2017年度国家自然科学奖公示-流域径流形成与转化的非线性机理-夏军资料
流域水文模型研究现状及发展趋势
流域水文模型研究现状及发展趋势摘要：地球上的水文事件，是一种诸多因素相互作用的结果，在尚未找到复杂水文现象的科学规律之前，通过建立水文模型来仿真有关水文事件是一种合理、可行的途径。
随着计算机技术和一些交叉学科的发展，分布式物理模型被广泛提出，并逐渐成为21世纪水文学研究的热点课题之一。
基于此，本文主要对流域水文模型研究现状及发展趋势进行分析探讨。
关键词：流域水文模型；研究现状；发展趋势1、前言流域水文模型是为模拟流域水文过程所建立的数学结构，在进行水循环机理的研究和解决生产实际问题中起着重要的作用，能有效应用于水文分析、水文预报、水资源开发、利用、保护和管理等方面。
目前，国内外开发研制的流域水文模型众多，结构各异，按照不同的分类方法可划分为不同类型的流域水文模型。
2、模型的发展及现状流域水文模型的研究始于20世纪50年代，早期主要依据传统产汇流理论和数理统计方法建立数学模型，应用于水利工程规划设计和洪水预报等领域。
其间系统理论模型和概念性水文模型得到了快速充分的发展，国外曾出现了几个著名的概念性水文模型。
比如，最简单的包顿模型和最具代表性的第Ⅳ斯坦福模型。
包顿模型是澳大利亚的包顿（W.C.Boughton）先生于1966年研制成功的一个以日为计算时段的流域水文模型，在澳大利亚、新西兰等国有着广泛的应用，比较适用于干旱和半干旱地区。
由N.H.克劳福特先生和R.K.林斯雷先生研制的第Ⅳ斯坦福模型（SWM-IV）是世界上最早也是最有名的流域水文模型，此模型物理概念明确，结构层次分明，为以后许多模型的建立提供了基础。
此后比较有名的还有萨克拉门托模型和水箱模型。
水箱模型是对水文现象的一种间接模拟，模型中并无直接的物理量，参数简单，操作简便，在我国湿润地区的水文计算和水文预报中采用较多。
水箱模型由菅原正已先生在20世纪50年代提出，对我国流域水文模型的发展影响较大。
国内的流域水文模型在20世纪70年代至80年代中期也得到蓬勃的发展，其中典型代表为赵人俊教授等于70年代提出的新安江模型。
长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析
第34卷第4期2023年7月㊀㊀水科学进展ADVANCES IN WATER SCIENCE Vol.34,No.4Jul.2023DOI:10.14042/ki.32.1309.2023.04.010长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析夏军强,朱㊀恒,邓珊珊,周美蓉(武汉大学水资源工程与调度全国重点实验室,湖北武汉㊀430072)摘要:冲积河流的河岸带具有调蓄水文过程㊁净化水环境等重要功能,通过研究河岸带内河水对地下水的影响范围,可为岸线规划和管理提供重要依据㊂本研究于2021年在长江中游石首段实施了沿垂向不同深处的河岸土体级配测量及地下水位过程监测,同时开展了变动河道水位条件下河岸内地下水位变化过程的数值模拟㊂基于数值试验,定量分析具有不同河流形态区域内地下水位对河道水位变化的响应过程,确定研究区域内侧岸地下水位的变化范围㊂实测数据及计算结果表明:河岸带地下水位受河道水位影响显著,离岸10m 处水位变化同步性几乎一致,20m 处峰值落后1d;伴随离岸距离的增加,地下水位滞后性增加,峰值下降,侧向潜流交换的主要影响范围在离岸约1400~1600m,该范围外地下水位全年内变幅小于河道水位最大变幅的5%;在单位河长范围内,2021年河道补充地下水的水量约为5000m 3/m,地下水排泄到河道的水量约为3000m 3/m;相较于顺直段,弯道凸岸处地下水位响应更快,峰值更高,凹岸则相反;在考虑降雨入渗后,区域内径流系数约为0.80,地下水位变幅较不考虑降雨时的差别很小,而河道补充(排泄)地下水流量均约为4000m 3/m㊂关键词:河岸地下水;河道水位;交换水量;潜流影响范围;长江中游中图分类号:P333.1㊀㊀㊀文献标志码:A㊀㊀㊀文章编号:1001-6791(2023)04-0572-13收稿日期:2023-02-23;网络出版日期:2023-07-10网络出版地址:https :ʊ /kcms2/detail /32.1309.P.20230710.1055.002.html基金项目:国家自然科学基金资助项目(U2040215;52009095)作者简介:夏军强(1974 ),男,浙江绍兴人,教授,博士,主要从事河流动力学研究㊂E-mail:xiajq@ 河岸带是既具有水域特性㊁又具有陆地特性的水陆交界区域,受到河水和地下水的共同作用[1]㊂在河岸潜流带内,河水与地下水相互作用,使得水量和水质都进行交换,进一步影响溶质和能量的交换,最终对河岸带生物群落的生长和繁殖产生影响[2-4],是流域生态系统稳定性的重要一环[5]㊂因此,确定河水与地下水在河岸带内进行相互作用的范围,可以为岸线规划和管理提供依据㊂河水与地下水相互作用发生在河床表面以下的沉积缓冲带或侧向河岸带的多孔渗透区内,该区域称之为潜流带[6]㊂早期对潜流带的研究主要是针对河床潜流带,而对河岸带内侧向潜流交换的研究则进展相对较慢,并且大多针对稳态条件㊂Brunke 等[6]在研究河水与地下水交换对生态系统的重要性时提出了侧岸潜流带的概念,同时引入 潜流走廊 模型,阐述潜流与河岸带生态影响间的关联性㊂相较于河床潜流交换,侧岸的潜流交换更加显著[7],同时在弯曲河流上侧向潜流交换量级和范围更大[8-10]㊂Cardenas [8]研究了在河水补充地下水和地下水排泄到河水2种情况下,不同弯曲程度的河流侧岸潜流带范围㊂一方面随着河道弯曲程度的增加,侧岸潜流带的范围有所增加;另一方面随着河岸带基流流量增加,潜流带范围有所减小㊂林俊强等[9]通过搭建室内模型研究了不同弯曲河岸形态影响下的侧岸潜流交换特性,发现随着河岸弯曲程度增大,河岸侧向孔隙对流引起的侧岸潜流交换强度增加㊂近年来,部分研究者对于非稳态的侧岸潜流交换过程进行了探索㊂一些学者提出了不同季节月份㊁水位波动㊁融雪等因素[11-16]作用下河岸带地下水和河水的动态交换规律㊂刘东升等[11]在新安江大坝下游河段监测了水压和温度,分析了冬季和夏季河岸带水热交换特征,得出夏季的潜流宽度更大;束龙仓等[13]统计了新汴河多年河岸地下水位,发现随离岸距离增加,地下水位与河道水位相关性下降㊂相较于长时间的潜流交换,一些学者侧重于研究短时间内河道水位急剧涨落的影响,分析了暴雨㊁洪水及大坝泄水等因素[17-22]影㊀第4期夏军强,等:长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析573㊀响下的河岸带地下水过程㊂Liang等[19]基于二维Boussinesq方程,研究了洪水事件下的顺直河岸内河水-地下水交换㊂结果表明,洪水期间河水快速下渗到含水层,并且大部分河水短时间内能返回河流,剩余河水将在含水层内停留很久,不仅会流回河流,也会流向下游含水层㊂张泽宇等[20]在室内搭建模型研究了单峰脉冲洪水信号对河岸带地下水过程影响,说明河岸带内各点地下水水位的波动随洪峰的增大而增强,水位的增幅随洪水历时的增长而增大㊂以上研究没有考虑到分层土体的渗透特性对地下水流动的影响㊂Salehin等[23]则结合水槽试验和数值模拟分析了非均质河床对潜流交换的影响,发现相较于均质河床,非均质河床潜流交换通量更大㊂胡淑蘅等[24]考虑了河底淤泥层及堤岸对侧向潜流的影响,结果表明两者对侧向潜流过程均有限制作用,潜流范围缩小㊂目前对于长江中游干流河岸带的侧向潜流研究相对较少,多数研究集中于小流域内的局部河段内㊂本文通过野外原型监测和数值模拟计算,分析长江中游二元结构河岸土体的渗透特性,计算中游石首河段河岸带地下水位变化过程,给出河水变动对地下水位的主要影响范围及水量交换过程,以揭示河岸带地下水位动态变化的控制因素㊂1㊀研究区域水文地质条件1.1㊀河段概况本文选取长江中游的石首弯道段作为研究对象(图1),研究河段位于长江中游下荆江河段,上起新厂(荆82),下迄荆104断面,全长约33.9km,由上㊁下2个顺直段和1个弯道段组成,曲折系数为2.09㊂河段进口处较为顺直,弯道放宽段有倒口窑和藕池口心滩,弯顶左岸一侧为向家洲边滩㊂河段平滩河宽沿程先增加后减小,变化范围在730~2800m之间不等[25]㊂河段水面纵比降较平缓,2021年内平均纵比降为0.5‱㊂由于石首河段除进口有藕池口分流外(流量较小,约占干流流量的5%),并无其他大支流,故监利站资料可较好地代表该河段的水沙过程㊂三峡工程运用后的2003 2019年,监利站年均径流量为3768亿m3,较运用前(1998 2002年)减少了6%;而年均输沙量为0.79亿t,较运用前大幅度降低,减幅为78%㊂此外,监利站多年平均汛期水量在运用后降低至3005亿m3,较运用前的3480亿m3偏少约14%,汛期来水量变化相对较小;而在上游水库蓄水拦沙及水土保持工程的综合影响下,监利站多年平均汛期输沙量在运用后显著降低至0.68亿t,较运用前的3.36亿t偏少约80%㊂图1㊀荆江河段示意Fig.1Sketch of the Jingjiang reach574㊀水科学进展第34卷㊀1.2㊀河岸及河床土体组成荆江段河岸多为上部黏性土体及下部非黏性土体组成的二元结构河岸,其上层多为粉质黏土和壤土;下层为粉细砂,且下层的厚度一般大于30m㊂本研究在下荆江石首河段左岸向家洲钻孔取土,得到了地表以下0~45m的河岸土体样本,并采用激光粒径分析仪(Microtrac S3500)进行测量,得到了不同深度下河岸土体级配和中值粒径㊂根据测量结果,土样级配在深度4~5m处发生明显变化,上层土体中粒径小于0.10mm组分的含量达95%,属于黏性土类,平均中值粒径小于0.03mm;下层土体粒径大于0.10mm组分的含量约60%,为粉细砂,平均中值粒径为0.11mm(图2)㊂河床土体组成与河岸下层土体均为粉细砂,且随着深度的增加,砂土的密实性增加㊂由于采样的土壤在钻孔过程中受较大干扰,因此,无法测量其他土体特性,如渗透系数等㊂根据之前的荆江段河岸土体土工试验结果可知,上层粉质黏土的渗透系数约为1ˑ10-5cm/s,下侧粉细砂的渗透系数在2.4ˑ10-3~3.8ˑ10-3cm/s之间[26]㊂图2㊀石首段河岸土体组成Fig.2Bank soil compositions in the Shishou reach1.3㊀河岸内部地下水位监测2021年1月19日至11月28日,在向家洲(29ʎ45ᶄ01ᵡN,112ʎ23ᶄ32ᵡE)和北门口(29ʎ45ᶄ16ᵡN, 112ʎ26ᶄ01ᵡE)2个站点布置了3口监测井(图1㊁图3),测得了2处地下水位的变化过程㊂在向家洲河岸离岸10m和20m处修建了2个监测井(1号井和2号井),在荆95断面上游约800m处;在北门口离岸10m处修建了3号井,在荆98断面上游约700m处㊂3口井的深度均为20.0m,井底高程比最低河道水位低约9.0m㊂每口井的顶部高出地表1.2~1.4m,以确保井在洪水漫滩时不被淹没㊂每口井内悬挂一台HOBOU20-001-02水位记录仪,测量范围为0~30.5m,测量精度为0.03m㊂水位记录仪固定在地表以下16.2~16.4m处,比最低河道水位低约5.0m㊂图4给出了2021年1月19日至11月28日内3口监测井的地下水位㊁石首水位站的实测日均水位及降水量㊂2021年石首站的最高水位为34.17m,最低水位为24.53m,平均水位为29.19m㊂在1 3月间始终保持较低水位,之后在4 6月水位抬升,7月进入洪峰期,并于9月中旬达到最高水位㊂在三峡工程开始蓄水后,水位开始下降,平均日退水速率约0.12m/d㊂根据降雨过程可知,石首河段2021年降水量为1374.0mm,主要降雨时段集中于4 8月,其中4月7日㊁4月24日㊁6月3日和8月24日降水量大于40.0mm㊂相较于多年平均值,2021年属于偏丰水年㊂日均降水量与石首站水位相关系数约为0.10,可见该地水位主要受上游来流控制,受局地降雨影响较小㊂北门口(3号井)离岸10m处的地下水位与河道水位同步性强,水位峰值均出现于同一天㊂在涨水期和洪峰期内,该处地下水位与河道水位平均差值约为0.21m㊂向家洲(1号井㊁2号井)实测的地下水位在4月8 16日㊁4月22日至5月1日㊁5月22日至6月7日之间存在陡升陡降的现象,在后文(3.4节)中分析了造成该现象的原因,判断可能与该区域附近水塘的修建和蓄水有关㊂除去这几日的数据外,1号井的地下水㊀第4期夏军强,等:长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析575㊀位与3号井的水位十分接近㊂而离岸20m 处(2号井)的地下水位同步性下降,最高水位落后河道水位1d,峰值下降约0.12m㊂在退水期内,3口井的地下水位明显高于河道水位,最大水位差约1.42m,反映了地下水位的滞后性㊂图3㊀地下水位监测井布置情况Fig.3Setup of the groundwater level monitoring wells图4㊀2021年河道水位㊁地下水位和降水量变化过程Fig.4Temporal variations in the river stage,groundwater level and rainfall in 20212㊀侧向潜流过程计算模型与验证2.1㊀地下水三维运动方程在不考虑水的密度变化条件下,孔隙介质中三维空间的流动可以用下面的偏微分方程表示:∂∂x (K xx ∂h ∂x )+∂∂y (K yy ∂h ∂y )+∂∂z (K zz ∂h ∂z )-W =s s ∂h ∂t (1)式中:K xx ㊁K yy ㊁K zz 为渗透系数在x ㊁y 和z 方向上的分量,m /s;h 为水头,m;W 为单位体积流量,s -1,用以代表流进汇或来自源的水量,由降雨或其他因素形成;s s 为孔隙介质的储水率,m -1;t 为时间,s㊂模型构建及求解使用MODFLOW 数字模型[27],其数值求解方式使用有限差分法㊂2.2㊀局部模型率定与验证2.2.1㊀模型率定模型率定过程中的计算区域选择在荆98断面局部河段,河段内设置有北门口站点3号监测井(图3),576㊀水科学进展第34卷㊀利用所测地下水位对渗透系数进行率定㊂荆98断面位于弯顶下侧(图1),左岸为凸岸侧,河底坡度较缓;右岸为凹岸侧,河底坡度较陡㊂凸岸侧有边滩,中水时露出,洪水时淹没㊂模型横向计算范围为6000m,断面地形采用2019年的实测数据㊂由于河漫滩高程变化相对较小,故忽略其河漫滩的地形变化,近似可取为河道最外侧高程实测值㊂垂向上,该断面地表以下70m 为不透水基岩[28],故本次模拟范围上至河底及河岸表面,下至-70m 深度㊂纵向上沿荆98断面上下游各延伸500m㊂计算的网格总个数为10ˑ401ˑ23(纵向ˑ横向ˑ垂向)㊂网格纵向尺寸为100m;横向尺寸为20m,靠近河道附近的网格加密,缩小为10m;垂向尺寸介于0.9~6.9m,且位于浸润线附近的网格较密㊂根据实测资料,河岸组成由上到下依次为4~5m 粉质黏土㊁16~20m 松散-稍密粉细砂㊁20~25m 中密粉细砂㊁55m 密实粉细砂,底部为不透水基岩;河床组成由上到下依次为8~20m 松散-稍密粉细砂㊁8~表1㊀土体渗透系数率定结果Table 1Calibration of the hydraulic conductivityof bank soil土质厚度/m 渗透系数/(cm㊃s -1)粉质黏土4~5 1.0ˑ10-4松散-稍密粉细砂8~20 1.0ˑ10-2中密粉细砂8~25 5.0ˑ10-3密实粉细砂55 1.2ˑ10-3基岩 1.0ˑ10-925m 中密粉细砂㊁55m 密实粉细砂,底部为不透水基岩㊂各土层渗透系数取值范围参考‘水利水电工程水文地质勘察规范:SL373 2007“,同时结合以往的实测资料,表1给出了渗透系数率定结果㊂计算区域内的边界条件设置为:①纵向边界上,由于局部河段内上下游水位变化很小,纵向坡降引起的河岸内地下水上下游流动可忽略不计,即假设上下游流量为0m 3/s;②横向边界上,河岸横向最外侧赋予河道最低水位24.53m,河道边界赋予石首站的实测日均水位条件(图4);③垂向边界上,底部设置为不透水边界㊂在模型率定与验证中,暂不考虑降雨影响,则源项为0㊂图5给出了北门口地下水位监测点3号井计算与实测的地下水位过程对比情况㊂从图5中可以看出,整体上计算结果与实测地下水位过程吻合较好㊂在涨水过程中,模拟结果与实测结果吻合性良好,平均绝对误差约为0.20m,纳什效率系数大于0.99;退水过程中模拟结果和实测数据间误差略有增大,平均误差约为0.32m㊂图5㊀北门口3号监测井计算与实测的地下水位Fig.5Calculated and measured groundwater level hydrographs in the No.3well 2.2.2㊀模型验证与敏感性分析利用向家洲布置的2个地下水位监测井(1号井和2号井,图3),对模型进行验证㊂向家洲位于荆95断面附近,模型构建过程与前面相同,且同样采用石首水位站的实测值作为边界条件(图4)㊂由实测资料可知,向家洲处河岸上层为粉质黏土,厚度约为4m,下侧为粉细砂㊂各层土体的渗透系数取值与表1相同㊂图6给出了向家洲监测点计算与实测的地下水位变化过程㊂除去几处水位骤增数据外,在离岸10m 处地下水位的计算值与实测值的绝对误差多在0.23m 以内,但在退水期末误差较大,误差约为0.60m;在离岸20m 处,地下水位的计算值与实测值的误差多在0.33m 以内㊂㊀第4期夏军强,等:长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析577㊀图6㊀向家洲监测点计算与实测地下水位过程Fig.6Calculated and measured groundwater level hydrographs at Xiangjiazhou㊀㊀以向家洲处的地下水位变化为研究对象,开展了河岸渗透系数的敏感性分析㊂对于表层黏土,在表1的渗透系数取值基础上(工况1)分别增加和减小50%(工况2㊁工况3),开展潜流过程计算㊂对比离岸20m处的地下水位过程,工况1 工况3的地下水位相差很小,差值小于0.02m㊂对于下层粉细砂的渗透系数,结合实测资料设置计算工况4 工况6,对应的渗透系数分别为0.0025㊁0.0050和0.0075cm/s㊂图7(a)给出了在离岸20m处,不同渗透系数下计算的地下水位变化过程㊂可以看出,河岸下层粉细砂层对于地下水位计算结果的影响较大,当渗透系数减小至0.0025cm/s时(工况4),涨水期及洪峰期地下水位较工况5降低了0.19m,退水期增加了约0.11m;当渗透系数增加至0.0075cm/s时(工况6),涨水期及洪峰期地下水位较工况5增加了0.05m,退水期则降低了约0.09m㊂进一步分析下层粉细砂渗透系数变化对单位河长内的河水-地下水交换量的影响,如图7(b)所示㊂当渗透系数减少至0.0025cm/s时,河水补充地下水峰值减少27m3/(m㊃d),地下水排泄河水峰值减少14m3/(m㊃d),全年内河水补充地下水减少约1000m3/m,地下水排泄河水减少约1000m3/m㊂;当渗透系数增加至0.0075cm/s时,河水补充地下水峰值增加10m3/ (m㊃d),地下水排泄河水峰值增加22m3/(m㊃d),全年内河水补充地下水增加约1500m3/m,地下水排泄河水增加约1000m3/m㊂总体看来,河岸表层粉质黏土渗透系数的改变对河岸地下水位的影响较小,而下层粉细砂渗透系数的改变对地下水位及潜流量的计算结果影响较大,且离岸越远影响越明显㊂由于表层土体较薄,2021年内河道水位高于表层土体底板的历时约有80d,故大部分时间段内表层黏土对地下水位的影响较小㊂将表层黏土的渗透系数与下侧粉细砂设为一致,地下水位的计算结果仅改变了0.3%,同时若忽略粉细砂因密实度增加产生的渗透系数变化,计算结果的影响在2%以内㊂因此,在后续河段尺度的潜流过程研究中,可近似不考虑河岸土体分层对于潜流过程模拟的影响㊂图7㊀下层粉细砂不同渗透系数下离岸20m处模拟结果Fig.7Simulation results at20m distance from the bank slope with different hydraulic conductivities of fine sand578㊀水科学进展第34卷㊀2.3㊀河段模型建立与验证断面局部模型模拟计算时,主要分析了单侧河水对河岸地下水的作用,没有考虑到平面地形变化对侧向潜流的影响[29-30]㊂而在实际河流中,弯曲河流常常拥有蜿蜒的河岸形态,河岸会受到多侧河水的入渗;同时在河岸带内地下水间也会相互作用,对地下水的时空变化分布产生进一步影响[19]㊂为了分析河流平面形态对侧向潜流范围的影响,此处在上述分析的基础上,进一步扩展了平面计算范围㊂通过分析河弯内不同位置潜流过程的差异,揭示河道形态变化对河岸带地下水位的影响㊂2.3.1㊀模型建立石首河段模拟范围长13.55km㊁宽10.8km,范围内河道长度为33.9km,曲折系数为2.09(图1)㊂模拟网格共216列㊁271行,总网格数量为58536个,河道处网格作为无效网格处理,共7249个,故有效网格数为51287个,每个网格的长度和宽度均为50m㊂由前文参数敏感性分析可知,下层粉细砂的渗透系数对计算结果的影响远大于表层粉质黏土㊂本研究缺乏区域内全部的河岸土体分层资料,难以建立全范围内非均质河岸模型,故近似采用均质河岸模型,则区域内土体均采用粉细砂层的渗透系数(0.0050cm/s)㊂针对边界条件,在河道两侧网格赋予水位条件,模拟范围四周边界采用零流量边界条件㊂根据长江水利委员会水文局荆江水文水资源勘测局实测资料,河弯左右两岸的水位差在0.02~0.08m之间,横比降约为0.05%,左右两岸水位差相较于约7.7m的河道水位年变幅很小,对河岸带地下水位计算结果影响很小,故可利用新厂和石首站的水位插值赋予沿程水位条件㊂2.3.2㊀模型验证对比荆95断面局部模型离岸50m处地下水位与石首河段模型同位置处的地下水位㊂整体上河段模型计算地下水位略高于局部模型计算水位,平均高约0.42m,涨水期和洪峰期内平均水位差约0.46m,而在退水期平均水位差减小约0.31m㊂计算时间段内,纳什效率系数约为0.98,说明河段模型计算结果较为准确,而水位略高于局部模型原因可能在于河流平面形态的影响㊂3㊀典型急弯段侧向潜流模拟分析3.1㊀单侧河水作用下的侧向潜流范围与潜流量将荆95断面局部模型计算时段扩大至2021年全年,图8给出了初始时刻(1月1日)㊁河道水位最高时(9月10日)㊁计算时段末(12月31日)的河道水位及地下水位横向变化㊂对比初始水位线和最高水位线,地下水位横向梯度在涨水的过程中明显增大㊂相较于初始河道水位26.45m,洪峰期内河道的最高水位达34.17m,增加了7.72m㊂近岸处的地下水位随河道水位提升明显,两侧离岸100m内地下水位增加幅度超过6.0m,离岸200m内的增加幅度超过4.5m㊂远岸处的地下水位受河道水位的影响较小,在左右岸离岸800m外,地下水位较初始情况的增加幅度小于1.0m㊂在退水期内,河道水位下降,但远岸处的水仍然流向河岸内部,地下水位有所提升,使得潜流带范围仍有所扩大㊂在左右岸离岸约1400m外,地下水位变幅小于河道水位变幅的5%,故河道水位波动对该范围以外的地下水位变化的影响很小㊂图9给出了单位河长内的河水-地下水交换量与河道水位变化过程㊂从图9中可以看出,单位河长内河水-地下水交换量的变化趋势大致与河道水位同步,在河道水位较高时,河道补充地下水的水量较大;当河道水位较低时,河道水补充地下水的水量较小,且当河道水位持续下降时,地下水反过来排泄到河道㊂在单位河长范围,2021年内河道补充地下水的水量约为5000m3/m,地下水排泄河道水量约为3000m3/m,净水量约为2000m3/m㊂2021年监利站径流量为4228亿m3,沙市至监利站距离为162km,河段内河水向河岸入渗的净水量约为6.5亿m3,约占监利站径流量的0.15%㊂㊀第4期夏军强,等:长江石首段河岸带地下水位变化过程模拟及分析579㊀图8㊀河道水位及地下水位线横截面Fig.8Lateral profiles of river stage and groundwater level图9㊀荆95断面附近单位河长内河水与地下水的交换水量与河道水位变化过程Fig.9Temporal variation of the water exchange volume between river and groundwater per channel-length and the river stage at the section of Jing953.2㊀石首河段地下水位分布特征及潜流量图10(X为横向起点距,Y为纵向起点距)给出了石首河段不同时刻河岸地下水位的分布情况㊂初始时刻地下水位与河道水位相差很小,无明显水流流动(图10(a))㊂在涨水过程中,河岸带的地下水位随着河道水位不断抬升㊂当河道水位达到最高时(图10(b),9月10日,河道水位为35.05~33.61m),河岸带一定范围内地下水位有了明显提升㊂河道水位较初始情况增加7.62~7.71m,近岸处的地下水位涨幅较大,在距河道100m河岸内,地下水位较初始情况增幅大于6.5m;远岸处地下水位涨幅较小,距河道900m河岸外,地下水位较初始情况增幅小于1.0m㊂在河道水位经历短暂下降后(图10(c),10月20日),一方面近岸处的地下水位对河道水位变动敏感,也立即随之下降,地下水来不及传入河岸内部而排泄入河道中;另一方面,远岸处的地下水位仍在增加㊂此时,相较于最高水位,河道水位下降了4.07~3.96m,但是600m外的地下水位仍然在上升㊂地下水水位波峰传达至离岸约300m处,水位呈现出中间高㊁两边低的情况,地下水一方面会补给河水,另一方面会继续往河岸内部流动㊂经历1a的模拟后(图10(d),12月31日),河岸带的地下水位分布情况较初始水位有了明显变化㊂河道水位全年内最大变幅约为7.7m,而在1600m外,在全年内水位变幅小于河道水位最大变幅的5%,河道水位变动基本不影响该处的地下水位㊂对比局部模型与河段模型,在考虑了河流的平面形态后,侧岸潜流的主要影响范围有所扩大,原因在于河岸带内上下游的河水入渗促进了潜流向内发展,特别在凸岸处,地下水位明显较高㊂对比潜流量,取荆95断面所在位置,在单位河长范围,2021年内河道补充地下水的水量约为5000m3/m,地下水排泄河道水580㊀水科学进展第34卷㊀量约为3000m3/m㊂相较于前文所计算的水量较为相似,原因在于河道内水体主要位于黏土层之下,故前文计算结果中河水通过黏土层向内入渗仅占很小一部分㊂图10㊀石首段河岸地下水位变化过程Fig.10Groundwater level distributions at different times in the Shishou reach3.3㊀不同河流形态特征位置的地下水位变化过程为了研究2021年内河流平面形态变化对于河岸带地下水位的影响,选取弯道进口顺直侧㊁弯道凸侧等4个具有不同形态的河岸位置(研究位置A D,图10(a)所示),分析不同离岸距离下地下水位的变化过程㊂该4处位置分别具有的特点包括:①弯道进口顺直侧,该处河岸单侧临水;②左岸凸侧,该处河岸两侧临水;③右岸凹侧,同样受到两侧河道水位影响;④洲滩处,地下水受四周河水影响㊂图11(a)给出了进口顺直段(位置A)离岸距离(S)分别为100㊁500㊁1000m处的地下水位变化过程㊂如图11(a)所示,在离岸100m处的地下水位和河道水位的相位差较小,具备较好的跟随性,对河道水位响应较快;但随着离岸距离的增加,地下水位与河道水位之间的相位差增大㊂在离岸500m处,地下水整个水位过程只有一次涨落过程,且最高水位时刻(10月17日)滞后河道37d,而当距离达到1000m时,水位变化过程只有较平缓的涨水过程,变化幅度更小㊂同时从图11(a)中可以看出,随着离岸距离的增加,地下水位的涨退历时也在明显增加㊂河道水位在1月2日至2月19日有一个短暂的上升回落过程,在离岸500m处,这个过程坦化,上升回落时间为1月2日至4月3日,历时93d,相较于河道(历时49d)增加44d㊂而在离岸1000m处,河道水位短暂上升对地下水位已无影响(水位变化小于0.01m)㊂在退水期,离岸500m处地下水已经不能在12月31日前完成退水过程,但进入下一年份的枯水期(1 3月),水位可能会继续下降㊂在弯道凸岸侧(位置B,图11(b)),相较于顺直段,随着离岸距离的增加,也会出现峰值坦化,历时增长的情况;但是在退水过程中,各距离下的地下水位要明显高于顺直段的地下水位㊂相较于单侧河水影响的。
夏军：河湖水系连通特征及其利弊
夏军：河湖水系连通特征及其利弊夏军，水文学家，他开展了非线性时变系统水文学途径，提出了一种开展中国家协调流域防洪防污矛盾和河流生态调度新的水系统方法……这是水利人的第187篇文章当前浏览器不支持播放音乐或语音，请在微信或其他浏览器中播放科学大道100号宇柏凝 - 回不去注：本文发表于"地理科学进展"2012年1月，第31卷第1期河湖水系连通特征及其利弊夏军1，高扬1，左其亭2，晓洁1，庆美1，窦明2〔1.陆地水循环及地表过程重点实验室，中国科学院地理科学与资源研究所，100101；2.大学水科学研究中心，450001〕【摘要】随着水资源以及水环境**的恶化，河湖水系连通性作为河流**以及提高水资源利用的一个重要指标在国家"十二五〞战略规划中被着重提出。
目前，中国对河湖水系连通特征及其对河流**的影响缺乏足够的认识，本文主要对河湖水系连通的定义、分类、评判指标、影响因素及其对水环境**的影响进展了一一阐述。
分析说明：维持水系连通可以明显地改善湿地生态环境，维持湿地生态环境及生物多样性，保障防洪平安和水资源可持续利用。
同时，河湖连通也会带来对生态环境的负面影响，主要包括：①原本水质好的河流和水质相对较差河流连通后降低原来河流的水质；②加剧连通河流中物种及鱼类等生命体的竞争；③水量充分的河流支援水量缺乏的湖泊，将减少该河流的有效可利用水量；④导致水面蒸发量减少影响地表及陆地的水循环，影响地区的气候变化；⑤上游地区与下游地区河湖连通将导致下游地区河湖泥沙及淤积量急剧增加。
【关键词】水系连通性；河流**；水环境；生态效应1引言随着水资源的匮乏及水环境**的恶化，人们逐渐认识到河湖水系连通的重要性，在**长江评价指标体系中水系连通首次作为一个重要指标被提出来[1-2]。
但由于河湖水系、水文、地形和地貌特征的复杂性，使得中国的河湖连通战略不能简单模仿国外的成功案例，仍需要进展反复的验证与调研。
水生态系统服务功能变化的驱动因子分析
年径流量 (×104m3)
16000 14000 12000 10000
水磨河 三工河 四工河 三工河流域
8000
6000
4000
2000
0 年份
1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000
图1 三工河流域年径流量变化趋势
Fig.1 Annual runoff variation trend of Sangonghe watershed
348
干旱区地理
28 卷
利用景观缀块转移矩阵[4]，分析了水库坑塘、 河流河滩和沼泽地与其他不同的生态类型（水浇 地、荒草地等）之间的转变情况。结果表明，1978 －1987 年间，有 244 hm2 的水浇地转变为沼泽地， 859 hm2 的荒草地转变为沼泽地；原有的沼泽地保 持不变。1987－1998 年间，1 694 hm2 的沼泽地有 5.0％转变为水浇地，39.1%转变为荒草地，共计 747 hm2，55.8%保持不变（945 hm2）。
水资料，分析新疆地区近 40 年来温度和降水的气 候变化特征。已有的气象观测记录表明，新疆温度 变化和全国的变化较为一致。年均温度呈稳定的上 升趋势[8]。20 世纪 90 年代与 60 年代相比，新疆年 平均温度增加了 0.85 ℃。根据阜康站及天池站气温 降水资料分析也得到：20 世纪 90 年代与 60 年代相 比，三工河流域的年平均温度也增加了 0.63 ℃，年 平均降水量增加了 59 mm，而年均径流量却减少了 1 578.8×104m3。流域河流有冰川融水、积雪融水、 山区大气降水和地下水 4 种补给来源，流域内的径 流量补给很大程度上依赖冰雪融水，如四工河为 29.4％，三工河为 11.7％[9]。气温升高，冰雪融化， 地表径流量应该增加。然而随着流域温度的升高， 融雪量的增加以及年降水量的增加，三工河流域的 年径流总量却呈减少的趋势（图 2、图 3）。因此 说明了三工河流域径流量的减少受气候因素等的 影响比较小，其主要驱动因素为下垫面的变化如人
基于相似日误差校正的光伏功率预测
基于相似日误差校正的光伏功率预测王军辉，李民，畅蓬博，刘宁（陕西省水利电力勘测设计研究院，陕西西安710001）Photovoltaic Power Prediction Based on Similar Day Error CorrectionWANG Junhui ，LI Min ，CHANG Pengbo ，LIU Ning（Shaanxi Province Hydraulic Power Survey and Design Institute ，Xi ’an 710001，Shaanxi ，China ）——————————基金项目：国家自然科学基金项目（51779206）。
Project Supported by the National Natural Science Foundation ofChina （51779206）.第36卷第11期2020年11月文章编号：1674-3814（2020）11-0134-05电网与清洁能源Power System and Clean Energy中图分类号：TM922.5文献标志码：AVol.36No.11Nov.2020ABSTRACT ：Power prediction of photovoltaic power generation is a common concern in the operation and scheduling of a power grid.Mining and utilizing a large amount of historical data of photovoltaic power plants provides a new direction for modeling fluctuating photovoltaic power.On the basis of photovoltaic power prediction using similar weather days ，this paper introduces the photovoltaic power prediction errors of similar days to correct the photovoltaic power of predicted days ，which further improves the accuracy of photovoltaic power prediction.KEY WORDS ：photovoltaic power generation ；power prediction ；similardays ；errorcorrection摘要：光伏发电的功率预测是电网运行调度普遍关注的问题。
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流域作为人类活动和环境过程的功能地理区域!"#$%!直接关系到一个地区甚至一个国家的社会经济可持续发展和生态环境安全"目前!由于全球气候变化和人类活动的强烈影响!流域的可持续发展面临着严峻的挑战"首先!气候变化和人类活动严重地紊乱了流域水循环和生物循环的动态平衡"其次!流域水管理主要采用机械的水文工程方法!没有考虑流域尺度的水循环对生物地球化学演化的作用!&%"如在我国众多流域中因大规模进行水利工程建设而带来的水循环短路化#绝缘化及生态系统的孤立化等一系列问题!严重制约着流域社会经济可持续发展!’%"因此!我们必须采用生态水文学的理论思维和系统科学的方法来研究流域水文系统与生态系统#水循环与生态过程之间的相互作用关系!确保流域社会经济与生态环境协调#稳定#可持续发展!加快我国小康社会建设的进程"(流域生态水文学研究的内涵流域生态水文学$()*+,-.+/+01#.2!/,13142%是以流域为研究单元!应用生态水文学的理论思维和系统科学的方法!5%!在时空尺度上研究生态过程与水文过程相互影响#相互作用#共同耦合演进的过程#机理和机制!探求流域水资源持续利用与水环境安全管理的一门新型学科!最终目标是为流域社会经济与生态环境协调#稳定#健康发展提供科学依据和决策指导"流域不仅是土地利用综合评价与管理的基本地理单元!6%!同时也是生态水文学研究的最佳尺度"目前!流域土地利用7覆被变化$89::%和生态水文学的研究是国际地圈#生物圈计划$;<=>%重要的组成部分之一!?%"其中!生态水文学是在"??@年ABC3DE国际水与环境会议上正式提出的!是描述生态格局和生态过程的水文学机制的一门学科!其生态水文格局#生态水文过程与生态水文模型是重点研究内容!"F#"&%"两者之间的联系是因为土地利用7覆被变化能影响流域范围内径流#蒸腾#入渗和降水!然而!流域水循环必将影响和改变生态格局和生态过程!以及土地利用和相关的管理方法的选择"%流域自然因素对生态水文格局与过程的影响机理%12自然营力与地质环境塑造了流域基本的生态水文格局陆地表层系统在自然营力作用下!如第四纪新构造运动#火山地震等!其结构物质#地形地貌#水文地质环境等要素都发生了巨大的变化!塑造了流域基本的生态水文格局!同时原本的生态水文过程产生了紊乱!在新的驱动机制作用下!生态过程与水文过程相互作用!共同演变成相对稳定的生态水文格局"因此!研究流域自然演变历史对深刻认识近代生态水文过程有着重要的指导意义"重点是从时间序列上研究流域水文系统构造环境的演变#水文循环和水质演化的过程与规律#生态系统演替的规律及其趋势!尤其是加强对河流的洪泛平原的地质历史研究"洪泛平原是人类聚居和生产活动的主要场所!具有较高的生产力"同G.DEHDE4)C1B*()*+,-.+/I01#.2/,13142J+-+),0.章光新中国科学院东北地理与农业生态研究所K长春"LFF"@M1,*.+)-*;E-*D*B*+1N<+14,)O.2)E/P4,D0B3*B,)3I013142K:PQK:.)E40.BE"LFF"@K:.DE)流域生态水文学是以流域为研究单元!应用生态水文学的理论思维和系统科学的方法!探求流域水资源持续利用与水环境安全管理的一门新型学科"重点论述了流域自然地理要素演变对生态水文格局与过程的影响机理#流域生态水文格局与过程对土地利用和管理的响应机制以及建立特色流域生态水文模型的构思!并就流域生态水文学急需研究的重要科学问题作了详细的阐述和探讨!旨在为保证流域社会经济与生态环境协调#稳定#可持续发展提供科学依据和决策指导!加快我国小康社会建设的进程"流域生态水文学$生态水文格局$生态水文过程$生态水文模型$自然地理要素@A&A62)));BCDB+%))*02%;))&%;)A()*+,-.+/+01#.2/,13142D-)E+R-BCS+0*)OO32DE4*.+*.+1,2)E/-0D+E*DND0T+*.1/1N+01#.2/,13142*14,1O+)N*+,-B-*)DE)C3+ 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流域生态水文格局与过程对土地利用和管理的响应机制流域作为一个完整而连续的自然综合体"其生态水文格局也具有连续性"主要表现在水文系统的连续性%生态系统的连续性%水域与陆域的连续性%陆域的连续性等方面!#$&但是"在大规模无序的人类活动作用下"流域生态水文格局的连续性遭到破坏"生态水文过程发生急剧的变化"流域生态水文系统的内部结构和功能产生弹性变化"通过自身调节"达到稳定状态"有时超越弹性限度可导致整个系统的瓦解和崩溃&CD%土地利用E 覆被变化!FGHH "对流域生态水文格局与过程的影响流域土地利用-覆被变化#./00’是一个相当复杂的过程"可从逐渐转变#外来种群逐渐入侵’到整个改变#草地转变为森林和耕地’!1($"直接作用于生态景观格局"景观格局中的植被可以在多个层次上影响降水%径流%蒸发和入渗"从而对水资源进行重新分配"由此影响和改变了流域水文循环过程&234546789:;;认为"在流域中土地利用的作用是至关重要的&土地利用使降水分成两部分!!*绿水+通过蒸腾作用由水蒸汽流向大气)"*蓝水+流到河流中或补给地下水&水文过程对流域土地利用具有高度敏感性"因此"水资源综合管理必须考虑水资源系统的土地利用和管理因素"它是实现水资源可持续利用的成功关键!1($&土地利用方式的变化也可直接导致水资源的利用方式和强度的改变"如在半干旱地区的雨养旱田改为灌溉水田"主要靠过度抽取地下水来灌溉"导致水位下降"形成降落漏斗"同时加速地下水与地表水体之间的水量交换&水利工程建设"可直接破坏流域的连续性"导致流域水循环短路化%绝缘化及生态系统的孤立化"紊乱生态水文格局和过程&土地覆被的变化能够有效地影响地表反射率%地表温度%下垫面的粗糙度和土壤<植被<大气连续体间的水分交换!=><="$&由上可见"运用*@+技术和模型技术"加强流域土地利用A 覆被变化条件下的生态水文效应研究"模拟不同土地利用情景下的生态水文过程"揭示生态<水文相互作用机理"为土地合理利用与退化的生态环境恢复重建提供了科学依据&CD!流域生态水文格局与过程在水环境安全调控中的作用和功能流域生态水文格局与过程在水环境安全调控中的作用和功能主要体现在以下两个方面&%"流域的淡水生态系统与营养负荷淡水生态系统被认为是四维结构系统"环境变量的空间格局和生物数量由纵向%横向%垂向和时间梯度来决定"它们之间通过水%能量和物质通量来联系!B($&水是地球表层系统中的物质和能量传输的载体"水文过程可以通过各种水文要素"如水位%流速%流量等影响营养物质在淡水生态系统的分布和富集&CD E:FFG3:H5;<IFJK9LJ4等学者认为"在流域水平方向上"水<营养元素的运移系统被陆地景观的结构"也就是陆地的形态,地貌结构$%土地利用,已耕种的土地"可耕土地$和土地覆被所决定&淡水生态系统周围的湿地%洪泛平原可通过改变地表径流和水文格局来影响地下水的补给%径流和排泄"在控制和降低营养物的沉积%运移%营养负荷"以及净化水质量等方面具有重要作用&!"土地不合理利用和管理带来的人为污染土地利用带来的点源与面源污染已引起国际社会的关注和重视&流域作为土地管理和社会经济发展的基本单元"土地不合理利用和管理给流域生态水文系统带来了严重的污染"在我国七大江河流域系统均遭受不同程度的污染&目前"国际上盛行合理利用自然湿地或构建人工湿地来处理污染物%净化水质"这是人为利用生态水文格局和过程来调控区域水环境安全的一种新型模式&针对上述科学问题"建议重点开展以下研究工作!!流域系统营养元素-盐分,盐渍土区$时空分异规律%运移机理以及与生态水文格局和过程的耦合关系)"流域生态水文过程及其演变机制"构建合理的生态水文格局"处理人类活动造成的污染)#流域水文系统及其水文化学过程对植物的成分%结构%分布和演替的影响!==$&"建立流域生态水文模型的构想流域生态水文模型是在揭示流域生态水文过程机理的基础上"建立的预测植被类型或植物群落对水文生境或水文地球化学生境变化的响应模型!=?$"为政府提供土地利用与管理的理论依据和科学决策&"D%生态水文模型研究进展简介生态水文模型已成为国际水文计划,IEM $和国际地圈<生物圈,I2NM $的热点研究课题&=>世纪’>年代中期"土壤O 植被<大气连续体,@MC0$概念引入我国"以刘昌明院士为首的科学家们以农田生态系统为主要研究对象"就@MC0系统界面的水分过程%通量的估算模型以及能量物质交换等方面开展了系列研究工作&(>年代中后期"我国学者注重作物耗水规律和节水农业技术的研究!=P$&此外"夏军教授等人研制了水<生态耦合模型"成功地应用于博斯腾湖水资源的可持续管理!=Q$&国际上成功开发并应用的主要生态水文模型有以下几种&!荷兰开发的陆地生态系统生态水文影响评价模型<IRST@"描述植物种群和生境因子,如土壤%地下水和土地管理$之间的相互关系"可用来评价人类活动引起环境变化条件下的植物种群响应机制"以及用来计算水文变化的生态效应的*+,UCR 生态水文模型!=V<=&$&"澳大利亚联邦科学与工业研究组织,0@ITS $研发的分布参数水文模型,RSMS2WIT,$"用来预测流域尺度上土壤<植被<大气系统界面的水分过程%碳循环以及物质与能量通量!=’$&#ICE@建立了各种尺度的*植物<土壤<大气+相互作用模型"适合不同生态类型的大尺度生态水文过程模拟模型不断被提出和应用"@XCR Y 土壤O 植被O 大气Z 传输模型在各种尺度上得以迅速发展"通过对陆地生态系统的不同参数化处理"形成了种类繁多的生态水文过程模拟模型&如德国开发的中尺度生态水文模型@[I,,@K:F 4\][4;83I\;8^34;8],K]8F $是用来研究分析气候变化的区域响应"在流域尺度上综合了水文%植被%侵蚀和氮的动态变化!=(O?>$&$I0EST@生态水文"C!"#$%&’"$(%%))*+,-.’"/%%%0模型!用来预测化学和水文生物因子对植物种群响应的影响"!地下水对地表生态有一定的控制作用!与植被群落结构#种类和其他生态特征之间的关系十分密切!近期发展了针对地下水生态过程的多种模拟模型!如!"#以及$%!等"此外!还有&’()*+,-#./&&,%0#0&)#)12,#3425,等生态水文模型"&1%建立特色的流域生态水文模型根据流域人类活动的干扰程度!可把流域大致分为人工化#半人工化#自然状态6种类型流域"重点研究植物群落多样性与环境要素以及人类活动相互作用关系!选择对植物生长和种类分异贡献率大的环境要素作流域生态水文模型类型变量$如植物种群#土壤#水文#土地管理#气候%"通常大部分流域生态系统是土壤#水文#气候与人类活动的综合体"其中!水文和土壤条件控制着许多环境因子$包括氮的可获取量#盐分#有机物质的分解#矿化度速率等%!因此!主要变量可划分为几个子变量$如土壤包括结构#化学#含水量!水文包括水化学#水文区#地下水埋深#水位上升速率等%7689"采用数理统计方法和先进的模型技术!建立有特色的流域生态水文模型!预测植物种类和群落对环境要素和人类活动的响应态势!为退化生态系统的恢复重建以及政府有关部门水土资源管理!提供科学依据和实践指导"2结束语流域生态水文学是在人们认识流域作为人类活动和环境过程的功能地理区!也是社会经济发展和土地管理的基本单元的背景下诞生的!它是保证流域水资源持续利用与水环境安全管理的理论依据和实践工具"在理论体系和研究方法上需要不断地对其改进#完善和发展!尤其在流域生态水文学研究的内涵#变化环境下流域水循环的生态水文学基础研究76:9#流域尺度与生态水文尺度的配比拟合关系!以及生态水文模型的经验;统计#专家知识$等级划分%#黑箱关系应该向定量化发展等方面!需要深入研究和探讨"在实践应用方面!应该首先在我国干旱#半干旱地区和盐渍土区开展流域生态水文学的研究!因为那里的流域水循环和生态环境都比较脆弱"参考文献+345467897:0!"#$%&’%(()*+,&-*(./012341546789381:39*+’;<65=49741>6?875@A=12875!565>!B#.B3A95783:+5C6935D15478<875565>75@(757>1D154)EFFG)HIJKLM EHNOEPE.!Q#,R’STU B)UT;/TU V W.X5@6?7439=3:740D154017840M 741?056?78219=21?46C1!U#.(18Y3A951M Z&XU-<AY86=065>)Q[[E.!H#\%(]’X*%.T5C6935D1547865@6?7439=:3957463578=47413:40115C6935D15491239465>!U#./01’75@%A=497867M &47413:401T5C6!935D154^T5C6935D15478X5@6?7439=L)EFF_.!P#Z-((X//TT -*,R/TU&\TV (R*!RWT(T*/.*1‘=49741>61=:39RD196?7a=‘7419=01@=!U#.,7=065>435VZM *7463578R?7@1Db <91==)EFFF.!G#(RZXTB cR’T,&SX.T?30b@9383>b !!!401=?61546:6?Y7?d>93A5@43A=11?3=b=41D 293219461=7=D757>1D1544338=43‘79@=A=47657Y6864b 3:‘741991=3A9?1=!B#.T?3!83>6?78T5>6511965>)Q[[[)EeJEfM EO_.!e#刘树坤.中国水利现代化和新水利理论的形成!B#.水资源保护)Q[[H)EFJQfM EOG.!N#阎水玉)王祥荣.流域生态学与太湖流域防洪"治污及可持续发展!B#.湖泊科学)Q[[E)EEJEfM EON.!_#T5C6935D15478<9341?4635%>15?b JT<%f.’75@=?721D35643965>7==1==D15491!=179?02875!U#.;&T<%eQ[g U OFPg [[F)EFFP.!F#]URV ]R&&)UR’<\T)]hTU&)1478.X5!41>9741@>13>97206?787==1==D1543:15!C6935D15478?35@6463565‘7419?74?0D154=M 865d65>875@=?7211?383>b)15C6935D15478D3@18865>75@WX&!B#.\b@9383>6?78<93!1==1=)Q[[[)GFJPfM QFFOHEF.!E[#U-VUXW;Tc OX/;U]T.<8754=65‘7419O 35493881@1?3=b=41D=M 7?46C19381650b !@9383>6?293?1==1=75@91=235=143‘7419=491==X)=?32175@>1519783A48651!B#.R@!C75?1=65,7419U1=3A9?1=)Q[[E)QP JNfM eFGON[G.!EE#赵文智)程国栋.干旱区生态水文过程研究若干问题评述!B#.科学通报)Q[[E)PeJQQfM E_GEOE_GN.!EQ#赵文智)程国栋.生态水文学!!!揭示生态格局和生态过程水文学机制的科学!B#.冰川冻土)Q[[EJPfM PG[OPGN.!EH#R*VUT,]RXUV)U-]TU/,X’]h.T?3!0b@9383>b !(#.’35@35M U3A481@>1<91==)EFFF.!EP#U-VUXW;TcOX/;U]T X.T?30b@9383>bM 70b@9383>6?219=21?46C13:?86D741O=368O C1>1474635@b57D6?=!B#.,7419U1=3A9?1=U1=179?0)Q[[[)HeJEfM HOF.!EG#(RZXTB cR’T,&SX.T?30b@9383>bOO401=?61546:6?Y7?d>93A5@43A=11?3=b=41D 293219461=7=D757>1D1544338=43‘79@=A=47657Y6864b 3:‘741991=3A9?1=!B#.T?3!83>6?78T5>6511965>)Q[[[)EeJEfM EO_.!Ee#,X’Z\T’(’i)]UX*S(R**)RU/;U (RW*;&cT,&SX)1478./01=49A?4A9175@:A5?46353:401j6=4A78U6C19:833@287655179<83?d)<3875@!B#.T?383>6?78T5>6511965>)Q[[[)EeJPfM EGFOEee.!EN#U-]TU/]%ZS\%;&)(XZ\%T’]-ZS)&/Ti%*,TXTU&./01=274678@6D15=6353:875@=?721=A=47657Y6864b !B#.T5C6935D154)V1C1832D15475@&A=47657Y6864b)Q[[Q)P JHfM QHNOQGE.!E_#\X’’]UXZ\/OX’S-,&S%%)Uh]%S B)UcT<TZSX (.T?30b@9383>6?7891=179?03:87d1O‘7419=01@91874635=65@6C19=6:61@875@=?721J(7=A9675’7d1875@)<3875@f !B#.T?383>6?78T5>6511965>)Q[[[)Ee JEfM FEOF_.!EF#WU%\%(BT,X//.Z756541>9741@‘741991=3A9?1=D757>1D154=A=4765401293C6!=6353:1?3=b=41D >33@=75@=19C6?1=k !B#.<0b=6?=75@Z01D6=49b 3:401T7940)Q[[Q)QNJEEOQQfM __NO_FG.!Q[#黄奕龙)傅伯杰)陈利顶.生态水文过程研究进展!B#.生态学报)Q[[H)QHJHfM G_[OG_N.!QE#\TU]&/()VXTSSU;WTU ]./0165:8A !15?13:401=274678=49A?4A913:=3682932!19461=35‘7419Y7875?1D3@1865>657D6!?93=?781?74?0D154!B#.<0b=6?7875@Z01D6=49b 3:401T7940)Q[[Q)QN JF OE[fM N[EONE[.!QQ#]RXUV R B),X’]h U ’.T?3O0b@9383>bM 28754=75@‘74196541991=4967875@7lA746?15C6935D154=JY33d 91C61‘=f.EFFFM NO_.!QH#\%UUh -’VT jT*/TUX*S)(%U/X*B ,%&&T*.%?3D2796=353:=6m D3@18=291@6?465>C1>147463591=235=1430b@93!83>6?7807Y6474?075>1!B#.T?383>6?78(3@18865>)EFFN)E[EJQOHfM HPNOHeE.!QP#于贵瑞)王秋凤.我国水循环的生物学过程研究进展!B#.地理科学进展)Q[[H)QQJQfM EEEOEEN.!QG#贾绍凤)王国)夏军#等.社会经济系统水循环研究进展!B#.地理学报)Q[[H)G_JHfM QGGOQeQ.!Qe#TU/&T*%Z V.T?30b@9383>6?786D27?4O7==1==D154D3@1865>M 751m7D281:39419!91=496781?3=b=41D=65*339@O\38875@!B#./01*14019875@=.T5C6935D15478(3@1865>75@%==1==D154)EFFF)EeJPfM EHOQQ.!QN#UT(Z-j%*T S.T?383>6?781::1?4=3:‘7419D757>1D15465401*14019875@=M 401D3@18VT(*%/!B#.T?383>6?78T5>65119!65>)Q[[[)EeJEfM EQNOEPE.!Q_#,%UUXZS U)V%,T&.TC78A746353:7@6=496YA46352797D14191?30b@9383>6?78D3@18J/-<-WOXU(f 357=D788?932265>93474635?74?0D154!B#.B3A95783:\b@9383!>b)EFFN)EFEJEOPfM ePO_e.!QF#王根绪)刘桂民)常娟.流域尺度生态水文研究评述!B#.生态学报)Q[[G)QG JPfM _FQOF[H.!H[#j%’T*/X*%SUh&%*-j%.(1=3=?7811?30b@9383>6?78D3@18865>437578b=191!>635781::1?4=3:?86D741?075>1!B#.T5C6!935D15478(3@1865>75@%==1==D154)EFFF)EGJPfM QGFOQNE.!HE#U%(&X&&%’%(%.\b@9383>6?7891!=235=1A5643:401-9@&47>16996>74635791775@401@b57D6?:68865>3:7lA6:19=3:401XC7503175@<7?d=7@@81<8765=!U#.Z&XU-’75@75@,7419/1?056?78U12394[Ng[Q)Q[[Q.!HQ#夏军)孙雪涛)谈戈.中国西部流域水循环研究进展与展望!B#.地球科学进展)Q[[H)E_JEfMG_OeN.章光新!关于流域生态水文学研究的思考&&。
流域水循环演变机理与水资源高效利用
实现了3大系统全方 位耦合模拟，突破 以往的两两模拟
水循环、水环境及水生态三大系统相互作用关系
（1）模型原理与总体结构
“自然-社会” 二元水循环 模型
“Natural - Artificial ” DUalistic WAter cycle model
(GCM)
(RCM)
由11个子模型 组成模型库， 具有独立自主 知识产权
1.揭示了强人类活动影响下海河流域水循环演变
机理与演变规律
2.对强人类活动影响下海河流域水循环演变进行
了归因分析
1. 揭示了强人类活动影响下海河流域水 循环演变机理与演变规律
万年尺度
人类活动的低影响阶段
千年尺度
影响增加阶段 气候变化、人类活 动、下垫面条件等 的演变特征
百年尺度
影响剧烈阶段
降水、径流和 地下水等的演 变规律
流域水循一、 研究背景与总体思路 二、 主要研究成果 三、 项目实施效果
一、研究背景与总体思路
1.研究背景
环境变化和人类 活动对水循环影 响及其伴生的生 态环境效应，是
当前全球性的前
沿基础科学问题。
1. 研究背景
GDP:15% 粮食产量:>10% 水资源:1% 人类活动 强烈
面积:32万km2 人口:1.4亿 (10％) 耕地:1.74亿亩(12%) 城镇化率: 43%
战略地位 重要
海河流域 年降水量： 530mm 水资源量: 340亿m3
水资源 匮乏
地表水衰减:51% 水资源开发率:123% 人均资源量:243m3
水问题 突出
河道断流 年地下水超采80亿 水功能区达标率<30% 湿地萎缩80%
1.研究背景
鄱阳湖流域降雨侵蚀力变化及其对入湖悬移质输沙量的影响
第35卷第6期2021年12月水土保持学报J o u r n a l o f S o i l a n d W a t e rC o n s e r v a t i o nV o l .35N o .6D e c .,2021收稿日期:2021-05-21资助项目:国家自然科学基金项目(41671285,42077075) 第一作者:顾朝军(1990 ),男,江西上饶人,博士,工程师,主要从事生态水文及水土保持研究㊂E -m a i l :c h a o j u n gu 1990@163.c o m 鄱阳湖流域降雨侵蚀力变化及其对入湖悬移质输沙量的影响顾朝军,朱永清,李仁华,姚赫(长江水利委员会长江流域水土保持监测中心站,武汉430012)摘要:鄱阳湖是中国最大的淡水湖,揭示流域降雨侵蚀力时空演变及其对入湖泥沙的影响对科学指导流域生态保护与修复㊁促进流域生态文明高质量发展具有重要意义㊂基于鄱阳湖流域63个气象站1961 2017年逐日降雨量和鄱阳湖 五河 入湖悬移质输沙量(以下简称 输沙量 )年数据,采用M a n n K e n d a l l 非参数检验㊁双累积曲线㊁线性回归等方法,分析了流域降雨侵蚀力和入湖输沙量动态过程,定量评估了降雨侵蚀力变化和人类活动对入湖输沙量的影响㊂结果表明:鄱阳湖流域平均降雨侵蚀力为10034.1(M J㊃mm )/(h m 2㊃h ),介于6738.8~12734.8(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ),呈西南地区低㊁东北地区高的空间分布格局;降雨侵蚀力年际间呈不显著的上升趋势(P >0.05),在21世纪10年代最大,20世纪60年代最小㊂鄱阳湖入湖年均总输沙量1183.3ˑ104t ,呈极显著下降趋势(P <0.01),在20世纪70年代最大,21世纪00年代最小㊂入湖总输沙量和赣江㊁信江及修水输沙量分别在1992年㊁1999年后发生趋势性减少(P <0.01)㊂以输沙量突变前的时段为基准期,突变年份后人类活动和降雨侵蚀力变化对入湖总输沙量变化的影响程度分别为-138.1%和38.1%;对赣江入湖输沙量变化的影响程度分别为-125.8%和25.8%;对信江入湖输沙量变化的影响程度分别为-121.3%和21.3%;对修水入湖输沙量变化的影响程度分别为-141.4%和41.4%㊂近60年降雨侵蚀力变化表现为增加入湖输沙量,而人类活动(水库建设㊁水土保持和采砂活动)是鄱阳湖入湖输沙量减少的主要原因㊂关键词:降雨侵蚀力;输沙量;人类活动;鄱阳湖流域中图分类号:S 157.1 文献标识码:A 文章编号:1009-2242(2021)06-0045-10D O I :10.13870/j.c n k i .s t b c x b .2021.06.007C h a n g e o f t h eR a i n f a l l E r o s i v i t y i nP o y a n g La k eB a s i na n d I t s I n f l u e n c e o n S u s pe n d e dS e d i m e n tL o a d i n t o t h eL a k e G U C h a o j u n ,Z HU Y o n g q i n g,L IR e n h u a ,Y A O H e (Y a n g t z eR i v e rB a s i n M o n i t o r i n g Ce n t e rS t a t i o nf o rS o i l a n d W a t e rC o n s e r v a t i o n ,C h a ng j i a n g Wa t e rR e s o u r c e sC o mm i s s i o n ,W u h a n 430012)Ab s t r ac t :A s t h e l a r g e s t f r e s h w a t e r l a k e i nC h i n a ,r e v e a l i n g t h es p a t i a l -t e m po r a le v o l u t i o no f t h er a i n f a l l e r o s i v i t y a n d i t s i m p a c t s o n s e d i m e n t i n t o t h eP o y a n g L a k e i so f g r e a t s i g n i f i c a n c e t os c i e n t i f i c a l l yg u i d e t h e e c o l o g i c a l p r o t e c t i o na n d t h e d e v e l o p m e n t o f t h e h i g h -q u a l i t y d e v e l o p m e n t o f t h e e c o l o g i c a l c i v i l i z a t i o n i n t h e b a s i n .I n t h i s p a p e r ,c h a n g e o f t h e r a i n f a l l e r o s i v i t y i nP o y a n g L a k e b a s i n (P Y L B )a n d i t s e f f e c t s o n s u s p e n d e d s e d i m e n t l o a d (S S L )i n t o t h e l a k ew e r e i n v e s t i g a t e d b a s e d o n t h e d a i l y r a i n f a l l d a t a o f t h e 63w e a t h e r s t a t i o n s w i t h i n t h eP L Y Ba n d t h e a n n u a l S S L i n t oP o y a n g l a k e f r o mi t s f i v e t r i b u t a r i e s f r o m1961t o 2017,u s i n g th e n o n -p a r a m e t e rM a n n -K e n d a l l t e s t ,D o u b l e m a s sc u r v ea n dL i n e a rr e g r e s s i o n m e t h o d .T h er e s u l t ss h o w e d t h a t a n n u a l a v e r a g e r a i n f a l l e r o s i v i t y o f P Y L Bw a s 10034.1(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ),r a n g i n g f r o m6738.8t o 12734.8(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ).T h e s p a t i a l p a t t e r no f t h e r a i n f a l l e r o s i v i t y s h o w e d t h a t l o wr a i n f a l l e r o s i v i t y m a i n l y d i s t r i b u t e i n t h e s o u t h w e s t r e g i o n a n dh i g h r a i n f a l l e r o s i v i t y m a i n l y d i s t r i b u t e i n t h e n o r t h e a s t r e gi o n .T h e r a i n f a l l e r o s i v i t y s h o w e da n i n s i g n i f i c a n t i n c r e a s i n g t r e n d (P >0.05)d u r i n g 1961 2017,o fw h i c ht h e g r e a t e s t v a l u ew a s i n t h e 2010s a n d t h e s m a l l e s t i n t h e1960s .I nt h e s a m e p e r i o d ,t h ea n n u a l a v e r a ge t o t a l S S L i n t o t h e l a k ew a s 1183.3ˑ104t ,s h o w i n g a s i g n i f i c a n t d e c r e a s i n g tr e n d (P <0.01).T h e g r e a t e s t v a l u e o f t h e S S Lw a s i n t h e 1970s a n d t h e s m a l l e s tw a s i n t h e 2000s .T h e c h a n ge p o i n t s of t h e t o t a l S S L i n t o t h e l a k e Copyright©博看网 . All Rights Reserved.a n d t h eS S Lo f t h eG a n j i a n g r i v e r,X i n j i a n g R i v e ra n dS h u i s h u iR i v e rw e r e i n1992,a n d1999,r e s p e c t i v e l y (P<0.01).T a k e n t h e p e r i o db e f o r e t h ec h a n g e p o i n t s o f t h e S S La s t h e b a s e l i n e p e r i o d,t h e c o n t r i b u t i o n r a t e o f h u m a na c t i v i t y a nd r a i n f a l le r o s i v i t y o n t h e t o t a l c h a n g e s of S S L i n t o t h e l a k ew a s-138.1%a n d38.1%, r e s p e c t i v e l y d u r i ng th e p e ri o d a f t e r t h e c h a n g e p o i n t.T h e c o n t r i b u t i o n r a t e o f h u m a n a c t i v i t y a n d r a i n f a l l e r o s i v i t y o n t h e S S Lc h a n g e s o f t h eG a nj i a n g r i v e rw a s-125.8%a n d25.8%,r e s p e c t i v e l y.T h e c o n t r i b u t i o n r a t eo f h u m a n a c t i v i t y a n d r a i n f a l l e r o s i v i t y o n t h e S S Lc h a n g e s o f t h eX i n j i a n g r i v e rw a s-121.3%a n d21.3%,r e s p e c t i v e l y. T h e c o n t r i b u t i o n r a t eo fh u m a na c t i v i t y a n dr a i n f a l l e r o s i v i t y o nt h eS S Lc h a n g e so f t h eX i u s h u i r i v e rw a s -141.4%a n d41.4%,r e s p e c t i v e l y.T h ec h a n g eo f r a i n f a l l e r o s i v i t y w a sa d v a n t a g e o u s t o i n c r e a s e t h eS S L i n t o t h e l ak e,a n dh u m a n a c t i v i t i e s,e.g.r e s e r v o i r c o n s t r u c t i o n,s o il a n dw a t e r c o n s e r v a t i o n a n d s a n dm in i n g w e r e t h em a i nd r i v i n g fo r c e s f o r t h e d e c r e a s e o f t h eS S L i n t o t h eP o y a n g L a k e i n t h e r e c e n t60y e a r s.K e y w o r d s:r a i n f a l l e r o s i v i t y;s u s p e n d e d s e d i m e n t l o a d;h u m a na c t i v i t y;P o y a n g L a k eB a s i n降雨侵蚀力是通用土壤侵蚀方程(U S L E)[1]和改进的通用土壤侵蚀方程(R U S L E)[2]的构成因子㊂降雨侵蚀力能全面表征降雨量㊁降雨强度㊁降雨历时和降雨动能等信息,可反映降雨对土壤侵蚀的综合影响,是广泛用于土壤侵蚀模型中表征降雨的因子㊂除U S L E和R U S L E外,国内土壤侵蚀模型,如L i u 等[3]的中国土壤流失预报方程(C S L E)㊁江忠善等[4]的坡面土壤侵蚀预报模型㊁范瑞瑜[5]的小流域年产沙模型等均采用降雨侵蚀力表征模型中的降雨因子㊂受气候变化和人类活动的影响,全球河流输沙量发生显著变化㊂W a l l i n g等[6]研究了全球145条较大河流输沙量变化发现,47.9%的河流输沙量显著减少,49.3%的河流输沙量保持稳定,仅2.8%的河流输沙量增加㊂作为引起水蚀的关键降雨因子 降雨侵蚀力,其与河流输沙量的关系研究越来越受到关注[7-8]㊂鄱阳湖是中国最大的淡水湖,是长江流域重要的通江湖泊之一,其水土流失和生态建设关系长江中下游的水环境及社会经济的发展[9]㊂鄱阳湖泥沙主要来源于赣江㊁抚河㊁信江㊁饶河和修水(简称 五河 ),五河输沙量占入湖输沙量的80%以上[10]㊂近年来,受气候变化和人类活动的影响,鄱阳湖季节性干旱频发㊁水质恶化㊁湿地生态系统遭受破坏[11],给流域生态环境治理造成严峻挑战㊂许多学者对入湖输沙量进行了大量研究,试图揭示流域水文情势变化规律及其原因㊂顾朝军等[12]研究了鄱阳湖赣江流域1962 2013年输沙量的变化过程及其对人类活动的响应指出,赣江输沙量呈显著的下降趋势,且水库建设是输沙量减少的主要原因;郭鹏等[13]等对鄱阳湖湖口㊁外洲㊁梅港1955 2001年径流输沙量变化进行研究发现,湖口站㊁外洲站输沙量呈显著的下降趋势;曾瑜等[14]分析了气候变化和人类活动对鄱阳湖入湖水沙的影响表明,入湖输沙量呈显著下降趋势,且在1985和2000年发生突变,水库拦沙是输沙量减少的主要原因㊂降水变化和人类活动对鄱阳湖入湖输沙量变化的影响已有大量研究[11-13],但较少涉及降雨侵蚀力与输沙量关系的研究,特别是缺乏整个鄱阳湖流域的系统研究[14]㊂降雨侵蚀力变化与河流输沙直接相关,研究降雨侵蚀力和输沙量的关系具有重要意义㊂鉴于此,本文基于鄱阳湖流域63个雨量站1961 2017年逐日降雨量及五河输沙量数据,分析了鄱阳湖流域及其支流降雨侵蚀力和输沙量的动态过程及二者相关关系,定量评估了降雨侵蚀力变化和人类活动对入湖输沙量的影响程度,以期为流域水土流失防治提供科技支持㊂1材料与方法1.1研究区概况鄱阳湖(115ʎ50' 116ʎ44'E,28ʎ25' 29ʎ45'N)位于长江中下游的南岸,江西省北部(图1),其承纳赣江㊁抚河㊁信江㊁饶河和修水的来水来沙,经调蓄后由湖口注入长江,是一个吞吐性㊁季节性的淡水湖泊㊂鄱阳湖流域面积16.22万k m2,占长江流域面积的9%,江西省面积的97%㊂五河流域总面积13.62万k m2,其中赣江流域面积最大,为8.12万k m2㊂鄱阳湖流域地形多样,主要由山地㊁丘陵和冲击平原构成,其中山地和丘陵主要分布在流域南部㊁西部和东部地区,平原主要分布在流域中部地区㊂流域属东南季风区的亚热带季风气候,降水丰富,时空分布不均,降雨强度大,多暴雨,易发生土壤侵蚀,导致大量泥沙进入湖区㊂1.2资料来源鄱阳湖流域63个气象站1961 2017年逐日降雨量数据来源于中国气象局网站(h t t p://d a t a.c m a.c n)㊂悬移质输沙量资料包括赣江的外洲站㊁抚河的李家渡站㊁信江的梅港站㊁饶河支流的渡峰坑站㊁修水支流的万家埠站1961 2017年的逐年数据,以上5个水文站控制面积占鄱阳湖流域总面积的75%,因此利用以上5个水文站输沙量之和代表入湖总输沙64水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.量㊂输沙量数据来源于‘长江流域水文年鉴“‘中国河流泥沙公报“和‘江西省水土保持公报“㊂气象站及水文站位置见图1㊂图1 鄱阳湖流域地理位置及所选气象水文站分布1.3 研究方法1.3.1 降雨侵蚀力计算 降雨侵蚀力计算采用国内广泛应用的章文波模型[15-16],模型结构为:M i =a ðk j =1(D j )b(1) b =0.8363+18.177p d 12+24.455p y 12(2) a =21.586b -7.1891(3)式中:M 为半月时段的侵蚀力值((M J ㊃m m )/(h m 2㊃h));k 为半月时段内的天数(d );D j 为半月时段内第j天的侵蚀性日降雨量(mm );要求D j >12mm ,否则D j =0;P d 12为日雨量大于侵蚀性降雨标准的日平均降雨量(mm );P y 12为侵蚀性降雨以上的年平均降雨量(mm )㊂半月时段的划分以每月第15日为界,前15天作前半月时段,该月剩下部分作为下半月时段,以此将全年依次划分为24个时段㊂1.3.2 时间序列年际变化趋势和突变分析 降雨侵蚀力及输沙量年际变化趋势分析采用M a n n -K e n d a l l (MK )秩次相关检验法㊂MK 法被广泛使用于水文气象要素时间序列检验中,该法的优点在于它不需要遵从一定的分布,也不受少数异常值的干扰,相比要求数据正态分布的线性趋势检验,更适用于时间序列趋势分析㊂MK 法检验统计量(Z m k )为正,表示序列呈增加趋势,为负表示序列呈减少趋势,显著性水平为0.05和0.01时的Z m k 临界值分别为ʃ1.96和ʃ2.58,其计算方法见文献[17]㊂输沙量突变分析采用双累积曲线法㊂双累积曲线法是目前用于水文气象要素一致性㊁长期演变趋势及辨析2个主控因素作用的最简单㊁最直观㊁最广泛的方法[18]㊂该法通过在1个坐标系中绘制2个变量的累积值产生双累积曲线,若二者的关系未发生系统性改变,则双累积曲线表现为一条直线;若二者关系发生系统性改变,则曲线会发生偏转,拐点对应的时间则为水文气象要素突变的时间[18]㊂1.3.3 输沙量变化影响程度评估 采用线性回归法定量评估降雨侵蚀力变化和人类活动对输沙量变化的影响程度[19-20]㊂该法基于突变分析,将突变前的时段作为基准期,突变后的时段作为变化期㊂基准期内人类活动微弱,可以认为输沙量主要由降雨侵蚀力控制,因此可构建基准期内输沙量(S L )与降雨侵蚀力(R E )的线性关系㊂S L =a R E +b(4)式中:a 和b 为回归参数,由最小二乘法求得㊂将变化期内的降雨侵蚀力值(R E ')代入公式(4)可得变化期内的计算输沙量(S L '计算)㊂S L '计算=a R E '+b(5)则降雨侵蚀力变化对输沙量的影响量(A S L R E )为:A S L R E =S L '计算-S L (6)人类活动对输沙量的影响量(A S L h u m a n )为:A S L h u m a n =ΔS L -(S L '计算-S L )(7)式中:ΔS L 为变化期和基准期实测输沙量平均值之差㊂2 结果与分析2.1 降雨侵蚀力时空变化特征2.1.1 降雨侵蚀力空间变化 鄱阳湖流域多年平均降雨侵蚀力空间上变化为6738.8~12734.8(M J㊃mm )/(h m 2㊃h),呈现西南低㊁东北高的分布格局(图2a)㊂降雨侵蚀力低值区位于遂川站附近,年降雨侵蚀力<8000(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h );高值区位于婺源和资溪站周边,年降雨侵蚀力>11000(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h )㊂降雨侵蚀力变异系数(C V )变化为0.260~0.355,属中等程度变异(图2b )㊂降雨侵蚀力C V 值除遂川和万安站的高值区外,其他地区呈自西南向东北方向逐渐增大趋势㊂2.1.2 降雨侵蚀力年际变化 鄱阳湖流域近60年多年平均降雨侵蚀力为10034.1(M J ㊃m m )/(h m 2㊃h ),多年平均C V 值0.223,最大值为2015年的15082.174第6期 顾朝军等:鄱阳湖流域降雨侵蚀力变化及其对入湖悬移质输沙量的影响Copyright©博看网 . All Rights Reserved.(M J㊃mm)/(h m2㊃h),最小值为1963年的5487.9 (M J㊃mm)/(h m2㊃h),极值比为2.748(表1)㊂5个子流域降雨侵蚀力变化于8741.1~12059.6(M J㊃mm)/(h m2㊃h),其中饶河流域最大,赣江流域最小㊂C V值变化与降雨侵蚀力变化一致,极值比为2.472~3.696,其中赣江流域C V值和极值比较小,表明赣江流域降雨侵蚀力年际波动相对其他支流较弱㊂图2鄱阳湖流域降雨侵蚀力和变异系数空间变化表1鄱阳湖流域1961-2017年降雨侵蚀力流域均值/(M J㊃mm㊃h m-2㊃h-1)变异系数最大值/(M J㊃mm㊃h m-2㊃h-1)最小值/(M J㊃mm㊃h m-2㊃h-1)极值比Z m k年变化率/(M J㊃mm㊃h m-2㊃h-1㊃a-1)鄱阳湖流域10034.10.22315082.15487.9 2.748 1.868N S34.9赣江流域8741.10.20411966.14841.4 2.472 1.341N S18.8抚河流域10543.60.28018230.65510.9 3.3080.637N S28.7信江流域11352.40.30121356.95655.0 3.777 1.429N S44.3饶河流域12059.60.30620731.16458.0 3.210 1.725N S61.0修水流域9678.30.27917128.04634.2 3.696 1.637N S36.7注:极值比=最大值/最小值;N S表示未通过0.05显著性水平㊂鄱阳湖流域1961 2017年降雨侵蚀力年际变化呈不显著的上升趋势(图3a)㊂降雨侵蚀力的MK趋势检验统计量(Z m k)为1.868,为正且<1.96,表明降雨侵蚀力年际呈不显著的上升趋势,上升速率为34.9 (M J㊃mm)/(h m2㊃h㊃a)㊂五河流域的降雨侵蚀力Z m k介于0.637~1.725,均呈不显著的增加趋势,增加速率变化于18.8~61.0(M J㊃mm)/(h m2㊃h㊃a),其中饶河流域最大,赣江流域最小(表1)㊂不同年代鄱阳湖流域降雨侵蚀力差异明显(图3b)㊂2010 2017年降雨侵蚀力最大,达到11472.6 (M J㊃m m)/(h m2㊃h),高出多年平均值14%;其次是1990 1999年,降雨侵蚀力为11257.0(M J㊃m m)/(h m2㊃h),高出多年平均值11.8%;降雨侵蚀力最小的是1961 1969年,仅为9061.2(M J㊃m m)/(h m2㊃h),低于多年平均值9.9%;1970 1979年㊁1980 1989年和2000 2009年降雨侵蚀力略低于多年平均值㊂2.2输沙量变化特征2.2.1输沙量年际年代变化鄱阳湖流域入湖总输沙量多年平均值为1183.3ˑ104t/a,C V值为0.571,极值比为9.5(表2),表明入湖输沙量年际波动大于降雨侵蚀力㊂5条支流入湖输沙量变化为(36.3~ 771.0)ˑ104t/a,C V值为0.56~0.74,极值比为13.65~ 41.55,年际波动均大于降雨侵蚀力㊂近57年入湖总输沙量呈极显著的下降趋势(Z m k=-5.462),下降速84水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.率为26.6ˑ104t /a (表2和图4a)㊂5条支流中,赣江和信江入湖输沙量Z m k 为负,且<-2.56,表明赣江和信江入湖输沙量呈显著的下降趋势,其下降速率分别为23.0ˑ104,3.1ˑ104t /a;抚河㊁饶河和修水入湖输沙量Z m k 均未达到显著性水平,表明该3条支流入湖输沙量年际变化趋势不显著㊂图3 降雨侵蚀力年际和年代变化表2 鄱阳湖流域五河入湖输沙量流域均值/104t变异系数最大值/104t最小值/104t极值比Z m k 年变化率/(104t㊃a -1)总输沙量1183.30.5712740.0288.39.50-5.462**-26.6赣江771.00.6741916.7111.017.27-6.792**-23.0抚河137.30.560352.025.813.65-0.879N S-0.5信江194.80.604500.926.319.05-3.693**-3.1饶河44.00.743155.03.741.551.176N S 0.3修水36.30.641112.56.417.66-1.253N S-0.3 注:极值比=最大值/最小值;N S 表示未通过0.05显著性水平;**表示趋势达0.01显著性水平㊂鄱阳湖各年代入湖输沙量整体呈减少趋势(图4b )㊂1961 1969年㊁1970 1979年和1980 1989年入湖输沙量分别高出多年平均值32.9%,45.6%和31.2%;1990 1999年入湖输沙量为1107.1ˑ104t/a ,接近多年平均值;2000 2009年和2010 2017年入湖输沙量分别低于多年平均值56.0%和48.3%㊂图4 入湖总输沙量年际和年代变化特征2.2.2 输沙量与降雨侵蚀力关系 影响河流输沙量的因素可简化为2个因素即降雨(以降雨侵蚀力表征)和下垫面变化(用人类活动表征)㊂鄱阳湖降雨侵蚀力与入湖总输沙量双累积曲线在1992年出现拐点,且变化后拟合斜率k 变小,说明自1992年以后人类活动使输沙量减少(图5a )㊂支流中,赣江在1992年㊁信江和修水流域在1999年降雨侵蚀力与入湖输沙量双累积曲线斜率降低,说明突变后人类活动使其输沙量减少(图5b ㊁图5c ㊁图5d)㊂降雨侵蚀力是影响流域侵蚀产沙的主要驱动因子,点绘不同时期鄱阳湖流域降雨侵蚀力与输沙量关系,可进一步解释输沙量变化原因㊂鄱阳湖入湖总输沙量在1992-2017年的相关点均在相关线下侧,说明在相同降雨侵蚀力下,突变后河流输沙量明显减少(图6a )㊂支流中,赣江(图6b )㊁信江(图6c )和修水(图6d )入湖输沙量在突变年份后,相同降雨侵蚀力94第6期 顾朝军等:鄱阳湖流域降雨侵蚀力变化及其对入湖悬移质输沙量的影响Copyright©博看网 . All Rights Reserved.条件下亦明显降低㊂不同时期输沙量与降雨侵蚀力线性关系见表3㊂不同时期输沙量与降雨侵蚀力均具有显著的线性正相关关系㊂拟合线性方程斜率为单位降雨侵蚀力下的输沙量,可表征为单位侵蚀力的产沙能力㊂突变年份后,输沙量与降雨侵蚀力线性方程斜率显著下降,表明突变年份后单位降雨侵蚀力的产沙能力显著降低㊂图5入湖输沙量与降雨侵蚀力双累积曲线图6不同时期入湖输沙量与降雨侵蚀力散点图2.3不同驱动因素对输沙量变化的影响鄱阳湖入湖总输沙量和赣江㊁信江和修水入湖输沙量计算值和实测值见图7㊂入湖输沙量计算值在突变年份前与实测值接近,而突变年份后入湖输沙量计算值明显高于实测值,表明入湖输沙量的减少主要受人类活动的影响㊂05水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.表3 鄱阳湖流域不同时期入湖输沙量与降雨侵蚀力线性关系流域年份线性方程决定系数R 2方差检验入湖总输沙量1961 1991y =0.2976x -1235.000.840P <0.011992 2017y =0.1146x -494.860.411P <0.011961 2017y =0.1174x +5.010.151P <0.01赣江1961 1991y =0.2437x -931.590.847P <0.011992 2017y =0.0809x -359.280.296P <0.011961 2017y =0.1078x -171.340.137P <0.01信江1961 1998y =0.0272x -65.2250.670P <0.011999 2017y =0.0177x -99.5110.717P <0.011961 2017y =0.0219x -54.2110.404P <0.01修水1961 1998y =0.0069x -23.440.553P <0.011999 2017y =0.0041x -16.180.653P <0.011961 2017y =0.0056x -17.880.422P <0.01流域实测入湖输沙量突变年份后降低,而降雨侵蚀力增加(表4)㊂1992 2017年鄱阳湖入湖总输沙量相对1961 1991年减少51.7%,降雨侵蚀力增加16.0%,这表明降雨侵蚀力变化有利于增加入湖输沙量,入湖输沙量的减少完全由人类活动导致㊂以1961 1991年为基准期,降雨侵蚀力变化和人类活动对入湖总输沙量的影响程度分别为38.1%和-138.1%㊂支流中,突变后降雨侵蚀力变化和人类活动对赣江输沙量变化的影响程度分别为25.8%和-125.8%,对信江输沙量变化的影响程度分别为-121.3%和21.3%,对修水输沙量变化的影响程度分别为-141.4%和41.4%㊂图7 入湖输沙量计算值与实测值年际变化15第6期 顾朝军等:鄱阳湖流域降雨侵蚀力变化及其对入湖悬移质输沙量的影响Copyright©博看网 . All Rights Reserved.表4 鄱阳湖流域不同时期降雨侵蚀力变化与人类活动对入湖输沙量变化的影响流域时期实测输沙量/(104t㊃a -1)降雨侵蚀力/(M J ㊃mm ㊃h m -2㊃h -1㊃a -1)计算输沙量/(104t㊃a -1)输沙量变化量/(104t㊃a -1)降雨侵蚀力影响值/(104t㊃a -1)百分数/%人类活动影响值/(104t㊃a -1)百分数/%1961 19911548.59351.71992 19991182.011972.22046.0-366.5497.5135.7-864.1-235.7入湖总量2000 2009625.310171.61614.8-923.266.37.2-989.5-107.22010 2017605.211472.61960.7-943.3412.243.7-1355.5-143.71992 2017747.810847.81853.9-800.7305.438.1-1106.0-138.11961 19911089.89910.71992 1999638.112350.91388.2-451.6298.566.1-750.1-166.1赣江2000 2009322.410009.61125.1-767.435.34.6-802.7-104.62010 2017229.711856.41289.4-860.1199.623.2-1059.7-123.21992 2017391.011298.21269.9-698.8180.225.8-878.9-125.8信江1961 1998237.211100.01999 200985.810742.0239.5-151.42.31.5-153.7-101.52010 2017142.913390.5298.6-151.461.440.5-212.8-140.51998 2017109.911857.2264.4-127.427.221.3-154.5-121.3修水1961 199842.111760.61999 200918.611095.043.3-23.51.25.0-24.6-105.02010 201732.814806.257.7-23.515.666.6-39.1-166.61998 201724.612657.649.4-17.57.341.4-24.8-141.43 讨论降雨侵蚀力是土壤侵蚀模型(U S L E ㊁R U S L E ㊁C S L E 等)中的重要参数,本文利用鄱阳湖流域63个雨量站逐日降雨资料,研究了流域降雨侵蚀力变化及其对入湖输沙量的影响,结果可为土壤侵蚀评估㊁流域环境治理提供科技支持㊂流域多年平均降雨侵蚀力为10034.1(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ),高于黄河流域中游的黄土高原地区(1301.5(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ))[21],低于珠江流域中下游的广东省(13758.0(M J ㊃mm )/(h m 2㊃h ))[22]㊂区域之间差异主要是气候不同造成[23]㊂黄土高原属于大陆季风区,年降水量不足500mm ,因此降雨侵蚀力较小;广东省属于海洋性季风区,年降水量>1500mm ,且该区频发暴雨,导致降雨侵蚀力较大㊂鄱阳湖流域降雨侵蚀力年际变化趋势不显著但存在上升倾向(图3),表明流域土壤侵蚀风险值有所增加,今后应加强流域生态治理,这与全国其他区域研究[20]结果一致㊂河流输沙量主要受气候因素和下垫面条件影响[24-27]㊂降雨因子是气候因素中影响输沙量的主要因子,而降雨侵蚀力是公认的表征降雨潜在侵蚀能力的关键指标㊂地表下垫面条件主要包括土壤㊁地质地貌以及植被覆盖㊁土地利用㊁水利水保工程等一系列人类活动㊂土壤㊁地质地貌在短期内相对不变,因此河川输沙量主要由降雨侵蚀力和人类活动控制[26-27]㊂鄱阳湖流域降雨侵蚀力存在上升倾向,而入湖输沙量呈显著的下降趋势,表明鄱阳湖入湖输沙量减少主要受人类活动的影响(表4)㊂为发展农田水利,鄱阳湖流域大力修建和加固水利设施㊂据第一次水利普查结果显示,江西省已建水库10785座,总库容302.82亿m 3㊂1985年前,修建大中型水库共148座,总库容为84.25亿m 3;其中赣江流域86座,总库容为52.41亿m 3;抚河流域17座,总库容为16.3亿m 3;信江流域30座,总库容为10.16亿m 3;饶河流域10座,总库容为3.49亿m 3;修河流域5座,总库容为1.87亿m 3㊂1986 2005年,流域内兴建水库31座,总库容为33.63亿m 3[28]㊂特别是赣江1990年万安水库的建成,直接导致了赣江和入湖总输沙量在1992年发生显著减少(图5)㊂大量水库建设导致河道输沙量被拦截淤积,下游输沙量减少,这是导致入湖输沙量减少的主要原因[14,19]㊂另一方面,鄱阳湖流域大规模的水土保持也导致输沙量减少㊂二十世纪80年代以来,长江流域水土流失治理开始由试点小流域转变到重点防治阶段㊂鄱阳湖流域以江西省兴国县实施塘背河小流域综合治理为开始(1980年),逐步扩展到1988年的赣江流域水土保持重点防治工程,累计完成水土流失治理面积4163k m 2,二十世纪90年代后发展为全流域规模㊂据统计[29],2004年底,江西省实施的鄱阳湖流域水土25水土保持学报第35卷Copyright©博看网 . All Rights Reserved.保持重点治理一期工程,共完成小流域治理207条,治理面积达157501.8h m2㊂大规模水土保持措施,导致流域土地利用发生显著改变㊂与1985年相比, 2000年流域内耕地面积减少372.96k m2,林地面积增加216.51k m2[30],流域水土流失防治效果增强㊂同时,林地增加导致流域森林覆盖率显著增加[19](20世纪90年代森林覆盖率是20世纪70年代的2倍),林冠截流量提高,地表径流减少,坡面径流侵蚀能量降低,使得坡面进入河道的泥沙降低,从根本上减少了入湖输沙量[19]㊂值得注意的是,入湖输沙量的减少亦受采砂活动的影响㊂邬国锋等[31]采用遥感技术对鄱阳湖流域采砂情况的研究发现,2003长江禁止采砂后,大量采砂船进入鄱阳湖北部和赣江,导致河道输沙量明显下降㊂4结论(1)鄱阳湖流域近57年降雨侵蚀力均值为10034.1(M J㊃m m)/(h m2㊃h),年际变化趋势不显著但具有上升倾向(Z m k=1.87),上升速率34.9(M J㊃m m)/ (h m2㊃h㊃a)㊂年代间,2010 2017年降雨侵蚀力最大,高出多年平均值14.0%;20世纪60年代最小,低于多年平均值9.9%;20世纪70年代㊁20世纪80年代和21世纪00年代的降雨侵蚀力均接近多年平均值㊂(2)1961 2017年鄱阳湖入湖输沙量多年平均值为1183.3ˑ104t/a,呈显著下降趋势(Z m k=-5.46),下降速率为26.6ˑ104t/a㊂年代间,20世纪60年代㊁20世纪70年代㊁20世纪80年代入湖输沙量分别高于多年平均值32.9%,45.6%和31.2%;20世纪00年代和2010 2017年分别低于多年平均值56.0%和48.3%,20世纪90年代接近多年平均值㊂(3)鄱阳湖入湖总输沙量在1992年发生突变,突变后入湖输沙量减少51.7%,降雨侵蚀力增加16.0%㊂突变后入湖输沙量与降雨侵蚀力的相关关系减弱,单位降雨侵蚀力的产沙能力降低㊂以1961 1991年为基准期,降雨侵蚀力对入湖总输沙量变化的影响程度为38.1%,人类活动的影响程度为-138.1%;水库建设㊁水土保持和河道采砂是鄱阳湖入湖输沙量减少的主要原因㊂致谢:本文在完成过程中,中国科学院水利部水土保持研究所穆兴民研究员㊁高鹏研究员等提出一些修改意见和建议,在此深表感谢㊂参考文献:[1] W i s c h m e i e rW H,S m i t hDD.P r e d i c t i n g r a i n f a l l e r o s i o n l o s-s e s:A g u i d e t o c o n s e r v a t i o n p l a n n i n g[M].W a s h i n g t o nDC:U S D A A R S,1978:34-38.[2] R e n a r dK G,F o s t e rG,W e e s i e sG A,e t a l.P r e d i c t i n gs o i l e r o s i o nb y w a t e r:A g u i d e t oc o n s e r v a t i o n p l a n n i n gw i t h t h er e v i s e du n i v e r s a l s o i l l o s se q u a t i o n(R U S L E)[M].W a s h i n g t o nDC:U S D A-A R S,1997:25-31. 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通过专家推荐申报2017年度国家自然科学奖项目公示内容一、项目名称：流域径流形成与转化的非线性机理二、专家推荐意见：推荐专家姓名：崔鹏工作单位：中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所职称：研究员学科专业：自然地理与水土保持学推荐意见：流域径流形成与转化过程极其复杂，认清其规律对防洪和水安全十分重要。
传统方法多基于线性系统理论，导致径流估算较大误差。
以夏军院士领衔的团队通过多年研究与探索，在径流形成与转化的非线性机理方面，做出了有新的发现与创新的成果：（1）发现了径流形成的产流量与土壤湿度、降雨强度和不同下垫面特征参数组合的指数规律，揭示了非线性系统响应函数的水文物理机制，创建了水文时变增益非线性模型(TVGM)，解决了径流非线性精准估算的理论难题。
（2）发现了非线性水量转化中关键的土壤蒸发与总蒸腾比例，建立了叶面积指数、表层土壤含水量与土壤蒸发/总蒸腾比例之间的函数关系，揭示了径流形成中系统界面过程水分与能量非线性交换机制。
（3）创建了流域分布式时变增益非线性模型(DTVGM)，揭示了流域径流形成过程与流域下垫面、人类活动和气候变化影响的响应机制，提出了量化水文模拟不确定性新的方法。
该研究8篇代表性论文总他引719次，其中SCI他引579次；2004年获湖北省自然科学一等奖，2014年获国际水文科学领域的最高奖“国际水文科学奖-V olker奖章”。
成果应用到我国江河湖库防洪减灾、水量水质联合调度以及重大调水工程管理，产生了显著的社会经济效益。
将上世纪著名国际水文学家J.Dooge提出的《水文系统线性理论》提升到水文系统非线性理论新的高度，推动了水文科学基础研究和理论的发展。
推荐该项目为国家自然科学奖壹等奖。
推荐专家姓名：林学钰工作单位：吉林大学环境与资源学院职称：教授学科专业：水文地质和环境水文地质学推荐意见：项目组成员通过多年合作，紧密围绕流域径流形成与转化机理以及时变非线性这一国际水文科学发展的前沿问题，取得了国际上认可的、系统性和有创新性的成果：（1）通过复杂降雨-径流响应关系的识别，发现了土壤湿度、降水强度和不同下垫面特征参数组合的时变增益非线性径流形成指数规律，揭示了非线性系统响应函数的水文物理机制，创建了水文时变增益非线性系统模型（TVGM），改进了水文径流估算的理论与方法，显著提高了径流预测的精度，有效地解决了径流非线性精准估算的理论难题。
（2）发现了径流形成过程非线性水量转化中关键的SPAC 系统土壤蒸发与总蒸腾比例，揭示了径流形成中SPAC 系统界面过程水分与能量的非线性交换机制，实现了径流形成过程模拟中水与生态在流域尺度的扩展。
（3）提出了流域分布式时变增益非线性系统模型（DTVGM）及量化水文模拟不确定性的新方法，解决了单元系统径流形成非线性机理向流域空间分异扩展及其与多要素耦合的难题，揭示了流域径流形成过程与流域下垫面、人类活动和气候变化影响的响应机制。
该研究8篇代表性论文总他引719次，其中SCI他引579次；获2004年湖北省自然科学一等奖、2011年国际水资源管理杰出贡献奖和2014年国际水文科学领域的最高奖“国际水文科学奖-V olker奖章”。
成果应用到我国江河湖库防洪减灾、流域水量水质联合调度以及重大调水工程的水管理，为水利水电工程安全设计、防洪减灾与水资源管理做出了重要的贡献，发挥了突出的社会经济效益。
推荐该项目为国家自然科学奖壹等奖。
推荐专家姓名：汪集旸工作单位：中国科学院地质与地球物理研究所职称：研究员学科专业：地热、水文地质学推荐意见：流域径流形成与转化过程是水文学研究的核心内容。
时变非线性又是水文科学发展亟待解决的一个瓶颈问题。
项目组围绕流域径流形成与转化的非线性机理，系统深入地研究了水文非线性系统理论，取得了国际上认可的成果。
主要发现点：（1）通过水文观测与实验、机理揭示与实践，发现了受控于土壤湿度、降水强度和不同下垫面特征参数的时变非线性径流形成指数规律，揭示了非线性系统响应函数的水文物理机制，创建了水文时变增益非线性系统模型（TVGM），解决了径流非线性精准估算的理论难题。
（2）发现了非线性水量转化中关键的SPAC 系统土壤蒸发与总蒸腾比例，建立了叶面积指数、表层土壤含水量与土壤蒸发/总蒸腾比例之间的函数关系，揭示了径流形成中SPAC 系统界面过程水分与能量的非线性交换机制。
（3）创建了流域分布式时变增益非线性系统模型（DTVGM），提出了量化水文模拟不确定性新的方法，解决了复杂条件下径流形成与转化若干关键技术难题。
该研究8篇代表性论文总他引725次，其中SCI 他引577次；2004年获湖北省自然科学一等奖，2011年获国际水资源管理杰出贡献奖，2014年获国际水文科学领域的最高奖“国际水文科学奖-V olker奖章”。
项目成果极大地推动了水文非线性科学的发展，应用于我国江河湖库防洪减灾、流域水质水量联合调度以及重大调水工程的水管理，产生了突出的社会经济效益。
推荐该项目为国家自然科学奖壹等奖。
三、项目简介：本项目属地学水文地理学领域。
流域径流形成与转化过程极其复杂，认清其规律对流域防洪和水安全关系重大。
传统方法主要基于线性系统理论，导致径流计算较大误差，时变非线性一直是水文科学发展的一个瓶颈，亟待解决。
项目组通过大量水文观测实验与资料分析，围绕径流形成的非线性机理、水与“土壤-植被-大气”（SPAC）界面过程机制、流域空间分异的分布式水文模拟及不确定性等关键问题，深入地研究了水文非线性系统理论，取得了国际上认可的成果。
主要发现点：1.在国际上发现了径流形成的产流量与土壤湿度、降雨强度和下垫面组合的时变非线性指数规律，揭示了非线性系统响应函数的水文物理机制，创建了水文时变增益非线性系统模型（TVGM），解决了径流非线性精准计算的理论难题。
经全球60多个代表性流域的实际应用与检验，径流预报精度平均提高了45%，最大提高了63%。
成果被世界水奖获得者Biswas教授评价为“发展了非线性时变模型，该创新研究有效地改进了水与环境相互作用的认识”；被著名水文学者Ababou教授评述为“这是水文‘非线性和非稳态’方向的一个代表性成果”；国际水文科学协会(IAHS)主席Savenije评价为“发展的非线性时变系统水文学途径，推动了作为社会经济可持续增长引擎的水资源管理的水文科学基础研究”。
2. 发现了径流形成非线性过程水量转化中关键的SPAC 系统土壤蒸发与总蒸腾比例，建立了叶面积指数、表层土壤含水量与土壤蒸发/总蒸腾比例之间的函数关系，揭示了SPAC 系统界面过程水分与能量的非线性交换机制，实现了径流形成过程模拟中水与生态在流域尺度的扩展。
该成果被大量引用并被国际知名蒸散发专家Dorigo评价为“这是一项很有价值的研究”；成果在华北农业节水中大面积推广应用，被国家最高科学技术奖获得者李振声院士评价为“取得了每亩节水100毫米，粮食超1000公斤(夏、秋两季)的良好结果”，效益显著。
3. 创建了流域分布式时变增益非线性系统模型（DTVGM），解决了单元系统径流形成向流域空间分异扩展及其与多要素耦合的难题，揭示了流域径流形成过程与流域下垫面人类活动和气候变化影响的响应机制，提出了量化水文模拟不确定性新的方法。
成果被国际IAHS陆气耦合委员会主席Gupta评价为“是理解流域水文过程相互作用关系、评估自然变化和人类活动影响后果的重要途径”。
成果应用到我国江河湖库防洪减灾、水质水量联合调度以及重大调水工程的水管理，产生了突出的社会经济效益。
8篇代表性论文总他引725次，其中SCI他引577次，单篇最高SCI他引151次。
由于夏军在水文非线性理论研究的贡献，2014年获国际水文科学协会（IAHS）、联合国教科文组织（UNESCO）和世界气象组织（WMO）联合颁发的国际水文科学领域最高奖“国际水文科学奖-V olker奖章”，被评价为“在水文科学做出了杰出的贡献，并且应用他的研究和水文学知识，使得社会受益”。
四、客观评价：1．对发现点1（径流形成的时变增益非线性机理）的评价径流形成与转化的非线性机理研究是国际水文科学领域的世界性难题之一。
夏军及其团队在国际上提出了时变增益产流的非线性机理与模型，得到国际水文和同行认可和高度评价，相关的第三方评价如下：（1）世界著名Stockholm水奖获得者Biswas教授在International Journal of Water Resources Development（2011, Vol. 28, No. 2, p393）和IWRA Newsletter（2011, Vol. 24, No. 4, p 2）评价：“夏军最重要的贡献之一是发展了一种非线性时变系统模型，经受了全球不同气候区60多个流域的检验。
该项研究明显改进了‘水-土-环境-人类-生态系统’的相互作用关系的认识、气候变化对水资源规划与管理过程的影响以及河流的科学管理”（英文原文见附件7-2）。
（2）国际著名水文学者、法国图卢兹大学R. Ababou教授在Journal of Hydrology（2000, Vol. 238, No. 3-4, p123-148）评述：“夏军提出了基于Meixner 函数和水文约束的最优系统识别，是一种信息量丰富的水文非线性系统方法，…，这类降雨-径流模型可视为水文‘非线性和非稳态’方向的一个代表性成果”（英文原文见附件2-1）。
（3）国际水文科学协会(IAHS)主席Savenije在授予夏军2014年国际水文科学奖的颁奖词（IAHS Newsletter 108, 2014）中评价“夏军发展的非线性时变系统水文学途径，推动了社会经济可持续增长引擎的水资源管理的水文科学基础研究”（英文原文见附件7-4）。
（4）国际水资源管理研究所(IWMI) Jayatilaka教授在Journal of Hydrology（2003, Vol. 273, p81-102）在评述代表论文1指出：“流域时变增益并非常数，而随流域湿度和雨强等影响因素不断变化，其中土壤湿度是一个关键的制约因素。
在斯里兰卡的研究与应用说明了该方法在描述梯级水库灌溉系统的供水非线性系统的有效性和实用性”（英文原文见附件2-2）。
（5）知名水文学者Guo S.L.教授在Journal of Hydrology（2007, Vol. 333, No. 2-4, p504-506）撰文引用和评述（代表论文1、2）：“夏军提出的水文非线性扰动模型（NLPM-API）已广泛应用到世界多个流域检验，该模型的特色是分布式物理过程-系统方法相结合，需要的数据量少而适应性广，对资料短缺的发展中国家的应用尤为重要。
该模型可区分季节变化、产流、汇流的非线性影响，显著提高水文预报的精度，明显优于水文线性系统模型。