中国高寒区水文学中的一些认识和参数_陈仁升
变参数迟滞瞬时单位线及在洪水预报中的应用
变参数迟滞瞬时单位线及在洪水预报中的应用杜成寿;程孟孟【摘要】针对迟滞瞬时单位线法和变参数瞬时单位线法在洪水过程分析中的不足之处,在考虑降雨强度对模型参数及水流推移作用的影响基础上,提出了变参数迟滞瞬时单位线法.该法较好地反映了单位线参数随降雨时空分布变化的规律,能较好处理单位线非线性改正问题.将变参数迟滞瞬时单位线法应用于陆水水库洪水预报中,取得了良好的效果,证明该法具有较高的预报精度和应用价值,值得推广应用.【期刊名称】《人民长江》【年(卷),期】2013(044)018【总页数】4页(P45-48)【关键词】变参数迟滞瞬时单位线;降雨强度;洪水预报;陆水水库【作者】杜成寿;程孟孟【作者单位】长江水利委员会陆水试验枢纽管理局水政水资源处,湖北赤壁437300;长江水利委员会陆水试验枢纽管理局水政水资源处,湖北赤壁437300【正文语种】中文【中图分类】TV122J.E.纳希在C.O.克拉克提出流域汇流瞬时单位线概念12 a后，首次将脉冲理论应用于水文研究中，并与流域汇流计算中的瞬时降雨相比拟，从而找到了水文学中的流域单位线在线性系统理论中的数学依据［1-4］。
J·E·纳希把流域看作是一连串的n个相同的“线性水库”，一个单位的瞬时入流通过这n个线性水库的演进，推导出流域瞬时单位线的数学方程式为式中，Γ为伽玛函数；n为线型水库个数；k为水库型线性蓄泄方程的汇流历时；t 为时间。
按照这一汇流模式，只要求出n和k两个参数，即可得出瞬时单位线。
纳希瞬时单位线法是上世纪60年代初期引入我国的。
该单位线在大量的应用过程中暴露了一些问题，如不能很好还原洪水过程，洪水起涨时间提前，洪峰偏低，主要原因在于没有考虑水流的推移作用。
针对这一缺陷，曾有专家从系统概念出发，分析了线性水文系统的物理和数学结构，提出了迟滞瞬时汇流模型。
其数学方程式为式中，t为一个“线性水库”的推移时间，h。
上述两个模型的参数都采用矩法推求。
高山寒漠带水文_生态和气候意义及其研究进展_陈仁升
第25卷 第3期2010年3月地球科学进展A D V A N C E S I NE A R T HS C I E N C EV o l.25 N o.3M a r.,2010文章编号:1001-8166(2010)03-0255-09高山寒漠带水文、生态和气候意义及其研究进展陈仁升1,2,韩春坛1,2(1.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所黑河上游生态—水文试验研究站,甘肃 兰州 730000;2.中国科学院内陆河流域生态水文重点实验室,甘肃 兰州 730000)摘 要:高山寒漠带在青藏高原和天山地区的面积比率约为20%～30%,在高海拔山区面积分布广阔,是山区流域降水的高值区,下渗迅速,产流系数高,是山区流域的主要产流区。
由于其海拔高、气温低、地形陡峭、植被稀疏,是重要的水文功能区和极端寒区生态脆弱区,附生在其中的稀疏植被和低温微生物是高山生命带的重要组成部分,对气候变化也有指示意义,但国内相关研究很少。
人类活动对高山寒漠生境植被的影响比低海拔区要小,因而为我们提供了一个可以进行气候变化效应比较监测的机会。
提出高山寒漠带在我国冰冻圈水文、生态和气候等方面的重要性,并对相关进展进行初步总结,建议将高山寒漠带作为一个特殊的生态、气候和水文功能区,专门进行研究。
关 键 词:高山寒漠带;空间分布;水文循环;低温微生物;生态脆弱区中图分类号:P462.5 文献标志码:A 在高海拔山区上部和高纬度亚极地地区,存在一种由于低温引起生理干燥而形成植被贫乏的特殊景观,称为寒冻荒漠(C o l dd e s e r t)[1],简称寒漠。
根据该定义,寒漠带应粗略分为高山寒漠带和极地寒漠带,在我国则主要为高山寒漠(A l p i n ec o l dd e s-e r t)。
高山寒漠与黄土、沙漠和喀斯特并列为我国四大生态环境脆弱带[2],但有关这种特殊的高寒荒漠景观,在国内不仅缺乏一个明确的定义,而且缺乏统一的称谓,常冠以高寒荒漠、高山荒漠和高山寒漠等名称,此处以高山寒漠名之,即指高山草甸上界以上的非冰川区(含冰川物质补给区)。
中国高寒区水文学中的一些认识和参数_陈仁升教程
图2
固液态降水分离的 0. 5 h 平均临界气温 （ 数据来源： 祁连山葫芦沟小流域）
Fig. 2 Threshold halfhourly air temperature for separating precipitation into rain，snow and sleet
［20 ］ 例。现有水文模拟中，草甸 / 草原降水截留一般未考虑，而面积相对较少的森林相关研究则较多 ， 但约占 ［21 ］ 高寒区面积 7% 的高寒灌丛降水截留国内研究较少 。为此在葫芦沟小流域布设了相关观测试验 ， 获取了 4 ［21 ］ 种典型灌丛（ 高山柳、金露梅、鬼箭锦鸡儿和沙棘） 的降水截留参数 ： ① 各种灌丛穿透水、 茎杆流出现的 单次临界降水量均约为 2. 0 mm； ② 穿透率： 高山柳 ＞金露梅 ＞鬼箭锦鸡儿 ＞沙棘； 茎杆流： 沙棘 ＞鬼箭锦鸡儿
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科
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第 25 卷
时间较短） ，受内循环及局地降水影响，在较短时间尺度上（ 小时、日尺度 ） ， 还不能描述降水时空分布的统 计规律。这对于需要短时间尺度的寒区水文物理过程研究是一个极大的挑战 ， 也是水文模拟的较大误差源。 在月尺度上，葫芦沟及所在的黑河祁连山区海拔 4 200 m 以下， 湿季月降水量基本与海拔呈正线性或微弱 S ［3 ］ 型关系， 但 在 干 季 无 规 律 可 循 ； 在 年 尺 度 上， 降 水 量 海 拔 为 正 线 性 关 系， 多 年 平 均 海 拔 梯 度 约 为 200 mm / km（ 图 1 ） 。
第 25 卷 第 3 期 2014 年 5 月
水 科 学 进 展 ADVANCES IN WATEＲ SCIENCE
Vol． 25 ， No． 3 2014 May，
内陆河流域水文过程研究的一些科学问题
， 进而将 Ｓ Ｖ Ａ Ｔ模型与分布式水文
模 型 相 结 合， 建立了可与区域大气模型嵌套的
２ ０ ０ ８ ０ ５ ０ ５ ； 修回日期： ２ ０ ０ ８ ０ ６ １ ０ ． 收稿日期： 国家自然科学基金重点项目“ 黑河流域生态—水文过程研究集成” （ 编号： ９ ０ ７ ０ ２ ０ ０ １ ） ； 中国科学院知识创新工程重大项目 基金项目： “ 黑河流域水—生态—经济系统综合管理试验示范” （ 编号： Ｋ Ｚ Ｃ Ｘ １ ０ ９ ） ； 中国科学院知识创新工程重要方向项目“ 黑河流 域水循环与水资源管理研究” （ 编号： Ｋ Ｚ Ｃ Ｘ ２ Ｘ Ｂ ２ ０ ４ ） 资助． 作者简介： 康尔泗（ １ ９ ４ ２ ） ， 男， 四川会理人， 研究员， 博士， 主要从事寒区和旱区水文和水资源研究． Ｅ ｍａ ｉ ｌ ： ｅ ｓ ｋ ａ ｎ ｇ ＠ｌ ｚ ｂ ． ａ ｃ ． ｃ ｎ
［ ８ ］
山灌丛草 甸 带； 山地森林草原带一般分布在海拔 ２５ ０ ０～ ３２ ０ ０ｍ ， 但就分布部位而言， 阴坡比阳坡要 高出约 ２ ０ ０～ ３ ０ ０ｍ ， 阴坡主要树种为青海云杉（ Ｐ ｉ ） ， 阳坡有零星的祁连圆柏（ Ｓ ａ ｂ ｉ ｎ ａｐ ｒ ｚ ｅ ｃ ｅ ａｃ ｒ ａ ｓ ｓ ｉ ｆ ｏ ｌ ｉ ａ ） 分布。海拔 ２１ ０ ０～ ２５ ０ ０ｍ 为山地干草原 ｗ ａ ｌ ｓ ｋ ｉ ｉ
５ ～ ７ ］ Ｄ ＷＨ Ｃ热水耦合分布式水文模型 ［ ， 并且以大气
１ 前 言
干旱区内陆河流域上游山区形成的径流是供给 中游和下游地区的水资源， 维持着流域经济系统和 生态系统的协调和发展， 因此对山区水文过程的观 测试验和研究一直是资源环境领域的研究重点。数 十年来， 我们在山区水文过程的观测和研究中， 在认 识径流形成和变化特征以及模拟研究方面已取得了 长足的进 展 等方面
WRF参数化方案对青藏高原夏季降水的敏感性研究
WRF参数化方案对青藏高原夏季降水的敏感性研究本文使用WRF模式对2013年青藏高原夏季高原涡进行了一系列的数值模拟试验，检验了不同积云参数化方案Kain-Fritsch scheme(KF)、Grell-Devenyi scheme(GD)和微物理参数化方案Kessler scheme(Ks)、WRF Single-Moment 3-class scheme(WRM3)、Eta Microphysics(new Eta)对WRF模拟青藏高原夏季降水的精确度的影响，选择较优的参数化方案。
结果表明：WRF模式模拟的总体效果较好，六种方案给出的模拟结果相差不大，对比来说new Eta + GD方案模拟降水的量级是比较好的，较少出现模拟过强的现象，而Ks + KF方案和Ks + GD方案来说降水中心强度都要大过于实际；降水落区上来看，WSM3 + KF方案和WSM3 + GD方案的表现较好，其它方案则有一定的偏差。
而后分析发现各方案之间降水差异的原因，主要是各方案处理云水、雨水粒子的差别造成的。
青藏高原（下称高原）是我国最大、世界上平均海拔最高的高原(Fielding E et al.，1994)，有“世界屋脊”和“第三极”之称，大部分在我国西南部，包括西藏自治区和青海省的全部、四川省西部、新疆维吾尔自治区南部以及甘肃、云南的一部分，总面积250万平方公里，平均海拔4000~5000米，是亚洲许多大河的发源地，其重要性不言而喻。
同时，由于高原特殊的地理位置、复杂的地形地貌及热力与动力作用，高原形成了独特的高原气候，对附近区域甚至整个亚洲和全球的气候都产生了重要的影响(李吉均等，1998；吴国雄等，2005；王同美等，2008)。
在地形条件独特复杂的高原上，降水的分布也非常复杂，开展降水的研究工作主要依赖于气象站点观测数据和科学考察资料(王传辉等，2011)，但由于高原的气象站点主要集中在东南部，在高原西北部气象资料极其稀缺，并且已有站点多安置于海拔较低的便利可达区域，使得观测数据本身存在误差(Roe G H，2005；傅抱璞，1992)，因此，数值模拟结果能够在一定程度上弥补观测不足的缺陷，成为研究高原气候变化的重要工具。
冰川水文模型研究进展_卿文武
摘要 : 定量评估冰川变化对干旱区流域/ 区域水资源管理、海平面上升 以及冰川自然灾害预防等十分重要。从冰川产 流 ( 消融) 和汇流两个水文物理过程 出发 , 介绍 了国内外 冰川水文模 型的研究 进展 , 对 目前应 用最广 的两类 消融模 型 基于气象因子的统计模型和基于物理机制的能量平衡模型进行了分析和讨论 ; 从 冰川表面、内部 以及下部汇流 3 个方面阐述了冰川汇流模型所取得的成果。表明冰川产流( 消融 ) 模型已相对较为成熟 , 而冰川汇流过程目前 仍处于探 索阶段。构建适合不同规模和类型冰川的、包含冰川运动信息的分布式冰川水文物理模型是今后的研究重点。 关 键 词 : 冰川水文模型 ; 冰川消融 ; 冰川融水汇流 文献标识码 : A 文章编号 : 1001 - 6791( 2008) 06 -0893 - 10
中图分类号 : P343 6; G353 11
冰川是自然界重要的淡水资源 , 全球 3/ 4 以上的淡水资源储存于冰川 ( 主要在南极冰盖和格陵冰盖内) 中。 中国是世界上中、低纬度冰川最为发育的国家。据第一次冰川编目数据 , 中国有冰川 46 377 条, 总面积 59 406 km2 , 冰川储量 5590 km 3, 相当于长江入海口年径流量的 5 倍, 仅次于美国、俄罗斯、加拿大 [ 1] 。随着全球气 候变暖, 世界各地冰川不断萎缩[ 2~ 4] , 冰川变化对干旱区水资源变化、海平面升降以及全球水文循环等的影响 越来越明显。冰川水文主要研究冰川与气候相互作用、热量和物质收支、消融与径流过程、冰川对河流的补 给、冰川洪水、冰川泥石流、冰面湖以及冰川对气候变化的响应规律[ 5] 。冰川是天然的固体水库 , 中国每年平 均冰川融水量约为 620 亿 m3 , 与黄河多年平均入海径流量相当[ 1] 。在西北内陆干旱区, 冰川融水的重要性尤 其突出 , 塔里木河各源流区冰川融水补给比例多在 30% ~ 80%
中国科学院寒区旱区环境与工程研究所
中国科学院寒区旱区环境与工程研究所2016年招收攻读博士学位研究生专业目录中国科学院寒区旱区环境与工程研究所是按照中科院“知识创新工程试点”要求，由原兰州冰川冻土研究所、兰州沙漠研究所、兰州高原大气物理研究所通过学科交叉融合，在保留原有特色学科基础上，凝练出优势研究方向，于1999年整合而成。
该所是以探索寒区旱区陆地表层系统过程、尺度、格局及其相互关系为基础，开展环境与全球变化及区域可持续发展研究的一个多学科综合性研究所。
总体目标是建成国家寒区旱区科学研究基地、西部大开发的科学技术支撑平台与人才库和国际寒区旱区研究交流中心，成为有特色、有优势、有实力、有影响、有贡献的科研机构。
现有7个研究室、16个野外站、2个国家重点实验室和3个中科院重点实验室。
该所是国务院学位委员会首批博士、硕士学位授予权单位，是中国科学院博士生重点培养基地。
现有院士4人，研究生指导教师188人，其中博士生导师88人。
在学研究生473人，其中博士生282人，硕士生191人。
设有地理学、大气科学两个博士后科研流动站，目前在站博士后80人。
2016年预计招收博士生78名，其中预计招收直博生10人，与兰州大学联合培养博士生14名。
在校生享受奖助学金，博士年均46600元。
报名时间：2015年12月10日至2016年1月31日。
报名网址：考试时间：2016年3月中下旬（具体考试时间见准考证），复试另行通知。
考试地点：寒旱所（具体考试地点见准考证）。
经审查符合报考条件的考生于2016年3月17日到本所研究生部（寒旱所科研6号楼301室）领取准考证。
详细报考情况请与寒旱所研究生部联系，简章备索。
单位代码：80076 通讯地址：兰州市东岗西路320号电话：0931-*******,4967555 邮政编码：730000。
一千年来中国东部平原地区四个主要河口的动力地貌演变机制与环境
历史地理第十九辑一千年来中国东部平原地区四个主要河口的动力地貌演变机制与环境王庆高光辰仲少云陈吉余前言在全球变化背景下，全球海平面上升和气候变暖将直接改变河流的侵蚀基准面和流域水文泥沙特性，进而影响到整个流域的侵蚀与堆积状况。
河口是流域与海洋之间的过渡地区，河口段潮汐水道是河流与其基准面之间的动力转换地段。
在那里陆地、海洋直接作用，物质和能量交换过程极为活跃。
在 未来全球海面上升面前，河口的自动调节作用可使河口以上河床免受基准面上升的直接影响,具有极其重要的缓冲作用。
但是，人为和自然因素导致的流域特性的改变又会影响河口区的动力、沉积及地貌过程，有可能使河口的缓冲作用减弱乃至消失。
长江、淮河、黄河和钱塘江是中国东部平成现代黄河入海河口•原淮河入海河口则遭到废弃。
另一方面，千余年来长江河口南岸砂嘴的向东推展，又直接导致了现代杭州湾的形成，使钱塘江口的口外滨海区动力条件发生了深刻变化①。
目前•这四条河流中下游均面临严重的洪涝潮灾害威胁，为制订正确的流域及河口综合治理方案•有必要准确地把握河口在百年时间尺度上的动力地貌演变趋势。
最近的一千年是中国古代文明高度繁荣的时期，留下了极为丰富的历史文献资料，其 中不乏对不同时期河口动力地貌现象的描述。
本文就是在对这些资料搜集、鉴别、整理、综合、分析的基础上写成的，由于文章篇幅所限及已有专文论述，其中淮河河口专指1855年前的人海河口，不涉及淮河入江河口和入洪泽湖河口。
原地区四条最主要的河流，近千年来其河口演变有密切的联系。
在12世纪以前,淮河、黄河分别注入南黄海和渤海，各自拥有独立的入海河口。
1128年黄河夺淮入黄海后，大量泥沙被挟带至淮河河口堆积，洪泽湖及淮河人洪泽湖河口逐渐形成，而淮河入海河口逐渐萎缩。
1851年后淮河改道注入长江河「1段，形成淮河入江河口，淮河演变为长江的一条支流。
1855年后黄河又北徙入渤海，形长江河口动力地貌演变河口有别于正常河流的最重要动力特①陈吉余、悻才兴、虞志英杭州湾的动力地貌.中国海岸发育过程和演娈规律…恥.上海:上海科学技术岀版社;陈吉余、悻才兴、徐海根、董水发.1979.|W］千年来|＜江河［］发ff的模X•海洋学报•V.1.N.1o征，是潮汐作用特别是逆向涨潮流上溯作用的存在°在公元前3世纪前长江九江段河湖不分•有彭蠡泽位于江北，公元1世纪后长江才与彭蠡泽分离，但直到8世纪时潮流界仍在九江①・15世纪初潮流界下移至彭泽②。
水文模型研究综述_陈仁升
中 国 沙 漠 23 卷 222
发展历程作一概述 。 2. 1 径流过程模型 2. 1. 1 土壤水分迁移模型 影响土壤水分迁移的因素有土壤特性 、气候因 子、 水文要素 、 土地利用要素和管理要素等 。 土壤水 分迁移模型的发展经历了从考虑少量要素的简单模 型到包括多个要素的复杂模型的阶段 , 经历了以简 单的水量平衡为基础的模型[ 15 ～ 17] 到以能水平衡为 基础的动力学模型 的阶段 , 经历了从以单点试 验为基础的简单模型到应用遥感等新技术为基础的 分布式模型[ 20 , 21] 的阶段 。 2. 1. 2 坡面过程模型 坡面过程模拟属于山坡水文学的研究范畴 。 早期的坡面过程模拟主要应用 Ho rt on 模型 , 后来逐 渐考虑森林对水文过程的影响[ 11 ～ 13] 。 以后的研究 不仅考虑坡面流 , 而且考虑壤中流和地下水之间的 相互作用 , 考虑土壤势在各种土壤空隙下的变 化[ 24 , 25] 。 当前坡面过程研究更将土壤动力模式与 植被截留联系起来 , 主要考虑物理过程研究[ 26] , 有 时也应用统计模式 。 2. 1. 3 降水模型 传统的单点降水观测经过校正后[ 27] , 其观测数 据是基本可靠的 , 关键是面降水量的准确定量 。 在径 流过程模拟中 , 降水模型也主要体现在面降水量的推 求上 。 传统的面降水量的计算方法如算术平均法 、 泰 森多边形法 、距离权函数法 、三角形法 、 等值线法 、 等 高线法等 , 都具有人为武断的特点 , 因此影响了计算 精度 。 降雨雷达的使用 , 提高了面降水量的计算精 度 。 但是由于系统误差及自然因素如风速等的影响 , 该方法计算的降水量也需校正 。 在这方面的研究主 要有 Battan 、 Greene 2. 1. 4 蒸散发模型
[ 28 ] [ 29 ] [ 22 , 23] [ 14] [ 18 , 19]
融雪入渗特征参数确定方法梳理分析
第１卷第９期水利科学与寒区工程V o l １,N o ９２０１８年９月H y d r oS c i e n c e a n dC o l dZ o n eE n g i n e e r i n gS e p．,２０１８融雪入渗特征参数确定方法梳理分析齐㊀凡１,２,孙颖娜１,２,李㊀娜１,２(１．黑龙江大学水利电力学院,黑龙江哈尔滨１５００８６;２．黑龙江大学寒区水文与水利工程中俄联合实验室,黑龙江哈尔滨１５００８６)摘㊀要:研究融雪水在季节性冻土中的入渗机制可为融雪径流量模型的建立及预警春洪提供理论支持,同时为融雪产流的计算提供数据参考.文章从特征参数着手,梳理了寒区模型㊁原位实验和室内模拟中特征参数确定的方法,为以后的研究提供参考.关键词:融雪入渗;特征参数;梳理;方法中图分类号:S １５２ ７㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:２０９６Ｇ５４１９(２０１８)０９Ｇ００４４Ｇ０４作者简介:齐㊀凡(１９９４Ｇ),女,河北唐山人,硕士研究生,主要从事流域产汇流理论研究.E Ｇm a i l :h e i d a qi f a n ＠１６３ c o m .通讯作者:孙颖娜(１９７６Ｇ),女,黑龙江富锦人,硕士生导师,主要从事随机产汇流理论研究.E Ｇm a i l :２６７８７２３８＠q qc o m .㊀㊀融雪入渗是寒区代表性的水文循环过程之一,冻土是寒区典型的土壤.冻土渗透过程复杂,日间温度升高时积雪融化成雪水,一部分雪水向土壤中入渗,当温度降低时,融雪水变成固态冻结在土壤中,从而延迟融雪水的渗透[１Ｇ２].国外对冻土的研究较早,学者们在２０世纪７０年代开始关注冻土[３].我国冻融土壤入渗规律研究主要集中在融雪水分入渗和农业灌溉两方面.本文分析了前人的研究成果,以土壤含水量㊁冻土渗透系数㊁雪水当量㊁土壤温度㊁非闭合孔隙度等为特征参数,针对参数确定的方法进行梳理,旨在为以后的相关研究提供帮助.１㊀主要特征参数的基本概念渗透系数:多孔介质中的流体运动称为渗流,土壤的渗透性是指土壤输送水或其他流体的能力.表征土壤渗透的定量参数是渗透系数K .当水力梯度J ＝１时,渗透系数在数值上等于渗流速度.渗透系数表示土壤对不同流体的渗透性.孔隙度:土壤由不同大小的固体颗粒组成,颗粒之间的空隙称为土壤孔隙,其大小以孔隙度为特征.孔隙度是土壤中孔隙体积与土壤固体体积之比.含水量:土壤孔隙中水与土壤的比例.冻土中的含水量由冰含量和未冻水含量两部分组成.雪水当量:雪完全融化时形成的水层的垂直深度.２㊀寒冷地区水文模型中特征参数的确定㊀㊀寒区水文模型对渗透率的需求较高.以天山北坡军塘湖流域的K o s t i a k o v 模型为例,渗透公式为:k ＝c x －b(１)式中:k 为下渗率,m m /m i n ;c 和b 为比例系数;x 为下渗时间,m i n .通过测量的大量数据,用E x c e l ,S P S S 等软件进行分析,将渗透量视为渗透时间的函数[４].以回归分析方式进行模拟,选出一个确定性系数最高的回归模拟,可以得出c 和b 的值.基于雪水当量与温度之间的正线性关系建立的度日模型是模拟积雪消融量的有效工具.２１世纪初,根据H B V 水文模型的基本原理,康尔泗等人将中国西部山区分水岭划分为高山冰雪冻土带和山区植被带,建立了高寒地区的水文模型[５].该模型的融雪量采用度日因子法进行计算,模型的４４输入为月气温和降水量,输出为径流,模型应用于河西走廊地区并成功预测径流.S R M融雪径流模型是一个以融雪为主的水文模型,用于模拟和预测山区流域的径流.它是一个基于物理的概念性分布式水文模型,融雪量采用度日因子法换算.陈仁升等在黑河干流流域建立了一个DWH C模型,该模型考虑了冻土水热耦合问题,也采用度日因子法解决季节性积雪融化模型问题.度日因子法的基本假设是融雪量与温度之间存在显著的正线性关系,借助经验参数模拟温度和融雪量之间的关系[６].这个概念最初由F i n s t e r w a l d e r提出,用于研究阿尔卑斯山的冰川变化.在诸多研究中,度日因子法的一般形式是:M＝D D F P D D(２)式中:M为融雪量,m m;D D F为度日因子, m m/(ħ d);P D D为某一时段内的正积温,ħ.３㊀原位方法确定特征参数原位测定方法一定程度上能反映数据的精确度和可靠度,融雪入渗研究常用的野外或原位测定方法有以下几种:(１)双环渗水实验测量下渗量.测量土壤入渗的方法很多,双环渗透法是最典型和应用最广泛的方法.然而应用于存在季节性冻土的寒区时,需要在秋季预埋,以便于冬季和冻融期的测量[７].在实验过程中,将水加入内圈和内圈与外圈之间的环形部分,使两部分的水位保持在１０c m,并分别记录不同时间间隔的渗水量.外圈和内圈之间的渗水抑制了内圈渗水的横向运动,因此环形部分的渗透相关参数更接近实际.通过内环测量不同间隔的渗水量作为下一步计算的数据.根据达西定律,使用双环渗漏,水深约５c m,环中的水头为１０c m.当时间长且稳定时,水力梯度J ʈ１(实际上略大于１),则:QA＝V＝K(３)式中:Q为稳定渗流量,m３/m i n;A为双环内径面积,m２;V为渗透速度,m/m i n;K为渗透系数,m/m i n.渗透速度约等于渗透系数.(２)电子地温计测量地温.采用锤击式原状取土钻为测温载体,土壤温度用电子地温计测量,一般取５０c m㊁１００c m㊁１５０c m㊁２００c m㊁２５０c m㊁３００c m深度的土壤测量.(３)土壤传感器监测土壤含水量和温度.T D R (时域反射仪)法是一种测量土壤湿度的方法,出现于２０世纪８０年代.T D R是一种类似于雷达系统的具有很强独立性的系统,其结果基本上与土壤类型㊁密度和温度无关.T D R可以在结冰条件下测量土壤水分,这一点很重要,非常适合测定寒区土壤特征参数.此外,T D R可同时监测土壤水分和盐分含量.电阻法利用石膏㊁尼龙㊁玻璃纤维等的电阻与其含水量的关系设计而成.当这些中间体与电极一起放在潮湿的土壤中时,一段时间后,这些物质的含水量是平衡的.先前设定的电阻与含水量之间存在一定的对应关系,然后可以借助这些组件获得１００~１５００k P a大气压吸入范围内的水分读数.中子法适用于确定田间土壤水分.它的设计原理是氢迅速降低快中子的速度并使其散射.中子水分计有许多优点,但它对于有机土壤有相当大的限制,不适合测量０~１５c m的土壤含水量.与中子水分计类似,γ射线透射方法使用放射源１３７C s发射γ射线,探测器接收通过土壤传输的γ射线的能量,计算转换后得到土壤含水量.如今,随着技术和精度的提高,土壤水分传感器越来越多,越来越常见,常见的有插针式土壤水分传感器㊁ 中国管 土壤水分传感器等.(４)染色示踪法测融雪入渗深度.染色示踪剂是研究融雪水在土壤中迁移的主要方法之一.含有染色剂的融雪水流入地下,由于示踪剂的作用,被融雪水渗透的土壤被染成不同的颜色.以这种方式,可以清楚且直观地观察土壤中融雪水运移的轨迹[８].根据染色剂的染色机理,染色剂通常分为两种类型:一种是直接给土壤着色的染色剂,如亮蓝色和亚甲蓝色.这类染色剂易于使用,易于掌握,但由于土壤的黏性作用,染色剂保留在土壤层中,因此染色剂的轨迹滞后于融雪水的运动;另一种是不能直接显示颜色,必须与显色剂反应以使颜色可视化的着色剂,例如碘离子.尽管着色剂需要与显色剂反应,比第一种更复杂,但是渗透能力相对较强,并且土壤的黏性力所造成的影响较小.因此,更适合观察土壤水分在较高黏性土壤中的渗透.实验需在实验地降雪之前５４第９期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀齐㊀凡,等．融雪入渗特征参数确定方法梳理分析选取一定面积的站点均匀抛洒染色剂并记录地点.在积雪完全融化后,选择挖土的时间挖掘土壤并用测量工具测量渗透深度.４㊀室内方法确定特征参数野外实验受气候㊁下垫面㊁温度等条件影响较大,有时导致误差较大或者实验无法进行,这时需要设计室内实验来满足研究所需要的参数要求[９].土壤含水量通常通过烘干法测量.将试样放入温度１０５~１１０ħ的烘干箱中,水分完全蒸发后,测量对比试样烘干前后重量.实验室采用饱液法测量非闭合孔隙度.以密度与粒径为主要控制指标制备试验土样,放于装置内,进行配水Ｇ冻结制得特定含水量的稳定冻结试验土柱.土柱制备好后,对其进行饱液,直到当测试液体溢出土壤柱的上表面时,停止饱液,记录已填充液体体积.该体积是冻土中的非闭孔体积,土壤样品中非闭孔体积与土壤颗粒体积的比值是孔隙度.其中,值得注意的是测试液体的选取问题.另外,T S TＧ７０渗透仪也是室内测量的有效工具[１０].针对寒区土壤特性需要对实验进行改进,选用３０％乙二醇溶液作为常水头渗透实验的测试液体.因为该惰性液体凝固点低,测试温度为－７ ５ħ时不会冻结.可取土或按照研究区土壤特性配置土样.计算方法同样根据达西定律,不做赘述.５㊀结论与展望寒区本身的恶劣环境㊁经济滞后㊁研究人员的稀缺,以及复杂的地下水运动,导致使用常规方法进行的研究不会产生十分合理和令人满意的结果.原位实验与室内实验的拟合有时存在误差.由于环境㊁气候㊁人员㊁运输和其他条件,现场实验的数量与测量设备㊁测试方法和监测项目中的室内测试有显著差异.在安装和校准仪器方面,有时在实际生产操作中不能保证科学研究所需的精确度和操作程序.实验研究追求测试数据的单点精度,但对指导实际生产的意义不大,因为研究目标的规模远大于测试点.而水分在土壤中也不是高度均匀的.只有具有稳定输出㊁有历史数据可比性和足够大的平均体积的数据才可用.在实验方法和仪器中,应引用更先进的仪器和技术.单一的一维流研究非常有限,３S技术也应用到对寒区水分运移方向的研究上来,更好的描述二维㊁三维流研究也是待解决的问题;另外,随着实验的复杂性和精确性的发展,根据研究区的特殊条件设计和改进实验装置也将发挥更加有效和实用的作用,从而弥补直接引用其他地区的实验装置而存在不适应当地情况的不足.参考文献:[１]㊀张波,刘志辉,王慧,等．融雪期融雪水下渗分析及下渗率模拟研究[J]．安徽农业科学,２０１３,４１(２４):９９７５Ｇ９９７７,９９８０．[２]㊀戴长雷,孙思淼,叶勇．高寒区土壤包气带融雪入渗特征及其影响因素分析[J]．水土保持研究,２０１０,１７(３):２６９Ｇ２７２．[３]㊀戴长雷,孙思淼,杜新强,等．中国近年寒区地下水试验研究进展[J]．资源科学,２０１１,３３(２):２８６Ｇ２９３．[４]㊀王慧．天山北坡融雪期季节性冻土下渗机制研究[D]．乌鲁木齐:新疆大学,２０１３．[５]㊀康尔泗,程国栋,蓝永超,等．概念性水文模型在出山径流预报中的应用[J]．地球科学进展,２００２(１):１８Ｇ２６．[６]㊀汤英．古尔班通古特沙漠融雪水文过程试验与模拟[D]．石河子:石河子大学,２００８．[７]㊀商允虎．寒区冻土水理性质特征参数综合试验研究[D]．哈尔滨:黑龙江大学,２０１５．[８]㊀唐世南．典型冻土区融雪径流影响因素分析研究[D]．哈尔滨:黑龙江大学,２０１５．[９]㊀李红星,樊贵盛．非饱和土壤有压入渗经验模型研究[J]．太原理工大学学报,２００９,４０(４):３８３Ｇ３８７．[１０]郑秀清,樊贵盛．土壤含水率对季节性冻土入渗特性影响的试验研究[J]．农业工程学报,２０００(６):５２Ｇ５５．６４水利科学与寒区工程㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀第１卷第９期㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀㊀齐㊀凡,等．融雪入渗特征参数确定方法梳理分析A n a l y s i s o f d e t e r m i n a t i o nm e t h o d o f c h a r a c t e r i s t i cp a r a m e t e r s o f s n o w m e l t i n f i l t r a t i o nQ IF a n１,２,S U N Y i n g n a１,２,L IN a１,２(１．S c h o o l o f H y d r a u l i c&E l e c t r i cＧp o w e r,H e i l o n g j i a n g U n i v e r s i t y,H a r b i n１５００８０,C h i n a;２．S i n oR u s s i a n c o l dr e g i o nh y d r o l o g y a n d W a t e rC o n s e r v a n c y E n g i n e e r i n g J o i n tL a b o r a t o r y,H e i l o n g j i a n g U n i v e r s i t y,H a r b i n１５００８０,C h i n a)A b s t r a c t:S t u d y i n g t h ei n f i l t r a t i o n m e c h a n i s m o fs n o w m e l t w a t e ri ns e a s o n a lf r o z e ns o i lc a n p r o v i d e t h e o r e t i c a l s u p p o r t f o r t h e e s t a b l i s h m e n t o f s n o w m e l t r u n o f fm o d e l a n d f o r e c a s tw a r n i n g o f s p r i n g f l o o d, a n d p r o v i d e d a t a r e f e r e n c e f o r t h e c a l c u l a t i o n o f s n o w m e l t r u n o f f．T h e p a p e r s t a r t i n g w i t h t h e c h a r a c t e r i s t i c p a r a m e t e r s,a n dc o m b s t h em e t h o do f d e t e r m i n i n g t h ec h a r a c t e r i s t i c p a r a m e t e r s i nt h ec o l d r e g i o nm o d e l,i n s i t ue x p e r i m e n t a n d i n d o o r s i m u l a t i o n,w h i c hw i l l h e l p t h e f u t u r e r e s e a r c h．K e y w o r d s:s n o w m e l t i n f i l t r a t i o n;c h a r a c t e r i s t i c p a r a m e t e r s;c o m b;m e t h o d s７４。
变化环境下城市洪水演变驱动机理——以北京市温榆河为例
第３２卷第３期２０２１年５月㊀㊀水科学进展ＡＤＶＡＮＣＥＳＩＮＷＡＴＥＲＳＣＩＥＮＣＥＶｏｌ.３２ꎬＮｏ.３Ｍａｙ２０２１ＤＯＩ:１０ １４０４２/ｊ ｃｎｋｉ ３２ １３０９ ２０２１ ０３ ００３变化环境下城市洪水演变驱动机理以北京市温榆河为例任梅芳１ꎬ２ꎬ徐宗学１ꎬ２ꎬ庞㊀博１ꎬ２(１.北京师范大学水科学研究院ꎬ北京㊀１００８７５ꎻ２.城市水循环与海绵城市技术北京市重点实验室ꎬ北京㊀１００８７５)摘要:气候变化和人类活动被认为是城市洪水演变的主要驱动因素ꎬ不同区域气候变化和城市化对洪水演变的影响不尽相同ꎬ科学识别城市洪水演变的关键驱动要素㊁量化气候变化与城市化对城市流域洪水演变的影响是城市洪水管理的重要依据ꎮ本文以高度城市化的北京市温榆河流域为例ꎬ以季节降雨量㊁气温㊁流域前期湿度㊁不透水面积比及流域内地下水埋深作为潜在驱动要素ꎬ对温榆河夏季不同概率的洪水建立ＧＡＭＬＳＳ模型ꎬ分析探讨城市流域洪水演变的主要驱动机制ꎮ研究结果表明:温榆河流域夏季不同概率的洪水在研究期均呈现出非一致性特性ꎻ城市不透水面积的扩张和降水是温榆河流域夏季洪水变化的主要驱动要素ꎬ不同等级洪水的变化具有不同的驱动机制ꎬ高于概率７０％的小洪水的变化主要受到流域下垫面变化的影响ꎬ而小于概率４５％的低频洪水的变化主要受降水的影响ꎮ关键词:洪水演变ꎻ气候变化ꎻ城市化ꎻ驱动机理ꎻ温榆河中图分类号:ＴＶ１２２㊀㊀㊀文献标志码:Ａ㊀㊀㊀文章编号:１００１￣６７９１(２０２１)０３￣０３４５￣１１收稿日期:２０２０￣０７￣２３ꎻ网络出版日期:２０２１￣０３￣１５网络出版地址:ｈｔｔｐｓ:ʊｋｎｓ.ｃｎｋｉ.ｎｅｔ/ｋｃｍｓ/ｄｅｔａｉｌ/３２.１３０９.Ｐ.２０２１０３１２.１８１９.００２.ｈｔｍｌ基金项目:国家重点研发计划资助项目(２０１７ＹＦＣ１５０２７０１)ꎻ国家自然科学基金资助项目(５１８７９００８)作者简介:任梅芳(１９８７ )ꎬ女ꎬ青海民和人ꎬ博士研究生ꎬ主要从事气候变化及城市化对水文水资源影响方面的研究ꎮＥ￣ｍａｉｌ:ｒｅｎｍｅｉｆａｎｇ＠ｍａｉｌ.ｂｎｕ.ｅｄｕ.ｃｎ近年来ꎬ变化环境下河川径流发生了明显的变化ꎬ在气候变化和人类活动双重影响下ꎬ干旱地区流域径流显著减少[１￣２]ꎬ湿润地区流域径流增加[３]ꎬ而城市流域的洪涝事件增多增强[４]ꎮ变化环境下流域径流演变及归因是国际水文科学协会(ＩｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌＡｓｓｏｃｉａｔｉｏｎｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓꎬＩＡＨＳ)最新１０年科学研究计划的核心研究主题之一[５]ꎬ研究水文过程变化及其驱动机理对评价气候变化和人类活动对全球和区域水循环演变过程的影响十分重要[６]ꎮ通常情况下ꎬ降水是流域洪水变化最主要的驱动要素[７]ꎬ在全球气候变暖及城市化高度发展的背景下ꎬ全球及区域降水发生了很大的改变ꎬ同时ꎬ流域洪水的变化也受到其他因素的影响ꎬ如气温㊁地下水变化及人类活动[８]ꎮ近年来ꎬ有关学者对全球及区域径流的驱动机制进行了分析ꎮＺｈａｎｇ等[９]对中国降水和径流的关系研究发现ꎬ不同流域的人类活动伴随着降水的变化对径流表现出不同的影响ꎻＷａｎｇ和Ｈｅｊａｚｉ[１０]研究气候变化和人类活动对美国４１３个流域径流的影响发现ꎬ气候变化导致流域径流量增加ꎬ而由人类活动导致的径流变化在不同流域具有不同的特性ꎻ王国庆等[１１]研究表明ꎬ人类活动对中国北方河川径流的影响大于气候变化带来的影响ꎬ而在中国淮河以南ꎬ由气候变化引起的径流变化占主导地位ꎻＬｉ等[１２]研究表明ꎬ降水㊁气温㊁农业用地和水库的修建对黄河流域流量的变化有显著影响ꎬ由水库和农业用地相关因素变化引起流量的变化是错综复杂的ꎬ量化每个驱动要素对流量变化的影响仍然面临着较大的挑战ꎮ在城市流域中ꎬ城市化的发展对城市流域流量的变化起到至关重要的作用ꎮ城市化进程使得城市区域人口急剧上升ꎬ城市区域不透水面积显著增加ꎬ对城市流域的水循环过程造成一定的影响ꎬ而在高度城市化地区ꎬ多种人类活动共同作用使得城市洪水的发生机理更为复杂ꎮ大多数传统的水文变量统计分析是基于一致性假设基础之上的ꎬ换言之ꎬ假设水文变量在时间序列上没３４６㊀水科学进展第３２卷㊀有发生突变[１３￣１４]ꎮ然而ꎬ由于受到气候变化和人类活动的影响ꎬ无法保证水文资料在过去㊁现在和未来都服从同一分布ꎬ这就导致了水文变量在时间序列上的非一致性[１５]ꎮ大量研究表明一致性假设在水资源规划及危险性评估中不再适用ꎬ非一致性洪水频率分析已成为前沿水文科学问题[１６￣１７]ꎮ目前ꎬ国内常采用还原法或还现法来考虑非一致性水文频率计算[１８]ꎮ还原法是指将非一致性时间序列修正为满足一致性条件的时间序列ꎬ还现法是将水文资料修正为在现状条件下满足一致性要求的时间序列[１６]ꎬ而大量研究表明传统的还原法或还现法存在 还原失真 和 还原失效 的现象[１８￣１９]ꎮ对于非一致性水文资料的分析常采用３种方法ꎬ分别为基于混合分布㊁基于时变矩和基于条件概率分布的非一致性水文频率分析方法ꎮ由于时变矩法可以灵活地选取与洪水变化相关的解释变量来描述洪水的变化ꎬ并且能够对非一致性进行成因分析ꎬ因此ꎬ时变矩法成为近年来国内外研究非一致性洪水频率分析最常采用的方法之一ꎮ广义加和模型(ＧｅｎｅｒａｌｉｚｅｄＡｄｄｉｔｉｖｅＭｏｄｅｌｓｆｏｒＬｏｃａｔｉｏｎꎬＳｃａｌｅａｎｄＳｈａｐｅꎬＧＡＭＬＳＳ)是一种引入位置㊁尺度和形状的广义参数可加模型ꎬ该模型能够灵活描述统计参数和解释变量之间的线性或非线性关系ꎬ为时变矩法提供了强大和便捷的工具[２０￣２３]ꎮ北京市作为中国的政治㊁文化和经济中心ꎬ是城镇化程度最高㊁经济最发达的地区之一[２４]ꎮ温榆河流域位于北京市的核心区域ꎬ该流域流经北京市昌平㊁海淀㊁顺义㊁朝阳和通州５个行政区ꎮ近年来ꎬ北京市洪涝事件频繁发生ꎬ全面科学识别不同等级洪水发生的关键要素ꎬ研究气候变化和城市化如何影响城市流域流量的变化对城市防洪工作具有重要的科学意义ꎮ本文以高度城市化的温榆河流域为研究对象ꎬ借助ＧＡＭＬＳＳ模型ꎬ对温榆河流域夏季全概率洪水演变的关键驱动要素进行识别ꎬ揭示变化环境下城市流域不同频率洪水演变的主要驱动机制ꎬ以期对中国海绵城市建设和城市洪水管理提供科学依据ꎮ１ 研究区概况温榆河流域位于北京市中部ꎬ是北京市城区主要的防洪和排水河道ꎬ全长４７.５ｋｍꎬ流域面积为２４７８ｋｍ２ꎬ被誉为北京市的 母亲河 ꎬ流域属于温带大陆性季风气候ꎬ夏季炎热多雨ꎬ冬季寒冷干燥ꎮ多年平均降雨量为６１９.０ｍｍꎬ大多数雨量集中在６ ９月ꎬ约占全年的８４％ꎮ流域位于北京市核心区域ꎬ自２０世纪８０年代以来随着北京市城市化的高度发展ꎬ温榆河流域的土地利用发生了显著变化ꎬ不透水面积显著增加ꎬ城市化率从１９８５年的约４％增长到２０１６年的约４２％[２５￣２６]ꎮ图１㊀温榆河流域位置及水文气象站点分布Ｆｉｇ.１ＬｏｃａｔｉｏｎｏｆｔｈｅＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎａｎｄｔｈｅｓｐａｔｉａｌｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌａｎｄｍｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌｓｔａｔｉｏｎｓ㊀第３期任梅芳ꎬ等:变化环境下城市洪水演变驱动机理３４７㊀２㊀数据与方法２.１㊀数据及来源本研究采用温榆河流域出口北关闸１９８５ ２０１６年夏季日尺度流量数据和流域内１０个气象站日尺度降水数据ꎬ水文㊁气象站地理位置如图１所示ꎮ将流域内１０个气象站日降雨量的平均值作为流域平均降雨量ꎬ并计算夏季累计日降雨量作为降雨量驱动因子ꎬ水文数据来自北京市水文总站ꎮ气温数据来源于中国区域高时空分辨率地面气象要素驱动数据集(ＣｈｉｎａＭｅｔｅｏｒｏｌｏｇｉｃａｌＦｏｒｃｉｎｇＤａｔａｓｅｔꎬＣＭＦＤ)ꎬ该数据集是中国科学院青藏高原研究所研发的近地面气象与环境要素再分析数据集ꎬＣＭＦＤ数据集包括降水㊁近地表气温㊁地表气压㊁近地表空气比湿㊁近地面全风速㊁向下短波辐射和向下长波辐射等７个气象变量ꎬ时间分辨率为３ｈꎬ空间分辨率为０.１ʎˑ０.１ʎꎬ数据下载地址为ｈｔｔｐ:ʊｗｅｓｔｄｃ.ｗｅｓｔｇｉｓ.ａｃ.ｃｎ/ｄａｔａ/７ａ３５３２９ｃ￣ｃ５３ｆ￣４２６７￣ａａ０７￣ｅ００３７ｄ９１３ａ２１[２７]ꎻ将ＣＭＦＤ数据叠加转换为日尺度气温数据ꎬ计算研究区域季节气温平均值作为流域气温ꎮ本研究采用北京市逐年地下水埋深反映温榆河流域地下水埋深状况ꎬ该数据来源于北京市水文总站ꎮ采用全球逐年人工不透水面积地图来分析温榆河在过去几十年间人工不透水面积的变化过程[２８]ꎬ该数据集是采用Ｌａｎｄｓａｔ遥感影像数据ꎬ借助于ＧｏｏｇｌｅＥａｒｔｈＥｎｇｉｎｅ平台建立的１９８５ ２０１８年全球不透水面积地图ꎬ数据空间分辨率为３０ｍˑ３０ｍꎬ数据来源于ｈｔｔｐ:ʊｄａｔａ.ｅｓｓ.ｔｓｉｎｇｈｕａ.ｅｄｕ.ｃｎ/ꎮ图２为温榆河流域在１９８５ ２０１６年不透水面积空间变化过程示意图(红色区域为不透水面)ꎮ图２㊀研究期温榆河不透水面积空间变化过程Ｆｉｇ.２ＳｐａｔｉａｌｃｈａｎｇｅｓｏｆｉｍｐｅｒｖｉｏｕｓａｒｅａｓｉｎｔｈｅＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎｄｕｒｉｎｇｔｈｅｓｔｕｄｙｐｅｒｉｏｄｓ２.２㊀研究方法为了对温榆河夏季不同概率洪水的非一致性进行诊断ꎬ本文选用Ｐｅｔｔｉｔｔ突变检验法对温榆河夏季不同概率流量数据进行突变检验ꎬＰｅｔｔｉｔｔ突变检验能够较好地识别出数据序列的突变点ꎬ其优点为计算简便ꎬ可以明确突变的时间[２９]ꎻ采用ＧＡＭＬＳＳ模型对研究区不同概率洪水建立模型ꎻ最后采用皮尔逊相关系数法评估ＧＡＭＬＳＳ模型模拟效果及检验优选模型的鲁棒性ꎮ３４８㊀水科学进展第３２卷㊀２.３㊀ＧＡＭＬＳＳ模型简介ＧＡＭＬＳＳ是一种引入位置㊁尺度和形状的广义参数可加模型ꎬ该模型于２００５年由Ｒｉｇｂｙ和Ｓｔａｓｉｎｏｐｏｕｌｏｓ提出[３０]ꎬＧＡＭＬＳＳ模型是假设因变量服从一种参数分布的广义回归模型ꎬ这种分布的所有参数可以通过解释变量的函数来估计ꎬ因此ꎬＧＡＭＬＳＳ模型的主要特点是根据解释变量的值允许不同因变量的分布形式[３０]ꎮ近年来ꎬ国内外学者将ＧＡＭＬＳＳ模型应用到水文分析中ꎬ该模型不仅能够对非一致性的水文时间序列进行模拟分析ꎬ并且能够对非一致性进行成因分析ꎮ本文对ＧＡＭＬＳＳ模型原理予以简单介绍ꎬ更为详细的介绍和讨论可以参照文献[３０￣３１]ꎮＧＡＭＬＳＳ模型中将Ｙ作为预报变量ꎬ服从累计分布函数ＦＹ(ｙｉ｜θｉ)ꎬ其中ｙｉ(ｉ＝１ꎬ ꎬｎ)代表因变量ꎬθｉ表示观测值概率密度函数的参数ꎬθｉ＝(θｉ１ꎬ ꎬθｉｐ)为包含ｐ个参数的向量ꎬ通常情况下ꎬｐɤ４ꎮＧＡＭＬＳＳ模型包含了很多半参数加和模型形式ꎬ给出一个长度为ｎ的预测向量ｙＴ＝(ｙ１ꎬ ꎬｙｎ)ꎬ用ｇｋ来表示连接分布参数与预测量的单调连接函数ꎬ其表达式如下:ｇｋ(θｋ)＝ηｋ＝Ｘｋβｋ＋ðＪｋｊ＝１ｈｊｋ(ｘｊｋ)(１)式中:θｋ和ηｋ为长度为ｎ的向量ꎻβｋ＝(β１ｋꎬ ꎬβＪｋｋ)Ｔ为长度为Ｊｋ的回归参数向量ꎻＸｋ为一个已知的ｎˑＪｋ的解释变量矩阵ꎻｈｊｋ为解释变量的函数ꎬ可以较灵活地采用协变量通过所选的分布函数来描述ꎮ２.４㊀ＧＡＭＬＳＳ模型建立与优选本研究采用流域夏季平均降水量㊁流域前期湿度(上一季节降水量)㊁平均季节气温㊁流域逐年不透水面积比㊁逐年地下水埋深作为潜在驱动因子ꎬ对温榆河夏季不同概率的流量序列建立ＧＡＭＬＳＳ统计模型ꎻ在建立模型之前ꎬ将所有潜在驱动因子序列采用归一化处理ꎬ使得所有变量数据序列在同一范围ꎬ从而具备可比性ꎮＧＡＭＬＳＳ模型采用Ｒ语言平台的ｇａｍｌｓｓ程序包ꎬ根据前人研究结果[３２￣３３]ꎬ本研究采用Ｇａｍｍａ分布和Ｌｏｇｎｏｒｍａｌ分布来拟合径流数据ꎬ２种分布函数的密度函数如表１所示ꎬ在所有的模型当中ꎬ位置参数(μ)和尺度参数(σ)是分布函数的２个控制参数ꎮ本研究中将μ和σ分别设置为常量和变量(如表１所示)ꎬ从而可以探讨一致性模型和非一致性模型的优劣ꎮ预测变量Ｙ代表夏季从概率９５％到５％的观测流量序列ꎬ以中位数流量为例ꎬＹ０.５代表夏季日尺度流量数据序列的中位数ꎮ在建立模型的过程中ꎬ本研究共建立３类模型:第１类模型将μ和σ均设置为常量ꎬ该类模型称之为一致性模型ꎻ第２类模型将μ和σ分别逐一设置为由预测驱动因子构成的函数ꎻ第３类模型将μ和σ均设置为不同的由预测驱动因子构成的函数ꎬ构成模型集ꎮ表２给出了本研究所采用的模型形式ꎬ表２中预测驱动因子ｘｐ㊁ｘａｗ㊁ｘｔ㊁ｘｉｍ㊁ｘｇｗ分别代表降水㊁前期降雨量㊁气温㊁不透水面积比和地下水埋深ꎮ模型１为一致性模型ꎻ模型２是为了描述降水作为单一预测因子对径流量量级变化影响的模型ꎻ模型３是为了描述降水和前期降水量共同作用对径流量量级变化影响的模型ꎻ模型４是为了描述降水和逐年不透水面积变化双因素对径流量变化影响的模型ꎻ模型５是为了描述降水和气温双因素对径流量变化影响的模型ꎻ模型６是为了描述降水和逐年地下水埋深共同作用对径流量变化影响的模型ꎻ模型３㊁４㊁５和６是为了对比分析降水与其他驱动因子对径流变化的相互作用ꎮ因此ꎬ本研究不再以前期降雨量㊁不透水面积比㊁气温以及地下水埋深作为单一因子建立模型ꎬ而是将其他４种预测驱动因子与降水因子进行组合ꎬ从而探讨引入其它因子是否能够加强或减弱降水和流量之间的关系ꎮ为了选取各概率流量的最优拟合模型ꎬ引入广义ＡＩＣ(ＡｋａｉｋｅＩｎｆｏｒｍａｔｉｏｎＣｒｉｔｅｒｉｏｎ)准则ＧＡＩＣ(ＧＡＩＣꎬＧｅｎ￣ｅｒａｌｉｚｅｄＡｋａｉｋｅＩｎｆｏｒｍａｔｉｏｎＣｒｉｔｅｒｉｏｎ)作为评判标准[３４]:ＧＡＩＣ＝ＤＧ＋ωｄｆ(２)式中:ＤＧ为模型的全局偏差ꎻｄｆ为模型自由度ꎻω为惩罚因子ꎮ当ω＝２时称为ＡＩＣ准则ꎻ当ω＝ｌｇｋ时称为ＳＢＣ(ＳｃｈｗａｒｚＢａｙｅｓｉａｎＣｒｉｔｅｒｉｏｎ)准则ꎬｋ为解释变量的个数ꎻＡＩＣ和ＳＢＣ准则是ＧＡＩＣ准则的２种特例ꎬ取ＧＡＩＣ最小的模型作为最优模型ꎬ本文选用ＳＢＣ准则作为评判准则ꎮ㊀第３期任梅芳ꎬ等:变化环境下城市洪水演变驱动机理３４９㊀表１㊀ＧＡＭＬＳＳ分布函数表达式及连接函数形式Ｔａｂｌｅ１ＤｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｆｕｎｃｔｉｏｎｓｏｆＧＡＭＬＳＳａｎｄｔｈｅｔｙｐｅｏｆｌｉｎｋａｇｅｆｕｎｃｔｉｏｎｓ分布函数密度函数连接函数ｌｏｇmｌｏｇσＧａｍｍａ(ＧＡ)ｆ(ｙ｜μꎬσ)＝１(σ２μ)１/σ２ｙ１σ２－１ｅｘｐ[－ｙ/(σ２μ)]Γ(１/σ２)常量常量变量常量常量变量变量变量Ｌｏｇｎｏｒｍａｌ(ＬＯＧＮＯ)ｆ(ｙ｜μꎬσ)＝１２πσ２１ｙｅｘｐ－(ｌｏｇｙ－μ)２２σ２[]常量常量变量常量常量变量变量变量表２㊀ＧＡＭＬＳＳ模型表达式及协变量因子Ｔａｂｌｅ２ＥｘｐｒｅｓｓｉｏｎｓｏｆＧＡＭＬＳＳｍｏｄｅｌｓａｎｄｔｈｅｃｏｖａｒｉａｔｅｓ类型编号模型编号参数表达式ｌｏｇμｌｏｇσ模型类型第１类１１１一致性第２类２α１＋β１ｘｐ１３α２＋β２ｘｐ＋γ２ｘａｗ１４α３＋β３ｘｐ＋γ３ｘｉｍ１５α４＋β４ｘｐ＋γ４ｘｔ１６α５＋β５ｘｐ＋γ５ｘｇｗ１７１α１＋β１ｘｐ８１α２＋β２ｘｐ＋γ２ｘａｗ９１α３＋β３ｘｐ＋γ３ｘｉｍ１０１α４＋β４ｘｐ＋γ４ｘｔ１１１α５＋β５ｘｐ＋γ５ｘｇｗ非一致性第３类１２α１＋β１ｘｐα１＋β１ｘｐ１３α２＋β２ｘｐ＋γ２ｘａｗα２＋β２ｘｐ＋γ２ｘａｗ１４α３＋β３ｘｐ＋γ３ｘｉｍα３＋β３ｘｐ＋γ３ｘｉｍ１５α４＋β４ｘｐ＋γ４ｘｔα４＋β４ｘｐ＋γ４ｘｔ１６α５＋β５ｘｐ＋γ５ｘｇｗα５＋β５ｘｐ＋γ５ｘｇｗ非一致性㊀㊀由于ＳＢＣ准则不能较直观地反映出优选模型的拟合效果ꎬＧＡＭＬＳＳ模型中ｗｏｒｍ图可反映出优选模型的残差分布ꎬ可作为模型的评判标准ꎮ为了评估优选模型的鲁棒性ꎬ本研究采用留一法对最优模型的预报流量值进行交叉验证ꎬ即为将各个概率各个年份的流量逐一作为预报项ꎬ将其余年份的驱动因子作为预报因子ꎬ采用最优模型来预报去除年份的流量值ꎬ逐一进行这一过程ꎬ直到得到所有的流量值ꎬ采用Ｐｅａｒｓｏｎ相关系数法ꎬ分别计算观测流量值与模型交叉验证预报值之间的相关系数ꎬ从而验证模型对不同概率流量值的拟合效果ꎮ２.５㊀皮尔逊相关系数法皮尔逊(Ｐｅａｒｓｏｎ)相关系数是描述２个随机变量线性相关的统计量[３５]ꎬ取值范围为(－１ꎬ１)ꎬ假设２个变量ｘ(ｘ１ꎬｘ２ꎬ ꎬｘｎ)和ｙ(ｙ１ꎬｙ２ꎬ ꎬｙｎ)ꎬ２个变量之间的Ｐｅａｒｓｏｎ相关系数(ｒ)计算公式式(３)所示:３５０㊀水科学进展第３２卷㊀ｒ＝ðｘｙ－ðｘðｙＮðｘ２－(ðｘ)２Ｎæèçöø÷ðｙ２－(ðｙ)２Ｎæèçöø÷(３)㊀㊀当ｒ>０时ꎬ表明２个变量呈正相关ꎬ当ｒ越接近１表明正相关越显著ꎻ当ｒ<０时ꎬ表明２个变量呈负相关ꎬ当ｒ越接近－１表明负相关越显著ꎻ当ｒ＝０时ꎬ表明２变量相互独立ꎮ３㊀结果与讨论３.１㊀Ｐｅｔｔｉｔｔｔｅｓｔ径流突变点分析采用Ｐｅｔｔｉｔｔ法对温榆河夏季不同概率流量数据进行突变检验ꎬ由于篇幅所限ꎬ本文仅列出９５％㊁７５％㊁５０％㊁２５％㊁１０％和５％等６个概率流量的Ｐｅｔｔｉｔｔ突变点检验结果(如图３所示)ꎮ从图中可以看出ꎬ不同概率的流量均存在突变点ꎬ９５％和７５％概率的流量突变点发生在２０１１年ꎬ５０％概率流量突变点发生在１９９６年ꎬ２５％㊁１０％和５％概率流量序列突变点均发生在１９９８年ꎮ图３㊀温榆河夏季不同概率洪水Ｐｅｔｔｉｔｔ突变点检验结果Ｆｉｇ.３ＰｅｔｔｉｔｔｔｅｓｔｒｅｓｕｌｔｓｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｄｉｓｃｈａｒｇｅｓｉｎｓｕｍｍｅｒｉｎｔｈｅＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎ３.２㊀ＧＡＭＬＳＳ模型优选本研究对温榆河夏季不同概率(仅列出部分概率模拟图)的流量数据建立ＧＡＭＬＳＳ模型进行拟合分析ꎬＧＡＭＬＳＳ模型可对预测变量的概率分布进行拟合ꎬ换言之ꎬＧＡＭＬＳＳ模型拟合的不是１个单一值ꎬ而是全概率分布ꎬ图４为各概率流量最优模型拟合的全概率分布(主要计算９５％㊁７５％㊁５０％㊁３５％㊁２０％和５％分位数)ꎮ从图４中可以看出ꎬ温榆河夏季高频流量呈现出逐渐上升的趋势ꎬ而中高频流量比较稳定ꎬ从图中还可以看出ꎬ绝大多数观测流量点据位于模拟值范围内ꎬ说明优选模型能够较好地捕捉到观测流量的变化特征ꎮ根据ＳＢＣ准则ꎬ将ＳＢＣ值最小的模型作为最优模型ꎬ表３给出了各个概率优选模型残差分布的平均值㊁方差㊁偏态系数㊁峰度系数和Ｆｉｌｌｉｂｅｎ相关系数ꎬ全局偏差和ＳＢＣ值ꎬ残差分布的平均值越接近０ꎬ方差越接近１ꎬ偏度系数越接近０ꎬ峰度系数越接近３ꎬＦｉｌｌｉｂｅｎ相关系数都大于０.９５ꎬ证明所选模型的残差分布符合正态分布[３５]ꎮ由于ＳＢＣ准则无法直观反映出优选模型的拟合效果ꎬ采用ｗｏｒｍ图来反映ＧＡＭＬＳＳ模型的拟合效果ꎬ图５给出了各个分位数优选模型的残差分布ｗｏｒｍ图ꎬ图中模型拟合残差值位于两条黑色曲线包㊀第３期任梅芳ꎬ等:变化环境下城市洪水演变驱动机理３５１㊀围的区域ꎬ代表模型拟合效果较好ꎬ从ｗｏｒｍ图可以看出ꎬ各个概率的流量拟合残差满足要求ꎮ为了验证优选模型的鲁棒性ꎬ采用留一法对模型拟合结果进行验证ꎬ计算观测值与预报值序列的皮尔逊相关系数(如表３所示)ꎬ经计算ꎬ预测值与观测值之间的ｒ平均值为０.７４ꎬ说明所选最优模型的模拟效果较好ꎮ图４㊀不同概率洪水最优模型拟合全概率分布Ｆｉｇ.４Ｐｒｏｂａｂｉｌｉｓｔｉｃｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｓｅｌｅｃｔｅｄｂｅｓｔｍｏｄｅｌｓｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｏｆｆｌｏｏｄｓ表３㊀优选模型拟合效果相关参数及相关系数Ｔａｂｌｅ３Ｒｅｌａｔｉｖｅｐａｒａｍｅｔｅｒｓａｎｄｔｈｅｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓｆｏｒｓｉｍｕｌａｔｅｄｅｆｆｅｃｔｓｏｆｓｅｌｅｃｔｅｄｍｏｄｅｌｓ洪水概率/％均值方差偏态系数峰度系数Ｆｉｌｌｉｂｅｎ相关系数全局偏差ＳＢＣ值ｒ９５－０.００２１.０２７－０.４１５１.８６０.９７１４２.１０１６２.９００.５６９０－０.００３１.０３２－０.５１２２.２００.９８１４６.２４１６７.０３０.６９８５０.００３１.０３９－０.４４１２.１３０.９７１５０.２７１７１.０６０.６９８００.０１２１.０４５－０.２１２１.９２０.９８１５６.５４１７７.３４０.６７７５０.０１８１.０５１－０.１０６１.７８０.９９１６０.９３１８１.７３０.６２７０－０.０４７０.９９４－０.３２５２.２２０.９８１５５.８８１７６.６７０.６６６５－０.０４７０.９９４－０.４７２２.３２０.９８１６１.１８１８１.９７０.６０６００.０６７１.０２８－０.３４９２.５００.９９１６３.５６１８４.３６０.６９５５０.０４８１.０３７－０.６２５２.４４０.９７１６２.７３１８３.５２０.７４５０－０.０４１１.００５－０.０１９２.４３０.９９１６６.４３１８７.２２０.７２４５－０.２１４０.９１３－０.０３１２.２４０.９９１６６.９３１８４.２６０.７７４０－０.１２００.９７６０.１１６２.４００.９９１６８.４５１８５.７８０.８１３５－０.０６６１.００５－０.０４１２.１４０.９９１７１.４４１８８.７７０.８５３０－０.０１９１.０２１０.０２６２.２３０.９９１８２.６９２００.０２０.８７２５－０.０２７１.０１９０.２６３２.８６０.９９１８９.３５２０６.６８０.８７２００１.０３２０.０１５４.１６０.９７２０９.５２２１９.９２０.８２１５０１.０３２０.２７７２.３２０.９９２２２.４４２３２.８４０.８３１００１.０３２－０.０１６２.２４０.９９２５３.８７２６４.２６０.７９５０.００１１.０３２－０.４３４２.０４０.９８２８１.２２２９１.６１０.８０３５２㊀水科学进展第３２卷㊀图５㊀不同概率洪水模拟残差ｗｏｒｍ图Ｆｉｇ.５Ｗｏｒｍｐｌｏｔｓｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｏｆｆｌｏｏｄｓ３.３㊀协变量分析由于ＧＡＭＬＳＳ模型位置参数(μ)为反映预测变量量级变化的参数ꎬ为了识别温榆河流域夏季不同概率流量非一致性的关键驱动要素ꎬ分析不同概率洪水非一致性的成因ꎬ探讨该流域全概率洪水演变的驱动机制ꎬ本文对μ表达式的系数进行讨论分析ꎮ图６为不同概率洪水优选模型μ表达式的系数变化图ꎬ从图中可以看出ꎬμ的截距(如图６(ａ))随着洪水发生概率的降低而增高ꎬ这与前人研究结果一致[１２ꎬ３３]ꎻ从图６(ｂ)可以看出ꎬ发生概率高于７０％的夏季小洪水主要受到城市不透水面积比变化的影响ꎬ其不透水面积变化比的系数要远大于降水的系数ꎻ而发生概率为４５％到７０％的夏季洪水受到降水和不透水面积比变化的双重影响ꎬ但降水的系数要大于不透水面积比的系数ꎬ说明这一发生概率阶段的洪水ꎬ相比于降水ꎬ受到不透水面积比变化的影响较小ꎻ对于低于概率４５％的夏季洪水ꎬ不透水面积比变化不再选为关键驱动要素ꎬ降雨的系数越来越大ꎬ说明夏季低于４５％概率洪水演变的主要驱动因素为降水的变化ꎮ图６㊀夏季不同概率洪水优选模型μ截距及协变量系数变化Ｆｉｇ.６Ｉｎｔｅｒｃｅｐｔａｎｄｔｈｅｃｏｅｆｆｉｃｉｅｎｔｓｏｆｃｏｖａｒｉａｔｅｓｏｆｌｏｃａｔｉｏｎｐａｒａｍｅｔｅｒｓμｏｆｓｅｌｅｃｔｅｄｍｏｄｅｌｓｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｆｌｏｏｄｓｉｎｓｕｍｍｅｒ㊀第３期任梅芳ꎬ等:变化环境下城市洪水演变驱动机理３５３㊀综上所述ꎬ温榆河夏季中小洪水(中高频洪水)的变化主要受到城市化的影响ꎬ而温榆河在过去几十年间城市化发展十分迅速ꎬ这也就较好地诠释了温榆河夏季中小洪水呈现出逐渐上升的趋势(如图４)ꎻ而夏季大洪水(低频流量)变化的主要驱动因素为降水的变化ꎮ４㊀结㊀㊀论由于受到气候变化和高强度人类活动的影响ꎬ城市洪水在长时间序列上表现出非一致性特性ꎬ本文采用ＧＡＭＬＳＳ模型对温榆河夏季全概率洪水变化的主要驱动机制进行分析探讨ꎮ主要结论如下:(１)温榆河流域夏季不同概率的洪水在研究期呈现出非一致性ꎬ并且不同等级的洪水出现突变点的年份不一致ꎻＧＡＭＬＳＳ模型能够较好地应用到城市洪水分析中ꎬ该模型可以较好地捕捉到城市洪水的变化特征ꎬ优选模型预测的中位数值与观测流量值之间的Ｐｅａｒｓｏｎ相关系数平均值为０.７４ꎬ说明模型拟合效果较好ꎮ(２)降水和不透水面积比的变化是温榆河夏季洪水演变的主要驱动要素ꎬ不同等级洪水呈现出的非一致性特性具有不同的驱动成因ꎮ温榆河夏季高于概率７０％的小洪水变化的主要驱动要素为不透水面积比变化ꎻ概率为６５％到５０％之间的中小洪水变化的主要驱动要素为降水和不透水面积比变化ꎬ其中受到降水的影响要显著大于城市不透水面积变化的影响ꎻ而对于低于４５％概率的大洪水ꎬ城市不透水面积变化比不再作为主要驱动要素ꎬ而其主要受到降水变化的影响ꎮ(３)下垫面类型改变的影响主要体现在中小洪水上ꎬ而大洪水及极端洪水的演变主要受到降水变化的影响ꎬ这一结论可对中国海绵城市建设提供一定的科学借鉴价值ꎮ(４)ＧＡＭＬＳＳ模型可以灵活地选取与洪水变化相关的解释变量来描述洪水序列的非一致性ꎬ并且能够对非一致性进行归因分析ꎬ但ＧＡＭＬＳＳ模型更擅长于评估水文资料在时间系列上的非一致性成因ꎬ而在对水文序列的预报方面可能存在一定的缺陷ꎮ参考文献:[１]ＷＡＮＧＧＱꎬＹＡＮＸＬꎬＺＨＡＮＧＪＹꎬｅｔａｌ.ＤｅｔｅｃｔｉｎｇｅｖｏｌｕｔｉｏｎｔｒｅｎｄｓｉｎｔｈｅｒｅｃｏｒｄｅｄｒｕｎｏｆｆｓｆｒｏｍｔｈｅｍａｊｏｒｒｉｖｅｒｓｉｎＣｈｉｎａｄｕｒ￣ｉｎｇ１９５０ ２０１０[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＷａｔｅｒａｎｄＣｌｉｍａｔｅＣｈａｎｇｅꎬ２０１３ꎬ４(３):２５２￣２６４.[２]ＧＩＵＮＴＯＬＩＩꎬＲＥＮＡＲＤＢꎬＶＩＤＡＬＪＰꎬｅｔａｌ.ＬｏｗｆｌｏｗｓｉｎＦｒａｎｃｅａｎｄｔｈｅｉｒｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｔｏｌａｒｇｅ￣ｓｃａｌｅｃｌｉｍａｔｅｉｎｄｉｃｅｓ[Ｊ].Ｊｏｕｒ￣ｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙꎬ２０１３ꎬ４８２:１０５￣１１８.[３]ＳＬＡＴＥＲＬＪꎬＷＩＬＢＹＲＬ.Ｍｅａｓｕｒｉｎｇｔｈｅｃｈａｎｇｉｎｇｐｕｌｓｅｏｆｒｉｖｅｒｓ[Ｊ].Ｓｃｉｅｎｃｅꎬ２０１７ꎬ３５７(６３５１):５５２.[４]张建云ꎬ宋晓猛ꎬ王国庆ꎬ等.变化环境下城市水文学的发展与挑战:Ｉ:城市水文效应[Ｊ].水科学进展ꎬ２０１４ꎬ２５(４):５９４￣６０５.(ＺＨＡＮＧＪＹꎬＳＯＮＧＸＭꎬＷＡＮＧＧＱꎬｅｔａｌ.Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔａｎｄｃｈａｌｌｅｎｇｅｓｏｆｕｒｂａｎｈｙｄｒｏｌｏｇｙｉｎａｃｈａｎｇｉｎｇｅｎｖｉｒｏｎ￣ｍｅｎｔ:Ｉ:ｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｒｅｓｐｏｎｓｅｔｏｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０１４ꎬ２５(４):５９４￣６０５.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ)) [５]ＭＯＮＴＡＮＡＲＩＡꎬＹＯＵＮＧＧꎬＳＡＶＥＮＩＪＥＨＨＧꎬｅｔａｌ. ｐａｎｔａｒｈｅｉ￣ｅｖｅｒｙｔｈｉｎｇｆｌｏｗｓ :ｃｈａｎｇｅｉｎｈｙｄｒｏｌｏｇｙａｎｄｓｏｃｉｅｔｙ:ｔｈｅＩＡＨＳｓｃｉｅｎｔｉｆｉｃｄｅｃａｄｅ２０１３ ２０２２[Ｊ].ＨｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌＳｃｉｅｎｃｅｓＪｏｕｒｎａｌꎬ２０１３ꎬ５８(６):１２５６￣１２７５.[６]ＺＨＯＵＹꎬＺＨＡＮＧＱꎬＳＩＮＧＨＶＰ.Ｆｒａｃｔａｌ￣ｂａｓｅｄｅｖａｌｕａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｅｆｆｅｃｔｏｆｗａｔｅｒｒｅｓｅｒｖｏｉｒｓｏｎｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｐｒｏｃｅｓｓｅｓ:ｔｈｅｄａｍｓｉｎｔｈｅＹａｎｇｔｚｅＲｉｖｅｒａｓａｃａｓｅｓｔｕｄｙ[Ｊ].ＳｔｏｃｈａｓｔｉｃＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌＲｅｓｅａｒｃｈａｎｄＲｉｓｋＡｓｓｅｓｓｍｅｎｔꎬ２０１４ꎬ２８(２):２６３￣２７９. [７]ＺＨＡＮＧＱꎬＳＩＮＧＨＶＰꎬＬＩＪＦ.Ｅｃｏ￣ｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｒｅｑｕｉｒｅｍｅｎｔｓｉｎａｒｉｄａｎｄｓｅｍｉａｒｉｄｒｅｇｉｏｎｓ:ｃａｓｅｓｔｕｄｙｏｆｔｈｅＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒｉｎＣｈｉｎａ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｉｃＥｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇꎬ２０１３ꎬ１８(６):６８９￣６９７.[８]ＧＯＳＬＩＮＧＲ.ＡｓｓｅｓｓｉｎｇｔｈｅｉｍｐａｃｔｏｆｐｒｏｊｅｃｔｅｄｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅｏｎｄｒｏｕｇｈｔｖｕｌｎｅｒａｂｉｌｉｔｙｉｎＳｃｏｔｌａｎｄ[Ｊ].ＨｙｄｒｏｌｏｇｙＲｅｓｅａｒｃｈꎬ２０１４ꎬ４５(６):８０６￣８１６.[９]ＺＨＡＮＧＱꎬＧＵＸＨꎬＳＩＮＧＨＶＰꎬｅｔａｌ.ＨｏｍｏｇｅｎｉｚａｔｉｏｎｏｆｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｎｄｆｌｏｗｒｅｇｉｍｅｓａｃｒｏｓｓＣｈｉｎａ:ｃｈａｎｇｉｎｇｐｒｏｐｅｒｔｉｅｓꎬｃａｕｓｅｓａｎｄｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙꎬ２０１５ꎬ５３０:４６２￣４７５.[１０]ＷＡＮＧＤＢꎬＨＥＪＡＺＩＭ.ＱｕａｎｔｉｆｙｉｎｇｔｈｅｒｅｌａｔｉｖｅｃｏｎｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｔｈｅｃｌｉｍａｔｅａｎｄｄｉｒｅｃｔｈｕｍａｎｉｍｐａｃｔｓｏｎｍｅａｎａｎｎｕａｌｓｔｒｅａｍｆｌｏｗｉｎｔｈｅｃｏｎｔｉｇｕｏｕｓＵｎｉｔｅｄＳｔａｔｅｓ[Ｊ].ＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓＲｅｓｅａｒｃｈꎬ２０１１ꎬ４７(１０):Ｗ００Ｊ１２.[１１]王国庆ꎬ张建云ꎬ管晓祥ꎬ等.中国主要江河径流变化成因定量分析[Ｊ].水科学进展ꎬ２０２０ꎬ３１(３):３１３￣３２３.３５４㊀水科学进展第３２卷㊀(ＷＡＮＧＧＱꎬＺＨＡＮＧＪＹꎬＧＵＡＮＸＸꎬｅｔａｌ.ＱｕａｎｔｉｆｙｉｎｇａｔｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆｒｕｎｏｆｆｃｈａｎｇｅｆｏｒｍａｊｏｒｒｉｖｅｒｓｉｎＣｈｉｎａ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０２０ꎬ３１(３):３１３￣３２３.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[１２]ＬＩＨＺꎬＺＨＡＮＧＱꎬＳＩＮＧＨＶＰꎬｅｔａｌ.Ｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｅｆｆｅｃｔｓｏｆｃｒｏｐｌａｎｄａｎｄｃｌｉｍａｔｉｃｃｈａｎｇｅｓｉｎａｒｉｄａｎｄｓｅｍｉ￣ａｒｉｄｒｉｖｅｒｂａｓｉｎｓ:ａｃａｓｅｓｔｕｄｙｆｒｏｍｔｈｅＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒｂａｓｉｎꎬＣｈｉｎａ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙꎬ２０１７ꎬ５４９:５４７￣５５７.[１３]ＵＭＭＪꎬＫＩＭＹꎬＭＡＲＫＵＳＭꎬｅｔａｌ.Ｍｏｄｅｌｉｎｇｎｏｎｓｔａｔｉｏｎａｒｙｅｘｔｒｅｍｅｖａｌｕｅｄｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｓｗｉｔｈｎｏｎｌｉｎｅａｒｆｕｎｃｔｉｏｎｓ:ａｎａｐｐｌｉｃａ￣ｔｉｏｎｕｓｉｎｇｍｕｌｔｉｐｌｅｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｐｒｏｊｅｃｔｉｏｎｓｆｏｒＵＳｃｉｔｉｅｓ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙꎬ２０１７ꎬ５５２:３９６￣４０６.[１４]ＳＥＲＡＧＯＪＭꎬＶＯＧＥＬＲＭ.Ｐａｒｓｉｍｏｎｉｏｕｓｎｏｎｓｔａｔｉｏｎａｒｙｆｌｏｏｄｆｒｅｑｕｅｎｃｙａｎａｌｙｓｉｓ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓꎬ２０１８ꎬ１１２:１￣１６.[１５]ＴＡＮＧＹＨꎬＧＵＯＱＺꎬＳＵＣＪꎬｅｔａｌ.Ｆｌｏｏｄｉｎｇｉｎｄｅｌｔａａｒｅａｓｕｎｄｅｒｃｈａｎｇｉｎｇｃｌｉｍａｔｅ:ｒｅｓｐｏｎｓｅｏｆｄｅｓｉｇｎｆｌｏｏｄｌｅｖｅｌｔｏｎｏｎ￣ｓｔａ￣ｔｉｏｎａｒｉｔｙｉｎｂｏｔｈｉｎｆｌｏｗｆｌｏｏｄｓａｎｄｈｉｇｈｔｉｄｅｓｉｎＳｏｕｔｈＣｈｉｎａ[Ｊ].Ｗａｔｅｒꎬ２０１７ꎬ９(７):４７１.[１６]郭生练ꎬ熊立华ꎬ熊丰ꎬ等.梯级水库运行期设计洪水理论和方法[Ｊ].水科学进展ꎬ２０２０ꎬ３１(５):７３４￣７４５.(ＧＵＯＳＬꎬＸＩＯＮＧＬＨꎬＸＩＯＮＧＦꎬｅｔａｌ.Ｔｈｅｏｒｙａｎｄｍｅｔｈｏｄｏｆｄｅｓｉｇｎｆｌｏｏｄｉｎｃａｓｃａｄｅｒｅｓｅｒｖｏｉｒｏｐｅｒａｔｉｏｎｐｅｒｉｏｄ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａ￣ｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０２０ꎬ３１(５):７３４￣７４５.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[１７]熊立华ꎬ郭生练ꎬ江聪.非一致性水文概率分布估计理论和方法[Ｍ].北京:科学出版社ꎬ２０１８.(ＸＩＯＮＧＬＨꎬＧＵＯＳＬꎬＪＩＡＮＧＣ.Ｔｈｅｏｒｙａｎｄｍｅｔｈｏｄｏｆｎｏｎ￣ｓｔａｔｉｏｎａｒｙｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｆｒｅｑｕｅｎｃｙａｎａｌｙｓｉｓ[Ｍ].Ｂｅｉｊｉｎｇ:ＳｃｉｅｎｃｅＰｒｅｓｓꎬ２０１８.(ｉｎＣｈｉ￣ｎｅｓｅ))[１８]梁忠民ꎬ胡义明ꎬ王军.非一致性水文频率分析的研究进展[Ｊ].水科学进展ꎬ２０１１ꎬ２２(６):８６４￣８７１.(ＬＩＡＮＧＺＭꎬＨＵＹＭꎬＷＡＮＧＪ.Ａｄｖａｎｃｅｓｉｎｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｆｒｅｑｕｅｎｃｙａｎａｌｙｓｉｓｏｆｎｏｎ￣ｓｔａｔｉｏｎａｒｙｔｉｍｅｓｅｒｉｅｓ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０１１ꎬ２２(６):８６４￣８７１.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[１９]王忠静ꎬ李宏益ꎬ杨大文.现代水资源规划若干问题及解决途径与技术方法(一):还原 失真 与 失效 [Ｊ].海河水利ꎬ２００３(１):１３￣１６ꎬ７０.(ＷＡＮＧＺＪꎬＬＩＨＹꎬＹＡＮＧＤＷ.Ｓｏｍｅｐｒｏｂｌｅｍｓｉｎｍｏｄｅｒｎｗａｔｅｒｒｅｓｏｕｒｃｅｓｐｌａｎｎｉｎｇａｎｄｔｈｅｉｒｓｏｌｕｔｉｏｎｓａｎｄｔｅｃｈｎｉｃａｌｍｅｔｈｏｄｓ(１)[Ｊ].ＨａｉｈｅＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓꎬ２００３(１):１３￣１６ꎬ７０.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[２０]ＶＩＬＬＡＲＩＮＩＧꎬＳＥＲＩＮＡＬＤＩＦ.Ｄｅｖｅｌｏｐｍｅｎｔｏｆｓｔａｔｉｓｔｉｃａｌｍｏｄｅｌｓｆｏｒａｔ￣ｓｉｔｅｐｒｏｂａｂｉｌｉｓｔｉｃｓｅａｓｏｎａｌｒａｉｎｆａｌｌｆｏｒｅｃａｓｔ[Ｊ].Ｉｎｔｅｒｎａｔｉｏｎ￣ａｌＪｏｕｒｎａｌｏｆＣｌｉｍａｔｏｌｏｇｙꎬ２０１２ꎬ３２(１４):２１９７￣２２１２.[２１]ＧＵＸＨꎬＺＨＡＮＧＱꎬＬＩＪＦꎬｅｔａｌ.ＩｍｐａｃｔｏｆｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎｏｎｎｏｎｓｔａｔｉｏｎａｒｉｔｙｏｆａｎｎｕａｌａｎｄｓｅａｓｏｎａｌｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｅｘｔｒｅｍｅｓｉｎＣｈｉｎａ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｌｏｇｙꎬ２０１９ꎬ５７５:６３８￣６５５.[２２]ＶＩＬＬＡＲＩＮＩＧꎬＳＭＩＴＨＪＡꎬＮＡＰＯＬＩＴＡＮＯＦ.ＮｏｎｓｔａｔｉｏｎａｒｙｍｏｄｅｌｉｎｇｏｆａｌｏｎｇｒｅｃｏｒｄｏｆｒａｉｎｆａｌｌａｎｄｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅｏｖｅｒＲｏｍｅ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓꎬ２０１０ꎬ３３(１０):１２５６￣１２６７.[２３]ＶＩＬＬＡＲＩＮＩＧꎬＳＭＩＴＨＪＡꎬＳＥＲＩＮＡＬＤＩＦꎬｅｔａｌ.Ｆｌｏｏｄｆｒｅｑｕｅｎｃｙａｎａｌｙｓｉｓｆｏｒｎｏｎｓｔａｔｉｏｎａｒｙａｎｎｕａｌｐｅａｋｒｅｃｏｒｄｓｉｎａｎｕｒｂａｎｄｒａｉｎａｇｅｂａｓｉｎ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓꎬ２００９ꎬ３２(８):１２５５￣１２６６.[２４]宋晓猛ꎬ张建云ꎬ贺瑞敏ꎬ等.北京城市洪涝问题与成因分析[Ｊ].水科学进展ꎬ２０１９ꎬ３０(２):１５３￣１６５.(ＳＯＮＧＸＭꎬＺＨＡＮＧＪＹꎬＨＥＲＭꎬｅｔａｌ.ＵｒｂａｎｆｌｏｏｄａｎｄｗａｔｅｒｌｏｇｇｉｎｇａｎｄｃａｕｓｅｓａｎａｌｙｓｉｓｉｎＢｅｉｊｉｎｇ[Ｊ].ＡｄｖａｎｃｅｓｉｎＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０１９ꎬ３０(２):１５３￣１６５.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[２５]廖如婷ꎬ胡珊珊ꎬ杜龙刚ꎬ等.基于ＨＥＣ￣ＨＭＳ模型的温榆河流域水文模拟[Ｊ].南水北调与水利科技ꎬ２０１８ꎬ１６(６):１５￣２０.(ＬＩＡＯＲＴꎬＨＵＳＳꎬＤＵＬＧꎬｅｔａｌ.ＨｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｏｆＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎｂａｓｅｄｏｎＨＥＣ￣ＨＭＳｍｏｄｅｌ[Ｊ].Ｓｏｕｔｈ￣ｔｏ￣ＮｏｒｔｈＷａｔｅｒＴｒａｎｓｆｅｒｓａｎｄＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅ＆Ｔｅｃｈｎｏｌｏｇｙꎬ２０１８ꎬ１６(６):１５￣２０.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[２６]朱利英ꎬ陈媛媛ꎬ刘静ꎬ等.温榆河水环境质量与浮游植物群落结构的时空变化及其相互关系[Ｊ].环境科学ꎬ２０２０ꎬ４１(２):７０２￣７１２.(ＺＨＵＬＹꎬＣＨＥＮＹＹꎬＬＩＵＪꎬｅｔａｌ.Ｓｐａｔｉｏ￣ｔｅｍｐｏｒａｌｅｖｏｌｕｔｉｏｎａｎｄｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｏｆｗａｔｅｒｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｑｕａｌｉｔｙａｎｄｐｈｙｔｏｐｌａｎｋｔｏｎｃｏｍｍｕｎｉｔｙｉｎＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒ[Ｊ].ＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌＳｃｉｅｎｃｅꎬ２０２０ꎬ４１(２):７０２￣７１２.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ)) [２７]ＲＥＮＭＦꎬＸＵＺＸꎬＰＡＮＧＢꎬｅｔａｌ.Ａｓｓｅｓｓｍｅｎｔｏｆｓａｔｅｌｌｉｔｅ￣ｄｅｒｉｖｅｄｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎｐｒｏｄｕｃｔｓｆｏｒｔｈｅＢｅｉｊｉｎｇｒｅｇｉｏｎ[Ｊ].ＲｅｍｏｔｅＳｅｎｓｉｎｇꎬ２０１８ꎬ１０(１２):１９１４.[２８]ＧＯＮＧＰꎬＬＩＸＣꎬＷＡＮＧＪꎬｅｔａｌ.Ａｎｎｕａｌｍａｐｓｏｆｇｌｏｂａｌａｒｔｉｆｉｃｉａｌｉｍｐｅｒｖｉｏｕｓａｒｅａ(ＧＡＩＡ)ｂｅｔｗｅｅｎ１９８５ａｎｄ２０１８[Ｊ].Ｒｅ￣ｍｏｔｅＳｅｎｓｉｎｇｏｆＥｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔꎬ２０２０ꎬ２３６:１１１５１０.[２９]李文文ꎬ傅旭东ꎬ吴文强ꎬ等.黄河下游水沙突变特征分析[Ｊ].水力发电学报ꎬ２０１４ꎬ３３(１):１０８￣１１３.(ＬＩＷＷꎬＦＵＸＤꎬＷＵＷＱꎬｅｔａｌ.ＳｔｕｄｙｏｎｒｕｎｏｆｆａｎｄｓｅｄｉｍｅｎｔｐｒｏｃｅｓｓｖａｒｉａｔｉｏｎｉｎｔｈｅｌｏｗｅｒＹｅｌｌｏｗＲｉｖｅｒ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＨｙｄｒｏｅｌｅｃｔｒｉｃＥｎ￣ｇｉｎｅｅｒｉｎｇꎬ２０１４ꎬ３３(１):１０８￣１１３.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))㊀第３期任梅芳ꎬ等:变化环境下城市洪水演变驱动机理３５５㊀[３０]ＲＩＧＢＹＲＡꎬＳＴＡＳＩＮＯＰＯＵＬＯＳＤＭ.Ｇｅｎｅｒａｌｉｚｅｄａｄｄｉｔｉｖｅｍｏｄｅｌｓｆｏｒｌｏｃａｔｉｏｎꎬｓｃａｌｅａｎｄｓｈａｐｅ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆｔｈｅＲｏｙａｌＳｔａｔｉｓｔｉ￣ｃａｌＳｏｃｉｅｔｙ:ＳｅｒｉｅｓＣ(ＡｐｐｌｉｅｄＳｔａｔｉｓｔｉｃｓ)ꎬ２００５ꎬ５４(３):５０７￣５５４.[３１]ＳＴＡＳＩＮＯＰＯＵＬＯＳＤＭꎬＲＩＧＢＹＲＡ.Ｇｅｎｅｒａｌｉｚｅｄａｄｄｉｔｉｖｅｍｏｄｅｌｓｆｏｒｌｏｃａｔｉｏｎｓｃａｌｅａｎｄｓｈａｐｅ(ＧＡＭＬＳＳ)ｉｎＲ[Ｊ].ＪｏｕｒｎａｌｏｆＳｔａｔｉｓｔｉｃａｌＳｏｆｔｗａｒｅꎬ２００７ꎬ２３(７):１￣４６.[３２]ＶＩＬＬＡＲＩＮＩＧꎬＳＴＲＯＮＧＡ.ＲｏｌｅｓｏｆｃｌｉｍａｔｅａｎｄａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌｐｒａｃｔｉｃｅｓｉｎｄｉｓｃｈａｒｇｅｃｈａｎｇｅｓｉｎａｎａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌｗａｔｅｒｓｈｅｄｉｎＩｏｗａ[Ｊ].ＡｇｒｉｃｕｌｔｕｒｅꎬＥｃｏｓｙｓｔｅｍｓ＆Ｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔꎬ２０１４ꎬ１８８:２０４￣２１１.[３３]ＳＬＡＴＥＲＬＪꎬＶＩＬＬＡＲＩＮＩＧꎬＢＲＡＤＬＥＹＡＡꎬｅｔａｌ.Ａｄｙｎａｍｉｃａｌｓｔａｔｉｓｔｉｃａｌｆｒａｍｅｗｏｒｋｆｏｒｓｅａｓｏｎａｌｓｔｒｅａｍｆｌｏｗｆｏｒｅｃａｓｔｉｎｇｉｎａｎａｇｒｉｃｕｌｔｕｒａｌｗａｔｅｒｓｈｅｄ[Ｊ].ＣｌｉｍａｔｅＤｙｎａｍｉｃｓꎬ２０１９ꎬ５３(１２):７４２９￣７４４５.[３４]陈伏龙.流域环境变化下玛纳斯河融雪洪水的水文效应及其防洪风险不确定性问题研究[Ｄ].天津:天津大学ꎬ２０１７.(ＣＨＥＮＦＬ.Ｒｅｓｅａｒｃｈｏｎｓｎｏｗｍｅｌｔｆｌｏｏｄｒｅｓｐｏｎｓｅｏｆｍａｎａｓｗａｔｅｒｓｈｅｄｕｎｄｅｒｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔａｌｃｈａｎｇｅａｎｄｕｎｃｅｒｔａｉｎｔｙｏｆｆｌｏｏｄｃｏｎｔｒｏｌｒｉｓｋ[Ｄ].Ｔｉａｎｊｉｎ:ＴｉａｎｊｉｎＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙꎬ２０１７.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))[３５]李秀敏ꎬ江卫华.相关系数与相关性度量[Ｊ].数学的实践与认识ꎬ２００６ꎬ３６(１２):１８８￣１９２.(ＬＩＸＭꎬＪＩＡＮＧＷＨ.Ｒｅ￣ｓｅａｒｃｈｏｎｌｉｎｅａｒｃｏｒｒｅｌａｔｉｏｎａｎｄｄｅｐｅｎｄｅｎｃｅｍｅａｓｕｒｅ[Ｊ].ＭａｔｈｅｍａｔｉｃｓｉｎＰｒａｃｔｉｃｅａｎｄＴｈｅｏｒｙꎬ２００６ꎬ３６(１２):１８８￣１９２.(ｉｎＣｈｉｎｅｓｅ))Ｄｒｉｖｉｎｇｍｅｃｈａｎｉｓｍｓｏｆｕｒｂａｎｆｌｏｏｄｓｕｎｄｅｒｔｈｅｃｈａｎｇｉｎｇｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔ:ｃａｓｅｓｔｕｄｙｉｎｔｈｅＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎ∗ＲＥＮＭｅｉｆａｎｇ１ꎬ２ꎬＸＵＺｏｎｇｘｕｅ１ꎬ２ꎬＰＡＮＧＢｏ１ꎬ２(１.ＣｏｌｌｅｇｅｏｆＷａｔｅｒＳｃｉｅｎｃｅｓꎬＢｅｉｊｉｎｇＮｏｒｍａｌＵｎｉｖｅｒｓｉｔｙꎬＢｅｉｊｉｎｇ１００８７５ꎬＣｈｉｎａꎻ２.ＢｅｉｊｉｎｇＫｅｙＬａｂｏｒａｔｏｒｙｏｆＵｒｂａｎｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌＣｙｃｌｅａｎｄＳｐｏｎｇｅＣｉｔｙＴｅｃｈｎｏｌｏｇｙꎬＢｅｉｊｉｎｇ１００８７５ꎬＣｈｉｎａ)Ａｂｓｔｒａｃｔ:Ｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅａｎｄｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎａｒｅｒｅｇａｒｄｅｄａｓｔｈｅｍａｊｏｒｄｒｉｖｉｎｇｆａｃｔｏｒｓｆｏｒｆｌｏｏｄｓｉｎｕｒｂａｎｗａｔｅｒｓｈｅｄｓ.Ｍａｎｙｓｔｕｄｉｅｓｈａｖｅｗｉｔｎｅｓｓｅｄｔｈｅｉｍｐａｃｔｏｆｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅａｎｄｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎｏｎｓｔｒｅａｍｆｌｏｗｉｎｄｉｆｆｅｒｅｎｔｒｅｇｉｏｎｓａｒｅｄｉｆ￣ｆｅｒｅｎｔ.Ｉｄｅｎｔｉｆｉｃａｔｉｏｎｏｆｄｒｉｖｉｎｇｆａｃｔｏｒｓｆｏｒｆｌｏｏｄｓａｎｄｑｕａｎｔｉｆｙｉｎｇｔｈｅｉｍｐａｃｔｏｆｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅａｎｄｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎｏｎｕｒ￣ｂａｎｆｌｏｏｄｖａｒｉａｔｉｏｎａｒｅｉｍｐｏｒｔａｎｔｓｉｇｎｉｆｉｃａｎｃｅｆｏｒｆｌｏｏｄｓｍａｎａｇｅｍｅｎｔｉｎｕｒｂａｎｗａｔｅｒｓｈｅｄｓ.ＴｈｅＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎｉｎＢｅｉｊｉｎｇꎬｗｈｉｃｈｈａｓｕｎｄｅｒｇｏｎｅａｈｉｇｈｌｙｕｒｂａｎｉｚｅｄｐｒｏｃｅｓｓꎬｉｓｓｅｌｅｃｔｅｄａｓｔｈｅｓｔｕｄｙａｒｅａｉｎｔｈｉｓｓｔｕｄｙ.ＴｈｅＧＡＭＬＳＳｍｏｄｅｌｗａｓｄｅｖｅｌｏｐｅｄｆｏｒｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｏｆｄｉｓｃｈａｒｇｅｓｉｎｓｕｍｍｅｒꎬｗｉｔｈｓｅａｓｏｎａｌｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎꎬａｉｒｔｅｍｐｅｒａｔｕｒｅꎬａｎｔｅｃｅｄｅｎｔｗｅｔｎｅｓｓꎬｉｍｐｅｒｖｉｏｕｓａｒｅａｓａｎｄｇｒｏｕｎｄｗａｔｅｒｌｅｖｅｌａｓｃｏｖａｒｉａｔｅｓꎬｔｏｓｔｕｄｙｔｈｅｍｅｃｈａｎｉｓｍｏｆｄｉｓｃｈａｒｇｅｖａｒｉａ￣ｔｉｏｎｉｎｕｒｂａｎｗａｔｅｒｓｈｅｄ.Ｒｅｓｕｌｔｓｓｈｏｗｅｄｔｈａｔａｌｌｏｆｔｈｅｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｏｆｄｉｓｃｈａｒｇｅｓｉｎｓｕｍｍｅｒｓｈｏｗｅｄｔｈｅｎｏｎ￣ｓｔａｔｉｏｎａｒｙｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓꎻｉｎｃｒｅａｓｉｎｇｉｍｐｅｒｖｉｏｕｓａｒｅａｓａｎｄｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎａｒｅｍａｊｏｒｄｒｉｖｉｎｇｆａｃｔｏｒｓｆｏｒｆｌｏｏｄｓｉｎｔｈｅＷｅ￣ｎｙｕＲｉｖｅｒｂａｓｉｎ.Ｄｉｆｆｅｒｅｎｔｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｏｆｄｉｓｃｈａｒｇｅｈａｓｄｉｆｆｅｒｅｎｔｄｒｉｖｉｎｇｍｅｃｈａｎｉｓｍꎬｓｍａｌｌｅｒｄｉｓｃｈａｒｇｅｓｗｉｔｈｐｒｏｂａｂｉｌｉ￣ｔｙｈｉｇｈｅｒｔｈａｎ７０％ｗａｓｍａｉｎｌｙａｆｆｅｃｔｅｄｂｙｃｈａｎｇｅｓｏｆｌａｎｄｕｓｅｏｎｇｒｏｕｎｄｓｕｒｆａｃｅꎬｗｈｉｌｅｔｈｅｇｒｅａｔｅｒｏｎｅꎬｅｓｐｅｃｉａｌｌｙｔｈｅｅｘｔｒｅｍｅｆｌｏｏｄｓｂｅｌｏｗ４５％ｐｒｏｂａｂｉｌｉｔｙｗｅｒｅｍａｉｎｌｙｉｎｆｌｕｅｎｃｅｄｂｙｐｒｅｃｉｐｉｔａｔｉｏｎ.Ｋｅｙｗｏｒｄｓ:ｆｌｏｏｄｖａｒｉａｔｉｏｎｓꎻｃｌｉｍａｔｅｃｈａｎｇｅꎻｕｒｂａｎｉｚａｔｉｏｎꎻｄｒｉｖｉｎｇｍｅｃｈａｎｉｓｍｓꎻＷｅｎｙｕＲｉｖｅｒ∗ＴｈｉｓｓｔｕｄｙｉｓｆｉｎａｎｃｉａｌｌｙｓｕｐｐｏｒｔｅｄｂｙｔｈｅＮａｔｉｏｎａｌＫｅｙＲ＆ＤＰｒｏｇｒａｍｏｆＣｈｉｎａ(Ｎｏ.２０１７ＹＦＣ１５０２７０１)ａｎｄｔｈｅＮａｔｉｏｎａｌＮａｔｕｒａｌＳｃｉｅｎｃｅＦｏｕｎｄａｔｉｏｎｏｆＣｈｉｎａ(Ｎｏ.５１８７９００８).。
江河断面分级分期旱限水位（流量）确定方法
第34卷第1期2023年1月㊀㊀水科学进展ADVANCES IN WATER SCIENCE Vol.34,No.1Jan.2023DOI:10.14042/ki.32.1309.2023.01.006江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法严子奇,周祖昊,严登华,韦瑞深(中国水利水电科学研究院流域水循环模拟与调控国家重点实验室,北京㊀100038)摘要:江河断面旱限水位(流量)是流域干旱预警的重要指标,可作为启动流域抗旱应急响应㊁指导水利工程开展抗旱调度的重要依据㊂本文针对江河断面旱限水位的相关概念和技术问题,完善了江河断面旱限水位(流量)的内涵,指出其是表征河流进入低枯状态即将产生社会经济与生态环境缺水风险的水位(流量)阈值㊂考虑不同干旱程度及干旱期用水规律,从分级分期的角度提出适用于不同类型河段的江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法㊂通过对渭河临潼断面和抚河廖家湾断面的实例应用,验证了算法对资源约束型和综合约束型断面的适用性和合理性㊂本研究为水旱灾害防御部门制定江河断面旱限水位(流量)提供了通用算法,能够为干旱预警决策提供科学依据和技术支撑㊂关键词:旱限水位(流量);江河断面;分级分期;干旱防御中图分类号:TV697.1㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:1001-6791(2023)01-0053-10收稿日期:2022-08-07;网络出版日期:2022-12-02网络出版地址:https :ʊ /kcms /detailʊ32.1309.P.20221201.1707.001.html基金项目:国家重点研发计划资助项目(2021YFC3000205);水利前期计划资助项目(2019-000011-76-01-000983)作者简介:严子奇(1983 ),河北深州人,正高级工程师,主要从事水文水资源研究㊂E-mail:yanzq@干旱是全球最常见和最严重的自然灾害,联合国政府间气候变化专门委员会(IPCC)第六次评估报告指出,气候变化正在加剧水循环,持续时间长㊁影响范围广和强度高的极端干旱发生频率将显著增加[1]㊂干旱也是中国主要的自然灾害之一,近年来干旱灾害呈现出频发㊁重发的趋势[2-4]㊂面对全球变化背景下极端干旱频发的趋势,在流域重要控制断面建立干旱预警指标体系对流域干旱防御具有重要的实践意义㊂目前国际上通常采用标准化径流指数等水文干旱预警指标,这种指标更多的是基于历史监测样本的丰枯概率分布来确定当前河流的干旱情况[5],由于不能反映河流的水资源供需态势,对于支撑干旱防御决策仍然具有一定局限性㊂为加强流域干旱监测预警,2011年,原国家防汛抗旱总指挥部办公室发布了‘旱限水位(流量)确定办法“[6]㊂其中综合考虑江河断面的用水需求和工程制约因素,以其最高(大)需求值作为旱限水位确定依据,并于2012年在全国180多个断面进行了试点[7]㊂但该算法全年采用唯一的水位(流量)进行干旱预警指标,既无法体现年内需水过程差异,也没有对干旱程度加以区分,在实践操作中存在一些局限性㊂之后,有学者采用Fisher 最优分割法㊁成因分析法对旱限水位进行分期研究,并结合优化调度技术建立湖库等控制性工程的分级分期旱限水位[8-12]㊂但是,对于流域内水情监测关键节点的江河断面,旱限水位(流量)研究相对较少,虽然干旱防御部门在实践中通过频率计算或典型年分析方法也形成了干旱预警指标[13-16],但是经验性较强,难以在全国范围内进行推广㊂本文围绕流域干旱防御实践需求,针对不同类型河段,对江河断面旱限水位(流量)概念内涵进行深入解析,结合不同干旱程度及干旱期各行业用水规律,从分级分期的角度提出能够适用于多种情况的江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法,满足预警分级㊁指标分期的管理要求㊂本研究通过对渭河临潼断面与抚河廖家湾断面进行应用,验证了江河断面分级分期旱限水位(流量)计算方法的可行性与合理性,为旱灾防御指挥决策提供科学依据和技术支撑㊂54㊀水科学进展第34卷㊀1㊀江河断面分级分期旱限水位(流量)内涵及计算方法1.1㊀江河断面分级分期旱限水位(流量)内涵解析(1)概念内涵㊂从流域水循环系统角度来看,江河断面旱限水位(流量)随着降水偏少,是河流进入低枯状态㊁即将产生社会经济与生态环境缺水风险的水位阈值,反映流域水循环系统与需水系统在极限状态下的平衡㊂在实践中,江河断面旱限水位(流量)是指水位持续偏低或流量持续偏小,即将影响断面供水区域城乡居民生活㊁工农业生产㊁生态环境等用水安全,应发布预警并采取抗旱措施的江河断面水位(流量),是流域水资源管理由日常管理进入应急管理的重要标志㊂(2)功能作用㊂由于河道并不具备水库㊁湖泊的主动调节控制能力,江河断面旱限水位(流量)作为流域干旱预警指标,对即将发生的旱情起到风险预警指示作用,也是流域抗旱应急响应的启动指标;另一方面,可将其作为流域水量调控的参考指标,接近或低于旱限水位(流量)时,应结合工程调度和节水管理等措施,将水位(流量)维持或恢复至旱限水位(流量)以上,保障干旱期用水需求㊂(3)适用对象㊂考虑干旱期的重点保障目标和全流域旱情研判需求,具有城乡供水任务㊁重要工农业生产任务和重要生态功能的河段控制断面,以及对干旱预警工作有重要作用的江河断面应制定旱限水位㊂(4)分级应用与分期管理㊂为了应对不同程度的干旱,对于江河湖库均可制定分级分期旱限水位(流量)㊂建议将江河断面旱限水位划分成应对轻度干旱的旱警水位(流量)和应对特大干旱的旱保水位(流量)[10-11],实际操作中可根据管理需要对分级进行细化㊂为了体现河流天然水文节律以及不同行业分时期用水需求,应根据气候㊁水文特征和行业耗水特点,对江河断面旱限水位(流量)进行预警分期划分,对不同时期分别确定预警指标,满足抗旱分期管理的要求㊂1.2㊀分级分期旱限水位(流量)计算方法江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法包括分期划分㊁需水计算㊁旱限水位(流量)计算和合理性分析等步骤㊂1.2.1㊀分期划分由于不同的用户需水过程有着时间上的差异,不同时期各行业用水过程有着不同的保障目标㊂结合江河水文特征和抗旱期生产㊁生活㊁生态用水需求的优先级和集中程度,划分旱限水位(流量)的预警分期,可采用Fisher最优分割法㊁成因分析法㊁模糊分析法㊁分形分析法等方法进行划分㊂一般情况下可将水文年划分为汛期㊁枯水期和农业用水关键期等分期(图1)㊂实际应用中,中国不同地区气候㊁水文㊁用水条件并不一致,可根据实际情况灵活设定㊂对于来水与需水分期交叉的情况,建议以需水分期为主㊂图1㊀干旱预警分期示意Fig.1Schematic diagram of drought early warning stages1.2.2㊀河道外需水计算根据实际情况可采用1种或多种方法计算轻度干旱和严重干旱情况下的设计需水量,作为用于计算旱警㊀第1期严子奇,等:江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法55㊀和旱保水位(流量)的社会经济需水量㊂(1)用水量调查统计法㊂调查统计江河湖库供水范围内近10a分行业用水统计数据,分别选取一般枯水年(75%频率)和特枯水年(95%频率)城乡生活㊁企业生产㊁农业灌溉等行业的逐月用水量作为计算旱警和旱保水位(流量)的河道外社会经济需水量㊂(2)定额计算法㊂依据地方定额标准,结合社会经济指标,计算正常年份下分行业需水量㊂将正常年份下分行业需水量与干旱调整系数(调查)的乘积作为用于计算旱警和旱保水位(流量)的河道外社会经济需水量㊂干旱调整系数参考‘区域旱情等级:GB/T32135 2015“中对不同等级干旱的量化界定指标(表1),具体可根据实际情况进行调整㊂表1㊀需水调整系数参考表Table1Water demand adjustment coefficient reference table对应等级生活需水工业需水灌溉需水旱警0.90~0.950.90~0.95ȡ0.70旱保ɤ0.70ɤ0.70ɤ0.20㊀㊀(3)模型调算法㊂对于水资源供需关系较为复杂的地区,建议采用模型调算方法对干旱年份河流供水范围内的需水量进行计算:采用水资源配置模型,考虑不同行业㊁不同用户㊁不同时段的需水要求及工程供水能力,对河流供水范围内的水资源供需过程进行典型年或长系列调算,得到一般枯水年(75%频率)和特枯水年(95%频率)的社会经济分行业用水逐月过程,作为对应于旱警和旱保水位(流量)的河道外社会经济需水量㊂1.2.3㊀河道内需水计算对于河湖生态环境需水量,根据‘河湖生态环境需水计算规范:SL/Z712 2014“,通常可采用Tennant 法㊁90%最枯月法等方法确定河流基本生态需水量㊂对于有重要生态环境敏感保护目标的河段,在其生态关键期可采用生物需求法㊁生物空间法等方法确定生态需水量㊂对于航运需水量(通航水位),根据‘内河通航标准:GB50139 2014“,合理确定河流㊁湖泊通航水位㊂对于国家和地方已经颁布生态环境流量指标㊁通航水位(流量)指标或已制定水量调度规则的地区,采用已有指标或调度规则,以保证抗旱管理与水资源管理㊁航运管理的协调性㊂1.2.4㊀旱限水位(流量)计算(1)资源约束型断面㊂资源约束型断面主要以水量来作为约束因素,取水工程设施对水位没有特定要求㊂此时,旱限水位/流量(Q)采用外包线和逐级叠加的方法计算,即在河道内需水流量对应水位取最高值的基础上,叠加河道外需水量后对应的流量/水位(Z)㊂计算原理如图2所示㊂图2㊀资源约束型断面旱限水位(流量)计算示意Fig.2Schematic diagram of calculation of drought-limited water level(flow)for resource-constrained section56㊀水科学进展第34卷㊀资源约束型断面第i月(旬)旱限水位(流量)计算公式如下:Q hx,i=W s,i+max[Q e,i,f(H1,i)](1)Z hx,i=f-1(Q hx,i)(2)式中:Q hx,i为i月(旬)江河断面旱限流量,m3/s;Z hx,i为i月(旬)江河断面旱限水位,m;Q e,i为i月(旬)生态流量,m3/s;W s,i为i月(旬)社会经济取水流量,m3/s;H1,i为i月(旬)通航水位,m;f()为河道水位 流量转换函数㊂(2)综合约束型断面㊂综合约束型河段在考虑水量约束的基础上,进一步考虑必要的工程因素来确定旱限水位(流量)㊂旱限水位采用外包线和逐级叠加的方法计算,即在河道内需水流量对应水位取最高值的基础上,叠加河道外需水量后,再与取水高程取外包线㊂综合约束型断面第i月(旬)旱限流量计算公式如下:Q hx,i=max{W s,i+max[Q e,i,f(H1)],f(H2)}(3)式中:H2为取水工程设施要求的水位,m㊂(3)分期处理㊂在逐月旱限水位(流量)计算的基础上,为了便于分期管理实践,对各干旱分期内逐月旱限水位取外包线,得到分期旱限水位㊂分期旱限水位计算公式如下:Z T=max(Z1,Z2, ,Z i)(4)式中:Z T为分期T的旱限水位,m;Z i为分期T内第i月旱限水位,m㊂(4)多控制断面情景㊂对于有多个取水节点或断面的河段,可选取最上游断面为代表断面,取所有断面控制流量最大值作为该河段的旱限流量(或换算对应水位),其含义是在干旱时期保障断面控制河段各个节点的用水需求,其中,各个节点流量需求已经是对于该节点来说的最基本用水需求㊂计算原理如图3所示㊂图3㊀具有多个断面河段旱限水位(流量)计算示意Fig.3Schematic diagram of calculation of drought-limited water level(flow)for river reach with multiple sections1.2.5㊀旱限水位(流量)合理性分析通过对比分析旱限水位(流量)的重现期(R)与历史干旱程度重现期之间的差距,对旱限水位计算结果进行合理性分析㊂若有N年长系列数据,则重现期计算方法为:(1)对于第i个分期T i,计算每个年份分期T i内各月水位最小值Z j min T i,j=1,2, ,N;(2)统计Z j min T i(j=1,2, ,N)低于旱限水位Z T i的次数n i;(3)T i分期旱限水位的重现期(R i)为R i=N/n i(5)式中:N为长系列水位资料的年数㊂对于划分旱警水位和旱保水位断面,要分别进行计算㊂建议低于旱警水位的重现期约5年一遇,低于旱保水位的重现期约10年一遇㊂旱限流量重现期计算方法与旱限水位一致㊂㊀第1期严子奇,等:江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法57㊀2㊀实例分析采用渭河临潼断面和抚河廖家湾断面开展资源约束型和综合约束型断面分级分期旱限水位(流量)算法验证㊂从断面位置示意图(图4)中也可以看出,2个断面也分别代表了中国北方和南方地区的典型河流断面㊂图4㊀案例断面位置示意Fig.4Location diagram of case sections2.1㊀资源约束型 渭河临潼断面2.1.1㊀研究区概况及基本数据临潼断面位于陕西省西安市渭河干流,属暖温带半干旱季风区,6 9月降水量占年降水总量的60%㊂该断面设有临潼水文站㊂断面下游20km处有交口抽渭灌区,是主要沿河用水户㊂灌区渠首取水口位于河床底部,取水高程对断面水位没有要求,所以该断面属于资源约束型断面㊂结合河道特点,以旱限流量作为干旱预警指标㊂本研究收集整理了临潼水文站1956 2016年逐日水文资料,交口抽渭灌区工程设计参数㊁灌溉面积㊁种植作物㊁灌溉制度㊁用水定额及1998 2016年逐月(旬)取水资料㊂2.1.2㊀分期划分综合考虑水文站径流㊁水位年内波动规律,以及当地以小麦㊁玉米㊁棉花为主的灌溉制度,对该断面干旱预警期进行划分,将一个水文年划分为3个时期,其中,3 5月为农业灌溉期,6 9月为汛期,10月至次年2月为枯水期㊂2.1.3㊀枯水年需水分析(1)河道内需水㊂渭河水量较为丰沛,根据Tennant法,同时考虑‘陕西省渭河水量调度实施细则“[17]中临潼断面和下游华县断面的流量保障要求,将25m3/s作为适宜生态流量,用于计算旱警流量;将12m3/s 作为最小生态流量,用于计算旱保流量㊂(2)河道外需水㊂分别采用用水量调查统计法和定额计算法得到交口抽渭灌区一般枯水年(75%频率)和特枯水年(95%频率)的逐月需水过程㊂从偏安全的角度考虑,对2种方法得到的用水量逐月取最大值得到综合需水量,作为旱限水位(流量)计算的基础(表2)㊂58㊀水科学进展第34卷㊀2.1.4㊀旱限流量计算临潼断面属于资源约束型断面,采用式(1)得到临潼断面分级分期旱限流量(表2)㊂表2㊀渭河临潼断面旱限流量计算Table2Calculation table of drought-limited flow in the Lintong section of Weihe River单位:m3/s时间农业取水流量按实际引水量计算按灌溉制度计算核定取水流量P=75%P=95%P=75%P=95%P=75%P=95%旱警流量分期旱警流量旱保流量分期旱保流量6月23161011231648482837 7月17181921192144483337 8月15252022202545483737 9月00000025481237 10月00000025391227 11月5103451030392227 12月9156791534392727 1月1496714939392127 2月131434131438392627 3月171989171942423134 4月13221010132238423434 5月81791091734422934 2.1.5㊀旱限流量合理性分析根据1961 2018年58a逐月流量资料统计(表3),旱警流量中枯水期共有14a流量低于旱警流量,灌溉期和汛期各有9a流量低于旱警流量,各分期内旱限水位的重现期为4~6a;旱保流量中枯水期共有7a 流量低于旱保流量,灌溉期和汛期各有6a流量低于旱保流量,重现期为8~10a㊂所得旱限流量的重现期结果合理,能够指导干旱年份下河道断面取用水的调度㊂表3㊀渭河临潼断面旱限流量重现期Table3Recurrence period of drought-limited flow in Lintong section of Weihe River单位:a分期旱警流量旱保流量低于旱警流量的数量重现期低于旱保流量的数量重现期汛期(6 9月)96610枯水期(10月至次年2月)14478农业灌溉期(3 5月)966102.2㊀综合约束型 抚河廖家湾断面2.2.1㊀研究区概况及基本数据廖家湾断面位于江西省抚州市抚河干流,属亚热带湿润季风气候区,降水主要集中在4 6月,约占全年降水的60%㊂该河段同时兼顾生态需水㊁城市水厂取水㊁金林渠灌区取水以及下游赣抚平原灌区取水等用水需求,且在实际运行中,水厂㊁灌区取水设施对断面来水均有水位要求,否则取水受影响,故廖家湾断面属于水位㊁水量双重约束的综合约束型断面㊂赣抚平原灌区取水断面距离廖家湾断面45km㊂㊀第1期严子奇,等:江河断面分级分期旱限水位(流量)确定方法59㊀㊀㊀本研究收集整理了廖家湾水文站1970 2016年逐日流量资料,金林渠灌区㊁赣抚平原灌区工程设计参数,抚州市荆公路水厂㊁南区水厂和钟岭水厂1998 2016年取水资料及抚州市用水定额等数据资料㊂2.2.2㊀干旱分期根据流域降水㊁径流年内分配规律,同时考虑当地以早稻㊁晚稻㊁蔬菜及瓜果等经济作物为主的灌溉制度,将全年12个月划分为3个分期:4 6月为汛期,7 9月为灌溉用水高峰期,10 3月为枯水期㊂由于廖家湾断面位于南方丰水地区,旱限水位的需求主要集中在灌溉用水高峰期和枯水期,因此本案例重点展示7月至次年3月的旱限水位(流量)计算㊂2.2.3㊀枯水年需水分析(1)廖家湾断面生态需水㊂抚河属于南方丰水流域,水量丰沛,以Tennant法为基础,结合李荣昉等[18],Yan等[19]对抚河流域各个断面生态需水核算结果,采用多年平均径流的20%即55.6m3/s作为非汛期的适宜河道生态环境需水量,用于计算旱警水量;采用多年平均径流的10%即27.8m3/s作为非汛期最小河道生态环境需水量,用于计算旱保水量㊂(2)廖家湾断面社会经济需水㊂廖家湾断面附近的抚州市荆公路水厂㊁南区水厂和钟岭水厂是抚州城区重要的自来水厂,河道控制流量需充分考虑3个水厂的影响,设计取水量分别为5万㊁3万和10万m3/d,折合设计取水流量共2.08m3/s㊂近年来,由于抚河河床下切较多,在流量较小情况下,抚河水位较低,水厂取水受到一定的影响,其中钟岭水厂影响最大㊂经调查,廖家湾断面基本流量为60m3/s时,可保证城区水厂取水需求㊂根据Yan 等[19]对抚河流域的枯水年配置成果,金临渠灌区在75%和95%频率年份非汛期取水流量如表4所示,分别用于计算旱警流量和旱保流量㊂(3)下游断面社会经济取水流量㊂根据赣抚平原管理局资料,满足赣抚平原灌区取水的需要,按定额计算,灌溉面积为6.87万ha(需水流量47.9m3/s),城镇居民用水流量约2.10m3/s,总需水流量为50.0m3/s㊂2.2.4㊀旱限流量计算廖家湾断面既有水量要求,又有取水高程要求,因而采用式(3)计算廖家湾断面控制流量㊂通过对生态流量㊁农业取水流量和水厂取水流量进行叠加,之后与取水设施要求流量比较取最大值,得到75%和95%频率年份下廖家湾断面控制流量(表4)㊂值得注意的是对于95%频率年份,由于各月生态流量㊁农业取水流量和水厂取水流量之和均小于取水设施要求流量(60m3/s),故95%频率年份下廖家湾断面控制流量均为60m3/s㊂表4㊀廖家湾断面分级分期旱限流量计算Table4Calculation table of drought-limited flow in Liaojiawan section单位:m3/s分期月份生态流量农业取水流量P=75%P=95%P=75%P=95%水厂取水流量控制流量分期旱限流量P=75%P=95%旱警旱保灌溉期7月55.627.89.78.8 2.0867.460.067.760.0 8月55.627.89.78.8 2.0867.460.067.760.0 9月55.627.810.09.0 2.0867.760.067.760.0枯水期10月55.627.8 4.5 3.9 2.0862.160.062.160.0 11月55.627.8 2.6 2.1 2.0860.360.062.160.0 12月55.627.8 2.6 2.1 2.0860.360.062.160.0 1月55.627.8 2.6 2.1 2.0860.360.062.160.0 2月55.627.8 2.6 2.2 2.0860.360.062.160.0 3月55.627.8 2.6 2.1 2.0860.360.062.160.060㊀水科学进展第34卷㊀㊀㊀根据图3,取廖家湾控制流量与下游断面控制流量(50.0m3/s)的最大值,并进行分期处理,得到廖家湾断分级分期旱限流量(表4),用于对抚河干流下游进行干旱预警㊂2.2.5㊀合理性分析根据廖家湾断面1956 2016年逐月来水径流,得到廖家湾断面分期旱限流量重现期如表5所示㊂经统计,灌溉期旱警流量重现期为5a,旱保流量重现期为9a;枯水期旱警流量重现期为4a,旱保流量重现期为5a,结果较为合理㊂表5㊀廖家湾断面分期旱限流量重现期Table5Recurrence period of staged drought-limited flow in Liaojiawan section单位:a分期旱警流量旱保流量低于旱警流量的数量重现期低于旱保流量的数量重现期灌溉期(7 9月)12579枯水期(10月至次年3月)1541253㊀结㊀㊀论江河断面旱限水位是流域干旱预警和抗旱管理的重要参考指标,为解决不同类型江河断面旱限水位(流量)确定计算问题,本文开展了江河断面旱限水位(流量)确定方法研究,提出了针对资源约束型和综合约束型江河断面的分级分期旱限水位(流量)确定方法,并在中国北方和南方典型河流断面进行了应用,验证了算法的可行性㊂主要结论如下:(1)江河断面旱限水位(流量)是随着干旱的发展河流进入低枯状态㊁即将产生社会经济与生态环境缺水风险的水位阈值,反映流域水循环系统与需水系统在极限状态下的平衡㊂由于河道并不具备水库㊁湖泊的调节控制能力,江河断面旱限水位(流量)主要作为流域干旱预警指标,可对即将发生的旱情进行风险预警指示,并将其作为流域抗旱应急响应的启动指标和流域水量调控的参考指标㊂(2)本文制定了江河断面旱限水位(流量)分级㊁分期标准,针对资源约束型断面和综合约束型断面,提出了较为通用的江河断面分级分期旱限水位(流量)确定技术,结合基于重现期分析建立了江河断面旱限水位(流量)的合理性分析方法㊂通过对渭河临潼断面和抚河廖家湾断面的实例应用,验证了算法的可行性和合理性㊂(3)本文提出的江河断面分级分期旱限水位(流量)计算方法作为一种通用的算法可以根据实践需求进行灵活调整㊂尤其对于全局节点㊁分支节点和末端节点等不同层级水系节点,应在干旱分级㊁预警分期等方面因地制宜,以适应流域整体与支流分区干旱预警管理的需求㊂(4)江河断面旱限水位(流量)作为面向干旱预警的指标,应与河湖生态流量指标进行衔接协调,从而反映水资源管理在应急态和常规态的不同需求㊂旱限水位(流量)的确定应对干旱期所应保障的生态流量进行科学核算,充分考虑天然水文节律,以保障有限的水资源在干旱年份发挥最大效益㊂旱限水位(流量)与生态流量之间的相互关系以及在管理中的协调机制将是下一步研究的重点㊂参考文献:[1]IPCC,AR6Climate change2021:the physical science basis[R].Cambridge:Cambridge University Press,2021[2]虞美秀,董吴欣,张建云,等.基于大范围地面墒情监测的鄱阳湖流域农业干旱[J].水科学进展,2022,33(2):185-195.(YU M X,DONG W X,ZHANG J 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关于降雨入渗补给系数的讨论
关于降水入渗系数的测定方法的讨论陈晓成林高聪王楠052081班摘要：在水文水资源的评价中，降雨入渗补给系数是一个非常重要的参数，由入渗补给系数的定义可知，求得降雨入渗补给系数的关键为降雨总量和降雨入渗补给量。
本文探讨了几种常见的流域平均降雨总量的测定方法和降雨入渗补给量的测定方法，分别采用了平均值法、等雨量线法、泰森多边形法测定流域的平均降雨量，采用动态分析法（年水位升幅累积法、前期影响降水量法）、区域水量均衡法和数值分析法测定降雨入渗补给量最终得到降雨入渗补给系数。
关键字：流域平均降雨总量降入入渗补给量降雨入渗补给系数降雨入渗补给系数的变化范围在0～1之间。
由于降雨入渗补给量取决于某一时段内总雨量、雨日、雨强、包气带的岩性及降水前该带的含水量、地下水埋深和下垫面及气候因素，因此降雨入渗补给系数是随时间和空间变化的。
不同地区具有不同的降雨入渗补给系数，即使同一地区，不同时段降雨入渗补给系数也不尽相同。
因此，根据不同的计算时段，确定相应的降雨总量和降雨入渗补给量。
本文采取年降雨总量和年降雨入渗补给量确定年降雨入渗补给系数。
一次降雨首先要满足截留、地面产流及填洼等后才可能形成下渗,同时受包气带对下渗水量的在分配作用，只有下渗水量超过包气带最大持水能力时才能入渗补给地下水。
降雨雨入渗补给到地下水的水量即为降雨入渗补给量，用P r（mm）表示，则α=P r/P （1）α：年降雨入渗补给系数；P r年降雨入渗补给量；P年流域内降雨总量由公式可知测定降雨入渗补给系数的关键为测定流域内的降雨总量和降雨入渗总量。
一、流域内降雨总量的测定方法从理论上说，降雨两的空间分布可表达为：P=f（x,y)（2）p流域平均降雨量（mm）；A流域面积。
P时段或降雨量；x,y地面一点的纵横坐标；可以利用下式来计算域平均降雨量：A dxdy y x f P A ⎰=),( （3)1、平均值法 利用多个离散的局部区域的降雨总量的算术平均值作为流域上的平均降雨总量。
区域水资源承载力概念及研究方法的探讨
地理学报ACTA GEOGRAPHICA SINICA 第65卷第1期2010年1月V ol.65,No.1Jan.,2010区域水资源承载力概念及研究方法的探讨段春青1,刘昌明1,2,陈晓楠3,柳文华2,郑红星2(1.北京师范大学水科学研究院，北京100875;2.中国科学院地理科学与资源研究所，北京100101;3.南水北调中线干线工程建设管理局，北京100053)摘要：在总结区域水资源承载力研究历史和现状的基础上，阐述了水资源承载力的内涵和特点，对目前各种水资源承载力的定义进行比较，分析其中深层次的联系，提出了以“可支撑的合理规模”来描述水资源承载能力的概念。
在此基础上，从“社会经济—水资源—生态、环境”复合系统角度综合分析了节水措施对水资源承载力的影响，提出了基于现代进化算法的思想的水资源承载力计算思路。
将该模型应用于辽河流域水资源承载力的研究中，分析计算了该地区在规划水平年水资源可承载的规模。
实例证明，该模型能够综合反映出水资源的承载规模，可以为当地的发展提供科学依据。
关键词：水资源承载力；可持续发展；评价方法；辽河1承载力概念的发展承载力原为一个物理量，指物体在不产生任何破坏时所能承受的最大负荷。
在生态学中，其特定含义是指一定环境条件下某种生物个体可以存活的最大数量，1921年帕克和伯吉斯首次将其应用于研究人口问题，并指出在某一地区特定的环境条件下(主要是指生存空间、营养物质、自然资源等因子的配合)，人口数量存在的最高极限[1]。
社会科学中的承载力概念最早出现马尔萨斯时代，马尔萨斯在他的人口增长理论中认为食物是人类生存的必需品，是限制人口增长的主要限制因子。
这种资源有限并且限制人口增长的理论对后来的科学研究产生了很大的影响[2,3]。
20世纪60年代以后，随着人口、资源和环境问题日趋严重，承载力的概念有了进一步发展，并应用到社会—经济—生态复合系统中。
20世纪80年代，联合国教科文组织(UNESCO)提出了资源承载力的概念：一个国家或地区的资源承载力是指在可以预见到的期间内，利用本地能源及其自然资源和智力、技术等条件，在保证符合其社会文化准则的物质生活水平条件下，该国或地区能持续供养的人口数量[4]。
长江源区高寒草甸植被覆盖与地温变化对土壤饱和导水率的影响
长江源区高寒草甸植被覆盖与地温变化对土壤饱和导水率的影响1程艳涛1，王根绪1,2，张春敏1，刘光生1，李太兵11.兰州大学资源环境学院，兰州(730000);2.中国科学院山地灾害与环境研究所，成都(610041)E-mail: chengyt05@摘要：入渗是水文循环过程中的一个重要环节，在长江源区，土壤水分入渗对径流的产生影响很大，也是高原生态的重要影响因素。
根据连续3年的入渗、地温、植被观测数据通过分析得出：在剖面上，土壤饱和导水率由大到小的排列顺序为0~10cm、20~30cm、10~20cm 和30~40cm；土壤饱和导水率与植被盖度相关性显著，植被盖度越高土壤入渗能力越强，土壤饱和导水率越大；温度是影响高寒草甸土壤水分分布的重要因素，随着地温的升高，土壤的饱和导水率也相应增大。
植被和地温是影响高寒草甸的土壤入渗能力的重要因素。
关键词：入渗，饱和导水率，植被盖度，长江源区土壤入渗是指降雨落到地面上的雨水从土壤表面渗入土壤形成土壤水的过程，它是水在土体内运行的初级阶段，也是降水、地表水、土壤水和地下水相互转化过程中的一个重要环节[1]。
土壤入渗是分析模拟土壤侵蚀过程的重要参数，同时也是实施水土保持规划时需要认真考虑的因素。
总结各因子下的土壤入渗的变化规律，将有助于研究地表产流的机理及其规律[2]，揭示水量转化关系及“五水”(大气降水、地表水、地下水、土壤水、植物水)转化机理，以从更深层次上弄清水量转化规律。
这对土壤侵蚀的预测和防治、洪水的预报、各种水土保持措施的最优化配置及其效益评价都具有极为重要的指导意义，同时为增加土壤蓄水、土壤水分最优化调控、合理有效地利用土壤“水库”的调节功能，提高土壤水分生产力等方面具有重要的理论和现实意义。
土壤的入渗性能受制于许多内在因素的影响，诸如:土壤剖面特征、土壤含水量、导水率及土壤表面特征等[3~6]。
特别是土壤导水率又取决于土壤孔隙的几何特征(总孔隙度、孔隙大小分布及弯曲度)、流体密度和黏滞度、温度等因子[2,7]。
降水入渗补给系数与地层的相关分析与应用
降水入渗补给系数与地层的相关分析与应用降水入渗补给系数与地层的相关分析与应用肖起模邹连文刘江(山东省水文水资源勘测局)摘降水入渗补给系数与地层相关分析的目的，是为推求山丘区降水入渗补给量.鲁中山丘区是由各种不同地层出露组成的山丘区域.在多个水文流域基流分割基础上，建立流域年均降水入渗补给系数与各种地层出露面积占流域总面积权重间的最佳回归方程，利用该回归方程和地层分布及降水量推算不同地下水流域的降水入渗补给量.在地下水开发利用不高的山丘区，降水入渗补给量即为地下水补给量.关键词降水入渗补给系数，各种地层面积权重，回归分析.降水入渗补给系数与降水量决定了一个区域的地下水资源量.鲁中山丘区，每个流域都是有几种不同的地层块组成.不同流域同种地层出露有着相同或相近的渗透能力，也就是其降水入渗补给系数相同或相近.各种地层出露有着不同的降水入渗补给系数，每种地层在各个流域中所占权重不同，因此各个流域的降水入渗补给系数不同.在最近开展的鲁中山丘区地下水平衡研究中，按地下水流域共划分了53个地下水平衡区，其中部分地下水平衡区与现有的水文流域不一致.为准确求算各地下水平衡区的地下水补给量，先对地下水平衡区所在水文流域的降水、径流、基流、以及依据补排机制由基流转换的地下水补给量进行了系统的分析；然后用水文流域的降水、地下水补给量成果，建立区域多年平均年降水入渗补给系数与各种地层出露面积权重的最佳多元回归方程，用来计算各地下水平衡区的多年平均年地下水补给量，取得了满意的结果.1回归分析及检验本次研究中共选用了36个有水文站控制的区域，为地表水平衡区，简称BS区，总面积约20000km\+2.各BS区有着系统的水文资料，对各BS区的降水、径流、基流、地下水补给量各要素进行了全面系统的分析计算，求得了各要素30多年历年逐月的系列值.36个BS区包含了53个地下水平衡区(简称BN区).在一个BS区内扣除所有的BN区剩余的部分称为BR区.各BN区没有河川径流资料，不能用基流分割的方法推求地下水补给量.但可求得各BN区的降水量，只要再求得其降水入渗补给系数，即可求得其地下水补给量.降水入渗补给系数可分为次的和规定时段的降水入渗补给系数两类.规定时段的降水入渗补给系数又可分为旬、月、汛期、年及多年平均降水入渗补给系数.在实际应用中，最重要的是次降水入渗补给系数及年与多年平均降水入渗补给系数.影响降水入渗补给系数的因素较多，有雨量、雨型、气候、地形、地貌、岩性、地下水埋深、植被、前期土壤湿润程度等，而这些因素的组合又十分复杂.以上各种因素可分类为气候因素、下垫面因素、人为因素.各种下垫面因素与所出露地层类型有着极为密切的联系.受地质构造的作用，在鲁中山丘区形成了若干个含水层分布有一定规律的水文地质单元，不同区域同种出露地层的地形、地貌、岩性、地下水埋深、植被等具有极其相似的特性.气候因素与人为因素都带有某些随机成分.降水能否入渗补给地下水主要是受上述因素的制约，因此短时间的降水入渗补给系数具有明显的随机性，而多年平均降水入渗补给系数代表了长期的平均情况，具有一定的稳定性.现有成果中有各BS区降水、地下水补给量的系列成果.为推求各BN区的地下水补给量，首先分析影响BS区的各种因素.受共同的区域地质构造运动的作用及相似的水文气象因素的影响，各BS区的地形地貌相近.因此地下水补给量主要受降水和下垫面渗透能力的影响.而各个流域内的下垫面是由几种不同的地层出露组成的，不同的地层出露有着不同的渗透能力，多年平均年降水入渗补给系数是综合反映流域下垫面渗透能力大小的参数.各BS区内出露的地层为以下几类：(1)第四系(QUAR)；(2)奥陶系(ORDO)；(3)变质岩及岩浆岩(ARCH)；(4)石碳系、震旦系、第三系(CTOR)；(5)寒武系(CAMB)，见表(1).表1部分BS区各种地层面积及降水、地下水补给量数据平衡区编码平衡区总面积/km2 多年平均年降水量P/mm 多年平均年补给量GWR/mm 第四系地层面积QUAR/km2 奥陶系地层面积ORDO/km2 寒武系地层面积CAMB/km2 变质岩岩浆岩地层面积ARCH/km2 其它地层面积CTOR/km2 BS01 417.0 717.6 73.3 67.5 41.0 110.7 197.8 0.0 BS02 765.0 743.5 108.3 136.0 146.8 248.5 220.0 13.7 BS03 597.0 764.5 86.9 79.7 2.9 337.0 174.5 3.5 BS07 2092.0 767.0 77.7 719.0 72.0 585.0 640.0 76.0 BS09 469.3 785.0 96.0 104.0 36.0 88.5 208.3 32.5 BS14 728.0 778.0 78.9 57.0 0.0 385.0 286.0 0.0 BS19 2366.0 788.1 97.0 879.0 269.8 298.0 726.7 192.5 BS20 259.0 755.3 64.8 77.8 0.0 0.0 181.2 0.0 BS21 157.0 788.1 64.0 14.0 0.0 9.5 133.5 0.0 BS24 90.8 868.8 86.8 5.0 0.0 67.0 18.8 0.0 BS29 85.3 700.9 65.1 30.4 0.0 0.0 54.6 0.0 BS31 254.0 709.5 64.0 46.8 0.0 17.9 189.3 0.0 BS33 353.0 750.1 63.6 51.6 0.0 23.0 278.4 0.0 BS34 164.0 766.4 72.1 16.6 0.0 15.0 116.0 16.4 BS35 605.0 719.8 78.0 170.0 6.0 43.5 410.1 145.0 BS36 554.0 749.3 72.7 88.6 49.7 63.6 149.8 202.3其它地层为：石碳系、震旦系、第三系.回归分析是确定因变量与自变量的相关关系密切程度，对因变量与自变量之间的线性回归方程进行最佳拟合，预报或控制因变量的取值.以BS区的多年平均年降水入渗补给系数为因变量、各种地层出露面积占流域总面积的权重为自变量，建立BS区多年平均年降水入渗补给系数与各种不同地层出露面积占总面积权重间的多个多元回归方程.依据多元回归分析的理论，由单个因子的回归分析开始，进而对多个因子的各种组合进行回归分析.这样的回归方程总共建立了31个，选择有代表性的在表2中列出.并对相关系数高的诸个回归方程进行F检验，检验回归方程的显著性，F检验计算结果见表2.多元线性回归方程的表达式为：=(b0+b1A1+b2A2+……+bnAn),(1)其中：GWR为平衡区多年平均年地下水补给量(mm)；p为平衡区多年平均年降水量(mm)；为多年平均年降水入渗补给系数；b0,b1,b2,……，bn回归系数；A1,A2,……An作为自变量的各地层面积权重.经进一步分析论证，从中确定复相关系数为0.79的下式，作为计算区域多年平均年降水入渗补给系数与不同地层出露面积权重的多元回归方程.该方程相关系数较高，F检验显著性最好，而且与经验一致，可用于预报或控制鲁中山丘区任意区域的多年平均年降水入渗补给系数.表2回归分析部分计算成果回归方程Y=ao+a1X1+a2X2+a3X3+… 相关系数数组个数残差平方和Q 回归平方和U F计Fα=0.01 GWR/p=0.095204+0.2185ORDO 0.73 36 71.640 84.650 40.174 7.396 GWR/p=0.131164-0.0531ARCH 0.58 36 105.68 54.190 17.434 7.396 GWR/p=0.100478+0.273CAMB 0.31 36 GWR/p=0.105145+0.0096QUAR 0.06 36 GWR/p=0.106801+0.0040CTOR 0.02 36 GWR/p=0.097136-0.0110QUAR+0.2213ORDO 0.73 36 71.271 85.768 19.856 5.248 GWR/p=0.109828+0.1765ORDO-0.0272ARCH 0.79 36 62.415 96.509 25.513 5.248 GWR/p=0.113857-0.0182QUAR+0.1788ORDO-0.0287ARCH 0.79 36 61.682 99.561 17.217 4.377 GWR/p=0.099869+0.1936ORDO+0.0140CAMB-0.0146ARCH 0.79 36 60.219 97.523 17.275 4.377 GWR/p=0.382421-0.2801QUAR-0.0946ORDO-0.2713CAMB-0.3071ARCH-0.2944CTOR 0.84 36 158.50 228.49 8.649 3.574 GWR/p=0.108257+0.1852ORDO+0.0059CAMB-0.0119QUAR-0.0228ARCH 0.79 36 60.979 98.810 12.558 3.890=(0.109828+0.1765Aordo-0.0272Aarch)，(2)其中：Aordo为奥陶系地层出露面积占平衡区总面积的权重；Aarch为变质岩及岩浆岩地层出露面积占平衡区总面积的权重.经以上分析证明了多年平均年降水入渗补给系数与各种不同地层出露面积占平衡区总面积的权重有着十分密切的相关关系.尤其与奥陶系地层出露面积所占权重最为密切，其单相关系数为0.73，详见图1；其次关系较为密切的是变质岩及岩浆岩地层出露面积权重，其单相关系数为0.58，详见图2.在鲁中山区，奥陶系地层岩溶裂隙较为发育，赋水性好，并且皆处于各单斜构造的前缘或盆地底部，地势较平，因此降水入渗补给系数最大；而变质岩及岩浆岩构成的裂隙含水层，均以构造裂隙、风化裂隙为主，裂隙细小且连通性差，裂隙发育浅，储水空间小，并且主要处于分水岭一带，地形坡度陡，因此降水入渗补给系数最小；其它地层的透水性、含水性介于两者之间.就鲁中山丘区来说，几种地层的多年平均年降水入渗补给系数由大到小的次序为：奥陶系；寒武系；第四系；第三系、石碳系、震旦系；变质岩及岩浆岩.图1奥陶系地层面积权重与多年平均年降水入渗补给系数相关图图2变质岩岩浆岩地层面积权重与多年平均年降水入渗补给系数相关图2BN区地下水补给量的计算式(2)说明在某个平衡区只要有多年平均年降水量，平衡区总面积及各种地层出露面积，即可求得该平衡区的一个多年平均年地下水补给量，称作按回归法求得的补给量；BS区由基流分割后，依据地下水库的补排机制，出流过程转换为入流过程，推求出的多年平均年地下水补给量，称为基流分割法求得的补给量.根据各BN区、BR区的多年平均年降水量和各种地层出露面积，应用式(2)计算各BN区、BR区的多年平均年地下水补给量.然后以各BS区基流分割法多年平均年地下水补给量为准，对在BS区内包含的各BN区、BR区回归法求得的地下水补给量进行平差，求得各BN区采用的多年平均年地下水补给量.BS区两种方法计算的多年平均年地下水补给量，以基流分割法为准对回归法计算值进行误差分析，±10%的合格率为62%，±15%的合格率为82%.BN区平差前后的多年平均年地下水补给量，以平差后补给量为准，对回归法计算值进行误差分析，±10%的合格率为65%，±15%的合格率为90%.各BS区、BN区两种多年平均年地下水补给量关系见图3.图3各平衡区地下水补给量关系图(mm)下一步就是计算各BN区历年逐月的地下水补给量.现有了各BS区及BN区的多年平均年地下水补给量，BS区历年逐月地下水补给量.BS 区历年逐月地下水补给量是由水文站实测流量，还原后的天然径流分割得出的基流过程，反推的地下水补给量，与所含BN区的降水入渗补给过程是极其相似的，因此，用下式推求各BN区的历年逐月地下水补给量：(3)式中，GWRBS年平均、GWRBS月分别为BN区所在BS区的多年平均年和历年逐月地下水补给量(mm)；GWRBN年平均、GWRBN月分别为BN区的多年平均年和历年逐月地下水补给量(mm).3结束语在地层分布复杂的山丘区，由多年平均年降水入渗补给系数与不同地层面积权重间的最佳回归方程，推求某水平衡区地下水补给量的方法，解决了山丘区小区域地下水补给量计算困难的问题.为类似山丘区确定地下水补给量提供了一种新的计算模式，对提高山丘区县级与乡镇级地下水资源评价的精度，合理开发利用有限的水资源，将起到积极的作用.1。
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［3 ］ ［18 ］ ［17 ］
及同期部分照片 （ 2009 年 6 月 ～ 2010 年 6 月，3 922 个降 水数据） 综合判别， 发现在 0. 5 h 尺度上， 研究区降雪的 临界平均气温基本为 0℃ ， 而降雨对应的临界气温约为 3℃ ，发生雨夹雪的气温区间为 0 ～ 3℃ （ 图 2 ） 。该结果的 不确定性在于缺乏降水类型观测仪器， 今后将结合相机 ［19 ］ 自动拍摄结果 或补充雨滴谱仪等仪器进一步校核 。 1. 4 寒区植被降水截留及参数 中国高寒区降水截留的特色： ① 森林以常绿针叶林 为 主； ② 植 被 以 灌 木 和 草 甸 / 草 原 为 主 （ 总 约 70% ） ； ③ 占高寒区面积约 12% 的高山寒漠带及 2% 的冰 川区不考虑植被截留； ④ 固态降水 / 雨夹雪截留占较大比
图1
黑河山区年降水量海拔梯度
Fig. 1 Annual precipitation varies with elevation in the Heihe upstream basin
1. 2
降水观测误差校正
［45 ］ ，在 寒区固态降水占较大比例，观测精度受风的扰动较大 （ 动力损失 ） ， 并存在蒸发损失和湿润损失
℃ ； n 为降水次数。式（ 1 ） Ｒ2 值与 WMO 公式接近，但式（ 2 ） 差异较大。该结果尚需根据后续数据校正。 温，
第3 期
陈仁升，等： 中国高寒区水文学中的一些认识和参数
309
同地点 / 区块的降水类型。为较为精确地模拟高寒区水文过程并考虑到气温的良好空间分布规律性 ， 基于临 ［13 ］ 界气温 / 露点温度的参数化方法被广泛应用 ， 但中国高寒区缺乏系统观测和统计结果 。2010 年韩春坛 等 根据中国气象局基本 / 基准气象站资料，获取了中国陆地范围内固液态降水分离的单临界日平均气温 。 ［18 ］ 鉴于该结果主要基于散点图人工判读 ，2013 年陈仁升等 又利用概率统计进行了校准，并补充了中国固液 态降水分离的临界日平均露点温度 。 在日尺度上，受气候差异及日内气温波动影响， 固液态降水分离的单临界气温存在一定区域性及跳跃 。总体而言，中国中东部低海拔地区、北疆低海拔干旱区，雨雪分离的单临界气温（ 雨夹雪时日平均气 温波动剧烈，未考虑 ） 为 1. 5 ～ 2. 5℃ ， 中东部山区波动于 2. 5 ～ 3. 5℃ 之间， 而 在 西 部 高 寒 区， 为 3. 5 ～ 性 5. 5℃ ，特别是藏西南地区，大于 5. 5℃［18］。 鉴于寒区水文物理过程的研究需要较短的时间尺度 ，根据葫芦沟小流域 1 ～ 3 号综合环境观测系统气象 数据 、人工每天 3 次的天气现象记录、 自动雪深数据
C snow 和 C rain 为 降 雪、 雨 捕 捉 率， % ； W s 为 中 国 标 准 雨 量 筒 高 度 处 的 风 速， m / s； T max 为 日 最 高 气 固液态降水分离方法及其临界气温 / 露点温度 西部高寒区地形复杂、降水类型多变，而降雨与降雪径流过程明显不同 ，但靠常规气象观测难以描述不
＞金露梅 ＞高山柳； 年平均截留率： 沙棘（ 39. 7% ） ＞鬼箭锦鸡儿（ 35. 6% ） ＞金露梅（ 34. 6% ） ＞高山柳（ 33. 3% ） ； ③ 稳定截留率及其临界降雨量： 金露梅单次降水量（ P ） ＞10 mm 时，截留率稳定在 25% ； 高山柳稳定截留率 20% （ P ＞10 mm） ； 锦鸡儿为 18% （ P ＞15 mm） ； 沙棘为 20% （ P ＞25 mm） 。青海云杉为高寒区典型树种， 来自
图2 固液态降水分离的 0. 5 h 平均临界气温 （ 数据来源： 祁连山葫芦沟小流域） Fig. 2 Threshold halfhourly air temperature for separating precipitation into rain，snow and sleet
［20 ］ 例。现有水文模拟中，草甸 / 草原降水截留一般未考虑，而面积相对较少的森林相关研究则较多 ， 但约占 ［21 ］ 高寒区面积 7% 的高寒灌丛降水截留国内研究较少 。为此在葫芦沟小流域布设了相关观测试验 ， 获取了 4 ［21 ］ 种典型灌丛（ 高山柳、金露梅、、 茎杆流出现的 单次临界降水量均约为 2. 0 mm； ② 穿透率： 高山柳 ＞金露梅 ＞鬼箭锦鸡儿 ＞沙棘； 茎杆流： 沙棘 ＞鬼箭锦鸡儿
2 山区。为此在祁连山葫芦沟小流域（ 海拔 2 960 ～ 4 820 m，面积 23. 1 km ） 陆续布设了 8 套称重式雨雪量计和
14 个总雨量筒［3］。4 套称重式雨雪量计 2009 年以来的数据表明（ 总雨量筒数据为月尺度； 其他 4 套数据观测
1012 ； 网络出版时间： 20140410 收稿日期： 2013网络出版地址： http： / / www. cnki. net / kcms / detail /32. 1309. P. 20140410. 0953. 021. html 基金项目： 国家自然科学基金资助项目 （ 91025011 ； 41222001 ） 作者简介： 陈仁升（ 1974 —） ，男，山东沂水人，研究员，博士，主要从事寒区水文观测与模拟研究 。 Email： crs2008@ lzb. ac. cn
（ 中国标准雨量筒、标准雨量筒加 Alter 防风罩［14］、Pit 地面标准雨量筒［15］ 和 DFIＲ 标准降水观测场［16］； 其 中 DFIＲ 布设于 2012 年 9 月底； 数据截止 2013 年 7 月 18 日） ，每天观测 3 次。日尺度观测结果： ① 中国标 2 准雨量筒、Pit 地面标准雨量筒和 DFIＲ 之间线性关系明显 （ Ｒ ＞0. 99 ） ； ② DFIＲ 观测结果总体略低于 Pit 雨 量筒，但在雪季 DFIＲ 略高。据 2012 年 10 月 ～ 2013 年 7 月短期同步数据， 雨季 DFIＲ 约为中国雨量筒结果 的 1. 04 倍，雪季为 1. 33 倍。 建议： ① 若简单应用， 研究区雨、 雪可选统一动力损失校正系数： 1. 03 ～ 1. 05 ； ② 若雨、雪分别校正： 降雨动力损失校正系数 1. 04 ，降雪 1. 33 ； ③ WMO 曾根据全球观测数据给出
［6 ］ 水文模拟中需做校正。世界气象组织（ WMO） 曾组织了 4 次大规模的降水观测对比计划 ； 早期以杨大庆为
代表的中国学者主要参与了第 3 次计划，在天山乌鲁木齐河源开展了降水对比观测工作 风栅栏（ DFIＲ） 为标准，综合考虑降水观测误差的 3 大损失 后 Sugiura 等
［9 ］ ［6 ］
308
水
科
学
进
展
第 25 卷
时间较短） ，受内循环及局地降水影响，在较短时间尺度上（ 小时、日尺度 ） ， 还不能描述降水时空分布的统 计规律。这对于需要短时间尺度的寒区水文物理过程研究是一个极大的挑战 ， 也是水文模拟的较大误差源。 在月尺度上，葫芦沟及所在的黑河祁连山区海拔 4 200 m 以下， 湿季月降水量基本与海拔呈正线性或微弱 S ［3 ］ 型关系， 但 在 干 季 无 规 律 可 循 ； 在 年 尺 度 上， 降 水 量 ～ 海 拔 为 正 线 性 关 系， 多 年 平 均 海 拔 梯 度 约 为 200 mm / km（ 图 1 ） 。
［7 ］
； 该计划以双层防
。同期，中国气象局等在 30 个气象站布设了降
［8 ］ 水对比观测，但其主要针对降雨观测校正，观测标准为 WMO 第 2 次对比计划的观测标准 Pit 雨量筒 。 此
、Fortin 等［10］ 利用 WMO 降水对比观测数据，提出了许多校准方法。 但在当前中国寒区水文
［1112 ］ ［7 ］
20 世纪 80 年代的观测结果， 而受当时条件限 依然主要采用杨大庆等 研究中，降水观测误差校正 制，观测主要集中在暖季； 且在其他寒区缺乏系统的观测。受资料限制及方便应用，过去在中国高寒区水文
［13 ］ 模型中主要采用简单的校正比例关系 ，降雨以 1. 1 、降雪以 1. 3 为修正系数并结合模型水量平衡调整 。 为获取祁连山区的校正参数， 自 2010 年 10 月 1 日起， 在葫芦沟小流域布设了 4 种降水对比观测试验
［16 ］ 了两个基于风速和气温的校正公式 ，本文统计参数与其略有差异。 C snow = 92. 35 － 8. 63 W s + 0. 39 T max （ n = 19 ，Ｒ2 = 0. 63 ）
（ 1） （ 2）
C rain = 100. 50 － 1. 35 W s 式中 1. 3
（ n = 39 ，Ｒ2 = 0. 03 ）
2 ［1 ］
6791 （ 2014 ） 03030711 文章编号： 1001-
中国寒区陆地面积 417. 4 万 km
，是中国主要大江、大河的发源地及半干旱区的主要地表水源 ， 更是
干旱区的水塔。高海拔（ 约占寒区面积的 70% ） 是中国寒区的特色， 高寒山区水文过程研究是中国西部水资 源预估及水源地保护的基础，是了解内陆河流域水循环过程的关键 。中国高寒区与北半球高纬寒区具有较大 的差异，国外高纬寒区水文过程的研究结果难以反映中国高寒区水文循环的特征 。目前中国高寒区流域水文 的研究重点主要是针对冰冻圈、特别是冻土水文过程，高海拔山区降水时空分布以及高寒区典型植被在流域 水文循环中的作用及其和环境要素的相互关系 ，其主要限制因素是缺乏全面、同步的观测数据。针对中国高 寒山区特有水循环规律认识不足以及高精度驱动数据和多变量验证数据缺乏的研究现状 ，结合高纬寒区相关 研究结果及传统物理水文学规律 ，通过观测试验和模型模拟，获取中国高寒区水文过程的基本规律 、 经验公 式和关键参数是当前中国高寒区水文学领域的关键课题 ， 这也正是建立高寒区观测试验的主要科学目的之 一