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(xiàn)明顯增溫，氣候變暖引起大氣環(huán)流的變化，進而改變?nèi)驓鉁亍⒔邓⒄舭l(fā)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(xiàn)改變，進而水文循環(huán)狀態(tài)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(fā)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(fā)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(fā)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(yōu)化開發(fā)和合理利用提供參考。

1 研究區(qū)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(qū)，分別由衢江、金華江、蘭江上游構成。流域內(nèi)的富春江水力發(fā)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(diào)節(jié)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(fā)電為主，兼有航運、灌溉、水產(chǎn)、城市供水等綜合經(jīng)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(jié)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(nèi)18個水文站的降雨資料，同時還選取流域內(nèi)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(shù)、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(fā)的計算 采用FAO Penman_Monteith方法估算蒸散發(fā)[11-12]，其計算公式如下：

(1)

式中：ET為蒸散發(fā)(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(shù)(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(shù)(h)；δ為波爾茲曼常數(shù)[4.903×10 MJ/(K4·m2·d)]；N為最大日照時數(shù)(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(guī)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(xiàn)在2015年，流域徑流達1 387 mm，極小值出現(xiàn)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(shù)的27.1%。偏豐年，即10%

3.1.2 富春江流域徑流年內(nèi)變化 統(tǒng)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(fā)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(shù)，同期年相關系數(shù)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(nèi)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(shù)，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(xiàn)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(jié)，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(shù)，7—8月的相關系數(shù)為-0.619 4，通過顯著性檢驗，9月—翌年2月的相關系數(shù)為-0.072 3，沒有通過顯著性檢驗?？梢?—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(fā)。

3.4 蒸發(fā)變化及其對徑流的影響

從蒸發(fā)的年際變化圖(圖5)可知：2000年之前蒸發(fā)呈減少趨勢，其氣候傾向率為-21.6 mm/10 a。2000年以后，蒸發(fā)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(fā)繼續(xù)維持低位；至2000年后氣溫進一步升高，轉為少雨期，蒸發(fā)迅速增加。計算富春江流域蒸發(fā)與徑流的相關系數(shù)，同期年相關系數(shù)是-0.355 5，通過顯著性檢驗，可見富春江流域蒸發(fā)與徑流呈顯著的負相關。

圖5 徑流、蒸發(fā)年際變化曲線

另從年內(nèi)分布來看蒸發(fā)亦呈單峰型分布，但不同于徑流的分布形態(tài)，一年中蒸發(fā)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(nèi)最高值，8月略小，為年內(nèi)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(xù)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(jīng)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(xù)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(fā)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(fā)在2000年之前蒸發(fā)呈減少趨勢，之后呈增加趨勢，與徑流呈顯著的負相關，蒸發(fā)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(fā)偏少；70年代后期—80年代徑流偏枯，降水偏少，氣溫偏低，蒸發(fā)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(fā)偏少；21世紀的00年代徑流偏枯，降水偏少，氣溫偏高，蒸發(fā)偏多。