基于水文特征参数的1954-2007年鄱阳湖流域径流演变特征

2019-01-21黄伊涵尹义星刘梦洋王小军

中国农村水利水电 2019年1期

黄伊涵，尹义星，韩翠，刘梦洋，王小军

(1.南京信息工程大学水文气象学院,江苏南京 210044；2. 南京水利科学研究院水文水资源与水利工程科学国家重点实验室,江苏南京 210029； 3. 水利部应对气候变化研究中心,江苏南京 210029)

0 引言

鄱阳湖流域位于长江中下游地区，地形狭长，该流域三面环山，北邻长江，受特有的地理环境特征和气候变化特征、人类活动等因素的叠加效应影响，近几十年来鄱阳湖流域的降雨-径流关系发生了显著变化。随着社会经济的发展，流域水资源的需求日益增大，研究鄱阳湖流域径流变化特征，探讨气候变化和人类活动的影响，对评估湖泊水量安全、应对湖泊极端水文事件等方面都具有重要意义[1]。

径流演变特征及趋势直接关系到区域水资源的开发利用，国内外许多学者对气候变化和人类活动的双重影响下，流域径流的演变规律及成因做了大量有意义的研究工作[2-6]。候钦磊等[9]应用Kendall秩相关系数、R/S分析、降水-径流双累积曲线法等方法，分析了渭河径流的径流变化趋势，发现导致渭河干流径流量减少的主要原因是人类活动，其次是降水；Hao等[10]利用MK趋势检验，研究了气候变化和人类活动对塔里木河流域地表径流的影响，得出在20世纪70年代人类活动对径流变化影响最大，而1980、1990年代气候变化对径流变化影响最大。陈立华等[12]用MK趋势和突变检验对西江流域广西境内序列趋势性、突变特征等研究径流演变规律，发现西江干流径流呈现减少趋势；叶许春等[13]对鄱阳湖流域径流变化的影响因素研究表明，人类活动对鄱阳湖流域径流起着减流的作用。

总体来看，数理统计分析方法是大多研究中分析径流变化特征的主要途径，然而，多数研究所采用的方法，其水文统计参数较为单一。因此，采用暴涨指数、年和干、湿季径流系数、枯洪季径流比、超过年平均径流量天数比等多种水文统计参数，通过分析和对比各水文统计参数，探究鄱阳湖流域1950年代以来的径流演变特征，并通过上游和下游站点之间水文特征参数的对比，分析人类活动对流域径流变化的可能影响，从而深入认识流域降水径流演变规律及其响应关系，为建立鄱阳湖流域水文水资源的响应机制提供依据。

1 数据和方法

1.1 数据

选用鄱阳湖流域上游地区的峡山、赛塘、高沙、梅港四个水文站，下游地区的外洲、李家渡、万家埠、虎山四个水文站的1954-2007年日径流资料；流域内79个气象站(1960-2007)日降水资料，气象站点空间分布均匀。所选择站点数据可以反映该流域上下游地区水文气象条件的变化。各水文站集水区面雨量的计算，通过对集水区内气象站点降水资料进行泰森多边形的面积加权获得。鄱阳湖流域内赣江、抚河、信江、饶河、修水分别由南、东、西注入鄱阳湖，其中赣江流域上游东支控制站为峡山站，上游西支控制站为赛塘站，下游控制站为外洲站；抚河流域控制站为李家渡站；信江流域控制站为梅港站；饶河流域主要控制站为虎山站；修水流域上游控制站为高沙站，下游主要控制站为万家埠站。水文和气象站点的分布情况，以及上游站点所在的子流域，如图1所示。

图1 鄱阳湖流域水文气象站点及子流域图Fig.1 Hydrological and meteorological stations and subbasins in the Poyang Lake basin

1.2 方法

暴涨这个术语反映的是径流过程中短期变化的发生频率和快慢特征，上涨和回落快的径流过程相对于保持稳定的径流，其“暴涨”性更强。Baker等[14]提出R-B暴涨指数来定量分析径流的变化特征，该指数的变化与气候变化引起的径流量年际变化无明显相关性，而对大坝建设、土地利用变化有较高的敏感性。采用该暴涨指数来反映径流特征，计算上游和下游各水文站的暴涨指数，在此基础上，分析鄱阳湖流域径流量的演变特征及与人类活动的可能联系，其计算公式如下：

(1)

式中：Fi为暴涨指数；q为日均径流量；i为天数，n=365(366)。

Fi是个无量纲的指数。Fi趋近于0表示流域的径流恒定不变，Fi值越高表示流域的日均径流量波动越大。

本文采用径流系数分析流域演变特征，径流系数是指一定汇水面积内总径流量与降水量的比值，是任意时段内的径流深度Y与造成该时段径流所对应的降水深度X的比值，其计算公式如下：

Q=R/P

(2)

式中：Q为径流系数；R为总径流量；P为降雨量。Q是个无量纲的指数，其值介于0到1之间。

研究表明，径流系数与不透水层表面覆盖率有关。它综合反映了自然地理因素对降雨形成径流过程的影响，故可以很好地说明流域内水循环的程度，较好地监测水循环随时间的变化；径流系数的变化，往往也可以反映人类活动影响的情况。

利用季节径流系数反映季节内径流变化与降雨变化之间的关系，包括干季和湿季径流系数，针对鄱阳湖流域，本文定义干季为10月至次年3月，湿季为4月至9月，分别计算干、湿季的面雨量深度和径流深度，即可得到干、湿季径流系数。

枯洪季径流比是枯季(12月至次年2月)的径流总量与洪季(6月至8月)的径流总量之比，其计算公式如下：

Qdw=∑枯季径流总量/∑洪季径流总量

(3)

日平均径流超过年平均径流量的天数所占全年的比例，称为超过年平均径流量天数比TQm[15]。该指数与暴涨指数比较类似，在城市化流域将降低，即该指数一般情况下与城市的发展呈负相关。其在城市化流域的数值较低，是因为在城市地区径流的退水更快，而且湿季基流较低。在城市化流域，日径流超过年平均径流量的天数所占比例会降低，一般情况下，在城市地区的河流，该指数小于30%，而在郊区的河流，该指数往往大于30%。

2 结果与分析

2.1 暴涨指数

计算鄱阳湖流域上游和下游水文站的暴涨指数，结果如图2和图3所示。通过线性倾向率分析各站暴涨指数的平均十年上升(下降)率，结果表明，上游峡山站为-0.011/(10 a)，赛塘站为-0.012/(10 a)，高沙站为-0.02/(10 a)，梅港站为-0.005/(10 a)，下游地区外洲站为-0.001/(10 a)，李家渡站为0.018/(10 a)，万家埠站为-0.001/(10 a)，虎山站为-0.011/(10 a)。总体上来说，鄱阳湖流域除李家渡站外，其他站点的暴涨指数都呈下降趋势。对各站的线性拟合的R值进行显著性分析，上游的峡山、赛塘、高沙站均通过了0.01显著性水平检验，即暴涨指数下降趋势非常显著；下游的虎山站通过了0.05显著性水平检验，下降较为显著，李家渡站通过了0.01显著性水平检验，上升非常显著。

图2 1957-2007年鄱阳湖上游站点暴涨指数Fig.2 The flashiness index from 1957 to 2007 in the upper reaches of the Poyang Lake

图3 1957-2007年鄱阳湖下游站点暴涨指数Fig.3 The flashiness index from 1957 to 2007 in the lower reaches of the Poyang Lake

图4为鄱阳湖流域代表站点暴涨指数的MK突变检验图。上游的峡山站暴涨指数UF曲线在1967年之前都呈现出不显著的上升趋势，1967年之后呈下降趋势，且1975年之后的下降趋势非常显著。暴涨指数序列的UF与UB曲线在1973年左右出现了交叉点，交叉点位于上下置信区间之内。并且，此后的下降超过0.05显著性水平，因此判断在1973年左右发生突变。下游的李家渡站暴涨指数的变化则不同，在1957-1961年期间曾出现短暂的下降，自1961年之后都呈上升趋势，且在1970-1995年期间上升趋势非常显著。突变发生于1962年左右。总体来看，上游站点突变时间发生在20世纪70至80年代，下游除李家渡站发生在70年代附近。

图4 鄱阳湖流域代表水文站点暴涨指数的MK突变检验图Fig.4 MK abrupt change for flashiness index at typical stations in the Poyang Lake basin

对各个站点的暴涨指数进行MK趋势检验，结果见表1。Z为正值表示呈上升趋势，负值则表示呈下降趋势。Z的绝对值在大于等于1.65、1.96、2.56时表示分别通过了0.1、0.05、0.01水平的显著性检验。4个上游峡山、赛塘、高沙和梅港的Z值均通过了0.01的显著性水平检验，暴涨指数下降趋势都非常显著；下游的李家渡站通过了0.01的显著性水平检验，上升非常显著，万家埠站通过了0.05显著性水平检验，下降较为显著。总体来看，上游更多的是自然区域，下游地区城市化明显，人类活动带来的影响使流域水文特征产生了显著的变化。因此，相对于上游地区，下游地区站点的暴涨指数下降趋势较弱，李家渡站甚至呈上升趋势。

分析各水文站暴涨指数的统计特征，除外洲站的暴涨指数值总体偏小外，其他各站暴涨指数的值较为接近。上游4个水文站的暴涨指数均值约为0.32，下游4个水文站除外洲站之外的平均值约为0.35(含外洲站为0.29)，上游站点暴涨指数的标准差均值约为0.037，下游约为0.044(含外洲站为0.055)，下游地区站点暴涨指数的离散程度更大，即年际波动较明显。

表1 鄱阳湖流域各站暴涨指数和径流系数MK趋势检验的Z值Tab.1 Z Value of MK trend for flashiness and runoff coefficient in the Poyang Lake basin

2.2 超过年平均径流量天数比

图5为 1957-2007年鄱阳湖流域超过年平均径流量天数比的箱线图。图中粗横线其值代表的是序列中不受极值影响的中位数，描述数据的集中趋势。从图5可以看出，上游的峡山站超过年平均径流量天数比约为33%，赛塘站约31%，高沙站约28%，梅港站约31%；下游的外洲站的超过年平均径流量天数比约为33%，李家渡站约为28%，万家埠约为26%，虎山站约为27%。总体来看，上游地区除高沙站外，其余3个站点超过年平均径流量天数比的中位数均大于30%；下游地区除外洲站外，其余3个站点的中位数均小于30%。上游地区水文站点超过年平均径流量的天数均值为112 d，且最小值大于100 d；下游地区均值为104 d，最小值小于100 d。总体来说，下游地区站点的超过年平均径流量天数比明显小于上游地区。这说明在人类活动影响较显著的下游地区，径流的发生时间更加集中，其中万家埠与虎山站指数该最小，可以推测其所在子流域受到人类活动的影响最明显。

图5 1957-2007年鄱阳湖流域超过年平均径流量天数比Fig.5 The ratio of days over average annual runoff from 1957 to 2007 in the Poyang Lake basin

2.3 径流系数

计算得到鄱阳湖上游和下游地区站点的逐年年径流系数。从20世纪60年代到21世纪初，上游站点的平均10 a上升(下降)率，峡山站为0.005/(10 a)，赛塘站为0.01/(10 a)，高沙站为0.022/(10 a)，梅港站为0.003/(10 a)；下游的外洲站为0.012/(10 a)，李家渡站为-0.005/(10 a)，万家埠站为0.014/(10 a)，虎山站为0.006/(10 a)。上游4个水文站中高沙站平均十年上升率最大，上升趋势最明显，其次为赛塘站、峡山和梅港站则相对较弱；下游的外洲站、万家埠站和虎山站平均10 a上升率很接近，年径流系数变化趋势较为相似，均呈上升趋势，虎山站相对其他两个站点上升趋势较弱，而李家渡站较为例外，呈现下降趋势。

图6为流域各站点年径流系数的箱线图。上游站点中峡山、赛塘和高沙站的中位数较为接近，约为0.5，梅港站的中位数则较大，约为0.7。下游站点中外洲和李家渡站年径流系数的中位数较为接近，约为0.5，万家埠和虎山站年径流系数的中位数较为接近，约为0.6。此外，上游4个站点年径流系数的平均数约为0.57，标准差约为0.13；下游4个站点年径流系数的平均数约为0.55，标准差约为0.12。总体来说，与上游相比，下游的平均年径流系数略小，标准差也略小。这可能是由于影响径流系数的因素很多，除了气候(降水量、蒸发等)原因外，还受人类活动(如城市化、建坝、植树造林等)的影响。具体的原因，还需要进一步研究。

图6 鄱阳湖流域各站年径流系数箱线图Fig.6 Box plot of the annual average runoff coefficient in the Poyang Lake basin

图7为鄱阳湖流域年径流系数的年代际变化，可见，上游水文站中，梅港站径流系数较大，一直在0.65以上，1960年代至1980年代年径流系数变化不大，1980年代后显著上升，1990年代径流系数最大，达到了0.73，此后至2000年代明显下降；峡山站径流系数总体最小，在1960年代前期径流系数非常小，1970年代有所上升， 1980年代后持续微弱下降；赛塘站在1960年代至1970年代径流系数变化不大，至1980年代进入上升状态，1990 s略有下降，至2000年代有所上升；高沙站在1960年代至1980年代年径流系数缓慢上升后下降，1980年代后的变化趋势与梅港站基本一致。

下游水文站中，万家埠和虎山站的变化趋势基本一致，1970年代有所上升，1980年代下降， 1990年代上升明显，而后2000年代下降明显；外洲站在1960年代前期年径流系数较小，1970年代有所上升，1980年代下降，1990年代再次有所上升，2000年代略有下降；李家渡站的径流系数变化不同于其他几个站，1960年代前期年径流系数较小，至1970年代有下降，至1980年代略有上升，此后持续下降，总体上该站径流系数年代际变化幅度不大。

图7 鄱阳湖流域年径流系数的年代际变化Fig.7 Decennial change of runoff coefficients in the Poyang Lake basin

计算得到鄱阳湖上游和下游站点的干、湿季径流系数，结果如图8所示。梅港站干季和湿季径流系数的中位数分别为0.58和0.64，其差值在鄱阳湖流域内最小；虎山站干、湿季径流系数的中位数分别为0.41和0.65，其差值最大。上游4个水文站的干、湿季径流系数中位数差值的平均数约为0.11，下游的差值平均数则约为0.15。一般情况下，城市化水平较高的流域，湿季径流系数与干季径流系数的差别较大；而在城市化水平较低的流域，其差别较小。下游地区的城市化水平比较高，而在上游地区，植被覆盖率较高，下渗进入土壤的雨量较多，故地下水是其径流的重要补给源。这样就造成鄱阳湖流域上游站点的干湿季径流系数差值小于下游站点。

图8 鄱阳湖流域各站干、湿季径流系数的箱线图Fig.8 Box plots of the runoff coefficients in the wet and dry seasons in the Poyang Lake basin

对年径流系数和干、湿季径流系数进行MK趋势检验，结果见表1，下游李家渡站通过了0.05的显著性水平检验，其年径流系数下降较为显著。对于干、湿季径流系数，上游高沙站的干季径流系数呈增长趋势，通过0.05显著性水平，增长趋势显著；下游的外洲站湿季径流系数为下降趋势，Z值通过了0.05显著性水平，下降趋势显著；虎山站干季径流系数呈增长趋势，通过0.1显著性水平检验，上升趋势较为显著。一般来说，干湿季径流系数变化的具体原因与当地水文气候条件、水利因素等相关，根据相关文献[16]，干季径流系数的上升可能与流域的水利调度有关，而湿季径流系数的下降可能与流域水文气候特征的变化有关。这方面的详细分析，有待作者今后进一步的研究。

2.4 枯洪季径流比

从图9中可以看出，鄱阳湖流域上游与下游站点的枯洪季径流比基本都在40%以下，上游4个站点的枯洪季径流比的变化区间较为相近，峡山、赛塘、高沙和梅港的中位数分别为25.25%、29.59%、25.10%和26.38%；下游站点枯洪季径流比变化区间的差别则相对较大，外洲、李家渡、万家埠和虎山站的中位数分别为27.38%、31.33%、24.52%和28.96%。上游站点枯洪季径流比的均值为36%左右，下游站点的均值为35%左右。总体来看，人类活动较为明显的下游地区，其枯洪季径流比相较于上游数值略小。