• 全国中文核心期刊
  • 中国科技核心期刊
  • 美国工程索引(EI)收录期刊

留言板

尊敬的读者、作者、审稿人, 关于本刊的投稿、审稿、编辑和出版的任何问题, 您可以本页添加留言。我们将尽快给您答复。谢谢您的支持!

姓名
邮箱
手机号码
标题
留言内容
验证码

溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用

陈晓宏 颜依寒 李诚 危润初

陈晓宏, 颜依寒, 李诚, 危润初. 溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用[J]. 水科学进展, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
引用本文: 陈晓宏, 颜依寒, 李诚, 危润初. 溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用[J]. 水科学进展, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
CHEN Xiaohong, YAN Yihan, LI Cheng, WEI Runchu. Conceptual hydrological model of corrosional hill karst watershed and its application[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
Citation: CHEN Xiaohong, YAN Yihan, LI Cheng, WEI Runchu. Conceptual hydrological model of corrosional hill karst watershed and its application[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001

溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
基金项目: 

国家重点研发计划资助项目 No.2017YFC0405900

国家自然科学基金资助项目 No.91547202

详细信息
    作者简介:

    陈晓宏(1963-), 男, 湖北公安人, 教授, 博士, 主要从事水资源与环境研究。E-mail:eescxh@mail.sysu.edu.cn

    通讯作者:

    危润初, E-mail:weirunchu@163.com

  • 中图分类号: TV121.7

Conceptual hydrological model of corrosional hill karst watershed and its application

Funds: 

the National Key R & D Program of China No.2017YFC0405900

the National Natural Science Foundation of China No.91547202

图(5) / 表 (4)
计量
  • 文章访问数:  28
  • HTML全文浏览量:  5
  • PDF下载量:  11
  • 被引次数: 0
出版历程
  • 收稿日期:  2019-04-01
  • 网络出版日期:  2019-12-06
  • 刊出日期:  2020-01-30

溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用

doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
    基金项目:

    国家重点研发计划资助项目 No.2017YFC0405900

    国家自然科学基金资助项目 No.91547202

    作者简介:

    陈晓宏(1963-), 男, 湖北公安人, 教授, 博士, 主要从事水资源与环境研究。E-mail:eescxh@mail.sysu.edu.cn

    通讯作者: 危润初, E-mail:weirunchu@163.com
  • 中图分类号: TV121.7

摘要: 为弥补传统概念性水文模型在岩溶水文模拟上的缺陷,基于三水源新安江模型,采用多个线性水库表达岩溶地下系统的异质性,同时引入流域虚拟面积系数修正岩溶流域的非闭合性。将改进的概念性水文模型应用于湘中南典型溶蚀丘陵型岩溶流域,并在此基础上探讨岩溶流域非闭合性的动态变化。研究结果表明:①改进模型的日径流模拟精度提高11.21%,水量平衡误差及低水误差分别降低23.29%、27.64%;②岩溶地下汇流系统的多向性导致流域非闭合状态具有双重性;③地下汇流面积与时段降雨量呈正相关,然而受地下饱和程度的制约,地下汇流面积的变化率随时段降雨量的增大而减小;④由于岩溶地貌的蓄水滞水作用,地下流域受外侧补给的过程存在滞后性。模型的改进与拓展研究可为岩溶水文模拟提供新思路。

English Abstract

陈晓宏, 颜依寒, 李诚, 危润初. 溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用[J]. 水科学进展, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
引用本文: 陈晓宏, 颜依寒, 李诚, 危润初. 溶蚀丘陵型岩溶流域概念性水文模型及其应用[J]. 水科学进展, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
CHEN Xiaohong, YAN Yihan, LI Cheng, WEI Runchu. Conceptual hydrological model of corrosional hill karst watershed and its application[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
Citation: CHEN Xiaohong, YAN Yihan, LI Cheng, WEI Runchu. Conceptual hydrological model of corrosional hill karst watershed and its application[J]. Advances in Water Science, 2020, 31(1): 1-9. doi: 10.14042/j.cnki.32.1309.2020.01.001
  • 中国岩溶区分布广、面积大, 区内植被发育差, 土层浅薄, 生态环境脆弱, 探究岩溶区的水文特性及其模拟方法具有重要理论意义与应用价值[1-2]。受制于特殊的地质构造和发育背景, 岩溶流域水文特性主要体现为:岩性和构造的高度复杂性导致流域非闭合现象普遍存在;地下系统的裂隙、管道、落水洞等输水介质赋予了下垫面较强的渗漏能力, 流域内地表径流小而地下径流丰富;水流的差异溶蚀与侵蚀作用塑造了下垫面的二元三维空间结构, 径流的产生与运移过程有别于非岩溶流域[3-4]。地下系统异质性形成的多重流态以及流域非闭合导致的水量不平衡使得传统模型方法难以还原岩溶流域的水文过程。

    不少学者对岩溶区水文模拟方法进行了探索。岩溶区地下结构复杂, 在缺乏大量基础数据的情况下, 使用分布式水文模型难以达到较高的精度[5]。梁虹[6]指出, 中国南方岩溶流域的产流模式本质上属于蓄满产流, 而新安江模型为建立在蓄满产流原理上的概念性水文模型, 因此, 不少学者对其进行改进并应用于中国南方岩溶流域。针对岩溶区地下系统的多重介质与流态, 部分学者在概念性模型中构建多个线性水库进行概化[7-9]。在此基础上, 有学者就岩溶流域非闭合性的数学表达展开研究。王腊春和史运良[10]增设越流模块以模拟地下流域间的水量交换, 吴乔枫等[5]探究了流域面积的选取对非闭合流域水文模拟精度的影响, Nicolas等[11]用岩溶含水量的经验函数表达地下越流量, Jukić和Denić-Jukić[12]则通过降雨产流及地下汇流过程的水量关系, 提取流域非闭合性的变化, 但国内外对岩溶流域非闭合性的数值模拟研究仍较为有限。

    本研究以湘中南溶蚀丘陵型岩溶流域——舂陵江流域作为典型流域, 以岩溶地下流域异质性及非闭合性为切入点, 改进三水源新安江模型, 以期加强对溶蚀丘陵型岩溶流域水文特性的理解, 进一步提高该地区水文模拟的精度与可靠性。

    • 舂陵江流域位于湘中南岩溶区, 属湘江一级支流, 流域内山峰无明显延伸方向, 谷地宽阔, 地势平坦, 多为溶蚀侵蚀型岩溶地貌, 水力坡度较小, 岩溶水平方向较发育, 且地下河网发达, 是典型的溶蚀丘陵型岩溶流域。取舂陵江流域飞仙水文站以上区域为研究区(图 1), 研究区面积为3 541.23 km2

      图  1  研究区地表流域水文地质

      Figure 1.  Hydrologic and geologic conditions of research area

      研究区降水及蒸发序列来源于中国气象数据网, 其中降水数据采用流域内及周边3处气象站(嘉禾、常宁和连州)的观测资料, 各站点间日降雨量显著相关, 取以上站点做泰森多边形计算, 得到研究区的面雨量序列。蒸发数据来自嘉禾气象站。径流数据来自湖南省地质调查院提供的飞仙水文站日径流序列。为避免开发建设对水文模拟的影响, 采用研究区1976—1981年间的逐日降水、蒸发与径流数据。

    • 原始三水源新安江模型的地下系统包含壤中流与地下径流2个部分。研究根据岩溶含水层结构以及不同介质产汇流速度差异, 采用3个线性水库重构新安江模型的地下系统, 将地下水划分为快速、中速及慢速3个部分。其中, 快速地下水经由天窗、落水洞、漏斗等大型岩溶进入地下排水系统;中速地下水于土层带及岩溶区皮下带侧向出流, 即壤中流及裂隙皮下径流;慢速地下水经渗流带缓慢出流, 包含岩溶区慢速裂隙流以及非岩溶区地下径流。为简化模型结构, 暂不考虑各水源间的垂向关系。改进后的岩溶流域概念性水文模型结构如图 2所示:在流域水文循环过程中, 降水分别落于大型岩溶、透水面积及不透水面积上。落在不透水面积上的水量产生直接径流RSIMP;落在大型岩溶上的水量直接产流RG1, 进入快速线性水库;落在透水面积上的水量经三层蒸散发扣损, 基于新安江模型原有的自由水蓄水库将其分为地面径流RS、中速地下径流RG2及慢速地下径流RG3RSRSIMP作为地面径流的总入流, 经地面汇流子系统得到地面径流过程。快、中、慢速地下径流RG1RG2RG3分别通过各自的线性水库汇流, 形成地下径流过程。地面与地下径流过程叠加, 即得到流域出口的总径流过程。

      图  2  基于新安江模型的岩溶流域概念性水文模型结构

      Figure 2.  Structure of modified conceptual karst hydrological model

      产流方面, 模型不透水面积产流及地表蓄满产流算法与传统的三水源新安江模型保持一致。针对快速地下水产流, 取大型岩溶面积占流域面积的比例为A1, 不考虑该区域降水损耗, 其产流量为

      $$ R{G_1} = P{A_1} $$ (1)

      式中:RG1为时段快速地下水产流量, mm;P为时段降水量, mm;A1为大型岩溶面积占比, %。

      中速、慢速地下水产流分别参照三水源新安江模型中的壤中、地下产流系统进行处理。

      汇流方面, 地表水汇流采用基于流域地貌的汇流单位线, 计算过程与方法详见文献[13-14]。地下水汇流涵盖快、中、慢速地下汇流系统, 采用3组线性水库模拟不同速度的地下汇流过程。需要特别注意的是, 模型以地表流域面积F进行地表汇流、地下流域面积FG进行地下汇流。

    • 地下流域边界的不确定性是岩溶流域非闭合性的主要体现, 岩溶区地下流域往往与邻近流域存在水量补给或排泄关系, 使得实际地下汇流面积大于或小于地表汇流面积, 且由于岩溶区水文地质勘测存在一定的复杂性与困难性, 流域的实际边界往往难以获取。考虑到这一问题, 模型引入流域虚拟面积系数对地下汇流面积进行修正, 以量化流域的非闭合性。地下流域间水量交换过程如图 3所示。地下流域汇流面积FG由下式得到:

      $$ {F_{\rm G}} = Ff $$ (2)

      式中:FG为地下流域面积, km2F为地表流域面积, km2f为流域虚拟面积系数。

      图  3  流域虚拟面积示意

      Figure 3.  Virtual area coefficient of the watershed f

      f>1, 即地下汇流面积大于地表面积, 说明流域范围内存在邻近流域地下水量补给;若f=1, 则地下流域边界与地表流域边界重合;若f < 1, 即地下汇流面积小于地表面积, 地下水量向邻近流域排泄。

    • 改进后的模型涵盖14个模型参数, 其中原有新安江模型参数7个, 新增参数7个。模型参数的物理意义及取值范围见表 1。新增参数中, K23A2的取值范围综合前人对岩溶及非岩溶新安江模型的研究成果[7, 15]进行拟定;A1的取值范围参考湖南省地质调查院提供的水文地质勘测报告;KK1KK2KK3的取值范围参考文献[7]中岩溶丘陵区快、中、慢速地下水的汇流参数成果。

      表 1  岩溶流域概念性水文模型参数取值范围

      Table 1.  Range of parameters of conceptual karst hydrological model

      参数名称 物理意义 取值范围
      KE 蒸发皿系数 [0.7, 1.1]
      WUM 上层流域蓄水容量/mm [5, 30]
      WLM 下层流域蓄水容量/mm [60, 120]
      C 深层蒸散发系数 [0.08, 0.2]
      B 蓄水容量曲线指数 [0.1, 0.4]
      SM 自由水蓄水库容量/mm [10, 150]
      EX 自由水蓄水容量曲线指数 [1, 1.5]
      A1* 大型岩溶面积占比/% [3.26, 9.70]
      K23* 自由蓄水库中速、慢速地下出流系数 [0.01, 0.7]
      A2* 中速地下水出流系数占比/% [1, 70]
      KK1* 快速线性水库调蓄系数/h [24, 120]
      KK2* 中速线性水库调蓄系数/h [120, 480]
      KK3* 慢速线性水库调蓄系数/h [480, 1 920]
      f* 流域虚拟面积系数 [0.5, 2.0]
      注:*为改进模型新增设的参数。

      改进后的模型虽然更贴合溶蚀丘陵型岩溶流域的水文特性, 但模型结构复杂性大为提升, 加剧了“异参同效”现象, 令参数的不确定性增大。采用Morris筛选法[16]定性评估参数敏感性, 筛选识别出的最敏感参数为KESMA1K23KK1f。通过基于方差分解的Sobol方法对以上6个参数的敏感性及相互作用进行定量计算。方法得到的一阶敏感度为单一参数对结果的主要贡献;总敏感度包含该参数一阶敏感度及其相互作用敏感度, 表征单个参数及其参数组合对结果的共同影响;二阶敏感度则为两个参数相互作用的敏感度[17-18]

      选取3组目标函数用于敏感性分析及参数率定, 分别为纳什效率系数F1、总水量平衡误差系数F2及低水误差系数F3[15]。其中纳什效率系数F1用于评价整体拟合情况, 并侧重于洪峰部分;总水量平衡误差系数F2用于评价总体水量误差;低水误差系数F3用于评价低水部分的误差, 这将使得模型在控制水量平衡的同时, 能够实现对岩溶流域高水、低水过程的全面拟合。各目标函数如下所示:

      $$ {F_1} = 1 - \frac{{\sum\limits_{i = 1}^n {{{({Q_{{\rm m},i}} - {Q_{{\rm p},i}})}^2}} }}{{\sum\limits_{i = 1}^n {{{({Q_{{\rm m},i}} - {Q_{\rm m,avg}})}^2}} }} $$ (3)
      $$ {F_2} = \left| {\frac{{\sum\limits_{i = 1}^n {({Q_{{\rm p},i}} - {Q_{{\rm m},i}})} }}{{\sum\limits_{i = 1}^n {{Q_{{\rm m},i}}} }}} \right| $$ (4)
      $$ {F_3} = \frac{{\sum\limits_{i = 1}^n {\left| {{\rm \lg} ({Q_{{\rm m},i}}/{Q_{{\rm p},i}})} \right|} }}{{\sum\limits_{i = 1}^n {\left| {{\rm \lg} {Q_{{\rm m},i}}} \right|} }} $$ (5)

      式中:Qm, i为实测流量, m3/s;Qp, i为模拟流量, m3/s;Qm, avg为多年平均实测流量, m3/s;n为实测时间序列长度。

      Sobol方法得到的一阶敏感度与总敏感度如图 4(a)所示。以F1F3为目标函数时, 敏感参数均为SMK23f, 以上参数主导流域出流过程的形态, 但对不同目标函数的敏感程度存在差异。以F1作为控制目标时, SMK23敏感度最高, 表明高水流量对地表地下水源划分较为敏感;以F2作为控制目标时, f为最敏感参数, 表明总体水量平衡对地下流域间的水量补给/排泄程度最为敏感;以F3作为控制目标时, K23f为最敏感参数, 且各参数的贡献主要以相互作用的形式表现, 表明地下产流量是低水流量过程的主导因素, 且存在较大的参数不确定性。参数的二阶敏感度如图 4(b)所示。f与其他参数均有较强的相互作用, 与涉及水源划分的SMK23的相互作用最强。改进模型的不确定性主要存在于SMK23f的不确定性, 且对于不同目标函数, 三者的贡献程度各异, 因此, 采用多目标优化的方法求取参数可有效降低模型的不确定性。

      图  4  6个敏感参数对不同目标函数的敏感度

      Figure 4.  Sensitivity of 6 parameters to different objective functions

    • 针对改进模型存在的复杂性与参数不确定性, 采用MOSCEM-UA多目标优化算法对模型进行参数寻优。算法可实现多目标优化, 并逼近Pareto解集, 具备迭代效率高、逼近速度快的优点[19]

      进行多目标优化时, 以F1′=1-F1F2F3等3个目标函数值同时达到最小为最优模拟原则。运用MOSCEM-UA算法得到Pareto最优解集后, 为得到综合3个目标函数均衡性能的最优参数组合, 采用Madsen[20]提出的多目标距离函数法, 通过指定各目标函数的距离权重, 求出各函数的欧几里得距离, 如下式所示:

      $$ {F_{\rm agg}}(\theta ) = \sqrt[2]{{{{(F_1'(\theta ) + {A_1})}^2} + {{({F_2}(\theta ) + {A_2})}^2} + {{({F_3}(\theta ) + {A_3})}^2}}} $$ (6)

      式中:Fagg(θ)为参数组合θ的多目标距离函数;A1A2A3分别为目标函数F1′、F2F3的距离权重。

      对3个目标函数取相同权重, 各函数的距离权重值计算如下:

      $$ {A_i} = {\rm \max} \left\{ {{F_{j,{\rm \min} }},j = 1,2, \cdots ,p} \right\} - {F_{i,{\rm \min} }},i = 1,2, \cdots ,p $$ (7)

      式中:Fi, min为Pareto最优解集中目标函数Fi的最小值。

    • 以研究区流域出口飞仙站的逐日径流过程为模拟对象, 设置1976年为模型预热期, 1977—1979年为率定期, 1980—1981年为验证期。MOSCEM-UA算法取复合型个数q=20, 样本数N=400, 最大迭代次数I=300 000。

      经上述参数寻优过程, 得到率定期内综合3个目标函数均衡性能的最优参数组合, 并将改进模型的率定精度与相同参数范围及寻优方法下的原始新安江模型的率定精度进行对比, 结果见表 2。改进模型在率定期内的纳什效率系数提高11.21%, 总水量平衡误差及低水误差分别降低23.29%和27.64%。模型的改进有效减少了原始模型的水量平衡误差, 并显著提升了低水部分的模拟精度, 在一定程度上提高了溶蚀丘陵型岩溶流域水文模拟精度, 但对于洪峰的模拟效果还有待进一步提高,1981年飞仙站逐日径流过程模拟见图 5

      表 2  模型精度评定

      Table 2.  Results of calibration and validation

      序列 原始新安江模型 岩溶流域概念性水文模型
      F1 F2 F3 F1 F2 F3
      率定期(1977—1979年) 0.614 5 0.095 3 0.138 2 0.683 4 0.073 1 0.100 0
      验证期(1980—1981年) - - - 0.732 2 0.162 7 0.112 3

      图  5  1981年飞仙站逐日径流过程模拟结果

      Figure 5.  Simulation results of daily runoff in 1981

      模型参数的率定结果见表 3。率定得到的自由水蓄水库容量SM为122.20 mm, 高于赵人俊和王佩兰[15]提出的10~50 mm, 体现了岩溶流域地下产流为主的水文特性;自由蓄水库地下出流系数K23为0.06, 流域退水历时约50 d, 远高于非岩溶流域, 为岩溶地貌蓄水滞水作用的表现。此外, 流域虚拟面积系数f为1.40, 说明研究区地下流域边界大于地表流域, 研究区存在邻近流域的地下水量补给, 符合溶蚀丘陵型岩溶流域水平方向发育程度高的特性。

      表 3  模型参数成果

      Table 3.  Validated parameters of conceptual Karst hydrological model

      参数 KE WUM/mm WLM/mm C B SM/mm EX A1/% K23 A2/% KK1/h KK2/h KK3/h f
      取值 0.98 5.22 110.93 0.18 0.105 122.2 1.38 9.56 0.06 59.03 69.56 170.33 1 389.23 1.4
    • 流域虚拟面积系数的引入一定程度上提升了模型对岩溶流域非闭合水文过程的模拟效果, 但由于岩溶流域地质构造复杂, 测量难度大, 难以界定地下流域的真实分水岭, 地下流域间的水量交换仍是一个黑箱过程, 故而讨论f值的选取以及其中的水文机制十分有意义。根据2.1节模型率定验证结果, 改进模型得到的洪峰流量偏小于实测值。结合溶蚀丘陵型岩溶流域复杂的空间结构与水量转化过程, 考虑流域非闭合性的动态变化, 探讨地下汇流面积与时段来水量之间的关系。

      以研究区1977—1979年逐日水文过程为模拟对象, 将流域虚拟面积系数f表示为时段降雨量的响应函数, 建立3种以时段降雨量为自变量的常见数学表达, 并进行函数参数的寻优, 通过模拟效果的优劣来探寻f值与时段降雨量之间的关系。采用的函数形式分别为线性函数(a)、指数函数(b)、对数函数(c), 函数自变量即时段降雨量特征值采用①当日降雨量、②前1日降雨量、③前3日降雨量(含当日)和④前3日降雨量(不含当日)。其他参数沿用2.1节率定验证成果, 目标函数及寻优算法与率定过程一致。3组响应函数如下:

      线性函数:

      $$ f = {f_{\rm a}}{P_{\rm k}} + {f_{\rm b}} $$ (8)

      指数函数:

      $$ f = {f_{\rm b}}{{\rm e}^{{P_{\rm k}}{f_{\rm a}}}} $$ (9)

      对数函数:

      $$ f = {f_{\rm a}}\ln ({P_{\rm k}} + 1) + {f_{\rm b}} $$ (10)

      式中:Pk为时段降雨量特征值, mm;fafb为各函数待确定参数, fa控制响应关系的正负, 取值范围为[-1, 1], fbf值的初始值, 取值范围为[0.5, 2]。

      计算结果如表 4所示。各响应函数得到的纳什效率系数F1均优于2.1节中固定f值的模拟结果, 地下汇流面积与时段降雨量存在响应关系。各组响应函数的fa值均大于0, 即f值与各组时段降雨量特征值均呈正相关。除③组外, 各组中对数函数的纳什效率系数F1均优于线性函数与指数函数, 时段降雨量的增大令地下系统的饱和程度提高, 导致地下汇流面积的变化率减小。

      表 4  f与降雨特征值的响应函数及效果

      Table 4.  Response functions between f and precipitation characteristics

      拟合函数 ①当日降雨量 ②前1日降雨量 ③前3日降雨量(含当日) ④前3日降雨量(不含当日)
      F1 fa fb F1 fa fb F1 fa fb F1 fa fb
      线性函数(a) 0.696 7 0.026 1 1.134 9 0.713 9 0.080 7 0.922 9 0.714 2 0.024 2 0.880 9 0.720 0 0.032 4 0.921 4
      指数函数(b) 0.694 1 0.012 8 1.224 1 0.703 1 0.029 1 1.138 6 0.717 8 0.014 7 0.979 6 0.717 6 0.016 3 1.058 7
      对数函数(c) 0.702 7 0.359 0 0.729 3 0.729 4 0.715 3 0.528 8 0.705 5 0.344 6 0.504 4 0.721 5 0.424 1 0.536 2
      注:①-a表示当日降雨量线性函数, 其他类同。

      同时, 除①-a、①-b、②-b、④-b外的响应函数均有fb < 1, 即无雨时地下汇流面积小于地表(f < 1), 随着时段降雨量的提升, 地下汇流面积逐渐增大并超过地表面积(f>1), 体现了流域非闭合状态的双重性, 该性质源于岩溶地下汇流系统的多变性与多向性。无雨或少雨时, 地下水位较低, 部分岩溶水库或管道与流域汇流通道失去水力联系, 或形成反向水流向流域外排泄, 导致实际汇流面积小于地表面积;随着时段雨量增大, 地下水位上涨, 高处的岩溶通道与流域汇流通道重新建立水力联系, 加之邻近地下流域的溢洪补给, 令实际汇流面积增大。

      此外, 包含当日降雨量的①、③组模拟效果较不含当日的②、④组差, 且以3日降雨量作自变量的③、④组模拟效果普遍优于1日降雨量的①、②组, 说明溶蚀丘陵型岩溶地貌的蓄水滞水作用导致地下流域受外侧补给的过程存在滞后性。

    • 相较于传统三水源新安江模型, 改进后的岩溶流域概念性水文模型更为符合研究区的实际水文过程, 模型日径流模拟精度提高11.21%, 水量平衡误差及低水误差分别降低23.29%、27.64%, 其模拟效果有明显提高, 可应用于中国南方典型溶蚀丘陵型岩溶流域。

      在此基础上, 进一步对岩溶流域非闭合性动态变化的总体趋势与特性进行分析, 结果表明流域非闭合状态具有双重性;地下汇流面积与时段降雨量呈正相关, 然而受地下饱和程度的制约, 地下汇流面积的变化率随时段降雨量的增大而减小;此外, 溶蚀丘陵型岩溶地貌的蓄水滞水作用导致地下流域受外侧补给的过程存在滞后性。岩溶流域非闭合性的实际变化具有高复杂性与不确定性, 将留待后续进一步探究, 并考虑增加岩溶流域样本, 深化研究结果。

参考文献 (20)

目录

    /

    返回文章
    返回