富春江流域径流量变化及其气候因子影响分析

骆月珍, 潘娅英, 张 青, 王亚男, 朱占云

(浙江省气象服务中心, 杭州 310017)

自20世纪70年代以来，全球出现明显增温，气候变暖引起大气环流的变化，进而改变全球气温、降水、蒸发以及冰雪条件等因子，从而流域的土壤水分、河川径流和地下径流等均出现改变，进而水文循环状态随之改变，这样水资源会在时间和空间上进行再分配，同时水源量也会发生变化，最终人类对水资源的管理和利用会受到影响。可见从气候变化出发对水资源影响的研究分析具有非常重要的意义。很多气象和水文学者从不同角度开展研究，比如：梁红[1]、郭晓英[2]、陈玉娜[3]等分析了辽河流域水文气象要素变化特征。刘伟[4]、张文兴[5]等做了降水与径流的影响分析。李林[6]、张建兴[7]、周园园[8]等分析了长江、黄河径流量变化及其影响因子，指出径流对降水的响应要比气温变化的响应更为显著。

本文选取富春江流域近48 a的水文径流资料以及气温、降水等气象资料，分析径流、降雨、气温、蒸发之间的关系特征，该研究成果可以为富春江流域水资源的优化开发和合理利用提供参考。

1 研究区概况

富春江流域位于浙江省中西部的钱塘江上游，即仙霞岭山脉北侧的衢州、金华地区，分别由衢江、金华江、兰江上游构成。流域内的富春江水力发电站始建于20世纪50年代，库容4.4亿m3，总装机容量36万kW·h，为径流式日调节水库。水库控制流域面积31 645 km2，占钱塘江总流域面积的64.73%。该水库以发电为主，兼有航运、灌溉、水产、城市供水等综合经济效益。富春江流域属于亚热带季风气候，四季分明，年气温适中，光照较多，雨量丰沛，空气湿润，雨热季节变化同步，干旱和洪涝是该流域主要气象灾害。

2 资料和方法

2.1 资 料

本文选用富春江水库1969—2016年共48 a的实测入库流量资料以及流域内18个水文站的降雨资料，同时还选取流域内8个气象站点的日最高气温、日最低气温、日平均相对湿度、日照时数、日降水量等气象要素资料作为分析资料。流域面雨量通过各站点的降水量资料由泰森多边形法计算得到[9-10]。为径流量与降水量方便比较，换算入库流量为径流深，单位为mm。

2.2 计算方法

2.2.1 蒸发的计算 采用FAO Penman_Monteith方法估算蒸散发[11-12]，其计算公式如下：

(1)

式中：ET为蒸散发(mm/d)；Δ为饱和水汽压曲线斜率(kPa/℃)；Rn为净辐射[MJ/(m2·d)]；Ta为平均气温(℃)；γ为干湿常数(kPa/℃)；G为土壤热通量[MJ/(m2·d)]；u2为2 m高处风速(m/s)；es为平均饱和水汽压(kPa)；ea为实际水汽压(kPa)。

(2)

式中：Rα为大气顶层的太阳辐射[MJ/(m2·d)]；n为实际日照时数(h)；δ为波尔兹曼常数[4.903×10 MJ/(K4·m2·d)]；N为最大日照时数(h)；as为云全部遮盖下(n=0)大气外界辐射到达地面的分量；bs为晴天(n=N)大气外界辐射到达地面的分量；这里as,bs分别取值0.207，0.725；Tmax,k为最高绝对气温(K)；Tmin,k为最低绝对气温(K)；α为地表反射度，取值0.23。

G=0.14(Ti-Ti-1)

(3)

式中：Ti为第i月的平均气温；Ti-1为第i-1月的平均气温。

2.2.2 流域丰枯年的计算 采用《水文情报预报规范》(GB/T22482—2008)中的距平百分率P作为划分径流丰平枯的标准，逐年P值计算公式如下：

距平百分率=(某年年径流量-多年平均径流量)/多年平均径流量×100%

(4)

3 结果与分析

3.1 富春江流域径流变化特征

3.1.1 年际变化 富春江流域1969—2016年径流变化过程如图1所示，可见：径流的年际分配不均匀，总体上呈略增加的趋势，其增加速率达21.2 mm/10 a。径流的极大值出现在2015年，流域径流达1 387 mm，极小值出现在1979年，仅322.3 mm。

图1 富春江流域径流年际变化

富春江流域特丰年，即P>20%，有13 a，占总年数的27.1%。偏丰年，即10%

3.1.2 富春江流域径流年内变化 统计富春江流域月平均径流为72 mm，各月径流分配极不均匀，呈单峰型分布(各月径流变化图略)。富春江流域1—2月平均径流量小于均值；3月起径流迅速增大，3—7月是该流域径流最为集中的时段，各月平均径流均大于均值，3—7月总平均径流量达558 mm，占全年平均总量的62.4%，其中6月平均径流量达最大值157.6 mm，占全年平均总量的17.6%。7月起径流迅速减少，至10月达全年最小值仅39.9 mm，占全年总量的4.5%。

可见，富春江流域径流从初春到夏季台汛期前，即3—7月是富春江流域径流最为集中的时段，也是同期洪水灾害最为多发的时段。

3.2 降水量变化及其对径流的影响

计算富春江流域降雨、径流序列的相关系数，同期年相关系数达0.880 8，通过信度0.001的显著性检验。

富春江流域降水量的年际变化来看，与径流变化趋势一致，呈增加趋势，其气候倾向率为19.77 mm/10 a(图2)。从年际变化来看，20世纪60年代末—70年代中期、90年代、21世纪10年代至今均是多雨期，对应的同期也是该流域径流偏丰年；20世纪70年代后期—80年代、21世纪的00年代均为少雨期，同期对应的该流域径流偏枯年。

图2 富春江流域年降水量年际变化曲线

从富春江流域降水量的年内变化来看(表1)，与径流量变化趋势一致，亦呈单峰型分布，降水集中期在3—7月，降雨总量占全年的61.6%，最高值在6月，达292.4 mm，占全年总量的18%；7月起降水量迅速减少，10月—翌年1月月平均降水量均小于100 mm，其中12月达最少值仅57 mm，占全年总量的3.5%。

表1 富春江流域月平均雨量

因此，可以认为富春江流域属于雨水补给型河流，降雨是影响该流域径流最主要的因子。

3.3 气温变化及其对径流的影响

计算富春江流域年平均气温与年径流的相关系数，为0.007 3，没有通过显著性检验，从富春江流域年平均气温的年际变化曲线来看(图3)，富春江流域气温自20世纪70年代以来呈明显增温的趋势，其中年平均气温的气候倾向率为0.328℃/10a。气温的改变会影响流域的总蒸散力水平，进而影响流域径流，同时气温的改变会影响小流域气候的形成，但年平均气温对径流的影响不显著。

图3 富春江流域年平均气温变化曲线

每年的梅汛期结束之后进入7—8月，富春江流域常出现一段时间的高温干旱天气，称之为台风干旱期，这期间气温高、降水相对减少，流域径流也随之减少(图4)。9月—翌年2月为该流域的秋冬季节，降水、流域径流明显减少。分别计算这两个时段的平均气温与同期径流的相关系数，7—8月的相关系数为-0.619 4，通过显著性检验，9月—翌年2月的相关系数为-0.072 3，没有通过显著性检验。可见7—8月的气温对于同期径流量的影响显著。

图4 富春江流域7-8月平均气温、径流年际变化曲线

由此可知，富春江流域气温不是影响年径流量的主要因子，但在7—8月气温与径流呈负相关，径流随着气温的升高而减少，随着气温的降低而增加。因此在降水减少，气温升高的背景下，流域径流明显减少，干旱多发。

3.4 蒸发变化及其对径流的影响

从蒸发的年际变化图(图5)可知：2000年之前蒸发呈减少趋势，其气候倾向率为-21.6 mm/10 a。2000年以后，蒸发迅速增加，呈增加趋势，其气候倾向率为10.5 mm/10 a，至2013年达历史最大值942.3 mm。自20世纪90年代起富春江流域气温明显升高(图3)，同期由于处于多雨期中，蒸发继续维持低位；至2000年后气温进一步升高，转为少雨期，蒸发迅速增加。计算富春江流域蒸发与径流的相关系数，同期年相关系数是-0.355 5，通过显著性检验，可见富春江流域蒸发与径流呈显著的负相关。

图5 径流、蒸发年际变化曲线

另从年内分布来看蒸发亦呈单峰型分布，但不同于径流的分布形态，一年中蒸发最小值在1月份，之后逐月增加，至5月达到第一高值，6月与5月持平，至7月达到年内最高值，8月略小，为年内次高值月份，之后迅速回落，到9月与5月、6月基本持平，10月继续减少，到12月回落到最低值附近。

4 结 论

(1) 自1969年以来富春江流域径流量经历了两个丰—枯年的转换，目前进入第3个丰水年的阶段。其中20世纪60年代末—70年代中期径流偏多，以丰水期为主。70年代后期—80年代径流迅速减少，转枯年为主。90年代径流明显偏多，以丰年为主。2000年起径流持续偏少，以枯年为主。2010年以后径流迅速增多，以丰年为主。一年之中3—7月是该流域径流最为集中的时段，也是同期洪水灾害最为多发的时段。

(2) 富春江流域属于雨水补给型河流，降水量的年际变化与径流一致，呈增加趋势，降雨量与径流量的丰枯变化一致。

(3) 富春江流域年平均气温的年际变化呈明显增加的趋势，气温因子不如降水因子对径流的影响显著，但在7—8月一年中气温最高的时段里，气温对流域径流的影响显著。

(4) 富春江流域的蒸发在2000年之前蒸发呈减少趋势，之后呈增加趋势，与径流呈显著的负相关，蒸发对径流的减少有一定的影响。

(5) 富春江流域在20世纪60年代末—70年代中期降水、径流均偏多，气温偏低、蒸发偏少；70年代后期—80年代径流偏枯，降水偏少，气温偏低，蒸发偏少；20世纪90年代以及21世纪10年代至今径流偏丰，降水偏多，气温偏高，蒸发偏少；21世纪的00年代径流偏枯，降水偏少，气温偏高，蒸发偏多。