长江流域径流趋势变化及突变分析
长江上游降水径流趋势分析
长江上游降水径流趋势分析徐成汉【摘要】通过对长江上游流域1956-2014年合计59年的降水、径流资料,采用线性回归分析、Mann-kendall秩和检验进行了趋势分析,结果表明长江上游流域径流量减少主要诱因为降水量减少所致.【期刊名称】《安徽水利水电职业技术学院学报》【年(卷),期】2018(018)001【总页数】3页(P1-3)【关键词】趋势分析;长江上游;径流【作者】徐成汉【作者单位】长江工程职业技术学院,湖北武汉430212【正文语种】中文【中图分类】TV21自20世纪90年代以来，长江上游来水有持续偏枯的趋势，引起了社会各界及业内专家的极大关注。
如果任由这种现象延续，势必会对以三峡水利枢纽为核心的长江梯级水库群的调度产生不利影响，进而影响三峡枢纽工程的发电、航运、供水等综合利用和流域经济社会的发展。
王渺林、孙甲岚、夏军、王艳君、许继军、姜彤、秦年秀等专家学者根据各自掌握的资料对此现象进行了分析，但都没有从整个长江上游地区的降水径流资料进行定量分析。
为探明长江上游流域水资源量演变趋势，我们对长江上游的金沙江流域、岷沱江流域、嘉陵江流域、宜宾至宜昌区间、乌江流域及整个长江上游全区1956-2014年长达59年的降水、径流等水资源资料，用线性趋势分析及Mann-kendall趋势检验，定量分析人类活动影响下长江上游流域水资源的时空变化规律，为长江上游控制性水库优化调度方案的编制提供依据，为整个长江流域水资源合理配置及区域经济发展提供技术支撑。
1 流域概况长江发源于“世界屋脊”-青藏高原的唐古拉山脉各拉丹冬峰西南侧。
干流流经青海、西藏、四川、云南、重庆、湖北、湖南、江西、安徽、江苏、上海11个省、自冶区、直辖市，于崇明岛注入东海。
长江干流宜昌以上为上游，长4504km，流域面积100×104km2，其中直门达至宜宾称金沙江，长3464km，宜宾至宜昌河段习称川江，长1040km。
长江上游流域气候分属青藏高寒和西南热带季风气候区，流域降水，除高山和青藏高原部分多降雪，大都以降雨为主，多年平均降水量250 mm～1400mm；径流以雨水补给为主，地表径流约占年径流量的75%～80%，地下径流约占20%～25%，还有少量冰雪融水补给；汛期水量占全年水量80%左右，枯季仅占20%左右；长江干流洪水具有峰高、量大，持续时间长的特点。
《2024年长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析》范文
《长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析》篇一一、引言长江流域作为中国最为重要的河流之一，其生态环境与水文状况对于国家发展及社会稳定具有重要意义。
随着全球气候变化的影响，长江流域的径流变化已经成为众多学者研究的热点。
为了更准确地预测和评估长江流域的径流变化，本文通过陆气耦合模拟技术对长江流域的水文循环和径流变化进行了深入研究。
二、陆气耦合模拟方法与技术陆气耦合模拟是指通过将大气模型与陆面过程模型进行耦合，以模拟地球系统的水文循环和气候变化的科学方法。
本文采用了先进的陆气耦合模型，包括气候模式、气象数据、植被分布、土壤类型、地形地貌等多方面的信息，对长江流域的陆面过程进行了详细的模拟。
三、长江流域的水文特征与径流变化长江流域的水文特征主要表现在其复杂的地理环境、丰富的水资源和多样的气候条件。
通过对长江流域的径流变化进行模拟分析，我们发现，随着全球气候的变化，长江流域的径流量呈现出明显的变化趋势。
在过去的几十年里，由于气候变化和人类活动的影响，长江流域的径流量呈现出逐年减少的趋势。
四、陆气耦合模拟结果分析通过陆气耦合模拟，我们发现在全球气候变化的背景下，长江流域的水文循环也发生了明显的变化。
其中，气温上升、降水分布不均和极端气候事件增多是导致长江流域径流变化的主要原因。
同时，人类活动如过度开发、水资源污染等也对长江流域的径流变化产生了重要影响。
五、径流变化的预测与应对策略根据陆气耦合模拟的结果，我们可以预测未来长江流域的径流变化趋势。
为了应对这一挑战，我们需要采取一系列措施，包括加强水资源管理、推进水生态文明建设、实施节水减排政策等。
同时，我们还需要加强对气候变化的研究和监测，以更好地适应气候变化带来的挑战。
六、结论本文通过对长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析，发现全球气候变化和人类活动对长江流域的径流变化产生了重要影响。
为了保护长江流域的生态环境和水资源，我们需要采取有效的措施来应对这一挑战。
未来，我们还需要继续深入研究气候变化对长江流域的影响，以更好地保护这一重要的生态屏障。
《2024年长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析》范文
《长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析》篇一一、引言长江流域作为中国最重要的河流之一，其水文循环和气候变化对区域生态环境和经济发展具有深远影响。
近年来，随着全球气候变化的加剧，长江流域的径流变化愈发受到关注。
因此，对长江流域的陆气耦合模拟及径流变化进行分析，对于理解其气候变化特征和制定应对策略具有重大意义。
二、长江流域陆气耦合模拟陆气耦合模拟是通过模拟地球系统中大气与陆面系统的相互作用来分析气候、天气以及气候变化的研究方法。
在长江流域的陆气耦合模拟中，我们需要综合考虑地形的复杂多样、气候的多样性和生态系统的脆弱性等因素。
首先，利用高分辨率的气候模型和陆面模型，对长江流域的气候特征进行模拟。
这些模型能够详细地描述地表的物理过程，如土壤湿度、植被覆盖、地表温度等。
通过模拟这些物理过程，我们可以更好地理解气候与陆地环境之间的相互作用。
其次，为了进一步研究气候与生态系统之间的关系，我们可以通过耦合生物地球化学模型来分析气候与生物圈的相互作用。
这包括植被生长、土壤碳氮循环等关键生态过程。
这些模拟结果表明，气候变化对长江流域的生态系统产生了显著影响。
三、长江流域径流变化分析径流变化是气候变化的重要表现之一，也是影响长江流域生态环境和经济发展的关键因素。
为了分析长江流域的径流变化，我们采用了多种方法和技术手段。
首先，我们收集了近几十年来长江流域的径流数据，并进行了时间序列分析。
通过对比不同时间段的径流数据，我们发现长江流域的径流量呈现出明显的变化趋势。
特别是在近年来，由于气候变化的影响，径流量呈现出减少的趋势。
其次，我们利用遥感技术和地理信息系统技术对长江流域的水文循环进行了空间分析。
通过分析地表覆盖、地形地貌等因素对水文循环的影响，我们发现这些因素对径流量的变化具有重要影响。
例如，植被覆盖的减少会导致地表径流量的增加，而地形地貌的变化则会影响降雨的分布和强度，从而影响径流量的变化。
四、结论与展望通过对长江流域的陆气耦合模拟及径流变化分析，我们得出以下结论：气候变化对长江流域的生态环境和经济发展产生了深远影响；地形的复杂多样、植被覆盖、土壤湿度等因素对水文循环和气候变化具有重要影响；近年来，由于气候变化的影响，长江流域的径流量呈现出减少的趋势。
四十年来长江流域气温、降水与径流变化趋势
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Adv. Clim. Change Res., 2005, 1 (2): 65-68
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长江流域径流时空分布及变化规律研究应用
长江流域径流时空分布及变化规律研究戴明龙张明波摘要:为了向长江流域综合规划修编工作提供基本水文支撑资料，根据长江重要干支流水文站实测资料，分析了长江流域降雨径流时空分布规律，长江流域径流深分布状况、干流重要控制站径流构成、年际变化及丰枯特性、年内分派特性等。
成果表白，长江流域年径流深地区别布及年内径流分派不均;支流径流年际变化大、干流变化小，常浮现持续丰水年和持续枯水年状况。
长江流域径流时空分布特性应在流域综合规划修编时予以注重。
核心词:径流；地区别布；年际变化；年内分派；长江流域中图法分类号：TV121 文献标志码：A文章编号：1001-4179()10-0088-04Research on temporal and spatial distribution law of runoff in Yangtze River BasinDAI Minglong，ZHANG MingboAbstract：In order to provide basic hydrological support data for comprehensive planning revision of Yangtze River Basin，based on the measured data of main hydrological stations of main stem and tributaries of Yangtze River，the temporal and spatial distribution laws of precipitation and runoff are analyzed．The main analysis contents contain the distribution condition of runoff depth in the basin，runoff composition of main hydrological stations of the main stem，inter-annual variation of runoff and its characteristics in flood season and dry season，and annual distribution of runoff．The analysis results show that the regional distributions of annual runoff depth and the annual runoff are uneven；the inter-annual variation of runoff in tributaries is lager，but smaller in main stem，and consecutive wet years or dry years occur frequently in tributaries．These temporal and spatial distributioncharacteristics of runoff should be considered in the comprehensive planning revision of Yangtze River Basin．Key words：runoff；regional distribution；inter-annual variation；annual distribution；Yangtze River Basin长江流域近年平均径流深为553 mm，重要由降雨补给，虽然河源地区有高山融雪、冰川径流补给，但所占比重很小。
对长江宜昌站月平均径流量突变的分析(
对长江宜昌站月平均径流量突变的分析（第15卷增刊湖泊科学 Vol. 15, Suppl 2003年12月 Journal of Lake Sciences Dec. , 2003,对长江宜昌站月平均径流量突变的分析1 2 1 江剑民谷湘潜游性恬(1:中国气象局培训中心～北京100081;2:中国气象科学研究院～北京100081) 提要本文简要叙述了一阶矩突变扫描式t检验和二阶矩突变扫描式 F检验算法，并应用于长江宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量的实测序列，划分出24个年际至十年际时间尺度的相对5级旱、涝时段及其变率特征，与有关长江上游洪水、干旱灾害的历史记载相吻合.关键词突变月径流宜昌水文站长江分类号 P332.3科学家们通常使用滑动平均或低通滤波算法来揭示时间序列的长期变化特征.然而,[1]Karl & Riebsame 应用经典的学生氏t检验分析了美国气温和降水量10-20年际的振荡.[2] [3] Yamamoto, et al.采用修改的t检验来检测“气候跃变”.Goossen & Berger 采用Mann-Kendall秩和检验来鉴别气候突变. 这些方法每次计算都只能检测一个突变点. 在[4]Foufoula-Georgiou& Kumar 编辑的《地球物理学中的小波分析》一书中，介绍了用小波变换来揭示大气湍流观测长时间序列中多次突变现象，以及分析两序列间突变相干性的方法.但是，小波变换不能给出判别突变点的统计显著性检验标准.[5]将小波变换技术移植到学生氏t检验和F检验上, 分别拓展成一阶矩突变扫描式t检[6，7] 验和二阶矩突变扫描式 F检验算法.这样既可使学生氏t检验和F检验具有检测长时间序列中不同时间尺度上多次突变的现象，又能给出判别突变点的统计显著性检验标准.用扫描式t检验来检测长江宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量的实测序列中不同时段相邻子序列之间平均值(一阶矩)的突变，从而划分出年际至十年际时间尺度的相对旱、涝期.又用扫描式F检验来检测该序列中不同时段相邻子序列之间均方差(二阶矩)的突变，从而划分出年际至十年际时间尺度上，长江宜昌水文站月平均径流量变化的相对稳定和不稳定阶段.然后综合上述扫描式t检验和扫描式 F检验的结果，概括得出24个相对稳定或不稳定的旱、涝期，与有关长江上游洪水、干旱灾害的历史记载相吻合. 1 方法1.1 扫描式t 检验定义一阶矩突变扫描式t检验的统计量t(n, j)，对于长序列中第j时间点前后两个相邻[6，7]子序列样本量(n)相等时，为下列算式:,国家重点基础研究发展规划项目(G1998040901)和国家自然科学基金项目( 40175027)联合资助.2003-06-26收稿;2003-11-21收到修改稿.江剑民,男，1939年生，教授, email: jmjiangjm@.132 湖泊科学 15卷12//2212, (1) tnjxxnss(,)()(),,,,，jjjj2121，,jn1j,111其中 ; ,xxi()xxi(),j1,,j2nijn,,n,ijj1jn1,，,112222 s,(())xix,s,(())xix,,,jj11jj22,1,1nnijnij,,,其中n表示两相邻子序列的长度,n=2, 3, ...，< N/2, 也可以选择适当的间隔.j是检测j=n+1, n+2, ..., N-n . t检验要求序列应是独立的和遵从正态分布的.在突变现象的参考点,实际应用中需加注意, 或者进行适当的处理.[8]这里，采用一种称作“Table-Look-Up测试” 来订正检验子序列的非独立性.该表是通过蒙托卡罗方法，按各子序列非独立程度下，一阶自相关系数与样本量大小计算得到的t检验统计显著性临界值.本文选用置信水平为95%的临界值作为显著性检验标准.为使图表直观, 分析方便, 再取比值:(2) t(n,j),t(n,j)/tr0.05作为一阶矩突变扫描式t检验的显著性指数. 显然, 当|t(n,j)| >1.0时, 可判断该突变是r通过了置信度为0.05的统计显著性标准的.其中t(n,j) < -1.0表示变化趋势为下降的突变r事件, t(n,j) >1.0代表上升的突变事件. r1.2 扫描式F检验类似地,定义二阶矩突变扫描式F检验的统计量F(n,j)，对于长序列中第j时间点前后r两个相邻子序列样本量(n)相等时，为下列算式:22 (S /S )/F, 当 S<S 时αj1j2j2j1F(n,j)= 0, 当S = S , 或S = 0, 或S = 0时 (3) rj2j1j1j222 (S/ S )/F, 当S > S 时αj2j1j2j1其中 S 和 S 的算法与上述 (1) 式相同，n =2, 3, ... <N/2, j =n+1,n+2,..., N-n. j1j2F是经过对子序列非独立性进行订正之后的有效自由度下，置信水平在95%上F检验的显α著性临界值.这样，F (n,j) < -1.0表示在置信水平95%上子序列均方差(二阶矩)显著减r小的，序列变得相对稳定;而 F (n,j) >1.0表示子序列均方差发生了显著增大的突变，序r列变为相对不稳定.这里的均方差表示子序列样本单元相对于该子序列平值的偏离程度. 2 对长江宜昌站月径流量突变的分析2.1 扫描式t 检验结果对长江宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量的实测序列，按照公式(1) 和(2) 进行计算，再将t(n，j)的输出结果绘成二维等值线图(图1a)，横坐标为时间，以年代r增刊江剑民等:对长江宜昌站月平均径流量突变的分析 133标记.纵坐标为子样本大小，即时间尺度，以月为单位和对数尺度标记.图1a中可见，在256个月以上的较长时间尺度上，1936年前后发生了显著减小的突变.即1936年之后的长期平均径流量与该年之前相比变小了.在256个月以下的时间尺度上，有12个正值中心和11个负值中心，分别表示径流量的突然增加或减少.例如，第一个正值中心(径流量突然增大)出现在1892年11月，64个月的时间尺度上.该中心极大值为0.982，接近1.0，只是由于绘图时分辨率的限制以及平滑处理的影响，未能绘出对应的等值线来.其它一些较小的中心，如1910年11月128个月时间尺度上的正值中心，1912年9月38个月时间尺度上的负值中心，1952年8月32个月时间尺度上的正值中心等处的情况均类似.随后的一个负值中心(径流量突然减小)很明显，是在1899年7月，45个月的时间尺度上，中心极小值为 -1.265.图 1 (a) 宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量序列的扫描式t检验结果的等值线图.(b) 各旱、涝时段的平均径流量(粗实线); 由13点构成的高斯滤波器处理过的低通滤波曲线(虚线);整个序列121年的平均径流量(点线)Fig. 1(a) Contours of the significant indices of the scanning t test at confidence 0.05 for the monthlyMean streamflow at Yichang section of Yantze River. (b) The episode-average streamflow (thick solid line);curve of the low-pass values with a 13-point scale Gaussian filter (dashed curve); average streamflow over totalseries of the Monthly mean streamflow at Yichang section of Yangtze River按照每个中心作为一个突变点，每两个相邻的中心划分为一个相对的旱、涝时段.再分别计算出每个时段的平均径流量，绘制成图1b.图中粗实线显示各突变点和各旱、涝时段的平均径流量，粗虚线是经由13个点构成的高斯滤波器处理过的低通滤波值，水平细点134 湖泊科学 15卷线表示整个序列121年的平均径流量.按各个旱、涝时段的平均径流量数值大小，可将粗实线显示的24个时段归属为如下5个等级:大旱(SD) < -0.54σ; -0.54σ?干旱(D) < -0.22σ; -0.22σ?正常(N) < 0.22σ; 0.22σ?洪涝(W) < 0.60σ和0.60σ<大涝(SW) 等级.表1中第一列列出了所有突变点的年代月份，第二列是相对应的5级旱、涝时段长度(月数) 和5级划分.第三列列出历史上记载有该时段内长江上游发生过洪涝或干旱灾害的年代[9-13]，以作为验证.例如，在1902年7月径流量突变增大后，至1906年7月的4年(48个[9-11] 月)期间，属大涝(SW)时段，记载有1904，1905年上游大洪水和1903年上游一般洪[11]水(F1904/05/03).1974年5月径流量增大后，至1977年7月的38个月期间，属正常(N)[10]时段，记载有1976年上游四川、陕西干旱(D1976).1977年7月径流量突变减小后，至[10] 时段，记载有1978年长江全流域包括上游大旱1979年9月的26个月期间，属大旱(SD)[10]和1979年上游四川、云南干旱(D1978/79).表 1 宜昌月径流量的突变点，5级旱涝时段和洪涝,干旱年代Tab. 1 Change points, episodes of the 5-grade wetness and years of flood or drought events突变点时段长度洪涝,干旱变点时段长度洪涝,干旱突(年.月) 5级旱涝年代 (年.月) 5级旱涝年代(1882.01) 130+, N,U F1892 40, W,N F1954 1952.08,80, W, N 63, SD,N F1896 D1959 1892.11, 1955.12,36, D, N 94, W,N D1900 F1966 1899.07, 1961.03,48, SW,U F1904/05/03 64, SD,N D1972 1902.07, 1969.01,52,38, N,U NO N,N D1976 1906.07, 1974.05,22, SW, N NO 26, SD,N D1978/79 1910.11, 1977.07,40, D,N NO 71, N,S F1981 1912.09, 1979.09,81, W,S F1917/21 36, D,N D1986 1916.01, 1985.08,86, D,N D1925 47, W,N F1991 1922.10, 1988.06,75, N,S F1931/34 69, D,N NO 1929.12, 1992.07,133, D,U D1945/41 57, N,U F1998/99 1936.03, 1998.04,35, SW,N F1947/48 (2002.12) 1947.04,29, D,N NO 1950.03,1) , 表示径流量增大的突变;, 表示径流量减小.2) 第2列的数字表示两个相邻突变点之间持续时段长度的月数.3) SD: 大旱;D: 干旱; N: 正常; W: 洪涝; SW: 大涝;. S: 稳定; U: 不稳定;N:常态.4) F19XX 表示该年长江上游洪涝;D19XX表示该年长江上游干旱.NO: 未发现旱涝记载.5) ( ): 圆括号内的年月表示序列资料始末年分.表1列出的24个旱、涝时段中，最短有22个月(1910年11月-1912年9月),最长达133个月(1936年3月-1947年4月), 平均为60.5个月(5a).1936年之前的10个时段中，只有3个干旱期并无大旱期.其后的14个时段中，却有3个大干旱期加4个干旱期，而且1950年3月以来未有过大涝期.由此也可见，近121a 里，后半段的平均径流量较前半段有所减小.增刊江剑民等:对长江宜昌站月平均径流量突变的分析 1352.2 扫描式F 检验结果图 2 (a) 宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量序列的扫描式F检验结果的等值线图.(b) 上方:各方差突变时段的均方根差(粗实线)和整个序列121a的均方根差(水平点线);下方: 宜昌月径流量原序列(细虚线)和各旱、涝时段的平均径流量(粗虚线).Fig .1(a) Contours of the significant indices of the scanning F test at confidence 0.05 for the monthly meanstreamflow at Yichang section of Yangtze River.(b) Upper panel: the episode-variance of the variance-episodes (thick solid line) and total variance over the whole series for 121 years; Lower panel: curve of the original series of the monthly streamflow at Yichang section of Yangtze River (dashed curve) and the epi-sode-average streamflow (thick solid line) as same as in Fig.1b对同一径流量实测序列，按照公式(3)进行计算，将F(n，j)的输出结果绘成二维等r值线图，如图2a所示，纵、横坐标与图1a相同.图2a中显示，|F(n，j)|< 0.75的等r22值线分布密集并且近呼平行.这是由于定义公式(3)计算的必然结果.因为 S /S 和-() j1j222S/ S 的绝对值都大于1.0，而F的数值一般为1.16 (当n=501时) 与 161.0 (当) 0.05(j2j1[5] n=2时)之间.其中当n?24时，F?2.0，就导致F(n，j)的输出值在 -0.50 与0.500.05r之间会出现不连续.图中 -0.75至0.75的等值线大多是用内插方法计算出来的.虽然这是本定义公式一大缺陷，但它并无碍于本文的分析.因为只需考查F(n，j)绝对值大于1.0r的极值中心，并不关心其绝对值小于1.0或0.5的结果.图2a中等值线分布的另一特点是136 湖泊科学 15卷 -0.5至0.5的等值线大多呈垂直状态，表明二阶矩(方差)的突变对于年际与十年时间尺度的变化不敏感.图2a中有10个负值中心和7个正值中心的绝对值大于1.0，分别表示径流量的方差(二阶矩)突然减小(突变为相对稳定)或增大(变为相对不稳定)的突变点.例如，第一个负值中心(方差突然减小)出现在1888年11月，64个月的时间尺度上，中心极小值为 -1.048.1902年8月是其后的第二个负值中心.随后明显是1905年1月于19个月时间尺度上的一个正值中心(方差增大)，中心极大值为 2.327.同样，计算所有相邻两突变点之间子序列的均方差，绘制成图2b(粗实线).一般来说，二阶矩突变点与一阶矩突变点不相同.与整个序列的均方差相比较，1888年11月之前，1905年8月至1909年5月间，1936时段的均方差较大.1902年7月至1905年6月至1938年11月间，及1997年7月之后等4个年8月间，1916年12月至1921年7月间，1928年10月至1936年6月间，1980年11月至1987年3月间，和1995年2月至1997年7月间等5个时段的均方差较小.为分析直观方便，图2b下方还给出了宜昌月径流量原序列(细虚线)和各旱、涝时段的平均径流量(粗虚线).综合粗虚线与粗实线的演变，可判断各旱、涝时段的方差大小，即变化的稳定程度，用小大写字母S 表示稳定，U表示不稳定，N表示常态-与总方差相近，标记在表1第2栏的最后一列.3 小结本文简要叙述了一阶矩突变扫描式t检验和二阶矩突变扫描式F检验算法.将扫描式t检验算法应用于对长江宜昌水文站1882-2002年间历年月平均径流量的实测序列进行一阶矩突变分析的结果表明，长江宜昌站1936年之后的多年平均径流量，与1936年之前相比较，有所减小.在年际与十年际时间尺度上，可划分出24个旱、涝时段.各时段的长度在22个月与133个月之间，平均为60.5个月(5a).按各时段的平均径流量大小，又可划分为5种旱、涝等级.将扫描式F检验算法应用于对同一序列进行二阶矩突变分析的结果表明，长江宜昌站月径流量的均方差(变率)，在1888年11月之前，1936年6月至1938年11月间，及1997年7月之后等3个时段明显较大，其间长江上游旱、涝灾害兼有.1902年7月至1905年8月间，1980年11月至1987年3月间，和1995年2月至1997年7月间等3个时段的变率明显较小.综合两种算法的应用结果，划分出24个5级旱、涝时段及其变率特征，归纳在表1中.表中第3栏还列出了历史记载该时段里上游旱、涝灾害的年代.最近时段1998年4月以来属正常偏涝的时期.参考文献1 Karl T R, Riebsame W E. The identification of 10- to 20-year temperature and precipitation fluctuations in the contiguous Unit- ed States. J Clim Appl Meteoro, 1984, 23: 950-9662 Yamamoto R, Iwashima T, Sanga N K, et al. An analysis of climate jump. J Meteorol Jpn, 1986, 64: 273-2813 Goossens C, Berger A. How to recognize an abrupt climatic change? In :Berger W H, ed.Mathematical and Physical Sciences.Vol. 216, D Reidel, Dordrecht, 1987: 31-46 4 Foufoula-Georgiou E, Kumar P, Eds. Wavelets in Geophysics. San Diego: Academic Press, 1994 增刊江剑民等:对长江宜昌站月平均径流量突变的分析 1375 中国科学院数学研究所概率统计室编. 常用数理统计表. 北京: 科学出版社，1974:7-13, 105-1106 江剑民，K Fraedrich，邹耀仁. 多尺度突变现象的扫描式t检验方法及其相干性分析.地球物理学报，2001，44(1):31-397 Jiang J, Mendelssohn R, Schwing F, et al. Coherency detection of Multiscale abrupt changes in historic Nile flood levels. Geo- phys Res Lett, 2002,29(8): 1121-11248 Storch H V, Zwiers F. Statistical Analysis in Climate Research. 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The scanning F test detects multis-cale abrupt changes in the second moment (subsample variance), i.e. the differences of subsample variances (or standard deviations) between two adjoined sub-samples in a long time series.An application of these two algorithms to monthly Streamflow observations at Yichang section of the Chang-jiang River (Yangtze River) was carried out for the period from January 1882 to December 2002. Based on the scanning t test, 12 change points at which the Streamflowabruptly increases, and 11 change points with decrease of the Streamflow were detected. Then, twenty-four episodes of wetness were partitioned in 5 grades on interannual to decadal time-scales, according to the average level of streamflow over each episode. Based on the scanning F test, 10 change points, at which the sub-sample variance reduces (becomes steady), and 7 change points toward larger sub-sample variances were detected. By combining with the results from the scanning t test, each of the twenty four wetness episodes was characterized as steady (with small variance) or unsteady (with large variance), and listed in Tab.1.It is confirmed that each of the twenty-four wetness episodes coincides well with historical records of floods or droughts in the upper reaches of Changjiang River. Tab.1 summarizes the main results in this work. Keywords: Abruption, monthly streamflow, Yichang hydrological station, Yangtze River。
长江口近期来沙量变化及其对河势的影响分析
长江口近期来沙量变化及其对河势的影响分析李保;付桂;杜亚南【摘要】长江来水来沙变化影响因素众多,除自然因素外,人类活动对河流水沙运动影响越来越显著.作为长江流域的终端,长江口地区既受自然因素影响,同时也显著地受到流域人类活动的影响.采用Mann-Kendall法分析大通站近几十年的泥沙监测资料,结果表明:近几十年来,大通站的年均输沙量一直呈下降趋势,2003年大通站的年均输沙量出现显著下降.长江口来沙量减少主要是由于流域来沙量的显著减少,与水库工程拦沙、长江上游水土保持工程、人工采沙及中游河道泥沙淤积等因素有关.长江口来沙量减少对南支及口外三角洲影响相对明显,均表现为冲刷特征,对此长江口综合治理相关部门应当充分给予重视.【期刊名称】《水运工程》【年(卷),期】2012(000)007【总页数】6页(P129-134)【关键词】长江口;大通;输沙量;河势变化【作者】李保;付桂;杜亚南【作者单位】长江水利委员会水文局长江口水文水资源勘测局,上海 200136;交通运输部长江口航道管理局,上海 200003;长江水利委员会水文局长江口水文水资源勘测局,上海 200136【正文语种】中文【中图分类】TV148长江河口是江海相互作用的复杂综合体，径流和潮流相互消长非常明显，呈多级分汊格局。
多年来除了自然因素的影响外，人类活动也以多种方式影响着河口的环境。
1988年，鉴于长江上游水土流失的严重性及三峡工程建设的需要，国务院批准将长江上游列为国家水土保持重点防治区，并于1989年开始分期实施以小流域为单元的水土流失综合防治工程。
新中国成立60年来，国家在长江流域建成的各类水利工程数量远远超过之前2 000多年的总和，基本形成全流域水资源的综合利用体系，这其中包括三峡工程等一大批综合利用水利枢纽。
长江上游梯级电站开发、水土保持与南水北调工程的的逐步建设，各关键河段的河势控制工程、沿江引水工程等，均会对来水来沙的时空分布产生影响。
长江中下游河道演变趋势及对策_潘庆
藕池 口至城陵矶 段又称下 荆江 ,属 典型的蜿 蜒河型 ,自然 条件下 河道演变 的特点是凹 岸崩坍、凸岸边滩 淤长 ,并可能发 生撇弯切滩或自然裁弯。 1967年以来中 洲子、上车湾人工裁弯 和沙滩子自然裁弯后 ,在金鱼沟至荆江门裁弯段实施河势控制 工程 ,总体河 势已初步稳 定 ,河 床演变主要 表现为河 床年内和 年际冲淤变化 ,有江心洲的弯道主支汊的兴衰交替。 其余河段 自然演变仍较剧烈。
随着堤防的修建 ,人们为保护堤防免受河岸崩坍的威胁而 修建护岸工程。 从一个河段总体来看 ,护岸工程能够起到调整 和控制河势的作用。 因此 ,按照河势控制规划方案实施护岸工 程 ,对河段的河道演变不致产生不良作用。 40多年的护岸工程 实践表明 ,下列几种情况必须力求避 免: ① 护岸 工程实施前未 制定全河段的河势控制规划 ,仅从局部岸段的防守而实施护岸 工程 ,形成河势不顺的被动局面。 例如上荆江公安河弯的杨家 场护岸 工程 ,实施过早 ,未能尽 量改善公安 河弯与郝 穴河弯之 间的 过渡段过短、荆江大堤迎 流顶冲的状 态 (图 2); ② 虽有全 河段的 河势控制 规划 ,但 由于各种 原因 ,未 能掌握在 有利时机 实施 ,造成河势不顺的局面。 例如沙滩子自然裁弯下游金鱼沟 至调关段 ,造成现今两个弯道紧接 ,调关一矶过于 突出 ,冲刷剧 烈 ;③ 护岸工程建筑物对 局部河段河床演变有一定影响。例如 已往较多采用的矶头 (短丁坝 )护岸建筑物 ,形成较大局部冲刷 坑 ,对船舶航行安全也有不利影响。 目前长江中下游护岸工程 均改用平顺护岸形式。 2. 3 裁弯工程
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文章编号:100428227(2005)0520589206长江流域径流趋势变化及突变分析秦年秀1,2,姜 彤1,许崇育3(1.中国科学院南京地理与湖泊研究所,江苏南京210008;2.中国科学院研究生院,北京100039;3.Department of Earth Sciences ,Upp sala University ,Villavagen 16,S 275236Upp sala ,Sweden )摘 要:选取长江流域重要控制站宜昌、汉口和大通站,分别应用1882～2000年、1870～2000年和1950～2000年的月平均流量资料,对年代际、月径流、季节性径流的变化以及径流的变化趋势及突变进行了分析研究,并使用非参数Mann 2Kendall 法来检验径流的趋势变化。
趋势分析表明,20世纪90年代长江流域径流呈微弱增加趋势,但不显著且地区分布不均,中上游减少,下游增加;而季节性夏季和冬季径流增加趋势明显,尤其是7月和1月径流增加最突出;更重要的是90年代汛期径流也呈现出增加趋势,汛期径流的增加在一定程度上加大了洪灾发生的可能性,这可能是导致洪灾频繁的原因之一。
突变分析指出,宜昌和汉口站从1926年开始径流经历了一个明显减少的变化,这与20世纪20年代初,北半球突然变暖,长江上游地区呈现降温、降水减少趋势一致。
关键词:长江;径流趋势分析;突变分析;1990s 文献标识码:A 长江流域是我国经济最发达的地区之一,同时也是我国洪涝灾害最为严重的地区。
全球变暖,降水增加,近年来长江流域洪涝灾害频繁发生,造成的经济损失越发严重,已严重制约和影响了本区域经济和社会的可持续发展。
20世纪90年代是近千年来最温暖的10年,也是我国洪涝灾害高发的10年。
20世纪11次大洪水中90年代就有5次。
因此从各方面研究长江流域洪水形成的机制,分析长江流域径流的变化趋势,预测未来可能出现的大洪水,为长江洪水风险管理提供决策方案已显得尤为重要。
近年来长江大洪水高频发生,除湖泊围垦造成蓄洪功能减弱等因素外,与全球变暖,降水增加有很大关系,尤其是大降水事件增多。
20世纪90年代长江流域降水极端事件发生的频率和强度都在增加[1],1960～2001年长江流域在较大范围内年暴雨日数和暴雨量也都呈增加趋势,夏季暴雨日数和暴雨量呈增加趋势的站点明显增多[1,2]。
全球变暖,区域气候改变,势必导致降水及其分布发生变化,也必然引起流域水资源分配及其径流发生变化。
本文目的是通过对能够代表整个长江的宜昌、汉口、大通水文站的径流资料进行分析研究,以便揭示近百年来长江流域径流量的变化及其演变趋势。
1 研究数据及方法本文选取由长江水利委员会水文局提供的能代表长江上、中、下游的宜昌(1882～2000年)、汉口(1870～2000年)、大通(1950～2000年)水文站的径流资料。
其中宜昌水文站位于长江三峡的东部出口,完整地控制了长江上游100.6×104km 2的广大地区;汉口水文站位于长江中游,控制流域面积148.8×104km 2,流域内除了长江上游地区外,主要包括了洞庭湖和汉水流域;大通站控制流域面积170.548×104km 2,控制了长江流域94.7%的流域面积,流域面积较宜昌站大63.4%。
(参照图1)。
主要采用非参数Mann 2Kendall (以下简称M 2K 法)趋势分析及突变检验法、线性趋势分析法以及滑动t 检验法来检测径流的突变。
M 2K 法是用来评估气候要素时间序列趋势的检验方法,以适用范围广、人为性少、定量化程度高而著称,其检验统计量公式是:收稿日期:2004209206;修回日期:2004210222基金项目:国家自然科学基金项目(历史时期长江中下游平原旱涝序列时空格局与风险评价No.40271112)、中国科学院知识创新工程重要方向项目(长江中下游洪水孕灾环境变化、致灾机理与减灾对策,KZCX32SW 2331).作者简介:秦年秀(1976～ ),女,广西省桂林人,硕士研究生,主要研究方向为洪水风险分析.第14卷第5期2005年9月 长江流域资源与环境Resources and Environment in t he Yangtze Basin Vol.14No.5Sep.2005图1 宜昌、汉口和大通站位置Fig.1 Location of Yychang ,Hankou and Datong StationS =∑n i =2∑i 21j =1sign (X i-X j ) 其中,sign ()为符号函数。
当X i -X j 小于、等于或大于零时,sign (X i 2X j )分别为-1、0或1;M -K 统计量公式S 大于、等于、小于零时分别为:Z =(S -1)/n (n -1)(2n +5)/18S >00S =0(S +1)/n (n -1)(2n +5)/18S <0 Z 为正值表示增加趋势,负值表示减少趋势。
Z 的绝对值在大于等于1.28、1.64、2.32时表示分别通过了信度90%、95%、99%显著性检验。
当用M -K 法来检测径流的突变时,其统计量为:设有一时间序列如下:x 1,x 2,x 3……x n ,构造一秩序列m i ,m i 表示x i >x j (1≤j ≤i )的样本累积数。
定义d k : d k =∑kim i (2≤k ≤N ) d k 均值以及方差定义如下: E[d k ]=k (k -1)4 Var [d k ]=k (k -1)(2K +5)72 (2≤k ≤N )在时间序列随机独立假定下,定义统计量: U F k =d k -E[d k ]var[d k ] (k =1,2,3,……,n ) 这里U F k 为标准正态分布,给定一显著性水平a 0,查正态分布表得到临界值t 0,当U F k >t 0,表明序列存在一个明显的增长或减少趋势,所有U F k 将组成一条曲线C 1,通过信度检验可知其是否具有趋势。
把此方法引用到反序列中,再重复上述计算过程,并使计算值乘以-1,得出UB k 。
UB k 在图中表示为C 2,当曲线C 1超过信度线,即表示存在明显的变化趋势时,若C 1和C 2的交点位于信度线之间,则此点可能就是突变点的开始。
但由于M -K 法检测的局限性,因此本文再配以滑动t 检验法来检验径流的突变。
M -T 检验中,定义一统计量为: t =( X 1- X 2)/S p 1/n 1+1/n 2 S 2p =[(n 1-1)S 21+(n 2-1)S 22]/(n 1+n 2-2) 这里S 2p 是联合样本方差,给出信度a ,得到临界值t a ,当t >t a ,说明序列存在显著性差异。
2 径流趋势分析2.1 年代际径流变化趋势近百年来长江流域上、中、下游径流表现出不同的趋势变化(图2)。
其中折线为年平均径流趋势变化线,直线为添加趋势线。
上游宜昌站和中游汉口站径流都呈减少的趋势变化,平均每100年分别减少918m 3/s 、1108m 3/s 。
下游大通站径流则呈增加趋势,且增加量大于中上游径流的减少量,平均每100年径流增加1707m 3/s 。
再对宜昌站和汉口站1950～2000年以来径流时间序列进行分析,得出两站径流仍呈减少趋势,平均每100年分别减少732m 3/s 、549m3/s ,表明20世纪50年代以来减少趋势减弱,尤其是中游汉口站。
因此,总的来说近百年来长江流域年径流成微弱增加趋势,但地区分布不均匀,这与文献[4]分析的结果一致。
不过总的变化量都不大,因此不能从总径流量变化来分析长江流域20世纪90年代洪涝灾害的频繁发生,只能从汛期月径流量的变化来说明。
基于以上分析,预测21世纪后长江流域上游径流仍处于减少的过程中,而中、下游径流则处在增加的年代。
中、下游径流的增加主要是由中游洞庭湖水系和鄱阳湖水系降水增加所致[1],下游径流的增加可能会在一定程度上削弱南水北调以及海水入侵对生态环境的影响。
图2 宜昌、汉口、大通站多年平均径流变化Fig.2 Variation of Annual Discharge of Y ichang ,Hankou and Datong Station2.2 20世纪90年代径流变化趋势20世纪90年代是我国长江流域洪涝灾害最频095 长江流域资源与环境 第14卷 繁的10年,表2给出了宜昌、汉口和大通站90年代平均径流与以前年代平均径流的比较。
明显看出,从上游往下游,90年代径流增加的比重逐渐增大。
与90年代相比,上游宜昌站90年代径流呈减少趋势变化,不过减少量并不大,在5%以内。
上游宜昌站径流的减少可能主要由于降水减少所致[1];中游汉口站径流,只有60年代稍微大于90年代外,其他各年代平均径流都比90年代小,但90年代增加并不显著;而下游大通站90年代径流与其他年代相比,大于所有以前年代平均径流,增幅在5%～9%之间。
可见90年代长江流域径流组成发生了一些变化,表现在上游来水减少,中下游来水增加,尤其是下游。
这可能主要是洞庭湖流域、汉江流域以及下游的鄱阳湖流域来水组成变化的缘故。
但总的来说变化幅度不大,说明90年代长江流域总径流量变化并不明显,也同样说明不能从总径流量变化来解释90年代长江流域洪灾的频繁发生。
这可能需要从汛期极端降水事件方面来找原因。
表1 长江流域90年代平均径流与其他年代比较Tab.1 Comparison of the1990s Monthly Mean Discharge with Previous Decades in the Yangtze Basin多年平均径流(m3/s)宜昌汉口大通汛期(5～9月)径流(m3/s)宜昌汉口大通1990s平均径流(m3/s)1360623020303761990s汛期径流(m3/s)111871175610224628 1990s21870s-2411990s21870s31001990s21880s-15361990s21880s-23201990s21890s-1260-11361990s21890s-9147-6081990s21900s-7255201990s21900s-2444141701990s21910s-931-6761990s21910s-330433601990s21920s-904901990s21920s-80934501990s21930s-758-17231990s21930s-4718-71601990s21940s-5416061990s21940s-4110134101990s21950s-380-2127681990s21950s-4047-5906348 1990s21960s-69838727021990s21960s-3854544021668 1990s21970s521183534931990s21970s60141463025678 1990s21980s-48817120651990s21980s-38053850219482.3 汛期(5～9月)径流变化趋势20世纪90年代汛期径流中、下游都呈增加趋势(表2),但增加程度有所不同。