南水北調東線調水區及受水區降水徑流變化特征

陶佳輝，卞錦宇，敖天其，呂良華，耿雷華，王 歡

(1.南京水利科學研究院水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室，江蘇 南京 210029；2.四川大學水利水電學院，四川 成都 610065)

2002年8月，國務院審議通過了《南水北調工程總體規劃》(以下簡稱《總體規劃》)，自此南水北調工程由規劃階段進入實施階段。南水北調工程是實現水資源南北調配、東西互濟，提高水資源與人口、經濟時空匹配性的國家戰略性工程。全球氣候變化改變區域水循環條件[1]，使南水北調工程所涉長江和黃淮海流域來水條件發生了動態調整，改變了調水區可調水量和受水區水資源需求，從而影響調水規模和工程運行方式[2-4]。目前，學者們對南水北調工程調水區及受水區水文情勢變化特征開展了一系列研究工作[5-7]。夏軍等[8]基于Mann-Kendall(M-K)檢驗、彈性系數法和水文模擬法等方法，發現1961—2013年漢江上游流域徑流呈明顯下降趨勢，降水及潛在蒸發變化趨勢不明顯；左其亭等[9]從地理學的角度，對南水北調中線調水區主要特征參數進行系統梳理，分析了水資源特征、水資源開發利用演變過程以及存在的問題；張曉松等[10]根據東線受水區1951—2012年降水資料，分析得出江蘇省沂南水利分區降水呈不顯著減少趨勢，變化周期為27 a；方思達等[11]基于中線工程水源區與受水區歷史旱澇變化特征，分析了近500 a來的旱澇遭遇特征及調水保障概率；楊鵬鵬等[12]通過Spearman、小波分析等方法，分析得出西線調水區年徑流量變化趨勢總體不明顯，認為氣候變化是流域徑流量變化的主要影響因素。相關研究對南水北調工程的規劃與運行提供了一定的科學依據[13-15]，但《總體規劃》以2000年作為規劃的現狀水平年，論證可調水量和工程規模所采用的水文資料系列均截至2000年甚至更短。而長江和黃淮海四大流域降水、徑流系列已延長近20 a，并且2000年以來長江和黃淮海流域降水、徑流等氣象水文要素已檢測到一定的變異信號[16-17]。鑒于此，本文以1956—2016年為研究期，以南水北調東線工程調水區、受水區為研究范圍，以1956—2000年為基準期，以2001—2016年為比較期，基于東線工程調水區、受水區長系列降水和徑流資料，采用M-K趨勢檢驗、小波分析等定量分析方法，通過比較期與基準期降水、徑流序列統計特征值，分析數據延長后統計特性上的差異，闡明數據系列變化對南水北調工程水資源條件的影響，為確保南水北調東線工程科學建設和安全經濟運行提供參考。

1 研究區概況與研究方法

1.1 研究區概況

南水北調東線工程從長江下游江都樞紐和寶應抽水站取水，基本沿京杭大運河向北輸水。主要供水目標是解決調水線路沿線和山東半島城市及工業用水，并在北方需要時，提供農業和生態環境用水。根據《南水北調東線工程規劃》(2001年修訂)，東線工程一期調江水量89.37億m3，二期規模148.17億m3(含一期規模)。東線一期工程已建成并于2013年11月正式通水。

圖1為南水北調東線工程調水區與受水區范圍，受水區包括淮河、海河和黃河流域的4個省25個地級城市及天津市，其中江蘇省5個(揚州、淮安、宿遷、徐州、連云港)、安徽省3個(蚌埠、淮北、宿州)、山東省14個(棗莊、濟寧、菏澤、泰安、濟南、淄博、濰坊、青島、聊城、德州、濱州、東營、威海、煙臺)，河北省2個(衡水、滄州)；調水區為長江流域，以長江干流大通水文站(集水面積170.5萬km2，占長江流域總面積的95.6%)作為分析節點，結合長江全流域研究其降水量與天然徑流量；受水區針對沿線25市研究其降水量與徑流量。

圖1 南水北調東線工程調水區和受水區范圍Fig.1 Scope of water transfer area and water receiving area of the East Route of South to North Water Transfer Project

1.2 數據資料

收集了研究區4個省25個地級城市及天津市1956—2016年逐年降水量和逐年地表徑流量、長江大通水文站1956—2016年逐月天然徑流量，結合全國水資源公報、長江水資源公報、黃河水資源公報、相關地市水資源公報等資料，作為本文的數據基礎。

1.3 研究方法

水文氣象序列趨勢分析主要判斷水文序列是否存在顯著趨勢特征以及該序列趨勢是上升還是下降[18]。本文采用非參數M-K檢驗法[19-20]進行趨勢分析，采用Morlet小波作為基函數進行小波變換分析[21]開展水文周期性研究，從而揭示南水北調東線工程調水區及受水區水文序列變化特征。

2 調水區變化特征

2.1 調水區降水

a.總體變化特征。調水區基準期多年平均年降水量為1 084.7 mm，比較期多年平均年降水量為1 069.2 mm，較基準期下降約1.4%，總體變化不明顯(圖2)。年降水量最大(1998年)為1 239.1 mm，最小(1978年)為922.5 mm，降水年際間有明顯差異。對基準期與比較期調水區年降水量采用皮爾遜Ⅲ型曲線進行水文頻率分析，結果見表1，表中Cv為變差系數，Cs為偏態系數，對水文序列進行頻率分析時，一般要求序列長度大于30 a，比較期時段較短，因此僅計算了Cv值。

圖2 1956—2016年調水區年降水變化Fig.2 Annual precipitation change in water transfer area from 1956 to 2016

表1 調水區水文頻率分析結果Table 1 Hydrological frequency analysis results of water transfer area

b.M-K趨勢分析。對調水區降水進行M-K趨勢檢驗結果表明，經95%置信水平的統計檢驗，基準期降水序列統計值Z為0.73，比較期降水序列Z值為1.22，1956—2016年調水區降水序列Z值為-0.02，可見基準期、比較期、研究期3個時段調水區年降水量變化趨勢均不顯著。

c.小波周期分析。圖3為1956—2016年調水區降水量小波變換系數實部等值線，圖3中綠色部分實線為正值等值線，代表豐水期，黃色部分虛線為負值等值線，代表枯水期。由圖3可見，在4 a、13 a左右的時間尺度豐枯交替變化比較明顯；在13 a的周期尺度上，降水量經歷了“枯-豐-枯-豐”的循環交替過程，可推測未來一個周期調水區降水量將呈上升趨勢。圖4為1956—2016年調水區降水量小波變換方差過程線，同樣顯示出在4 a、13 a左右時間尺度的極值周期較明顯。綜合分析可知，在30 a左右的時間尺度上調水區降水存在一定的周期變化規律，但具體時間尺度不明顯，這可能是由于降水序列長度不夠，限于數據原因，無法分析出具體的主周期。

圖3 1956—2016年調水區降水量小波變換系數實部等值線Fig.3 Real part isoline of wavelet transform coefficient of precipitation in water transfer area from 1956 to 2016

圖4 1956—2016年調水區降水量小波變換方差過程線Fig.4 Wavelet transform variance hydrograph of precipitation in water transfer area from 1956 to 2016

2.2 調水區徑流

a.總體變化特征。長江大通水文站1956—2016年平均天然徑流量為9 454.2億m3?；鶞势谀昃鶑搅髁繛? 501.1億m3，比較期平均徑流量為9 322.6億m3，較基準期下降1.9%(圖5)。大通站最豐年(1998年)徑流量達到13 132.6億m3，最枯年(1978年)徑流量僅為7 333.5億m3。表2為大通站水文頻率分析結果，基準期平水年徑流量為9 432.8m3，研究期平水年徑流量為9 368.7m3。

表2 大通站水文頻率分析結果Table 2 Hydrological frequency analysis results of Datong Station

圖5 1956—2016年大通站天然年徑流量變化Fig.5 Variation of natural annual runoff at Datong Station from 1956 to 2016

b.M-K趨勢分析。對調水區徑流進行M-K趨勢分析結果表明，經95%置信水平的統計檢驗，基準期大通站年徑流序列Z值為2.07，比較期徑流序列Z值為0.69，研究期徑流序列Z值為1.18，可見大通站基準期年徑流量呈顯著上升趨勢，比較期年徑流量呈不顯著上升趨勢，研究期年徑流量呈一定上升趨勢但不顯著。

c.小波周期分析。圖6為1956—2016年大通站徑流量小波變換系數實部等值線，從圖6可見，大通站年徑流量序列主周期為28 a，次周期為12 a；28 a的周期尺度較為明顯，主次周期內徑流量經歷了“枯-豐-枯-豐”的循環交替過程，反映了大通站徑流具有明顯的周期性和波動性。同時，在28 a的時間尺度上，2000—2016年長江流域經歷了一段徑流偏少期，降水變化周期類似，推測未來一個周期大通站將處于徑流偏多期，這為東線工程一期調水提供了穩定的水源條件。圖7為1956—2016年大通站徑流量小波變換方差過程線，可見，在5 a、12 a、28 a左右時間尺度的極值周期較明顯。最大峰值對應著28 a左右的時間尺度，說明28 a左右的周期震蕩最強，為大通站年徑流量的第一主周期；12 a左右時間尺度對應著第二峰值，為第二主周期；5 a左右的時間尺度為第三主周期。

圖6 1956—2016年大通站徑流量小波變換系數實部等值線Fig.6 Real part contour of wavelet transform coefficient of runoff at Datong Station from 1956 to 2016

圖7 1956—2016年大通站徑流量小波變換方差過程線Fig.7 Wavelet transform variance hydrograph of runoff at Datong Station from 1956 to 2016

3 受水區變化特征

3.1 受水區降水

a.總體變化特征。按南水北調東線工程受水區涉及的25個地級行政區計算，受水區基準期平均降水量為699.0 mm，比較期平均降水量為703.7 mm，與基準期基本持平，總體變化不明顯(圖8)。表3為不同時段受水區降水量水文頻率分析結果，東線受水區基準期平水年降水量為691.6 mm，研究期平水年降水量為693.7 mm。根據1956—2016年受水區5個省相關地市的降水量資料，安徽省和江蘇省多年平均降水量均超過800 mm，山東省、河北省和天津市多年平均降水量為500～600 mm。與基準期相比，比較期江蘇省、安徽省、山東省受水區降水有一定增加，增長率分別達到3.7%、2.1%及3.7%；但比較期河北省和天津市受水區降水較基準期有所下降，兩市受水區合計減少60.1 mm，相對減少率分別為5.6%和5.2%。

(a) 全部受水區

(b) 江蘇受水區

(c) 安徽受水區

(d) 山東受水區

(e) 河北受水區

(f) 天津受水區圖8 1956—2016年東線受水區年降水量變化Fig.8 Variation of annual precipitation in the water-receiving area of Eastern Route from 1956 to 2016

表3 不同時段受水區降水量水文頻率分析結果Table 3 Hydrological frequency analysis results of precipitation in water receiving areas at different periods

b.M-K趨勢分析。表4為受水區降水量M-K趨勢分析結果，經95%置信水平的統計檢驗，基準期受水區降水量整體呈現下降趨勢，其中山東省呈現顯著下降趨勢，其他省級行政區呈現不顯著下降趨勢。比較受水區各省級行政區基準期Z值大小，得到降水量下降趨勢顯著性由大到小排序為：山東省、河北省、江蘇省、天津市和安徽??；比較期受水區年降水量整體呈現下降趨勢，江蘇省、河北省和天津市呈不顯著上升趨勢，安徽省和山東省呈不顯著下降趨勢；研究期受水區年降水量整體呈現下降趨勢，各省市均呈現不顯著下降趨勢。

表4 受水區降水量M-K趨勢分析結果Table 4 M-K trend analysis results of precipitation in the catchment area

c.小波周期分析。圖9為受水區降水量小波轉換系數實部等值線，可見，天然年降水量表現為25 a、12 a左右時間尺度的周期，在該時間尺度上，年降水量的豐枯交替變化十分明顯。25 a的大周期與12 a的小周期呈現一定的嵌套關系，從25 a的大周期上看，降水量在該時間尺度上經歷了3次“豐-枯”交替變化，目前東線受水區正處于年降水量偏少期。圖10為1956—2016年受水區降水量小波變換方差過程線，在4 a、12 a、17 a及25 a左右時間尺度的極值周期較明顯。最大峰值對應著25 a左右的時間尺度，說明25 a左右的周期震蕩最強，為東線受水區天然年降水的第一主周期；17 a左右時間尺度對應著第二峰值，為第二主周期；12 a、4 a左右的時間尺度分別為第三、第四主周期。

圖9 1956—2016年受水區降水量小波變換系數實部等值線Fig.9 Real part isoline of wavelet transform coefficient of precipitation in catchment area from 1956 to 2016

圖10 1956—2016年受水區降水量小波變換方差過程線Fig.10 Wavelet transform variance hydrograph of precipitation in watershed area from 1956 to 2016

3.2 受水區徑流

a.總體變化特征。1956—2016年受水區平均徑流量為284.4億m3?；鶞势谀昃鶑搅髁繛?81.5億m3，比較期平均徑流量為292.5億m3，較基準期略有上升，上升率為3.9%，總體變化不明顯(圖11)。最豐年(1964年)徑流量為731億m3，最枯年(2002年)徑流量為83.0億m3，極值比為8.8。表5為受水區徑流水文頻率分析結果，從表5可見，受水區研究期平水年徑流量為261.9m3，基準期平水年徑流量為259.2m3。河北省1956—2016年多年平均徑流量最小，僅為2.6億m3，山東省和江蘇省多年平均徑流量均大于100億m3，安徽省和天津市多年平均徑流量均大于10億m3。與基準期對比，比較期江蘇省、安徽省受水區徑流量有較大增加，增長率分別達到18.5%、10.0%，但山東省、河北省和天津市受水區天然徑流量較基準期有所下降，3省市受水區合計減少10.1億m3，相對減少率分別為5.8%、4.0%和9.6%。綜合分析受水區降水與徑流的均值變化情況，以山東省和天津市為例，比較期山東省降水較基準期增加3.5%，但天然徑流下降5.8%；天津市降水較基準期下降5.2%，但天然徑流量下降9.6%，要高于降水的下降率。分析原因可能是人類活動對下墊面產生了一定的影響，導致了以上兩種情況的出現，說明人類活動在一定程度上影響了區域水資源量[22-23]。

表5 受水區徑流量水文頻率分析結果Table 5 Hydrological frequency analysis results of runoff in the catchment area

(a) 全部受水區

(b) 江蘇受水區

(c) 山東受水區

(d) 安徽受水區

(e) 河北受水區

(f) 天津受水區圖11 東線受水區1956—2016年天然徑流量變化Fig.11 Variation of natural runoff in the water-receiving area of Eastern Route from 1956 to 2016

b.M-K趨勢分析。表6為受水區年徑流量M-K趨勢分析結果，經95%置信水平統計檢驗，總受水區以及江蘇省、安徽省和天津市受水區年徑流量表現出一定下降態勢但不顯著，而山東省、河北省受水區年徑流量下降態勢較其他受水區明顯，這在一定程度上說明兩省受水區的水資源量呈下降趨勢，反映了南水北調工程東線調水的必要性。

表6 受水區年徑流量M-K趨勢分析結果Table6 M-K trend analysis results of annual runoff in the catchment area

c.小波周期分析。圖12為1956—2016年受水區徑流量小波變換系數實部等值線，可見徑流變化主周期為20 a，次周期為12 a，主次周期內徑流量經歷了“枯-豐-枯-豐”的循環交替過程?？傮w來說，在4 a、12 a、20 a左右時間尺度的豐枯交替變化特征比較明顯。在20 a的周期尺度上，共經歷了4次較為完整的豐枯交替過程，推測目前受水區正處于徑流偏少期。圖13為1956—2016年受水區徑流量小波變換方差過程線，可見，在4 a、12 a、20 a左右時間尺度的極值周期較明顯。最大峰值對應著20 a左右的時間尺度，說明20 a左右的周期震蕩最強，為東線受水區天然年徑流量的第一主周期；12 a左右時間尺度對應著第二峰值，為第二主周期；4 a左右的時間尺度為第三主周期。

圖12 1956—2016年受水區徑流量小波變換系數實部等值線Fig.12 Real part contour of wavelet transform coefficient of runoff in catchment area from 1956 to 2016

圖13 1956—2016年受水區徑流量小波變換方差過程線Fig.13 Wavelet transform variance hydrograph of runoff in catchment area from 1956 to 2016

4 結 論

a.東線調水區水資源條件較為平穩，其統計特征無顯著變化。相對于基準期，比較期東線調水區降水量變化不明顯，長江大通站天然徑流量較基準期略有下降。以長江大通控制斷面徑流計算，根據《總體規劃》，東線工程一、二期共調水195.23億m3，調水量僅占大通站多年平均年徑流量的2%左右。因此，可以認為長江流域天然水資源條件可穩定支撐東線工程建設運行。

b.東線受水區部分地區本地水資源嚴重不足的局面在2000年之后無明顯變化。相對于基準期，比較期東線受水區年降水量較基準期基本無變化，天然徑流量總體較基準期上升3.9%，但山東省、河北省和天津市受水區天然徑流量較基準期有所下降，3省市受水區合計減少10.1億m3，相對減少率為6.6%。