基于水文特征參數(shù)的1954-2007年鄱陽湖流域徑流演變特征

黃伊涵，尹義星，韓 翠，劉夢洋，王小軍

(1.南京信息工程大學(xué) 水文氣象學(xué)院,江蘇 南京 210044；2. 南京水利科學(xué)研究院 水文水資源與水利工程科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,江蘇 南京 210029； 3. 水利部應(yīng)對氣候變化研究中心,江蘇 南京 210029)

0 引 言

鄱陽湖流域位于長江中下游地區(qū)，地形狹長，該流域三面環(huán)山，北鄰長江，受特有的地理環(huán)境特征和氣候變化特征、人類活動等因素的疊加效應(yīng)影響，近幾十年來鄱陽湖流域的降雨-徑流關(guān)系發(fā)生了顯著變化。隨著社會經(jīng)濟(jì)的發(fā)展，流域水資源的需求日益增大，研究鄱陽湖流域徑流變化特征，探討氣候變化和人類活動的影響，對評估湖泊水量安全、應(yīng)對湖泊極端水文事件等方面都具有重要意義[1]。

徑流演變特征及趨勢直接關(guān)系到區(qū)域水資源的開發(fā)利用，國內(nèi)外許多學(xué)者對氣候變化和人類活動的雙重影響下，流域徑流的演變規(guī)律及成因做了大量有意義的研究工作[2-6]。候欽磊等[9]應(yīng)用Kendall秩相關(guān)系數(shù)、R/S分析、降水-徑流雙累積曲線法等方法，分析了渭河徑流的徑流變化趨勢，發(fā)現(xiàn)導(dǎo)致渭河干流徑流量減少的主要原因是人類活動，其次是降水；Hao等[10]利用MK趨勢檢驗(yàn)，研究了氣候變化和人類活動對塔里木河流域地表徑流的影響，得出在20世紀(jì)70年代人類活動對徑流變化影響最大，而1980、1990年代氣候變化對徑流變化影響最大。陳立華等[12]用MK趨勢和突變檢驗(yàn)對西江流域廣西境內(nèi)序列趨勢性、突變特征等研究徑流演變規(guī)律，發(fā)現(xiàn)西江干流徑流呈現(xiàn)減少趨勢；葉許春等[13]對鄱陽湖流域徑流變化的影響因素研究表明，人類活動對鄱陽湖流域徑流起著減流的作用。

總體來看，數(shù)理統(tǒng)計(jì)分析方法是大多研究中分析徑流變化特征的主要途徑，然而，多數(shù)研究所采用的方法，其水文統(tǒng)計(jì)參數(shù)較為單一。因此，采用暴漲指數(shù)、年和干、濕季徑流系數(shù)、枯洪季徑流比、超過年平均徑流量天數(shù)比等多種水文統(tǒng)計(jì)參數(shù)，通過分析和對比各水文統(tǒng)計(jì)參數(shù)，探究鄱陽湖流域1950年代以來的徑流演變特征，并通過上游和下游站點(diǎn)之間水文特征參數(shù)的對比，分析人類活動對流域徑流變化的可能影響，從而深入認(rèn)識流域降水徑流演變規(guī)律及其響應(yīng)關(guān)系，為建立鄱陽湖流域水文水資源的響應(yīng)機(jī)制提供依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 數(shù) 據(jù)

選用鄱陽湖流域上游地區(qū)的峽山、賽塘、高沙、梅港四個(gè)水文站，下游地區(qū)的外洲、李家渡、萬家埠、虎山四個(gè)水文站的1954-2007年日徑流資料；流域內(nèi)79個(gè)氣象站(1960-2007)日降水資料，氣象站點(diǎn)空間分布均勻。所選擇站點(diǎn)數(shù)據(jù)可以反映該流域上下游地區(qū)水文氣象條件的變化。各水文站集水區(qū)面雨量的計(jì)算，通過對集水區(qū)內(nèi)氣象站點(diǎn)降水資料進(jìn)行泰森多邊形的面積加權(quán)獲得。鄱陽湖流域內(nèi)贛江、撫河、信江、饒河、修水分別由南、東、西注入鄱陽湖，其中贛江流域上游東支控制站為峽山站，上游西支控制站為賽塘站，下游控制站為外洲站；撫河流域控制站為李家渡站；信江流域控制站為梅港站；饒河流域主要控制站為虎山站；修水流域上游控制站為高沙站，下游主要控制站為萬家埠站。水文和氣象站點(diǎn)的分布情況，以及上游站點(diǎn)所在的子流域，如圖1所示。

圖1 鄱陽湖流域水文氣象站點(diǎn)及子流域圖Fig.1 Hydrological and meteorological stations and subbasins in the Poyang Lake basin

1.2 方 法

暴漲這個(gè)術(shù)語反映的是徑流過程中短期變化的發(fā)生頻率和快慢特征，上漲和回落快的徑流過程相對于保持穩(wěn)定的徑流，其“暴漲”性更強(qiáng)。Baker等[14]提出R-B暴漲指數(shù)來定量分析徑流的變化特征，該指數(shù)的變化與氣候變化引起的徑流量年際變化無明顯相關(guān)性，而對大壩建設(shè)、土地利用變化有較高的敏感性。采用該暴漲指數(shù)來反映徑流特征，計(jì)算上游和下游各水文站的暴漲指數(shù)，在此基礎(chǔ)上，分析鄱陽湖流域徑流量的演變特征及與人類活動的可能聯(lián)系，其計(jì)算公式如下：

(1)

式中：Fi為暴漲指數(shù)；q為日均徑流量；i為天數(shù)，n=365(366)。

Fi是個(gè)無量綱的指數(shù)。Fi趨近于0表示流域的徑流恒定不變，F(xiàn)i值越高表示流域的日均徑流量波動越大。

本文采用徑流系數(shù)分析流域演變特征，徑流系數(shù)是指一定匯水面積內(nèi)總徑流量與降水量的比值，是任意時(shí)段內(nèi)的徑流深度Y與造成該時(shí)段徑流所對應(yīng)的降水深度X的比值，其計(jì)算公式如下：

Q=R/P

(2)

式中：Q為徑流系數(shù)；R為總徑流量；P為降雨量。Q是個(gè)無量綱的指數(shù)，其值介于0到1之間。

研究表明，徑流系數(shù)與不透水層表面覆蓋率有關(guān)。它綜合反映了自然地理因素對降雨形成徑流過程的影響，故可以很好地說明流域內(nèi)水循環(huán)的程度，較好地監(jiān)測水循環(huán)隨時(shí)間的變化；徑流系數(shù)的變化，往往也可以反映人類活動影響的情況。

利用季節(jié)徑流系數(shù)反映季節(jié)內(nèi)徑流變化與降雨變化之間的關(guān)系，包括干季和濕季徑流系數(shù)，針對鄱陽湖流域，本文定義干季為10月至次年3月，濕季為4月至9月，分別計(jì)算干、濕季的面雨量深度和徑流深度，即可得到干、濕季徑流系數(shù)。

枯洪季徑流比是枯季(12月至次年2月)的徑流總量與洪季(6月至8月)的徑流總量之比，其計(jì)算公式如下：

Qdw=∑枯季徑流總量/∑洪季徑流總量

(3)

日平均徑流超過年平均徑流量的天數(shù)所占全年的比例，稱為超過年平均徑流量天數(shù)比TQm[15]。該指數(shù)與暴漲指數(shù)比較類似，在城市化流域?qū)⒔档停丛撝笖?shù)一般情況下與城市的發(fā)展呈負(fù)相關(guān)。其在城市化流域的數(shù)值較低，是因?yàn)樵诔鞘械貐^(qū)徑流的退水更快，而且濕季基流較低。在城市化流域，日徑流超過年平均徑流量的天數(shù)所占比例會降低，一般情況下，在城市地區(qū)的河流，該指數(shù)小于30%，而在郊區(qū)的河流，該指數(shù)往往大于30%。

2 結(jié)果與分析

2.1 暴漲指數(shù)

計(jì)算鄱陽湖流域上游和下游水文站的暴漲指數(shù)，結(jié)果如圖2和圖3所示。通過線性傾向率分析各站暴漲指數(shù)的平均十年上升(下降)率，結(jié)果表明，上游峽山站為-0.011/(10 a)，賽塘站為-0.012/(10 a)，高沙站為-0.02/(10 a)，梅港站為-0.005/(10 a)，下游地區(qū)外洲站為-0.001/(10 a)，李家渡站為0.018/(10 a)，萬家埠站為-0.001/(10 a)，虎山站為-0.011/(10 a)?？傮w上來說，鄱陽湖流域除李家渡站外，其他站點(diǎn)的暴漲指數(shù)都呈下降趨勢。對各站的線性擬合的R值進(jìn)行顯著性分析，上游的峽山、賽塘、高沙站均通過了0.01顯著性水平檢驗(yàn)，即暴漲指數(shù)下降趨勢非常顯著；下游的虎山站通過了0.05顯著性水平檢驗(yàn)，下降較為顯著，李家渡站通過了0.01顯著性水平檢驗(yàn)，上升非常顯著。

圖2 1957-2007年鄱陽湖上游站點(diǎn)暴漲指數(shù)Fig.2 The flashiness index from 1957 to 2007 in the upper reaches of the Poyang Lake

圖3 1957-2007年鄱陽湖下游站點(diǎn)暴漲指數(shù)Fig.3 The flashiness index from 1957 to 2007 in the lower reaches of the Poyang Lake

圖4為鄱陽湖流域代表站點(diǎn)暴漲指數(shù)的MK突變檢驗(yàn)圖。上游的峽山站暴漲指數(shù)UF曲線在1967年之前都呈現(xiàn)出不顯著的上升趨勢，1967年之后呈下降趨勢，且1975年之后的下降趨勢非常顯著。暴漲指數(shù)序列的UF與UB曲線在1973年左右出現(xiàn)了交叉點(diǎn)，交叉點(diǎn)位于上下置信區(qū)間之內(nèi)。并且，此后的下降超過0.05顯著性水平，因此判斷在1973年左右發(fā)生突變。下游的李家渡站暴漲指數(shù)的變化則不同，在1957-1961年期間曾出現(xiàn)短暫的下降，自1961年之后都呈上升趨勢，且在1970-1995年期間上升趨勢非常顯著。突變發(fā)生于1962年左右?？傮w來看，上游站點(diǎn)突變時(shí)間發(fā)生在20世紀(jì)70至80年代，下游除李家渡站發(fā)生在70年代附近。

圖4 鄱陽湖流域代表水文站點(diǎn)暴漲指數(shù)的MK突變檢驗(yàn)圖Fig.4 MK abrupt change for flashiness index at typical stations in the Poyang Lake basin

對各個(gè)站點(diǎn)的暴漲指數(shù)進(jìn)行MK趨勢檢驗(yàn)，結(jié)果見表1。Z為正值表示呈上升趨勢，負(fù)值則表示呈下降趨勢。Z的絕對值在大于等于1.65、1.96、2.56時(shí)表示分別通過了0.1、0.05、0.01水平的顯著性檢驗(yàn)。4個(gè)上游峽山、賽塘、高沙和梅港的Z值均通過了0.01的顯著性水平檢驗(yàn)，暴漲指數(shù)下降趨勢都非常顯著；下游的李家渡站通過了0.01的顯著性水平檢驗(yàn)，上升非常顯著，萬家埠站通過了0.05顯著性水平檢驗(yàn)，下降較為顯著?？傮w來看，上游更多的是自然區(qū)域，下游地區(qū)城市化明顯，人類活動帶來的影響使流域水文特征產(chǎn)生了顯著的變化。因此，相對于上游地區(qū)，下游地區(qū)站點(diǎn)的暴漲指數(shù)下降趨勢較弱，李家渡站甚至呈上升趨勢。

分析各水文站暴漲指數(shù)的統(tǒng)計(jì)特征，除外洲站的暴漲指數(shù)值總體偏小外，其他各站暴漲指數(shù)的值較為接近。上游4個(gè)水文站的暴漲指數(shù)均值約為0.32，下游4個(gè)水文站除外洲站之外的平均值約為0.35(含外洲站為0.29)，上游站點(diǎn)暴漲指數(shù)的標(biāo)準(zhǔn)差均值約為0.037，下游約為0.044(含外洲站為0.055)，下游地區(qū)站點(diǎn)暴漲指數(shù)的離散程度更大，即年際波動較明顯。

表1 鄱陽湖流域各站暴漲指數(shù)和徑流系數(shù)MK趨勢檢驗(yàn)的Z值Tab.1 Z Value of MK trend for flashiness and runoff coefficient in the Poyang Lake basin

2.2 超過年平均徑流量天數(shù)比

圖5為 1957-2007年鄱陽湖流域超過年平均徑流量天數(shù)比的箱線圖。圖中粗橫線其值代表的是序列中不受極值影響的中位數(shù)，描述數(shù)據(jù)的集中趨勢。從圖5可以看出，上游的峽山站超過年平均徑流量天數(shù)比約為33%，賽塘站約31%，高沙站約28%，梅港站約31%；下游的外洲站的超過年平均徑流量天數(shù)比約為33%，李家渡站約為28%，萬家埠約為26%，虎山站約為27%?？傮w來看，上游地區(qū)除高沙站外，其余3個(gè)站點(diǎn)超過年平均徑流量天數(shù)比的中位數(shù)均大于30%；下游地區(qū)除外洲站外，其余3個(gè)站點(diǎn)的中位數(shù)均小于30%。上游地區(qū)水文站點(diǎn)超過年平均徑流量的天數(shù)均值為112 d，且最小值大于100 d；下游地區(qū)均值為104 d，最小值小于100 d?？傮w來說，下游地區(qū)站點(diǎn)的超過年平均徑流量天數(shù)比明顯小于上游地區(qū)。這說明在人類活動影響較顯著的下游地區(qū)，徑流的發(fā)生時(shí)間更加集中，其中萬家埠與虎山站指數(shù)該最小，可以推測其所在子流域受到人類活動的影響最明顯。

圖5 1957-2007年鄱陽湖流域超過年平均徑流量天數(shù)比Fig.5 The ratio of days over average annual runoff from 1957 to 2007 in the Poyang Lake basin

2.3 徑流系數(shù)

計(jì)算得到鄱陽湖上游和下游地區(qū)站點(diǎn)的逐年年徑流系數(shù)。從20世紀(jì)60年代到21世紀(jì)初，上游站點(diǎn)的平均10 a上升(下降)率，峽山站為0.005/(10 a)，賽塘站為0.01/(10 a)，高沙站為0.022/(10 a)，梅港站為0.003/(10 a)；下游的外洲站為0.012/(10 a)，李家渡站為-0.005/(10 a)，萬家埠站為0.014/(10 a)，虎山站為0.006/(10 a)。上游4個(gè)水文站中高沙站平均十年上升率最大，上升趨勢最明顯，其次為賽塘站、峽山和梅港站則相對較弱；下游的外洲站、萬家埠站和虎山站平均10 a上升率很接近，年徑流系數(shù)變化趨勢較為相似，均呈上升趨勢，虎山站相對其他兩個(gè)站點(diǎn)上升趨勢較弱，而李家渡站較為例外，呈現(xiàn)下降趨勢。

圖6為流域各站點(diǎn)年徑流系數(shù)的箱線圖。上游站點(diǎn)中峽山、賽塘和高沙站的中位數(shù)較為接近，約為0.5，梅港站的中位數(shù)則較大，約為0.7。下游站點(diǎn)中外洲和李家渡站年徑流系數(shù)的中位數(shù)較為接近，約為0.5，萬家埠和虎山站年徑流系數(shù)的中位數(shù)較為接近，約為0.6。此外，上游4個(gè)站點(diǎn)年徑流系數(shù)的平均數(shù)約為0.57，標(biāo)準(zhǔn)差約為0.13；下游4個(gè)站點(diǎn)年徑流系數(shù)的平均數(shù)約為0.55，標(biāo)準(zhǔn)差約為0.12?？傮w來說，與上游相比，下游的平均年徑流系數(shù)略小，標(biāo)準(zhǔn)差也略小。這可能是由于影響徑流系數(shù)的因素很多，除了氣候(降水量、蒸發(fā)等)原因外，還受人類活動(如城市化、建壩、植樹造林等)的影響。具體的原因，還需要進(jìn)一步研究。

圖6 鄱陽湖流域各站年徑流系數(shù)箱線圖Fig.6 Box plot of the annual average runoff coefficient in the Poyang Lake basin

圖7為鄱陽湖流域年徑流系數(shù)的年代際變化，可見，上游水文站中，梅港站徑流系數(shù)較大，一直在0.65以上，1960年代至1980年代年徑流系數(shù)變化不大，1980年代后顯著上升，1990年代徑流系數(shù)最大，達(dá)到了0.73，此后至2000年代明顯下降；峽山站徑流系數(shù)總體最小，在1960年代前期徑流系數(shù)非常小，1970年代有所上升， 1980年代后持續(xù)微弱下降；賽塘站在1960年代至1970年代徑流系數(shù)變化不大，至1980年代進(jìn)入上升狀態(tài)，1990 s略有下降，至2000年代有所上升；高沙站在1960年代至1980年代年徑流系數(shù)緩慢上升后下降，1980年代后的變化趨勢與梅港站基本一致。

下游水文站中，萬家埠和虎山站的變化趨勢基本一致，1970年代有所上升，1980年代下降， 1990年代上升明顯，而后2000年代下降明顯；外洲站在1960年代前期年徑流系數(shù)較小，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；李家渡站的徑流系數(shù)變化不同于其他幾個(gè)站，1960年代前期年徑流系數(shù)較小，至1970年代有下降，至1980年代略有上升，此后持續(xù)下降，總體上該站徑流系數(shù)年代際變化幅度不大。

圖7 鄱陽湖流域年徑流系數(shù)的年代際變化Fig.7 Decennial change of runoff coefficients in the Poyang Lake basin

計(jì)算得到鄱陽湖上游和下游站點(diǎn)的干、濕季徑流系數(shù)，結(jié)果如圖8所示。梅港站干季和濕季徑流系數(shù)的中位數(shù)分別為0.58和0.64，其差值在鄱陽湖流域內(nèi)最?。换⑸秸靖?、濕季徑流系數(shù)的中位數(shù)分別為0.41和0.65，其差值最大。上游4個(gè)水文站的干、濕季徑流系數(shù)中位數(shù)差值的平均數(shù)約為0.11，下游的差值平均數(shù)則約為0.15。一般情況下，城市化水平較高的流域，濕季徑流系數(shù)與干季徑流系數(shù)的差別較大；而在城市化水平較低的流域，其差別較小。下游地區(qū)的城市化水平比較高，而在上游地區(qū)，植被覆蓋率較高，下滲進(jìn)入土壤的雨量較多，故地下水是其徑流的重要補(bǔ)給源。這樣就造成鄱陽湖流域上游站點(diǎn)的干濕季徑流系數(shù)差值小于下游站點(diǎn)。

圖8 鄱陽湖流域各站干、濕季徑流系數(shù)的箱線圖Fig.8 Box plots of the runoff coefficients in the wet and dry seasons in the Poyang Lake basin

對年徑流系數(shù)和干、濕季徑流系數(shù)進(jìn)行MK趨勢檢驗(yàn)，結(jié)果見表1，下游李家渡站通過了0.05的顯著性水平檢驗(yàn)，其年徑流系數(shù)下降較為顯著。對于干、濕季徑流系數(shù)，上游高沙站的干季徑流系數(shù)呈增長趨勢，通過0.05顯著性水平，增長趨勢顯著；下游的外洲站濕季徑流系數(shù)為下降趨勢，Z值通過了0.05顯著性水平，下降趨勢顯著；虎山站干季徑流系數(shù)呈增長趨勢，通過0.1顯著性水平檢驗(yàn)，上升趨勢較為顯著。一般來說，干濕季徑流系數(shù)變化的具體原因與當(dāng)?shù)厮臍夂驐l件、水利因素等相關(guān)，根據(jù)相關(guān)文獻(xiàn)[16]，干季徑流系數(shù)的上升可能與流域的水利調(diào)度有關(guān)，而濕季徑流系數(shù)的下降可能與流域水文氣候特征的變化有關(guān)。這方面的詳細(xì)分析，有待作者今后進(jìn)一步的研究。

2.4 枯洪季徑流比

從圖9中可以看出，鄱陽湖流域上游與下游站點(diǎn)的枯洪季徑流比基本都在40%以下，上游4個(gè)站點(diǎn)的枯洪季徑流比的變化區(qū)間較為相近，峽山、賽塘、高沙和梅港的中位數(shù)分別為25.25%、29.59%、25.10%和26.38%；下游站點(diǎn)枯洪季徑流比變化區(qū)間的差別則相對較大，外洲、李家渡、萬家埠和虎山站的中位數(shù)分別為27.38%、31.33%、24.52%和28.96%。上游站點(diǎn)枯洪季徑流比的均值為36%左右，下游站點(diǎn)的均值為35%左右。總體來看，人類活動較為明顯的下游地區(qū)，其枯洪季徑流比相較于上游數(shù)值略小。

圖9 1957-2007年鄱陽湖流域站點(diǎn)枯洪季徑流比Fig.9 The dry/wet runoff ratio from 1957 to 2007 in the Poyang Lake basin

3 結(jié) 論

(1)流域各站暴漲指數(shù)主要呈下降趨勢(下游的李家渡站例外)；相對于上游地區(qū)，下游地區(qū)站點(diǎn)的暴漲指數(shù)下降趨勢較弱。上游站點(diǎn)突變時(shí)間點(diǎn)發(fā)生在20世紀(jì)70至80年代，下游則發(fā)生在70年代附近，李家渡站則發(fā)生于1962年左右。

(2)受城市化的影響，下游地區(qū)站點(diǎn)的超過年平均徑流量天數(shù)比明顯小于上游地區(qū)，其中萬家埠與虎山站該指數(shù)最小，可知其受到人類活動的影響最明顯。

(3)總體來說，流域各站年徑流系數(shù)主要呈增長趨勢(下游李家渡站例外)；下游站點(diǎn)的年平均徑流系數(shù)略小于上游。這可能是由于影響徑流系數(shù)的因素很多，除了氣候(降水量、蒸發(fā)等)原因，還受人類活動(如城市化、建壩、植樹造林等)的影響，未來需要進(jìn)一步分析。

(4)下游的城市化水平較高地區(qū)站點(diǎn)，其干季與濕季徑流系數(shù)的差值相對于上游站點(diǎn)較大。