新安江上游流域水文要素分析研究

2023-11-15 01:42:16鐘維斌

水資源開發與管理 2023年10期

鐘維斌

(黃山水文水資源局,安徽黃山 245000)

氣候變化和人類活動共同影響著流域下墊面,改變著流域產匯流機制,并將深刻影響水循環過程[1-2]。21世紀以來隨著經濟社會快速發展,人類通過新建水庫、農業灌溉、城市擴張和生態恢復等方式日益加深對新安江上游流域水文過程的影響。

1 流域概況

新安江上游流域屬亞熱帶濕潤季風氣候,四季分明,氣溫年平均值為15.8～17.9℃;雨量充沛,濕度較大,多年平均年降水量為1869.5mm;總的地形為西高東低,海拔范圍為86～1630m,流域跨祁門、黟縣、休寧、屯溪三縣一區。水系雙支:南支正源率水、北支橫江,見圖1。率水為新安江正源,發源于安徽、江西兩省交界的五龍山脈懷玉山主峰六股尖,最高海拔1630m,流域面積1522km2,河道長度138km;橫江發源于安徽黟縣五溪山脈的白頂山,海拔1130m,流域面積997km2,河道長度75km,至斷面上游3500m處匯入率水,率水與橫江匯合后始稱新安江。

圖1 新安江上游流域水系圖

新安江上游流域主要控制站屯溪水文站位于黃山市屯溪區陽湖鎮黃口社區,建于1950年6月,流域面積2670km2。為皖南山區1000～3000km2區域代表站、一類精度站、國家重要水文站。測驗項目有降水、蒸發、水位、流量、泥沙、墑情、水質等。

2 數據選取

本文降水研究選取屯溪、上溪口、黟縣、休寧雨量站1956—2020年,巖前雨量站1957—2020年,五城雨量站1958—2020年,呈村雨量站1976—2020年的降水觀測數據;流量、蒸發研究采用屯溪水文站1956—2020年的數據;泥沙研究使用屯溪水文站1979—2020年數據;土壤墑情規律研究則用黎陽墑情站2011—2020年資料。

3 水文要素時空分布分析

3.1 降水

降水量年際變化包括年際間的變化幅度和多年變化過程[3]。年際變幅通常用年降水變差系數Cv以及年降水量極值比來表示;多年變化過程主要指降水豐、平、枯及連豐、連枯的特征,其表示方法主要有均值比較法和差積曲線法[4]。

使用7個雨量站1956—2020年降水數據(資料年限不足站點通過插補延長方法補齊),通過泰森多邊形法計算流域多年面雨量。本流域多年平均年面降水量為1869.5mm,最大年降水量2698.0mm發生在1999年,而最小年降水量1132.8mm發生在1978年,年際極值比為2.38,年降水變差系數Cv為0.20,年際變化較大。繪制差積曲線(見圖2),可知本區年際降水呈豐枯周期性交替變化,交替變化周期在8～13年,平均變化周期為11年,具體變化情況見表1。

表1 流域面降水量不同時間系列均值統計

圖2 降水差積曲線

本流域地處亞熱帶邊緣,距海較近,常為冷暖空氣交匯處。受季風影響,春暖多雨,梅雨顯著,秋伏多旱。

年內各月降水量分配不均,主要集中在3—7月,約占全年降水量的65%,連續最大4個月多年平均降水量在4—7月,約占全年的55%。年內最大月降水量一般出現的6月,約占全年的18%;最小月降水量在12月,約占全年的3%,月極值比為6.2。流域多年平均面降水量月分配見表2。

表2 多年平均面降水量月分配

研究區屬山區性流域,山地傾斜、山峰陡峻,面對季風來向的山地有利于低空氣流水汽抬升,變為暴雨天氣,形成暴雨中心。而在地勢較低處,水汽受到周圍山體阻滯,不足以抬升形成抬升雨,此區域為降水低值區[5]。

本區域有兩個暴雨中心,主暴雨中心在安徽、江西交界的流口—陽臺一帶,多年平均年降水量在2200mm以上;次暴雨中心在黃山西南的芳田附近,多年平均年降水量近2000mm,一個降水低值區在休寧—屯溪一帶,多年平均年降水量約為1800mm。呈現西向東、山地向盆地、上游向下游遞減的趨勢。流域多年平均年降水量等值線見圖3。

圖3 流域多年平均年降水等值線 (單位:mm)

將各站點多年平均年降水量與高程建立關系,見圖4?？梢钥闯鼋邓侩S海拔升高而增大,兩者呈相關關系,橫江流域相關系數R2較高,達0.89,為強相關關系;率水流域相關系數R2為0.62。因此,可以通過兩個流域高程-降水量關系線推求其他無雨量站點地區的降水量。

圖4 多年平均年降水量與高程關系

3.2 徑流

新安江上游流域多年平均年徑流深為1170.1mm,最大年徑流深為2031.3mm,發生在1999年;最小年徑流深為558.6mm,發生在2005年;年際極值比為3.64,年徑流深變差系數Cv為0.33,年際變化較降水量更大。徑流深差積值曲線變化趨勢與降水基本一致,見圖5,徑流豐枯水年交替變化周期為9～13年,平均周期為11年,具體變化情況見表3。

表3 流域面降水量不同時間系列均值統計

圖5 徑流深差積曲線

年內各月徑流深分配不均,但與降水量月分配相對應,主要集中在3—7月,約占全年的74%。連續最大4個月多年平均在4—7月,約占全年的64%,年內最大月徑流深一般出現的6月,約占全年的21%,最小月徑流深在12月,約占全年的2%,月極值比為9.33。月徑流深相比于月降水量更加集中,是由于受流域下墊面調蓄影響。流域多年平均徑流深月分配見表4。

此時此刻，紀檢監察機關對王素英的調查還在進行，具體案情尚未明晰。但是，對關注福利彩票系統的人而言，王素英落馬被查并不算一件很令人意外的事情，因為在此之前，已經有兩名和她曾擔任同一職位的領導干部遭到了調查和處理，某種意義上，這個崗位本身就“問題多多”。而在福彩中心背后，整個民政部都存在系統性的腐敗問題。

表4 多年平均徑流深月分配

新安江上游流域洪水多由暴雨形成,洪水的季節特點、時空變化與暴雨基本一致。洪水的主要特點是匯流快、流速大、漲落快。洪水一般以單峰為主,而大洪水及特大洪水主要為雙峰型或復峰型,其主峰出現的先后受降水時空分布的制約[6]。1956年以來發生超過5年一遇的洪水17次,其中10年一遇的大洪水7次。進入21世紀后,大洪水發生頻率較高,5年一遇的洪水有8次,10年一遇的大洪水達4次。屯溪水文站實測歷史最大流量為6500m3/s,發生在1996年7月1日,實測年最大流量中約有70%發生在6—7月,尤其集中在6月下旬至7月上旬,8—9月也有洪水發生,其他月份出現洪水的概率極小。實測歷史最小流量為0,發生在1978年9月4日,實測年最小流量出現月份相對分散,分布在1月、2月、8—12月,約占全年的82%。將各年最大、最小流量相除得多年流量極值比,點繪流量極值比趨勢曲線見圖6,曲線緩慢上漲,說明流域出現極端天氣概率呈緩慢上漲趨勢,年內易同時出現大洪水和極端旱災,需引起關注。

圖6 多年流量極值比趨勢

3.3 水面蒸發

新安江上游流域多年平均年水面蒸發量為783.7mm,最大年蒸發量為1020.7mm,發生在1958年;最小年蒸發量為616.6mm,發生在1999年;極值比為1.66,年際蒸發變差系數Cv為0.13,年際變化不大,變化過程與降水成相反關系,整體波動減小趨勢,蒸發年際變化見圖7。年內分配不均,汛期5—9月約占全年總蒸發量的2/3,其中7月蒸發量最大,約占全年蒸發量的15.6%;1月蒸發量最小,約占全年蒸發量的3.1%。各月水面蒸發量分配情況見表5。

表5 各月水面蒸發量分配

圖7 蒸發量年際變化

用干旱指數r反映氣候干旱程度,通常定義為年蒸發量與年降水量的比值,即r=E0/P,式中E0為年蒸發量,用E601水面蒸發量乘以折算系數推求[7]。計算出各年的干旱指數為0.21～0.73,多年平均干旱指數為0.39,低于十分濕潤帶干旱指數0.5,說明新安江上游流域屬十分濕潤帶。

3.4 泥沙

新安江上游流域河流泥沙主要是由降水對流域表面沖刷產生的,因此河流含沙量大小與降水量和降水強度關系密切[8]。豐水年輸沙量大,枯水年相對小。同時,流域植被、坡度對含沙量也有較大影響,植被率高、坡度小則含沙量小,反之則含沙量大。

多年平均年輸沙量為37.9萬t,年最大輸沙量為97.9萬t,發生在2011年;年最小輸沙量為4萬t,發生在2005年;極值比為24.5,年際輸沙量變差系數Cv為0.62,年際變化大。各年最大含沙量只出現在4—7月,其中6月出現概率最大,為40.5%;其次是7月,出現概率為33.3%。

3.5 土壤墑情

不同深度土層土壤含水量的變化程度各不相同,從而形成了土壤水分的垂直變化差異。各層土壤含水量的平均水平和變異性,一般從集中趨勢和離散趨勢兩個方面描述。反映各層土壤含水量集中趨勢的指標為平均值,反映離散趨勢的指標包括樣本最大值、最小值、標準差和變異系數等[9]。從表6可知,10cm深處土壤含水量平均值最大,而40cm深處土壤含水量平均值最小,不同深度土壤按含水量平均值大小排序為10cm土層>20cm土層>40cm土層。土壤含水量變異系數10cm土層最大,40cm土層最小,這是因為表層土壤含水量受降水、蒸發影響顯著,變化較為劇烈,而越深處變化相對越緩慢。

表6 新安江上游流域不同深度土層土壤含水量統計

新安江上游流域土壤含水量的年際變化受降水和蒸發因素影響明顯。從圖8、圖9可以看出,降水量多、蒸發量小的年份土壤含水量高,降水量少、蒸發量大的年份土壤含水量相應也低?；旧贤寥篮颗c降水量成正相關,而與蒸發量成負相關。

圖8 新安江上游流域年際土壤含水量和降水量曲線

圖9 新安江上游流域年際土壤含水量和蒸發量曲線

圖10 多年土壤墑情變化曲線

劇變階段正值黃山市汛期,降水量、蒸發量及農作物生長所需水量均大于其他兩個階段,降水天氣可使土壤含水量迅速上升;而干旱炎熱的天氣,快速生長的農作物則使土壤含水量急劇下降,因此,這一階段土壤含水量變化大,變化速度快。穩定階段主要包括冬季、春季,這一階段氣溫比較低,降水量、蒸發量也相對比較小,土壤水分基本保持在一個相對穩定的水平。緩變階段由于氣溫逐漸下降,降水量和蒸發量也逐漸減小,故土壤水分緩慢變化,總體上由不穩定趨于穩定。

3.6 蓄水量

閉合流域在時段內輸入的水量與輸出的水量之差,必等于流域內蓄水量的變化,這就是水量平衡原理[10],故流域內蓄水量方程式為

ΔVn=Px-Rs+Eb

式中:ΔVn為時段內流域蓄水量的變化,mm;Px為時段內流域平均降水量,mm;Rs為出口斷面流出的徑流深,mm;Eb為時段內流域平均蒸發量,mm,采用《黃山水文手冊》流域蒸發與水面蒸發折算系數計算。

繪制新安江上游流域蓄水量差積曲線,見圖11,1998年蓄水量差積值為20.7億m3,之后有明顯上升趨勢,2020年蓄水量差積值達122.1億m3,上漲約6倍。這是由于黃山市對于生態環境十分重視,20世紀90年代末及21世紀初的植樹造林等森林恢復舉措取得了較大成效,植被得到了顯著恢復。同時,隨著經濟快速發展和城市化進程的不斷推進,農村大部分青壯年勞動力轉移到了城市,農田棄耕后轉為草地或灌叢。此外,農村生活方式的改變,如農村能源從薪柴轉變為煤炭、電力等,使曾經的薪柴砍伐和坡地耕種等人類活動顯著減少,人類對植被的干擾減弱,使得林地面積逐漸增加,流域涵養水源的能力增強[11]。