曾 敏，李 曉，宋 凱

（成都理工大學(xué)環(huán)境與土木工程學(xué)院，四川 成都 610059）

雅礱河屬于雅魯藏布江流域，發(fā)源于高山冰川，以高原河谷地貌為特征，在西藏中小河流中具有一定的典型性，是西藏境內(nèi)的第一個國家級重點風(fēng)景名勝區(qū)，西藏古代文明的搖籃，藏民族的發(fā)祥地。目前對雅礱河流域的徑流研究甚少。因此，研究雅礱河流域的補給源及徑流變化機制有著重要的科學(xué)意義，為旅游及水資源的開發(fā)利用和優(yōu)化配置提供可靠的依據(jù)，并對其下游灌區(qū)用水至關(guān)重要。

1 流域概況

雅礱河發(fā)源于山南地區(qū)南部，喜馬拉雅山北麓措美縣的雅香拉山，海拔6 400 m，整個流域高度范圍是3 500～6 400 m，屬雅魯藏布江中游河谷，全長68 km，流域面積920萬m2。該區(qū)屬于南亞季風(fēng)氣候區(qū)中的南亞Ⅵ型氣候區(qū)，處于喜馬拉雅山的雨影區(qū)，屬于半干旱地區(qū)，多年平均降水量為393.6 mm，且年內(nèi)分配不均勻，集中在每年季風(fēng)影響的6—9月份，占全年降水的85%左右。

雅礱河流域內(nèi)設(shè)有某水文站，該站所轄集水面積307 km2，高度范圍4 200～6 400 m，海拔在4 900 m 以上區(qū)域有178.34 km2，占集水面積的58%。其中，區(qū)域內(nèi)5 100 m以上為高山凍土區(qū)，以下為深層季節(jié)凍土區(qū)。

2 河川徑流特征

2.1 河川的年內(nèi)分配

雅礱河流域徑流量年內(nèi)分配特點是汛期較遲，持續(xù)時間較長，汛期出現(xiàn)在6—8月，夏季水量較為集中，占年徑流量的50.4%。年內(nèi)徑流變化較大，普遍存在夏洪、春旱，這與年內(nèi)氣溫與降水量的變化是相應(yīng)的。受下墊面、地形及降水的影響，年徑流深從上游至下游呈遞減趨勢，年徑流深度平均為129.6 mm。雅礱河流域年內(nèi)降水量、徑流量以及岸溫數(shù)據(jù)見圖1和表1。

表1 雅礱河流域降水量、徑流量、岸溫年內(nèi)分布表

2.2 徑流量的月、季分布

據(jù)圖1和表1，汛期（6—8月）降水集中，占年降水量的77.6%，全年降水日數(shù)為69 d，河川徑流隨著溫度的升高而增大。同一氣溫增量，在較低氣溫條件下所引起的流量增量較小，而在較高氣溫下則能引起很大的流量增量。因此，持續(xù)高溫天氣對冰川融水量的大小有著關(guān)鍵的作用。4月，氣溫開始大于0℃，冰川積雪開始融化，雅礱河徑流量開始增大，徑流過程矮胖，水量主要集中在汛期，加上流域下墊面的容量較大，使得流域汛初大量吸收水量，汛末大量釋放水量，汛初流量過程線步步高升，汛末卻是節(jié)節(jié)退落。10月，氣溫逐漸降低至小于0℃，此時仍有徑流存在，這些水量一部分來自冰川滯留水，同時地?zé)岷湍Σ翢岬南诹考白冃巍崛谒偷叵滤呐懦龆伎赡苄纬梢恍┧?，由于地下水補給量較大，使得該流域枯水期（11月—次年3月）徑流較內(nèi)地河流豐富，且比較穩(wěn)定[1]。

圖1 年內(nèi)數(shù)據(jù)日變化曲線圖

由表2可知，雅礱河與喜馬拉雅山北坡的多數(shù)河流類似，有著月際分布極不均勻，水熱同步，季節(jié)變化明顯的特點。由于年內(nèi)各季節(jié)氣溫及降水存在較大的差異，致使徑流的年內(nèi)分配不均，6—8月徑流量占全年徑流量的50.4%，其中又以7，8兩月徑流量最大，僅7，8主汛期兩月平均徑流量便占全年徑流量的41.5%；徑流最大月（8月）徑流量是最小月（12月）徑流量的10.0倍；其中，春季徑流量占全年徑流量的13.4%，春汛較少發(fā)生。夏季徑流量占全年徑流量的50.4%，因此，雅礱河洪水多發(fā)期為夏季。秋季和冬季的徑流量分別為16.7%和19.5%。

表2 雅礱河某水文站月徑流量分布表

3 徑流補給源計算

雅礱河發(fā)源于喜馬拉雅山北坡，高山區(qū)冰雪消融和降雨是河川徑流的主要補給源。徑流在流入雅礱平原后，大量損失于滲漏和蒸發(fā)，山區(qū)是河流的形成區(qū)，而平原是徑流的散失區(qū)。

雅礱河流域中有58%的面積海拔在4 900 m以上，大部分地區(qū)被冰川覆蓋。冰川區(qū)的徑流來自兩個方面：純冰川消融徑流量（Rl），裸露山坡降水徑流量（Rr），再加上地下水補給的徑流量（Rb），即為總的徑流量（R），即：

純冰川消融量Rl，一般可由花桿資料或輻射平衡的方法確定。本次計算可據(jù)某水文站提供的水文資料，根據(jù)實測氣溫、降水資料先確定Rr，然后用直線斜割法分割出地下水補給量Rb，最后確定Rl。裸露山坡降水徑流系數(shù)取0.6。

傳統(tǒng)水文學(xué)上將流量過程劃分為地表徑流、壤中流和地下徑流[2]?；髁恐秆a給河水的地下徑流。在實際的基流分割中，枯水期因地下徑流量與地表徑流量基本一致，只需要將漲水點以上流量減去即可，對于無明顯地表徑流匯入的枯季河川徑流量可全部作為基流處理[3]。劉昌明和成立[4]基于月流量將最小月份的作為基流，進行了徑流成分的劃分?；谶@個理論，利用某站2009年全年水文特征值，以非消融期徑流量為基準對徑流過程線進行基流分割，使用基流分割法之直線斜割法，分割出地下水對雅礱河的補給比例，見圖2。

圖2 基流分割曲線圖

表3 雅礱河徑流組成與其他流域統(tǒng)計數(shù)據(jù)對比[5]

分割結(jié)果表明地下水平均補給量42%。最后得出某站水文點徑流組成，見表3。在雅魯藏布江河流干流上游及中游上段，以地下水補給為主；中游下段至下游上段，補給形式轉(zhuǎn)為以雨水、融水混合補給；進入大峽谷以下暴雨區(qū)，河流以雨水補給為主[5]。而雅礱河處于雅魯藏布江中游上段，徑流以地下水補給為主，說明本次基流分割的比例是合理的。

4 徑流變化機制分析

河川徑流受氣候、地貌、土壤、植被等自然條件及人類活動的耦合作用，在某種尺度上，河流流量特征的季節(jié)模式反應(yīng)了區(qū)域氣候的自然地理條件的綜合效應(yīng)。根據(jù)研究，冰川徑流，溫度與降雨因素與其相關(guān)性極高，因此對全年的降水量、溫度與徑流量進行相關(guān)性分析。

分消融期和非消融期探討徑流變化機制。根據(jù)水文站提供岸溫資料，4—10月平均氣溫在0℃以上，會產(chǎn)生一定的冰雪融水，因此確定4—10月為消融期。雅礱河流域降雨主要集中在6—8月，因此消融期又分雨季（7—8月）和非雨季（4—6，9，10月）。

除雨季外徑流與氣溫作相關(guān)分析，線性回歸方程[6]如下：

式中：Q4，Q5，Q6，Q9，Q10分別為各月徑流量；T 表示各月每日溫度；R為復(fù)相關(guān)系數(shù)。

根據(jù)復(fù)相關(guān)系數(shù)R可以看出徑流與氣溫高度相關(guān)。僅在5月，由于當月溫度變化幅度較小，流量可能受其他因素的因素影響，使關(guān)系式表現(xiàn)出異常，即相關(guān)系數(shù)極低。雨季前后的一個月R值達到最大，說明徑流與氣溫在這段時間相關(guān)性極高。T的系數(shù)相當于度日因子，相當于每增加1℃所增加的徑流量。該值隨相關(guān)系數(shù)增加而增加，說明消融強度增加，氣溫對徑流的貢獻越來越大。

7月開始，印度洋季風(fēng)帶來大量降水，7，8月降水量占全年60%，該時間段內(nèi)溫度遠高于0℃氣溫使得冰雪大量消融，此時冰雪融水和雨水共同補給徑流，徑流受到氣溫與降水的共同作用。雖然氣溫和降水沒有表現(xiàn)出變化趨勢，但徑流已經(jīng)有很敏感的變化。將7，8月徑流與氣溫降水作多元回歸，方程如下；

同樣由復(fù)相關(guān)系數(shù)R值可以看出徑流與氣溫和降水存在可靠相關(guān)。其中P的系數(shù)相當于降雨徑流系數(shù)，相當于增加1 mm降水所增加的徑流量，7—8該值由0.316增加到0.485，說明降水對徑流的貢獻越來越大。另外T的系數(shù)在全年中8月是最大的，8月降水量最多，降雨徑流系數(shù)最大，與該月徑流量為全年最大是一致的。

將非消融期（11—次年3月）的徑流量與溫度、降雨量做了回歸分析，結(jié)果復(fù)相關(guān)系數(shù)過低，說明在這時間段內(nèi)徑流與溫度和降水關(guān)系不密切。在徑流過程線中可以看出，隨著降水的減少，同時氣溫低于0℃不足以引起消融，此時徑流的補給主要是依賴夏季儲存地下水釋放，并受到前期月徑流的共同影響。所以在本次計算中以非消融期徑流量為基準對徑流過程線進行基流分割所得到的基流量的比例是合理的。

5 結(jié)語

1）雅礱河流域徑流量年內(nèi)分配特點：汛期較遲，持續(xù)時間較長，汛期出現(xiàn)在夏季，夏季降水較為集中，占年徑流量的50.4%，年內(nèi)徑流變化較大。

2）運用基流分割法之直線斜割法分割雅礱河徑流表明：該徑流補給源以地下水為主，補給量占總徑流量的42%，其次為降水、冰雪融水，補給量分別占總徑流量的30%和28%。

3）消融期非雨季（4—6月、9—10月）河川徑流量的變化與溫度的變化一致：溫度升高，徑流量相應(yīng)地增加，氣溫對徑流起著積極主導(dǎo)作用。多元回歸方程表明：消融期雨季（7，8月）徑流與氣溫、降水復(fù)相關(guān)，8月徑流量為全年最大。

4）非消融期（11月—次年3月）的徑流與溫度和降水關(guān)系不密切，其主要是由前期儲存于土壤和近地表中的地下水補給，因此受到前期月份的共同作用，其他月份徑流增加的累積使得此期間的變化程度更明顯。

［1］蘇菊.基流分割的簡便計算法［J］.地下水，2003，25（2）：110-112.

［2］成小松，劉宗義淺析貴州省地下水資源評價中的基流分割［J］.貴州水力發(fā)電，2006，20（5）：11-14.

［3］劉昌明，成立.黃河干流下游斷流的徑流序列分析［J］.地理學(xué)報，2000，55（3）：257-265.

［4］劉天仇.雅魯藏布江水文特征［J］.地理學(xué)報，1999，54:157-164.

［5］胡小剛等.博格達山南坡黑溝冰川融水徑流［J］.冰川凍土，1990，12（1）：71-83.

［6］張菲等.喜馬拉雅山北坡卡魯雄曲徑流與氣候變化［J］.地理學(xué)報，2006，61（11）：1141-1149.