛物线向下运动,当到达 坡脚B时T一0,水面线的直线段消失."洪峰"点A 由坡顶到坡脚B的传播时间Ksp相当于坡面流达到 稳定的历时t,: Ksp—t,一Jf/k~一(8) (或者实用单位制:Ksp:::1/?1o×3.6小时) 在此前,当t<t,坡脚水深hs和坡脚单宽流量 ‰由下式确定: hB—at(9) q=胁一kat(10) (2)稳定出流期:如果降雨历时t.?t,则在降 水停止以前,"洪峰点"A已经到达B点,坡面上的降 水与出流之间达到平衡,此时坡脚水深h和坡脚单 宽流量q如下: h.=(11) 9一点一z日(12) 同时,形成了一个稳定的二次对称抛物线,由以 下方程式确定: S一羔^.(o?S?)(13) 退水阶段,需要区分两种情况来讨论: (3)如果降雨历时t.?t(稳定出流之后),则 坡面上的水面线由下式确定: S一2khtd+(14) (4)如果降雨历时,.<,则"洪峰"点A将沿 第6期关仲.等:坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水(第一部分)9l 着平行坡底的直线段(见图2)向下传播,经过短历 时t到达坡脚B,水深hB=at.;而tp称之为"定流量 退水历时"(运动波),由下式确定: L t.一(z一乞)/2胁B(15) .a 在这段时间内,退水时间t?t,;而后当td> t,则坡面上的水面线仍由式(14)确定. 2.3.2坡面"出流一滞蓄"关系某时刻t坡面上 滞蓄的水量,等于坡面上当时水面线以下包围的 水体积,也等于从t时刻降水停止直至t一?,坡面 出流q的累积水量.坡面单宽滞蓄水量: 硼一(16) 根据前面的分析,坡面"出流,滞蓄",W关 系,可以分以下几种情况探讨: (1)退水阶段.不管前期降水的雨型如何复杂, 如果是?退水,根据(14)式,以{:,'t代人可I,l:==,lB 得:dtd一一_2(1hB一麦B,以及qd—kh~dtd, 代入(16)式,由于在退水阶段t一.o时有ha一0可 以得到如下结果: 一 丢.}I+ 一 号(譬).+丧()3/2(?(17) 如果是to<t.退水,当td?t如前所述:出流 将维持不变,因此q,关系曲线在此时变成一 条短的水平线,而随着时间的增加,在t.时段内单 宽滞蓄量叫将减少?,由下式确定: ?硼一q?tp(18) 随后,当t>tp,%,关系仍遵循(17)式. (2)涨水期.根据2.3(4)中,把q?t加人(17 )式,于是化为: 一g?,+专(警)".+麦(挚).(19) (3)稳定出流期.将前节的q一胁一/a代人 (17)式,形成如下关系式: 一 号z(挚.一了从一(20) 图3中:对一个坡面排水块,由计算得出三条q , 关系曲线.使用公式从(17),(2O)式,排水块 F一0.75kmz,Z=750ITI,J=0.350,以及C= 0.3;净雨率分别为60mm/h,90mm/h和120 mm/h;降雨历时t.=3h,均已超过稳定出流历时 t,.三条q,W曲线都呈现出反时针旋转的绳套形 结构,表明坡面上的"降雨一径流"过程是高度非线 性的. 综合以上各点,当一场暴雨存在一个或多个雨 峰时,由于坡面上涨水期存在的t.>0,直至稳定出 流期才有t一0,使得坡面q,硼关系势必形成一 个或多个反时针旋转的绳套形曲线,其中涨水期的 q,叫曲线偏离于稳定出流q,伽关系线的右侧, 而退水期的q,硼曲线则位于左侧. 坡面滞水量/10 "出流,滞警"‰,叫关系举例 图3坡面 (1)虽然这些q,绳套曲线是多值的,但是 它们总是围绕在一条单值的,由稳定出流阶段算出 的q,W关系曲线左右,该曲线由(2O)式确定:W = 鲁z(警).,它只与流域地理参数有关,而与净雨 率无关(如图3的曲线4). (2)再考察退水期的q,W关系,按照(17) 式:硼=(1/2)h.+(k/6a)h~,因此退水阶段总是有: >(1/2)h,随着时间的增加^.逐渐减小,使得上 式中的(k/6a)h~《(1/2)hB,而最终导致训> (1/2)he;所以退水阶段,水面曲线的极限是直线. 由此可见,不论历次暴雨径流过程如何复杂和 高度非线性,其坡面滞蓄‰,硼关系绳套曲线(含 涨水和退水过程),总是存在一条共同的,单值的外 包线,它们总是沿着这条外包线的右侧活动,外包线 由下式确定: W一 专B一专(挚).(21) 它只与流域地理参数有关,而与净雨率无关(如 图3的曲线5).将(2O)或(21)式用于一场暴雨径流 的全过程,可以使坡面流q(,)的计算大为简化. 2.3.3实用计算公式 (1)以W一2?和q=2?幻代人(2o) 或(21),相应地得到全流域坡面滞蓄q,w关系: W=3z_ F/L 忌 r_ z ?(22口) 92水资源与水工程 W一譬?(22b) 式中:?为流域坡面滞蓄水量,g为相应于w的坡 脚出流量. 以上两种关系式,只有系数的不同,没有结构上 的差别;当采用实测洪水资料反推参数C值时,选用 哪一条q,W关系线来推求坡面流q(z),对最终结 果并无实质性的影响. 为了实用计算,以坡面漫流平均水深D一 W/F代入,上两式化为: q=旱忌FD:/z(23a) q一4kFD:/l(23b) 对上式,如以10k置换k,即转化为"米秒"单位 制.再将q的单位化为mm/h,D.以mE为单位,z 仍以m为单位,得到: q一81下2(24a) q一144阜D:(mm/h)(24b) (2)已知逐时段净雨量,利用上面的关系式和 水量平衡方程式,采用"水库调洪型"的演算方法可 解出逐时段坡面出流量q: 水量平衡方程式: ?R一一Da2一Da(25) 式中:?R为时段净雨量,mE;,At为单位时段,h;q1 为时段初坡面出流量,ram/h;q.为时段末坡面出流 量,mm/h;Dal为时段初坡面漫流平均水深,mE, Da.为时段末坡面漫流平均水深,mm. 将上式移项,合并: +c+ql=警+警 令M一Da十号(mm/h)(26) 利用(26)和(24a),(24b)式,先作一条q,M辅助 曲线.于是 +M1一M2(27) 由于时段净雨量?R及q.,M为已知,由上式 可以算出M2,再查q,M曲线就可以得到qz.因此, 已知任意雨型的逐时段净雨量,就可以解算出全部 坡面出流量过程线口(,). 以上过程可以手算;也可以利用以下关系式,很 容易编制成计算机程序.根据(24a),(24b),(26)和 (27)式,可以解出: q.一2[(Mi+)一?F_==_j] (28) 式中:岛根据式(24a)flo=[()×81-)-X.,]_., ,, 或者按(24b),岛一E(at).×144导X.,]_..' 2.3.4室内坡面"人工降雨一径流"试验的验证 文献[3]介绍的流域模型试验资料,具有较高的精 确度;因此,利用该项试验成果与本计算方法的坡面 流计算结果加以对照,以资验证. 12 . 10 \ s a-] 要. 图4降雨强度口=38.4mm/h.不同的 降雨历时模拟计算点与观测线的对照[.] ::0.测线计鞘: …….. 11. h5.苎计:缪".三 m., 时间/s 图5降雨历时t一505.不同的降雨强厦 模拟计算点与观测线的对照[3] 图4表示在一定净雨率,不同雨时(ig到和未达 到稳定出流)下的坡面出流过程线.图5表示在一 定雨时,不同净雨率下达到稳定出流的坡面出流过 程线.由图可见,在各种情况下,模拟计算点与模型 试验曲线互相接近.流域模型坡面流试验成果,详见 文献[3]中的图10. 2.4坡面流的第二种算法 前面坡面流的运动波方程式,经过整理后,已经 得出(4)式: 譬+2kh?dh一口(z).第二种算法中的口(,),代aa') 表在任意雨型下随时间变化的净雨率. 仍采用"特征线法"解算.解题的关键是:采用 了两条在空间互相垂直的边值曲线z,l.,使得由此 得出的两组特征曲线族,可以覆盖从涨水段到退水 段的全部时空域;并由此解出全部"坡脚出流过程 第6期关仲,等:坡面汇流法计算小河流域暴雨洪水(第一部分)93 线"口(,). 2.4.1特征线方程组(1)边值曲线z取坡面初 始水面线:{:s:To? 式中:为参变量,l重合在S轴上. 通过三个首次积分,可以得到: r}I h(,)=I口(,)dt(29)』{ Irr IS(t,)=2kI出In(f)dt+To?l(3o) 上式称之为特征线方程组(1),它代表一簇以为 参变量的特征曲线族;由此构成的空间曲面,就是我 们的积分曲面的第一部分.用S—Z平面来切割 此积分曲面,就可以获得坡脚水深过程线h(,). 参变量的每一个值,对应于一条唯一的特征 曲线:它的起点位于初始坡面z上,与坡顶的距离 等于,沿程某时刻t的水深h和坐标S由(29)和 (3O)确定.因此,如果以一0和S—Z(坡面长度) 代入(3O)式,来反推积分上限t,就相当于从初始坡 面顶端引出一条特征线,经过t时间传播到坡脚.此 时积分上限t等于由坡顶至坡脚的"运动波传播时 间"K,相当于水文学上"汇流时间"r的概念;可以 利用(3O)式,在计算机上通过多次"试积分"循环收 敛后求得. 由此可见,组特征线方程组(1)的覆盖范围限 于:To=0的特征曲线与S轴(O?S?z)之间的域, 出口时间限于0?t?K妒.在此范围内的坡脚水深 过程线由下式确定: } ^8(t)一Ia(t)dt(0?t?K)(31) 2.4.2特征线方程组(2)采用第二条边值曲线 ft一, Z2:.{S一0 【h:黼,(虢一o), 是参变量,0<<?,z2在t—S平面上的 投影与t轴重合. 通过三个首次积分,得到穿过边值曲线f2的特 征线方程组(2): ,}l h—I口()dt(32)j ,,IS一2忌)dt(33)lbrh 式中:积分下限是参变量,0<Tb<o.. 在推求坡脚水深过程线hs(,)时,将积分上限 ,(出口时间)作为给定的已知数,即令t—?At(n 一 整数),而将积分下限作为未知数,由于坡脚S — l,因此丁6值可由(33)式确定;然后,坡脚水深he 即可由(32)式确定. 第二种算法,先将特征线方程组转化为差分方 程组,再进行计算机编程,其中如何获得积分上,下 限的精确值,是该算法成,败的一个关键. 2.4.3特证曲线族的图示和物理意义 (1)特征方程组(1)和特征方程组(2),在t—S 域上的投影,可以概略为图6. 坡面长度 图6坡面流的特征曲线族在t—S域上的投影示霖图 边值蓝线z.与s轴重合;边值曲线l.的投影与 t轴重合.曲线"0,K"以及它与S轴之间的各条 曲线,代表通过边值曲线的l特征曲线族,属于特 征线方程组(1);而在曲线"0,K"下方,沿t轴方 向直到无穷远的区间内的各条曲线,代表通过边值 曲线z.的特征曲线族,属于特征线方程组(2).这两 簇特征曲线覆盖整个t,S平面域(O?t<?,0? S?).由图可见,本算例的降雨(净雨)历时,共有3 个时段;因为该特征曲线族的左端起点,集中在3 个时段之内. (2)特征线的物理意义.每一条特征线,都可以 看作是坡面上某一点的水深(或水位)向下游的一 次传播过程;特征线中某一点的坐标,代表在该次传 播过程中到达该点的时刻t,到达的位置S(距离坡 顶)以及沿途形成的水深(或水位)^ 曲线"0,K"是以上两组特征线的分界线,它 代表了一个特殊的传播过程:即坡顶初始的"零水 深",向出口方向传播,沿途不断携带(或汇集)坡面 雨水,使相应"水深"逐渐增加,经过K.的传播时间 rKrK 到达坡脚出口,全行程S一2kIdtI口(,)一J0J0 rK.. z(坡面长度),共汇集净雨水深I口(t)dt(在本算 JO 例,为全部3个时段的净雨水深),这个数值正好与 坡脚水深h相等. 94水资源与水工程 K母是从坡顶到坡脚的运动波"传播时间"(相 当于水文学上的"汇流时间"概念);当净雨率.() 等于一个常数a时,K.由公式(8)确定. 在本算例中,因为K.>净雨历时(3个时段), 因此坡脚出口过程线将出现一个短暂的"平顶"段 (从第3时段末至K). 图6中特征曲线",t",代表坡面上距离坡 顶为Tu的初始"零水深"向下游传播,经过t.的传播 时间(图中为2个时段)到达坡脚;共携带(或汇集) 从"0到t"时间内(即2个时段)的净雨深,故坡脚 水深等于两个时段的净雨深,即h一I口().(处 于涨水段),图中特征曲线",z",看作是坡顶上 降雨以后时间为T6的初始"零水深"向下游传播,经 过"丁6至t."的传播历时到达坡脚;共携带(或汇集) 从"到t."时间内的净雨深(图中大约1.3个时段 的净雨深),故坡脚水深约等于1.3个时段的净雨 深,即h=I口(,)(处于退水段). J 观察图6中最左边那条特征线,它把第三时段 末一点点净雨量的"雨深值"经过很长时间才传播 到出口.这解释了为什么退水段的历时很长,以及要 经过无限长的时间才能使坡脚水深趋近于"零". 2.4.4两种算法的比较野外天然坡面流的流 态,比理想坡面流要复杂得多,当采用实测洪水资料 反推坡面C值时,两种算法都属于"概化的"数学模 型;第二种算法虽然"没有作简化",也只能是天然坡 面流的一种近似模拟. 用两种算法来计算同一个排水块的坡面流q(,) 过程线,在某个固定的净雨率下,可以看到:无论降 雨历时较长(>K巾)或较短(,,<K),两者的 洪峰流量可以一致,退水曲线也相当接近;主要的不 同在于涨峰历时稍有差别,当净雨率不太大(对应于 一 般洪水),第一种算法洪峰稍提前,当净雨率很大 (对应于大洪水,特大洪水),第一种算法又稍滞后. 两种算法可以互为补充,由用户根据自己流域的特 点,经过验证来选择其中之一. 第一种算法可以电算也可以手算,即使采用电 算也只有很少的程序步,步骤更为简便.第二种算法 较为复杂,只宜电算. 坡面流的两种算法(和以下"河槽洪水演算")都 已编制了在WindowsXP上运行的程序. 参考文献: [13关仲.小河流域暴雨洪水计算——江西坡面流法 [c]//.中国水利学会优秀学术论文集(1985~1989).北 京:科学技术出版社,1991.3:811—812. [2]陈家琦,等.小流域暴雨洪水计算问题[M].北京:中国 工业出版社,1966.2. [3]唐寿同译.地表径流的室内实验[K].1979.5. [4]关仲.用坡面汇流法计算小河流域(雨洪)设计洪水过程 线JR].江西省水利电力厅勘测设计院,1964.3. [5]湖南省水利电力局.韶山灌区(第一分册规划)[M].水 利电力出版社,1974.9. [6]福建省水利电力厅水文总站.苏联罗斯托莫夫的小流域 雨洪计算方法在福建省的应用[Z].1959.10. [7]小流域暴雨径流研究组.小流域暴雨洪峰流量计算 [M].北京:中国科学出版社,1978.3. [8]徐在庸,胡玉山.坡面径流的试验研究[J].水利, 1962,6(4):1—8. [9]关仲.小河流域坡面汇流法暴雨洪水计算程序[J].人民 长江,2008,39(8):99—101.