富春江流域徑流量變化及其氣候因子影響分析

駱月珍, 潘婭英, 張 青, 王亞男, 朱占云

(浙江省氣象服務中心, 杭州 310017)

自20世紀70年代以來，全球出現明顯增溫，氣候變暖引起大氣環流的變化，進而改變全球氣溫、降水、蒸發以及冰雪條件等因子，從而流域的土壤水分、河川徑流和地下徑流等均出現改變，進而水文循環狀態隨之改變，這樣水資源會在時間和空間上進行再分配，同時水源量也會發生變化，最終人類對水資源的管理和利用會受到影響。可見從氣候變化出發對水資源影響的研究分析具有非常重要的意義。很多氣象和水文學者從不同角度開展研究，比如：梁紅[1]、郭曉英[2]、陳玉娜[3]等分析了遼河流域水文氣象要素變化特征。劉偉[4]、張文興[5]等做了降水與徑流的影響分析。李林[6]、張建興[7]、周園園[8]等分析了長江、黃河徑流量變化及其影響因子，指出徑流對降水的響應要比氣溫變化的響應更為顯著。

本文選取富春江流域近48 a的水文徑流資料以及氣溫、降水等氣象資料，分析徑流、降雨、氣溫、蒸發之間的關系特征，該研究成果可以為富春江流域水資源的優化開發和合理利用提供參考。

1 研究區概況

富春江流域位于浙江省中西部的錢塘江上游，即仙霞嶺山脈北側的衢州、金華地區，分別由衢江、金華江、蘭江上游構成。流域內的富春江水力發電站始建于20世紀50年代，庫容4.4億m3，總裝機容量36萬kW·h，為徑流式日調節水庫。水庫控制流域面積31 645 km2，占錢塘江總流域面積的64.73%。該水庫以發電為主，兼有航運、灌溉、水產、城市供水等綜合經濟效益。富春江流域屬于亞熱帶季風氣候，四季分明，年氣溫適中，光照較多，雨量豐沛，空氣濕潤，雨熱季節變化同步，干旱和洪澇是該流域主要氣象災害。

2 資料和方法

2.1 資 料

本文選用富春江水庫1969—2016年共48 a的實測入庫流量資料以及流域內18個水文站的降雨資料，同時還選取流域內8個氣象站點的日最高氣溫、日最低氣溫、日平均相對濕度、日照時數、日降水量等氣象要素資料作為分析資料。流域面雨量通過各站點的降水量資料由泰森多邊形法計算得到[9-10]。為徑流量與降水量方便比較，換算入庫流量為徑流深，單位為mm。

2.2 計算方法

2.2.1 蒸發的計算 采用FAO Penman_Monteith方法估算蒸散發[11-12]，其計算公式如下：

(1)

式中：ET為蒸散發(mm/d)；Δ為飽和水汽壓曲線斜率(kPa/℃)；Rn為凈輻射[MJ/(m2·d)]；Ta為平均氣溫(℃)；γ為干濕常數(kPa/℃)；G為土壤熱通量[MJ/(m2·d)]；u2為2 m高處風速(m/s)；es為平均飽和水汽壓(kPa)；ea為實際水汽壓(kPa)。

(2)

式中：Rα為大氣頂層的太陽輻射[MJ/(m2·d)]；n為實際日照時數(h)；δ為波爾茲曼常數[4.903×10 MJ/(K4·m2·d)]；N為最大日照時數(h)；as為云全部遮蓋下(n=0)大氣外界輻射到達地面的分量；bs為晴天(n=N)大氣外界輻射到達地面的分量；這里as,bs分別取值0.207，0.725；Tmax,k為最高絕對氣溫(K)；Tmin,k為最低絕對氣溫(K)；α為地表反射度，取值0.23。

G=0.14(Ti-Ti-1)

(3)

式中：Ti為第i月的平均氣溫；Ti-1為第i-1月的平均氣溫。

2.2.2 流域豐枯年的計算 采用《水文情報預報規范》(GB/T22482—2008)中的距平百分率P作為劃分徑流豐平枯的標準，逐年P值計算公式如下：

距平百分率=(某年年徑流量-多年平均徑流量)/多年平均徑流量×100%

(4)

3 結果與分析

3.1 富春江流域徑流變化特征

3.1.1 年際變化 富春江流域1969—2016年徑流變化過程如圖1所示，可見：徑流的年際分配不均勻，總體上呈略增加的趨勢，其增加速率達21.2 mm/10 a。徑流的極大值出現在2015年，流域徑流達1 387 mm，極小值出現在1979年，僅322.3 mm。

圖1 富春江流域徑流年際變化

富春江流域特豐年，即P>20%，有13 a，占總年數的27.1%。偏豐年，即10%

3.1.2 富春江流域徑流年內變化 統計富春江流域月平均徑流為72 mm，各月徑流分配極不均勻，呈單峰型分布(各月徑流變化圖略)。富春江流域1—2月平均徑流量小于均值；3月起徑流迅速增大，3—7月是該流域徑流最為集中的時段，各月平均徑流均大于均值，3—7月總平均徑流量達558 mm，占全年平均總量的62.4%，其中6月平均徑流量達最大值157.6 mm，占全年平均總量的17.6%。7月起徑流迅速減少，至10月達全年最小值僅39.9 mm，占全年總量的4.5%。

可見，富春江流域徑流從初春到夏季臺汛期前，即3—7月是富春江流域徑流最為集中的時段，也是同期洪水災害最為多發的時段。

3.2 降水量變化及其對徑流的影響

計算富春江流域降雨、徑流序列的相關系數，同期年相關系數達0.880 8，通過信度0.001的顯著性檢驗。

富春江流域降水量的年際變化來看，與徑流變化趨勢一致，呈增加趨勢，其氣候傾向率為19.77 mm/10 a(圖2)。從年際變化來看，20世紀60年代末—70年代中期、90年代、21世紀10年代至今均是多雨期，對應的同期也是該流域徑流偏豐年；20世紀70年代后期—80年代、21世紀的00年代均為少雨期，同期對應的該流域徑流偏枯年。

圖2 富春江流域年降水量年際變化曲線

從富春江流域降水量的年內變化來看(表1)，與徑流量變化趨勢一致，亦呈單峰型分布，降水集中期在3—7月，降雨總量占全年的61.6%，最高值在6月，達292.4 mm，占全年總量的18%；7月起降水量迅速減少，10月—翌年1月月平均降水量均小于100 mm，其中12月達最少值僅57 mm，占全年總量的3.5%。

表1 富春江流域月平均雨量

因此，可以認為富春江流域屬于雨水補給型河流，降雨是影響該流域徑流最主要的因子。

3.3 氣溫變化及其對徑流的影響

計算富春江流域年平均氣溫與年徑流的相關系數，為0.007 3，沒有通過顯著性檢驗，從富春江流域年平均氣溫的年際變化曲線來看(圖3)，富春江流域氣溫自20世紀70年代以來呈明顯增溫的趨勢，其中年平均氣溫的氣候傾向率為0.328℃/10a。氣溫的改變會影響流域的總蒸散力水平，進而影響流域徑流，同時氣溫的改變會影響小流域氣候的形成，但年平均氣溫對徑流的影響不顯著。

圖3 富春江流域年平均氣溫變化曲線

每年的梅汛期結束之后進入7—8月，富春江流域常出現一段時間的高溫干旱天氣，稱之為臺風干旱期，這期間氣溫高、降水相對減少，流域徑流也隨之減少(圖4)。9月—翌年2月為該流域的秋冬季節，降水、流域徑流明顯減少。分別計算這兩個時段的平均氣溫與同期徑流的相關系數，7—8月的相關系數為-0.619 4，通過顯著性檢驗，9月—翌年2月的相關系數為-0.072 3，沒有通過顯著性檢驗。可見7—8月的氣溫對于同期徑流量的影響顯著。

圖4 富春江流域7-8月平均氣溫、徑流年際變化曲線

由此可知，富春江流域氣溫不是影響年徑流量的主要因子，但在7—8月氣溫與徑流呈負相關，徑流隨著氣溫的升高而減少，隨著氣溫的降低而增加。因此在降水減少，氣溫升高的背景下，流域徑流明顯減少，干旱多發。

3.4 蒸發變化及其對徑流的影響

從蒸發的年際變化圖(圖5)可知：2000年之前蒸發呈減少趨勢，其氣候傾向率為-21.6 mm/10 a。2000年以后，蒸發迅速增加，呈增加趨勢，其氣候傾向率為10.5 mm/10 a，至2013年達歷史最大值942.3 mm。自20世紀90年代起富春江流域氣溫明顯升高(圖3)，同期由于處于多雨期中，蒸發繼續維持低位；至2000年后氣溫進一步升高，轉為少雨期，蒸發迅速增加。計算富春江流域蒸發與徑流的相關系數，同期年相關系數是-0.355 5，通過顯著性檢驗，可見富春江流域蒸發與徑流呈顯著的負相關。

圖5 徑流、蒸發年際變化曲線

另從年內分布來看蒸發亦呈單峰型分布，但不同于徑流的分布形態，一年中蒸發最小值在1月份，之后逐月增加，至5月達到第一高值，6月與5月持平，至7月達到年內最高值，8月略小，為年內次高值月份，之后迅速回落，到9月與5月、6月基本持平，10月繼續減少，到12月回落到最低值附近。

4 結 論

(1) 自1969年以來富春江流域徑流量經歷了兩個豐—枯年的轉換，目前進入第3個豐水年的階段。其中20世紀60年代末—70年代中期徑流偏多，以豐水期為主。70年代后期—80年代徑流迅速減少，轉枯年為主。90年代徑流明顯偏多，以豐年為主。2000年起徑流持續偏少，以枯年為主。2010年以后徑流迅速增多，以豐年為主。一年之中3—7月是該流域徑流最為集中的時段，也是同期洪水災害最為多發的時段。

(2) 富春江流域屬于雨水補給型河流，降水量的年際變化與徑流一致，呈增加趨勢，降雨量與徑流量的豐枯變化一致。

(3) 富春江流域年平均氣溫的年際變化呈明顯增加的趨勢，氣溫因子不如降水因子對徑流的影響顯著，但在7—8月一年中氣溫最高的時段里，氣溫對流域徑流的影響顯著。

(4) 富春江流域的蒸發在2000年之前蒸發呈減少趨勢，之后呈增加趨勢，與徑流呈顯著的負相關，蒸發對徑流的減少有一定的影響。

(5) 富春江流域在20世紀60年代末—70年代中期降水、徑流均偏多，氣溫偏低、蒸發偏少；70年代后期—80年代徑流偏枯，降水偏少，氣溫偏低，蒸發偏少；20世紀90年代以及21世紀10年代至今徑流偏豐，降水偏多，氣溫偏高，蒸發偏少；21世紀的00年代徑流偏枯，降水偏少，氣溫偏高，蒸發偏多。