密云水库入库流量时间序列分析
水库调度数据分析报告(3篇)
第1篇一、报告概述水库调度是水资源管理的重要组成部分，对于保障水库安全、优化水资源配置、提高水库综合利用效益具有重要意义。
本报告通过对某水库调度数据的分析，旨在揭示水库调度工作的现状、问题及改进方向，为水库调度决策提供科学依据。
二、数据来源与处理1. 数据来源本报告所采用的数据来源于某水库2008年至2022年的调度记录，包括入库流量、出库流量、蓄水量、水位、发电量、灌溉面积等指标。
2. 数据处理（1）数据清洗：对原始数据进行检查，剔除异常值和缺失值。
（2）数据转换：将入库流量、出库流量等指标转换为日均值，便于后续分析。
（3）数据统计：对处理后的数据进行统计分析，包括平均值、标准差、最大值、最小值等。
三、水库调度现状分析1. 入库流量分析（1）总体趋势：从2008年至2022年，入库流量呈逐年上升趋势，其中2012年至2014年增长较快。
（2）季节性分析：入库流量具有明显的季节性变化，春季和秋季为入库高峰期，夏季和冬季为入库低谷期。
2. 出库流量分析（1）总体趋势：出库流量在2012年至2014年期间达到峰值，随后逐年下降。
（2）季节性分析：出库流量与入库流量相似，具有明显的季节性变化，春季和秋季为出库高峰期，夏季和冬季为出库低谷期。
3. 蓄水量分析（1）总体趋势：蓄水量在2012年至2014年期间达到峰值，随后逐年下降。
（2）季节性分析：蓄水量与入库流量和出库流量相似，具有明显的季节性变化。
4. 水位分析（1）总体趋势：水位在2012年至2014年期间达到峰值，随后逐年下降。
（2）季节性分析：水位与入库流量和出库流量相似，具有明显的季节性变化。
5. 发电量分析（1）总体趋势：发电量在2012年至2014年期间达到峰值，随后逐年下降。
（2）季节性分析：发电量与入库流量和出库流量相似，具有明显的季节性变化。
6. 灌溉面积分析（1）总体趋势：灌溉面积在2012年至2014年期间达到峰值，随后逐年下降。
北京水资源状况及用水结构分析
北京属暖温带半湿润的大陆性气候 , 多 年平均降水量为 600 毫米 。北京大部分地区 降水年相对变率大于 20 %, 降水多集中在 7 、 8 两个月 , 有着 连旱连涝和春季十年九旱的 特点 。
北京的水资源包括地表水和地下水两部
分 , 地表水又分为自产水和入境水 , 各有不同 的特点 。
图 1 1955 —1997 年官厅 、密云水库来水量
— 40 —
河 、大清河四大水系 , 多年平均 17.72 亿立方 米 , 其中大清河为过境水 , 实际可利用的入境 水 90 %来自潮白河和永定河 , 取自密云 、官 厅两大水库 。 由于官厅水库上游经济发展 , 用水量增多 , 入库水量已从 50 年代的 19 亿 立方米锐减至 90 年代的 4 亿立方米 。 密云 水库的入库水量也从 70 年代的 12 亿立方米 下降到 90 年代的 8 亿立方米(如图 1)。 随 着两水库 上游的经济发 展和自然环 境的恶
二 、北京的水资源供需 现状与用水结构分析
1.需求总量 1979 至 1997 年北京水资源利用情况如
表 3 所示 。从表上可以看出 :近 20 年间北京 每年总用水量在 40 至 46 亿立方米之间 , 近 5 年在逐渐减少 , 近两年锐减至 41 亿立方米 以下 。
表 3 1979～ 1997 年 北京用水情况 单位 :亿立方米
10.23
1997
40.26
18.12 11.00
11.14
资料来源 :历年《水资源公报》
北京水资源状况及用水结构分 析
工业用水逐年减少的原因一方面是城市产业
据资料分析 , 北京地区平水年的当地可 结构调整 , 减少了一些高耗能耗水的工业项
密云水库垂向水温模型研究
密云水库垂向水温模型研究陈永灿张宝旭李玉梁(清华大学水利水电系)摘要本文根据密云水库自身的特点，采用垂向一维水温模型对密云水库水温进行预测.模型中充分考虑水面热交换、入流、出流、热扩散、热对流等影响因素，利用1991年实测资料对模型参数Dz、η进行校定，根据校定的水质模型对1992年的水温进行预测，得出全年水温随水深分层变化并得到相应实测分层资料的良好验证.此模型可作为库区其它水质参数分析预测的基础.关键词水库，水温模型，水质参数密云水库位于北京的东北方向，是一个山谷型的半封闭型的水库，全库最大蓄水量43.75亿m3，相应水面面积188km2，最大水深43.5m，有明显的热分层现象.水库热分层现象是水库水质模型的重要特征之一.大多数水库都有热分层现象，只是有强有弱.根据水库水温分层情况的强弱，可分三种类型，即：1、混合型，2、稳定分层型，3、介于两者之间的过渡型.稳定分层型分层情况最强，而混合型分层情况最差.判断水库水温分层类型一般采用α指标法［1］：α=入库总库容/总库容当α＜10时，为稳定分层型；当α＞20时，为完全混合型.此处可用α指标法判断密云水库的分层状况.已知密云水库1991年入库总流量为8.3499亿m3，总库容为25.0亿m3，计算得：α=8.3499/25.0=0.334<10由此可知，密云水库属于稳定的分层型水库.除用α指标法外，还可利用实测资料对密云水库的分层情况进行判断.密云水库管理处1991年、1992年对密云水库部分月份进行了温度分层的观测，这些资料基本上反映了水库水温的分布特性.就整个水库而言，水温的变化主要反映在垂向，尤其在夏季可达10℃以上，而水平向水温相差不大.可以认为，密云水库库区水温主要随时间和深度变化.因此可选择垂向一维水温模型对水库水温进行预测.利用数学模型来研究水库水温分层是60年代末从美国开始的.美国水资源工程公司(WRE,Inc)的Orlob和Selna及MIT的Huber和Harlemen分别独立地提出了WRE模型和MIT模型［1，2］，实现了水库的垂向温度分层模拟.这两种模型都得到过实测资料的良好验证，现在应用仍很广泛.在我国，水库水温模型正处于发展阶段.工程中大多采用经验公式法，这种方法虽具有简单实用的优点，但不能反映短时段的变化，并缺乏理论依据.本文将利用垂向一维模型对密云水库水温进行预测.1 密云水库水温数学模型1.1 模型的建立垂向一维模型的基本思想是把水体划分为如图1所示的一系列水平薄层，忽略水平薄层中的温度变化，假设热交换只沿垂向进行，水平面温度均匀分布，可对水平薄层写出其质量和能量守恒方程.1.1.1 质量守恒方程在水体中任取一单元，其质量守恒方程可表示为：=Qv,j-1 - Qv,j + Qi,j-1 - Q0,j + Qa (1)式中Vj为第j层的体积，除表层外其它各层的Qa为表面降雨及蒸发的净值，除表层外其它各层Qa=0；Qv,j及Qv,j-1为第j层及第j-1层的垂向流量；Qi,j及Q0,j为第j层水平向的进流和出流流量.1.1.2 热平衡方程对水体内各单元，其热平衡必须考虑水平向进、出流的热量，垂向移流的热量和离散的热量，太阳短波辐射热量以及由这些因素引起的单元体内热量的变化.对第j单元其平衡方程为：(2)图1水库垂向分层示意图式中Cp为比热；ρ为密度；Hsz=Hs*e-ηz是水深z处的太阳短波辐射热量.η为短波在水中的衰减系数，一般为0.1m-1到0.2m-2之间；A为垂向的过流面积；Dz为垂向混合系数.式(2)适用于除表面单元外的其他单元，即J＜N的各层.对J=N的表面单元要考虑水面交换的问题，式中的太阳短波辐射项需用水面热交换量与单元N底部的太阳短波辐射热量之差来代替.即表层应按下式计算：(3)1.2 密云水库水面热交换热通量的计算要得出水库的水温结构，必须先计算水面热交换热通量.一般来说，水面热交换包括辐射、蒸发、传导三个方面，具体地，通过水面而进入水体的热通量φm为：φn=φsn+φan-φbr-φe-φc (4)式中φsn——太阳短波辐射与水面对短波辐射的反射；φan——大气长波辐射及水面对长波的反射；φbr——水体的长波返回辐射；φe——净蒸发；φc——热传导.(1)太阳短波辐射与水面对短波辐射的反射φsnφsn一般可引用现场或邻近主要气象台站所测得的太阳辐射量值，扣除水面反射部分后求得.φsn=φs*(1-γs)，(5)式中：φs总辐射量；γs代表反射率，参考其它水库［6，7］，密云水库取0.1.日照总辐射φsn经过水面反射后，部分进入水库水体，其中一半左右在水面被吸收，剩余部分按指数衰减进入水体深处.计算公式如下：φy=(1-B)*φsn*exp(-η*z)式中：B为水面吸收率，参照其它水库，密云水库取B=0.5；η为衰减系数.(2)大气长波辐射及水面对长波的反射φanφan值须根据气温及云量观测间接计算，公式为：φsn=(1-γa)*ζ*εa*(273+Ta)4 (w/m2) (6)式中Ta是水面以上2m处的气温，单位为℃；γa为长波反射率，取0.03；ζ是Stefan-Boltzman常数，为5.67×10-8W/m2*K4；εa是大气的发射率，它和温度有密切关系.晴天的大气发射率εac可用Idso及Jackson公式算出：εac=1-0.261*exp(-0.74×10-4Ta2);多云天的大气发射率，可用Bolz公式算出：εa=εac*(1+KC2)，式中C是云层覆盖比例.K是云层高度确定的，美国田纳西工程管理局推荐其平均值0.17.(3)水体的长波返回辐射φbr水体吸收的大气长波辐射能量会向大气进行返回辐射，是水体热损失的很重要的一部分.当把水体作为绝对黑体看待时，φbr可由Stefan-Boltzman四次方定律来计算：φbr=ζ*εw*(273+Ts)4 (7)式中Ts为水面温度，单位为℃；εw为水面的长波发射率，它是一个常数.由于水体并非绝对黑体，εw略小于1为0.97.(4)水面净蒸发热通量φe估算蒸发的方法很多，其中大多数是经验性的.蒸发的热转换公式通常为：φe=f(w)(es-ea) (W/m2) (8)式中es为相应于水面温度Ts紧靠水面的空气的饱和蒸发压力：es=exp［20.85-5278/(Ts+273.3)］(mmHg)ea为水面上空气的蒸气压力，单位mmHg.f(w)为用风速表示的风函数.一般来说风函数包括了自由对流及强迫对流两者对蒸发的影响.可按下式计算风函数：f(w)=9.2+0.46W2z (W/m2*mmHg)式中Wz为水面以上10m的风速，单位为m/s.(5)热传导通量φc当气温不等于水温时，水汽交界面上会通过传导进行热交换，热传导率正比于两种介质之间的温度差.类比于蒸发热损失计算式，有：φc=0.47f(w)*(Ts-Ta) (W/m2) (9)现将密云水库91年、92年各种热交换数值列入表2中：表2密云水库水面热交换计算(W/m2)19911月2月3月4月5月6月7月8月9月10月11月12月年φsn 95.94 126.1 168.4 199.9 236.6 234.4 197.8 184.7 172.2 135.1 97.9 83.5 φan 212.8 220.5 243.2 276.7 306.6 325.1 333.8 327.0 303.4 273.8 241.8 218.9 φbr 305.5 305.5 328.5 338.1 370.6 426.2 445.5 435.5 442.5 402.6 368.0 305.5 φe 41.36 34.90 43.92 31.85 37.65 100.1 77.2 55.83 150.1 106.2 89.02 33.57 φc 28.29 13.57 3.69 -40.5 -39.52 -2.686 4.88 3.32 35.2 35.86 50.12 15.8919921月2月3月4月5月6月7月8月9月10月11月12月年φsn 95.94 126.1 168.4 199.9 236.6 234.4 197.8 184.7 172.2 135.1 97.9 83.5 φan 212.8 220.5 243.2 276.7 306.6 325.1 333.8 327.0 303.4 273.8 241.8 218.9 φbr 315.5 311.8 321.0 340.0 371.6 399.8 439.6 439.6 439.6 399.8 357.8 333.3 φe 51.30 40.94 34.98 34.70 39.57 38.33 61.60 66.03 142.0 100.0 72.90 62.47 φc 41.53 21.83 -6.14 -37.9 -38.4 -27.0 0 6.65 32.66 33.18 38.99 49.94 由表2可以看出，φan、φbr量值较大，φsn次之.所以大气长波辐射及水体返回辐射对水库的水温值有较大的影响，另外由于日照辐射将有一部分按指数衰减规律进入水体深处，所以它对于水库水温结构有很大影响.1.3 水库入流、出流流速场的计算对于入流、出流的流速分布，因缺少实测资料，以往的研究均假定为高斯分布.据介绍，日本在水库中的观测表明，库内的流向与流速分布极不规则，取绝对平均后，近似于均匀分布［4］.当入流水温低于水体表层水温时，入流下沉进入水温相等的层面而形成入流层.如图2所示.图2水库入流、出流模拟入流层厚度为：(10)式中q1为入库单宽流量:q1=Qin/Bi,Qin——入库流量,Bi——入水口宽度,入水口中心线高程处密度梯度当水库有多条河流入流时，按上述方法逐个计算，然后叠加.由于水温(密度)分层的影响，出库水流只在水库中一定厚度的范围内流动.出库流动层的中心高程为出水口中心高程.对于出水层厚度δ0：(11)式中q1为出库单宽流量:q0=Qout/B0,Qout——出水流量,B0——出水口宽度,出水口中心线高程处密度梯度当水库有多个出口时，按上述方法逐个计算，然后叠加.1.4 垂向混合系数的确定垂向混合系数包括垂向紊动扩散和用垂向一维平均化的方法来描述物质运动引起的离散.垂向混合系数Dz是随时间、地点而变的，在进行温度计算前必须确定.据文献［7］，可根据密云水库的风速及水深，采用下式计算Dz：D=Az×10-4+5×10-4*W*e-0.46y (12)式中：W——水面10m以上风速(m/s),y——水面以下深度(m),Az——待定系数.1.5 热对流水体表面热通量为正值时，表层处于升温状况，水温较以下各层为高，密度分层稳定.反之，在降温状况，表层水温则可能低于以下各层，形成不稳定状态，这时上下层发生热对流直到不稳定状态消失为止.图3水体热对流模拟水温分布示意图模型在各个时段完在前述计算之后，即应对所得温度分布进行检验.如发现存在不稳定状态，假设即刻发生热对流，将上层冷水与下层热水均匀掺混.计算时，沿深度向下逐层掺匀，直至掺匀后温度与该层原温度相等处为止.(13)热对流模拟完成后，所得水温分布即作为该时段末水温值.以此为根据，再进行下一时段的计算.1.6边界条件的处理要求解此水温一维模型方程，必须先定出边界条件.水面边界条件已由方程(4)给出.定库底边界条件时，认为库底是绝热的，得：Zb为库底高程.2 模型校定利用密云水库1991年5、6、7、9、10月的实测分层资料对模型进行校定，主要确定衰减系数η、垂向扩散系数Dz的大小.图4为有实测分层资料5、6、7、9、10各月计算值与实测点比较图.从模拟结果可以看出，该模型能正确模拟出水库水温一年四季的变化过程，并得到水库水温明显分层现象.图41991年实测点与计算点比较图模拟结果表明，Dz在7、8、9月取值较大，此时给定系数A取值为0.2，其余月份Az取值为0，主要原因是密云水库每年在7、8、9三月有较大洪水，使得入库流量增加，增加了库水的掺混.η主要是由水体的色度和浊度决定的.η的取值也是在秋季较大，此时取η为1.0m-1，其余月份η取0.6～0.8m-1.主要是因为入库的洪水带进很多污染物，使水质变差，加快了太阳辐射的衰减.3 模型验证衰减系数η、垂向扩散系数Dz等模型参数确定后，密云水库垂向一维水温模型即可用于水温的分析与预测.以1991年12月为初值，从1992年1月算至1992年12月，对密云水库1992年的水温进行了预测，逐月水温变化情况如图5所示.图6为模拟结果与实测结果的对比，可以看出两者相当接近，反映了模型的良好的预测性能.图51992年水温计算图由图5可以看出，计算结果反映了密云水库一年的水温随水深及季节的变化过程.在北京地区一月份，水库由于前期上下对流、混合，水库的水温基本上是均匀的.这时气温已低于0℃.随着热辐射值也减少，入库热量很小；表层水被冷却的同时，入库水也降低到4℃以下，入库水与库面水掺混，使水温呈逆温分布，这种情况持续到3月.入春后，日照增强，气温转热，库表吸收的辐射热大大增加，同时由于入库水量增加，水库有一个短暂的均温状态.到了5月，由于辐射热与气温继续增加，库表吸收大量热量，使库表水温迅速升高而与气温相近.而水库的深层水体由于水的透光性差，传热难，温升较慢，只能靠与上层水的热传导和水库的放水来增加温度.对于深层水来说，表层水温高，密度小，不会沉入水底与该处低温水掺混，这层水象油一样浮在库表面，在升温季节，这层水不断吸收热能，提高其温度，因此便形成了稳定的热分层状况.虽然库表水温可达到20～30℃，而底部水温仍然较低，如1992年9月，上下温差达12℃左右.而到了秋季(10月份)，由于气温与热辐射值下降，表层水温度下降并下沉与下层水混合，这时，对流热传递占主导地位，对流作用的结果，使库内水温又回复到等温分布，温度分层现象消失。
基于复杂下垫面的密云水库流域洪水模拟研究
基于复杂下垫面的密云水库流域洪水模拟研究胡明罡;廖卫红;王泽勇;王明元;唐姗姗;丁志宏【摘要】随着南水北调工程实施,密云水库逐渐高水位运行,对水库洪水预报精度提出了更高的要求.以密云水库上游流域作为研究对象,考虑土地利用变化和上游小型水利工程对流域产汇流的影响,建立了适用于复杂下垫面的分布式水文模型.通过历史数据校核,考虑土地利用变化和水利工程作用后能明显提高洪水模拟精度,且相对来说,大洪水主要受土地利用变化影响,中小洪水主要受小型水库工程影响.总体上看近十几年相同水平降雨所产生水库洪量较1985年前有显著减少,为准确执行水库调度提供了数据参考依据,也提高了防汛调度的实效性.【期刊名称】《人民珠江》【年(卷),期】2016(037)011【总页数】5页(P8-12)【关键词】分布式水文模型;复杂下垫面;洪水模拟;密云水库【作者】胡明罡;廖卫红;王泽勇;王明元;唐姗姗;丁志宏【作者单位】北京市密云水库管理处,北京101512;中国水利水电科学研究院,北京100038;北京市密云水库管理处,北京101512;中国水利水电科学研究院,北京100038;天津大学,天津300172;中国水利水电科学研究院,北京100038;北京工业大学,北京100124;天津市中水科技咨询有限责任公司,天津300170【正文语种】中文【中图分类】TV122随着社会经济及人口的增长，人类活动对流域下垫面的影响越来越明显，采用固定模式的水文模型、历史水文资料率定的参数已很难适用这种变化情况的模拟。
而且流域下垫面的变化，如流域土地利用的变化、流域中水库的调蓄过程等，虽然有一定的规律性，但由于数据资料难以全部掌握，其对流域水循环的影响也就存在了不确定性，更进一步增进了流域产汇流模拟的难度。
针对流域下垫面变化对流域水循环的影响，学者们开展了大量研究，冯平 [1-3]、林峰[4]等根据结合流域产流机制，建立了考虑下垫面条件的流域水文模型，分析了土地利用变化对流域洪水的影响。
潮河主坝监测数据分析及运行安全性评价
潮河主坝监测数据分析及运行安全性评价[摘要]论文通过对密云水库潮河主坝近60年的水工监测资料进行分析，全面研究大坝的渗流和变形稳定安全性。
本文运用对比法、相关分析法、允许比降法等，对坝肩、坝体和二级阶地的渗流情况进行分析和评估其渗流安全性。
同时，运用绘制沉陷过程线和沉陷量分布图分析法、建立回归方程进行回归分析等方法对大坝近60年的变形监测资料进行综合分析，判断其变形稳定性。
[关键词]潮河主坝渗流变形监测安全分析工程概况密云水库于1958年9月动工兴建，1959年汛期拦洪，1960年9月1日基本建成并投入使用。
潮河主坝是密云水库两座主坝之一，最大坝高56m，坝顶全长1008m。
该坝为碾压式斜墙土坝，坝基覆盖层防渗处理采用粘土齿槽，齿槽上部与斜墙连接，下部与基岩连接，齿槽底部的基岩中进行水泥帷幕灌浆处理，斜墙底部与齿槽连接处加厚。
由于坝肩岸坡较陡，壤土与基岩连接较差，为维持足够的接触渗径，除设置混凝土截水墙外，还增加了自斜墙内坡坡脚向坝内延伸的壤土内铺盖。
潮河主坝共布置29个测压管和1个量水堰。
量测坝体浸润线有2个横断面，每个横断面上有3个测压管。
该坝布设变形标点39个，其中上游两排13个，下游4排26个，仅下游158排标点观测水平位移，152排为加固后1999年5月新增观测点。
[1]1.渗流监测数据分析大坝的渗流安全性，一般通过管水位过程线、管水位与库水位关系过程线、管水位与库水位相关线图进行分析。
通过该坝测压管相关线图分析得出，多数测压管与库水位成1：0.2的直线关系，除个别管关系不明显外，均可供坝体渗流分析之用。
本文选取每年1、2、3、10、11、12月份的观测资料，此时段的库水位、管水位比较平稳，可视为不受降雨和滞后时间影响。
1.1防渗效果分析根据1994年9月17日历史最高水位时监测的坝基和坝头测压管水位资料，分析该坝典型横断面（桩号0+250m、0+500m和0+700m）防渗效果，计算结果见表1。
变化环境下的水库调度
Max z B(D) C(S ) 拉格朗日
定理
s.t.
SD A
B(D) C(S)
D
S
S 0 Sk D0 D dm
“在最优解处，存水的边
际效益应该等于供水的边 际效益”
两阶段模型
arg max B1(x1) B2 (x2 ) s.t.
Si I1 x1 l1 s1 0 s1 I2 x2 l2 Se 0 s1 Kmax s1 Kmin x1 0 x2 0 l1 0 l2 0
密云水库
Ma ,et.al, 2010
天然径流变化
天然径流2003年之前采用实测数据；2003年（含）之后采用：可用水量 +蒸发量（0.824）-补水量
补水情况
人类直接取水
Ma ,et.al, 2010
密云水库案例分析
调度策略
定义
SOP
标准调度策略，尽量满足当前最大需水（10亿方/年）
HR-1
benefit, RAMB)
RAMBi (xi
)ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
Bi' ( xi
)
0.5Bi'''
(
xi
)
2 i
严格的数学推导可以证明，耦合预报及其不确定性的最优 性准则为： “在满足所有物理约束的条件下，让当前和未 来阶段用水的风险调整后的边际效益尽量接近。”
RAMB(x1*) c n1 RAMB(x2* ) d n2
在理解水库调度经济学原理的基础上，如何耦 合水文预报成果？如何考虑预报的不确定性？
水文预报
I f (P, PE | )
水资源管理
水文预报中的误差累计过程 (Viner,2002)
考虑水文预报及其不确定性的对冲规则
2023北京房山高一(上)期末地理(附解析)
2023北京房山高一（上）期末地理本试卷共12页，共100分，考试时长90分钟。
考生务必将答案答在答题卡上，在试卷上作答无效。
考试结束后，将答题卡交回，试卷自行保存。
第一部分选择题（共60分）下列各小题均有四个选项，其中只有一项是符合题意要求的。
请将所选答案前的字母，按规定要求填涂在答题卡相应位置上。
（每小题2分，共60分，多选则该小题不得分。
）为了防止可能发生的小行星撞击地球事件，我国未来将实施地外小行星防御任务：当小行星天体从火星以外飞过来后，先发射探测器确定其轨道，然后发射撞击器以改变它的轨道。
据此，回答第1题。
1．地外小行星所处的天体系统中，级别最低的是A．地月系 B．太阳系 C．总星系 D．其他行星系统当地时间2022年11月27日晚，世界上最大的活火山——美国夏威夷冒纳罗亚火山开始喷发，岩浆从三个独立的裂缝中喷出，高度约30～60米，两条熔岩流蜿蜒而下。
图1中火山喷发出来的乌云由火山灰和火山气体（主要为蒸汽、氟化氢、硫化氢、二氧化硫、二氧化碳等酸性气体）组成。
据此，回答第2～3题。
2．岩浆从地球内部到地表要依次经过A．软流层—莫霍界面—上地幔顶部—岩石圈B．古登堡界面—下地幔—上地幔—岩石圈C．软流层—上地幔顶部—莫霍界面—地壳D．下地幔—软流层—上地幔—地壳图1 3．火山喷发A．可能增强大气逆辐射，使当地的昼夜温差增大B．产生的二氧化硫气体主要对水圈产生影响C．形成的火山岩经风化逐步形成的土壤中矿物质养料丰富D．使绿色植物的光合作用增强，促进植物的生长图2示意寒武纪至新近纪生物多样性和地表温度的变化。
读图，回答第4～5题。
图24．图中A ．展示了从元古代到新生代生物多样性总的变化趋势是越来越丰富B ．地表温度升高可能是第三次物种大灭绝的重要原因之一C ．寒武纪植物以被子植物为主并且是哺乳类动物繁盛时期D ．推动生物演化的主要动力来自于地球内部的炽热岩浆5．侏罗纪A ．温暖海水中出现三叶虫B ．已形成现代海陆分布格局C ．被子植物已经基本灭绝D ．是地质历史上的成煤时期2022年11月30日7时33分，神舟十五号航天员顺利进驻轨道高度为400～450公里的中国天宫空间站，与神舟十四号航天员乘组实现首次“太空会师”，这意味着中国空间站正式开启长期有人驻留的时代。
土地利用与气候变化对密云水库来水量变化的影响研究
Vol.41 No.1Feb., 2021第41卷第1期2021年2月水文JOURNAL OF CHINA HYDROLOGYDOI: 10.19797/ki.1000-0852.20190431土地利用与气候变化对密云水库来水量变化的影响研究黄俊雄13,刘兆飞2,张航13,韩 丽13（1.北京市水科学技术研究院，北京100048； 2.中国科学院地理科学与资源研究所，北京100101；3.北京市非常规水资源开发利用与节水工程技术研究中心，北京100048）摘要：综合应用多种方法，评估了土地利用与气候变化对密云水库来水量变化的影响。
应用Mann-Kendall 全时段趋势检验方法检验不同时段降水与径流的变化趋势；结合水量平衡方法分析气候与土地 利用变化对流域径流的影响；利用双累积曲线方法检测了流域降水-径流关系的突变点，并探讨其原 因遥结果表明,1960~2016年，密云水库来水量整体呈显著的减少趋势；1980s 以后,土地利用变化、人类活动用水量剧增是引起径流减少的重要因素,其中土地利用变化导致蒸散发减少,对径流变化的贡献率达60%。
关键词:土地利用；气候变化；水量平衡；径流；地震；密云水库中图分类号:TV121文献标识码：A文章编号：1000-0852（2021）01-0001-061引言密云水库是北京市重要的水源地，为首都经济社 会发展起着巨大的支撑作用。
据统计,1999年以后，密 云水库来水量持续偏少叫而同时段北京经济社会持 续发展,城市供水需求日益增大，水资源压力较大罠 水库来水量主要受气候、土地利用变化及人工取用水 等因素的影响。
其中人工取用水主要表现为农业用水，与耕地面积成正比，因此研究土地利用与气候变化对 密云水库来水量的影响,对于优化密云水库调度、统筹北京市水资源调配及确保首都供水安全具有重要意义。
近几十年，受生态建设、农业结构调整及水资源开发利用的影响，密云水库上游流域土地利用发生了较 大变化［3］，流域下垫面条件变化必将对降水-径流关系 产生一定影响。
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密云水库入库流量时间序列分析
希尔伯特-黄变换是一种高效处理非线性、非平稳序列的时频分析方法。
本文利用希尔伯特-黄变换对密云水库1920-2000年入库流量进行时间序列分析。
结果表明：密云水库入库流量序列分解为4个内在模态函数和1个余项，存在3.64a，13.39a，27.00a，75.19a的多时间尺度周期，预测未来5年密云水库入库流量呈减少趋势。
标签：密云水库；时间序列分析；希尔伯特-黄变换
入库流量等水文时间序列具有非线性、非平稳性和多时间尺度变化等复杂特性，分析其周期和趋势规律，对水库调度是十分重要的。
长期以来，对密云水库流域的径流等水文特征的变换规律研究[2]主要是采用水文统计等分析方法。
希尔伯特-黄变换是一种高效处理非线性、非平稳数据的时频分析方法，在本流域尚无应用。
因此，本文采用希尔伯特-黄变换分析密云水库入库流量序列的周期和趋势规律。
1 理论
希尔伯特-黄变换[3]方法是1998年由美国宇航局的N·E·Huang等人提出，分为经验模式分解（EMD）和Hilbert谱分析两部分。
2 数据及成果分析
2.1 数据来源及处理
本文引用1920～2000年密云水库入库流量资料。
2.2 希尔伯特-黄变换分析
图1是原始序列经EMD分解后的IMF分量和余项。
从图1可知：密云水库入库流量序列是非线性和非平稳的，包含4个内在模态函数和1个余项。
imf1～imf4分量具有2～5a，12～16a，27a和75a多时间尺度波动周期。
余项显示1920a 以来入库流量呈衰减趋势，故预测2001～2005a密云水库入库流量呈减少趋势。
图2是密云水库入库流量的幅值在整个频率段上随时间和频率的变化规律。
从图2可知，内在模函数围绕中心频率波动，分布清晰，互相之间很少出现重叠现象。
其中imf1～imf4能量集中在0.2～0.5，0.05～0.2，0.02～0.04，0.01～0.02。
在时间～频率关系中，imf1较散乱，imf2～imf4较清晰。
表1是内在模态函数经HHT 变换后得到的中心频率等特征值。
从表1可知，imf1～imf4分量的中心频率为0.2740/a，0.0747/a，0.0286/a，0.0133/a，平均周期为3.64a，13.39a，27.00a，75.19a；中心频率由高到低，平均周期由短变长；中短周期波动振幅大，长周期波动振幅小，即频率越高振幅越大；中短周期波动的方差百分比远大于长周期波动，说明中短周期的波动分量是引起年入库流量变化的主要原因；imf1，imf2相关系数很
大，说明imf1，imf2是入库流量的主要波动。
3 結束语
利用希尔伯特-黄变换分析1957-2004a密云水库入库流量序列，结果表明：密云水库入库流量序列分解为4个内在模态函数和1个余项，存在3.64a，13.39a，27.00a，75.19a的复杂多时间尺度周期，相应中心频率为0.2740/a，0.0747/a，0.0286/a，0.0133/a和能量集中在0.2～0.5，0.05～0.2，0.02～0.04，0.01～0.02。
预测未来5年密云水库入库流量呈减少趋势。
参考文献
[1]刘昌明，桑燕芳，王中根，等.水文时间序列分析方法研究进展[J].地球科学进展，2013，32（1）.
[2]段新光，郝丽娟，栾芳芳.密云水库流域降水量与径流量特征分析[J].北京水务，2013（1）.
[3]谢平，李析男，许斌，谭莹莹，等.基于希尔伯特-黄变换的非一致性洪水频率计算方法-以西江大湟江口站为例[J].自然灾害学报，2013，22（1）.
作者简介：王杰（1987，9-），男，湖北松滋，长沙理工大学硕士生。
研究方向：水文与水资源工程。