匯流

匯流是指產(chǎn)流水量在某一范圍內(nèi)的集中過(guò)程。匯流現(xiàn)象決定于水力學(xué)規(guī)律。地面徑流決定于河道與坡面的水力學(xué)規(guī)律，已有較成熟的計(jì)算方法，如洪水演算；地下徑流與壤中流決定于滲流力學(xué)規(guī)律，也較成熟，如地下水動(dòng)力學(xué)。但對(duì)一個(gè)流域整體而言，由于各種邊界條件十分復(fù)雜，難以綜合，所以還缺乏有物理根據(jù)的匯流理論。常采用的方法有兩大類：一類是對(duì)流域匯流現(xiàn)象作簡(jiǎn)化概括，用物理方法作出計(jì)算，等流時(shí)線可為代表；另一類是用系統(tǒng)分析解決問(wèn)題，性質(zhì)屬于統(tǒng)計(jì)方法，單位線可為代表。

流域上各處產(chǎn)生的各種成分的徑流，經(jīng)坡地到溪溝、河系，直到流域出口的過(guò)程，即為流域匯流過(guò)程。通?？梢园蚜饔蚍殖善碌丶昂泳W(wǎng)兩個(gè)基本部分，因此流域匯流也可以分為坡地匯流與河網(wǎng)匯流兩部分。一般說(shuō)，河網(wǎng)長(zhǎng)度遠(yuǎn)大于坡面長(zhǎng)度，河網(wǎng)中的匯流速度也遠(yuǎn)大于坡面匯流速度，因而河網(wǎng)匯流更為重要。坡地匯流又有地表匯流和地下匯流兩個(gè)途徑。因此，流域出口斷面的水文過(guò)程線，通常是由槽面降水、坡地表面徑流，坡地地下徑流（包括壤中流和地下徑流）等水源匯集到流域出口斷面形成的。

不同水源由于匯集到流域出口斷面所經(jīng)歷的時(shí)間不同，因此，在出口斷面洪水過(guò)程線的退水段上，表現(xiàn)出不同的終止時(shí)刻。槽面降雨形成的出流終止時(shí)刻最早（tr），坡地地面徑流的出流終止時(shí)刻ts較次，坡地地下徑流形成的出流終止時(shí)刻tg最遲。

同一種水源，位于流域上不同地點(diǎn)的水質(zhì)點(diǎn)，由于路徑及流速不同，也具有不同的匯流時(shí)間。因此在流域匯流的研究中，經(jīng)常使用最大匯流時(shí)間、流域滯時(shí)及流域平均匯流時(shí)間等術(shù)語(yǔ)。

對(duì)流域匯流系統(tǒng)來(lái)說(shuō)，系統(tǒng)的輸入是凈雨過(guò)程，系統(tǒng)的輸出是出口斷面洪水過(guò)程，系統(tǒng)的作用是流域調(diào)蓄作用，按照系統(tǒng)術(shù)語(yǔ)，流域出口斷面的洪水過(guò)程線又可稱為流域。

對(duì)其凈雨輸入過(guò)程的響應(yīng)，簡(jiǎn)稱流域響應(yīng)。兩者之間的關(guān)系約為：Q(t)=Φ[I(t)] (3-14)。式中，Q（t）為流域響應(yīng)，即出口斷面洪水過(guò)程線；I（t）為流域的凈雨輸入過(guò)程；Φ為系統(tǒng)算子。

系統(tǒng)算子是表示系統(tǒng)輸入和輸出之間的運(yùn)算關(guān)系。故上式的含義是：對(duì)系統(tǒng)輸入I（t）施行一定的運(yùn)算就得到系統(tǒng)的輸出。

流域匯流系統(tǒng)的系統(tǒng)算子取決于流域的調(diào)蓄作用。在dt時(shí)段內(nèi)進(jìn)入流域的水量是凈雨量I（t）dt，而流出流域的水量是出流量Q（t）dt，漲洪時(shí)，由于I（t）dt＞Q（t）dt，段dt內(nèi)流域蓄水量增加，反之落洪時(shí)由于I（t）dt＜Q（t）dt，時(shí)段dt內(nèi)流域蓄水量將減少，這就是流域的調(diào)蓄作用。導(dǎo)致流域調(diào)蓄作用的物理原因?yàn)椋航邓⒎菑囊粋€(gè)地點(diǎn)注入流域，而且流域各種糙率、坡度等水力條件也不同，各處水質(zhì)點(diǎn)的速度各異，因此降落在距出口斷面較遠(yuǎn)的，或流速較慢地段的水質(zhì)點(diǎn)，必須暫時(shí)滯留在流域中而引起流域蓄量的變化。

流域匯流系統(tǒng)可劃分為線性和非線性兩類。一個(gè)流域匯流系統(tǒng)，如果既滿足疊加性，又滿足均勻性，則稱之為線性流域匯流系統(tǒng)，否則稱為非線性流域匯流系統(tǒng)。

線性流域匯流系統(tǒng)又有時(shí)不變和時(shí)變之分。如果系統(tǒng)算子中所包含的參數(shù)均為常數(shù)，則稱為線性時(shí)不變流域匯流系統(tǒng)，反之，如果系統(tǒng)算子中所包含的參數(shù)至少有一個(gè)隨時(shí)間而變化，則稱為線性時(shí)變流域匯流系統(tǒng)。

1.降水特性的影響暴雨中心的空間分布及其移動(dòng)方向的影響，不同降水強(qiáng)度反映了對(duì)流域匯流的不同供水強(qiáng)度。對(duì)相同降雨量來(lái)說(shuō)，雨強(qiáng)越大，降雨損失量越小，產(chǎn)流越快，洪峰流量越大，流量過(guò)程越尖瘦。如果暴雨中心分布越近于下游，則匯流歷時(shí)越短，洪峰出現(xiàn)時(shí)間越早，峰量越大，峰形越尖瘦。暴雨中心從上游往下游移動(dòng)比從下游往上游移動(dòng)的洪水，匯流更快，峰量更大，更易引起中下游洪水的泛濫。

2.流域的地形坡度的影響地形坡度越陡，匯流速度越快，匯流時(shí)間越短，地面徑流的損失量就越小，流量過(guò)程線越尖瘦。

3.流域形狀的影響在其它條件相同時(shí)，不同的流域形狀會(huì)產(chǎn)生不同的流量過(guò)程。狹長(zhǎng)形的流域匯流時(shí)間較長(zhǎng)，徑流過(guò)程平緩；扁形流域因匯流集中，洪水漲落急劇，峰形尖瘦。

4.水力條件的影響在暢流條件下，水位越高、流速越快，匯流歷時(shí)越短，峰量越大，因而峰形越尖瘦。

50年代以來(lái)，在電子計(jì)算機(jī)大量引進(jìn)水文領(lǐng)域以后，開(kāi)始采用數(shù)學(xué)、物理方法來(lái)模擬徑流形成過(guò)程，作出產(chǎn)匯流的定量計(jì)算，在水文計(jì)算和水文預(yù)報(bào)等方面發(fā)揮了很好的作用。先后提出了不少流域產(chǎn)匯流模型。到60年代末，全世界已建立了兩百多個(gè)流域模型，其中著名的有美國(guó)流量綜合與水庫(kù)調(diào)節(jié)模型（SSARR，1958），斯坦福模型（Stanford，1959—1966），薩克拉門托模型（Sacramento），美國(guó)農(nóng)業(yè)部水文研究室模型（USDAHL，1970），日本的水箱模型（Tank），英國(guó)水文研究所的SHE模型等。70年代以來(lái)，中國(guó)也提出了多種模型，如新安江模型等。這些模型把流域徑流形成的各個(gè)要素，如降水，蒸發(fā)、截留、下滲、地面徑流、壤中流、地下徑流及調(diào)蓄和流量過(guò)程演進(jìn)，分別用相應(yīng)的數(shù)學(xué)物理方法描述，然后按各種要素在徑流形成過(guò)程中的聯(lián)系組合起來(lái)，成為一個(gè)流域模型，下面扼要介紹斯坦福Ⅳ模型和新安江模型。

1.斯坦福Ⅳ模型 1966年由美國(guó)斯坦福大學(xué)N.H.克勞福特（N.H.　Crawford）和 R.K.林斯雷（R.K.　Linsley）提出，它是以流域水量平衡為基礎(chǔ)，概念明確的確定性流域水文模型。模型的輸入主要是實(shí)測(cè)的時(shí)段降雨量和時(shí)段蒸發(fā)能力、輸出為模擬的逐時(shí)段流量、逐日平均流量和逐日實(shí)際蒸發(fā)量。輸出中河川徑流的組成有：①不透水面積上的直接徑流；②坡面漫流；③壤中流；④淺層地下徑流。融雪蓄積有專門子程序，只有在冬季積雪的寒冷地區(qū)才要使用它。

模型中用了上土壤層、下土壤層和地下水的蓄積，因3個(gè)含水層的蓄積，控制了土壤水剖面和地下水狀態(tài)，而壤中流滯蓄和坡面流滯蓄則是臨時(shí)性蓄積。模型將下滲分為直接下滲（部分落地雨直接下滲到下土壤層）和滯后下滲（上土壤層的水通過(guò)垂直運(yùn)動(dòng)下滲到下土壤層，經(jīng)歷和增加地表滯蓄和壤中流滯蓄的下滲水）。斯坦福模型最大特點(diǎn)是考慮了下滲、壤中流、坡面漫流在流域面積上分布的不均勻性，并假定下滲容量和壤中流容量都按直線變化。b是某時(shí)段直接下滲至下土壤層的流域最大下滲容量（出現(xiàn)在流域上某點(diǎn)），是下土壤蓄積與該層定額蓄積之比的非線性函數(shù)，流域上其它各點(diǎn)的下滲容量則從零至b呈直線變化。顯然，時(shí)段直接下滲量就等于由落地雨強(qiáng)度i與直線ob所決定的斜陰影面積。

壤中流、壤中流滯蓄增量，個(gè)時(shí)段中流出的出流量為壤中流滯蓄量的一定份額，此值由壤中流退水常數(shù)（IRC）決定。即壤中流出流量=壤中流出流系數(shù)乘壤中流滯蓄量=（1-IRC1/9　6）×壤中流滯蓄量。

坡面漫流和落地雨的其余部分形成地表滯蓄增量，為落地雨強(qiáng)度×線下的空白三角形面積。在模型結(jié)構(gòu)中，地表滯蓄增量的去路有二，一部分直接補(bǔ)充上土壤層蓄積，進(jìn)入上土壤層蓄積的部分Pr（以百分比表示），是上土壤層蓄積與該層額定蓄積之比的非線性函數(shù)。另一部分（1-Pr）則進(jìn)入坡面漫流過(guò)程，利用一個(gè)從試驗(yàn)資料中得到的非線性函數(shù)，建立了坡面漫流出流與坡面滯蓄的關(guān)系。

地下徑流指降雨直接與滯后下滲進(jìn)入土壤層蓄積，然后一部分進(jìn)入地下水蓄積。地下水的出流量與地下水蓄積量和地下水坡度成正比。直接徑流是指降落在河、湖水面及河槽附近毗連的不透水面積上的雨水。

上述壤中流、坡面漫流、地下徑流及直接徑流之和，便是河網(wǎng)總匯流。實(shí)際總蒸發(fā)的組成有：融雪蓄積、截留蓄積、上土壤層蓄積、下土壤層蓄積及地下水蓄積等5方面蒸發(fā)源。本模型對(duì)蒸發(fā)的模擬分3種形式，即不透水面積、可透水面積和地下水的蒸散發(fā)。不透水面積的蒸散發(fā)以蒸散發(fā)能力計(jì)；地下水的蒸發(fā)與蒸散發(fā)能力成正比；對(duì)可透水面積的蒸散發(fā)又分植物截留、上土壤層和下土壤層3層計(jì)算。

注入河槽的流量，要經(jīng)過(guò)河槽的調(diào)蓄作用才能到達(dá)出口斷面，對(duì)于河槽調(diào)蓄，本模型系用克拉克（Clark）方法進(jìn)行分時(shí)段的演算。

2.三水源新安江模型新安江模型是1973年由華東水利學(xué)院建立的一個(gè)分散性的概念模型。該模型既有理論基礎(chǔ)又便于實(shí)際應(yīng)用，10多年來(lái)在中國(guó)濕潤(rùn)與半濕潤(rùn)地區(qū)的水文預(yù)報(bào)中廣為應(yīng)用。初建的模型為兩水源（地表徑流與地下徑流），近年來(lái)吸取了薩克拉門托模型和水箱模型的長(zhǎng)處，將兩水源改進(jìn)為3水源（地表徑流、壤中流及地下徑流）以及多水源模型，如4水源，即將原3水源中地下徑流改為快速地下徑流和慢速地下徑流兩源。這里簡(jiǎn)要介紹3水源新安江模型的梗概。

3.水源新安江模型的流程圖。模型設(shè)計(jì)將全流域劃分為若干個(gè)自然條件相似的小流域，然后分別對(duì)每個(gè)單元從降水開(kāi)始包括產(chǎn)流、匯流等徑流形成的全過(guò)程進(jìn)行分析計(jì)算，模型以包氣帶為轉(zhuǎn)換裝置，將實(shí)測(cè)降雨量P、實(shí)測(cè)水面蒸發(fā)量EM輸入；輸出為出口流量Q、流域蒸散發(fā)E。圖中方框內(nèi)是狀態(tài)變量，方框外是參數(shù)變量。模型結(jié)構(gòu)及計(jì)算方法分為4大部分：①蒸散發(fā)計(jì)算；②產(chǎn)流量計(jì)算；③分水源計(jì)算；④匯流計(jì)算。