1980—2015年資水尾閭水文條件變化分析

，，

(1.湖南省交通規(guī)劃勘察設(shè)計院有限公司，長沙 410008；2.長沙國禹水利水電設(shè)計咨詢有限公司，長沙 410000)

流域水文條件的變化一直是水資源管理、防洪水利、農(nóng)業(yè)灌溉、水生生態(tài)及水上交通等工程領(lǐng)域備受關(guān)注的議題[1]。在氣候變化及人類活動等影響下，流域水文條件進行相應(yīng)的調(diào)整與改變[2]。目前，國、內(nèi)外學(xué)者對流域水文條件的變化不乏大量的研究[3-5]，但因各行業(yè)關(guān)注點不同，研究側(cè)重點也不盡一致，如水利、水資源等研究偏重于徑流量分析，而內(nèi)河運輸則側(cè)重于對水位的研究。本文利用滑動平均法、M-K法、不均勻系數(shù)法等研究方法，對資水尾閭徑流量及水位的變化進行分析，以期了解近年流域內(nèi)水文條件的變化情況，并初步探討其變化原因及產(chǎn)生的影響，為資水綜合開發(fā)利用及災(zāi)害防治提供科學(xué)依據(jù)。

1 流域概況

資水屬洞庭湖水系的長江支流，是湖南四水之一，有西、南兩源，西源赧水發(fā)源于湖南省城步縣北茅坪坳石井，南源夫夷水發(fā)源于廣西境內(nèi)的資源縣，兩水在雙江口匯合，流經(jīng)邵陽、新化、安化、桃江、益陽等市縣，流域面積28 142 km2，全長653 km，是湖南省第三大河流。資水分3支注入洞庭湖，其主河道資水北支經(jīng)益陽茈湖口流入南洞庭；西支經(jīng)甘溪港流入萬子湖；東支經(jīng)毛角口到臨資口注入湘江，一同匯入洞庭湖。習(xí)慣上將桃江以下至河口甘溪港段稱為資水尾閭(長約44 km)，如圖1所示，其下游至三處入湖(河)口的行洪通道統(tǒng)稱為資水洪道，屬洞庭湖天然水面的組成部分。

圖1 資水尾閭及湖區(qū)水文站網(wǎng)分布Fig.1 Regime of the tail of Zishui river and distribution of hydrological stations

2 數(shù)據(jù)來源和研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

資水尾閭控制性水文站主要有桃江、益陽2站。本文基礎(chǔ)數(shù)據(jù)采用2站實測逐日水位、流量資料及長江水利委員會發(fā)布的《長江泥沙公報》[6]。桃江站位于桃江縣桃花江鎮(zhèn)，距河口44 km，測站設(shè)立于1941年，為資水入湖控制站。益陽站位于益陽市城區(qū)，距河口10 km，于1953年設(shè)立，為水位站，1999年由水位站升為水文站，同期開展流量測驗。本文取用數(shù)據(jù)跨度為1980—2015年，共36 a，其中益陽站因測流系列較短，只采用其水位數(shù)據(jù)。為了進一步分析資水尾閭水文條件變化原因，本文統(tǒng)計分析了與之毗鄰的沅江、沙頭及湘陰3站水位1995—2015年變化情況，各水文站位置見圖1。

2.2 研究方法

2.2.1 滑動平均法

水文序列存在一定波動性，很難從原始序列本身得出隨時間變化的規(guī)律?；瑒悠骄ㄏ喈?dāng)于低通濾波器，可在一定程度上消除波動的影響，使原始序列光滑，用確定的時間序列的平滑值來顯示變化趨勢。具體計算方法參照文獻[7-8]。

2.2.2 Mann-Kendall突變檢驗法

Mann-Kendall突變檢驗法簡稱M-K法，是一種非參數(shù)統(tǒng)計檢驗方法，其優(yōu)點是不需要樣本遵從一定的分布，也不受少數(shù)異常值的干擾，更適用于類型變量和順序變量，因此已大量運用于水文、氣象領(lǐng)域的研究。具體計算方法參照文獻[7-8]。

2.2.3 不均勻性與變化幅度

本文采用徑流年內(nèi)分配不均勻系數(shù)Cv來反映徑流年內(nèi)分配不均勻性的特征值[9]，它是均方差與時段平均徑流量的比值，用式(1)計算,即

(1)

徑流年內(nèi)分配完全調(diào)節(jié)系數(shù)Cr是另外一種年內(nèi)分配的指標(biāo)，其計算公式為

(2)

采用相對變化幅度Cm和絕對變化幅度ΔQ兩個指標(biāo)來衡量徑流變化幅度，即：

Cm=Qmax/Qmin；

(3)

ΔQ=Qmax-Qmin。

(4)

式中Qmax和Qmin分別為年內(nèi)最大和最小月徑流量。

3 徑流量變化分析

3.1 徑流量年際變化情況

3.1.1 趨勢分析

為分析資水尾閭徑流量年際間變化趨勢，對桃江水文站1980—2015年年徑流量進行5 a滑動平均處理，并進行線性趨勢估計(見圖2)。由圖2可知，資水徑流量年際間呈周期性波動，但幅度不大，變化曲線基本呈“W”型。20世紀(jì)80年代多數(shù)年份徑流量位于平均水平以下，資水經(jīng)歷了少水期；而20世紀(jì)90年代各年徑流量基本位于平均水平之上，資水流域進入豐水期，其中1994年、1998年的徑流量明顯高于其他年份，為豐水年；至2000年以后，資水又進入少水期，尤以2011年為最枯年。由線性趨勢來看，資水徑流呈下降趨勢，但斜率并不大，相關(guān)系數(shù)|r|為0.031，表明這種下降趨勢并不顯著。

圖2 桃江站年徑流量變化趨勢Fig.2 Change trend of annual runoff at Taojiang station

3.1.2 突變分析

突變是指統(tǒng)計量從一種穩(wěn)定態(tài)(或穩(wěn)定持續(xù)的變化趨勢)跳躍式地轉(zhuǎn)變到另一種穩(wěn)定態(tài)(或穩(wěn)定持續(xù)的變化趨勢)的現(xiàn)象。表現(xiàn)為從一個統(tǒng)計特征到另一個統(tǒng)計特征的急劇變化[7]。為進一步分析資水尾閭徑流年際間變化情況，對桃江站年徑流量進行M-K突變檢驗，結(jié)果見圖3。

圖3 桃江站年徑流量M-K統(tǒng)計量曲線Fig.3 The Mann-Kendall statistic curves of annual runoff at Taojiang station

由圖3可知，資水尾閭年徑流量存在多個上升-下降過程，呈波動狀態(tài)。1980—1983年、1991—2006年，UF統(tǒng)計量為正值，表明年徑流量呈增加的變化趨勢；而1984—1990年、2007—2015年，UF統(tǒng)計量為負(fù)值，年徑流量呈減少的變化趨勢。雖然徑流量呈起伏波動狀態(tài)，但UF和UB曲線多位于置信區(qū)間之內(nèi)，表明這種變化趨勢并不顯著。在2003年UF和UB曲線相交，發(fā)生突變。

由以上可知，資水尾閭豐、枯水期交替出現(xiàn)，各年間變幅并不大，略有整體下降的趨勢，但這一趨勢并不顯著，可以認(rèn)為基本持平衡態(tài)。

3.2 徑流量年內(nèi)變化情況

資水為內(nèi)陸河流，徑流以降水補給為主，同時受水利樞紐調(diào)控的影響。統(tǒng)計桃江站各時期徑流量年內(nèi)分配情況特征(圖4、表1)，可以看出，其徑流量年內(nèi)分配呈“單峰型”分布。1—2月份徑流量處于低值，3月份隨著春汛的到來，徑流量增大，6月份達到最大，9月份徑流量減少，至12月份進入下一年循環(huán)。資水徑流量主要集中在4—7月份，這4個月徑流量占全年的51%。一般認(rèn)為資水汛期為4—9月份[2]，但統(tǒng)計分析，在3月份流域已進入春汛，月徑流量約占年徑流總量的9.12%，要大于9月份5.95%的比重。且這一特征與流域降水情況相符合[10]。從這一角度可以認(rèn)為，資水尾閭汛期應(yīng)為3—8月份，而9月份實際已進入枯水期。

圖4 桃江站徑流量年內(nèi)分配特征Fig.4 Intra-annualdistributionofrunoffatTaojiangStation

表1 桃江站不同時期月均徑流量及分配情況Table 1 Monthly mean runoff and distribution in different periods at Taojiang station

進一步分析徑流量年內(nèi)變化特征(表2)，總體來看，資水尾閭各月徑流分配較為均衡，多年統(tǒng)計不均勻系數(shù)值為0.44，完全調(diào)節(jié)系數(shù)為0.19，相對變化幅度為3.50，絕對變化幅度為23.68億m3。

表2 桃江站徑流量年內(nèi)分配統(tǒng)計特征Table 2 Statistical indices of the intra-annualdistribution of runoff at Taojiang Station

4 水位變化分析

4.1 水位年際變化情況

統(tǒng)計分析桃江、益陽2站各年平均水位和最低、最高特征水位變化規(guī)律見圖5、圖6。由圖5可知，桃江站水位自2007年后持續(xù)走低，均值由之前的33.21 m(85國家高程，下同)降至31.48 m，變幅達1.73 m，發(fā)生均值突變。甚至平均每年有66.41%的天數(shù)，水位低于2007年前各年低水位的平均值，見表3。

圖5 桃江站及益陽站年平均、最低水位變化趨勢Fig.5 Change trends of annual average and minimum water level at Taojiang station and Yiyang Station

與桃江站類似，益陽站從2006年發(fā)生水位突變，但因受洞庭湖水位頂托影響，降幅并沒有桃江站那么顯著，降落值為0.8 m。與此對應(yīng)，各年最低水位也呈下降趨勢。

分析2站年最高水位(見圖6)，雖然呈鋸齒狀波動，但并無明顯的變化趨勢。

圖6 桃江、益陽站年最高水位變化趨勢Fig.6 Change trends of annual maximum waterlevel at Taojiang station and Yiyang station

年份天數(shù)/d比例/%年份天數(shù)/d比例/%200725569.862012208.056.83200827274.322013235.064.38200924767.672014205.056.16201022962.742015245.067.12201128778.63平均242.666.41

注：31.77 m為1980—2006年年最低水位平均值

圖7 桃江站及益陽站月平均水位變化趨勢Fig.7 Change trends of monthly average water level at Taojiang station and Yiyang station

4.2 水位年內(nèi)變化情況

與徑流情況相一致，資水尾閭水位年內(nèi)分配也呈“單峰型”，見圖7。不同的是，因洞庭湖豐水期為4—9月份，水位最高出現(xiàn)在7月份[4]，受洞庭湖頂托影響，益陽站豐水期亦出現(xiàn)于4—9月份，且最高水位出現(xiàn)在7月份；而桃江站受洞庭湖影響較弱，高水位多出現(xiàn)于6月份。受水位降落的影響，桃江站水位改變原有分配，峰型變得尖瘦，表明豐水期各月水位變化幅度增大。

5 水位變化成因及影響初探

5.1 水位變化成因

一般而言，河段水位變化的誘發(fā)因素主要來自2個方面:一是因降水、徑流等自然條件的變化引起水位相應(yīng)調(diào)整；二是因人為干預(yù)改變了原有邊界條件，造成水位被動調(diào)整。由前文分析知，資水尾閭徑流量并未發(fā)生顯著變化，則其水位突變主要由人為干預(yù)造成。

近年來，資水尾閭河道大量采挖砂卵石，床面被采深、拓寬，過流面積增加，河床形態(tài)發(fā)生了較大變化。如距益陽市下游約2 km的劉公灘河段，受采砂影響，河床整體呈下切狀態(tài)，最大下切深度達11.0 m(見圖8)。與采砂前相比，枯水期斷面過流面積增大近1.36倍，導(dǎo)致同流量情況下水位驟降。因枯水期水流歸槽，水位降落現(xiàn)象尤為明顯。與劉公灘類似，資水尾閭還有多處河段因采砂而受破壞。因河段邊界條件發(fā)生改變，沿程比降重新調(diào)整，河段水位大幅下降。

圖8 不同時期劉公灘河段河床橫斷面Fig.8 Change of riverbed cross section of Liugongtan reach in different periods

另一方面，與資水尾閭相連通的南洞庭湖及湘水洪道的水位變化對益陽、桃江站水位下降也有一定的影響。

資水經(jīng)甘溪港、茈湖口與南洞庭湖連通。三峽工程運行后江湖關(guān)系的演變對洞庭湖水文條件產(chǎn)生著重要的影響。叢振濤等[11]分析了三峽運行前后城陵磯水位的變化情況。三峽運行后城陵磯站年平均水位下降0.54 m，10月份平均水位下降達到1.74 m。與城陵磯站類似，統(tǒng)計分析南洞庭湖沅江站近年水位變化情況(圖9、圖10)可以看出，較三峽蓄水前，沅江站年平均水位下降約0.55 m，尤其在7—10月份水位下降最為明顯。但因枯水期三峽下泄流量較建庫前增加，沅江站年最枯水位并無明顯變化。

圖9 沅江站年平均、最低水位變化趨勢Fig.9 Change trend of annual average and minimum water level at Yuanjiang station

圖10 三峽運行前后沅江站月平均水位變化Fig.10 Mean monthly water stages at Yuanjiang station before and after the operation of Three Gorges project

資水東支于臨資口注入湘江洪道。統(tǒng)計分析湘陰站近年水位變化情況(圖11(a))，可以看出，湘陰站水位降落較為明顯。2006年后年平均水位較之前降落1.32 m，年最枯水位也呈明顯的下降趨勢。

洞庭湖及湘水水位均不同程度下降，但其對資水水位的影響卻不盡相同。資水水位在一定程度上會受湘水水位下降并溯源上延的影響。如資水洪道沙頭站2006年后年平均水位較之前降低了0.61 m(圖11(b)),而洞庭湖水位的下降雖然削弱了對資水尾閭的頂托效應(yīng)，但并沒有加劇其水位下降，沙頭站枯水水位反而因湖水匯入，基本未發(fā)生明顯變化;另一方面，河湖關(guān)系隨資水水位的變化而不斷調(diào)整(見5.2.2節(jié))，逐漸改變流量互相補給的狀態(tài)，絕大部分時間皆由洞庭湖流入資水，使資水水位下降得到緩解。

圖11 湘陰站及沙頭站年平均、最低水位變化趨勢Fig.11 Changes of annual average and minimum water level at Xiangyin station and Shatou station

綜上，資水尾閭水位降落主要因河道無序采砂及湘水洪道水位下降引起，尤以前者影響最大；洞庭湖水位雖然有所下降，但因河湖關(guān)系的改變，湖水補給入河，對緩解資水水位進一步降低有益。

5.2 水位變化產(chǎn)生的影響

5.2.1 對區(qū)間水位-流量關(guān)系的影響

由上文分析知，近幾十年資水尾閭徑流量并未發(fā)生顯著的變化，而水位卻發(fā)生了均值突變，這一變化勢必引起原有水位-流量關(guān)系發(fā)生較大調(diào)整。繪制不同時期桃江站水位-流量關(guān)系曲線如圖12?？梢钥闯?，在同一流量下，2007年之后水位較之前明顯降低，在小流量的枯水期，這一現(xiàn)象尤為明顯，而中、大洪水時，因受下游水位頂托，降落值有限，兩曲線較為相近。

圖12 桃江站水位-流量關(guān)系曲線Fig.12 Stage-discharge relation curves for Taojiang station in different periods

5.2.2 對河湖關(guān)系的影響

圖13 益陽站、沅江站不同時期月平均水位變化Fig.13 Changes in monthly average water level at Yiyang station and Yuanjiang station in different periods

洞庭湖沅江至資水甘溪港曾為典型的河湖雙向水流河段，每年2—7月份資水漲水，水位高于洞庭湖，資水經(jīng)甘溪港分洪流入萬子湖；8月份至次年1月份則相反，湖水南流，倒灌入資水(見圖13(a))。隨著資水水位下降，河湖關(guān)系也發(fā)生改變，益陽站除4月份月平均水位略高于沅江站外，其余月份均低于沅江站(見圖13(b))，這就結(jié)束了分流入湖的狀況，而需要洞庭湖分流來緩解資水水位的降落。

6 結(jié) 論

水文條件的改變對流域綜合開發(fā)、規(guī)劃及工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、建設(shè)等都有著重要的影響。本文通過對近幾十年資水尾閭實測水位、流量數(shù)據(jù)的分析，以期了解水文條件變化規(guī)律及突變情況，并初步探求引起水位降落的原因及其帶來的影響。

(1)資水尾閭徑流量年際間呈周期性波動，豐、枯水期交替出現(xiàn)。在經(jīng)歷了20世紀(jì)90年代的豐水期后，自2000年又進入了少水期。通過采用滑動平均法、M-K突變檢驗等方法，得知資水尾閭年徑流量略呈下降的趨勢，但這一趨勢并不顯著。

(2)資水尾閭徑流量年內(nèi)分配呈“單峰型”分布，各月徑流量分配較為均衡，多年來并未發(fā)生較大變化，多年統(tǒng)計不均勻系數(shù)為0.44，相對變化幅度為3.50。徑流量主要集中在4—7月份，占全年的51%；受春汛影響，3月份徑流量占年徑流總量的9.12%，大于9月份5.95%的比重。從這一角度可以認(rèn)為，資水尾閭汛期應(yīng)為3—8月份，而9月份實際已進入枯水期。

(3)益陽、桃江站水位分別于2006年和2007年發(fā)生均值突變，降落值達0.80 m和1.72 m。究其原因，近年流域內(nèi)無序采砂及湘水洪道水位下降皆有影響，而尤以前者影響為主；三峽運行后洞庭湖水位有所下降，但因資水水位降低，河湖雙向水流互補的關(guān)系發(fā)生改變，湖水單一補給入河，一定程度上可緩解資水水位進一步降低。

參考文獻：

[1] 覃紅燕,謝永宏,鄒冬生.湖南四水入洞庭湖水沙演變及成因分析[J].地理科學(xué),2012,32(5):609-615.

[2] 劉培亮,毛德華,周 慧,等.1990—2013年資水流域汛期徑流量變化規(guī)律分析[J].長江流域資源與環(huán)境,2014,23(增1):6-13.

[3] 孫豪文,胡世雄,蔣昌波,等.湘江長沙段枯水期水位流量變化分析[J].交通科學(xué)與工程,2013,29(1):51-55.

[4] 史 璇,肖偉華,王 勇,等.近50年洞庭湖水位總體變化特征及成因分析[J].南水北調(diào)與水利科技,2012,10(5):18-22.

[5] 胡國華,謝平英,李廣源,等.資江流域徑流量演變規(guī)律研究[J].湖南水利水電,2014, (3):48-51.

[6] 水利部長江水利委員會.長江泥沙公報(2000—2014)[M].武漢:長江出版社, 2000—2014.

[7] 符淙斌,王 強.氣候突變的定義和檢測方法[J].大氣科學(xué),1992,16(4):483-493.

[8] 魏鳳英.現(xiàn)代氣候統(tǒng)計診斷與預(yù)測技術(shù)[M].2版.北京:氣象出版社,2007.

[9] 郭巧玲,楊云松,暢祥生,等.1957—2008年黑河流域徑流年內(nèi)分配變化[J].地理科學(xué)進展,2015,30(5):550-556.

[10] 肖 鵬.洞庭湖流域水資源演變歸因分析[D].北京：清華大學(xué),2014.

[11] 叢振濤,肖 鵬.章誕武，等.三峽工程運行前后城陵磯水位變化及其原因分析[J].水力發(fā)電學(xué)報,2014,33(3):23-28.