《人类活动水文学》 节选
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《人类活动水文学》,原本是一本基于本人研究和1984年全国人类活动对水文要素影响学术交流会成果撰写的论著及研究生教材,该书首次形成了一个比较完整的《人类活动水文学》体系。由于它比较好地反映了当代的科学技术水平,和当时水文水资源分析计算迫切需要解决这一问题,从而受到 《水资源研究》主编金栋梁教授、时文生教授级高工等多位专家的积极推荐,决定迅速在 《水资源研究》上以专辑的形式发表,以便及时广泛的学习交流。那时,该杂志在水文水资源领域发行量很大,但还不是正式出版的刊物。
随着经济建设的加速发展,人类活动对全球气候变化与环境的影响,尤其对水文测验、水文计算、水文预报等的影响更为突出,研究成果也更加丰富、深刻。基于这一事实,中国科学院院士刘昌明教授,近年多次提议应尽快再次编著 《人类活动水文学》,以反映该领域当代科学技术水平,促进水文科学的发展。响应这一提议,经共同商讨,拟组织适当人员,尽快开展这一工作。
考虑以上情况,认为将初次撰写的 《人类活动水文学》作为文选的一个重要部分正式出版是必要的,对再次编著该书和相关科技工作者学习都具有积极作用。基于此,这里拟在下面采用节选的方式介绍该书的主要内容。
前言
随着社会经济的加速发展,水文学研究的内容和方法也在不断地变化和发展,它由初期的水文地理描述发展到直接为工程规划设计提供水文数据 (工程水文学),但在早些时候,例如我国1958年之前,由于人类改造自然的能力还比较低,对水文要素的影响一般都不显著,常常可以略而不计,因此,以往的水文学基本上是以 “静态” 的观点进行研究的,即假定过去观测收集的径流资料,其形成条件是稳定的、前后完全一致的、其出现是天然状态下的随机现象,所以可以应用数理统计法直接对径流进行频率计算。后来逐渐发现,越来越多的流域,由于灌溉、兴修水利、造林、水土保持等,人类活动的影响已经不能忽视,而是具有相当重要的作用,于是我国在1979年后颁布的水文计算规范中都规定要考虑这种影响。1980—1986年,我国进行第一次水资源评价时,不少工作是考虑人类活动措施影响,对径流进行还原计算,以便正确地对水量、水质作出评价。世界上许多发达的国家对此也都非常重视,联合国教科文组织从六十年代起就组织了相当大的力量对这一问题展开研究,并召开了一系列的国际会议交流这方面的成果。总之,时代的发展要求我们要用 “动态” 的观点研究水文学,即要研究人类活动的水文效应,在人们每采取一项重大措施时,就要预计它在水文上可能产生的后果,例如对洪水,年月径流、降水、蒸发、泥沙、环境污染、生态平衡等的影响,以便正确的决策,充分发挥措施的有利作用,并抑制其不利影响。现今的水文学已经进入了必须深入研究人类活动的水文效应阶段,从这个观点说,即人类活动水文学的阶段。本书就是在这种形势下诞生的; 另外,还有一个直接原因,就是履行1984年在武汉召开的全国人类活动对水文要素影响的研究学术交流会纪要,其中规定要总结出一本关于这方面研究成果的材料。
本书的基本内容是阐述各种人类活动措施的水文效应,定性定量上预计措施后的水文情势变化。同时为了水资源评价和工程水文计算的某种需要,并论述了受人类活动影响后进行径流还原的一些行之有效的计算方法。编写这本书,在国内外还是首次,一定会有不少缺点、甚至错误,敬请读者指正。
1 绪论 (原著第一章)
1.1 研究人类活动对水文水资源影响的重要意义和主要内容
迅速的经济发展和人口增长对水文循环已经产生了巨大的影响,并且这种影响正在加速进行,致使人们在作水文站网规划、水文计算、水文预报、水资源评价等有关的工作时,许多情况下都不可避免地要考虑这种影响。表1-1是河北省1984年统计的几个水文站在不同年代灌溉用水与同期实测径流量资料的例子[1],从中可以看到农业用水增长的速度是何等迅速。例如其中的石匣里站,流域面积23944km2,20世纪50年代、60年代、70年代的灌溉用水量与同期实测径流量之比的增长情况是17.7%、36.4%、117.3%,其增长以惊人的加速方式进行。如果仍然死守断面观测记录,盲目地统计计算,就会非常错误地估计流域可能提供的水量及其变化,使人类进一步改造自然的活动失去科学依据,甚至造成失败,该流域灌溉对径流年际变化及年内分配的影响也是显著的。由于枯水年份灌溉用水大,使本来就小的年径流大大减小; 丰水年份灌溉用水少,使该年本来就多的水量减少不多,故丰、枯年份的水量更为悬殊,从而使CV比天然情况增加了80%。径流年内分配方面,由于水利工程的调蓄作用,常使汛期的河川径流减小,枯季则可能有所提高,故年内分配趋于均匀。
人类活动对径流的影响,在经济发达的国家,情况比我国更为严重。例如苏联的咸湖是一个巨大的内陆湖,1969—1973年共13年间,流域内灌溉用水量的增长,使入湖径流减少,湖水位下降了2.8m,若不设法控制,预计2000年将下降9～13m。苏联另一个巨大的内陆湖里海,由于流域内年消耗性用水由10km3增加到35km3 (其中51%耗于灌溉),使海水位继续下降,这迫使许多经济部门,如航海、渔业、石油开采、娱乐休养、市政服务等不得不花巨额投资,采取一系列措施,以图维持目前的水位。
人类活动不仅对水量发生巨大影响,而且对水质的影响将越来越严重,例如毁林开荒,普遍大量地使用农药、化肥等,将使径流的含沙量、含氯化物量、含氮量、含硫量等大大增加。表1-2是美国、加拿大对Great湖污染情况的调查资料 (Son Sogin等,1980)[2],表明谷物地、城市来的径流比森林区来的径流的泥沙、氯化物、总含氮量和总含硫量要大数倍至数百倍。这将严重地恶化了人类赖以生存的生态平衡条件。
人类活动的影响,一是随着人口的增加而加强,世界人口20世纪初为19亿人,1950年为25亿人,现在为44亿人,20世纪末将为60亿人 (Hololgate等,1982),要为这样多的人口提供衣、食和越来越优良的生活环境,就需要去直接、间接地增加以水的利用为基础的日用品生产; 再是随着人类改造自然的能力和手段的高速发展,加速了人类对自然的干预,过去连想都不大敢想的巨型水利措施,现在几年之内就可实现,从而引起一地区的自然地理条件完全改观。产、汇流条件的巨大变化,招致水文系列抽样的非随机性和非一致性,使原来广泛采用的许多水文统计计算方法不能继续使用,于是便产生了考虑人类活动影响下如何正确估计水资源的数量和时空分布的问题,以及预估的新条件下的年径流、洪水和水质等问题,以便在我们采取某种措施之前,就能估计到它们的有利方面和不利方面,权衡利弊,择取最优的措施方案,并减少和防止不利的影响。因此研究人类活动影响下的水文计算原理和方法,不仅在实践上而且在理论上都具有十分重要的意义。
注 M为灌溉水量,W为实测径流。
人类改造自然的措施是多种多样的和不断发展的,就它们对径流过程的影响看,当前主要的是直接影响,例如水库,一般情况下拦蓄雨水,减少径流,使洪量变小,其调节作用又使洪水比较缓和,但在特大洪水时也可能起反作用,垮库反使下游洪水更为加剧。再是间接影响,例如水库拦蓄径流,大规模的灌溉,增加了流域蒸散发,促进了水文循环,可能使降水有所增加,这反过来又影响河川径流,即反馈作用。就目前的人类活动水平说,一般认为后者的影响是次要的,尤其局部较小范围的地区更是如此。由于这个问题较前者更为复杂,研究的更少,故本书主要是论述人类活动措施对径流直接影响的估算问题。主要内容为森林植物等措施的水文效应,农业及水土保持措施的水文效应,水利工程的水文效应,径流还原计算等,都市化的水文效应,也是一个重要课题,但限于篇幅,本书未能论述。
1.2 有关人类活动水文学的发展简况
人类生产的发展,越来越快地改变着自然环境,从而也改变着水文循环状况和产、汇流条件。因此,如何科学地估计已经采取的和将要采取的措施对水文情势产生怎样的影响,也就自然而然地被提到议事日程上来了。国际水文十年 (IHD) 和国际水文计划(IHP) 从20世纪60年代起就将这一课题列为重要项目,组织各国的水文专家进行研究。农业的发展,把大片大片的森林变为耕地,导致水土流失和频繁的水旱灾害,因此,最先是森林水文效应的研究。1889年,在瑞士埃门塔尔(Emmental) 试验区开始了世界上第一个比较现代化的流域研究,探讨森林流域和牧场流域水文特性的不同,发现森林流域的洪水和年径流都比牧场的小。1910年,美国林务局在科罗拉多州设立了瓦贡惠尔加普(Wagon Wheel Gap) 试验流域,这是早期流域研究中最著名的,它首先采用 “控制流域法”研究森林效应和提出选择实验流域的准则。1911年,日本山林局在茨城县的太田试验流域首次用 “单独流域法” 探讨森林水文效应。1935年在南非的Jonkershoek森林水文学研究站设了6个对比流域系统深入地研究森林的水文效应。20世纪30年代,苏联设立瓦尔达依 (Valday) 水文实验流域,试图全面系统地研究流域水平衡要素的变化规律和各种农业、森林措施的水文效应。20世纪60年代电子计算机的广泛应用,使水文学家能够借助比较详细准确的实验流域的水文资料建立流域水文模型,以估算某种因素的改变所带来的影响。但是,限于对径流形成的许多机制的认识不够深刻,使建立的模型尚不能充分反映径流形成的规律,所以在成果的移用上和外延上都要存在不少问题。1972年美国发射第一颗地球资源卫星以来,为流域情况提供了丰富的资料,1976年开始将卫星遥感应用于流域模型中。随着都市化的发展,在50年代联合国开始了都市水文学的研究,1971年、1976年、1977年先后成立了都市化对水文环境影响、城市水文学的社会——经济问题、都市化和工业化对水资源规划和管理的影响三个研究小组推进都市水文效应的研究,1979年正式出版了 《都市水文学》一书。近些年来,由于工业大量排污,农业大量地使用农药、化肥,使不少地方的水质严重污染,从而影响生态平衡,威胁人类的生存。因此,研究人类活动对水质的影响已经受到高度的重视,不少先进的国家都制定了环境保护法,规定排污标准和治理措施。总之,人类活动对水量、水质、水文循环的影响,随着社会的发展越来越广泛地受到重视和研究。
我国新中国成立前经济上非常落后,生产发展极为缓慢,基本上处于停滞状态,根本谈不上人类活动的水文效应问题。新中国成立后,为了发展农业生产,1951年首先对淮河进行大规模的治理,1958年又在全国掀起群众性的水利化高潮,使有些地区的自然面貌发生了巨大的变化,促使水文工作者不得不研究水利化对径流的影响。为此,各省在1958年前后设了一大批径流实验站和径流站,其中比较著名的有安徽省的青沟、湖北省的石桥铺、浙江省的姜湾、辽宁省的叶柏寿、湖南省的宝盖洞、黄委在山西省设的子洲、长办在四川省设的凯江、在河南省设的祁仪等实验站,为研究无资料地区的水文计算方法和水利化效应提供了大量资料。在我国,水利工程建设是影响水文情势的一个重要内容,例如长江流域,到1979年止建了大中型水库933座,小型水库45800余座,大、中、小型引排水涵闸7000多座。又如湖北省到1981年共建大中型水库267座,小型水库5948座,涵闸2281座。加上农业措施和森林措施等,其影响已经达到不容忽视的程度。因此,我国在1979年颁布的 《水利水电工程设计洪水计算规范》 (SDJ 22—79) 和1983年颁布的《水利水电工程水文计算规范》 (SDJ 214—83) 中都明确规定要考虑水利、水保等人类活动措对径流的影响。为此,1983年水电部水文局曾责成武汉水利电力学院牵头与全国有关单位一道就 “人类活动对水文要素影响” 的课题进行研究,并于1984年召开了一次经验交流会。另外,由于人类活动的影响,不少水文站网都面临着是否还能继续存在和今后如何考虑这种影响进行布站观测的问题,这也迫使站网规划部门对这一问题进行专题研究。1980—1986年我国开展第一次水资源评价工作投入人力达千人之多,其中大半工作是研究计算人类活动影响后的径流还原。森林水文效应和都市化水文效应以及水污染问题,近年来受到了越来越大的重视,现在正在开始这方面的研究。
1.3 研究人类活动对水文水资源影响的基本途径
人类活动改变了水文循环的状态和流域的产汇流条件,但并没有改变径流形成的原理和基本规律。因此,解决这一问题的根本途径,是通过一切手段,充分揭示水文要素变化的原理和规律,然后用以预计新情况下的水文情势,即人类活动影响后的水文状况。目前一般采用下述三种途径定量估算人类活动措施对径流的影响。
1.3.1 对比实验途径
对比实验途径,分为两个流域平行实验和单个流域实验两种。前者称 “控制流域—处理流域”试验分析法,系在两个平行对比流域上同时观测若干年 (一般在7年以上) 的降雨、径流等,以建立两个流域径流间可靠而密切的相关关系,这时在一个流域上施加某种人类活动措施 (称此为处理流域),另一流域保持原状,称控制流域。对这两个流域继续观测,通过上述相关关系,可由控制流域的观测值推算出处理流域若保持在原来状态时的径流,它与观测量的差值,即是施加措施的影响程度。如此进行多年之后,便可逐步找到该流域上这一措施影响径流的指标和规律。这种结果对于处理流域是适用的和有效的,但要移用于其他流域,就目前来说还是很困难的,因为移用流域与处理流域之间总有这样那样的不同。这种试验方法的成果是可靠的,但要很长时间,例如单单对两个流域进行标定就花去了大约7年。为了抢时间,我国多采用平行对比的实验方法,即同时选择两个完全相同的流域,对一个施加某种措施,平行进行观测,分别建立降雨径流关系,由此分析出同样降雨条件下两者径流的差异,即施加措施的影响。这种方法获得成果快,但不够可靠,因为很难保证选择的对比流域完全相同,因此对比流域间径流的差异就不一定完全是施加措施的影响。后者称单独流域实验分析法; 系一个流域在施加措施前保持稳定状态若干年,用这些年观测的降雨、径流、蒸发等资料建立可靠而密切的降雨径流关系,然后施加某一措施,并继续观测,由降雨径流关系推算的径流与实测的径流之差,即是该项措施的影响程度。这种方法的难处是,有时难以建立良好的降雨径流模型,当模型模拟径流的误差较大时,计算的措施影响成果就不可靠了。
将以上实验分析方法求得的各种单项措施的影响进行综合,找到它们随自然地理条件的变化规律,即可移用于其他流域,预计那里的人类活动影响和进行径流还原。
1.3.2 流域水文模拟途径
若在人类活动措施比较显著之前,流域已有若干年的降雨、径流等观测资料,则可建立人类活动措施前的流域水文模型,例如第五章介绍的降雨径流多元回归模型、新安江流域水文模型。然后,将措施后的降雨、蒸发等输入模型,模拟出没有施加措施下的径流过程,与措施后实测的径流过程比较,即可分析得某种措施或综合措施的影响。由于比较大的流域的认为措施往往不止一种,并且是逐步施加的,因此这种情况下,要分析某一项措施的影响是困难的。但这种方法不需要作昂贵的流域实验,也不要花很多时间,故在条件基本适合的流域,应尽可能地应用这种方法。这一途径的关键,是建立合格的流域水文模型。
1.3.3 物理成因分析途径
该途径是以降雨、蒸散发、下渗、产流、汇流等物理机制和变化规律的实验分析为基础,结合水量平衡原理和能量平衡原理估算各种措施的影响。本书主要是介绍这种途径。我国近些年来的水文实验已经不着重于某些措施效果的简单对比,而把主要精力放在有关因素物理机制的研究上。无疑,这是非常正确的,当我们真正掌握了各种人类活动措施的水文机制的时候,我们就能相当有把握地预计它们的效应,计算各种情况下的水文情势。
以上三种途径并非孤立的,而是相辅相成,相互渗透,各自有所侧重。由于目前关于人类活动对径流影响的研究还相当不成熟,以后介绍的计算方法尚有相当大的局限性,因此使用时,应根据情况,同时采用多种可能的方法计算,最后分析比较,合理选定。
2 森林等植被措施的水文效应 (原著第二章简介)
该章共有6节,它们是: 森林植被的截留、林区蒸散发、森林对下渗的影响、森林对降水的影响、森林对径流的影响、森林对水质的影响。分别深入系统论述了它们的影响机理与各种计算方法。
3 农业及水土保持措施的水文效应 (原著第三章简介)
该章共有5节,它们是: 概述、作物蒸散发、农业及水土保持措施对下渗的影响、农业及水土保持措施对径流的影响、农业及水土保持措施对水质的影响。分别讲述这些措施的影响机理与相应的计算方法。
4 水利工程措施的水文效应 (原著第四章简介)
该章共有4节,它们是: 概述、山丘区水库群等蓄水工程对下游断面径流的影响、平原湖区河网化对径流的影响、入库洪水——水库对自身洪水的影响。通过兴建水利水电工程引起产汇流条件的变化,提出新条件下的流域产汇流计算原理与方法。
5 河川径流的还原计算 (原著第五章)
5.1 概述
人类活动是人们有目的有计划的改造自然的活动,它使自然界的变化尽可能地服从于人类的需要,按着人们的意志而变化。例如修建大型水库,将丰水年多余的水量调到枯水年用,将汛期的水量调到缺水期用,使径流的年际变化和年内分配趋于均匀。显然,大规模的人类活动影响使径流在相当大的程度上失去了随机性。也就是说受人类活动严重影响后的径流系列,已不是随机抽样的样本。再是,人类活动不断地进行,使径流形成的下垫面条件发生明显的变化,从而使样本系列的生成条件前后不一致,破坏了径流系列的一致性。由于这样的原因,人类活动严重影响的径流已不符合数理统计法的要求,故不能直接将它用于数理统计中去。为了能继续应用水文数理统计法去估计年径流、设计洪水和评价水资源,就需要考虑人类活动的各种水文效应,将受影响后的径流还原为天然状态的径流,以恢复它天然的随机变化的特性和成因上的一致性。话虽这么说,但真正作起来是极其困难的,增加的工作量要比不考虑人为措施影响的水文计算多好多倍。例如1980—1984年我国的第一次水资源评价工作,有一大半是作年月径流还原计算。即使花了这么大的功夫,还原的精度也还有不少问题。因为人类活动的水文效应有许多至今还未弄清。鉴于此,也有反对搞还原计算的,例如美国第二次水资源评价预估1975—2000年的水资源时,就直接应用1955—1975年的水文资料进行统计计算。这种作法虽说比较简单,但从道理上说,如上所述,是缺乏足够的科学根据的,而我国在此次水资源评价时,针对我国的情况,则作了径流还原计算。
人类活动的影响达到什么程度就需要进行还原计算呢?水利部下达的 《全国水资源调查和工作要点》 中规定: “最大一年用水量和调蓄水量占多年平均实测径流量的10%以上时,就需要作还原计算。” 为此,在作详细的还原计算之前,可先用灌溉水量和大型水库的年调蓄量进行估计,或用下述的径流双累积曲线法估算,如果已经超过或接近超过,就说明需要作详细的还原计算; 否则,若影响远不及10%,则可不还原。还原的方法,应根据流域的资料条件和自然特征,选用不同的方法进行,然后作合理性检查,以选定比较可靠的还原成果。就目前的人类活动水平说,主要是影响流域的下垫面因素。对于气候的影响尚不显著。因此,目前采用的还原方法,都是对下垫面情况改变而带来的直接影响进行还原,而未涉及可能影响降雨的还原问题。还原方法主要的有: 径流双累积曲线法、分项直接还原法、流域蒸发差值法、降雨径流模拟法等。
5.2 径流双累积曲线法
对研究流域没有深入调查了解,但大致知道人为措施前有一定同步系列的降水和径流资料,可以建立流域下垫面显著变化前的降雨径流模型,且人为措施后的降雨、径流资料仍在进行观测。在这种情况下,可以应用径流双累积曲线法估计径流变化趋势和量级。其具体做法如下[9]。
首先建立人类活动措施比较明显以前的流域降雨径流模型。模型参数都由人为措施前的资料确定。最简单的模型是年降水与年径流相关,但关系不一定好,若是,此时则应考虑更多的因素进行多元回归分析,建立复相关模型。例如下式便是根据人为措施前 (1961年前) 的资料 (表5-1) 建立的抚河李家渡站年降雨径流关系。
式中: R为计算的年径流深,mm; P为年降水深,mm; P上为上一年降水深,mm; P超为日降雨量超过100mm的超过部分全年累积值,mm。
相关系数为0.913,可见模型是比较好的,用以估计天然状态下的年径流是可靠的。
其次是应用上面建立的年降雨径流模型,查算出有实测记录以来的各年年径流深R计,如表中第(6)栏,然后逐年累计得∑R计,列入第 (7)栏; 同时逐年累计第 (8)栏新示的实测年径流深R实,得累计实测值∑R实,列于第 (9)栏。将它们一一对应地点绘在米厘格纸上,就得到如图5-1所示的径流双累积曲线∑R实～∑R计。
从图5-1可见,人为措施前的各年累积曲线基本为一条45°线,这可以判知采用的年降雨径流模型是正确的,既有良好的精度,又无系统偏差; 1961年起; 由于显著的人类活动措施影响,实测径流比天然状态的减小,曲线开始向右逐渐偏离45°线。其偏离量即受人为措施减少的累积年径流深,这也就是应还原的累积量,由此便可进一步求得逐年的还原径流深ΔR,如表5-1中最末一栏。其中最大值为1972年的285mm,占多年平均径流深的34%,所以按规定应作还原计算。将逐年的ΔR加到R实上,即得还原后的逐年径流深。若要推求还原后的逐月径流系列,则应建立月降雨径流关系和月径流深双累积曲线,方法与上述方法相仿,但关系会更加复杂,甚至难于建立,此时则应考虑采用其他的还原方法。
5.3 分项还原法
分项还原法,就是按各项人类活动对径流影响的大小和过程,逐项予以还原。即将各项措施影响的数量和过程加回到人类活动后实测的径流上,从而得出天然情况的径流。根据水量平衡原理,可得某时段的还原计算方程为
式中:天为某时段还原后的天然径流量;W测为时段内水文站实测的径流量;W农为时段内农业灌溉净耗水量;W工为该时段的工业用水和生活用水净耗水量; ΔW蓄为时段内水库等蓄水工程的蓄水增量,等于时段末的蓄水量减时段初的蓄水量;W引为时段内的跨流域引水量,引出为正,引入为负; ΔW蒸为增加的水面在时段内净增的蒸发损失量;W渗为时段内水库等不通过出口断面渗到外流域的渗漏损失量。
该法概念清楚,各还原量都有明确的物理含义,原则说通过实测调查和分析,就可能比较好地计算出还原的径流量,因此,该法在全国水资源评价中得到广泛应用。但工作量很大,有些环节还难于精确统计与计算,若处理不当,成果的精度也会得不到保证。现就以上几个还原项目的计算方法分述于下。
5.3.1 农业灌溉净耗水量
为了稳定和持续地增加农业生产,新中国成立后迅速扩大灌溉面积,并大量地将旱地改为水田,一季稻改为双季稻。因此,灌溉耗水量是很大的,是还原的主要对象。灌溉耗水的过程是这样的: 河川径流从渠首进入渠系 (在渠首引用的水量称毛用水量),它经过渠系的蒸发、渗漏损失后进入田间,到田间后一部分耗于农作物的蒸散发,另一部分则下渗。渠系和农田下渗的水量,仍将在以后逐渐回归到河道中成为河川径流。因此,灌溉真正消耗的河川水量仅是农作物生长中蒸散发的水量,故称此为净耗水量。
计算时段以采用一个月为宜。根据以上分析,时段的灌溉净耗水量为
式中: W农,i、W毛,i、W回,i分别为第i月的农业净耗水量、毛用水量和回归水量,其中W毛,按下式计算:
式中: W毛,i为第i月的灌溉毛用水量,万m3; Ii为第i月的作物需水深,mm; p’i为第i月的有效降雨深,mm; (Ii-p’i) 为第i月的累计灌溉水深,mm,可通过田间的水平衡计算求得; K为渠系利用系数,通过分析当地灌区的资料求得; A为增加的作物种植面积,km2; 1/10为单位换算常数。
因为下渗的水量要经过流域地下汇流过程才能到达出口断面,故当月灌溉的回归水量并非当月全部回归。其回归总量和过程与流域的气候、土壤地质、地形、面积,管理水平等有关,应由该地灌区资料分析求得。例如由四川凯江径流实验站的资料分析,得到这里的灌溉回归系数为0.35,月灌溉的回归水总量3个月内可回归完毕,其分配是第一个月44%,第二个月37%,第三个月19%,假定φ回代表灌溉回归系数,r1、r2、r3…代表当月,下个月,下下个月的回归百分数 (r1+r2+r3+…=1.0),则当月的回归水量为:
式中: W毛,i、W毛,i-1、W毛,i-2…分别为第i月、第i-1月、第i-2月…的毛用水量。
按式 (5-3) 求净灌水量W毛,i的工作量很大,为简化计算,有些单位采用灌溉定额推求,计算式[10]为
式中: M为净灌定额,即某一单位面积的农作物整个生长期中要灌至田间的水量; A代表灌溉面积。对于某一作物说,生长期的降雨越大,需要净灌的水量越小,即M小; 反之,生长期内雨水少,要求灌溉就多,即M大,两者之间呈反变关系,如图5-2所示。某一作物的净灌定额频率曲线M～p由统计灌区的用水记录求得,例如湖北省水电勘测设计院曾将该省划分为13个区,每个区都作了早稻、中稻、晚稻、一季晚稻四种作物的净灌定额频率曲线。生长期的降雨频率曲线P～p可由当区地的降水记录统计分析出来。这样即可应用图5-2推求各年的M了,做法是: 对某一年,根根该灌区这一作物生长期降雨P查P～p线得一个频率p,由该(p) 在M～P’线上查得 (M),此即该年这一作物的净灌定额M。然后,再参照生长的降雨情况,将它分配到各个月份,求得各月的M净,i (即W农,i)。
依上述方法求得的农业灌溉净耗水量W农,适用于灌溉水源有保证时的情况,即水利工程的供水能力要不低于W农,否则,W农将以灌溉能力为控制。
5.3.2 工业及生活净耗水量
工业及生活净耗水量按下式计算:
式中: Wl为工业及生活用水的净耗水量; W’l为本流域工业及生活引用水量;Φi为工业及生活用水的回归系数,一般为0.85～0.9。
W’l可采用对有用水记录的典型厂矿的调查分析求得。例如湖北省在作水资源评价时,对武汉市13个代表工厂的工业及生活用水量进行调查,求得平均单位产值用水量为2420t/万元,这样便可由武汉市的各年产值求得各年的工业用水量W’l。
目前我国工业还不很发达,工业用水量尚不大,生活用水更是微不足道,而且工业及生用水的回归量大,所以,一般情况下,如果此项用水不是直接跨流域引用的话,略去此项不会引起大的误差。
5.3.3 跨流域引水量
跨流域引水,包括从本流域出口断面以上直接引到外流域和从流域外直接引入两种情况。因为这是一项直接还原量,引出时要全部加回,引入时要扣除引入量中的回归水部分,所以要精准统计,当发现引进、引出水量观测资料不全或缺测时,应使用各种方法插补延长。一般要求有逐月的引水量资料,以便按需要统计各种时段的还原水量。
5.3.4 水库等蓄水工程的蓄水变量
这里所说的水库等蓄水工程主要是大中小型水库及塘塘、分蓄洪工程,被大片围垦的湖泊 (其作用与水库相反)。对于大型水库、重要的中型水库及大的湖泊一般都有观测资料,可以根据水位记录和容积曲线求得各时段的蓄水变量。一般的中小型水库群,基本上都是为农业灌溉服务的,可按第四章第二节介绍的方法计算水库群的蓄水过程和时段的蓄水变量。这样做的工作量很大,宜于采用计算机完成,或采用某些基本上能保证成果精度的简化方法推求。例如湖北省在最近开展的全国水资源评价中,就全省小型水库最为密集的漂水西支进行深入的调查和分析。该流域面积550km2,其上有小型水库67座,控制集水面积106km2,占整个流域面积19.3%。尽管小型水库十分密集,但年蓄水变量仅占天然径流的2%左右 (枯水的1981年为-2.1%,丰水的1982年为2.4%),故在还原年径流时略去了小水库蓄水变量的影响,但在月径流还原计算中,则不容忽视,主要参照灌溉用水过程,遵循水量平衡的原则,粗略地估算出各月的蓄水变量。
5.3.5 库面蒸发增加的耗水量
人类经济活动中,在流域内修建了许多塘堰水库,使这部分流域面积由陆面转变为水面,其蒸发也由陆面蒸发变为水面蒸发,因而增加了蒸发耗水量,其计算式为
式中: ΔW蒸为库面蒸发增加的耗水量,万m3;E水为蒸发器观测的水面蒸发量,mm; α水为蒸发器观测的水面蒸发量折算为大水体蒸发量的折算系数,E陆为陆面蒸发量,mm; A水为库面面积,km2。可由本地区的蒸发试验资料求得,作为一例,见表5-2。
陆面蒸发E陆包括土壤蒸发和植被蒸散发,可根据流域的资料情况选择适当的方法推求。例如,当流域有齐全的降水、径流、湖库水位观测资料时,可以用水量平衡法求年陆面蒸发量,然后以此为控制,推求各月陆面蒸发量; 缺乏资料时,也可用经验公式计算,例如四川凯江实验站的经验公式 (在下一方法中介绍) 等,但选用时,最好用本地区资料条件好的流域进行验证。
以上谈的是建库后增加蒸发损失量的情况,与之相反,围湖造田,则是将水面蒸发变为陆面蒸发,从而减少蒸发损失的情况,其计算方法同上,只是取为 “负”量,从实测径流中扣除。
5.3.6 水库库区渗漏量
当水库在流域出口以上,其渗漏水量仍通过出口断面的河槽时,因为已经在观测中测到,对于这样的水库,其渗漏将不予计算。水库水文站当不能测到这部分水量时,则应进行渗漏计算和还原。
水库渗漏量计算,可根据资料情况选用不同的方法。例如当水库的观测资料齐全时,可按水库水量平衡方程推算,其计算式为
式中: W渗为库区时段渗漏量;W入为入库站实测时段进库水量; W区为区间时段入库水量; W雨为库面时段降雨的径流量; W蒸为库面时段蒸发量; W出为实测的时段出库水量; V初、V末为水库时段初,末的蓄水量。
当实测资料不足时,若水库规划设计时有地质钻探分析的渗透资料,亦可用以分析计算。
分项还原法主要用于还原年、月径流。对于瞬息多变的洪水,不仅要考虑水量平衡,还要考虑流域产、汇流规律,影响更为复杂,故对洪水还原此法难以实现。只有当要还原的项目比较简单时,如仅考虑引水和大中水库的作用时,应用此法才能取得好的效果[11]。倒如湖北省黄柏河流域分乡水文站,流域面积1083km2,属山区,覆盖主要是森林,耕地甚少,为当地灌溉服务的水利工程也很少,但由于邻近流域的宜东灌区需要,在上游1970年修了尚家河引水工程,1978年建成了天福庙水库。这些工程的分布和情况见图5-3和表5-3。小型水库总的控制面积尚不足全流域的2.4%,总有效库容为775.5万m3,折合径流深7.1mm,显然其拦蓄调节作用甚微,还原时可以略而不计。因此,可以认为:1971年前分乡观测的径流资料为天然状态下的,不需还原; 1971—1977年需考虑尚家河引水影响进行还原; 1978年至今应考虑尚家河引水及天福庙水库的影响进行还原。对于1971—1977年仅需对尚家河引水工程引走的流量进行还原,因为引水流量相当平稳 (约17m3/s),这样的径流还原到黄柏河后,在向分乡站传播中将基本不变,所以直接将这里的引水流量滞后一河段传播时间,与分乡站实测的洪水叠加,即得分乡站还原后的1971—1977年洪水。对于1978—1983年,首先应还原天福庙水库的调蓄作用,求得无此工程影响的坝址处洪水 (称坝址洪水)。坝址洪水可这样计算: 用水量平衡法由实测的出库流量及库水位记录,反算出入库洪水,再把它作河道洪水演算,从入库点演算到坝址,即得坝址洪水; 其次,将坝址洪水与实测的出库洪水差值过程 (称差值洪水过程,如图5-4中的阴影部分) 用河道洪水演算法演进到分乡,得差值洪水在分乡站的过程 (因为出库洪水及区间洪水自然演进到分乡的过程已在分乡测到,为减少验算误差,故仅对差值洪水进行演算)。最后,将分乡实测的洪水,加差值洪水在分乡的过程和尚家河引水在分乡的过程,即得还原的1978—1983年洪水。经分析检验,证明在这种特定条件下 (人类活动措施情况比较简单),采用分项还原法所得成果比第5章第5.5节要讲的暴雨径流模拟法要好。
5.4 流域蒸发差值法[12]
根据水量平衡原理,人类活动前天然流域的水量平衡方程为:
式中: P为时段流域平均降水量,R天、E天、ΔU天分别为人类活动前天然情况下的流域时段径流深、时段蒸散发量、时段蓄水变量,均以毫米计。人类活动后流域的水量平衡方程为:
式中:R测、R引、R渗、R工分别为人类活动后流域的实测时段径流深、时段跨流域引水量 (引出为正,引入为负),蓄水工程渗到外流域的时段渗漏量、工业及生活用水净耗量,E人、ΔU人为人类活动后流域的时段蒸散发量和时段蓄水变量,均以毫米计。式(5-10)、式 (5-11) 联解,得:
人类活动后的流域蓄水情况与人类活动前的天然蓄水情况相比,主要是增加了水库等蓄水工程 (围湖造田则相反)。因此,近似假定人类活动后的流域蓄水变量与人类活动前的流域蓄水变量之差 (ΔU人-ΔU天) 基本上等于水库等蓄水工程的时段蓄水变量ΔU蓄,于是上式变为:
该式即蒸发差值法进行径流还原计算的基本公式,它与式 (5-2) 基本相同,只是式(5-2) 中的W农、ΔW蒸由 (E人-E天)所代替。其实式 (5-2) 中的W农、ΔW蒸实质上就是由于人类活动增加的水田、旱地的蒸散发及水面蒸发量。R工实际上也是工业及生活用水中耗于蒸发的部分,但它的蒸发比较特殊,故仍单独计算。上式中R测、R引、R渗、R工、ΔU蓄的计算与分项还原中的W测、W引、W渗、W工、ΔW蓄相同,只是表示单位不同而已。因此,以下仅就人类活动前后流域蒸发E天、E人的计算进行一些介绍。
5.4.1 用实测水面蒸发资料计算
流域蒸散发,按蒸发规律的不同,大体分三个组成部分: 水库、湖泊、河网等水体的水面蒸发; 水田蒸散发; 旱地 (除水面,水田所剩余的部分) 蒸散发。其计算式为:
式中:E水、E田、E旱分别为时段的水面蒸发量、水田蒸散发量、旱地蒸散发量,以毫米计; A水、A田、A旱分别为水面面积,水田面积、旱地面积占流域面积的比例,以小数计。
人类活动前后的A水、A田、A旱通过调查求得,E水、E田、E旱由实测水面蒸发资料推求。代入上式,即可求得人类活动前或人类活动后的流域蒸散发。
E水、E田、E旱的推求。根据经验,供水充分时,E水、E田、E旱大体与E601蒸发器观测的水面蒸发值 (以Eo表示) 成正比,其关系式为:
式中:K、α、β为将E601观测值Eo折算为大水体、水田、旱地蒸发的响应系数,可以应用蒸发实验站和灌溉实验站资料结合实际流域的观测求得。例如江苏省由蒸发试验站的资料分析的水面蒸发折算系数K如表5-4,由灌溉实验站的资料分析得水田蒸发的折算系数α和旱地蒸散发折算系数β如表5-5和图5-5所示。参照这些数据,通过近期实际流域的降雨径流等观测资料应用式(5-13)、式(5-14)、式(5-15)进行试错优选、可得到某流域的α和β的变化规律,如图5-5所示(图中p/E。为同期的降雨量与E601观测值之比)。应用图5-5和式(5-14)推算1973—1979年的流域蒸发与实测资料反算的流域蒸发相比,除1978年特枯年份外,误差均不超过10%。根据调查分析,该省认为:对于特枯年份灌溉没有保证的水田,应作为旱地处理,这样计算的流域蒸发就更为符合实际。
5.4.2 用经验公式计算
人类活动前天然流域的蒸散发,基本上由陆面蒸散和水面蒸发组成。当为山区时,水面往往很小,可以认为流域蒸发就是陆面蒸散发。一定自然情况下的陆面蒸散发,常与气象因素和土壤含水情况间有较好的关系,可以通过回归分析,建立相应的经验公式。例如长办金栋梁分析凯江径流实验站的资料,求得日陆面蒸散发经验公式[9]为
式中: E天为日陆面蒸散发,mm/d; T为日平均气温,℃;Q为太阳净辐射,卡/(cm2· d);Qo为大气顶界太阳总辐射,卡/(cm2/d),有专用表可查; n为日平均云量,以小数计,全天无云为0,全天密云为1.0,由当地气象站资料查得; s为日照率,即实测日照时数与可能日照时数之比,以小数计,由当地气象站资料查得。
该式适用于年降水大于800mm、汛期月降水大于150mm、北纬25°～35°之间的地区,在该范围内,经四川,湖北、湖南、广西、江西的资料检验,误差一般不超过6%～12%[13]。
类似的经验公式很多,例如原书第二章介绍过的确定流域蒸散发能力和实际蒸发的方法。但这些公式都与流域的自然条件有关,选用时,应结合当地的实测资料进行验证,否则,可能会给计算带来较大的误差。
当水面占有较大比例时,可分别计算水面蒸发与陆面蒸散发,然后加权平均得人类活前天然流域的蒸散发。
5.4.3 流域水量平衡法
当流域属闭合流域时,可近似采用下面的方程计算人类活动影响后的流域蒸散发:
式中:E人为人类活动后流域时段蒸散发量,mm; P为时段降水量,mm;R测为人类活动后流域出口实测的时段径流量,mm; ΔR蓄为人类活动后流域的时段蓄水量,mm,近似由水库等蓄水变量代表。
当流域内无大型多年调节水库时,若取一年为计算时段,ΔR蓄很小,如能忽略不计,则人类活动后流域年蒸散发量 (E人,年) 为:
式中: P年为年流域平均降水量,mm; R测,年为实测年径流量,mm。
分项还原法和蒸发差值法的实质是一致的,从根本上说,就是要掌握不同下塾面条件下蒸散发机理和计算方法,例如森林的、旱作物的、水田的、水面的等。这些问题研究清楚了,流域蒸散发量、农业灌溉净耗水量也就容易计算了。
5.5 流域水文模拟法
该法的实质,就是利用人类活动措施前的降雨径流和蒸发等观测资料,建立起合格的流域模型,由于它代表的是天然状态下降雨、蒸发与径流之间的关系,如前所述,人类活动对降水、蒸发的影响甚微,一般可以忽略不计。因此,将人类活动后测得的降雨、蒸发代入该模型求得的径流,就是要还原的天然流域下的径流。
流域水文模型就是将流域的降水、蒸发等转换成流域出口径流过程的一整套计算方法。因此,它包含着一系列的计算公式 (产流计算公式,汇流计算公式等) 和计算参数。所谓建立合格的流域水文模型,就是应用有限的实测降雨、蒸发、径流等资料 (一般要4～5年以上)。在满足成果精度的前提下,确定这些计算公式和参数。模型参数将随流域条件的改变而变化。即选定的模型反映了相应的下塾面条件,当下塾面条件一定时,该模型将保持不变,故应用该模型推算的径流系列与用以率定模型的径流系列将具有成因上的一致性,都代表天然流域下的径流过程。
目前世界上流行的流域水文模型不下几十种,其中比较著名的有我国的新安江水文模型、美国的隆克拉门托水文模型,斯坦福水文模型、API水文模型,日本的水箱模型等。这些模型大都可以模拟日平均径流过程和洪水过程,就是说可以求得还原后的日平均流量过程和洪水过程,就我国近几年的经验看,新安江模型和水箱模型应用较广,结构不太复杂,又有较好的精度,因此得到较为广泛的使用。
许多流域水文模型都有现成的电算程序,因此,只要模型选定之后,用以计算还原的径流过程是很方便的。为了发挥这一优点,在人类活动前的实测资料不足时,可以考虑先用前述的方法仔细还原若干年的径流过程,将此作为天然状态的实测径流来建立流域模型。这种做法对于建立水文站初期人类活动措施还不多的情况特别适宜。因为这时采用分项还原法工作量不大,还原量占的比重甚小,可使还原的径流有足够的精度。
现以湖北省漂水塔儿湾站的径流还原为例,具体说明如下[14],漂水塔儿湾站控制流域面积1030km2,1955年设站,从1955—1959年流域上只有少数的小 (二) 型水库塘堰及引水工程,基本上属于天然状态,1959年后,陆续不断地大量兴建水利工程,至1981年时,已修大、中、小水库92座,控制面积551km2。(占总流域面积的53.5%),有效库容为23472万m3,现需要对1958年后的径流进行还原计算。根据我国湿润地区使用流域模型的经验,初步确定选用新安江四水源模型进行还原[15,16]。
5.5.1 新安江四水源模型的概念及其计算公式
1. 模型结构
该模型的计算程序大体是: 首先用蓄满产流模型由降雨、蒸发求得总净雨过程; 其次是设置一个自由水蓄水库,通过对总净雨的调蓄作用,划分为地面净雨,壤中流净雨,快速地下径流和慢速地下径流的净雨四种水源; 第三是将地面净雨和壤中流净雨转换为河网总入流; 第四,是将河网总入流通过河网单位线演进至出口,同时将地下径流净雨经过相应的线性水库调蓄也演算到出口,两者叠加,即得流域出口的径流过程。当流域很大时,为考虑降雨等的分布不均匀,可将它分成若干个单元子流域,按上述方法计算单元流域的径流过程,然后通过河道汇流计算,求出总流域出口的径流过程。根据上述概念,该流域模型 (单元流域的) 流程图,如图5-6所示。
漂水塔儿湾流域,面积较小,故整个流域作为一个单元流域计算。
2. 划分水源的计算公式
(1) 计算总净雨。流域张力水蓄水容量曲线取B次抛物线,如图5-7所示,其表达式为:
式中: W’m为流域中任一点的张力水蓄水容量,mm; W’mm为流域张力水的最大点蓄水容量,mm; a为不大于W’m的面积占全流域面积的比值,以小数计; B为经验指数。
据此可求得流域张力水平均蓄水容量WM为
还可求得与流域张力水某一平均蓄水量W(图5-7中0AW’mw10所包面积) 相应的纵坐标W’mw为
于是,根据蓄满产流的概念,可由上式求得任一有效降雨P-E (E为计算时段内的流域雨期蒸发量) 产生的总净雨R:
当P-E+W’mw<W’mm时
当P-E+W’mw≥W’mm时
式中: WM按流域的具体情况,有时又可划分为三层,即上层张力水容量WUM,下层张力水容量WLM,深层张力水容量WDM。由于降雨P和蒸发E使流域的张力水蓄量WU、WL、WD不断变化,WU按蒸发能力EM (等于水面蒸发乘以蒸发能力折减系数K2) 蒸发,WL按与蓄水成正比蒸发,WD按C×EM蒸发 (C称深层蒸发系数)。另外,地下净雨RG按E/K3蒸发 (K3为地下净雨蒸发系数的倒数)。
(2) 将总净雨划分为四种水源、设置一个自由水蓄水库S,该水库的蓄水面积为产流面积FR (以小数计),各点的自由水蓄水容量SM’不同,在O～SMM’间变化,其地区分布与张力水蓄水容量相似,也用抛物线方程描述,如图5-8所示,其表达式为:
式中: SM’为流域中FR上各点的自由水蓄水容量,mm; SMM’为流域中FR上SM’的最大值,mm;αR为不大于SM’的面积占产流面积FR的比值,以小数计; EX为流域自由水蓄水容量曲线的经验指数。
据上式可求得流域自由平均蓄水容量SM (图5-8中的OABSMM’SMS’1. 0所包面积) 为
与流域自由水某一平均蓄量S相应的纵标值SMS’,为
显见,产流面积 (自由水蓄水库面积) 上的总净雨深PE (将R折回到FR上) 为:
PE输入自由水蓄水库后,将产生四种净雨成分; 超出自由水蓄水库的形成地面净雨RS,剩余的又分成壤中流净雨RSS、快速地下径流净雨RGF、慢速地下径流净雨RGL,它们的计算分别为:
①地面净雨,类似式 (5-23)、式 (5-24) 得:
当PE+SMS’<SMM’时
当PE+SMS’≥SMM’时
②壤中流净雨,认为与自由水蓄量成正比,则得:
式中: KSS为壤中流日出流系数,此处的RSS认为已从地面到达形成壤中流的界面。
③地下径流净雨,假定也与自由水蓄量成比例,得:
其中慢速地下径流净雨RGL为
快速地下径流净雨RGF为
式中: KG为地下径流的日出流系数,此处的RG认为已从地面到达地下水库的潜水面;KD是慢速地下径流净雨占总地下径流净雨的比例系数。
3. 河网总入流的计算公式
(1) 地面净雨的河网总入流: 坡面汇流时间甚短,可直接将地面净雨过程近似作为它的河网总入流过程TRS,即:
(2) 壤中流净雨的河网总入流: 将壤中流净雨的坡面汇流设想为壤中流水库的出流。设该水库为线性水库,消退系数为KKSS,可知蓄泄系数MK=-1/ln(KKSS),联解水量平衡方程及蓄泄方程得水库的出流过程,即壤中流净雨的河网总入流TRSS:
4. 出口流量的计算公式
地面径流总入流,壤中流总入流进入河网后,经河网单位线计算,得它们在出口的流量QRSt及QRSSt:
式中: UH为河网单位线的纵标值,U为单位转换系数,以mm换算成m3/s。
地下径流的净雨RG(包括RGL、PGF)经地下水库调蓄后,即为出口的流量。设地下水库亦为线性水库,其消退系数为KKGL和KKGF,公式 (5-36) 可以求得RGL及RGF在出口的流量QRGLt、QRGFt。将四种水源在出口形成的流量叠加,得流域出口的流量Qt为:
以上计算相当麻烦,但采用电子计算机则甚为方便。
5.5.2 模型参数的优选
该模型需要的资料为降雨、蒸发和人类活动前1955—1958年的出口流量资料,其中1955—1958年的降雨、蒸发和流量资料将用来优选模型参数,以后的降雨、蒸发资料则用来延展人类活动后要还原的流量过程。
流域内的雨量站,1965年前仅有殷店、浆溪店、塔儿湾三处,以后陆续增加到25站,为了提高流域平均雨量的计算精度,分析了少站平均雨量与多站流域平均雨量的相关关系,依此计算少站期的流域平均雨量过程。
该流域的蒸发资料也不连续,塔儿湾站1955—1962年用Φ80套盆式蒸发器观测,1978年5月至1982年8月用E601蒸发器观测; 先觉庙站1963—1965年用Φ80套盆式蒸发器观测; 流域下游的徐家河站1955—1982年一直用Φ80套盆式蒸发器观测。为了前后一致,也作了它们之间的相关分析,求得塔儿湾1955—1978年的Φ80套盆式蒸发资料和1978—1982年的E601蒸发资料。
在上述工作基础上,取1955—1959年的资料对模型参数进行优选,求得天然流域状态下采用的模型参数如下:
K1灌溉期蒸发系数1655—1964年为1.0,1978-1982年为1.02;
K2蒸发能力折算系数: 1955—1964年为0.95,1978-1982年为0.97;
K3地下水蒸发系数的倒数: 1/20;
C深层蒸发系数: 0. 16;
IMP易产流面积比例数: 0. 005;
WM流域平均张力水容量: 200mm;
WUM流域平均上层张力水容量: 20mm;
WLM流域平均下层张力水容量: 100mm;
WDM流域平均深层张力水容量: 80mm;
B流域张力水蓄水容量曲线指数,0.3;
SM流域平均自由水容量: 30mm,
EX流域自由水蓄水容量曲线指数: 1.2;
KSS壤中流净雨的日出流系数: 0.2;
KG地下净雨的日出流系数; 0.2;
KD慢速地下水净雨量与地下净雨的比例系数: 0.1;
KKSS壤中流消退系数: 0. 05;
KKGF快速地下水消退系数: 0. 9;
KKGL慢速地下水消退系数: 0. 992;
DD深层蒸发折算系数: 1. 0;
UH无因次河网单位线纵标。
逐日的: 0,0.1,0.8,0.1,0;
场次洪水的: 0,0. 01,0.12,0. 55,0.13,0.10,0.06,0. 03,0. 01,0。
由这些优选的模型参数确定的四水源流域模型,模拟1955—1959年的年月径流过程,见表5-6,年径流深的误差全部小于7%,月径流深相对误差不超过20% (或绝对误差≤10mm) 的达90%,模拟的5次洪水中,洪量误差全小于13%,9个洪峰中有7次洪峰流量的相对误差不超过10%,可见用该流域模型模拟天然流域的年、月径流和洪水过程具有相当的精度,能够用以模拟1959年以后天然流域状态下的径流过程。
5.5.3 推求1959年以后天然流域状态的径流过程
将1959年以后的逐日降雨、水面蒸发资料输入模型后,输出的逐日径流过程就是要求还原的天然径流过程。在此基础上将1959年后各次洪水的降雨过程及逐日水面蒸发资料输入模型 (河网单位线为洪水的) 输出的径流就是计算的天然状态下洪水过程。
该流域也曾采用分项还原法进行计算。对于年月径流,两种方法还原结果比较相近;对于洪水,由于中小水库众多,汛前底水和水库群调洪等问题难于解决,故分项还原法无法进行。所以在人类活动情况复杂时,就目前的计算水平说,采用流域水文模拟法将是比较合适和有效的。
随着经济建设的加速发展,人类活动对全球气候变化与环境的影响,尤其对水文测验、水文计算、水文预报等的影响更为突出,研究成果也更加丰富、深刻。基于这一事实,中国科学院院士刘昌明教授,近年多次提议应尽快再次编著 《人类活动水文学》,以反映该领域当代科学技术水平,促进水文科学的发展。响应这一提议,经共同商讨,拟组织适当人员,尽快开展这一工作。
考虑以上情况,认为将初次撰写的 《人类活动水文学》作为文选的一个重要部分正式出版是必要的,对再次编著该书和相关科技工作者学习都具有积极作用。基于此,这里拟在下面采用节选的方式介绍该书的主要内容。
前言
随着社会经济的加速发展,水文学研究的内容和方法也在不断地变化和发展,它由初期的水文地理描述发展到直接为工程规划设计提供水文数据 (工程水文学),但在早些时候,例如我国1958年之前,由于人类改造自然的能力还比较低,对水文要素的影响一般都不显著,常常可以略而不计,因此,以往的水文学基本上是以 “静态” 的观点进行研究的,即假定过去观测收集的径流资料,其形成条件是稳定的、前后完全一致的、其出现是天然状态下的随机现象,所以可以应用数理统计法直接对径流进行频率计算。后来逐渐发现,越来越多的流域,由于灌溉、兴修水利、造林、水土保持等,人类活动的影响已经不能忽视,而是具有相当重要的作用,于是我国在1979年后颁布的水文计算规范中都规定要考虑这种影响。1980—1986年,我国进行第一次水资源评价时,不少工作是考虑人类活动措施影响,对径流进行还原计算,以便正确地对水量、水质作出评价。世界上许多发达的国家对此也都非常重视,联合国教科文组织从六十年代起就组织了相当大的力量对这一问题展开研究,并召开了一系列的国际会议交流这方面的成果。总之,时代的发展要求我们要用 “动态” 的观点研究水文学,即要研究人类活动的水文效应,在人们每采取一项重大措施时,就要预计它在水文上可能产生的后果,例如对洪水,年月径流、降水、蒸发、泥沙、环境污染、生态平衡等的影响,以便正确的决策,充分发挥措施的有利作用,并抑制其不利影响。现今的水文学已经进入了必须深入研究人类活动的水文效应阶段,从这个观点说,即人类活动水文学的阶段。本书就是在这种形势下诞生的; 另外,还有一个直接原因,就是履行1984年在武汉召开的全国人类活动对水文要素影响的研究学术交流会纪要,其中规定要总结出一本关于这方面研究成果的材料。
本书的基本内容是阐述各种人类活动措施的水文效应,定性定量上预计措施后的水文情势变化。同时为了水资源评价和工程水文计算的某种需要,并论述了受人类活动影响后进行径流还原的一些行之有效的计算方法。编写这本书,在国内外还是首次,一定会有不少缺点、甚至错误,敬请读者指正。
编著者
1987年10月
1 绪论 (原著第一章)
1.1 研究人类活动对水文水资源影响的重要意义和主要内容
迅速的经济发展和人口增长对水文循环已经产生了巨大的影响,并且这种影响正在加速进行,致使人们在作水文站网规划、水文计算、水文预报、水资源评价等有关的工作时,许多情况下都不可避免地要考虑这种影响。表1-1是河北省1984年统计的几个水文站在不同年代灌溉用水与同期实测径流量资料的例子[1],从中可以看到农业用水增长的速度是何等迅速。例如其中的石匣里站,流域面积23944km2,20世纪50年代、60年代、70年代的灌溉用水量与同期实测径流量之比的增长情况是17.7%、36.4%、117.3%,其增长以惊人的加速方式进行。如果仍然死守断面观测记录,盲目地统计计算,就会非常错误地估计流域可能提供的水量及其变化,使人类进一步改造自然的活动失去科学依据,甚至造成失败,该流域灌溉对径流年际变化及年内分配的影响也是显著的。由于枯水年份灌溉用水大,使本来就小的年径流大大减小; 丰水年份灌溉用水少,使该年本来就多的水量减少不多,故丰、枯年份的水量更为悬殊,从而使CV比天然情况增加了80%。径流年内分配方面,由于水利工程的调蓄作用,常使汛期的河川径流减小,枯季则可能有所提高,故年内分配趋于均匀。
人类活动对径流的影响,在经济发达的国家,情况比我国更为严重。例如苏联的咸湖是一个巨大的内陆湖,1969—1973年共13年间,流域内灌溉用水量的增长,使入湖径流减少,湖水位下降了2.8m,若不设法控制,预计2000年将下降9～13m。苏联另一个巨大的内陆湖里海,由于流域内年消耗性用水由10km3增加到35km3 (其中51%耗于灌溉),使海水位继续下降,这迫使许多经济部门,如航海、渔业、石油开采、娱乐休养、市政服务等不得不花巨额投资,采取一系列措施,以图维持目前的水位。
人类活动不仅对水量发生巨大影响,而且对水质的影响将越来越严重,例如毁林开荒,普遍大量地使用农药、化肥等,将使径流的含沙量、含氯化物量、含氮量、含硫量等大大增加。表1-2是美国、加拿大对Great湖污染情况的调查资料 (Son Sogin等,1980)[2],表明谷物地、城市来的径流比森林区来的径流的泥沙、氯化物、总含氮量和总含硫量要大数倍至数百倍。这将严重地恶化了人类赖以生存的生态平衡条件。
人类活动的影响,一是随着人口的增加而加强,世界人口20世纪初为19亿人,1950年为25亿人,现在为44亿人,20世纪末将为60亿人 (Hololgate等,1982),要为这样多的人口提供衣、食和越来越优良的生活环境,就需要去直接、间接地增加以水的利用为基础的日用品生产; 再是随着人类改造自然的能力和手段的高速发展,加速了人类对自然的干预,过去连想都不大敢想的巨型水利措施,现在几年之内就可实现,从而引起一地区的自然地理条件完全改观。产、汇流条件的巨大变化,招致水文系列抽样的非随机性和非一致性,使原来广泛采用的许多水文统计计算方法不能继续使用,于是便产生了考虑人类活动影响下如何正确估计水资源的数量和时空分布的问题,以及预估的新条件下的年径流、洪水和水质等问题,以便在我们采取某种措施之前,就能估计到它们的有利方面和不利方面,权衡利弊,择取最优的措施方案,并减少和防止不利的影响。因此研究人类活动影响下的水文计算原理和方法,不仅在实践上而且在理论上都具有十分重要的意义。
表1-1 河北省若干流域灌溉用水与实测径流情况统计表
| 河名 | 站名 | 流域面积 /km2 | 项目 | 单位 | 多年平均值 | 不同年代平均值 | ||
| 1950—1959 | 1960—1969 | 1970—1979 | ||||||
| 桑干河 | 石匣里 | 23944 | M | 亿m3 | 3.17 | 2.09 | 2.87 | 4.54 |
| W | 亿m3 | 7.83 | 11.8 | 7.89 | 3.87 | |||
| M/W | % | 40.5 | 17.7 | 36.4 | 117.3 | |||
| 壶流河 | 钱家沙洼 | 4298 | M | 亿m3 | 0.631 | 0.466 | 0.585 | 0.793 |
| W | 亿m3 | 2.02 | 3.28 | 2.04 | 1.11 | |||
| M/W | % | 31.2 | 14.2 | 28.7 | 71.4 | |||
| 洋河 | 响水堡 | 14507 | M | 亿m3 | 2.14 | 1.79 | 2.11 | 2.48 |
| W | 亿m3 | 5.18 | 6.13 | 4.98 | 4.55 | |||
| M/W | % | 41.3 | 29.2 | 42.4 | 54.5 | |||
| 永定河 | 官厅水库 | M | 亿m3 | 6.66 | 4.13 | 5.68 | 8.22 | |
| W | 亿m3 | 12.5 | 2.02 | 13.2 | 8.31 | |||
| M/W | % | 53.3 | 20.4 | 43.0 | 98.9 | |||
| 滹沱河 | 黄壁庄 | 23272 | M | 亿m3 | 4.08 | 3.54 | 3.99 | 4.71 |
| W | 亿m3 | 22.4 | 30.3 | 22.9 | 13.9 | |||
| M/W | % | 18.2 | 11.7 | 17.4 | 33.9 | |||
| 冶河 | 微水 | 5387 | M | 亿m3 | 1.10 | 0.049 | 1.26 | 1.99 |
| W | 亿m3 | 5.95 | 8.32 | 6.78 | 3.21 | |||
| M/W | % | 18.5 | 0.59 | 18.6 | 62.0 | |||
| 漳河 | 观台 | 17800 | M | 亿m3 | 3.17 | 0.077 | 1.48 | 7.65 |
| W | 亿m3 | 15.6 | 19.6 | 17.8 | 9.77 | |||
| M/W | % | 20.3 | 0.4 | 8.3 | 78.3 | |||
注 M为灌溉水量,W为实测径流。
表1-2 Great湖流域不同土地利用情况对水质的影响 单位: kg/(hm2·a)
| 土地利用 | 悬浮固体 | 氯化物 | 铝 | 总含氮量 | 总含硫量 |
| 森林 | 1～620 | 2～20 | (1～3)×10-2 | 1.0～6.3 | 0.02～0.67 |
| 谷物地 | 20～5100 | 10～50 | (5～6)×10-3 | 4.3～8.1 | 0.2～4.6 |
| 城市 | 200～4800 | 130～750 | (1～5)×10-1 | 6.2～18 | 0.3～4.8 |
人类改造自然的措施是多种多样的和不断发展的,就它们对径流过程的影响看,当前主要的是直接影响,例如水库,一般情况下拦蓄雨水,减少径流,使洪量变小,其调节作用又使洪水比较缓和,但在特大洪水时也可能起反作用,垮库反使下游洪水更为加剧。再是间接影响,例如水库拦蓄径流,大规模的灌溉,增加了流域蒸散发,促进了水文循环,可能使降水有所增加,这反过来又影响河川径流,即反馈作用。就目前的人类活动水平说,一般认为后者的影响是次要的,尤其局部较小范围的地区更是如此。由于这个问题较前者更为复杂,研究的更少,故本书主要是论述人类活动措施对径流直接影响的估算问题。主要内容为森林植物等措施的水文效应,农业及水土保持措施的水文效应,水利工程的水文效应,径流还原计算等,都市化的水文效应,也是一个重要课题,但限于篇幅,本书未能论述。
1.2 有关人类活动水文学的发展简况
人类生产的发展,越来越快地改变着自然环境,从而也改变着水文循环状况和产、汇流条件。因此,如何科学地估计已经采取的和将要采取的措施对水文情势产生怎样的影响,也就自然而然地被提到议事日程上来了。国际水文十年 (IHD) 和国际水文计划(IHP) 从20世纪60年代起就将这一课题列为重要项目,组织各国的水文专家进行研究。农业的发展,把大片大片的森林变为耕地,导致水土流失和频繁的水旱灾害,因此,最先是森林水文效应的研究。1889年,在瑞士埃门塔尔(Emmental) 试验区开始了世界上第一个比较现代化的流域研究,探讨森林流域和牧场流域水文特性的不同,发现森林流域的洪水和年径流都比牧场的小。1910年,美国林务局在科罗拉多州设立了瓦贡惠尔加普(Wagon Wheel Gap) 试验流域,这是早期流域研究中最著名的,它首先采用 “控制流域法”研究森林效应和提出选择实验流域的准则。1911年,日本山林局在茨城县的太田试验流域首次用 “单独流域法” 探讨森林水文效应。1935年在南非的Jonkershoek森林水文学研究站设了6个对比流域系统深入地研究森林的水文效应。20世纪30年代,苏联设立瓦尔达依 (Valday) 水文实验流域,试图全面系统地研究流域水平衡要素的变化规律和各种农业、森林措施的水文效应。20世纪60年代电子计算机的广泛应用,使水文学家能够借助比较详细准确的实验流域的水文资料建立流域水文模型,以估算某种因素的改变所带来的影响。但是,限于对径流形成的许多机制的认识不够深刻,使建立的模型尚不能充分反映径流形成的规律,所以在成果的移用上和外延上都要存在不少问题。1972年美国发射第一颗地球资源卫星以来,为流域情况提供了丰富的资料,1976年开始将卫星遥感应用于流域模型中。随着都市化的发展,在50年代联合国开始了都市水文学的研究,1971年、1976年、1977年先后成立了都市化对水文环境影响、城市水文学的社会——经济问题、都市化和工业化对水资源规划和管理的影响三个研究小组推进都市水文效应的研究,1979年正式出版了 《都市水文学》一书。近些年来,由于工业大量排污,农业大量地使用农药、化肥,使不少地方的水质严重污染,从而影响生态平衡,威胁人类的生存。因此,研究人类活动对水质的影响已经受到高度的重视,不少先进的国家都制定了环境保护法,规定排污标准和治理措施。总之,人类活动对水量、水质、水文循环的影响,随着社会的发展越来越广泛地受到重视和研究。
我国新中国成立前经济上非常落后,生产发展极为缓慢,基本上处于停滞状态,根本谈不上人类活动的水文效应问题。新中国成立后,为了发展农业生产,1951年首先对淮河进行大规模的治理,1958年又在全国掀起群众性的水利化高潮,使有些地区的自然面貌发生了巨大的变化,促使水文工作者不得不研究水利化对径流的影响。为此,各省在1958年前后设了一大批径流实验站和径流站,其中比较著名的有安徽省的青沟、湖北省的石桥铺、浙江省的姜湾、辽宁省的叶柏寿、湖南省的宝盖洞、黄委在山西省设的子洲、长办在四川省设的凯江、在河南省设的祁仪等实验站,为研究无资料地区的水文计算方法和水利化效应提供了大量资料。在我国,水利工程建设是影响水文情势的一个重要内容,例如长江流域,到1979年止建了大中型水库933座,小型水库45800余座,大、中、小型引排水涵闸7000多座。又如湖北省到1981年共建大中型水库267座,小型水库5948座,涵闸2281座。加上农业措施和森林措施等,其影响已经达到不容忽视的程度。因此,我国在1979年颁布的 《水利水电工程设计洪水计算规范》 (SDJ 22—79) 和1983年颁布的《水利水电工程水文计算规范》 (SDJ 214—83) 中都明确规定要考虑水利、水保等人类活动措对径流的影响。为此,1983年水电部水文局曾责成武汉水利电力学院牵头与全国有关单位一道就 “人类活动对水文要素影响” 的课题进行研究,并于1984年召开了一次经验交流会。另外,由于人类活动的影响,不少水文站网都面临着是否还能继续存在和今后如何考虑这种影响进行布站观测的问题,这也迫使站网规划部门对这一问题进行专题研究。1980—1986年我国开展第一次水资源评价工作投入人力达千人之多,其中大半工作是研究计算人类活动影响后的径流还原。森林水文效应和都市化水文效应以及水污染问题,近年来受到了越来越大的重视,现在正在开始这方面的研究。
1.3 研究人类活动对水文水资源影响的基本途径
人类活动改变了水文循环的状态和流域的产汇流条件,但并没有改变径流形成的原理和基本规律。因此,解决这一问题的根本途径,是通过一切手段,充分揭示水文要素变化的原理和规律,然后用以预计新情况下的水文情势,即人类活动影响后的水文状况。目前一般采用下述三种途径定量估算人类活动措施对径流的影响。
1.3.1 对比实验途径
对比实验途径,分为两个流域平行实验和单个流域实验两种。前者称 “控制流域—处理流域”试验分析法,系在两个平行对比流域上同时观测若干年 (一般在7年以上) 的降雨、径流等,以建立两个流域径流间可靠而密切的相关关系,这时在一个流域上施加某种人类活动措施 (称此为处理流域),另一流域保持原状,称控制流域。对这两个流域继续观测,通过上述相关关系,可由控制流域的观测值推算出处理流域若保持在原来状态时的径流,它与观测量的差值,即是施加措施的影响程度。如此进行多年之后,便可逐步找到该流域上这一措施影响径流的指标和规律。这种结果对于处理流域是适用的和有效的,但要移用于其他流域,就目前来说还是很困难的,因为移用流域与处理流域之间总有这样那样的不同。这种试验方法的成果是可靠的,但要很长时间,例如单单对两个流域进行标定就花去了大约7年。为了抢时间,我国多采用平行对比的实验方法,即同时选择两个完全相同的流域,对一个施加某种措施,平行进行观测,分别建立降雨径流关系,由此分析出同样降雨条件下两者径流的差异,即施加措施的影响。这种方法获得成果快,但不够可靠,因为很难保证选择的对比流域完全相同,因此对比流域间径流的差异就不一定完全是施加措施的影响。后者称单独流域实验分析法; 系一个流域在施加措施前保持稳定状态若干年,用这些年观测的降雨、径流、蒸发等资料建立可靠而密切的降雨径流关系,然后施加某一措施,并继续观测,由降雨径流关系推算的径流与实测的径流之差,即是该项措施的影响程度。这种方法的难处是,有时难以建立良好的降雨径流模型,当模型模拟径流的误差较大时,计算的措施影响成果就不可靠了。
将以上实验分析方法求得的各种单项措施的影响进行综合,找到它们随自然地理条件的变化规律,即可移用于其他流域,预计那里的人类活动影响和进行径流还原。
1.3.2 流域水文模拟途径
若在人类活动措施比较显著之前,流域已有若干年的降雨、径流等观测资料,则可建立人类活动措施前的流域水文模型,例如第五章介绍的降雨径流多元回归模型、新安江流域水文模型。然后,将措施后的降雨、蒸发等输入模型,模拟出没有施加措施下的径流过程,与措施后实测的径流过程比较,即可分析得某种措施或综合措施的影响。由于比较大的流域的认为措施往往不止一种,并且是逐步施加的,因此这种情况下,要分析某一项措施的影响是困难的。但这种方法不需要作昂贵的流域实验,也不要花很多时间,故在条件基本适合的流域,应尽可能地应用这种方法。这一途径的关键,是建立合格的流域水文模型。
1.3.3 物理成因分析途径
该途径是以降雨、蒸散发、下渗、产流、汇流等物理机制和变化规律的实验分析为基础,结合水量平衡原理和能量平衡原理估算各种措施的影响。本书主要是介绍这种途径。我国近些年来的水文实验已经不着重于某些措施效果的简单对比,而把主要精力放在有关因素物理机制的研究上。无疑,这是非常正确的,当我们真正掌握了各种人类活动措施的水文机制的时候,我们就能相当有把握地预计它们的效应,计算各种情况下的水文情势。
以上三种途径并非孤立的,而是相辅相成,相互渗透,各自有所侧重。由于目前关于人类活动对径流影响的研究还相当不成熟,以后介绍的计算方法尚有相当大的局限性,因此使用时,应根据情况,同时采用多种可能的方法计算,最后分析比较,合理选定。
2 森林等植被措施的水文效应 (原著第二章简介)
该章共有6节,它们是: 森林植被的截留、林区蒸散发、森林对下渗的影响、森林对降水的影响、森林对径流的影响、森林对水质的影响。分别深入系统论述了它们的影响机理与各种计算方法。
3 农业及水土保持措施的水文效应 (原著第三章简介)
该章共有5节,它们是: 概述、作物蒸散发、农业及水土保持措施对下渗的影响、农业及水土保持措施对径流的影响、农业及水土保持措施对水质的影响。分别讲述这些措施的影响机理与相应的计算方法。
4 水利工程措施的水文效应 (原著第四章简介)
该章共有4节,它们是: 概述、山丘区水库群等蓄水工程对下游断面径流的影响、平原湖区河网化对径流的影响、入库洪水——水库对自身洪水的影响。通过兴建水利水电工程引起产汇流条件的变化,提出新条件下的流域产汇流计算原理与方法。
5 河川径流的还原计算 (原著第五章)
5.1 概述
人类活动是人们有目的有计划的改造自然的活动,它使自然界的变化尽可能地服从于人类的需要,按着人们的意志而变化。例如修建大型水库,将丰水年多余的水量调到枯水年用,将汛期的水量调到缺水期用,使径流的年际变化和年内分配趋于均匀。显然,大规模的人类活动影响使径流在相当大的程度上失去了随机性。也就是说受人类活动严重影响后的径流系列,已不是随机抽样的样本。再是,人类活动不断地进行,使径流形成的下垫面条件发生明显的变化,从而使样本系列的生成条件前后不一致,破坏了径流系列的一致性。由于这样的原因,人类活动严重影响的径流已不符合数理统计法的要求,故不能直接将它用于数理统计中去。为了能继续应用水文数理统计法去估计年径流、设计洪水和评价水资源,就需要考虑人类活动的各种水文效应,将受影响后的径流还原为天然状态的径流,以恢复它天然的随机变化的特性和成因上的一致性。话虽这么说,但真正作起来是极其困难的,增加的工作量要比不考虑人为措施影响的水文计算多好多倍。例如1980—1984年我国的第一次水资源评价工作,有一大半是作年月径流还原计算。即使花了这么大的功夫,还原的精度也还有不少问题。因为人类活动的水文效应有许多至今还未弄清。鉴于此,也有反对搞还原计算的,例如美国第二次水资源评价预估1975—2000年的水资源时,就直接应用1955—1975年的水文资料进行统计计算。这种作法虽说比较简单,但从道理上说,如上所述,是缺乏足够的科学根据的,而我国在此次水资源评价时,针对我国的情况,则作了径流还原计算。
人类活动的影响达到什么程度就需要进行还原计算呢?水利部下达的 《全国水资源调查和工作要点》 中规定: “最大一年用水量和调蓄水量占多年平均实测径流量的10%以上时,就需要作还原计算。” 为此,在作详细的还原计算之前,可先用灌溉水量和大型水库的年调蓄量进行估计,或用下述的径流双累积曲线法估算,如果已经超过或接近超过,就说明需要作详细的还原计算; 否则,若影响远不及10%,则可不还原。还原的方法,应根据流域的资料条件和自然特征,选用不同的方法进行,然后作合理性检查,以选定比较可靠的还原成果。就目前的人类活动水平说,主要是影响流域的下垫面因素。对于气候的影响尚不显著。因此,目前采用的还原方法,都是对下垫面情况改变而带来的直接影响进行还原,而未涉及可能影响降雨的还原问题。还原方法主要的有: 径流双累积曲线法、分项直接还原法、流域蒸发差值法、降雨径流模拟法等。
5.2 径流双累积曲线法
对研究流域没有深入调查了解,但大致知道人为措施前有一定同步系列的降水和径流资料,可以建立流域下垫面显著变化前的降雨径流模型,且人为措施后的降雨、径流资料仍在进行观测。在这种情况下,可以应用径流双累积曲线法估计径流变化趋势和量级。其具体做法如下[9]。
首先建立人类活动措施比较明显以前的流域降雨径流模型。模型参数都由人为措施前的资料确定。最简单的模型是年降水与年径流相关,但关系不一定好,若是,此时则应考虑更多的因素进行多元回归分析,建立复相关模型。例如下式便是根据人为措施前 (1961年前) 的资料 (表5-1) 建立的抚河李家渡站年降雨径流关系。
式中: R为计算的年径流深,mm; P为年降水深,mm; P上为上一年降水深,mm; P超为日降雨量超过100mm的超过部分全年累积值,mm。
表5-1 抚河李家渡站径流双累积曲线计算表 单位: mm
| 年份 | P | 1/10P上 | P超 | P+1/10P上 +P超 | 计算径流 深R计 | ∑R计 | 实测径 流深R实 | ∑R实 | 还原径 流深△R |
| (1) | (2) | (3) | (4) | (5) | (6) | (7) | (8) | (9) | (10) |
| 1952 | 1907 | 177 | 33 | 2117 | 1145 | 1145 | 1191 | 1191 | 0 |
| 1953 | 2223 | 191 | 29 | 2443 | 1480 | 2625 | 1393 | 2584 | 0 |
| 1954 | 2190 | 222 | 77 | 2489 | 1520 | 4145 | 1590 | 4174 | 0 |
| 1955 | 1600 | 219 | 3 | 1822 | 830 | 4975 | 822 | 4995 | 0 |
| 1956 | 1658 | 160 | 12 | 1830 | 834 | 5809 | 834 | 5829 | 0 |
| 1957 | 1440 | 166 | 0 | 1606 | 620 | 6429 | 620 | 6449 | 0 |
| 1958 | 1629 | 144 | 5 | 1774 | 785 | 7214 | 890 | 7340 | 0 |
| 1959 | 1775 | 163 | 8 | 1946 | 970 | 8184 | 902 | 8241 | 0 |
| 1960 | 1512 | 178 | 9 | 1699 | 702 | 8886 | 690 | 8931 | 0 |
| 1961 | 2009 | 151 | 21 | 2181 | 1205 | 10091 | 992 | 9923 | 213 |
| 1962 | 1989 | 201 | 24 | 2214 | 1250 | 11341 | 1199 | 11122 | 51 |
| 1963 | 1111 | 199 | 0 | 1310 | 325 | 11666 | 231 | 11353 | 94 |
| 1964 | 1459 | 111 | 53 | 1623 | 640 | 12306 | 626 | 11980 | 14 |
| 1965 | 1648 | 146 | 0 | 1794 | 805 | 13111 | 593 | 12572 | 212 |
| 1966 | 1563 | 165 | 17 | 1745 | 770 | 13881 | 772 | 13344 | 0 |
| 1967 | 1503 | 156 | 46 | 1705 | 702 | 14583 | 671 | 14015 | 31 |
| 1968 | 1808 | 150 | 22 | 1980 | 1010 | 15593 | 870 | 14885 | 140 |
| 1969 | 1823 | 181 | 46 | 2050 | 1075 | 16668 | 850 | 15734 | 225 |
| 1970 | 2260 | 182 | 21 | 2463 | 1490 | 18158 | 1245 | 16980 | 245 |
| 1971 | 1128 | 226 | 2 | 1356 | 375 | 18533 | 388 | 17368 | 0 |
| 1972 | 1715 | 113 | 28 | 1856 | 880 | 19413 | 595 | 17963 | 285 |
| 1973 | 2015 | 172 | 52 | 2239 | 1270 | 20683 | 1270 | 19233 | 0 |
| 1974 | 1392 | 202 | 12 | 1606 | 620 | 21303 | 395 | 19628 | 225 |
续表
| 年份 | P | 1/10P上 | P超 | P+1/10P上 +P超 | 计算径流 深R计 | ∑R计 | 实测径 流深R实 | ∑R实 | 还原径 流深△R |
| 1975 | 2191 | 139 | 22 | 2352 | 1385 | 22688 | 1268 | 20896 | 117 |
| 1976 | 1704 | 219 | 18 | 1941 | 970 | 23658 | 947 | 21843 | 23 |
| 1977 | 1840 | 170 | 16 | 2026 | 1045 | 24703 | 993 | 22837 | 52 |
| 1978 | 1495 | 184 | 5 | 1684 | 705 | 25408 | 447 | 23283 | 258 |
| 1979 | 1476 | 150 | 4 | 1630 | 650 | 26058 | 490 | 23773 | 160 |
相关系数为0.913,可见模型是比较好的,用以估计天然状态下的年径流是可靠的。
其次是应用上面建立的年降雨径流模型,查算出有实测记录以来的各年年径流深R计,如表中第(6)栏,然后逐年累计得∑R计,列入第 (7)栏; 同时逐年累计第 (8)栏新示的实测年径流深R实,得累计实测值∑R实,列于第 (9)栏。将它们一一对应地点绘在米厘格纸上,就得到如图5-1所示的径流双累积曲线∑R实～∑R计。
从图5-1可见,人为措施前的各年累积曲线基本为一条45°线,这可以判知采用的年降雨径流模型是正确的,既有良好的精度,又无系统偏差; 1961年起; 由于显著的人类活动措施影响,实测径流比天然状态的减小,曲线开始向右逐渐偏离45°线。其偏离量即受人为措施减少的累积年径流深,这也就是应还原的累积量,由此便可进一步求得逐年的还原径流深ΔR,如表5-1中最末一栏。其中最大值为1972年的285mm,占多年平均径流深的34%,所以按规定应作还原计算。将逐年的ΔR加到R实上,即得还原后的逐年径流深。若要推求还原后的逐月径流系列,则应建立月降雨径流关系和月径流深双累积曲线,方法与上述方法相仿,但关系会更加复杂,甚至难于建立,此时则应考虑采用其他的还原方法。
图5-1 抚河李家渡站径流双累积曲线∑R实～∑R计
5.3 分项还原法
分项还原法,就是按各项人类活动对径流影响的大小和过程,逐项予以还原。即将各项措施影响的数量和过程加回到人类活动后实测的径流上,从而得出天然情况的径流。根据水量平衡原理,可得某时段的还原计算方程为
W天＝W测+W农+W工+ΔW蓄+W引+ΔW蒸+W渗
(5-2)
式中:天为某时段还原后的天然径流量;W测为时段内水文站实测的径流量;W农为时段内农业灌溉净耗水量;W工为该时段的工业用水和生活用水净耗水量; ΔW蓄为时段内水库等蓄水工程的蓄水增量,等于时段末的蓄水量减时段初的蓄水量;W引为时段内的跨流域引水量,引出为正,引入为负; ΔW蒸为增加的水面在时段内净增的蒸发损失量;W渗为时段内水库等不通过出口断面渗到外流域的渗漏损失量。
该法概念清楚,各还原量都有明确的物理含义,原则说通过实测调查和分析,就可能比较好地计算出还原的径流量,因此,该法在全国水资源评价中得到广泛应用。但工作量很大,有些环节还难于精确统计与计算,若处理不当,成果的精度也会得不到保证。现就以上几个还原项目的计算方法分述于下。
5.3.1 农业灌溉净耗水量
为了稳定和持续地增加农业生产,新中国成立后迅速扩大灌溉面积,并大量地将旱地改为水田,一季稻改为双季稻。因此,灌溉耗水量是很大的,是还原的主要对象。灌溉耗水的过程是这样的: 河川径流从渠首进入渠系 (在渠首引用的水量称毛用水量),它经过渠系的蒸发、渗漏损失后进入田间,到田间后一部分耗于农作物的蒸散发,另一部分则下渗。渠系和农田下渗的水量,仍将在以后逐渐回归到河道中成为河川径流。因此,灌溉真正消耗的河川水量仅是农作物生长中蒸散发的水量,故称此为净耗水量。
计算时段以采用一个月为宜。根据以上分析,时段的灌溉净耗水量为
W农,i＝W毛,i-W回,i
(5-3)
式中: W农,i、W毛,i、W回,i分别为第i月的农业净耗水量、毛用水量和回归水量,其中W毛,按下式计算:
式中: W毛,i为第i月的灌溉毛用水量,万m3; Ii为第i月的作物需水深,mm; p’i为第i月的有效降雨深,mm; (Ii-p’i) 为第i月的累计灌溉水深,mm,可通过田间的水平衡计算求得; K为渠系利用系数,通过分析当地灌区的资料求得; A为增加的作物种植面积,km2; 1/10为单位换算常数。
因为下渗的水量要经过流域地下汇流过程才能到达出口断面,故当月灌溉的回归水量并非当月全部回归。其回归总量和过程与流域的气候、土壤地质、地形、面积,管理水平等有关,应由该地灌区资料分析求得。例如由四川凯江径流实验站的资料分析,得到这里的灌溉回归系数为0.35,月灌溉的回归水总量3个月内可回归完毕,其分配是第一个月44%,第二个月37%,第三个月19%,假定φ回代表灌溉回归系数,r1、r2、r3…代表当月,下个月,下下个月的回归百分数 (r1+r2+r3+…=1.0),则当月的回归水量为:
W回,i＝φ回(W毛,ir1+W毛,i-1r2+W毛,i-2r3+…)
(5-5)
式中: W毛,i、W毛,i-1、W毛,i-2…分别为第i月、第i-1月、第i-2月…的毛用水量。
按式 (5-3) 求净灌水量W毛,i的工作量很大,为简化计算,有些单位采用灌溉定额推求,计算式[10]为
M净＝MA
(5-6)
式中: M为净灌定额,即某一单位面积的农作物整个生长期中要灌至田间的水量; A代表灌溉面积。对于某一作物说,生长期的降雨越大,需要净灌的水量越小,即M小; 反之,生长期内雨水少,要求灌溉就多,即M大,两者之间呈反变关系,如图5-2所示。某一作物的净灌定额频率曲线M～p由统计灌区的用水记录求得,例如湖北省水电勘测设计院曾将该省划分为13个区,每个区都作了早稻、中稻、晚稻、一季晚稻四种作物的净灌定额频率曲线。生长期的降雨频率曲线P～p可由当区地的降水记录统计分析出来。这样即可应用图5-2推求各年的M了,做法是: 对某一年,根根该灌区这一作物生长期降雨P查P～p线得一个频率p,由该(p) 在M～P’线上查得 (M),此即该年这一作物的净灌定额M。然后,再参照生长的降雨情况,将它分配到各个月份,求得各月的M净,i (即W农,i)。
依上述方法求得的农业灌溉净耗水量W农,适用于灌溉水源有保证时的情况,即水利工程的供水能力要不低于W农,否则,W农将以灌溉能力为控制。
图5-2 某分区P～p及M～p
5.3.2 工业及生活净耗水量
工业及生活净耗水量按下式计算:
Wl＝W’l(1-Φi)
(5-7)
式中: Wl为工业及生活用水的净耗水量; W’l为本流域工业及生活引用水量;Φi为工业及生活用水的回归系数,一般为0.85～0.9。
W’l可采用对有用水记录的典型厂矿的调查分析求得。例如湖北省在作水资源评价时,对武汉市13个代表工厂的工业及生活用水量进行调查,求得平均单位产值用水量为2420t/万元,这样便可由武汉市的各年产值求得各年的工业用水量W’l。
目前我国工业还不很发达,工业用水量尚不大,生活用水更是微不足道,而且工业及生用水的回归量大,所以,一般情况下,如果此项用水不是直接跨流域引用的话,略去此项不会引起大的误差。
5.3.3 跨流域引水量
跨流域引水,包括从本流域出口断面以上直接引到外流域和从流域外直接引入两种情况。因为这是一项直接还原量,引出时要全部加回,引入时要扣除引入量中的回归水部分,所以要精准统计,当发现引进、引出水量观测资料不全或缺测时,应使用各种方法插补延长。一般要求有逐月的引水量资料,以便按需要统计各种时段的还原水量。
5.3.4 水库等蓄水工程的蓄水变量
这里所说的水库等蓄水工程主要是大中小型水库及塘塘、分蓄洪工程,被大片围垦的湖泊 (其作用与水库相反)。对于大型水库、重要的中型水库及大的湖泊一般都有观测资料,可以根据水位记录和容积曲线求得各时段的蓄水变量。一般的中小型水库群,基本上都是为农业灌溉服务的,可按第四章第二节介绍的方法计算水库群的蓄水过程和时段的蓄水变量。这样做的工作量很大,宜于采用计算机完成,或采用某些基本上能保证成果精度的简化方法推求。例如湖北省在最近开展的全国水资源评价中,就全省小型水库最为密集的漂水西支进行深入的调查和分析。该流域面积550km2,其上有小型水库67座,控制集水面积106km2,占整个流域面积19.3%。尽管小型水库十分密集,但年蓄水变量仅占天然径流的2%左右 (枯水的1981年为-2.1%,丰水的1982年为2.4%),故在还原年径流时略去了小水库蓄水变量的影响,但在月径流还原计算中,则不容忽视,主要参照灌溉用水过程,遵循水量平衡的原则,粗略地估算出各月的蓄水变量。
5.3.5 库面蒸发增加的耗水量
人类经济活动中,在流域内修建了许多塘堰水库,使这部分流域面积由陆面转变为水面,其蒸发也由陆面蒸发变为水面蒸发,因而增加了蒸发耗水量,其计算式为
式中: ΔW蒸为库面蒸发增加的耗水量,万m3;E水为蒸发器观测的水面蒸发量,mm; α水为蒸发器观测的水面蒸发量折算为大水体蒸发量的折算系数,E陆为陆面蒸发量,mm; A水为库面面积,km2。可由本地区的蒸发试验资料求得,作为一例,见表5-2。
表5-2 湖北省东湖蒸发站大、小水体蒸发折算系数表
| 月份 α水 器型 | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 平均 |
| φ80cm | 0.98 | 0.87 | 0.68 | 0.68 | 0.66 | 0.68 | 0.69 | 0.75 | 0.87 | 0.92 | 1.02 | 1.12 | 0.83 |
| E601 | 0.97 | 0.96 | 0.87 | 0.91 | 0.93 | 0.96 | 0.98 | 0.98 | 1.03 | 1.02 | 1.06 | 1.05 | 0.97 |
| φ20cm | 0.65 | 0.55 | 0.52 | 0.49 | 0.49 | 0.47 | 0.52 | 0.55 | 0.67 | 0.67 | 0.87 | 0.76 | 0.59 |
陆面蒸发E陆包括土壤蒸发和植被蒸散发,可根据流域的资料情况选择适当的方法推求。例如,当流域有齐全的降水、径流、湖库水位观测资料时,可以用水量平衡法求年陆面蒸发量,然后以此为控制,推求各月陆面蒸发量; 缺乏资料时,也可用经验公式计算,例如四川凯江实验站的经验公式 (在下一方法中介绍) 等,但选用时,最好用本地区资料条件好的流域进行验证。
以上谈的是建库后增加蒸发损失量的情况,与之相反,围湖造田,则是将水面蒸发变为陆面蒸发,从而减少蒸发损失的情况,其计算方法同上,只是取为 “负”量,从实测径流中扣除。
5.3.6 水库库区渗漏量
当水库在流域出口以上,其渗漏水量仍通过出口断面的河槽时,因为已经在观测中测到,对于这样的水库,其渗漏将不予计算。水库水文站当不能测到这部分水量时,则应进行渗漏计算和还原。
水库渗漏量计算,可根据资料情况选用不同的方法。例如当水库的观测资料齐全时,可按水库水量平衡方程推算,其计算式为
W渗＝W入+W区+W雨-W蒸-W出-(V末-V初)
(5-9)
式中: W渗为库区时段渗漏量;W入为入库站实测时段进库水量; W区为区间时段入库水量; W雨为库面时段降雨的径流量; W蒸为库面时段蒸发量; W出为实测的时段出库水量; V初、V末为水库时段初,末的蓄水量。
当实测资料不足时,若水库规划设计时有地质钻探分析的渗透资料,亦可用以分析计算。
分项还原法主要用于还原年、月径流。对于瞬息多变的洪水,不仅要考虑水量平衡,还要考虑流域产、汇流规律,影响更为复杂,故对洪水还原此法难以实现。只有当要还原的项目比较简单时,如仅考虑引水和大中水库的作用时,应用此法才能取得好的效果[11]。倒如湖北省黄柏河流域分乡水文站,流域面积1083km2,属山区,覆盖主要是森林,耕地甚少,为当地灌溉服务的水利工程也很少,但由于邻近流域的宜东灌区需要,在上游1970年修了尚家河引水工程,1978年建成了天福庙水库。这些工程的分布和情况见图5-3和表5-3。小型水库总的控制面积尚不足全流域的2.4%,总有效库容为775.5万m3,折合径流深7.1mm,显然其拦蓄调节作用甚微,还原时可以略而不计。因此,可以认为:1971年前分乡观测的径流资料为天然状态下的,不需还原; 1971—1977年需考虑尚家河引水影响进行还原; 1978年至今应考虑尚家河引水及天福庙水库的影响进行还原。对于1971—1977年仅需对尚家河引水工程引走的流量进行还原,因为引水流量相当平稳 (约17m3/s),这样的径流还原到黄柏河后,在向分乡站传播中将基本不变,所以直接将这里的引水流量滞后一河段传播时间,与分乡站实测的洪水叠加,即得分乡站还原后的1971—1977年洪水。对于1978—1983年,首先应还原天福庙水库的调蓄作用,求得无此工程影响的坝址处洪水 (称坝址洪水)。坝址洪水可这样计算: 用水量平衡法由实测的出库流量及库水位记录,反算出入库洪水,再把它作河道洪水演算,从入库点演算到坝址,即得坝址洪水; 其次,将坝址洪水与实测的出库洪水差值过程 (称差值洪水过程,如图5-4中的阴影部分) 用河道洪水演算法演进到分乡,得差值洪水在分乡站的过程 (因为出库洪水及区间洪水自然演进到分乡的过程已在分乡测到,为减少验算误差,故仅对差值洪水进行演算)。最后,将分乡实测的洪水,加差值洪水在分乡的过程和尚家河引水在分乡的过程,即得还原的1978—1983年洪水。经分析检验,证明在这种特定条件下 (人类活动措施情况比较简单),采用分项还原法所得成果比第5章第5.5节要讲的暴雨径流模拟法要好。
图5-3 分乡站流域
表5-3 分乡站以上流域水利工程情况统计表
| 水库名称 | 集水面积 /km2 | 总库容 /万m3 | 兴利库容 /万m3 | 调洪库容 /万m3 | 最大下泄能力 /(m3/s) | 建成日期 |
| 尚家河 | 937 | 1646 | 820 | 104 | 4835 | 1970.12 |
| 天福庙 | 553.6 | 6253 | 5318 | 221 | 3380 | 1978.1 |
续表
| 水库名称 | 集水面积 /km2 | 总库容 /万 m3 | 兴利库容 /万 m3 | 调洪库容 /万 m3 | 最大下泄能 /(m3/s) | 建成日期 |
| 赵家湾 | 0.60 | 14 | 12 | 2 | 19 | 1965.5 |
| 刘举 | 0.80 | 60 | 55 | 0.2 | 1967 | |
| 谈坪 | 0.70 | 20 | 19 | 9.4 | 1968.3 | |
| 长冲 | 0.10 | 12 | 11.5 | 3.0 | 1970.10 | |
| 真金 | 0.45 | 60 | 57.5 | 3.2 | 1971. 11 | |
| 棠垭 | 5. 91 | 350 | 275 | 45 | 101 | 1971.5 |
| 雷家冲 | 1.40 | 60 | 58 | 18 | 1972.3 | |
| 大洛沟 | 1.90 | 25 | 24 | 36 | 1974.3 | |
| 庙嘴 | 1.90 | 19 | 18 | 40 | 1974.3 | |
| 十字沟 | 5.10 | 117.0 | 89 | 13 | 114 | 1974 |
| 马家沟 | 0.70 | 24 | 22.5 | 27. 6 | 1974. 12 | |
| 柴岑岗 | 0.50 | 40 | 85 | 4.3 | 1976. 10 | |
| 龚家冲 | 4.60 | 12. 6 | 10 | 2. 6 | 20.2 | 1976. 12 |
| 望家冲 | 0.70 | 115 | 89 | 12 | 19. 7 | 1976. 12 |
图5-4 1982年7月20—22日差值洪水过程 (天福庙)
5.4 流域蒸发差值法[12]
根据水量平衡原理,人类活动前天然流域的水量平衡方程为:
P=R天+E天+ΔU天
(5-10)
式中: P为时段流域平均降水量,R天、E天、ΔU天分别为人类活动前天然情况下的流域时段径流深、时段蒸散发量、时段蓄水变量,均以毫米计。人类活动后流域的水量平衡方程为:
P=R测+R引+R渗+R工+E人+ΔU人
(5-11)
式中:R测、R引、R渗、R工分别为人类活动后流域的实测时段径流深、时段跨流域引水量 (引出为正,引入为负),蓄水工程渗到外流域的时段渗漏量、工业及生活用水净耗量,E人、ΔU人为人类活动后流域的时段蒸散发量和时段蓄水变量,均以毫米计。式(5-10)、式 (5-11) 联解,得:
R天＝R测+R引+R渗+R工+(E人-E天)+(ΔU人-ΔU天)
(5-12)
人类活动后的流域蓄水情况与人类活动前的天然蓄水情况相比,主要是增加了水库等蓄水工程 (围湖造田则相反)。因此,近似假定人类活动后的流域蓄水变量与人类活动前的流域蓄水变量之差 (ΔU人-ΔU天) 基本上等于水库等蓄水工程的时段蓄水变量ΔU蓄,于是上式变为:
R天＝R测+R引+R渗+R工+(E人-E天)+ΔU蓄
(5-13)
该式即蒸发差值法进行径流还原计算的基本公式,它与式 (5-2) 基本相同,只是式(5-2) 中的W农、ΔW蒸由 (E人-E天)所代替。其实式 (5-2) 中的W农、ΔW蒸实质上就是由于人类活动增加的水田、旱地的蒸散发及水面蒸发量。R工实际上也是工业及生活用水中耗于蒸发的部分,但它的蒸发比较特殊,故仍单独计算。上式中R测、R引、R渗、R工、ΔU蓄的计算与分项还原中的W测、W引、W渗、W工、ΔW蓄相同,只是表示单位不同而已。因此,以下仅就人类活动前后流域蒸发E天、E人的计算进行一些介绍。
5.4.1 用实测水面蒸发资料计算
流域蒸散发,按蒸发规律的不同,大体分三个组成部分: 水库、湖泊、河网等水体的水面蒸发; 水田蒸散发; 旱地 (除水面,水田所剩余的部分) 蒸散发。其计算式为:
E=E水A水+E田A田+E旱A旱
(5-14)
式中:E水、E田、E旱分别为时段的水面蒸发量、水田蒸散发量、旱地蒸散发量,以毫米计; A水、A田、A旱分别为水面面积,水田面积、旱地面积占流域面积的比例,以小数计。
人类活动前后的A水、A田、A旱通过调查求得,E水、E田、E旱由实测水面蒸发资料推求。代入上式,即可求得人类活动前或人类活动后的流域蒸散发。
E水、E田、E旱的推求。根据经验,供水充分时,E水、E田、E旱大体与E601蒸发器观测的水面蒸发值 (以Eo表示) 成正比,其关系式为:
图5-5 江苏省建湖片P/Eo～α及P/Eo～β
式中:K、α、β为将E601观测值Eo折算为大水体、水田、旱地蒸发的响应系数,可以应用蒸发实验站和灌溉实验站资料结合实际流域的观测求得。例如江苏省由蒸发试验站的资料分析的水面蒸发折算系数K如表5-4,由灌溉实验站的资料分析得水田蒸发的折算系数α和旱地蒸散发折算系数β如表5-5和图5-5所示。参照这些数据,通过近期实际流域的降雨径流等观测资料应用式(5-13)、式(5-14)、式(5-15)进行试错优选、可得到某流域的α和β的变化规律,如图5-5所示(图中p/E。为同期的降雨量与E601观测值之比)。应用图5-5和式(5-14)推算1973—1979年的流域蒸发与实测资料反算的流域蒸发相比,除1978年特枯年份外,误差均不超过10%。根据调查分析,该省认为:对于特枯年份灌溉没有保证的水田,应作为旱地处理,这样计算的流域蒸发就更为符合实际。
表5-4 江苏省水面蒸发折算系数K值表(实验站分析)
| 器型 | K | ||
| 全年 | 6—9月 | 10月至次年5月 | |
| E601 | 0.98 | 0.93～0.97 | 0.99 |
| φ80 | 0.79 | 0.75～0.77 | 0.79 |
表5-5 江苏省水田蒸散发折算系数α值表 (实验站分析)
| 水稻类型 | 年份 | 地点 | 品种 | 蒸散发量/mm | α |
| 双 季 前作稻 | 1974 | 常熟 | 圭陆矮 | 289.0 | 1.00 |
| 昆山 | 二九青 | 259.0 | 1.03 | ||
| 双 季 后作稻 | 1975 | 常熟 | 武农早 | 340.8 | 1.35 |
| 昆山 | 苏粳二号 | 400.0 | 1.08 | ||
| 杂交 | 1980 | 淮阴 | 南优一号 | 357.2 | 1.11 |
| 沙河 | 威优三号 | 340.8 | 1.35 | ||
| 江都 | 7404 | 515.8 | 1.31 | ||
| 中稻 | 1981 | 泰县 | 7402 | 594.9 | 1.12 |
| 单 季 | 1980 | 昆山 | 昆稻二号 | 708.4 | 1.52 |
| 晚稻 | 1981 | 常熟 | 昆稻二号 | 427.9 | 1.28 |
5.4.2 用经验公式计算
人类活动前天然流域的蒸散发,基本上由陆面蒸散和水面蒸发组成。当为山区时,水面往往很小,可以认为流域蒸发就是陆面蒸散发。一定自然情况下的陆面蒸散发,常与气象因素和土壤含水情况间有较好的关系,可以通过回归分析,建立相应的经验公式。例如长办金栋梁分析凯江径流实验站的资料,求得日陆面蒸散发经验公式[9]为
式中: E天为日陆面蒸散发,mm/d; T为日平均气温,℃;Q为太阳净辐射,卡/(cm2· d);Qo为大气顶界太阳总辐射,卡/(cm2/d),有专用表可查; n为日平均云量,以小数计,全天无云为0,全天密云为1.0,由当地气象站资料查得; s为日照率,即实测日照时数与可能日照时数之比,以小数计,由当地气象站资料查得。
该式适用于年降水大于800mm、汛期月降水大于150mm、北纬25°～35°之间的地区,在该范围内,经四川,湖北、湖南、广西、江西的资料检验,误差一般不超过6%～12%[13]。
类似的经验公式很多,例如原书第二章介绍过的确定流域蒸散发能力和实际蒸发的方法。但这些公式都与流域的自然条件有关,选用时,应结合当地的实测资料进行验证,否则,可能会给计算带来较大的误差。
当水面占有较大比例时,可分别计算水面蒸发与陆面蒸散发,然后加权平均得人类活前天然流域的蒸散发。
5.4.3 流域水量平衡法
当流域属闭合流域时,可近似采用下面的方程计算人类活动影响后的流域蒸散发:
E人＝P-R测-ΔR蓄
(5-18)
式中:E人为人类活动后流域时段蒸散发量,mm; P为时段降水量,mm;R测为人类活动后流域出口实测的时段径流量,mm; ΔR蓄为人类活动后流域的时段蓄水量,mm,近似由水库等蓄水变量代表。
当流域内无大型多年调节水库时,若取一年为计算时段,ΔR蓄很小,如能忽略不计,则人类活动后流域年蒸散发量 (E人,年) 为:
E人,年＝P年-R测,年
(5-19)
式中: P年为年流域平均降水量,mm; R测,年为实测年径流量,mm。
分项还原法和蒸发差值法的实质是一致的,从根本上说,就是要掌握不同下塾面条件下蒸散发机理和计算方法,例如森林的、旱作物的、水田的、水面的等。这些问题研究清楚了,流域蒸散发量、农业灌溉净耗水量也就容易计算了。
5.5 流域水文模拟法
该法的实质,就是利用人类活动措施前的降雨径流和蒸发等观测资料,建立起合格的流域模型,由于它代表的是天然状态下降雨、蒸发与径流之间的关系,如前所述,人类活动对降水、蒸发的影响甚微,一般可以忽略不计。因此,将人类活动后测得的降雨、蒸发代入该模型求得的径流,就是要还原的天然流域下的径流。
流域水文模型就是将流域的降水、蒸发等转换成流域出口径流过程的一整套计算方法。因此,它包含着一系列的计算公式 (产流计算公式,汇流计算公式等) 和计算参数。所谓建立合格的流域水文模型,就是应用有限的实测降雨、蒸发、径流等资料 (一般要4～5年以上)。在满足成果精度的前提下,确定这些计算公式和参数。模型参数将随流域条件的改变而变化。即选定的模型反映了相应的下塾面条件,当下塾面条件一定时,该模型将保持不变,故应用该模型推算的径流系列与用以率定模型的径流系列将具有成因上的一致性,都代表天然流域下的径流过程。
目前世界上流行的流域水文模型不下几十种,其中比较著名的有我国的新安江水文模型、美国的隆克拉门托水文模型,斯坦福水文模型、API水文模型,日本的水箱模型等。这些模型大都可以模拟日平均径流过程和洪水过程,就是说可以求得还原后的日平均流量过程和洪水过程,就我国近几年的经验看,新安江模型和水箱模型应用较广,结构不太复杂,又有较好的精度,因此得到较为广泛的使用。
许多流域水文模型都有现成的电算程序,因此,只要模型选定之后,用以计算还原的径流过程是很方便的。为了发挥这一优点,在人类活动前的实测资料不足时,可以考虑先用前述的方法仔细还原若干年的径流过程,将此作为天然状态的实测径流来建立流域模型。这种做法对于建立水文站初期人类活动措施还不多的情况特别适宜。因为这时采用分项还原法工作量不大,还原量占的比重甚小,可使还原的径流有足够的精度。
现以湖北省漂水塔儿湾站的径流还原为例,具体说明如下[14],漂水塔儿湾站控制流域面积1030km2,1955年设站,从1955—1959年流域上只有少数的小 (二) 型水库塘堰及引水工程,基本上属于天然状态,1959年后,陆续不断地大量兴建水利工程,至1981年时,已修大、中、小水库92座,控制面积551km2。(占总流域面积的53.5%),有效库容为23472万m3,现需要对1958年后的径流进行还原计算。根据我国湿润地区使用流域模型的经验,初步确定选用新安江四水源模型进行还原[15,16]。
5.5.1 新安江四水源模型的概念及其计算公式
1. 模型结构
该模型的计算程序大体是: 首先用蓄满产流模型由降雨、蒸发求得总净雨过程; 其次是设置一个自由水蓄水库,通过对总净雨的调蓄作用,划分为地面净雨,壤中流净雨,快速地下径流和慢速地下径流的净雨四种水源; 第三是将地面净雨和壤中流净雨转换为河网总入流; 第四,是将河网总入流通过河网单位线演进至出口,同时将地下径流净雨经过相应的线性水库调蓄也演算到出口,两者叠加,即得流域出口的径流过程。当流域很大时,为考虑降雨等的分布不均匀,可将它分成若干个单元子流域,按上述方法计算单元流域的径流过程,然后通过河道汇流计算,求出总流域出口的径流过程。根据上述概念,该流域模型 (单元流域的) 流程图,如图5-6所示。
图5-6 新安江四水源模型流程图 (单元流域的)
漂水塔儿湾流域,面积较小,故整个流域作为一个单元流域计算。
2. 划分水源的计算公式
(1) 计算总净雨。流域张力水蓄水容量曲线取B次抛物线,如图5-7所示,其表达式为:
式中: W’m为流域中任一点的张力水蓄水容量,mm; W’mm为流域张力水的最大点蓄水容量,mm; a为不大于W’m的面积占全流域面积的比值,以小数计; B为经验指数。
据此可求得流域张力水平均蓄水容量WM为
WM=W’mm/(1+B)
(5-21)
还可求得与流域张力水某一平均蓄水量W(图5-7中0AW’mw10所包面积) 相应的纵坐标W’mw为
W’mw＝W’mm[1-(1-W/WM)1/1+B]
(5-22)
于是,根据蓄满产流的概念,可由上式求得任一有效降雨P-E (E为计算时段内的流域雨期蒸发量) 产生的总净雨R:
当P-E+W’mw<W’mm时
R=P-E-WM+W+WM[1-(P-E+W’mw)/W’mm]1+B
(5-23)
当P-E+W’mw≥W’mm时
R=P-E-(WM-W)
(5-24)
式中: WM按流域的具体情况,有时又可划分为三层,即上层张力水容量WUM,下层张力水容量WLM,深层张力水容量WDM。由于降雨P和蒸发E使流域的张力水蓄量WU、WL、WD不断变化,WU按蒸发能力EM (等于水面蒸发乘以蒸发能力折减系数K2) 蒸发,WL按与蓄水成正比蒸发,WD按C×EM蒸发 (C称深层蒸发系数)。另外,地下净雨RG按E/K3蒸发 (K3为地下净雨蒸发系数的倒数)。
图5-7 流域张力水蓄水容量曲线与降雨径流关系
图5-8 流域自由水蓄水容量曲线及水源划分示意图
(2) 将总净雨划分为四种水源、设置一个自由水蓄水库S,该水库的蓄水面积为产流面积FR (以小数计),各点的自由水蓄水容量SM’不同,在O～SMM’间变化,其地区分布与张力水蓄水容量相似,也用抛物线方程描述,如图5-8所示,其表达式为:
式中: SM’为流域中FR上各点的自由水蓄水容量,mm; SMM’为流域中FR上SM’的最大值,mm;αR为不大于SM’的面积占产流面积FR的比值,以小数计; EX为流域自由水蓄水容量曲线的经验指数。
据上式可求得流域自由平均蓄水容量SM (图5-8中的OABSMM’SMS’1. 0所包面积) 为
SM=SMM’/(1+EX)
(5-26)
与流域自由水某一平均蓄量S相应的纵标值SMS’,为
显见,产流面积 (自由水蓄水库面积) 上的总净雨深PE (将R折回到FR上) 为:
PE=R/FR
(5-28)
PE输入自由水蓄水库后,将产生四种净雨成分; 超出自由水蓄水库的形成地面净雨RS,剩余的又分成壤中流净雨RSS、快速地下径流净雨RGF、慢速地下径流净雨RGL,它们的计算分别为:
①地面净雨,类似式 (5-23)、式 (5-24) 得:
当PE+SMS’<SMM’时
当PE+SMS’≥SMM’时
RS=(PE+S-SM)×FR
(5-30)
②壤中流净雨,认为与自由水蓄量成正比,则得:
RSS=[(PE+S)×FR-RS]KSS
(5-31)
式中: KSS为壤中流日出流系数,此处的RSS认为已从地面到达形成壤中流的界面。
③地下径流净雨,假定也与自由水蓄量成比例,得:
RG=[(RE+S)×FR-RS]KG
(5-32)
其中慢速地下径流净雨RGL为
RGL=RG×KD
(5-33)
快速地下径流净雨RGF为
RGF=RG-RGL
(5-34)
式中: KG为地下径流的日出流系数,此处的RG认为已从地面到达地下水库的潜水面;KD是慢速地下径流净雨占总地下径流净雨的比例系数。
3. 河网总入流的计算公式
(1) 地面净雨的河网总入流: 坡面汇流时间甚短,可直接将地面净雨过程近似作为它的河网总入流过程TRS,即:
TRS=RS
(5-35)
(2) 壤中流净雨的河网总入流: 将壤中流净雨的坡面汇流设想为壤中流水库的出流。设该水库为线性水库,消退系数为KKSS,可知蓄泄系数MK=-1/ln(KKSS),联解水量平衡方程及蓄泄方程得水库的出流过程,即壤中流净雨的河网总入流TRSS:
4. 出口流量的计算公式
地面径流总入流,壤中流总入流进入河网后,经河网单位线计算,得它们在出口的流量QRSt及QRSSt:
式中: UH为河网单位线的纵标值,U为单位转换系数,以mm换算成m3/s。
地下径流的净雨RG(包括RGL、PGF)经地下水库调蓄后,即为出口的流量。设地下水库亦为线性水库,其消退系数为KKGL和KKGF,公式 (5-36) 可以求得RGL及RGF在出口的流量QRGLt、QRGFt。将四种水源在出口形成的流量叠加,得流域出口的流量Qt为:
Qt＝QRSt+QRSSt+QRGLt+QRGFt
(5-39)
以上计算相当麻烦,但采用电子计算机则甚为方便。
5.5.2 模型参数的优选
该模型需要的资料为降雨、蒸发和人类活动前1955—1958年的出口流量资料,其中1955—1958年的降雨、蒸发和流量资料将用来优选模型参数,以后的降雨、蒸发资料则用来延展人类活动后要还原的流量过程。
流域内的雨量站,1965年前仅有殷店、浆溪店、塔儿湾三处,以后陆续增加到25站,为了提高流域平均雨量的计算精度,分析了少站平均雨量与多站流域平均雨量的相关关系,依此计算少站期的流域平均雨量过程。
该流域的蒸发资料也不连续,塔儿湾站1955—1962年用Φ80套盆式蒸发器观测,1978年5月至1982年8月用E601蒸发器观测; 先觉庙站1963—1965年用Φ80套盆式蒸发器观测; 流域下游的徐家河站1955—1982年一直用Φ80套盆式蒸发器观测。为了前后一致,也作了它们之间的相关分析,求得塔儿湾1955—1978年的Φ80套盆式蒸发资料和1978—1982年的E601蒸发资料。
在上述工作基础上,取1955—1959年的资料对模型参数进行优选,求得天然流域状态下采用的模型参数如下:
K1灌溉期蒸发系数1655—1964年为1.0,1978-1982年为1.02;
K2蒸发能力折算系数: 1955—1964年为0.95,1978-1982年为0.97;
K3地下水蒸发系数的倒数: 1/20;
C深层蒸发系数: 0. 16;
IMP易产流面积比例数: 0. 005;
WM流域平均张力水容量: 200mm;
WUM流域平均上层张力水容量: 20mm;
WLM流域平均下层张力水容量: 100mm;
WDM流域平均深层张力水容量: 80mm;
B流域张力水蓄水容量曲线指数,0.3;
SM流域平均自由水容量: 30mm,
EX流域自由水蓄水容量曲线指数: 1.2;
KSS壤中流净雨的日出流系数: 0.2;
KG地下净雨的日出流系数; 0.2;
KD慢速地下水净雨量与地下净雨的比例系数: 0.1;
KKSS壤中流消退系数: 0. 05;
KKGF快速地下水消退系数: 0. 9;
KKGL慢速地下水消退系数: 0. 992;
DD深层蒸发折算系数: 1. 0;
UH无因次河网单位线纵标。
逐日的: 0,0.1,0.8,0.1,0;
场次洪水的: 0,0. 01,0.12,0. 55,0.13,0.10,0.06,0. 03,0. 01,0。
由这些优选的模型参数确定的四水源流域模型,模拟1955—1959年的年月径流过程,见表5-6,年径流深的误差全部小于7%,月径流深相对误差不超过20% (或绝对误差≤10mm) 的达90%,模拟的5次洪水中,洪量误差全小于13%,9个洪峰中有7次洪峰流量的相对误差不超过10%,可见用该流域模型模拟天然流域的年、月径流和洪水过程具有相当的精度,能够用以模拟1959年以后天然流域状态下的径流过程。
5.5.3 推求1959年以后天然流域状态的径流过程
将1959年以后的逐日降雨、水面蒸发资料输入模型后,输出的逐日径流过程就是要求还原的天然径流过程。在此基础上将1959年后各次洪水的降雨过程及逐日水面蒸发资料输入模型 (河网单位线为洪水的) 输出的径流就是计算的天然状态下洪水过程。
该流域也曾采用分项还原法进行计算。对于年月径流,两种方法还原结果比较相近;对于洪水,由于中小水库众多,汛前底水和水库群调洪等问题难于解决,故分项还原法无法进行。所以在人类活动情况复杂时,就目前的计算水平说,采用流域水文模拟法将是比较合适和有效的。
表5-6 塔儿湾站用新安江四水源流域模型模拟年、月径流与实测的比较表
| 年 | 月 | 实测径流深 R测/mm | 计算径流深 R/mm | △R=R- R测/mm | △R/R测/% | 合格 | 不合格 |
| 1955 | 1 2 | 12.1 9.3 | 7.4 3.2 | 4.7 1.1 | √ √ | ||
| 3 | 26.4 | 19.2 | 7.2 | 27.3 | √ | ||
| 4 5 6 | 13.3 7.3 14.2 | 15.4 9.3 21.1 | -2.1 -2.0 -6.9 | 15.8 | √ √ √ | ||
| 7 | 116.0 | 130.9 | -14.9 | 12.8 | √ | ||
| 8 | 85.8 | 65.6 | 20.3 | 23.7 | √ | ||
| 9 10 11 12 | 8.5 1.9 1.0 1.0 | 9.5 1.8 1.1 1.4 | -1.0 0.1 -0.1 -0.4 | √ √ √ √ | |||
| 年 | 296.8 | 290.9 | 5.9 | 2.0 | √ | ||
| 1956 | 1 2 3 | 1.8 1.3 3.7 | 1.9 0.6 6.0 | -0.1 0.7 -2.3 | √ √ √ | ||
| 4 5 | 41.2 37.1 | 27.8 28.6 | 13.4 9.3 | 32.5 25.1 | √ √ | ||
| 6 7 8 9 10 11 12 | 292.5 165.1 165.2 14.7 5.6 2.6 2.4 | 288.3 160.7 172.9 20.3 10.0 2.2 1.3 | 4.2 4.4 -7.7 -5.6 -4.4 0.4 1.1 | 1.4 2.7 4.7 | √ √ √ √ √ √ √ | ||
| 年 | 733.1 | 720.4 | 12.4 | 1.7 | √ | ||
| 1957 | 1 2 3 4 | 5.4 5.6 3.2 4.9 | 7.2 3.0 2.4 8.1 | -1.8 2.6 0.8 -3.2 | √ √ √ √ | ||
| 5 6 7 8 9 | 37.1 21.7 11.8 3.3 0.8 | 31.8 18.8 19.5 5.6 1.3 | 5.3 2.9 -7.7 -2.3 -0.5 | 14.3 13.4 | √ √ √ √ √ |
续表
| 年 | 月 | 实测径流深 R测/mm | 计算径流深 R/mm | △R=R- R测/mm | △R/R测/% | 合格 | 不合格 |
| 1957 | 10 11 12 | 0.1 1.8 7.4 | 0.8 6.0 5. 8 | -0.7 -4. 2 1. 6 | √ √ √ | ||
| 年 | 103. 1 | 110.1 | -7.0 | 6.8 | √ | ||
| 1958 | 1 2 3 4 5 6 | 3.8 1.5 1. 6 13.8 19.8 0.5 | 2.8 1.2 3. 1 17. 9 19.0 2.4 | 1.0 0.3 -1.5 -4. 1 0.8 -1.9 | √ √ √ √ √ √ | √ | |
| 7 | 62.3 | 39.2 | 23.1 | 37. 1 | |||
| 8 9 10 11 12 | 72. 7 4.0 5. 8 3.8 2. 7 | 71.8 4. 9 11.3 5. 9 2.0 | 0.9 -0.9 -5.5 -2.1 0.7 | 1.2 | √ √ √ √ √ | ||
| 年 | 192.2 | 181.4 | 10.8 | 5. 6 | √ | ||
| 1959 | 1 2 3 4 | 2. 1 3. 6 6. 1 19.2 | 2.8 4.8 12.8 12. 6 | -0.7 -1.2 -6. 7 6. 6 | √ √ √ √ | √ | |
| 5 6 7 | 43.0 46. 7 58. 8 | 41. 6 51.2 42.8 | 6.4 -4. 5 15. 7 | 13.3 9.6 26.8 | √ √ | ||
| 8 9 10 11 12 | 5. 2 3.2 1. 1 1.4 1.3 | 4. 7 7.4 3.4 6. 5 2.4 | 0.5 -4. 2 -2.3 -5. 1 -1. 1 | √ √ √ √ √ | |||
| 年 | 196.4 | 196.0 | 0.4 | 0.0 | √ |
(本刊登于 《水资源研究》 1987年2月第8卷第3～4期)
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