基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型研究

'分类号:TV1110710-2015229036专业硕士学位论文基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型研究余荧皓导师姓名职称张洪波教授席秋义教授级高工专业学位类别及领申请学位类别硕士域名称水利工程论文提交日期2018年5月9日论文答辩日期2018年6月8日学位授予单位长安大学 Socio-hydrologicAnalysisandModellinginWudingRiverBasinbasedontheCoupledWaterandEnergyBalanceHypothesisAThesisSubmittedfortheDegreeofMasterCandidate：YuYinghaoSupervisor：Prof.ZhangHongboSeniorEngineerXiQiuyiChang’anUniversity,Xi’an,China 摘要近年来，地球气候系统正经历着显著的变化，加之日益增强的人类活动影响，二者交叉影响下的变化环境一定程度改变了天然状态下的流域水文循环过程，使其由天然的水文循环过程逐渐演变成“社会水文”耦合循环过程。水文过程与社会过程通过日益频繁的人类活动已经紧密地联系在一起，已不再是简单的水量交换关系。这使得传统的水文分析或模拟研究中将水文系统和社会系统视为两个独立的系统，并将人类活动影响视为水文系统的外生变量的研究处理方法面临挑战，分析与模拟结果的准确性也备受质疑。我国黄土高原上的无定河流域就是社会水文耦合变化的典型流域。自20世纪70年代以来，无定河流域开展了大规模的水土保持与生态恢复工作，加之气候变化影响，无定河流域的水文循环受到严重扰动，原有的水文规律或模型参数在变化环境下的适用性遭致诸多质疑。故本研究拟在社会水文学的框架下，将社会与水文视为同一系统，通过构建社会水文学分析体系与模拟模型，实现对无定河流域社会水文变化的全面解析。本研究主要基于Budyko水热耦合平衡假设，结合基流退水曲线位移法与分项调查法，构建社会水文学分析体系，并对无定河流域1975-2010年间的地下水蓄变量、蒸散发量与径流量的年际变化做出识别与定量归因分析。同时，基于水量平衡公式及气候、社会、水文因子间的互馈机制，建立流域社会水文学模拟模型，并开展对无定河流域的社会水文变化的模拟研究，以期为流域的水资源管理决策提供技术支持与参考依据。具体的研究内容与结论如下：（1）对无定河流域1975-2010年气候条件、土地利用类型、社会因子以及水文条件的年际变化与趋势进行了识别与分析，发现无定河流域的气候条件、土地利用类型、社会因子发生了复杂的变化，且各因子对流域水文循环产生了不同方向的影响，构造了复杂的变化环境，在此环境下，对于无定河流域水文循环特征的揭露，必须从社会水文学的角度开展研究。1975-2010年间，气候条件中，降水的减少直接导致流域的水量输入减少，气温的增加、气压的减少与相对湿度的减少，将导致流域蒸散发的增大，进而导致径流减少，而风速与日照时间的减小，又将引起流域蒸散发的减小，进而导致径流增大；社会因子中，人口、农灌面积、牲畜数量、工业产值、水库数量与淤地坝数量的显著增加表明人类取用水活动将导致流域内社会水循环的通量愈来愈大，人类活动造成的流域下垫面变化将造成流域产汇流机制的变化，反映到水文变化上，就是流域径流量显著减少。差异性的驱动因素变化导致了无定河流域的变化环境的高度复杂性，因此对I 于无定河流域水文循环的研究必须基于社会水文学的框架进行。（2）在社会水文学的框架下，基于Budyko水热耦合平衡假设，构建了流域社会水文学分析体系和社会水文学模拟模型。①社会水文学分析体系主要从流域水量平衡公式入手，通过对流域地下水蓄变量的计算，并基于Budyko假设实现了在每年尺度上对流域蒸散发与径流变化的定量归因分析。②与已有的相关研究对比，社会水文学分析体系在研究的时间尺度与归因全面性方面有所突破，可从基流量、地下水补给量、地下水开采量的角度实现每年尺度上流域地下水蓄变量变化的定量归因分析，从气候变化、人类取用水活动与下垫面变化角度实现每年尺度上流域蒸散发与径流的定量归因分析，为进一步开展流域水资源管理研究提供了手段和依据。③社会水文学模拟模型是基于分析体系发展而成，其通过流域社会水文循环过程中各因子的物理关系，实现了不同因子间的互馈关系的定量描述。模型可通过设定社会取用水与流域下垫面情景，对流域未来的地表及地下水资源量变化展开模拟分析。④与传统的水文模型方法对比，社会水文学模拟模型实现了复杂变化环境下的水文模拟，具有模型结构物理性强、参数简单、输入数据易获得、包含人类活动影响、可模拟气候与人类活动条件同时变化情况下流域社会水文循环变化的优点，同时它也避免了传统水文模型在应用中所遇到的模型结构与参数不确定、无法模拟变化环境下水文循环过程等问题。（3）根据社会水文学分析可知，在1975-2010年间无定河流域地下水蓄变量受到地下水补给量减少、地下水开采量增多与基流量减少的驱动影响呈下降趋势，且在20世纪90年代之后几乎全为负值，这表明地下水储存量呈下降趋势；气候变化使得流域蒸散发量减少，人类取用水与下垫面变化使得流域蒸散发增大，三者综合作用下流域蒸散发量总体呈下降趋势，且气候变化的影响量级最大，为流域蒸散发量减少的主要原因；气候变化与地下水位的改变导致流域径流有增大趋势，而人类取用水与下垫面变化使得径流呈减小变化，在四者共同驱动作用下无定河流域的径流量总体呈显著下降趋势，其中气候变化与下垫面影响的量级较大，且呈对冲情势，由径流总体缩减的变化趋向，不难发现人类活动导致的下垫面变化应是径流减小的主要原因。（4）建立了无定河流域社会水文学模拟模型，并以2011年为典型年，基于1975-2010年无定河社会水文状态对四种社会取用水与下垫面状态的组合情景下无定河流域的径流与地下水蓄变量进行了模拟。模拟结果表明人类取用水活动对流域地表径流量的变化影响较小，但会引起地下水储存量的变化，而人类活动引起的流域下垫面的改变将会引起流域蒸散发量较大的变化，从而对径流量产生较大的影响，故笔者认为未来可通过调II 整用水结构与取用水途径以减少地下水开采量、提高用水效率、重点控制流域下垫面变化情况、调整土地利用结构等措施恢复无定河流域的地表及地下水资源量。关键词：社会水文学，变化环境，水文模型，Budyko水热耦合平衡假设，基流退水曲线位移法，无定河流域III AbstractInrecentyears,significantchangeshavetakenplaceintheEarth"sclimatesystem.Underthechangingenvironmentconsistingofchangingclimateconditionsandincreasinghumanactivities,thehydrologicalcycleinthebasinhasgraduallyevolvedfromanaturalhydrologicalcycleintoa"socio-hydrologic"cycle.Therelationshipbetweenhydrologyandsocietyismorethanasimpleexchangeofwaterduetoincreasinglyfrequenthumanactivities.Traditionalhydrologicalanalysisorsimulationresearchmethods,whichtreatsthehydrologyandsocietyastwoseparatesystems,havefacedchallenges.Theaccuracyoftheanalysisandsimulationresultsobtainedbythemethodthattreathumanactivitiesasanexogenousvariableinthehydrologicalsystemhasbeenquestioned.Sincethe1970s,Large-scalewaterandsoilconservationandecologicalrestorationworkinWudingRiverBasincoupledwithclimatechangehaveseverelyaffectedthehydrologicalcycleinthebasin.Forthesephenomenaandproblems,thisstudyintendstoconsidersocietyandhydrologyasasystemundertheframeworkofsocio-hydrology;thisstudyintendstodosocio-hydrologicanalysisandmodellinginWudingRiverBasinbasedonasystemwhichcontainshydrologyandsociety.Inthisstudy,asocio-hydrologicanalysissystemisestablishedbasedontheBudykohypothesisaswellastherecession-curve-displacementmethodanditem-by-iteminvestigation.Andweidentifyandquantitativelyanalyzetheinterannualchangesingroundwaterstorage,evapotranspiration,andrunoffintheWudingheRiverBasinbetween1975and2010throughthesocio-hydrologicanalysissystem.Atthesametime,asocio-hydrologicmodelisestablishedbasedonthewaterbalanceformulaandthephysicaldrivemechanismamongclimate,society,andhydrologyfactors.Thesocio-hydrologicmodelcanbeusedtosimulatethesocialandhydrologicalchangesintheWudingRiverBasininordertoprovidetechnicalsupportforwaterresourcesmanagementdecision-makinginthebasin.Thespecificresearchcontentandconclusionsinthisstudyareasfollows:(1)Theclimateconditions,land-usetypes,andsocialfactorsoftheWudingRiverBasinhaveundergonecomplexchangesfrom1975to2010.Thesechanges,whichconstitutedacomplexchangingenvironmentintheWudingRiverBasin,haveinfluencedthehydrologicalcycleoftheriverbasinindifferentdirections.Underthischangingenvironment,thecharacteristicsofthehydrologicalcycleintheWudingRiverBasinshouldbeuncoveredfromtheperspectiveofsocio-hydrology.From1975to2010,thereductionofprecipitationdirectlyledtoadecreaseinwaterinputtothebasin;increasedairtemperature,reducedairpressure,anddecreasedrelativehumidityledtoanincreaseinevapotranspirationintheriverbasin,IV resultinginareductioninrunoff;decreasedwindspeedandsunshinetimewillcausethedecreaseofevapotranspirationintheriverbasin,whichledtoanincreaseinrunoff.Thesignificantincreaseinpopulation,agriculturalirrigationarea,livestocknumber,industrialoutputvalue,reservoirnumber,andwarpingdamnumberindicatethatwaterintakeactivitiesledtoanincreaseofthewatercirculatinginsociety.Changesintheconditionoftheunderlyingsurfaceintheriverbasincausedbyhumanledtoachangedmechanismofrunoffyieldandconcentrationwhichcausedasignificantreductioninrunoffinthebasin.DifferentchangesofdrivingfactorsledtohighcomplexityofthechangingenvironmentinWudingheRiverBasin.ThestudyofthehydrologicalcycleintheWudingRiverBasinshouldbeconductedundertheframeworkofsocio-hydrology.(2)Undertheframeworkofsocio-hydrology,asocio-hydrologicanalysissystemandasocio-hydrologicmodelareestablishedbasedontheBudykohypothesis.①Thesocio-hydrologicanalysissystemhasachievedaquantitativeattributionanalysisofevapotranspirationandrunoffchangesattheannualscalethroughwaterbalanceformulainbasin,calculationofgroundwaterstoragevariationinbasinandtheBudykohypothesis.②Comparedwithexistingstudies,thesocio-hydrologicanalysissystemhasimprovedonthetimescaleofresearch.Thequantitativeattributionanalysisofgroundwaterstorageattheannualscalecanberealizedaccordingtothebaseflow,groundwaterrecharge,andgroundwaterexploitation.Thequantitativeattributionanalysisofevapotranspirationandrunoffatannualscalecanberealizedaccordingtoclimatechange,humanwateruseactivitiesandchangesinunderlyingsurface.Theseanalysesprovidemeansandbasisforfurtherresearchonwaterresourcesmanagementinbasin.③Thesocio-hydrologicmodel,whichbasesonthesocio-hydrologicanalysissystem,achievesthequantitativedescriptionofthephysicalrelationshipsamongdifferentfactors.Basedonthemodel,thefuturechangeofsurfacewaterandgroundwaterresourcesinbasincanbesimulatedandanalyzedbysettingsocialwaterintakeandunderlyingsurfaceconditions.④Comparedwiththetraditionalhydrologicalmodel,thesocio-hydrologicmodelachievesthehydrologicalsimulationunderthecomplicatedchangingenvironment.Themodelhastheadvantagesofstrongphysicalmodelstructure,simpleparameters,easyaccesstoinputdata,includinghumanactivities,andtheabilitytosimulatesimultaneouschangesinanenvironmentthatclimateandhumanactivityconditionschangesimultaneously.Atthesametime,italsoavoidstheproblemsencounteredintheapplicationoftraditionalhydrologicalmodelssuchastheuncertaintyofthemodelstructureandparameters,andtheinabilitytosimulatethehydrologicalcycleunderV changingenvironment.(3)Accordingtothesocio-hydrologicanalysis,intheWudingRiverBasin,thegroundwaterrechargeandthebaseflowdecreasedwhilethegroundwaterexploitationincreasedfrom1975to2010.Undertheinfluenceofthesethreedrivingfactors,thegroundwaterstoragevariationshowedadownwardtrend.Thegroundwaterstoragevariationwasalmostnegativeafterthe1990s,whichindicatesthatthegroundwaterstoragedecreased.Climatechangereducesevapotranspirationwhilethechangeofwaterintakeandunderlyingsurfacemakeevapotranspirationincrease.Undersuchacomprehensiveeffect,theevapotranspirationinbasinshowedadownwardtrend.Climatechangehasthelargestimpactonevapotranspiration,whichmakesitselfthemainreasonforthedecreaseofevapotranspirationinbasin.Climatechangeandgroundwaterstoragevariationledtoanincreaseinrunoff,whilechangesinthewaterintakeandtheunderlyingsurfaceresultedinadecreaseinrunoff.Asaresultofthesefourdrivingfactors,therunoffintheWudingRiverBasinshowedasignificantdownwardtrend.Climatechangeandunderlyingsurfacechangehavelargenumberofbutoppositeeffectsonrunoff.Itcanbefoundthatthechangeinunderlyingsurfaceshouldbethemainreasonforthereductionofrunoff.(4)Thesocio-hydrologicmodelwasestablishedinWudingRiverBasin.Taking2011asthetypicalyear,basedonthesocialhydrologicalstatusoftheWudingRiverfrom1975to2010,therunoffandgroundwaterstoragevariationintheWudingRiverBasinweresimulatedunderfourcombinedscenariosofsocialwaterintakeandunderlyingsurfaceconditions.Thesimulationresultsshowthatthewaterintakeactivitieshavelittleeffectonthechangeofrunoffbutwouldcausechangesingroundwaterstorage.Andchangesintheunderlyingsurfacewouldcauselargechangesintheevapotranspirationoftheriverbasin,whichwouldhaveagreaterimpactonrunoff.Therefore,inthefuture,measurescanbeimplementedtorestoresurfacewaterandgroundwaterresourcesintheWudingRiverBasinsuchasadjustingwaterusestructuretoreducegroundwaterextraction,improvingwateruseefficiency,controllingthechangeoftheunderlyingsurface,adjustinglandusestructureandsoon.Keywords:socio-hydrology;changingenvironment;hydrologicalmodel;thecoupledwaterandenergybalancehypothesis;therecession-curve-displacementmethod;theWudingRiverBasinVI 目录摘要...........................................................................................................................................IAbstract.....................................................................................................................................IV第一章绪论............................................................................................................................11.1研究背景和研究意义................................................................................................11.1.1研究背景........................................................................................................11.1.2研究意义........................................................................................................11.2国内外研究进展........................................................................................................21.2.1社会水文学的研究进展................................................................................21.2.2流域水文循环过程分析的研究进展............................................................41.2.3变化环境下流域水文分析与模拟的研究进展............................................51.2.3基于水热耦合平衡假设的径流变化归因分析研究进展............................71.2.4水热耦合平衡假设的降尺度研究进展........................................................81.3研究内容和技术路线................................................................................................91.3.1研究内容........................................................................................................91.3.2技术路线......................................................................................................10第二章研究区概况..............................................................................................................122.1地理位置..................................................................................................................122.2地形地貌..................................................................................................................132.3气象条件..................................................................................................................142.3.1降水..............................................................................................................152.3.2气温..............................................................................................................162.3.3气压..............................................................................................................182.3.4风速..............................................................................................................192.3.5日照时间......................................................................................................202.3.6相对湿度......................................................................................................212.4水文条件..................................................................................................................222.4.1河流水系......................................................................................................222.4.2径流..............................................................................................................23VII 2.5土壤植被..................................................................................................................242.6社会经济..................................................................................................................252.7水土流失与水土保持政策......................................................................................262.8泥沙与淤地坝..........................................................................................................262.9本章小结..................................................................................................................27第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化..........................................................283.1数据收集与趋势检验方法......................................................................................283.1.1数据收集......................................................................................................283.1.2趋势检验方法（Mann-Kendall趋势检验法）.........................................283.2气候条件变化..........................................................................................................293.2.1降水变化......................................................................................................293.2.2气温变化......................................................................................................293.2.3气压变化......................................................................................................303.2.4风速变化......................................................................................................313.2.5日照时间变化..............................................................................................323.2.6相对湿度变化..............................................................................................333.2.7气候条件变化分析......................................................................................343.3土地利用变化..........................................................................................................353.4社会因子及数量变化..............................................................................................363.4.1人口变化......................................................................................................363.4.2农灌面积变化..............................................................................................363.4.3牲畜数量变化..............................................................................................373.4.4造林面积变化..............................................................................................383.4.5工业产值变化..............................................................................................393.4.6水库数量变化..............................................................................................393.4.7淤地坝数量变化..........................................................................................413.3水文条件变化..........................................................................................................413.5变化环境对流域水文循环过程影响的定性解析..................................................423.6本章小结..................................................................................................................43第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立..44VIII 4.1变化环境下的流域社会水文循环过程与水量平衡..............................................444.1.1变化环境下的流域社会水文循环过程......................................................444.1.2变化环境下的流域水量平衡......................................................................464.2基于基流退水曲线位移法的流域地下水蓄变量计算与分析..............................484.2.1基流分割......................................................................................................484.2.2地下水补给量..............................................................................................504.2.3基流退水曲线位移法..................................................................................514.2.4地下水开采量..............................................................................................584.2.4地下水蓄变量..............................................................................................594.3基于Budyko水热耦合平衡假设的流域蒸散发驱动机制探究...........................594.3.1Budyko水热耦合平衡假设的提出与概念.................................................594.3.2基于Budyko水热耦合平衡假设的经验公式...........................................614.3.3基于Budyko水热平衡假设的垂直分解法...............................................624.3.4垂直分解法在年际尺度上的应用..............................................................654.3.4流域潜在蒸散发的计算..............................................................................664.3.5人类取用水活动变化与下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量..674.4无定河流域社会水文学分析体系..........................................................................714.5无定河流域社会水文学模拟模型..........................................................................724.5.1模型原理与结构..........................................................................................724.5.2模型驱动机制..............................................................................................744.5.3模型参数......................................................................................................794.5.4模型模拟步骤..............................................................................................804.6本章小结..................................................................................................................80第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论..............................................................825.1无定河流域地下水蓄变量变化的归因分析..........................................................825.1.1无定河流域基流量变化..............................................................................825.1.2无定河流域地下水补给量变化..................................................................825.1.3无定河流域地下水开采量变化..................................................................835.1.4无定河流域地下水蓄变量变化归因分析..................................................865.2基于Budyko水热耦合平衡假设的无定河流域蒸散发变化的归因分析...........87IX 5.2.1无定河流域实际蒸散发量计算..................................................................875.2.2无定河流域潜在蒸散发量计算..................................................................885.2.3无定河流域气候变化与人类活动变化对流域蒸散发的贡献量..............895.2.4无定河流域蒸散发变化的归因分析..........................................................915.3无定河流域径流变化的归因分析..........................................................................955.3.1无定河流域径流变化归因分析..................................................................955.3.2无定河流域下垫面条件变化对径流变化的贡献量对降水变化的响应研究..................................................................................................................995.4无定河流域社会水文学分析结果讨论................................................................1015.5本章小结................................................................................................................101第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论............................................................1036.1现状年与模拟年的确定........................................................................................1036.2驱动机制及参数率定............................................................................................1036.2.1气候变化对流域蒸散发变化的贡献量的驱动机制................................1036.2.2地下水补给量的驱动机制........................................................................1046.2.3基流的驱动机制........................................................................................1046.3情景设定与无定河流域社会水文学模拟............................................................1056.3.1情景一：社会取用水量保持现状年状态，人类不再进行改造下垫面活动....................................................................................................................1096.3.2情景二：社会取用水增长10%，人类不再改变下垫面条件...............1096.3.3情景三：社会取用水量保持现状年状态，人类改造下垫面活动保持既有趋势............................................................................................................1106.3.4情景四：社会取用水增加10%，人类改造下垫面活动保持趋势.......1116.4无定河流域社会水文学模拟结果分析与水资源管理策略................................1126.5本章小结................................................................................................................112第七章结论与展望............................................................................................................114结论...............................................................................................................................114展望...............................................................................................................................116攻读学位期间取得的研究成果............................................................................................118参考文献................................................................................................................................119X 致谢......................................................................................................................................127XI 第一章绪论第一章绪论1.1研究背景和研究意义1.1.1研究背景水文循环是联系地球系统地圈—生物圈—大气圈的纽带，是水资源研究的核心问题[1]之一。通过水文循环，水圈中所有水体被联系在一起。水文循环过程决定着全球的水量平衡，也决定着一个地区的水资源总量。近年来，地球气候系统正经历着显著的变化，加之日益增强的人类活动影响，二者复杂的综合作用力改变了天然状态下的水文循环过[2-3]程，水文循环已由天然的一元循环过程逐渐演变成“自然—社会”二元耦合循环过程。在高强度人类活动的影响下，自然水循环通量逐渐减少，社会水循环通量不断加大，已影响水循环系统的天然状态，流域水资源量不断减少，从而引发了一系列资源、生态与[4]环境问题。径流作为水文循环中最重要一环和水资源的基本表征量，是水利工程设计与水资源管理的决策依据，是一切涉水分析与计算的数据基础，也是学者们对于揭示水文循环演变规律的重点研究对象。由于水文循环发生了复杂变化，径流形成的物理机制随之也发生了较大的变化，径流序列也逐渐表现出许多新的复杂性特征，如非平稳性、非一致性等。这使得传统水文统计理论所依据的一致性假设难以成立，直接导致工程水文频率计算方法的可行性遭到质疑，给水资源综合开发利用、科学管理和优化调度带来了极大的困难。2013年，国际水文科学协会（IAHS）正式启动PantaRhei（2013~2022）科学计划，[5]其主题为变化中的水文与社会。该计划极大地推动了国际水文学界对水文系统与人类系统相关的变化机制研究，以期能够进一步揭示变化环境下的水文循环过程，提高对社[6]会以及水文系统动力机制的认识，从而支持变化环境下人类社会可持续发展的决策。而对于变化环境下水文循环机理研究的核心关键点在于了解认识气候变化与人类活动对流域水文循环的影响机制。截至目前，变化环境下的流域水文循环演变已得到了国内外学者的广泛关注和重视，流域“社会—水文”循环机理的探索以及变化环境下的水文模拟已经成为国际水文界研究的热点。1.1.2研究意义水是地球一切生命孕育之源，是人类赖以生存和发展的基本条件，人类的一切生活、生产活动都离不开水。水资源不仅是基础性自然资源，更是战略性经济资源，其在人类1 长安大学专业硕士学位论文[7]社会的发展过程中发挥着举足轻重的作用。流域水文循环驱动着流域水资源的形成，与流域水资源变化有着直接的联系。因此，认清变化环境下流域水文循环的过程与机理，把握流域水文循环的演变规律是适应全球环境变化，实现水资源可持续利用，统筹人与[8-10]自然和谐发展的客观要求。对于流域水文循环过程的分析与研究，水文模拟是一个非常重要的工具，其通过对流域的真实水文过程进行概化，从而模拟出流域的产汇流情况。在变化环境下，气候条件变化及人类活动综合影响着水文循环过程，这使得流域环境背景的“稳态”假设面临挑战，即模型结构或模型中代表流域水文特性的模型参数随时间保持不变的假设不再成[11-12]立，模型的模拟能力被大大削弱。加之人类活动对水文循环过程的影响错综复杂，人类从地表或地下的取水及排泄改变了天然状态下地表水与地下水的交换过程，人类对流域土地覆盖和土地利用类型的改变引发了流域产汇流机制的变化，水库、淤地坝等人类蓄水活动扩大了流域水面面积，增大了流域内的水消耗量。从以上论述不难看出，“水文”与“社会”通过日益频繁的人类活动已经紧密地联系在一起，不再是简单的水量交换关系。传统的水文模拟或分析研究中，通常将“水文”和“社会”视为两个独立的系统，并将人类活动影响视为水文系统的外生变量，这样的模型结构与分析角度在变化环境下能否正确刻画水文系统和社会系统间的互馈关系和协同演化过程，已开始受到水文学界的质疑。迫切开展变化环境下流域“水文”与“社会”的耦合关系研究，已成为国际水文学界的广泛共识。而要揭露与认识流域“水文—社会”的耦合关系，对必须开发与研究变化环境下的流域水文模拟模型，以期为流域非稳态背景下的水文模拟提供新思路和新手段，进而为变化环境下区域水资源的科学管理提供坚实的科学支撑。1.2国内外研究进展1.2.1社会水文学的研究进展“人”与“水”间的交互关系自古以来就存在，对于水文与社会间关系的研究也很早就开始了。传统水文学的研究中就包括了水与生态、环境和经济社会之间相互作用的[13]研究。传统水文学认为水文系统和社会系统是两个独立的系统，将人类活动对水文的影响视为水文系统的外生变量，即社会系统对水文系统的作用。随着人类社会不断发展，人类取用水资源及改造自然的强度不断增大，人水交互关系增强，水文系统和人类系统[14][15]逐渐演变为一个耦合系统。早在1977年，Falkenmark就提出水与人类是一个存在相互作用的复杂系统，认为人类活动的影响改变了天然水循环，人与水之间的所有相互作用必须以综合的方式来看待。此后，他又第一次提出了水文社会学（Hydrosociology）2 第一章绪论的概念，认为这是一门研究人—水相互作用的科学，包括人类对水的需求、可利用水资[16-18][19]源以及人类活动引起的水问题等。1997年，Merrett提出了社会水循环（HydrosocialCycle）的概念，建立了社会水循环“供—用—排”过程的基本框架。国内对于社会与水文耦合系统也有许多研究，其中最具代表性的是王浩院士通过增加社会水循环系统，考虑取水、输水、用水、排水以及回用等五大基本环节，进而分析水循环过程的“自然—人工”二元演变模式，并据此提出了“自然—社会”二元水循环理论，初步构建了现[3,20-21]代水文水资源学科体系。近年来，随着人类活动不断增加，水文与社会经济发展的日渐密切，社会系统与水文系统错综复杂地交互在一起，相互影响，相互反馈。人类对水文循环过程的影响已从外部动力演变为系统内力，现有的水文学科与理论方法已难以有效应对水资源利用过程[22-24][25]中社会—水文关系的重大挑战。针对于此，Sivapalan于2012年提出了社会水文学（Socio-hydrology）的概念，将其定义为一门水文学与自然、社会、人文学的交叉学科，认为人类活动是水文循环过程的内在部分，目的在于探究社会—水文双向反馈机制及其协同进化的动态机理，解释、理解和分析人类活动影响下的水文循环过程，用以指导变化环境下的水资源可持续利用与管理。社会水文学的提出为人类社会与水文系统间交互关系的研究提供了新的思路与体系，引起了全球学者对其理论、方法与案例研究的[26-30][31]大讨论，这也从不同的角度丰富了社会水文学的研究。Linton等采用关系辩证的方法，将社会水文循环概化为一个社会—自然过程，分析了水与社会在时间与空间上的相互作用，为水对社会建设和生产的作用、社会水文循环中水的生成方式以及水与社会的轻重关系提供了分析性见解，认为社会水文循环是进行水资源管理决策更广泛的框架。[22]Kandasamy等对澳大利亚MurrumbidgeeRiver流域1990年至今的发展历程进行了分析，阐明水资源开采与粮食生产用水之间的平衡动态，指出其在农业发展和生态修复两种驱动力作用下的钟摆式发展，并认为水资源管理需要以社会水文系统模型为基础。[32]Elshafei等构建了一个社会水文学模型，并用于分析澳大利亚Toolibin湖流域土地利用管理（人类系统反馈）和土地退化（自然资源管理）的交互作用，探索了流域内的动态水平衡演变和人类活动的响应过程，论证了该模型能够实现社会水文耦合系统的双向[33]反馈分析。Liu等分析了塔里木河流域过去2000年间的社会水文关系，探索了其社会水文耦合系统的历史协同演变过程，确定了社会水文系统的要素结构、动态反馈和驱动机制，丰富了社会水文学的发展理念。3 长安大学专业硕士学位论文1.2.2流域水文循环过程分析的研究进展通常，对一个流域水文循环过程的分析与研究常通过流域水文模拟进行。流域水文模拟是对流域自然水文过程的简化表达。由于水文循环过程及流域背景环境的复杂性，釆用水文模型对水文过程进行概化和模拟是开展水文科学研究的一种有效方法和途径。最早的流域水文模型是基于简单的降雨—径流响应关系建立的，其不具体考虑复杂的流域水文过程，而是将整个流域水文过程视为一个动力系统，利用历史降雨径流资料建立某种数学关系，然后根据此关系用新的输入（降雨）推求输出（径流）。依据其特点，这类模型也被称作“黑箱”模型（Black-boxmodel）。根据模型是否满足叠加原理可细分为线性系统模型和非线性系统模型，根据其系统响应参数是否随时间变化又分为时变系统模型和时不变系统模型。目前，具有代表性的系统理论模型包括总径流线性响[34-39]应模型（TLR）、线性扰动模型（LPM）、神经网络模型（ANN）等。随着人们对流域水文过程认识的逐渐深入，自20世纪60年代起，概念性集总式模型（Conceptuallumpedmodel）被开发并应用于流域水文模拟。此类模型是以流域水文过程的物理概念为基础，把流域的各种水文过程及其下垫面进行概化，再结合水文经验公式来近似地模拟流域水文过程。所谓集总式就是把全流域当作一个整体来建立模型，对流域变量或参数进行均化处理。具有代表性的集总式模型有斯坦福模型（Stanfordmodel）、萨克拉门托模型（Sacramentomodel）、HBV模型、水箱模型（Tankmodel）、[40-44]SIMHYD模型及赵人俊教授提出的新安江模型等。这些模型描述产汇流过程的机理[45]并无实质的差异，不同之处在于它们表示各子系统及其相互联系的方式有所差异。在集总式模型发展的同期，随着计算机技术和地理信息技术的快速发展，水文模型的开发和应用受到了广大学者和水文工作者前所未有的青睐和关注，各种类型的水文模[46]型层出不穷。其中最具跨时代意义的就是1969年Freeze和Harlan首次提出了分布式水文模型的概念，并逐渐发展成为目前广泛应用的分布式水文物理模型（Physieally-baseddistributedmodel）。分布式水文物理模型一般认为流域面上各点的水力学特征是非均匀分布的，按流域下垫面的不同特征和降水的不均匀性可把流域分为若干计算单元，根据物理学质量、动量与能量守恒定律以及流域产汇流特性，构造出水动力学方程组，并对每一个计算单元采用不同的特征参数进行模拟计算，然后依据各单元的水力联系和水量平衡原理通过汇流演算得到全流域的输出结果。这类模型具有较为严格的物理基础，精确地刻画了流域水文的各主要过程，能够较好的描述流域特征的空间异质性。其中比较有代表性的模型包括SHE（SystemHydrologiqueEuropean）模型、SWAT（SoilandWater4 第一章绪论AssessmentTool）模型、VIC（VariableInfiltrationCapacity）模型、TOPMODEL模型、[47-51]WEP（WaterandEnergytransferProcess）模型等。随着数据获取能力和计算机技术水平的提高，流域水文模型愈来愈趋向综合化，即一个模型开发出来，往往兼具上述各类模型的特点。且随着对水文模型研究的深入，学者们发现水文模型模拟的精度与模型结构复杂性并无直接联系，即增加水文模型结构的复杂性并不能直接提高水文模型的精度。因此，流域水文模型的选用与建立应根据各流域的实际情况而定。1.2.3变化环境下流域水文分析与模拟的研究进展近年来，全球气候正经历着以加速变暖为主要特征的变化，这样的变化会对区域降水、气温、湿度、风速等气象因素与地表反射率、粗糙度等流域特征要素产生影响，进而影响到流域的水文循环过程。与此同时，人类活动在利用与改造自然的过程中，流域下垫面的构成及利用方式发生改变，流域产汇流机制受到影响，具体表现为在循环路径和循环特性两个方面影响着流域的水循环系统。气候与人类活动的同时变化，构造了人们熟知的“变化环境”，在这样的变化环境下，无论在全球尺度，区域尺度，亦或是流域尺度，水文循环过程均发生了复杂变化，目前已有许多学者对变化环境下的流域水文[52]分析与模拟开展研究。其重点一般都集中在通过对不同气候条件及不同流域背景条件下的流域水文循环过程模拟，分析环境变化对于径流的影响，以此来揭示流域水文循环的演变规律。流域出口处的径流是整个流域水文循环的输出与结果，其径流变化规律反映了整个流域水文循环的变化，学者们对于变化环境下流域水文循环的演变规律一般基于对流域径流变化的归因分析进行。其方法有很多，但一般的做法都是先根据径流序列的变化，利用数学方法或统计学方法确定出径流序列的变异点，从而将研究时期划分为受人类活动影响较弱的“基准期”和受人类活动影响较强的一个或多个“变化期”，然后从多年平均尺度上研究径流从一个阶段变化到另一个阶段的影响因子及其影响量。具体的方法主要分为三类：基于统计回归的方法，基于概念性集总式水文模型的方法和基于分布式或半分布式水文模型的方法。基于统计回归的方法通常根据实测径流资料和气象资料，通过回归分析等方法建立[53]径流资料与气象资料的数学关系，进而估计气象因子变化对径流变化的影响。Schaake采用气候弹性系数描述流域径流量对于气象因子的敏感性，并基于观测的降水和径流数[54]据评估气候变化对流域径流的影响；Zheng等根据气候弹性系数的概念在黄河流域分5 长安大学专业硕士学位论文[55]别评估气候变化和土地利用变化对径流的影响；谢平等根据乌力吉木仁河三级区1956~2000年径流与降雨序列的变异点划分了基准期与变异期，并分别建立回归方程定[56]量地分析了造成该区水文变异的原因。白乐等采用MK-P法和Pettitt法进行流域径流序列突变年识别，并借助SCRAQ法估算了窟野河流域降水、潜在蒸散发和人类活动对径流的影响。基于概念性集总式水文模型的方法通常是在流域上建立一个概念性集总式水文模型，基于整个流域的水量平衡方程及能量平衡方程概念性地描述流域的主要水文过程，[57]定量区分气候变化和流域下垫面条件变化对于流域径流的影响。Roderick等基于Budyko水热耦合平衡假设，推导出流域实际蒸散发对降水、潜在蒸散发以及流域下垫面条件敏感度的表达式，并在多年平均尺度上分析了气候与流域下垫面条件变化对径流[58]的影响；Harman等在美国MOPEX流域采用了一个功能性水量平衡模型来定量确定径流成分对降水年际变化的敏感性，确定了模型中影响径流对降水变化弹性的最重要的[59]功能性参数；王国庆等在中国几个典型流域上采用有序聚类法划分了不同变化期，并[60]运用SIMHYD模型分析评估了气候变化和人类活动对流域径流量的影响；陈军锋等利用一个集总式水文模型（CHARM）模拟了不同气候与土地覆被条件下长江上游梭磨河流域的水量平衡，定量分析了气候波动和土地覆被变化对径流影响的贡献率。基于分布式或半分布式水文模型的方法物理性较强，且可以描述气象要素和下垫面条件的空间异质性。该方法通常是通过固定气候输入和下垫面条件两者中的一个要素，并改变另一个要素，通过对比不同变化情景下的模型计算结果来估算气候变化或下垫面[61]条件变化对流域径流的影响。Yan等采用SWAT分布式水文模型在堵河上游流域分析[62]了土地利用变化对流域径流量和产沙量的影响；Bao等采用VIC模型分析了海河流域[63]气候变化与人类活动对流域径流变化的贡献量；林凯荣等基于东江流域的两期土地利用现状图和流域气象、径流长时间序列，运用改进的SCS月模拟模型进行了流域径流模拟，并揭示了气候变化与人类活动对流域径流量的影响。值得一提的是，以上三类方法互有优缺。基于统计回归的方法依靠实测数据利用数学方法进行计算，无需采用水文模型，输入数据少，计算方法简便，但此类方法物理性不强，且无法准确考虑除气候条件外其他因素变化对流域径流的影响，故此类方法的应用范围相对有限。基于概念性集总式水文模型的方法模型结构简单且具有一定的物理性，能够较好地定量区分气候变化和流域下垫面条件变化对流域径流的影响，但由于其在计算时将整个流域作为一个整体，因而无法进行流域空间异质性的分析。基于分布式或半6 第一章绪论分布式水文模型的方法，结构复杂，物理性较强，能够较好地模拟流域各个区域的水文过程，已得到了学者们的广泛应用。但由于分布式或半分布式水文模型输入数据及模型参数复杂且难以获得，导致在某些流域建模时，所需的与水文过程尺度相匹配的观测数[64-65]据很难满足分布式水文模拟的需求，且分布式或半分布式水文模型复杂的模型结构[66]与模型参数极大地增加了模型的不确定性，常常影响了模型的模拟精度。在变化环境下的水文模拟中，分布式或半分布式水文模型通过固定气候变化和下垫面变化中的一个因素，同时改变另一个因素生成情景组合，通过模型模拟，识别二者的影响，这种方法与实际水文过程中气候条件、下垫面条件及人类活动同时变化且相互作用的背景环境是相悖的。因此，对于不同的研究区，变化环境下流域水文分析与模拟方法的选用应具体问题具体分析，尽量规避模型劣势，发挥方法优势，以期获得一个相对准确的分析模拟结果。1.2.3基于水热耦合平衡假设的径流变化归因分析研究进展由于分布式水文模型复杂的模型结构与模型参数带来不确定性，常引发模拟结果的偏差，因而许多学者在进行流域尺度的分析时，更倾向于选择模型结构更简单且具有物理性的概念性集总式模型。其中，基于水热耦合平衡假设的Budyko理论经过多年发展正在成为分析气候变化与人类活动对流域径流影响的新趋势。基于水热耦合平衡假设的Budyko理论是由前苏联著名气候学家Budyko在进行全球水量和能量平衡分析时提出的，他发现陆面长期平均蒸散发量主要是由大气对陆面的水分供给（降水量）和蒸散发能力（净辐射量或潜在蒸散发量）之间的平衡决定的，于是他结合流域的水量平衡方程与能量平衡方程提出了一个水热耦合平衡方程，可根据降[67-68]水及蒸散发能力推求实际蒸散发量。此后，基于Budyko理论，许多学者在多年尺度上推导出不同的水热耦合平衡方程，并用以描述流域多年平均状态下实际蒸散发量与[69-75]降水量及潜在蒸散发量的关系。随着Budyko理论的不断完善与发展，这些水热耦合平衡方程也被广泛应用于分析气候变化和下垫面条件变化对流域蒸散发的影响，进而通过水量平衡方程转为分析气候变化和下垫面条件变化对径流的影响，目前主要依据两种方法，即弹性系数法与垂直分解法。弹性系数法是根据水热耦合平衡方程，推导出径流对降水变化和潜在蒸散发变化的弹性系数，然后用降水与潜在蒸散发数据在多年平均尺度上推求气候变化所引起的径流变化量，再将径流变化总量扣除气候变化影响量，即可得到人类活动变化所引起的径流[76]变化量。Ma等利用基于Budyko理论的弹性系数法计算了气候变化与人类活动对密7 长安大学专业硕士学位论文云水库入库流量的影响，并用GBHM模型的计算结果加以验证，发现两种方法计算的[77]结果一致；Yang等结合Penman公式和Budyko理论，推导出了流域径流对于降水、净辐射、气温、风速和相对湿度等的弹性系数表达式，估算了各种气候因子对流域径流[78]变化的影响；杨大文等基于流域水热耦合平衡模型计算了各流域径流对气候和下垫面变化的弹性系数，并针对黄河流域38个典型子流域在1961~2010年间的径流变化，定量区分了气候变化和下垫面变化对各典型子流域天然径流减少的影响程度。[79]垂直分解法是由Wang等于2011年提出的，他认为气候变化只会引起Budyko曲线上的点沿着曲线移动，而人类活动会引起点的纵坐标变化，从而偏离Budyko曲线，因此可以根据点的偏离轨迹分别计算出气候变化与人类活动对流域径流的影响量。Sun[80]等采用基于Budyko框架的弹性系数法和垂直分解法以及动态水文建模法三种方法分[81]别对汉江流域的径流减小做了定量归因分析，三种方法得到了相同的结论；Liang等在中国黄土高原的14个流域上，通过使用基于Budyko框架的垂直分解法，探索了1961-2009年期间流域径流量变化对不同驱动因素的响应。1.2.4水热耦合平衡假设的降尺度研究进展目前国内外基于水热耦合平衡假设的径流变化归因分析主要是集中在多年平均尺度上进行的，研究径流由水文变异点前的一个阶段变化到水文变异点后的另一个阶段时，气候变化与人类活动对径流变化的贡献率。这种研究方法的前提假设有两点：（1）在多年平均尺度上，一个闭合流域的水量平衡方程为P=R+E，即采用降水与径流的差值作为实际蒸散发量来进行模拟计算；（2）径流是在某一点（水文变异点）发生突变的，且径流与流域的状态在变异点前后各自的阶段中是保持稳定的，即在变异点前后各自的阶段中可以使用同一参数描述流域情况。而这样的前提假设与流域实际水文过程显然是相悖的。径流的变化大多是一个渐变过程，通过水文变异点只能大致区分径流在几个时期的量级差别，并不能真正反映实际水文过程中径流的变化情况。且对于大多数流域来说，流域蓄水量的变化对流域水量平衡有很大的影响，忽略流域蓄水量变化而将其表征为蒸散发量可能会影响计算结果的可信度。针对此，国内外已有众多学者开始对水热耦合平衡假设进行降尺度研究，以期能够更准确地揭示流域径流的变化规律，解析其驱动力影响。而降尺度的关键，在于对流域蓄水量变化的估算，只有准确获得流域的蓄水变化量，水量平衡公式才能在短时间尺度[82]上成立。Zhang等将Budyko假设的极限概念扩展为广义的水需求和供给框架，并将该框架应用于两个阶段的水量划分，以开发月尺度与日尺度的水量平衡模型；Yokoo等8 第一章绪论[83]将季节性尺度水量平衡模型中的储水能力指数和排水指数纳入模型，以进行降尺度研[84]究；Zanardo等以诊断和数据驱动的方式研究了年降水量变化对年尺度水量平衡的控[85]制；Chen等引入有效降水的概念，将年尺度的Budyko模型扩展到季尺度；杨汉波等[86]通过量纲分析和数学推导得到能用于任意时间尺度上的水热耦合平衡方程，且该方程只含有一个参数。1.3研究内容和技术路线1.3.1研究内容针对气候条件与人类活动对流域水文循环过程产生耦合影响这一复杂问题，本研究拟在社会水文学的框架下，基于水热耦合平衡假设，建立社会水文学分析体系，从社会水文学的角度对1975-2010年无定河流域地下储水量、蒸散发量与径流量每年的数量变化做出定量归因分析，进而揭示变化环境下流域水文循环过程的年际变化。同时，根据社会水文系统中各变量的互馈机制与水量平衡方程，建立流域社会水文学模拟模型，通过设定社会取用水与下垫面情景，模拟流域未来变化环境下的水文循环变化，即模拟不同气候输入、社会取用水情景与下垫面情景下流域的径流量与地下水蓄变量，以期对未来的流域规划治理与决策提供技术支持与参考依据。由于人类活动对水资源的演化是一个渐变的过程，因此本研究以年为尺度进行研究，以期以细致的径流过程演化过程最好地体现人类活动对流域水循环变化的驱动过程和结果。本研究的具体研究内容如下：（1）对无定河流域1975-2010年发生的社会水文学年际变化进行识别。对无定河流域的气候条件（包括降水、气温、气压、风速、日照时间与相对湿度）、土地利用、社会因子（包括人口、农灌面积、牲畜数量、造林面积、工业产值、水库数量与淤地坝数量）以及水文条件（径流）的每年的数量变化进行分析，并结合Mann-Kendall趋势检验法对无定河流域发生的社会水文学变化及其变化趋势进行识别与分析。（2）分析变化环境下流域水文循环过程，构建年尺度上的流域水量平衡公式。针对气候条件变化与人类活动变化对水文循环过程的影响，结合无定河流域当地情况，认为气候变化影响流域的降水与蒸散发能力，而人类活动变化对水文循环过程中各个环节均有影响。人类对地表及地下的取水、利用及排水过程，影响流域的蒸散发及地表水与地下水的交换活动，并导致流域地表蓄水量与地下蓄水量的变化。与此同时，人类对植被覆盖与土地利用的改变，包括流域内水库、淤地坝等水工建筑的蓄水活动，又将影响流域下垫面状态的变化，导致流域产汇流机制发生变化，进而影响流域水文循环过程中各项数值上的变化。基于以上分析，构建无定河流域的流域水量平衡公式、地下水平衡9 长安大学专业硕士学位论文公式与地表水平衡公式。（3）建立无定河流域社会水文学分析体系，对1975-2010年无定河流域社会水文循环变化进行定量归因分析。①对年尺度上流域地下水蓄变量的年际变化作定量归因分析。根据流域实测径流变化过程，采用数字滤波法估算流域基流量的变化，并根据基流退水曲线位移法计算得到地下水补给量，同时由分项调查法统计得到人类从流域地下水的开采量，最后基于地下水量平衡公式，从基流量、地下水补给量、人类影响量的角度对流域蓄水量的变化作定量归因分析。②基于水热耦合平衡假设与分项调查法对年尺度上流域蒸散发量的变化作定量归因分析。通过流域地下蓄水量变化的计算，将水热耦合平衡公式由多年平均尺度降到年尺度，并基于水热耦合平衡假设的垂直分解法，定量区分气候变化与人类活动变化对无定河流域蒸散发的贡献量，最后基于分项调查法，根据每一年的人类取用水量，对每项人类活动变化对流域蒸散发量变化造成的影响作详细分析，将人类活动变化对无定河流域蒸散发变化的贡献量进一步细分为人类取用水活动变化与下垫面条件变化对流域蒸散发的影响量，从气候变化、人类取用水活动变化与下垫面条件变化的角度，对流域蒸散发量的变化作定量归因分析。③无定河流域径流变化定量归因分析。通过对流域地下水蓄变量以及蒸散发量的分析计算与归因分析，对1975-2010年无定河流域出口处白家川水文站的实测径流每年的变化进行定量归因分析，将径流每年的变化量定量区分为气候变化贡献量、人类取用水活动变化贡献量、下垫面条件变化贡献量与地下水变化贡献量。（4）建立无定河流域社会水文学模拟模型，模拟未来变化环境下无定河流域社会水文循环变化。根据无定河流域社会水文学分析结果，对流域水量平衡公式中各项建立驱动机制，并基于此建立流域社会水文学模拟模型，以期基于流域现状年状态对流域社会水文循环每年间的变化进行模拟。研究选取2010年为现状年，通过设定社会取用水与流域下垫面的组合情景，对现状年的下一年即2011年无定河流域的社会水文变化进行模拟，并为流域水资源的日常化管理提供建议。1.3.2技术路线技术路线如下图所示。10 第一章绪论实测径流社会因子数字滤波法基流分项调查法地下水补给量退水曲线位移法地下水开采量地下水量平衡公式RcRWGbg地下水蓄变量流域水量平衡公式降水量径流量E=PRG流域蒸散发基于Budyko水热耦合平衡假设的垂直分解法气候变化对流域蒸人类活动变化对流域散发变化的贡献量蒸散发变化的贡献量分项调查法人类取用水活动变化对流下垫面条件变化对流域域蒸散发变化的贡献量蒸散发变化的影响量流域水量平衡的年际变化公式R=PEcEhEhRcRW取用水下垫面bg历史分析驱动机制社会水文学分析体系社会水文学模拟模型图1-1技术路线图11 长安大学专业硕士学位论文第二章研究区概况2.1地理位置本研究以无定河流域为研究区域。无定河是黄河中游的一级支流，是陕西省榆林地区最大的河流。其发源于陕西省白于山，流经陕西与内蒙古两省（区）13个县（旗），经清涧县川口以南20公里处汇入2黄河。无定河干流全长491.2km，流域总面积30261km，河道平均比降1.8‰，其中陕2西省境内干流河长为442.8km，流域面积20302km，占无定河流域总面积的67%。无定河流域出口控制站为白家川水文站。无定河流域位于北纬37°14′-39°35′，东经108°18′-111°45′之间，其地理位置如图2-1所示。图2-1无定河流域地理位置12 第二章研究区概况无定河按其河床河谷变化可分为五段：上游红柳河段、巴图湾至芦河口段、芦河口至鱼河堡段、鱼河堡至崔家湾段以及崔家湾至河口段。无定河上游段称为红柳河，河谷宽200~500m，河床宽30~50m，割切剧烈，比降约为1.0‰，河谷呈凹形，谷内发育有一、二级阶地。巴图湾至芦河口段，河床切入20~30m，总落差131m。芦河口至鱼河堡段，河谷开阔，谷底宽达2000m，水流分散。鱼河堡至崔家湾段河道较顺直，曲度半径在200~400m之间，比降1.43‰，谷宽300~2000m，沿河有沙丘。崔家湾至河口段为基岩峡谷，顶部残存有薄层黄土，岸高谷深，河床比降大，水流较急，阶地发育差，此段河谷宽一般为100-300m，河道固定，水流较集中。无定河从白于山北麓向北流，到巴[87]图湾转向东流，过镇川堡后折向东南汇入黄河。2.2地形地貌无定河流域位于陕北高原与鄂尔多斯台地交接带，处于沟壑纵横、粱峁起伏的黄土高原和毛乌素沙地过渡带，地势起伏较大，同时地形地貌呈现出一定的地带性。依据地[88]形地貌，无定河流域大致可分为河源梁涧区、风沙区以及黄土丘陵沟壑区。一、河源梁涧区2河源梁涧区位于无定河流域西南部，面积3454km，占流域面积的11.4%。梁峁涧地地势较为平坦，为该区域的农业生产基地。河源梁涧区地表覆着物为更新世黄土和洪积冲积物，该区域沟深坡陡，沟蚀和重力侵蚀较为严重。陕西省定边、安塞及吴旗县均位于河源梁涧区。二、风沙区无定河流域西北部为毛乌素沙地南缘与黄土丘陵沟壑区的过渡地带，以毛乌素沙地2为主。该地区为风沙区，面积16447km，占流域面积的54.3%。该区域降水量较小，植被覆盖水平较低，区域内地势低平，主要覆盖第四纪松散的沙土和沙质黄土，地形由流动、固定、半固定沙丘和滩地组成，土壤侵蚀水蚀轻微，风蚀较为严重。风沙区主要包含内蒙古乌审旗、陕西省榆林县、横山及靖边等县的部分地区。三、黄土丘陵沟壑区2无定河流域东南部的中下游地区为黄土丘陵沟壑区，面积10360km，占流域总面积的34.3%。该区域是黄土高原峁状地貌的主要分布区域，沟壑纵横，地形较为破碎，植被覆盖率较低，水土流失较为严重。黄土丘陵沟壑区包含陕西省米脂、绥德、子洲、清涧、子长、榆林、横山等县。13 长安大学专业硕士学位论文2.3气象条件无定河流域地区属温带半干旱大陆性季风气候。该地区春季干旱且风沙较多，雨雪稀少；夏季天气炎热，前期干旱，后期降雨集中，雨量较多；秋季较为湿润，降雨较多，气温下降较快；冬季干燥寒冷，降雪少。为进一步分析无定河流域的气象条件，本研究收集了流域气象数据，对其年内变化加以分析。气象数据来自于中国气象数据网（http://data.cma.gov.cn/site/index.html），在中国地面气候资料日值数据集中提取流域内及流域周边气象站点的气象数据，包括日降水、日平均气温、日最高气温、日最低气温、日平均气压、日平均风速、日最大风速、日照时数、日平均相对湿度和日最小相对湿度。本研究共搜集到无定河流域内与无定河流域周边13个气象站点1975-2010年的气象日数据，包括无定河流域内的榆林站、横山站、绥德站与无定河周边的东胜站、盐池站、河曲站、兴县站、离石站、隰县站、定边站、吴旗站、延安站、鄂托克旗站。在ArcGIS中通过泰森多边形插值得到无定河流域的面气象数据。气象站点信息及其分布如表2-1与图2-2。表2-1无定河流域及周边气象站点信息气象站号气象站名称省份纬度（°）经度（°）海拔（m）53543东胜内蒙古39.50109.591461.953723盐池宁夏37.48107.231349.353564河曲山西39.23111.09861.553664兴县山西38.28111.081012.653764离石山西37.30111.06950.853853隰县山西36.42110.571052.753646榆林陕西38.16109.471157.053725定边陕西37.35107.351360.353738吴旗陕西36.55108.101331.453740横山陕西37.56109.141111.053754绥德陕西37.30110.13929.753845延安陕西36.36109.30958.553529鄂托克旗内蒙古39.06107.591380.314 第二章研究区概况图2-2无定河流域及周边气象站点图2.3.1降水统计数据显示，无定河流域年平均降水量为300-500mm，雨量较小，大部分地区降水量在450mm以下。降水量集中且在空间分布上具有西北向东南递减的态势，总的来说无定河流域具有暴雨多、雨强大，降水有效利用率较低等特征。无定河流域降水年内变化如图2-3所示。图中，年内各月的散点值代表在1975-2010年期间各年份在同一月份月降水量的分布。各月的箱体表示月降水量在年际尺度上的不同统计特征，自上而下分别为第一分位数（25%频率对应的降水量）、中位数、第三分位数（75%对应的降水量）；虚线表示多年月降水量的中位数在年内的变化过程。15 长安大学专业硕士学位论文250200150/mm降水100500一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-3无定河流域降水年内变化通过分析可得：（1）无定河流域多年月降水量中位数的最大值出现在8月（91.46mm），而最小值则在1月（0.89mm）；（2）年内降水量主要集中在6-9月，这4个月期间多年平均降水量为254.99mm，占全年降水量的77%；（3）1975至2010年间，月降水量的最大值（214.43mm）出现在8月；（4）从图中可发现无定河流域的降水量年内分配不均且集中度较高，作为汛期的四个连续月份（6-9月），其降水量占年总降水量的69%；（5）各月的箱体变化显示：8月的降水量在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是7月、6月、9月，其余月份的多年月降水量中位数值相对较低，同时年际间分布较为稳定，变化不大。由此可总结如下：无定河流域的降水量年内分配不均，集中度高，丰枯值差异大，且月降水量在年际尺度上变幅较大。2.3.2气温无定河流域多年平均气温约为7.9℃-11.2℃，气温最高时可达39.6℃，最低时可至零下32.7℃。无定河流域寒潮首见于9月，结束于5月。无霜期较短，无霜期平均为134-169天，最短时仅为102天。气温日较差较大，平均日较差为11.4℃-13.9℃。16 第二章研究区概况无定河流域气温年内变化如图2-4所示。图中，年内各月的散点值代表在1975-2010年期间各年份在同一月份的平均气温分布。各月的箱体表示月平均气温在年际尺度上的不同统计特征，自上而下分别为第一分位数（25%频率对应的月均气温）、中位数、第三分位数（75%对应的月均气温）；虚线表示多年月平均气温的中位数在年内的变化过程。30252015105/℃气温0-5-10-15-20一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-4无定河流域气温年内变化通过分析可得：（1）无定河流域多年月平均气温中位数的最大值出现在7月（25.73℃），而最小值则在1月（-13.21℃）；（2）年内气温较高月份主要集中在5-8月，这3个月期间多年月平均气温的中位数均高于20℃；（3）1975至2010年间，月平均气温最大值（32.61℃）出现在7月；（4）从图中可发现无定河流域的气温年内变化较大且高温天气集中于5-8月份；（5）各月的箱体变化显示：2月的气温在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是1月、12月、11月，其余月份的月平均气温值相对稳定，同时年际间分布较为稳定，变化不大。由此可总结如下：无定河流域的月平均气温年内变化大，高温天气集中，温度高值与低值相差较大。17 长安大学专业硕士学位论文2.3.3气压无定河流域气压年内变化如图2-5所示。图中，年内各月的散点值代表在1975-2010年期间各年份在同一月份的月平均气压分布。各月的箱体代表着月平均气压在年际尺度上的不同统计特征，自上而下分别为第一分位数（25%频率对应的月气压）、中位数、第三分位数（75%频率对应的月气压）；虚线表示多年月平均气压的中位数在年内的变化过程。910905900895/hPa890气压885880875一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-5无定河流域气压年内变化通过分析可得：（1）无定河流域多年月平均气压中位数的最大值出现在12月（901.33hPa），而最小值则在7月（886.75hPa）；（2）年内气压较高月份主要集中在11月至次年1月，这3个月期间多年月平均气压的中位数均高于900hPa；（3）1975至2010年间，月平均气压的最大值（904.85hPa）出现在12月；（4）从图中可发现无定河流域的气压年内变化较大且高压天气集中于11月至来年2月份；（5）各月的箱体变化显示：2月的气压在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是12月、2月、11月，其余月份的月平均气压值相对稳定，同时年际间分布较为稳定，变化18 第二章研究区概况不大。由此可总结如下：无定河流域的月平均气压年内变化大，高压天气集中，气压高值与低值相差较大。2.3.4风速风力是地球表面的一种重要应力，对降水、蒸发、径流以及河道内泥沙情势等均有着重要作用。无定河流域地处黄土高原北部，风蚀作用较大，风力作用不容忽视。而风速是风力等级划分的依据，且风速是对流域气候条件研究的主要参数之一。无定河流域风速年内变化如图2-6所示。图中，年内各月的散点值代表在1975-2010年期间各年份在同一月份风速的分布。各月的箱体代表着月平均风速在年际尺度上的不同统计特征，自上而下分别为第一分位数（25%频率对应的月平均风速）、中位数、第三分位数（75%频率对应的月平均风速）；虚线表示多年月平均风速的中位数在年内的变化过程。4.543.532.5/m/s2风速1.510.50一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-6无定河流域风速年内变化通过分析可得：（1）无定河流域多年月平均风速中位数的最大值出现在4月（3.10m/s），而最小值则在1月（1.67m/s）；（2）年内风速较高月份主要集中在春季3-5月份，这3个月期间多年月平均风速的中位数均高于2.6m/s；（3）1975至2010年19 长安大学专业硕士学位论文间，月平均风速的最大值（3.97m/s）出现在4月，最小值（0.86m/s）出现在1月；（4）从图中可发现无定河流域的风速年内变化较大且高压天气集中于3-5月份；（5）各月的箱体变化显示：12月的风速在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是5月、4月、1月，其余月份的月平均风速值相对稳定，同时年际间分布较为稳定，变化不大。由此可总结如下：无定河流域的月平均风速年内变化大，高风速天气集中，风速高值与低值相差较大。2.3.5日照时间无定河流域日照时间年内变化分析如图2-7所示。图中，年内各月的散点值代表着在1975-2010年期间各年在同一月份日照时间的分布；各月的箱体代表着月日照时间在年际尺度上的不同统计特征，自上至下分别是：第一分位数（25%频率对应的日照时间）、中位数、第三分位数（75%对应的日照时间）；虚线表示多年月日照时间的中位数在年内的变化过程。350300250200/小时150日照时数100500一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-7无定河流域日照时数年内变化通过分析可得：（1）无定河流域多年月日照时间中位数的最大值出现在5月20 第二章研究区概况（272.64h），而最小值则在2月（184.57h）；（2）年内日照时间较长月份主要集中在5-7月，日照时间较短月份分布在12月至次年2月；（3）1975至2010年间，月日照时间的最大值（322.94h）出现在6月，最小值（119.51h）则在2月；（4）从图中可发现无定河流域的日照时间年内分配不均且集中度高，夏季的三个连续月份（5-7月），其日照时间占年总日照时间的29%；（5）各月的箱体变化显示：8月的日照时间在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是9月、10月、6月，其余月份的多年月日照时间值相对较低，同时年际间分布稳定，变化不大。由此可总结如下：无定河流域的日照时间年内波动较大，集中度高，日照时间高值与低值差异较大，且月日照时间在年际尺度上变幅较大。2.3.6相对湿度无定河流域相对湿度年内变化分析如图2-8所示。图中，年内各月的散点值代表着在1975-2010年期间各年在同一月份相对湿度的分布；各月的箱体代表着月相对湿度在年际尺度上的不同统计特征，自上至下分别是：第一分位数（25%频率对应的相对湿度）、中位数、第三分位数（75%频率对应的相对湿度）；虚线表示多年月平均相对湿度的中位数在年内的变化过程。通过分析可得：（1）无定河流域多年月平均相对湿度中位数的最大值出现在9月（66.58%），而最小值则在4月（38.65%）；（2）年内月平均相对湿度较大月份主要集中在7-10月，相对湿度较低月份分布在2-5月；（3）1975至2010年间，月平均相对湿度的最大值（77.80%）出现在9月，最小值（24.39%）则在4月；（4）从图中可发现无定河流域的相对湿度分配不均且集中度高，汛期的的四个连续月份（7-10月），其月平均相对湿度较高，其中位数均大于58%；（5）各月的箱体变化显示：2月的相对湿度在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是1月、12月、3月，其余月份的多年平均月均相对湿度相对较低。由此可总结如下：无定河流域的月均相对湿度年内波动较大，集中度高，相对湿度高值与低值相差较大，且月均相对湿度在年际尺度上变幅较大。21 长安大学专业硕士学位论文9080706050/%40相对湿度3020100一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-8无定河流域相对湿度年内变化2.4水文条件2.4.1河流水系无定河流域水系分布不均，呈一风倒树状水系。风沙区河流稀少且河流长度较小，2黄土区河网发育，支流较多。无定河流域面积在1000km以上的支流为芦河、榆溪河、2[89]大理河及淮宁河，面积在100km以上的支流和沟道共55条。一、芦河芦河发源于陕西省靖边县南部白于山区，由南向北流经靖边、横山两县，于横山县2什马弧汇入无定河。芦河全长166km，流域面积2486km，河道平均比降为2.86‰，沿2河流域面积在100km以上的支流有东芦河、西芦河、贾家沟等6条。芦河在杨家畔以下河道切入基岩数十米，沿河出现多处瀑布。二、榆溪河榆溪河发源于内蒙古乌审旗，由北向南于榆林县鱼河堡汇入无定河。榆溪河全长297.9km，河道平均比降为3.57‰，陕西省境内流域面积3843km。上中游流经毛乌素沙22 第二章研究区概况2漠及第四系黄土梁峁区，部分河段切入基岩，谷岸低，水势缓。沿河流域面积在1000km2的支流有五道河及白河，流域面积大于100km以上的支流及沟道有圪求河、头道河、芹河等7条。榆溪河水流稳定，含沙量较小，流域内建有榆东、西沙、三岔弯、榆高等自流灌区。三、大理河大理河发源于陕西省靖边县白于山东侧，由西向东流经靖边、横山、子洲及绥德四县，于绥德县城附近汇入无定河。大理河全长159.9km，河道平均比降2.55‰，流域面2积3904km。河道穿行于砂页岩中，沿岸黄土层较厚，沟蚀强烈。沿河流域面积大于2100km的支流有卧牛城沟、清水河、马尾河、小理河等12条。四、淮宁河淮宁河发源于陕西省子长县涧峪岔，由西向东流经子长、子洲及绥德三县，于绥德2县汇入无定河。淮宁河全长95.8km，流域面积1222.1km，河道平均比降为4.59‰。流2域面积大于100km的支流仅有淮宁湾沟一条。2.4.2径流无定河流域出口水文站为白家川水文站，在该水文站观测到的径流量基本可代表整8个无定河流域的径流量。统计资料显示，无定河流域多年平均径流量为15.3×10m³，占黄河多年平均径流量的2.4%。无定河以降水和地下水补给为主，沙漠区由于地面渗漏强烈，地下水补给比重较大，可达80%～90%以上。黄土丘陵沟壑区年径流以降水补给为主，地下水补给只占年径流的30%左右。为了给出进一步的分析结果，本研究收集相关站点径流数据（来源于《黄河流域水文特征值统计》）。并将其转换为径流深，系统分析径流过程的变化规律。无定河流域径流深的年内变化如图2-9所示。图中，年内各月的散点值代表在1975-2010年期间各年份在同一月份径流深数值由大到小的纵向分布。各月的箱体代表着径流深在年际尺度上的不同统计特征，自上而下分别为第一分位数（25%频率对应的月径流深）、中位数、第三分位数（75%频率对应的月径流深）；虚线表示多年月径流深的中位数在年内的变化过程。23 长安大学专业硕士学位论文12108/mm6径流深420一月二月三月四月五月六月七月八月九月十月十一月十二月图2-9无定河流域径流深年内变化分析通过分析可得：（1）无定河流域多年月径流深中位数的最大值出现在3月（3.76mm），而最小值则在5月（1.43mm）；（2）年内丰水期主要集中在3月与7-9月，平水期分布在10-12月及次年的1-2月，枯水期则集中在4-6月；（3）1975至2010年间，月径流深的最大值（9.79mm）出现在8月，最小值（0.14mm）则在6月；（4）各月的箱体变化显示：8月的径流深在年际变化幅度最大，分布极不稳定，离散程度最大，次之是7月、9月、6月，其余月份的多年平均月径流深值年际间分布稳定，变化不大。由此可总结如下：无定河流域的径流深年内分配不均，集中度高，丰枯值差异大且月径流在年际尺度上变幅较大。2.5土壤植被无定河流域位于干旱半干旱内陆地区，受大陆季风气候影响，植被状况恶化，生态系统脆弱。流域内植物以草本为主，木本植物相对较少。从东南向西北地区，由森林草原向典型草原和荒漠草原过渡。以长城分界，长城以北为干旱风沙草原滩地，长城以南为灌丛草原、草甸草原和森林草原。在北部风沙区及沙漠化危害严重的沙漠边缘区，主24 第二章研究区概况要为沙生植被生态景观。流域内天然植被稀少，植被覆盖率较低，其中流动沙丘植被覆盖率小于10%，半固定沙区植被覆盖率小于30%，沙区边缘地带及丘间洼地或湖滨两岸植被覆盖率大于30%。无定河流域地处黄绵土、风沙土和新积土地带之上。以古长城一线为界，北部为风沙土，南部为黄绵土地带。根据土壤普查资料，无定河流域绵土、风沙土、绵沙土、黑沪土、栗钙土和淤积土等六个主要土类中，绵土类分布最广，为主要耕作土壤，且主要分布在黄土丘陵沟壑区的粱与沟坡上。绵土类土层深厚，土质疏松绵软，耕作层浅，有机质含量低，养分缺乏，通气透水性能好。风沙土类分布于长城沿线地区，分布面积居无定河流域第二位。风沙土多为质地均匀的细砂土和沙壤土，质地疏松易于耕作，通气透水性强，缺乏结构性，蓄水保肥能力较差，有机质含量低，农业产量低且不稳。绵沙土分布于陕北黄土丘陵沟壑区北部边缘地带，位于北纬37°以上，北接风沙土，地形为梁峁坡地、沟坡地、川台地和涧地，绵沙土质地疏松，水分极易下渗，保墒保肥能力较差，土壤养分含量少。淤积土类是在冲积物母质上经过耕种熟化而成的土壤，主要分布于流域的川道地区以及坝地上，土质肥沃，熟化层厚，有机质含量相对较高，为本流域主要的高产基本农田用地。除以上主要的三种土类外，其它土类分布面积相对较小且分布不够集中。2.6社会经济无定河流域内行政区包括陕西省子洲、横山县的全境，榆阳区、靖边、米脂、绥德及内蒙古乌审旗的大部区域，还包括陕西的清涧、定边、吴旗、子长、安塞及内蒙古鄂托克前旗的小部分区域。2子洲县总面积2042km，总耕地面积137万亩，截止到2016年末，全县共有11.5万户，总人口30.4万人。2016年，子洲县农业总产值19.60亿元，工业总产值39.66亿2元。横山县总面积4333km，2014年末全区常住人口29.55万人。2016年，全县地区生2产总值121.16亿元。榆阳区总面积7053km，截止到2016年末，全区户籍人口58.48万，2013年，榆阳区实现生产总值461.26亿元，三次产业结构比例为5:58.6:36.4。靖2边县总面积5088km，截止到2016年末，常住总人口36.86万人。2016年，靖边县实2现生产总值244.94亿元，三次产业结构比例为9.0:60.9:30.1。米脂县总面积1212km，截止到2016年末，常住总人口15.94万人。2016年，米脂县全年农林牧渔业总产值11.892亿元，工业总产值32.5亿元。绥德县总面积1878km，截止到2012年末，常住总人口236.52万人。内蒙乌审旗全旗总面积11645km，2013年，乌审旗总人口为10.97万人，25 长安大学专业硕士学位论文乌审旗地方财政总收入累计40.03亿元。2.7水土流失与水土保持政策流域内植被覆盖度低及其独特的土壤特性造成了无定河流域水土流失较为严重的情况。目前，无定河流域水土流失面积占流域总面积的98.8%，强度侵蚀以上面积占近2250%，其中强度侵蚀面积6407km，占21.43%；极强度侵蚀面积5882km，占19.68%；242剧烈侵蚀面积2206km，占7.38%。无定河流域平均土壤侵蚀模数高达0.97×10t/km·a，其流域土壤侵蚀强度最强区域位于粗泥沙集中来源区。无定河流域水土流失具有水土流失范围广、强度大，粗沙含量高，产沙、输沙集中，土壤侵蚀类型多样及人为水土流失显著等特点。无定河流域水土流失的严重情况引起了政府的重视，1982年无定河流域被确定为中国水土流失重点治理区，长期生态治理特别是植被重建使得该地区土地利用发生了巨大变化。2.8泥沙与淤地坝图2-10表示了1956-2004年间无定河流域年均输沙量的变化情况。可以看出81956-2004年间无定河流域年均输沙量呈显著下降趋势，多年平均输沙量为1.127×10t，4平均下降速率为5.79×10t/年。且从图可以看出输沙量在1956-1972年间相对平稳，19724年之后开始呈现显著下降趋势，1973-2004的年平均输沙量为7260×10t/年，相较于41956-1972年的18815.24×10t/年，下降了61%以上。50000450004000035000t30000/万2500020000输沙量1500010000500001950196019701980199020002010年份图2-10无定河流域年均输沙量变化黄土高原以连续大面积而深厚的黄土分布、地貌形态之复杂、水土流失之严重令国内外学者瞩目。淤地坝作为黄土高原最主要的沟道工程措施，在拦泥淤地，减少入黄泥26 第二章研究区概况沙方面发挥着重要作用。据水利部《黄土高原地区水土保持淤地坝规划》资料，到2020年，预计在黄土高原建设淤地坝16.3万座。无定河流域作为黄土高原地区代表性流域，其淤地坝数量众多。其中韭园沟作为无定河左岸的一条支沟，截止1997年共建坝26332223座，拦泥库容2200.7万m，可淤地312hm，已淤282hm，每hm坝地拦泥7.12万m，2布坝密度为3.72座/km。当然也存在一些未治理的沟道，如裴家峁流域，其位于无定河22下游左岸，流域面积41.5km，截止2007年已建有淤地坝61座，淤地面积35hm，不足流域面积的1%。虽然淤地坝的建设对水土流失的治理存在一定效果，减少了河流含沙量，但由于淤地坝土体蓄积水分形成土壤水库，大大减少了地表水资源量，故其蓄水、减水的效益也非常显著。无定河流域淤地坝数量较多，淤地坝的蓄水减水效应也相应较大。淤地坝作为治理黄土高原水土流失的有效工程，其土壤水分效应和蓄水减水效应是人为因素对水资源的影响的一个重要表现。2.9本章小结本章从地理位置、地形地貌、气象条件、水文条件、土壤植被、社会经济、水土流失与水土保持政策以及泥沙与淤地坝等多个方面对无定河流域的基本概况进行了分析与整理，指出了无定河流域具有气象及水文条件年内分布不均、水土流失严重、泥沙多等特点。且无定河流域作为黄土高原典型水土保持治理流域之一，流域内复杂的人类活动以及其次生的下垫面影响都在扰动着流域水文循环过程，并使其发生复杂性的变化，因此，开展变化环境下无定河流域（黄土高原典型流域）的水文循环研究就显得刻不容缓且意义重大。27 长安大学专业硕士学位论文第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化3.1数据收集与趋势检验方法3.1.1数据收集本章将从气候条件变化、土地利用变化、水文条件变化、社会因子及数量变化等方面研究变化环境下的无定河流域社会水文学变化，并对变化环境对流域社会水文循环过程的影响做出定性分析。文中主要涉及气象数据、土地利用数据、径流数据、社会因子数据等。其中气象数据来自于气象数据来自于中国气象数据网，数据长度1975-2010年，相关数据获取和处理方法如2.3节所述。径流数据来源于《黄河流域水文特征值统计》，主要为流域出口站—白家川站的年月数据，数据长度1975-2010年。对于社会因子及数量变化，由于资料有限，本次仅收集到了无定河流域涉及的榆林市神木县、榆阳区、横山县、米脂县、靖边县、定边县、子洲县、绥德县、清涧县以及佳县等行政区的社会因子及其1975-2010年的数值变化，包括城镇人口、农村人口、农灌面积、牲畜数量、造林面积、工业产值等。然后，可根据类型按照面积比或归属地将社会因子数据换算得到无定河流域的社会因子量值数据。各类社会因子来源于《陕西省水利统计年鉴（1949-2011）》、《陕西省地市历史统计资料汇编》、《榆林市年鉴》、《榆林市统计年鉴》、《陕西省水利志》、《榆林水利志》及各县区志等文献。3.1.2趋势检验方法（Mann-Kendall趋势检验法）对气候、水文及社会因子的年际变化分析，本文拟采用Mann-Kendall（MK）方法[90-91]用于对时间序列的趋势检验。Mann-Kendall检验法属于非参数检验方法中的一种，因其原理简单，计算方便，故其在时间序列趋势分析的众多方法中应用最为广泛。此方法由Mann和Kendall提出，由于其不要求分析样本遵从一定分布，且不受其它异常值干扰以及计算简便等优点，而被广泛用于非正态分布数据的趋势检验领域。目前，Mann-Kendall方法已在径流、气温、降水等水文气象要素的时间序列趋势诊断上广被认可。其具体方法如下：定义检验统计量S：ni1SsignXijX（3-1）ij21其中，sign()为符号函数。当XXij小于、等于或大于零时，signXijX分别28 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化取-1、0或1；依据不同的检验统计量S，MK统计量Z的计算公式为：ZS1nn12n518S0ZS00（3-2）ZS1nn12n518S0其中，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1.96时表示其通过了置信度为95％显著性检验。3.2气候条件变化3.2.1降水变化为分析无定河流域降水年际变化规律，将1975-2010年36年的年降水量数据分为4段，每段9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-1所示。图中实线为各统计时段年降水量中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年降水量的最大值、第一分位数（25%频率对应的年降水量）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年降水量）及最小值。600550500450/mm400降水3503002502001975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年图3-1无定河流域降水年际变化箱图由图3-1可知，降水量在过去的36年间发生了较大的变化，各时段的年降水量中位数与最小值经历了上升——下降——上升的过程，各时段年降水量最大值在统计时段内呈现持续下降状态。且年降水量在1984-1992年时段内数值较集中，年际变化幅度小，其余三个时段内离散程度均较大。将年降水量数据代入Mann-Kendall（MK）趋势检验法中，得到统计量Z值为-0.59，其绝对值小于1.96，说明降水量在1975-2010年间呈现下降状态，但下降趋势不显著，序列整体变化速率为-0.998mm/年。3.2.2气温变化为分析无定河流域气温年际变化规律，将1975-2010年36年的年平均气温数据分29 长安大学专业硕士学位论文为4段，每段9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-2（a）所示。图中实线为各统计时段年平均气温中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年平均气温的最大值、第一分位数（25%频率对应的年平均气温）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年平均气温）及最小值。同时，将每年日最高气温，日平均气温及日最低气温序列图绘于图3-2（b）中，图中上沿线表示各年日最高气温的年平均值，中间点线图表示日平均气温的年际变化，而下沿线则表示日最低气温的年平均值的变化。2010.5181016149.512/℃910/℃气温8.58温度6847.5207-21975-19831984-19921993-20012002-2010197519811987199319992005时间/年时间/年(a)(b)图3-2无定河流域气温年际变化由图3-2（a）可知，各时段的年平均气温中位数值、最大值及最小值在1975-2010年时段内整体均呈上升趋势。其中1993-2001年时段内，年际变化幅度最大，分布极不稳定，时段内年平均气温最大值与最小值相差较大；在1975-1983年时段内整体离散程度较低，分布较为平稳。由图3-2（b）可知，日最高气温的年平均值、年平均气温及日最低气温的年平均值均呈上升趋势，这与图3-2（a）所呈现结论保持一致。同时，将年平均气温时间序列（1975-2010年）代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为3.75，其绝对值大于1.96，说明年平均气温在1975-2010年呈显著上升趋势，通过了置信水平为95%的置信检验。且经计算年平均气温时间序列整体变化速率为0.043℃/年。3.2.3气压变化为分析无定河流域气压年际变化规律，将1975-2010年36年平均气压数据分为4段，每段为9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-3所示。图中实线为各统计时段年平均气压中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年平均气压的最大值、第一分位数（25%频率对应的30 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化年平均气压）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年平均气压）及最小值。897896895894/hPa893气压8928918908891975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年图3-3无定河流域气压年际变化由图3-3可知，各时段的年平均气压的中位数、最大值及最小值均在1975-2010年时段发生了明显的减小。且2002-2010年时段内，年际变化幅度最大，分布极不稳定，年平均气压最大值与最低值相差较大；在1975-1983年时段内整体离散程度较低，分布较为稳定。年平均气压由1993-2001时段到2002-2010年时段间发生了较大变化，整体年平均气压值存在突然下降的情况。同时，将年平均气压时间序列（1975-2010年）代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为-2.30，其绝对值大于1.96，说明年平均气压在1975-2010年呈显著下降趋势，通过了置信水平为95%的置信检验。且经计算年平均气压时间序列整体变化速率为-0.989hPa/年。3.2.4风速变化为分析无定河流域风速年际变化规律，将1975-2010年36年平均风速数据分为4段，每段为9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-4（a）所示。图中实线为各统计时段日平均风速中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年平均风速最大值、第一分位数（25%频率对应的年平均风速）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年平均风速）及最小值。同时，我们将年平均风速及日最大风速的年平均值序列图绘于图3-4（b）中，图中上沿线表示年平均最大风速，中间点线图表示年平均风速变化。31 长安大学专业硕士学位论文82.92.762.5/m/s/m/s4风速2.3风速22.11.901975-19831984-19921993-20012002-2010197519811987199319992005时间/年时间/年(a)(b)图3-4无定河流域风速年际变化由图3-4（a）可知，各时段的年平均风速中位数值、最大值在1975-2010年经历了下降——上升过程，而各时段的年平均风速最小值则在1795-2010年时段内始终呈降低状态。其中2002-2010年时段内，年际变化幅度最大，分布极不稳定，年平均风速的最大值与最小值相差较多；其余时段内整体离散程度较低，分布较为稳定。由图3-4（b）可知，日最大风速的年平均值与年平均风速均呈现下降趋势。同时，将年平均风速时间序列（1975-2010）及日最大风速的年平均值时间序列（1975-2010）代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值分别为-1.15与-1.97，后者绝对值大于1.96，说明日最大风速的年平均值在置信水平为95%的情况下呈显著下降趋势；年平均风速在1975-2010年呈下降趋势（取置信水平为95%），但趋势不显著。且经计算年平均风速及日最大风速的年平均值时间序列整体变化速率为-0.004m/(s∙年)和-0.016m/(s∙年)。3.2.5日照时间变化为分析无定河流域日照时间的年际变化规律，将1975-2010年日照时间序列平均分为4段（1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年），分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-5所示。图中实线为各统计时段年日照时间位中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年日照时间最大值、第一分位数（25%频率对应的年日照时间）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年日照时间）及最小值。32 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化310030002900/小时28002700日照时间2600250024001975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年图3-5无定河流域日照时间年际变化由图3-5可知，各时段的年日照时间中位数值、最大值及最小值在1975-2010年间整体均呈下降趋势。年日照时间中位数值在整体下降中存在阶段性上升过程，而日照时间最小值则呈持续下降状态。各时段的离散程度相差不大，其中2002-2010年间，年际变化幅度最大，分布较不稳定，日照时间最大值与最低值相差较大。同时，将年日照时间序列（1975-2010年）代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为-1.67，说明日照时间在1975-2010年间呈下降趋势，但趋势不显著（取置信水平为95%）。且经计算年日照时间序列整体变化速率为-3.669小时/年。3.2.6相对湿度变化为分析无定河流域相对湿度的年际变化规律，将1975-2010年平均相对湿度序列平均分为4段（1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年），分段计算其统计值并绘制箱图，如图3-6（a）所示。图中实线为各统计时段年平均相对湿度中位数变化情况，同一箱体自上而下分别为年平均相对湿度最大值、第一分位数（25%频率对应的年平均相对湿度）、中位数、第三分位数（75%频率对应的年平均相对湿度）及最小值。同时，我们将年平均相对湿度及年最小相对湿度序列图绘于图3-6（b）中，图中散点图表示年平均相对湿度，下沿线表示年最小相对湿度。33 长安大学专业硕士学位论文706159605750/%5540/%5330相对湿度51相对湿度204947104501975-19831984-19921993-20012002-2010197519811987199319992005时间/年时间/年(a)(b)图3-6无定河流域相对湿度年际变化由图3-6（a）可知，年平均相对湿度中位数值在1975-2010年间总体呈先降后升的趋势。其中2002-2010年间，年际变化幅度最大，分布不稳定，年平均相对湿度最高值与最低值相差较多；在1984-1992年间整体离散程度较低，分布最稳定。由图3-4（b）可知，年平均相对湿度、年最小相对湿度均呈现下降趋势，且年平均相对湿度的下降趋势相较于年最小相对湿度更为明显。同时，将年平均相对湿度时间序列（1975-2010年）及年最小相对湿度时间序列（1975-2010年）代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值分别为-1.38与-0.29，说明年平均相对湿度时间序列（1975-2010年）及年最小相对湿度时间序列均呈现下降趋势，但趋势不显著。且经计算年平均相对湿度及年最小相对湿度时间序列整体变化速率为-0.070%/年及-0.013%/年。3.2.7气候条件变化分析通过对无定河流域气候条件1975-2010年序列的变化分析，可以发现：①降水呈现下降状态，但下降趋势不显著，1975-2010年间年降水量减少了44.06mm；②气温呈显著上升趋势，1975-2010年间年平均气温增加了0.60℃；③气压呈显著下降趋势，1975-2010年间年平均气压减少了5.23hPa；④风速呈显著下降趋势，1975-2010年间年平均风速减少了0.02m/s；⑤日照时间呈下降趋势，但趋势不显著，1975-2010年间年日照时间减少了38.33小时；⑥相对湿度呈现下降趋势，但趋势不显著，1975-2010年间年平均相对湿度减少了2.14%。无定河流域1975-2010年间，降水量的减少会导致流域的水量输入减少，可能引起蒸散发与径流的减少；气温的增加、气压的减少与相对湿度的减少，可能引起潜在蒸发能力的增加，进而导致流域蒸散发的增大，在同等水量输入条件下，将会引起径流的减34 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化小；而风速与日照时间的减小，又将引起流域蒸散发的减小，在同等水量输入条件下，将会引起径流增大。可以发现1975-2010年间，无定河流域处于一个变化的气候环境中。且气候条件的年际变化十分复杂，其各个气候因子的变化驱使流域蒸散发与径流向不同的方向运动，难以定量分析气候变化对流域蒸散发以及径流变化的影响。3.3土地利用变化为解决黄土高原严重的水土流失问题，20世纪70年代起，政府大力开展黄土高原生态建设，一方面，采取植树种草等生物措施与修建梯田、挡土坝等工程措施相结合，治理水土流失，另一方面，合理安排生产活动，如陡坡地退耕还林、还草，过度放牧地区减少放牧牲畜数量等，创建减少水土流失的软环境。然而，不可否认的是，以植被恢复为核心的黄土高原生态建设极大地改变了黄土高原的土地利用格局。无定河流域作为黄土高原的一部分，从上世纪后期至今，其土地利用类型也发生了重大的变化。2表3-11982年-2010年无定河流域土地利用类型转移矩阵（km）2010耕地林地草地水域建设用地未利用地耕地5766.44745.802411.9923.2529.1958.45林地201.281244.94257.543.004.0628.00草地1234.31400.9410225.0126.4418.50487.201982水域20.754.5633.82169.901.506.75建设用地18.753.5017.820.75135.525.06未利用地101.4554.631215.567.0621.135258.31表3-1为无定河流域1982年至2010年土地利用类型转移矩阵。可以看出，在这29年间，耕地、水域和未利用地的面积减少，转移为其他类型用地，而林地、草地和建设用地的面积则有所增加。其中，耕地的转移幅度最大，有18.73%的耕地转变为其他类型用地，未利用地的转移幅度次之，有12.23%的未利用地得到了利用，且有2.90%的水域发生了土地利用类型转移。在新增的土地利用类型面积中，林地的面积增幅最大，与1982年相比，林地面积增加了41.15%，草地面积与建设用地面积较1982年分别增加了214.28%与15.71%，其中草地的增加面积最大，达到了2411.99km。从以上数据可以看出，在生态建设政策的积极驱动下，退耕还林（草）工程使得无定河流域林地的新增幅度和草地的优势程度明显提高，且随着流域内经济与城镇化建设的快速发展，许多耕地与为利用地被改造为建设用地。遂可以得出结论，从1982年到2010年，无定河流域的土地利用类型发生了巨大的变化，而这无疑将导致流域的水文循环过程也随之发生改变。35 长安大学专业硕士学位论文3.4社会因子及数量变化3.4.1人口变化在流域的社会因子变化中，人口变化为其中一个关键因素，对水循环系统影响较大。为分析无定河流域内人口的年际变化情况，将1975-2010年36年数据分为4段，每段为9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，分别绘制城镇人口及农村人口箱图，如图3-7所示。401703516030150/万人25/万人人口20人口1401513010120501101975-19831984-19921993-20012002-20101975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年时间/年(a)城镇人口(b)农村人口图3-7无定河流域人口年际变化由图3-7可知，城镇人口与农村人口在1975-2010年间最大值、中位数值及最小值均呈上升趋势。其中城镇人口在2002-2010年间，年际变化幅度最大，分布较不稳定，最大人口数与最小人口数相差较大且离散程度较高；农村人口在1984-1992年间，年际变化幅度最大，分布较不稳定，而在2002-2010年间离散程度较低。同时，将城镇人口及农村人口时间序列代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值分别为8.57与7.40，其绝对值均大于1.96，说明无定河流域内人口在1975-2010年间呈显著上升趋势，通过了置信水平为95%的置信检验。且经计算城镇人口及农村人口时间序列整体变化速率分别为0.758万人/年与1.856万人/年。3.4.2农灌面积变化农灌面积作为社会因子的一部分，对农业生产总值及流域内蒸发等均存在一定的影响。为分析无定河流域农灌面积的年际变化情况，将1975-2010年36年数据分为4段，每段为9年，即1975-1983年、1984-1992年、1993-2001年及2002-2010年，绘制农灌面积箱图，如图3-8所示。36 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化5550/万亩4540农灌面积35301975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年图3-8无定河流域农灌面积年际变化由图3-8可知，农灌面积在1975-2010年时段内整体呈上升趋势。其中在1975-1983年间，年际变化幅度最大，离散程度较高，分布较不稳定；在1993-2001年间离散程度较低。同时，将农灌面积时间序列代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为3.50，其绝对值大于1.96，说明农灌面积在1975-2010年间呈显著上升趋势，通过了置信水平为95%的置信检验。且经计算农灌面积时间序列整体变化速率为0.344万亩/年。3.4.3牲畜数量变化统计社会因子中的牲畜数量变化情况，并分别绘制不同时段内不同牲畜类别箱图，用以分析无定河流域牲畜数量年际变化情况，包含大牲畜（牛、马、驴、骡、骆驼），猪，羊及牲畜总量变化情况，如图3-9所示。21702060195018/万头/万头17猪40大牲畜163015201410131201975-19831984-19921993-20012002-20101975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年时间/年(a)大牲畜(b)猪37 长安大学专业硕士学位论文400450350400300350250/万头300/万头200羊250150牲畜总量2001005015001001975-19831984-19921993-20012002-20101975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年时间/年(c)羊(d)牲畜总量图3-9无定河流域牲畜数量年际变化由图3-9可知，大牲畜数量虽整体呈上升趋势，但在1975-1983时段到1984-1992年时段的显著增加后，开始呈现缓慢下降状态，而猪、羊数量与牲畜总量在全时段内均呈现上升趋势。大牲畜数量在1975-1983及1993-2001时段内离散程度较大；猪的数量在2002-2010年间离散程度较大，分布较为不稳定，而在1984-1992年间离散程度较低，分布较稳定；羊的数量在2002-2010年间离散程度较高，在1993-2001年间离散程度较低，分布较为稳定；牲畜总量在2002-2010年间离散程度较高，分布较不稳定，在1984-1992年间离散程度较低，分布较为稳定。同时，将各牲畜种类数量及牲畜总量的时间序列代入MK趋势检验法中，各序列统计量Z值分别为2.38，7.15，6.52与6.96，绝对值均大于1.96，说明各牲畜种类与牲畜总量序列在全时段内呈现显著上升趋势，其中猪及羊的数量上升趋势最为显著。大牲畜、猪、羊及牲畜总数在1975-2010年的变化速率分别为0.092万头/年，1.040万头/年，4.376万头/年及5.763万头/年。3.4.4造林面积变化造林面积作为社会因子中的一个因素，对流域内蒸发及下垫面条件存在较大影响。将造林面积在1975-2010年分时段（1975-1983年、1984-1992年、1993-200年1及2002-2010年）绘制箱图来反映其在时域上的变化情况，如图3-10所示。由图3-10可知，造林面积在1975-2010年时段内整体呈下降趋势。其中在2002-2010年时段内，年际变化幅度最大，离散程度较高，分布较不稳定，年造林面积的最大值与年造林面积的最小值相差较大；在1993-2001年时段内离散程度较低，分布较稳定。同时，将造林面积时间序列代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为-0.61，说明造林面积在1975-2010年虽呈下降趋势，但下降趋势不显著。且经计算造林面积时间序列整38 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化体变化速率为-0.012万亩/年。10987/万亩654造林面积32101975-19831984-19921993-20012002-2010时间/年图3-10无定河流域造林面积年际变化3.4.5工业产值变化将无定河流域工业产值在1975-2010年的变化情况绘制成点线图，如图3-11所示。700000060000005000000万元/40000003000000工业产值20000001000000019751980198519901995200020052010时间/年图3-11无定河流域工业产值年际变化由图3-11可知，无定河流域工业产值在过去的36年间呈持续上升状态。相比之下，工业产值在1975-1995年间上升缓慢，1995年之后，工业生产总值上升趋势显著且速率呈指数型增长。将工业生产总值代入MK趋势检验法中，得到统计量Z值为8.49，其绝对值大于1.96，说明无定河流域工业产值在1975-2010年间呈显著上升趋势，通过了置信水平为95%的置信检验。经计算工业产值时间序列整体变化速率为24552.688万元/年，表明在过去的36年间，工业产值增长速率极快，呈井喷式增长。3.4.6水库数量变化据调查，截至2010年，无定河流域内累计建成水库77座，分布于无定河干流及其支流上。无定河流域水库在空间与时间上的分布如图3-12与图3-13所示。39 长安大学专业硕士学位论文图3-12无定河流域水库空间分布807570/座6560水库数量5550454019751980198519901995200020052010年份图3-13无定河流域水库建成时间分布由图可以看出，无定河流域内的水库数量由1975年的47座增长到2010年的77座，在36年内水库数量增加了39%。将水库数量代入MK检验法中进行计算，得到统计量Z值为7.82，其绝对值大于1.96，说明无定河流域水库数量在1975-2010年间呈显著上升趋势（置信水平为95%）。经MK计算水库数量时间序列整体变化速率为0.352座/40 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化年，表明在过去的36年间，水库数量的年增长速率尚可。但由图3-13可以看出，水库数量的增长大部分集中在20世纪90年代末期，在1975年至1982年间增长速率快。众所周知，水库数量的增加必将引发流域内的蓄水量的变化，进而导致蒸散发量增加，这将会给流域水文循环过程带来一定的影响。3.4.7淤地坝数量变化20世纪六七十年代以来，黄土高原地区持续开展了水土保持工程建设，其中淤地坝是治理水土流失、改善农业生产条件的有效措施，具有拦泥、蓄水、缓洪、淤地等综合功能，故从20世纪六七十年代开始，政府在无定河流域大力开展淤地坝的建设活动。因无定河流域淤地坝数量资料缺乏，无法对长时间序列的淤地坝数量变化进行分析，但根据榆林市2009年淤地坝安全检查结果，截止2009年，无定河流域在榆林市境内的区域中，共修建淤地坝5004座。由此可知从20世纪六七十年代至2009年，无定河流域内淤地坝数量增加了千余座，可认为在1975-2010年时间段内，淤地坝的数量呈显著上升趋势且速率较快。淤地坝的修建淹没了部分陆面，使得控制流域内陆面蒸发变为水面蒸发，增大了流域的总蒸散发量，且淤地坝的修建同时改变了流域的下垫面条件与产汇流机制，将对流域的自然水文循环产生不容忽视的影响。3.5水文条件变化为说明无定河流域水文条件变化，将1975-2010年径流深序列绘制于图3-14中。605040/mm30径流深2010019751980198519901995200020052010时间/年图3-14无定河流域径流深年际变化由图3-14可以看出，1975-2010年的径流深序列呈现下降趋势。为验证这一结论，将1975-2010年的径流深序列代入MK趋势检验法中进行趋势检验。MK检验结果显示统计量Z值为-4.40，其绝对值大于1.96，说明径流深序列在置信水平为95%的情况下呈41 长安大学专业硕士学位论文显著下降趋势，序列整体变化速率为-0.4242mm/年。3.6变化环境对流域水文循环过程影响的定性解析通过对变化环境下无定河流域1975-2010年社会水文学变化的分析可知，不论是气候条件、水文条件，亦或是土地利用类型与社会因子数量，随着时间进程，都发生了较大的变化，如表3-2所示。其中，气候条件中，降水表现出下降趋势，将直接导致流域的水量输入减少，气温的增加、气压的减少与相对湿度的减少，将导致流域蒸散发的增大，而风速与日照时间的减小，又将引起流域蒸散发的减小。气候条件的变化对流域蒸散发与径流的影响十分复杂。社会因子中，人口、农灌面积、牲畜数量、工业产值、水库数量与淤地坝数量均显著上升，造林面积虽上升趋势不显著，但流域内林地面积始终呈现持续增加趋势，这些社会因子的数量变化表明了人类活动的强度在1975-2010年间显著增大，人类活动对天然水文循环的干预愈来愈强。如取用水活动将导致流域内社会水循环的通量愈来愈大，人类活动造成的流域下垫面变化将造成流域产汇流机制的变化。反映到水文变化上，就是流域径流量显著减少，这也是流域内社会水文学变化的直观结果。表3-2无定河流域社会水文学变化数据变化趋势显著与否可能引发的关键要素变化降水↓降水↓气温↑√蒸发↑气压↓√蒸发↑气候条件风速↓蒸发↓日照时间↓蒸发↓相对湿度↓蒸发↑人口↑√径流↓农灌面积↑√径流↓蒸发↑牲畜数量↑√径流↓社会因子造林面积↑径流↓蒸发↑工业产值↑√径流↓水库数量↑√蒸发↑淤地坝数量↑√径流↓蒸发↑水文条件径流↓√径流↓在变化环境下，流域水文循环过程受到气候条件变化与人类活动的影响，已由天然水文循环转变为社会水文循环。同时，复杂的社会水文循环过程使得流域气候、水文与社会因子的变化规律难以捉摸。针对于此，必须基于社会水文学的角度建立分析体系与模拟模型对变化环境下流域社会水文循环过程进行分析研究与模拟，这对于认识流域社会水文循环过程、定量分析人类活动对于水文循环的干预以及流域未来水资源管理方案42 第三章变化环境下的无定河流域社会水文学变化都具有重要的现实意义。3.7本章小结本章对无定河流域气候条件（包括降水、气温、气压、风速、日照时间与相对湿度）、土地利用类型、社会因子（包括人口、农灌面积、牲畜数量、造林面积、工业产值、水库数量与淤地坝数量）、水文条件（径流）在1975~2010年的年际变化进行了识别，检验并分析了各个因子的变化趋势，论证了无定河流域在1975~2010年间处于一个变化的环境，也刻画了每项流域水文影响要素的变化程度。同时，对各项变化因子构成的变化环境对流域水文循环过程的影响做出定性解析，表明在气候条件变化与人类活动的双重影响下，无定河流域处于一个复杂的变化环境当中，且年际间的变化趋势复杂，通过阶段性的多年平均尺度已不能准确描述无定河流域水文循环的变化。且受到气候条件变化与人类活动的耦合影响，流域水文循环正由天然水文循环转变为社会水文循环，传统的水文分析方法与模拟模型已不能完整刻画变化环境下流域的社会水文循环过程，必须从社会水文学的角度对社会水文循环过程进行分析。遂，本研究拟建立社会水文学分析体系与模拟模型，以期对变化环境下无定河流域社会水文循环过程1975-2010年间每年的变化进行定量分析研究与过程模拟。43 长安大学专业硕士学位论文第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立4.1变化环境下的流域社会水文循环过程与水量平衡4.1.1变化环境下的流域社会水文循环过程流域水文循环，是指流域尺度下包括降水、消耗、径流、输送运移及流域储水量变化等活动在内的整个过程，这个过程是十分复杂的。对于一个闭合流域，在天然状态下，流域水分循环过程只在重力势能、太阳辐射等能量下驱动。流域上空大气中液态或固态的水汽凝结物受到重力作用的影响形成降水，落到地面，首先会受到植物的截留，当降水截留量超过植被对降水的截留能力时，降水继续下落到土壤表面。其中，一部分落在地面坑洼的水会进行填洼过程，一部分水在地表汇入河道中，一部分水受到太阳辐射作用蒸发到大气中，还有一部分水会下渗到土壤中，进行重分配过程。土壤中的水受到不同作用力（如重力、毛管作用力和温度梯度等）被驱动向不同的方向运动。其中，一部分水侧向移动形成壤中流，靠近地面的部分土壤水受大气条件的影响蒸发进入大气，还有一部分土壤水在重力作用下，将向下运动，到达饱和带转化成为地下水，这一过程称为地下水的补给。进入饱和带中的地下水一部分在太阳辐射作用下，通过蒸散发进入大气，还有一部分在水力梯度的作用下，从补给区流向排泄区转化为地表水，这一过程称为地下水的排泄。若一个流域为闭合流域，即地下系统没有外部侧向的补给与排泄或地下系统侧向的补给与排泄是平衡的，则补给进入地下水的水量扣除地下水蓄变量后将出流形成基流，成为流域出口断面处径流中的一部分。最终，地面径流、壤中流、浅层地下径流与深层地下径流会在流域出口断面处交汇形成径流。天然条件下，影响自然水文循环的两大因素是气候条件（降水、气温、气压、辐射、风速、空气湿度等）与下垫面条件（地形坡度、土壤特性、土地类型、植被覆盖等），且气候条件的变化同时也会影响下垫面条件改变，但其变化过程较为缓慢。在人类活动的作用下，流域的水循环过程变得更趋复杂，一般由自然因子与社会因子耦合驱动整个水循环，很难将二者区分开描述，因此要了解认识变化环境下的流域水文变化必须从社会水文学的角度对二者所引发的自然—社会水文循环过程进行分析与研究。人类活动从循环路径和循环特性两方面显著改变着天然状态下的流域水循环过程，在自然水循环发生的同时驱动着新的、复杂的且方向不确定的“社会”循环，使得整个流域的水文循环过程发生了极大的改变，国际上也常将这种自然水文循环与人类活动的耦合过程称为社会水文循环。具体来说，人类活动对自然水文循环产生的影响可包括取44 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立用水活动影响与下垫面变化影响两方面。人类的生活与生产需要从流域内地表河道或地下含水层中取水，造成了对水文循环中水量的直接影响。生活、工业、畜牧业等用水部门的取用水直接导致了流域内水资源的消耗，相当于增大了流域的实际蒸散发量，同时也影响了流域内地表水与地下水的交换过程；农灌等人类活动将增加流域地表向地下的入渗量，进而影响地下水系统的采补平衡关系。除此之外，流域内水库、淤地坝等水利工程的修建与运行，由于坝前蓄水导致水面面积增大，将一部分陆地变为了水面，进而加大了流域的蒸散发；退耕还林等山川秀美工程、城市化建造等将极大改变流域的坡度、土地利用及植被覆盖等下垫面特性，进而引发流域产汇流机制的改变，严重影响流域的自然水文循环过程。从以上分析可发现，自然因子与社会因子耦合作用下的社会水文循环过程十分复杂，很难从物理层面准确定量地区分每一环节中的水文过程与人类扰动过程，但在宏观尺度上，基于水量平衡展开社会水文学的分析却未尝不可。遂本研究拟将流域划分为地表与地下两个模块，通过耦合社会模块，构建统一的自然—社会系统，从水量角度分析一个流域的社会水文循环过程，具体如图4-1所示。EhPEpWs社会地表SRDWgRchRbhRcpRbp地下GIO人类活动通过改变下垫面情况影响社会水文循环中各项值的变化地下系统地表系统流域系统图4-1流域社会水文循环过程图4-1从水量角度概念性地描述了一个流域的社会水文循环过程。图中，R为径流45 长安大学专业硕士学位论文量，P为降水量，E为蒸散发量，S与G分别代表地表蓄水量变化与地下蓄水量变化。Ep为降水所引发的蒸散发量，Rcp为降水下渗补给地下水的水量，Rbp为地下水受到补给之后由排泄区向河道排泄补给地表水的水量，I和O表示地下水系统的侧向补给与侧向排泄。若在天然状态下，流域水文循环过程可概述为下述几个主要水文过程：降水、蒸发、地下水补给、地下水排泄、地表蓄水量与地下蓄水量变化，最终产生流域出口处的径流，这几个过程构成了整个流域的水量交换与平衡。而在人类活动影响下，社会系统与水文系统发生了水量交换与互馈，导致自然水文循环过程发生两个方面的变化：其一，人类活动的取用水引起了流域内水量的消耗，引发了额外的蒸发与额外入渗补给地下水的水量，也改变了地表水地下水的交换水量与地表、地下蓄水量，图中，Ws为人类对地表水的取水水量，Wg为人类对地下水的取水水量，D为人类取用水之后排放回河道的水量，Eh为人类活动所引发的蒸散发量，Rch为人类活动如灌溉等引发的水量下渗补给地下水的水量，Rbh为地下水受到这部分下渗补给之后产生的由排泄区向河道排泄补给地表水的水量；其二，人类活动改变了流域下垫面条件，使流域产汇流机制发生了变化，反映在图4-1中，即改变了图中各项参数的取值大小。从图4-1概化出的流域社会水文循环过程来看，变化环境下社会水文循环中的每个过程都是时变过程，并且这些过程相互驱动、相互制约，互有影响，很难对其每一过程进行定量描述，因此，要使用分布式水文模型对流域社会水文循环过程进行模拟是极其困难的。但对于一个闭合流域，其流域水量平衡、地表水量平衡及地下水量平衡对于任意时间尺度都是成立的，基于此观点开展社会水文学变化分析，不失为一种可行的手段。4.1.2变化环境下的流域水量平衡根据图4-1可列出闭合流域的水量平衡公式，并基于此建立社会水文学分析体系，可对变化环境下的社会水文变化进行分析研究。本研究的分析尺度为年尺度，相关流域水量平衡公式、地下水量平衡公式及地表水量平衡公式可逐一推导建立。一、流域水量平衡将一个闭合流域的地表、地下水系统视为一个整体，将地表、地下水系统间的水量交换过程视为地表蓄水量与地下蓄水量的变化，且认为地下水系统侧向补给排泄均衡，即IO，则一个流域的水量平衡可由下式表示：R=PESG（4-1）46 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立式中，R为径流量，P为降水量，E为蒸散发量，S与G分别代表地表蓄水量变化与地下蓄水量变化。对于干旱半干旱地区，由于其蒸发极其强烈，土壤中的水大部分都蒸发到大气中，地表系统中蓄水量极少，且在年尺度上，年际地表蓄水量的变化更是小之又小，故在本研究中，可以近似的认为S=0。则流域水量平衡公式可表示为R=PEG（4-2）二、地下水量平衡地下水系统是水文循环的重要组成部分，它通过补给、储存、排泄、地下径流等过程与地表水系统紧密相连，共同构成了陆地水文循环的完整系统。若将一个闭合流域的地下水系统作为一个整体，将土壤水与地表水系统对地下水系统的水量交换考虑为地下水系统外的水量，在侧向补给与侧向排泄均衡，即侧向补给与侧向排泄水量相等的情况下，考虑人类活动作用，则地下水系统的水量平衡可表示为：RcRWG（4-3）bg式中，Rc为地下水补给量，即地表水下渗补给地下水的水量，Rc=RcphRc，Rb为基流量，即地下水排泄补给地表水系统的水量，RbRbpRbh，Wg为地下水开采量，G为地下蓄水量的变化。三、地表水量平衡对于地表水系统，可根据图4-1得到地表水量平衡公式如下：PRWERcRS（4-4）bg式中，P为降水，E为流域蒸散发量，EEphE，R为径流量，Rb为基流量，即地下水排泄补给地表水系统的水量，RbRbpRbh，Rc为地下水补给量，即地表水下渗补给地下水的水量，Rc=RcphRc，Wg为地下水开采量，S为地表蓄水量的变化。若认为S=0，则地表水量平衡公式可写为PR+W=ERcR（4-5）bg将地下水量平衡公式（4-3）与地表水量平衡公式（4-5）相加，可得到流域水量平衡公式（4-2）。基于流域社会水文过程以及年尺度上的流域水量平衡公式、地下水量平衡公式与地表水量平衡公式，可发现若能掌握水量平衡公式中各项参数的数值变化及其驱动关系，47 长安大学专业硕士学位论文就能够在流域上建立社会水文学分析体系，并对整个流域社会水文循环的年际变化进行定量分析与研究。遂在下面的章节中，将根据流域水量平衡公式，重点求取流域地下水蓄变量与实际蒸散发的数值将水量平衡公式运用到每年尺度，并定量区分地下水蓄变量、流域蒸散发与径流的驱动量以建立流域社会水文学分析体系，对无定河流域社会水文学变化展开全面分析与定量归因。4.2基于基流退水曲线位移法的流域地下水蓄变量计算与分析地下水的补给、储存和排泄是地下水循环的关键环节，也是变化环境下陆地水循环机理研究中的重要内容。降水、灌溉水以及其它地表水体通过下渗进入到地下含水层，形成地下径流，在靠近河道处，地下径流排泄进入河道又形成基流。正是通过地下水补给与排泄过程，地表水和地下水进行着频繁的水量和水质交换与转换，也造成了地下蓄水量的变化，即地下水蓄变量。根据式（4-3）可知，地下水蓄变量由基流量、地下水补给量与地下水开采量决定，本研究拟通过求取基流量、地下水补给量与地下水开采量来推算流域的地下水蓄变量。4.2.1基流分割基流，即“基本径流”，它是河道中能常年存在的那部分径流，在水文学中，基流[92-94]通常被定义为地下水对河川径流的排泄量。基流是河川径流常年稳定的补给来源，尤其在枯水期，基流是河流的主要补给形式。对于干旱和半干旱地区而言，年基流指数[95]甚至超过了地表径流在河川径流中的比例。维持河川基流量，对流域生产生活稳定供水、保证河流生态需水及揭示地表、地下水量交换规律具有重要作用。基流量与河川径流量不同，不能通过水文站直接观测获得，而是需要通过一定的方法进行估算，然而大多数方法都是基于径流特征的经验性方法。由于基流分割涉及到气候、自然地理、水文地质等学科，机理较为复杂，空间异质性强烈，同时限于试验资料严重缺乏，相关研究难度较大，因此长久以来基流分割一直是国内外水文学研究的重点与难点。目前，常见的基流分割方法可大体归纳为：图形法、水量平衡法、水文模拟法、同位素法及时间序列分析法。图形法是最早出现的手动分割基流的方法，是根据流量过程线的几何特征，依据经验来确定基流分割点的方法，可分为水平线分割法、斜线分割法、[96]库捷林分割法和退水曲线法四种分割方法；水量平衡法指应用水量平衡原理求解地下[97-100]水出流过程的方法，包括加里宁法、线型水库法及非线性水库法等；水文模拟法是利用数学方法（如水文模型）来分割基流，其中降雨径流模型（如新安江模型、萨克48 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立拉门托模型、水箱模型等）最为常用；同位素法就是采用不同示踪剂的质量平衡关系，将一次降雨事件产生的流量过程线分割成不同的水源，可按时间源、产流机制或地理源进行分割；时间序列分析方法是为了简化基流分割过程而提出的一种方法，主要包括基流指数法、平滑最小值法、时间步长法及数字滤波法等。数字滤波法近年来在国际上研究颇多，并已成为应用最广泛的基流分割方法。最早[101]的单参数数字滤波法由Lyne等于1979年提出，当时主要被用于信号的分析和处理。1990年，Nathan等首次将数字滤波技术应用到基流分割中，认为代表流域降雨—径流过程中快速响应的直接径流特征与数字信号中的高频部分类似，代表慢速响应的地下径流与数字信号中的低频部分类似，遂可将径流通过数字滤波器分解为直接径流（高频信号）和基流（低频信号）两个部分，用方程表示如下：1aqtaqt11QtQt（4-6）2式中，qt和qt1分别表示第t和t-1时刻的直接径流，以日为时间步长，Qt和Qt1分别表示第t和t-1时刻的总径流，a为滤波参数。总径流为直接径流与基流之和，则QtqtRtb（4-7）式中，Qt为第t时刻的总径流，Rtb为第t时刻的基流。故，基流滤波方程就表示为：1aRtbbaRt11QtQt（4-8）2式中，Rtb1为第t-1时刻的基流。之后，Chapman指出Lyne-Hollick算法即方程（4-8）存在着一定的缺陷，即当直接[102]径流等于0时，总径流和基流均为常数。于是，Chapman假定某时期的基流为该时刻的地表径流和前一时刻的加权平均，建立了如下的计算方法：aa1RtbbRtQt（4-9）22aa[94,103]2005年，Eckhardt经过论证，推导出了基流分割的一般形式，即两参数的递归数字滤波法，也称为Eckhardt滤波法，计算公式为：1BFImaxaRtb11aBFImaxQtRtb（4-10）1aBFImax49 长安大学专业硕士学位论文式中，Rtb和Rtb1分别为时间步长为t和t-1时的基流，Qt为时间步长为t时的总径流，a为滤波参数，BFImax为基流指数最大值。Eckhardt利用该方法对美国65个流域进行研究，并指出多孔介质含水层的多年性河流BFI=0.8，季节性河流BFI=0.5，maxmax坚硬岩石含水层的多年性河流BFI=0.25。max两参数的递归数字滤波法能减小过高的BFI值，增大过低的BFI值，与其他方法相比，BFI变化较缓慢，得到的基流过程线相对平滑，故本研究拟采用两参数的递归数字滤波法即式（4-10）进行基流分割计算。4.2.2地下水补给量由于地下水的补给具有高度的时空异质性，且对于无定河流域所处的干旱和半干旱地区，地下水补给量非常小，定量评价地下水补给量十分困难。国内外学者通过对地下水补给量计算方法的大量研究，提出了多种估算地下水补给量的方法，主要可分为三类：化学方法（示踪法、氯元素守恒法等）、物理方法（零通量面法、达西法、地下水位动态法等）和数学方法（水均衡法、数值模拟法、分项调查法、基流退水曲线位移法等）。化学方法，一般是基于化学元素的组分与运移对地下水补给量进行估算。其中，示踪法可以根据天然示踪剂或人工投放的示踪剂，比较研究区水样和大气降水中示踪剂组分的差异和变化规律，揭示地下水的起源、形成条件、补给机制，进而以经验公式等方[104-105]法估算地下水补给量；氯元素守恒法是基于氯元素的稳定性，通过降水中的氯元[106-108]素与地下水的氯元素的守恒关系，计算地下水的补给量。物理方法是基于土壤或地下含水层的物理性质对地下水补给量进行估算。其中，零通量面法是根据土壤中通量为零的面，划分土壤水蒸发与入渗的分界，用分界下的土壤水量计算浅层地下水入渗补[109]给量；达西法是通过测量包气带的垂向水力梯度和渗透系数，将达西定律应用与包[110]气带计算地下水补给量；地下水位波动法是假定潜水含水层中水位的上升是由地下[111]水的补给造成的，根据地下水位的上升量和含水层的给水度计算地下水的补给量。数学方法是根据地下水水量平衡或降水—地表水—地下水的数学关系推算地下水补给量。其中，水均衡法是列出水量平衡公式，通过求取公式中其他项，以确定未知项—地[112]下水补给量；数值模拟法是利用集总式或分布式流域地下水模型模拟地下水的来源、[113]补给与运移，求取地下水补给量；分项调查法是分项统计各项导致入渗补给地下水的水量，从而相加得到地下水补给总量；基流退水曲线位移法是基于流域基流的日流量[114]过程，通过流量过程线中的峰值与退水过程推求地下水补给量。50 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立化学方法和物理方法计算成本较高，计算周期较长，适合在小范围研究区域内进行试验研究。数学模型是地下水补给量计算的重要工具，但模型的构建、参数率定和结果验证需要大量的实测水文地质数据交叉验证，而数据的可获得性和精度在一定程度上限制了该方法的应用。由于很多研究需要追溯区域地下水的历史补给过程，在缺乏资料的情况下，化学方法和物理方法都很难再现不同历史时期的地下水补给状态。而对一个流域来说，降水与径流资料都较容易获得，且一般有较长的同期观测数据，因此，基于实测径流资料的退水曲线位移法则具有绝对优势，广泛被用于长系列的地下水补给变化研究。4.2.3基流退水曲线位移法基流退水曲线位移法（Therecession-curve-displacementmethod）是基于闭合流域的基流日流量过程线进行计算的，即认为流域地表水系统的控制面积与地下水系统的控制面积相等，且河流中的基流都来自于地下水的排泄，利用地下水受到补给而引发的基流退水曲线向上移动来计算其差值，从而得到地下水补给量。该方法自20世纪60年代起[115-117]已在国外广泛应用，最早是根据日流量退水曲线手工进行计算，费时费力，之后由美国地质调查局（U.S.GeologicalSurvey，USGS）编辑成为电脑程序，大大提高了工[118][119-122]作效率。在国内，台湾的学者们曾用该方法对台湾省的地下水补给量进行计算；中国科学院的朱芮芮应用此方法计算了黄土高原地区的地下水补给与排泄，并估计了该[123-125]地区地下水的储存量。本研究根据变化环境下社会水文循环研究框架的需要，基于基流退水曲线位移法的计算原理，重新编程并进行计算。当地下含水层受到垂直补给时，地下水储存量增大，排泄势能增强，地下径流也随之增大。而随着储蓄在地下含水层中的水逐渐向河道中排泄，此时地下水储存量减小，排泄势能减弱，地下径流量也减小，最终逐步趋于稳定，这一过程就是地下水消退过程。若能够对地下水消退过程进行数学描述，这对于估算地下水补给量、地下供水潜力与分辨各流域地下水系统间的相似性具有重大的意义。通常认为，基流主要是由地下含水层的水排泄进入河道而形成的，基流在水量上等于当前地下含水层中地下径流的排泄量。因此，基流的消退过程实际上反映了地下水的消退过程。基流在流量过程线上表现出高低起伏的变化过程，其过程线一般可分为枯水段、涨水段、洪水段和退水段等几个部分。其中，退水段反映的是地下水系统在受到垂直补给之后，地下变动含水层的水量排泄的变化过程，是对基流消退过程与地下水消退过程最直观的表达，其中包含着许多重要的[126]信息，如地下水系统的蓄水能力与含水层特征等。在应用基流退水曲线位移法计算51 长安大学专业硕士学位论文地下水补给量时，认为基流日流量过程线中的峰值表征地下水受到的补给，基流过程线的退水段表征地下水的消退，从而根据基流过程线中的退水段可计算出地下水补给量。本研究假设流域地下水侧向补给排泄均衡，即侧向补给量与侧向排泄量对于垂直补给量来说量级较小，可忽略不计，从而采用基流退水曲线位移法计算流域的地下水补给量。值得一提的是，本研究的基流分割是基于实测径流序列进行计算的，故由实测径流的基流退水过程所计算得到的地下水补给量应为净补给量，即扣除了潜水蒸发与人类从地下水系统提水之后，入渗到达地下含水层形成垂直补给的那部分水量。基流退水曲线位移法的应用首先根据定义从基流逐日曲线中选取出主要退水曲线，然后根据主要退水曲线计算退水指数与临界时间，最后根据基流逐日曲线结合退水指数与退水时间计算每一次的补给造成的地下水补给量。下文中将具体分为三个步骤进行方法描述：选取主要退水曲线、计算退水指数与临界时间、计算地下水补给量。一、选取主要退水曲线在基流的日流量过程线中，通常有许多峰值，即数值上大于前一天与后一天的点，每个峰值之后都存在着一个退水段，即水量下降的过程。而每个退水段中，又有可能包含着主要退水曲线。所谓主要退水曲线，就是基流退水段中不接受补给、不含地表径流且全流域的地下水水头都分布平稳时的基流退水段，它的主要特征就是流量与时间呈对数线性关系。计算时需要根据要求找到这些主要退水曲线，从而根据这些主要退水曲线计算退水指数与地下水补给量。地下水系统在受到降水或人工灌溉等垂直补给后，地下水储存量增大，地下水开始向河道中排泄。对于一个流域来说，当整个流域普遍受到垂直补给时，流域中靠近流域出口处区域的地下径流会较快地汇流到流域出口处，开始出流即地下水排泄，而距离流域出口处较远的区域，地下径流的汇流时间较长，这会导致当一次垂直补给结束之后，流域较远处的地下水可能还在进行地下径流汇流，而未能从流域出口处排出，此时地下水水头分布是不平稳的，地下水排泄量的消退不规律。这样的过程在基流的流量过程曲线中表现为，在一个峰值（接受一次补给）过后，基流流量不规律地下降，其与时间不呈对数线性关系。一段时间过后，当整个流域受到补给之后产生的地下径流都汇流到流域出口处，地下水水头分布变得平稳，地下水开始平稳地消退，这在基流流量过程曲线上表现出规律的下降，即流量与时间呈对数线性关系，直到接受下一次补给，基流开始上升。此时的退水过程所构成的基流流量曲线称为主要退水曲线（theMasterRecessionCurve，MRC），表征当地下水没有受到补给且地下水水头分布几乎稳定时的基流退水52 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立过程。在认为基流流量曲线中的峰值表征了地下水系统受到的垂直补给的条件下，[127]Linsley给出了一个公式用以估计从峰值到主要退水曲线所需要的时间：0.2N=A（4-11）式中，N为发生主要退水曲线消退的时间基准，即峰值过后的天数，A为地下汇流面积，对于闭合流域，认为其与地表流域面积相等，单位为平方英里。[114]根据Rorabaugh的研究，在主要退水曲线中，以10为底的基流的对数函数（lgQ）可近似表示为时间的线性函数，并可给出了一个新的公式用以估计峰值后出现主要退水曲线的时间间隔，即临界时间。在基流出现峰值的临界时间之后，建立lgQ与时间近似呈线性关系。临界时间的计算公式如下。20.2aSTc=（4-12）TR式中，Tc为临界时间，a是从河流到流域水文分界线的平均距离，S是储存系数，TR是地下水含水层渗透系数。[128]之后，Rorabaugh与Simons又提出了一个退水指数（RecessionIndex），用以表征基流退水过程的快慢。20.933aSK=（4-13）TR式中，K为退水指数。K越大，基流的消退过程越缓慢，K越小，基流的消退过程越迅速。结合式（4-12）与式（4-13），可以得到Tc=0.2144K（4-14）即可以通过退水指数推求临界时间。根据上述分析，可由下列几个步骤或条件从基流过程线中提取主要退水曲线，示意图如图4-2：3（1）将时间（天）作为横轴，将lgQ（m/s）作为纵轴，把基流绘制到此直角坐标系上；（2）找到基流过程线中所有峰值，即数值上大于前一天与后一天的点，计为PEAK（I）；（3）将微小的补给事件造成的峰值剔除，即剔除PEAK（I）中峰值前上升期与峰值后下降期持续时间短的峰值点，计为新的PEAK（I）；53 长安大学专业硕士学位论文（4）根据式（4-11），由流域面积推求峰值后可能出现主要退水曲线的天数N；（5）选取出每个峰值过后N天后还依然持续下降的退水段，直到基流开始上升为止，计为RESS（I）。这里，选取出的退水段RESS（I）必须满足一个条件，即后一个点比前一个点数值小；（6）将RESS（I）中持续时间短的退水段剔除，因为其可能会影响退水指数的计算，剔除后的序列计为新的RESS（I）；（7）观察剩下的RESS（I）中的每个退水段的lgQ与时间是否呈线性分布，剔除RESS（I）中lgQ与时间明显为非线性关系的退水段，剩下的退水段即认为能够代表该流域消退过程的主要退水曲线MRC。基流过程线峰值主要退水曲线)/s3m(Qlg主要退水曲线主要退水曲线主要退水曲线N天N天N天时间(天)图4-2主要退水曲线选取示意图二、计算退水指数与临界时间退水指数K表征了地下水排泄量消退的快慢，实际指的是在临界时间之后地下水排3泄量通过一个对数周期下降所需的时间，即在时间（天）为横坐标、lgQ（m/s）为纵坐标的坐标系中，纵坐标变化一个单位，横坐标的变化量就是K，如图4-3所示。可以看出，主要退水曲线的斜率为退水指数倒数的负数，即1K，故可确定退水指数K与临界时间Tc的求取步骤如下：（1）对每一个主要退水曲线作线性拟合，求出直线的斜率，计为k(i)；（2）求这些斜率的平均值k=ki；54 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立（3）求出退水指数Kk1；（4）根据式（4-14）求取临界时间Tc。基流过程线主要退水曲线点峰值主要退水曲线线性拟合线线性拟合线))/s/s33m(m(QQlglg斜率k=-1/K时间(天)时间(天)(a)(b)图4-3图形法确定退水指数三、计算地下水补给量[129]Meyboom认为，地下水系统受到一次垂直补给后，将增加潜在的总地下水排泄量，若后续的无限时间内都不再发生补给事件，那么可以用下式来表示从地下水系统排泄出的水的总体积VQKV=（4-15）2.3026式中，V为地下水总排泄量，Q是单位时间内的地下水排泄量，K为退水指数（RecessionIndex）。[130][114]Glover和Rorabaugh的研究表明，在流量峰值之后的临界时间点（Tc），地下水排泄量约等于在峰值时地下水受到的补给量的一半，即Tc时刻的基流量为基流峰值流量的一半。因此，结合叠加原理，地下系统在受到一次垂直补给事件时的补给量可以通过下式来计算：2Q21QKR=（4-16）2.3026式中，R为发生一次补给事件的地下水补给量，K为退水指数，Q1指的是假设不存在当前峰值PEAK(I)与所有后续峰值的情况下，在TP(I)之后的临界时间点（图4-4中B55 长安大学专业硕士学位论文点）的流量，Q2指的是存在当前峰值PEAK(I)，但不存在后续其他峰值的情况下，TP(I)之后的临界时间点（图4-4中C点）的流量。那么，求取地下水补给量的关键就是由退水段上的实际流量点推求若没有下一次补给事件，即峰值发生时的流量情况。地下水在接受一次补给（PEAK(I-1)）后，会进行地下水排泄，若不存在后续补给（PEAK(I)以及后续所有峰值），则经历一段时间后，基流在TB(I)时间点应减少为Q1，但由于存在下一次补给PEAK(I)的影响，基流由峰值退水一段时间后，便开始上升，即接受补给，若只存在PEAK(I)，但不存在PEAK(I)之后的所有峰值，则在TB(I)时间点，基流应减少为Q2，那么可先计算出Q1、Q2的值代入式（4-16）计算此次（PEAK(I)）的补给量。而根据前一个峰值的退水段最后一点流量推求Q1或Q2又分为两种情况，这里以Q1为例说明。（1）若上一次补给（峰值I-1）后，且在临界时间Tc后，基流才接受此次补给（峰值I），并开始上升，则可认为基流在此后的时间会保持对数线性消退，遂可由退水指数K按照下式由Q0线性推求之后任意时间点的Q，推求公式如下：1lgQ=lgQ0dT（4-17）KdTQ=Q10K（4-18）0式中，Q0为峰值I-1之后临界时间Tc时刻的基流量，dT为临界时间Tc到之后的任一时刻所经历的时间，Q为在没有后续补给情况下由临界时间Tc后又经历了dT之后的基流量。（2）若上一次补给（峰值I-1）后，还未达到临界时间Tc，基流便接受到此次补给（峰值I），并开始上升，则不能用退水指数K线性推求，需要根据上一次峰值后的退水段推求：CQ=（4-19）dT式中，dT为临界时间Tc到之后的任一时刻所经历的时间，Q为在没有后续补给情况下由临界时间Tc后又经历了dT之后的基流量，C为一常数，由基流开始上升前的前一次补给（峰值I-1）的退水段数据求平均值取得，具体公式如下：Ciqidti（4-20）56 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立CCi（4-21）式中，qi与dti为峰值I-1之后退水段中每一点的流量与该点距离峰值I-1时间点的时间间隔。根据每两个峰值计算一次地下水补给量，其计算过程与流程示意图如图4-5所示。在计算出每两次峰值的地下水补给量之后，将每年内的地下水补给量累加在一起，即可得到该年的地下水总补给量。PEAK(I)PEAK(I-1)PEAK(I+1))/s3dTm(D（TD(I),Q3）QA（TA(I),Q0）lgdQC（TB(I),Q2）斜率为-1/KTcB（TB(I),Q1）TP(I)时间(天)图4-4基流退水曲线位移法计算示意图57 长安大学专业硕士学位论文开始定位峰值PEAK(I)为过程线中第一个峰不为过程线中第一个值峰值A点为第二个峰值之前Q0(I)=Q2(I-1)退水期最后一天TA(I)=TB(I-1)TB(I)=TP(I)+Tc求Q1与Q2若前一个峰值在Tc时若前一个峰值在Tc时间之前受到补给间之后受到补给CiqidtiCCiCdTQ=KdTQ=Q0102Q21QKRI=2.3026图4-5基流退水曲线位移法计算流程图4.2.4地下水开采量地下水开采量资料较难直接获取，一般可通过地下水开采用途进行分项调查计算，即分类统计某一时间段内，用于不同用途的地下水开采量，再累积求和。因此，地下水开采量可基于各类社会指标的变化分项调查计算得出。对于地下水开采量已有许多计算方法，如在进行径流的还原计算时常使用的分项调查法。所谓分项调查法，是指对流域中各项人类活动所需的地下水开采量变化逐一进行调查、观测，并加以定量，充分利用分项水量调查资料估算出地下水开采总量。根据实际情况调查，由于黄土高原地区水土流失严重，河流含沙量较高，故无定河流域生活、畜牧业以及工业用水基本都来自地下水，遂本研究拟通过统计生活取水量、畜牧业取水量与工业取水量计算地下水开采量，公式可表达为：WgW工业W生活W畜牧（4-22）其中，Wg为地下水总开采量；W工业为用于工业的地下水开采量；W生活为用于生活58 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立的地下水开采量；W畜牧为用于畜牧业的地下水开采量。一、用于工业的地下水开采量用于工业的地下水开采值可通过工业产值计算，具体表示为：W=VQ（4-23）工业工业工业式中，W3；V工业为用于工业的地下水开采量，单位为万m工业为工业产值，单位为万元；Q3/万元。工业为万元工业产值的用水定额，单位为m二、用于生活的地下水开采量用于城镇与农村生活的地下水开采量可通过城镇与农村的人口与用水定额推求，可表示为：W生活=Pop城镇Q城镇Pop农村Q农村（4-24）3式中，W生活为用于生活的地下水开采量，单位为万m；Pop城镇为城镇人口，单位3为万人；Q城镇为城镇生活用水定额，单位为m/(人·年)；Pop农村为农村人口，单位为万3人；Q农村为农村生活用水定额，单位为m/(人·年)；三、用于畜牧业的地下水开采量畜牧业用水主要考虑大牲畜、羊、猪等牲畜的用水，其地下水开采量可通过牲畜数量推求，具体表示为：W畜牧=N畜牧Q畜牧（4-25）3式中，W畜牧渔为用于畜牧业的地下水开采量，单位为万m；N畜牧为不同牲畜的数量，3单位为万头；Q畜牧为不同牲畜的年用水定额，单位为m/(头·年)。4.2.5地下水蓄变量通过对每年的基流量（即地下水排泄量）、地下水补给量及地下水开采量的推求，可根据地下水量平衡公式求取每年的地下水蓄变量，并能够从社会水文学角度揭露自然与社会对地下蓄变量的驱动关系及其驱动量，掌握社会水文循环系统中地下水循环的演变规律。4.3基于Budyko水热耦合平衡假设的流域蒸散发驱动机制探究4.3.1Budyko水热耦合平衡假设的提出与概念[131]在较早的研究中，德国水文学家Schreiber发现径流量会随降水量的增加而增加，59 长安大学专业硕士学位论文但径流量逐渐逼近却永远达不到降水量的值，二者在较大时间尺度上的关系可以表达为：Rasch=exp（4-26）PP其中，R为流域多年平均径流深（mm），P为多年平均降水量（mm），asch是一个调节系数（mm/yr）。之后，俄国学者Ol’Dekop[132]认为可以用流域的多年平均潜在蒸散发量E0（mm）来代替a，并提出了一个新的关系式：schEPE0=tanh（4-27）PPE0式中，E为流域实际蒸散发量。1948年，俄罗斯著名气候学家Budyko在这两位学者研究的基础上，提出：陆面长期平均蒸散发量主要是由大气对陆面的水分供给和蒸散发能力之间的平衡决定的。他认为，在多年平均尺度上，用降水代表陆面蒸散发的水分供应条件，用潜在蒸散发表示陆面蒸散发的能量供应条件，陆面蒸散发的边界条件可描述如下：在极端干燥条件下，比如沙漠地区，全部降水都将转化为蒸散发量：EE0当时，1（4-28）PP在极端湿润条件下，可用于蒸散发的能量（潜在蒸散发）都将转化为潜热：EE0当01时，（4-29）PE0式中，P为降水量，E为实际蒸散发量，E0为蒸散发能力，也称潜在蒸散发量。于是，Budyko提出了满足边界条件（4-28）与（4-29）的水热耦合平衡方程的一般形式：EE0=ff（4-30）PP式中，=EP0是气候干旱指数，表征流域的气候干旱程度，f是一个普适函数。式（4-30）也称为Budyko水热耦合平衡假设，它表明了多年平均的E主要受可利用的水量和能量控制，其中可利用的水量和能量的上限分别为P和E0。Budyko发现Schreiber提出的公式（4-26）与Ol’dekop提出的公式（4-27）均满足其给定的边界条件（4-28）与（4-29），并且根据实测资料计算发现，Schreiber公式计60 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立算值偏小，而Ol’dekop公式计算值偏大，于是，Budyko对这两个公式画出的关系曲线进行了几何平均，推算出了一个新的公式：EPEE00=tanh1exp（4-31）PPE0P式（4-31）也称为Budyko经验曲线，适用于较大的流域和较长的时间尺度。Budyko曲线与其边界条件可表示为图4-6。1.2水分控制E=P10.8/PBudyko曲线E0.60.40.2000.511.522.533.5E0/P图4-6描述流域水热耦合平衡关系的Budyko曲线与其边界条件4.3.2基于Budyko水热耦合平衡假设的经验公式Budyko最初提出的水热耦合假设并未考虑流域下垫面特征。在此之后，许多学者根据实测气象和径流资料拟合了不同流域的水热平衡经验关系，证实了Budyko假设的成立，并提出了不同的考虑下垫面因素的经验公式。这些经验公式总结于表4-1中。表4-1满足Budyko假设的经验公式提出者公式参数RaschSchreiber（1904）=exp无PPEPE0Ol’dekop（1911）=tanh无PPE0EPEE00=tanh1expBudyko（1948）PPE0P无1vvEE0Turc-Pike（1954/1964）=1vPP1wwEEE00Fu（1981）=1+1wPPP61 长安大学专业硕士学位论文EE0=Choudhury（1999）PPEnn1nn0E01wEPZhang（2001）=wPEP01wPE0[133][134][135]其中，Mezentsev用半经验的方法，Choudhury用经验的方法，Yang等用解析的方法分别推算得到了相同形式的公式（4-32），此公式应用广泛，本研究选用此公式来描述无定河流域水热耦合平衡关系。EE0=1nPPEnn（4-32）0式中有且仅有一个参数n，一般由最小二乘法或直接由公式计算得出。对于参数的物理意义，目前尚未有明确的说法，许多学者认为其表征流域的下垫面情况。但本研究认为，式（4-32）中的P与E0可代表流域的气候条件，那么参数n就应该代表除了气候条件之外，流域中其他因素对流域实际蒸散发的综合影响，既包括植被、土壤、地形等流域下垫面条件，也包括取用水等人类活动。若这些因素在时域上变化显著，那么参数n在时域上也应是时变的。4.3.3基于Budyko水热平衡假设的垂直分解法在一个流域中，气候变化与人类活动变化会对流域的实际蒸散发产生影响，进而通过水量平衡影响到了流域出口处的径流。基于Budyko水热平衡假设可定量区分气候变化和人类活动变化对流域实际蒸散发量的影响，进而由流域水量平衡可分别推算二者对径流的影响。由于其坚实的物理基础和较强的可操作性，近年来基于Budyko水热平衡假设被广泛应用于气候变化与人类活动的影响定量，主要的方法有两种，弹性系数法与垂直分解法。弹性系数法是先计算气候变化所引起的实际蒸散发的变化量，再将实际蒸散发变化总量减去气候变化影响量，进而得到人类活动变化所引起的实际蒸散发变化量，而垂直分解法则能够直接计算气候变化与人类活动变化对实际蒸散发变化的贡献量，可以有效避免误差传播和定量归因不闭合的问题，故垂直分解法近年来受到了很多学者的青睐。本研究拟采用基于Budyko水热平衡假设的垂直分解法计算无定河流域气候变化与人类活动对实际蒸散发的影响量。[79]垂直分解法是由Wang等于2011年提出的，其主要基于这样一个假设：在小于62 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立地质变化时间尺度且流域仅受气候变化影响而无人类活动的情况下，流域的下垫面条件即土壤特性及土地利用等状态的变化十分缓慢且变化量小，流域状态的变化仅体现在气[136]候变化对实际蒸散发的改变上。换言之，在小于地质变化时间尺度下，气候对流域下垫面条件的改变很小，可认为流域下垫面条件的变化完全是由人类活动所引起的。因此，可将气候变化对流域实际蒸散发的影响定义为气候变化改变了流域的潜在蒸散发和降水量，进而导致了流域实际蒸散发量发生变化，将人类活动变化对流域蒸散发的影响定义为相同气候条件下流域实际蒸散发的变化，而不包括人类活动影响气候而间接对径流量产生的影响。这样一来，即可把流域实际蒸散发的变化归因为两大驱动因子—气候变化与人类活动变化，且这两个驱动因子互不影响。气候条件与人类活动状态反映在Budyko曲线图中，即为横坐标EP0与公式参数。以Choudhury公式（式（4-32））为例，横坐标的变化代表了流域气候条件的变化，参数n的变化代表了人类活动的变化，纵坐标的变化代表了流域实际蒸散发的变化。图4-7表示了蒸发率与气候干旱指数之间关系的八种可能的变化方向。1.2水分控制E=P1E0/P↑,n↑n=1.8n↑0.8E0/P↓,n↑21n=1/P8E/P↑E300.6E0/P↓O74n=0.650.46E0/P↑,n↓n↓E0/P↓,n↓0.2000.511.522.533.5E0/P图4-7蒸发率与气候干旱指数之间关系的八种可能的变化方向如图4-7所示，O点表征流域某一时刻的状态O，当受到气候条件变化与人类活动变化的影响时，下一时刻，O点有可能朝8个方向运动。若O点沿着状态O的Budyko曲线运动时（方向3或方向7），参数n没有发生变化，O点的位移完全是由EP0的变化所引起的，即人类活动变化影响没有改变，此时流域实际蒸散发的改变只受到气候条63 长安大学专业硕士学位论文件的驱动；若O点垂直运动（方向1或方向5），横坐标（EP0）没有发生变化，O点的位移完全是由参数n的变化所引起的，即流域气候条件没有改变，此时流域实际蒸散发的改变只受到人类活动变化的驱动；然而，若O点朝着方向2、方向4、方向6或方向8移动，此时流域状态点的横坐标与参数n都发生了变化，即流域实际蒸散发同时受到了气候条件与人类活动的双重驱动，此时就需要将二者对流域蒸散发的贡献量区分开来认识。图4-8为垂直分解法示意图，如图所示，若流域在气候条件与人类活动的双重驱动下由一个时间点的状态A（EP011，EP11）变化到另一个时间点的状态B（EP022，EP22），在这个过程中，可人为地将其划分为两个阶段：由状态A（EP011，EP11）沿着Budyko曲线运动到状态C（EP022，EP），再由状态C垂直运动到状态B（EP022，22EP22）。C点与B点的横坐标相同，即状态C与状态B有着相同的气候条件。由此我们可以认为，由状态A变化到状态C的过程完全由气候变化所驱动，由状态C变化到状态B的过程完全由人类活动变化所驱动，从而将气候变化与人类活动变化对实际蒸散发的影响区分开来，遂可以得到：cEEE（4-33）21hEEE（4-34）22式中，chE为气候变化所引起的流域实际蒸散发变化量，E为人类活动变化所引起的流域实际蒸散发变化量。1.2水分控制E=P1C(E02/P2,EP22)0.8A(E01/P1,E1/P1)/PE0.6E/P-EP22220.40.2B(E02/P2,E2/P2)000.511.522.533.5E0/P64 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立图4-8垂直分解法示意图若将Choudhury公式（式（4-32））代入式（4-33）与式（4-34），则cEP022EEnn1n1（4-35）PE202hEP022EE2nn1n（4-36）PE202式中，E02与P2为状态B下的潜在蒸散发量与降水量；E1与E2分别为状态A、B下的实际蒸散发量；n为状态A下除气候条件外，影响流域蒸散发的其他流域因子状态的综合参数。本研究根据式（4-35）与（4-36）分别计算气候变化与人类活动变化对流域实际蒸散发的影响，对于等式右边项数值，则设定潜在蒸散发E0基于气象数据通过联合国粮农组织（FAO）修订的Penman-Monteith公式计算，流域实际蒸散发E通过流域水量平衡公式（4-2）推求。4.3.4垂直分解法在年际尺度上的应用垂直分解法由于其原理简单且物理性强，一经提出就被广泛用于定量区分气候变化与人类活动变化对流域蒸散发或径流的影响研究中。然而，目前大多数学者对该方法的应用仅限于多年平均尺度，即根据流域蒸散发或径流序列的变异点将序列划分为两个阶段或多个阶段，对流域蒸散发或径流由某一多年阶段的均值变化到另一多年阶段的均值作定量归因分析。而垂直分解法之所以很难在年际尺度或更小尺度应用的原因是其基于的流域水量平衡公式为P=E+R，该公式忽略了流域地表蓄水量与地下蓄水量的变化，故只在多年平均尺度上才能满足公式的应用假设。如果欲建立年际尺度的垂直分解法，则必须解决流域地表蓄水量与地下蓄水量变化的定量问题。本研究依据无定河流域蒸发大、土壤蓄水量小等特点，认为无定河流域的水量平衡公式中地表蓄水量的年际变化可忽略不计，流域地下蓄水量的年际变化可通过对流域基流、地下水补给量与地下水开采量的核算，并基于地下水量平衡公式得出，从而实现流域水量平衡公式由多年平均尺度转化为年际尺度，即公式（4-2）在年际尺度上可计算。基于年际尺度水量平衡公式应用垂直分解法，即可在年际尺度上定量区分气候变化与人类活动变化对流域蒸散发的影响。但这里需要指出的是，在年际尺度上垂直分解法中的Budyko经验公式参数应具有时变特征，否则平衡关系则无法成立。65 长安大学专业硕士学位论文4.3.5流域潜在蒸散发的计算流域潜在蒸散发量是指在一定气象条件下，当水分供应不受限制时，下垫面可能达[137]到的最大蒸散发量。估算潜在蒸发量的方法有很多种，1948年，英国学者Penman推导的计算潜在蒸发的Penman公式，具有较可靠的物理基础和较好的计算精确，被国[138-139]内外学者广泛应用。后来，Monteith对Penman公式进行了修正，提出了[140]Penman-Monteith模型，使模型的理论基础更为合理。1998年联合国粮农组织（FAO）对Penman-Monteith模型进行了进一步的修订，提出了修订的Penman-Monteith公式，[141]获得了更为广泛的应用。本研究拟采用联合国粮农组织（FAO）修订的Penman-Monteith公式计算无定河流域的潜在蒸散发量，计算公式如下：9000.408RnGUe2seaT273（4-37）E=010.34U2式中，ER-2-10为潜在蒸散发量（mm/d）；n为净辐射（MJ·m·d）；G为土壤热-2-1-1通量（MJ·m·d）)；为干湿常数（kPa·℃）；为饱和水汽压曲线斜率（kPa·℃-1）；Uee2为2米高处的风速（m/s）；s为平均饱和水汽压（kPa）；a为实际水汽压（kPa）；T为平均气温（℃）。其中：44nnTTmax,kkmin,R=n1asbsRa0.560.08ea0.10.9（4-38）NN2式中：R-2-1a为大气顶层的太阳辐射（MJ·m·d）)；N为最大日照时数（h）；n-9MJ·K-4-2-1T4为为实际日照时数（h）；为波尔兹曼常数（4.903×10·m·d）；max,k4最高绝对气温（K）；Tmin,k为最低绝对气温（K）；as为云全部遮盖下（n=0）大气外界辐射到达地面的分量，取值为0.207；bs为晴天（n=N）大气外界辐射到达地面的分量，取值为0.725；为地表反射度，取值为0.23。G=0.14TiiT1（4-39）式中，Ti为第i月的平均气温，Ti1为第i-1月的平均气温。CP3Pp1.01310=（4-40）0.6225.262930.0065hP101.0（4-41）293式中，P为大气压（kPa）；=T2.5010.002361，为蒸发的潜热系数，T为平均气66 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立温（℃）；Cp在标准大气压下的特定热量值；=0.622，为水蒸气和干空气的分子重量比；h为海拔高度（m）。17.27T40960.6108expT237.3（4-42）=2T237.3式中，T为平均气温（℃）。00eTmaxeTmine（4-43）s2017.27TmaxeTmax=0.6108exp（4-44）T237.3max017.27TmineTmin=0.6108exp（4-45）T237.3min式中，Tmax为最高绝对气温（℃）；Tmin为最低绝对气温（℃）。Rhese（4-46）a100式中，Rh代表相对湿度式。2460RhGdSCrSsinsincossinS（4-47）24N=s（4-48）式中，GSC=0.0820（MJm-2min-1）；dr表示日地距离订正；S表示日落时角（弧度）；表示纬度（弧度）；代表太阳高度角（弧度）。4.3.6人类取用水活动变化与下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量由变化环境下的流域社会水文循环过程可知，人类活动对流域蒸散发的影响十分复杂，可大致分为两类：人类取用水活动对流域蒸散发变化的影响与人类改造下垫面活动对流域蒸散发变化的影响。若不考虑人类活动对气候条件的影响，只考虑人类活动变化在某一固定气候输入条件下对流域出口处径流量的影响，则可按如下规定将人类活动变化对流域蒸散发变化的贡献量划分为人类取用水活动变化贡献量与下垫面变化贡献量：其一，随着经济和社会的发展，人类各项活动的需水量不断增加，如农业灌溉取用水、工业取用水、生活取用水、畜牧业取用水、造林取用水等，这直接造成了人类对河道与地下水的取水量增大，取水中的一部分水量又将消耗于蒸散发，这直接造成了流域实际67 长安大学专业硕士学位论文蒸散发量的增大，这部分影响量称为人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量；其二，由于工农业生产、基础设施建设、城市化、水库与淤地坝建设等活动，人类改变了流域的下垫面条件，如地形坡度、土地利用类型、植被覆盖以及因水库、淤地坝建设导致陆面转水面的变化等。下垫面条件的改变造成了流域水文循环机制的伴生变化，间接影响了流域的蒸散发量，这部分影响量称为下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量。由于流域下垫面的变化难以用指标及数字衡量，因此下垫面条件变化对流域蒸散发的贡献量也难以准确计算，故本研究拟对人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量进行计算，并通过人类活动变化对流域蒸散发变化的总贡献量减去人类取用水活动变化贡献量反推求下垫面条件变化贡献量。类似4.2.4章节中对地下水开采量的计算，对于人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量，本研究采用分项调查法，对流域中各项人类取用水活动所造成的水量变化逐一进行调查、观测，并加以定量，充分利用分项水量调查资料估算出人类取用水活动引起的蒸散发量。在本节中，将人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量定义为人类取用水活动变化造成的天然水文循环之外额外的蒸散发消耗的变化量，将下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量定义为在人类活动变化导致的蒸散发变化量中除了取用水活动变化贡献量之外剩余的蒸散发改变量，故基于4.3.3小节中计算得到的人类活动变化对流h域蒸散发量变化的贡献量量Eh，可将其分为人类取用水活动变化贡献量E与下垫取用水h面条件变化贡献量E下垫面两部分。根据分项调查，流域内的人类取用水活动中，农业灌溉取用水、工业取用水、生活取用水、畜牧业取用水、造林取用水这五项人类取用水活动的变化均会引起流域蒸散发的变化，故对这五项人类取用水活动进行分项调查，分类计算人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量。分项调查法可用公式表达为：hE取用水E农灌E工业E生活E畜牧E造林（4-49）h其中E取用水为人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量；E农灌为农业灌溉取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量；E工业为工业取用水变化对流域蒸散发变化的68 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立贡献量；E生活为生活取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量；E畜牧为畜牧业取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量；E造林为造林取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量。本研究首先分别计算前后两年各项人类取用水活动所引起的蒸散发量，即各项人类活动对蒸散发的贡献量，包括农业灌溉对流域蒸散发的贡献量E农灌、工业取用水对流域蒸散发的贡献量E工业、生活取用水对流域蒸散发的贡献量E生活、畜牧业取用水对流域蒸散发的贡献量E畜牧与造林取用水对流域蒸散发的贡献量E造林，然后将后一年各项人类取用水对流域蒸散发的贡献量减去前一年各项人类取用水对流域蒸散发的贡献量，求和后h获得人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量E取用水。各分项人类活动引起的蒸散发量的计算方法将在下文详细描述。一、农业灌溉对流域蒸散发的贡献量流域内灌区的农业灌溉活动会引起该区额外的蒸散发、入渗补给地下水及地表产汇流活动，由于无定河流域所处西北干旱地区，农业灌溉的水量很难发生二次汇流，故认为灌溉入灌区的水量完全消耗于蒸发与入渗。农业灌溉净用水量可表示为W农灌=F农灌H灌溉定额（4-50）式中，F农灌为年灌溉面积；H灌溉定额为净灌溉定额。净灌溉定额为历史定额，采用各县统计资料中农业灌溉净用水量与实灌面积的比值获取当年的净灌溉定额。农业灌溉对流域蒸散发的贡献量可表示为E农灌=W农灌灌溉蒸发=F灌溉面积H灌溉定额灌溉蒸发（4-51）式中，灌溉蒸发为灌溉蒸发系数。二、工业取用水对流域蒸散发的贡献量人类从流域中取水用于工业生产，并将污水排回河道，其中水量的差值可认为全消耗于蒸发（固化在产品中的水量忽略不计）。工业耗水量可根据历年的工业产值进行估算，具体表示为：E=Wb=VQb（4-52）工业工业工业工业工业工业式中，E工业为流域工业耗水量，即工业取用水活动对流域蒸散发的贡献量，单位为69 长安大学专业硕士学位论文33万m；W工业为工业用水量，单位为万m；V工业为工业产值，单位为万元；Q工业为万元3工业产值的用水定额，单位为m/万元；b为工业用水的耗水系数。工业三、生活取用水对流域蒸散发的贡献量生活取用水引起的蒸散发量可分为两部分，即城镇生活取用水引起的蒸散发量和农村生活取用水引起的蒸散发增量，可表示为：E生活=W城镇b城镇+W农村b农村=Pop城镇Q城镇b城镇Pop农村Q农村b农村（4-53）3式中，E生活为生活取用水对流域蒸散发的贡献量，单位为万m；Pop城镇为城镇人口，Pop农村为农村人口，单位为万人；Q城镇为城镇生活用水定额，Q农村为城镇生活用水定3额，单位为m/(人·年)；b城镇为城镇生活取用水的耗水率，b农村为城镇生活取用水的耗水率，即用水量回归水生活排放污水用水量；Qb城镇城镇为城镇耗水定额，Qb农村农村为农村耗水定额。四、畜牧业取用水对流域蒸散发的贡献量畜牧业取用水引起的蒸散发量的计算主要考虑大牲畜、羊、猪等牲畜的耗水量，由于渔业的用水量非常小，且主要分布于水库和淤地坝之中，故本研究中不考虑渔业用水量。畜牧业取用水对流域蒸散发的贡献量可表示为：E畜牧=W畜牧=N畜牧Q畜牧（4-54）式中，E畜牧为畜牧业耗水量，即畜牧业取用水对流域蒸散发的贡献量，单位为万3m；N畜牧为不同牲畜的数量，单位为万头；Q畜牧为不同牲畜的年用水定额，单位为3m/(头·年)。五、造林取用水引起的蒸散发量本研究中计算的造林取用水对流域蒸散发的贡献量仅为造林这一取用水活动所引起的蒸散发量，而并不考虑造林引发的下垫面变化所引起的流域蒸散发量的变化。人类的造林活动是造成流域实际蒸散发变化的重要因素，其工程、生物及蓄水保土等措施，目的是将降雨截留于坡地，以减小因地表径流对土壤的冲刷而造成的水土流失。但这一活动可能造成大量水分停留在土壤及植物根系中，使得流域蒸散发量发生改变。由于无定河流域在干旱期，大气降水量很少，且支出项中地表无效蒸发量很高，故其基本不能产生地表径流及深层入渗，因此，本研究认为造林取用水引起的蒸散发量与造林的用水70 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立量近似相等。遂造林取用水对流域蒸散发的贡献量可表示为：E造林=W造林=F造林Q造林（4-55）3式中，E造林为造林的耗水量，即造林活动对流域蒸散发的贡献量，单位为万m；F造林3为造林面积，单位为万亩；Q造林为每亩造林面积的用水定额，单位为m/(亩·年)。4.4无定河流域社会水文学分析体系以上章节中，基于流域水文因子的历史观测数据（降水、径流）与社会因子的统计数据（农灌面积、工业产值、人口、牲畜数量、造林面积等），可在流域地下水平衡框架下对地下水蓄变量进行计算，并基于Budyko水热平衡假设可将流域实际蒸散发每年的变化量定量区分为三个部分，即气候变化对流域蒸散发变化的贡献量、人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量以及下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量。根据这些计算结果，结合流域水量平衡公式可建立流域社会水文学分析体系，对流域地下水年际蓄变量、蒸散发量的年际变化以及径流年际变化做出定量归因分析。根据流域地下水量平衡公式（4-3），针对地下水量平衡的年际变化，由第i年到第j年（j=i1），有g=GGRcRW（4-56）jibg式中，g为第j年与第i年地下水蓄变量的变化值，即地下水储存量的二阶差分，该值表示了地表水系统与地下水系统交换水量的变化量，Gj表示第j年的地下水蓄变量，即地下水储存量的一阶差分，Gj-Gi，Gi表示第i年的地下水蓄变量，即Gi-Gi-1，Rc、Rb与Wg分别表示地下水补给量、基流与地下水开采量的年际变化量，即差分量。又根据流域水量平衡公式（4-2），针对流域水量平衡的年际变化，由第i年到第j年（j=i1），可以得到以下公式：R=PEg（4-57）式中，R为径流量的年际变化，P为降水量的年际变化，E为蒸散发量的年际变化，g为地下水蓄变量的年际变化。基于上面章节中对流域蒸散发与地下水蓄变量的驱动关系探究，不难将上式转化为chhR=PEE取用水E下垫面RcRbgW（4-58）式中，R为径流量的年际变化，P为降水量的年际变化，cE为气候变化对流71 长安大学专业硕士学位论文h域蒸散发变化的贡献量，E取用水为人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量，hE下垫面为下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量，Rc为地下水补给量的年际变化，Rb为基流量的年际变化，即地下水排泄补给地表系统的水量的变化量，Wg为第地下水开采量的年际变化。式（4-58）完整地表达了流域社会水文循环的年际变化，基于公式（4-58），可建立流域社会水文学分析体系，能够从气候变化、地表地下水量交换、人类取用水活动以及下垫面变化的角度对流域社会水文循环的年际变化做出定量归因分析，从而洞悉流域社会水文循环历史演变的驱动因子与其驱动量。4.5无定河流域社会水文学模拟模型流域社会水文循环涉及气候、地表水资源、地下水资源、社会、经济、人口、生态等诸多因素，这些因素相互影响，相互反馈，并且发生实时变化。若采用分布式水文模型进行水文模拟，需增加模型结构与参数的复杂程度，才能准确模拟复杂的社会水文关系，但这将导致模型的不确定性随之增大，加之输入数据与模型参数的获取与率定难度，会使得分布式水文模型的模拟精度与社会水文循环的应用效果受到极大的影响。因此，本研究将基于流域的水量平衡构建概念性的集总式模型对流域社会水文模拟与分析，即拟在社会水文学的框架下，由社会、地表、地下三大模块组成流域社会水文系统，通过社会水文系统中各变量的互馈机制与驱动关系，基于流域水量平衡年际变化公式（4-58），构建一个社会水文学模拟模型。通过将现状年的流域状态以及模拟年的气候条件作为模型输入数据，将人类取用水量与人类改造下垫面程度作为决策，通过模型模拟后输出模拟年的径流量与地下水蓄变量，从而实现对流域社会水文循环未来年际变化的模拟，为水资源管理提供决策依据。4.5.1模型原理与结构社会水文学模拟模型是通过流域水量平衡变化公式（4-58）建立的，可通过输入气候背景、水资源管理决策、输出水文变化、调整决策等几个步骤实现模拟年尺度的社会水文变化并制定当年的水资源管理规划。式（4-58）适用的最小尺度为年际尺度，故基于该公式建立的社会水文学模拟可模拟的尺度也为年尺度，即由某一已知年状态，模拟未来一年的社会水文变化。社会水文学模拟模型的模型结构如图4-9所示。72 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立开始输入预决策流域基准条件气候条件取用水量下垫面条件现状年流域水量WWWWWEh平衡各数值E0P农灌工业生活畜牧造林下垫面RcWg再决策cREhEhPEb取用水下垫面流域水chh量平衡R=PEE取用水E下垫面RcRbgWRgF农灌V工业PopN畜牧F造林输出水文社会否满意？是结束图4-9社会水文学模拟模型结构图图中，W农灌、W工业、W生活、W畜牧、W造林分别表示用于农业灌溉、工业生产、生活、畜牧业与造林的取用水量，与之相对应的，F农灌、V工业、Pop、N畜牧、F造林分别表示农灌面积、工业产值、人口、牲畜数量与造林面积。输入数据中：（1）流域基准条件。即现状年条件下已知的社会水文条件，包括流域水量平衡公式中各项在现状年时刻的数值、现状年的社会取用水资料与下垫面状态等，以此部分数据为基础，加之模型模拟推求得到的模拟年的水文因子与社会因子的变化量，即可推求得到模拟年的社会水文状态。（2）气候条件。以气象数据中降水量的变化量P和潜在蒸散发的变化量E0的形式输入，该数据较容易获取，联合国政府间气候变化73 长安大学专业硕士学位论文专门委员会（IntergovernmentalPanelonClimateChange，IPCC）发布的国际权威的气候变化评估报告中即可获得所需输入数据。对于社会因子的决策：（1）取用水量。水资源管理决策者可制定社会取用水结构与取用水量策略，模型中分为农业灌溉取用水、工业取用水、生活取用水、畜牧取用水及造林取用水五项人类取用水量。（2）下垫面条件。以单纯由下垫面变化所造成的流h域蒸散发的变化量E下垫面的形式输入，表达现状年到模拟年间流域下垫面的变化情况，包括土地利用类型、土壤植被、地形坡度、水库与淤地坝情况等，其数值不受气候条件变化与人类取用水的影响。在模型实际操作中，可假设模拟年的下垫面状态与现状年相hh同（E=下垫面0），或使模拟年的下垫面状态恢复到历史数据中的某一年（E下垫面根据现状年的下垫面状态与历史数据中的下垫面状态推求）。对于模型的输出，该模型可完成以下模拟功能：设定模拟年的社会取水量情景，即设定模拟年地表地下各项取水量和流域下垫面情景，即设定人类活动对于下垫面的影响量，基于此模型可估算出组合情景下流域地表水与地下水资源以及各社会因子的变化情况。通过此模拟功能，社会水文学模拟模型可模拟气候条件与人类作用双重变化条件下流域社会水文循环变化情况，给变化环境下的水资源管理提供重要的技术支撑。4.5.2模型驱动机制流域水量平衡变化公式（4-58）中，有些数值无法直接获得，需要根据其与气候条件或取用水情况间的驱动关系推求，从而驱动模型的运行，得到模型输出。模型各变量间的驱动机制表述如下。一、cE的驱动机制cE）对流域蒸散发变化的贡献量，其数值的变E表示由气候条件变化（P、0化只受气候条件变化（P、E）的影响，且一般认为Ec与P、E间是线性关00系[53]。故cE的驱动机制可表示如下：cE=PE（4-59）0式中，为流域蒸散发对降水的弹性系数，为流域蒸散发对潜在蒸散发的弹性系数，为一常数。二、g的驱动机制g表示流域地下水蓄变量的年际变化量，即地下水储存量的二阶差分，表征了地表74 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立水系统与地下水系统的交换水量在年际尺度上的变化量，其值可通过式（4-57）来计算。计算出g之后，由已知的现状年地下水蓄变量可推算模拟年的地下水蓄变量，即可了解模拟年地下水与地表水的补给排泄情况。式（4-57）中，现状年的Rc、Rb与Wg已知，故社会水文学模拟模型主要任务是推求模拟年的Rc、Rb与Wg，进而驱动g。（1）Rc的驱动机制Rc为地下水补给量，在对流域历史地下水补给量进行推求时，主要采用基流退水曲线位移法。由于基流退水曲线位移法估算地下水补给量，是根据基流日曲线的主要退水期曲线进行图形分析计算得到，因此在没有历史逐日流量资料的情况下，该方法将难以使用。在这种情况下，模型中地下水补给量Rc必须通过其物理机制进行推求。对于无定河流域，若不考虑地下水系统的侧向补给与排泄，则地下水系统的补给来源可主要分为四项：①由降水产生的入渗补给；②农业灌溉产生的灌溉水入渗补给；③水库蓄水产生的渗漏；④淤地坝蓄水产生的渗漏。其中，水库与淤地坝中蓄存的水量也来自于降水，且蓄水所造成的入渗量与河道入渗量或流域其余土地类型上的入渗量相差不大，同时蓄水渗漏的量级相较于前两项很小，故可以认为地下水补给来源主要包括两个补给项，即降水入渗补给与农业灌溉水入渗补给。统计结果显示，无定河流域的地下水补给量与降水量及农业灌溉水量存在很强的相关关系，故可根据当年的降水量与农业灌溉水量推求地下水补给量。根据自变量与因变量间相关关系由自变量推求因变量的方法有很多，径向基函数神经网络（RadialBasicFunctionNeuralNet,RBFNN）因其处理多变量线性与非线性函数[142-146]逼近的优越性，被学者们广泛使用，在水文学领域也有不少先例。故本研究基于降水量P与农业灌溉水量W农灌，采用多输入单输出的径向基神经网络推求地下水补给量Rc。径向基函数（RadicalBasisFunction，RBF）最早是由Broomhead与Lowe将其应用[147]于人工神经元网络设计，构造了径向基人工神经网络。RBF神经网络是以函数逼近理论为基础而构成的一类前向网络，其具有以下特点：①是一种静态网络；②与函数逼[148]近理论相吻合；③具有唯一最佳逼近点；④网络连接权值与输出呈线性关系。典型的多输入单输出RBF神经网络为三层结构，包括输入层、中间层和输出层，如图4-10所示。第一层为输入层，有n个输入节点；第二层为隐含层，其个数由所描述的问题与变量间的相关关系决定；第三层为输出层，表征对输入量做出的响应。简单75 长安大学专业硕士学位论文来说，RBF神经网络是将输入层获得的输入量传递到隐含层，将径向基函数（RBF）作为隐单元的“基”，从而组成隐含层的空间。隐含层通过对输入量进行变换，将低维空间的输入量映射到高维空间，使其在低维的线性不可分变为高维的线性可分。径向基函数可采取多种方式，通常采取高斯函数，即：2xciixexp2,i1,2,,k（4-60）2i式中：ix为第i个基函数对输入向量的响应；x为n维输入向量；ci是第i个基2函数的中心，与x具有相同维数；k为隐含层节点的个数；i表示基函数的宽度；xci表示x与ci之间距离的范数。GX1W1X2WG2Fx()WXn1n1GXnWnG图4-10多输入单输出RBF神经网络拓扑结构图对于单输出F(x)，有：mFxWiix（4-61）i1式中：F(x)为输出量；Wi为第i个隐含层节点到输出层节点间的权值；m为输出层节点个数。对于Rc的驱动机制，首先根据历史数据长度选择率定期与验证期，基于率定期降水量P、农灌水量W农灌与地下水补给量Rc率定RBF神经网络的径向基函数分布密度SPREAD，并用验证期的数据加以验证，然后固定参数，输入模拟年的降水量与农灌水量即可推求模拟年的地下水补给量。（2）Wg的驱动机制W为地下水开采量。类似于Rc，W，也可通过分项调查法计算求得（具体计算步gg76 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立骤见4.3.4章节）。Wg的驱动机制可表示如下WWWWg工业生活畜牧（4-62）=VQ+PopQPopQNQ工业工业城镇城镇农村农村畜牧畜牧其中Wg为地下水总开采量；W工业为用于工业的地下水开采量；W生活为用于生活的地下水开采量；W畜牧为用于畜牧业的地下水开采量，V工业为工业产值，单位为万元；Q工业3为万元工业产值的用水定额，单位为m/万元。Pop城镇为城镇人口，单位为万人；Q城镇3为城镇生活用水定额，单位为m/(人·年)；Pop农村为农村人口，单位为万人；Q农村为农3村生活用水定额，单位为m/(人·年)；N畜牧为不同牲畜的数量，单位为万头；Q畜牧为不3同牲畜的年用水定额，单位为m/(头·年)。（3）Rb的驱动机制R为基流量，即地下水向地表水系统的排泄水量。地下水的排泄量与地下水补给量b紧密相关，当地下水补给量增大时，地下水储存量增大，排泄势能增强，地下水排泄量也随之增大，反之，地下水补给量减小，地下水储存量减小，排泄势能减弱，地下水排泄量也随之减小。因为存在着人类开采地下水的活动，故可认为一年内地下系统受到的真实补给量为地下水补给量扣除地下水开采量的那部分水量。由于地下系统调蓄能力强，一般可认为地下水排泄量与地下水补给量间呈线性关系。则Rb的驱动机制可以表示为R=AbgRcWB（4-63）式中，Rb为基流量，Rc为地下水补给量，Wg为地下水开采量，A和B为常数。通过地下水量平衡公式（4-57）可知地下水蓄变量G与地下水蓄变量的变化量g的驱动机制表示为G=RcWgR=RcWbgARcWgB=1mRcWgB（4-64）g=1ARcWg（4-65）式中，Rc与Wg表示模拟年与现状年间地下水补给量与地下水开采量的差值。h三、E取用水的驱动机制hE取用水为人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量。确定参数后，可由分项77 长安大学专业硕士学位论文调查法先求得模拟年人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量（具体计算步骤见4.3.5章h节），减去已知的现状年人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量，即可得到E取用水。hE取用水的驱动机制可表示如下：hE取用水E农灌E工业E生活E畜牧E造林（4-66）（1）E农灌的驱动机制E农灌表示农业灌溉取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量，即模拟年与现状年间由农业灌溉用水所引发的流域蒸散发量的差值。E农灌的驱动机制可表示为E农灌=F农灌H灌溉定额农灌蒸发F农灌H灌溉定额农灌（4-67）式中，F农灌、H灌溉定额与农灌蒸发为模拟年的灌溉面积、净灌溉定额与农业灌溉蒸发系数，F农灌、H灌溉定额与农灌蒸发为现状年的灌溉面积、净灌溉定额与灌溉蒸发系数。（2）E工业的驱动机制E工业表示工业取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量，即模拟年与现状年间由工业生产用水所引发的流域蒸散发量的差值。E工业的驱动机制可表示为E=VQbVQb（4-68）工业工业工业工业工业工业工业式中，V工业、Q工业与b工业为模拟年的工业产值、工业用水定额与工业耗水系数，V工业、Q工业与b工业为现状年的工业产值、工业用水定额与工业耗水系数。（3）E生活的驱动机制E生活表示生活取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量，即模拟年与现状年间城镇与农村人口生活用水所引发的流域蒸散发量的差值。E生活的驱动机制可表示为E生活=PopQ生活b生活PopQ生活b生活（4-69）式中，Pop、Q生活与b生活为模拟年城镇与农村的人口、生活用水定额与生活用水耗水率，Pop、Q生活与b生活为现状年城镇与农村的人口、生活用水定额与生活用水耗水率。（4）E畜牧的驱动机制78 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立E畜牧表示畜牧业取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量，即模拟年与现状年间畜牧业用水所引发的流域蒸散发量的差值。E畜牧的驱动机制可表示为E畜牧=N畜牧Q畜牧N畜牧Q畜牧（4-70）式中，N畜牧与Q畜牧表示模拟年不同牲畜的数量与用水定额，N畜牧与Q畜牧表示现状年不同牲畜的数量与用水定额。（5）E造林的驱动机制E造林表示造林取用水变化对流域蒸散发变化的贡献量，即模拟年与现状年间造林用水所引发的流域蒸散发量的差值。E造林的驱动机制可表示为E造林=F造林Q造林F造林Q造林（4-71）式中，F造林与Q造林为模拟年的造林面积与每亩造林面积的用水定额，F造林与Q造林为现状年的造林面积与每亩造林面积的用水定额。4.5.3模型参数流域社会水文学模拟模型中的参数均较容易获得，一般依据历史资料确定，或根据实测数据通过线性回归率定得出。模型中参数与其含义以及所属计算模块如下表所示。表4-2模型参数及其含义参数计算模块参数含义Ec流域蒸散发对降水的弹性系数Ec流域蒸散发对潜在蒸散发的弹性系数cE常数HRc、Eh灌溉定额取用水现状年的净灌溉定额SPREADRcRBF神经网络径向基函数分布密度QWgEh工业用水定额工业、取用水QWgEh城镇生活用水定额城镇、取用水QWgEh农村生活用水定额农村、取用水QWgEh畜牧业用水定额畜牧、取用水RAb常数RBb常数h灌溉蒸发E取用水现状年的灌溉蒸发系数h灌溉蒸发E取用水模拟年的灌溉蒸发系数79 长安大学专业硕士学位论文hHE模拟年的综合毛灌溉定额灌溉定额取用水hQE模拟年的生活用水定额生活取用水hb生活E取用水现状年的生活用水耗水率hb生活E取用水模拟年的生活用水耗水率hQE模拟年畜牧业用水定额畜牧取用水hQ造林E取用水现状年造林用水定额hQ造林E取用水模拟年造林用水定额4.5.4模型模拟步骤利用社会水文学模拟模型进行社会水文模拟的具体步骤可表述如下：（1）确定流域基准条件，即现状年条件下，流域水量平衡各项数值、社会取用水资料与下垫面状态；（2）确定模拟年，可以是现状年的下一年或者与现状年间隔几年的远景年；（3）输入模拟年的气候条件，即模拟年与现状年降水量和潜在蒸散发量的差值P和E0；（4）根据历史资料率定Ec与R的驱动过程及其参数；bh（5）确定模拟年Rc、Wg与E取用水，并计算模块各参数；（6）设定社会取用水状态与流域下垫面状态决策；（7）根据模型输入与水资源管理决策模拟年际间流域社会水文循环发生的变化，输出模拟年径流量R与地下水蓄变量G；（8）水资源管理者根据模型输出调整决策，如社会取用水结构、取用水量及人类活动影响下垫面的程度等，直到满足预期目标。4.6本章小结本章基于水热耦合平衡方程，建立了变化环境下无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型，可将本章的研究总结如下：（1）对变化环境下的流域社会水文循环过程进行剖析，认为人类活动作用在天然水文循环上，使得天然水文循环过程发生两个方面的变化，其一，人类取用水活动引起流域内水量的消耗，引发额外的蒸发与额外入渗补给地下水的水量，改变地表水、地下水的交换水量与地表、地下蓄水量；其二，人类对下垫面条件的改变使流域产汇流机制发生变化，导致水文循环过程中各个环节的水量发生变化。80 第四章基于水热耦合平衡假设的无定河流域社会水文学分析体系与模拟模型建立（2）基于基流退水曲线位移法求取地下水蓄变量。具体过程如下：①根据实测日流量过程线，通过两参数的数字滤波法进行基流分割，并将其作为地下水排泄到河道的水量；②根据基流日流量过程线，基于基流退水曲线位移法推求地下水补给量；③根据分项调查法调查统计流域内地下水开采量；④根据地下水量平衡公式推算流域地下水储存量的年际变化，即地下水蓄变量序列。（3）根据地下水蓄变量，将水量平衡公式应用到每年尺度，并基于Budyko水热耦合平衡假设对流域蒸散发的年际变化进行驱动机制研究，将流域蒸散发每年的变化量定量划分为气候变化贡献量、人类取用水活动变化贡献量与下垫面条件变化贡献量。具体过程如下：①根据流域水量平衡公式，基于降水量、径流量、地下水蓄变量计算流域实际蒸散发量；②选用基于Budyko水热耦合平衡假设的Choudhury经验公式，根据垂直分解法将流域实际蒸散发的年际变化量定量分离为气候变化贡献量与人类活动变化贡献量；③利用分项调查法，将人类活动变化对流域蒸散发变化的贡献量进一步细分为人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量与下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量。（4）建立无定河流域社会水文学分析体系，对流域社会水文循环过程每年的变化作定量归因分析。结合地下水蓄变量与流域蒸散发的驱动关系，基于流域水量平衡方程，将径流每年的变化量定量区分为气候变化贡献量、人类取用水活动变化贡献量、下垫面条件变化贡献量与地下水变化贡献量。从而能够建立社会水文学分析体系，对流域地下水蓄变量变化、流域蒸散发量变化以及径流变化做出定量归因分析，最终对整个流域社会水文循环过程的驱动关系与年际变化进行解析。（5）建立无定河流域社会水文学模拟模型，以期对流域未来的社会水文变化进行模拟与分析。基于社会水文学分析体系，明确流域水量平衡中各项参数的驱动机制，构建社会水文学模拟模型，通过输入气候条件与拟定水资源管理决策，模拟流域未来的社会水文变化，输出模拟年流域径流量与地下水蓄变量。除此之外，决策者可以模拟模型为工具，模拟不同决策下的水资源管理效果，并据此调整决策方案，以满足预期目标。81 长安大学专业硕士学位论文第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论本章将根据无定河流域1975-2010年实测径流数据、气象数据以及各项人类取用水数据对1975-2010年无定河流域社会水文循环的演变做年尺度的定量归因分析，将分别从三个方面进行分析：无定河流域地下水蓄变量变化的归因分析、基于Budyko水热耦合平衡假设的无定河流域蒸散发变化的归因分析以及无定河流域径流变化的归因分析。5.1无定河流域地下水蓄变量变化的归因分析5.1.1无定河流域基流量变化采用两参数的递归数字滤波法对无定河流域1975-2010年逐日流量进行基流分割，[149][103]其中，根据Nathan给出的参考值，滤波参数a取值0.9，根据Eckhardt给出的参考值，基流指数最大值BFI取值0.5。基流分割结果如下图所示。max60180年径流深160基流深径流深50年基流深14040120/mm/mm1003080基流深基流深2060401020001975198519952005123456789101112年份月份(a)(b)图5-1无定河流域基流分割结果由图可以看出，基流的年际变化趋势与径流大致相同，均随时间呈减小趋势。将年基流深序列代入MK趋势检验中，得到统计量Z值为-4.67，其绝对值大于1.96，说明年基流深在1975-2010年呈下降趋势，趋势显著，通过了置信水平为95%的置信检验，且年径流深的变化速率为-0.21mm/年。对比年基流深与年径流深的年内变化可以发现，枯水月份基流占径流的比重较大，丰水月份基流占径流比重较小。年均基流深与径流深的比值为0.49，表明无定河流域的径流中有近一半来自于地下水的补给。5.1.2无定河流域地下水补给量变化基于逐日基流数据，采用基流退水曲线位移法求取地下水补给量。通过计算，无定河流域多年平均地下水补给量为15.66mm，这与朱芮芮《黄土高原典型流域地下水补给[122]—排泄关系及其变化》一文中提到的“无定河流域多年平均地下水补给量为11.38～82 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论15.69mm”这一结论基本相符。将无定河流域地下水补给量的年际变化图绘出，如图5-2。从地下水补给量的年际变化图可以看出，地下水补给量随着时间呈下降趋势。将年地下水补给量序列代入MK趋势检验中，得到统计量Z值为-3.88，其绝对值大于1.96，说明年地下水补给量在1975-2010年呈下降显著趋势，通过了置信水平为95%的置信检验，且年地下水补给量的变化速率为-0.28mm/年。从物理机制上分析，地下水补给量的减少应与降水量的减少和人类河道取用水有着直接关系，降水量的减少加之人类对河道取用水量的增大直接导致地表下渗到达地下系统补给地下水的水量减少。同时，地下水补给量的减少也会导致地下水向河道排泄的水量即基流量发生了减小。353025/mm201510地下水补给量5019751980198519901995200020052010年份图5-2无定河流域地下水补给量年际变化5.1.3无定河流域地下水开采量变化根据调查，无定河流域地下水开采主要被用于生活、畜牧业以及工业，故本研究认为无定河流域地下水开采量应为无定河流域内生活取水量、畜牧业取水量与工业取水量的总和，并以此计算地下水开采量。其中，无定河生活取水量根据流域内城镇、农村人口与生活用水定额计算。畜牧业取水量根据大牲畜、猪、羊的数量与其用水定额计算。工业取水量根据工业产值与工业用水定额计算。由于缺少2000年之后的工业用水定额数据，2000年以后的工业取水量数据主要根据《榆林市水利统计年鉴》的全市总工业用水量按各县的当年工业生产总值分配，并按照面积推算到整个无定河流域的工业取水量。其中，榆林市府谷县与吴堡县虽不处于无定河流域内，但吴堡县和府谷县的资料报告中，对一些参数取值做了榆林市各县的数值对比，其间的很多数据能够引用。表5-1无定河流域城镇人口用水定额用水定额年份3来源（m/(人×年)）83 长安大学专业硕士学位论文《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《米脂县水资源调查和水利区1975-198016划报告》（1983版）《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《榆林县水利区划报告》（19851981-198520版）1986-199018《吴堡县水资源利用规划》（2011）、《榆林县水利志》（1988）《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《榆林市水资源开发利用现状1991-199517分析报告》（1992版）1996-200029.2插值确定《府谷县水利发展规划报告》（2010）、《榆阳区农田水利工程建设2001-201032.85规划》（2010）及《榆阳区水资源开发利用调查分析报告》（2008）表5-2无定河流域农村人口用水定额用水定额年份3来源（m/(人×年)）1975~198010.95《米脂县水资源调查和水利区划报告》（1983版）《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《榆林县水利区划报告》1981-198511（1985版）1986-199613.8《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《榆林县水利志》（1988）1996-200015.5插值确定《府谷县水利发展规划报告》（2010）、《榆阳区农田水利工程2001-201018.5建设规划》（2010）《榆阳区水资源开发利用调查分析报告》（2008）表5-3无定河流域养殖大牲畜用水定额3用水定额（m/(头年份来源×年)）《榆林县水利志》（1988）、《榆林县水利区划报告》（1985版）、《米1975-199910.95脂县水资源调查和水利区划报告》（1983）04年陕西省分行业用水定额、《榆阳区农田水利工程建设规划》（2010）、1999-20107.3《榆阳区水资源开发利用调查分析报告》（2008）84 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论表5-4无定河流域养殖猪用水定额3年份用水定额（m/(头×年)）来源1975-19909.125《榆林县水利志》（1988）1991-19994.38《榆林市水资源开发利用现状分析报告》（1992版）2000-20105.47504年陕西省分行业用水定额表5-5无定河流域养殖羊用水定额3用水定额（m/(头年份来源×年)）《榆林县水利志》（1988）、《榆林县水利区划报告》（1985版）、1975-19903.65《米脂县水资源调查和水利区划报告》（1983）1991-20102.1904年陕西省分行业用水定额表5-6无定河流域工业用水量定额3用水定额（m/年份来源万元）《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《米脂县水资源调查和水利区划报1975-1980880告》（1983）1981-1985670《吴堡县水资源利用规划》（2011）及《榆林县水利区划报告》（1985）1986-1990474《吴堡县水资源利用规划》（2011）1991-1995214《吴堡县水资源利用规划》（2011）《吴堡县水资源利用规划》（2011）、《榆阳区水资源开发利用调查分析1996-2000130报告》（2008）及《榆阳区农田水利工程建设规划》（2010）85 长安大学专业硕士学位论文3.53生活取水量畜牧业取水量2.5工业取水量/mm地下水开采量21.5地下水开采量10.50197519771979198119831985198719891991199319951997199920012003200520072009年份图5-3无定河流域地下水开采量图5-3绘制了无定河流域生活取水量、畜牧业取水量、工业取水量以及地下水开采量随时间的变化，由图不难看出各项取水量都表现出了明显的上升趋势。特别是从20世纪90年代开始，地下水开采量显著增加，且增长速率持续加快。将地下水开采量序列代入MK趋势检验中，计算得到统计量Z值为7.91，大于1.96，表明地下水开采量在1975-2010年间呈显著增加趋势，通过了置信度为95%的置信检验，变化速率为0.07mm/年，1975-2010年间无定河地下水开采量增加了近两倍。地下水开采量的增加将会直接导致地下水蓄变量发生变化，对流域地下水资源量造成一定影响。5.1.4无定河流域地下水蓄变量变化归因分析通过地下水量平衡公式，计算无定河流域地下水蓄变量，计算结果如图5-4所示。35地下水补给量地下水开采量25基流量地下水蓄变量15/mm5-5地下水蓄变量-15-25-351975-19761979-19801983-19841987-19881991-19921995-19961999-20002003-20042007-2008年份图5-4无定河流域地下水蓄变量其中，地下水蓄变量为正值，表示该年的地下系统受到的补给量大于排泄量与开采86 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论量之和，此时地下水储存量增大；而地下水蓄变量为负值，则表示该年地下系统受到的补给量小于排泄量与开采量之和，此时地下水储存量减小。从图形中可以看出无定河流域地表、地下水的交换关系大致可分为两个阶段，即20世纪90年代之前，地下水蓄变量在0值附近波动，表明地下水储存量处在一个相对稳定的水平，20世纪90年代以后，地下水蓄变量几乎全为负值，表明地下水系统的排泄量与开采量之和始终大于地下水补给量，地下水储存量持续减少。原因一是由于该时段的降水量减少，地下水补给量随之变小；原因二是地下水开采量在该时期不断加大，导致地下水资源量持续缩减。统计数据显示，地下水蓄变量的多年平均值为-1.07mm，这也就意味着1975-2010年间，地下水储存量约以1.07mm/年的速率减小，1975-2010年间地下水储存量减少了38.67mm。5.2基于Budyko水热耦合平衡假设的无定河流域蒸散发变化的归因分析5.2.1无定河流域实际蒸散发量计算根据流域水量平衡公式可以得到：E=PRG（5-1）式（5-1）表达了无定河流域的水量平衡关系。将无定河流域1975-2010年间的历史实测降水、实测径流资料以及5.1.1章节中计算得到的无定河流域地下水储存量年际变化量G，代入式（5-1）中，即可计算得到1975-2010年间的无定河流域实际蒸散发量序列，如图5-5。600500/mm400300实际蒸散发200100019751980198519901995200020052010年份图5-5无定河流域实际蒸散发量年际变化由图可以看出无定河流域实际蒸散发量在1975-2010年间基本维持不变，仅呈缓慢减小趋势。将年蒸散发量序列代入MK趋势检验中，得到统计量Z值为-0.34，其绝对值小于1.96，说明年蒸散发量在1975-2010年呈下降趋势，但趋势不显著，且通过计算可得，年蒸散发量的变化速率基本为-0.53mm/年。同时，统计结果显示无定河流域多年87 长安大学专业硕士学位论文平均蒸散发量为351.20mm，与多年平均降水量的比值为0.92，说明无定河流域蒸散发强烈，有90%以上的降水均转化为了蒸散发。将无定河流域实际蒸散发序列进行差分，即后一年减去前一年的值，可得到无定河流域蒸散发的年际变化序列E。基于Budyko水热耦合平衡假设可将无定河流域蒸散发的年际变化定量E划分为气候变化贡献量chE与人类活动变化贡献量E，即chE=EE，从而可进一步探究无定河流域蒸散发与气候条件及人类活动间的驱动关系。5.2.2无定河流域潜在蒸散发量计算基于无定河流域逐日面气象数据，包括气压、气温、最高温、最低温、相对湿度、最小相对湿度、降水、风速、最大风速以及日照时间，采用联合国粮农组织（FAO）修订的Penman-Monteith公式计算无定河流域的潜在蒸散发量，计算结果如图5-6。1150160潜在蒸散发潜在蒸散发110014010501201000/mm/mm1009508090060850潜在蒸散发潜在蒸散发408007502070001975198519952005123456789101112年份月份(a)(b)图5-6无定河流域潜在蒸散发量由上图可以看出，无定河流域潜在蒸散发的量级较大，多年平均潜在蒸散发量达到了951.06mm，远大于降水值，这表明无定河流域蒸散发能力强，降水大部分会消耗于蒸散发。同时，可发现在1975-2010年间，无定河流域潜在蒸散发量呈上升趋势，将序列代入MK趋势检验，得到统计量Z值为1.73，表明潜在蒸散发在1975-2010年间呈上升趋势，但趋势不够显著。由年际变化可计算得出无定河流域潜在蒸散发量的变化速率基本为1.79mm/年。从潜在蒸散发量的年内变化可以看出，无定河流域潜在蒸散发量主要集中于5-7月，其中6月最大，达到了144.91mm；11月至次年2月相对较小，其中1月最小，仅为22.11mm，时域上无定河流域潜在蒸散发量表现有年内分布不均匀的特征。88 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论5.2.3无定河流域气候变化与人类活动变化对流域蒸散发的贡献量在应用Budyko水热耦合平衡公式时，选择Choudhury公式，即式（4-32）进行计算。根据无定河流域实测降水量、流域潜在蒸散发量以及式（5-1）计算得到的流域实际蒸散发量对Choudhury公式中表征人类活动影响的参数n进行率定，n的值直接由式（4-32）计算得出，结果如图5-7所示。45503.55004503n/mm4002.53502公式参数3001.5实际蒸散发2501200Choudhury0.51500100197519851995200511.522.53年份Choudhury公式参数n(a)(b)图5-7无定河流域Choudhury公式参数n及其与流域实际蒸散发关系公式参数n表示了人类活动对流域蒸散发的影响情况，n值越大，表明人类活动对流域蒸散发的影响量越大，反之，n值越小，表明人类活动对流域蒸散发的影响量越小。由图可以看出，在1975-2010年间n值基本介于1.4~2.8之间，且随着时间呈缓慢上升趋势，这表明人类活动对流域蒸散发的影响随时间持续增加，这与第三章中对社会因子年际变化的分析结果是相符一致的。同时，由图可以看到由式（5-1）计算得到的流域实际蒸散发量与公式参数n与具有较好的线性关系，遂可做出假设：流域蒸散发的变化应与人类活动息息相关。为了进一步探究流域蒸散发量变化的驱动机制，应用基于Budyko水热平衡假设的垂直分解法将流域蒸散发变化量E定量分离为气候变化对流域蒸散发变化的贡献量chE与人类活动变化对流域蒸散发变化的贡献量E，结果如图5-8所示。从图5-8可以看出，气候变化与人类活动变化对无定河流域蒸散发变化的影响的波动变化是基本相同的，即气候变化与人类活动变化同时驱动流域蒸散发的增大或减小，且气候变化贡献量占主导，人类活动变化贡献量相对较小，这说明了无定河流域蒸散发的变化还是主要受气候变化所驱动。89 长安大学专业硕士学位论文25020015010050/mm0-50-100蒸散发变化量-150气候变化对流域蒸散发变化的贡献量人类活动变化对流域蒸散发变化的贡献量-200流域蒸散发变化量-2501975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份图5-8无定河流域蒸散发变化及其驱动关系因E、chE与E为蒸散发序列的一阶差分，故其数值只能反映蒸散发序列在年际间的波动，而无法反映蒸散发序列的趋势变化，因此必须对其做还原处理，以期获得每年气候对流域蒸散发的贡献量chE与人类活动对流域蒸散发的贡献量E。但由于无法获知在初始时刻（1975年）chE与E的绝对数值，故只能通过年际间变化的相对数值来展开分析。为了直观体现chchchE与E的年际变化，将E与E的起点归零，即令1975年E与E为0mm，但其年际变化量不改变，这样可分别得到chE与E的年际变化趋势。结果如图5-9。150100气候对流域蒸散发的贡献量500-50/mm-100-150-200蒸散发-250-30019751980198519901995200020052010年份(a)90 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论200150人类活动对流域蒸散发的贡献量100/mm500蒸散发-5019751980198519901995200020052010年份(b)图5-9无定河流域气候与人类活动对流域蒸散发的贡献量趋势变化从中可以看出，随着时间推移，cE明显减少，将序列代入MK趋势检验中，得到统计量Z值为-4.70，绝对值大于1.96，这说明气候对流域蒸散发的贡献量cE在1975-2010年间呈显著下降趋势，通过了置信水平为95%的置信检验，且变化速率为-5.32mm/年。从物理机制的角度分析，该变化应主要由降水减少导致。而图5-9（b）显示hE随着时间呈增长态势，将年际序列代入MK趋势检验中，可得到统计量Z值为4.94，大于1.96，这说明人类活动对流域蒸散发的贡献量hE在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率基本为4.94mm/年。由以上分析可发现由于人类取用水活动与改造下垫面活动随着时间越来越剧烈，使得人类活动引起的蒸散发量越来越大。综合以上分析可以得出结论，气候变化与人类活动变化虽对流域蒸散发年际间的波动变化产生同向影响，但这种影响的趋势并不相同，气候对流域蒸散发的贡献量在时域上持续减小，而人类活动对流域蒸散发的贡献量持续增加，二者综合作用下，流域实测蒸散发量表现为缓慢下降趋势。5.2.4无定河流域蒸散发变化的归因分析为了进一步认识人类活动变化对流域蒸散发变化的影响，可将其细分人类取用水活h动变化对流域蒸散发变化的贡献量E取用水与下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献h量E下垫面。采用分项调查法可计算出每年人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量hhE取用水，将序列差分则可得到人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量E取用水，hhh用E减去E取用水，即可得出下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量E下垫面。具体计算过程如下：h首先，用分项调查法计算历年的E取用水，该项可细分为农业灌溉取用水对流域蒸散91 长安大学专业硕士学位论文hh发的贡献量E农灌、工业取用水对流域蒸散发的贡献量E工业、生活取用水对流域蒸散发的hh贡献量E生活、畜牧业取用水对流域蒸散发的贡献量E畜牧与造林取用水对流域蒸散发的贡h献量E造林。根据文献调查，可确定无定河流域不同时期的农灌净定额，如表5-7所示。根据《米脂县水资源调查和水利区划报告》，可选定每亩造林面积所需要的用水定额定3为200m/(亩∙年)。工业用水定额、生活用水定额与畜牧业用水定额见5.1.3节。表5-7无定河流域内各县区农灌定额统计表农灌净定额（m³/亩）地区来源1975-19791980-19891990-19992000-2010《水资源调查与水利区划报告》；《米米脂140140200200脂县志》；《陕西省米脂县水资源现状调查与分析评价》《子洲县志》；《陕西省榆林市佳县子洲117.8117.8124124毛一渠渠首改造工程可研设计报告》佳县360360256.8256.8《佳县水资源评价与水利区划报告》《2012年农业灌溉地表水源供水统计绥德100100120120表--绥德》；《绥德县农田水利建设规划修改稿》《陕西省清涧县水资源开发利用现状清涧63637070分析报告》《榆林县水利区划》；《榆阳区县级榆阳150150119.88119.88农田水利规划》；《榆阳区水资源开封利用调查分析报告（修改稿）》神木240240258.19258.19《神木县水资源评价与规划报告》定边160160180180《陕西省农业用水定额》靖边160160180180《陕西省农业用水定额》横山268.4268.4335.5335.5《横山县水资源普查报告》对于各项人类取用水活动的蒸散发系数，可据调查结果选取。由于无定河流域蒸发强烈，工业、生活、畜牧业与造林活动在取用水之后，基本不产生地表径流及深层入渗，而是完全用于消耗与蒸发。农业灌溉用水的消耗主要为两个途径，即蒸发与入渗补给。据调查，无定河流域农灌入渗补给系数为0.3，遂可将农灌蒸发系数设为0.7。具体如表5-8所示。表5-8无定河流域人类取用水蒸散发系数人类取用水活动农业灌溉工业用水生活用水畜牧业用水造林用水蒸散发系数0.71111对1975年至2010年无定河流域人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量进行计算，92 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论结果如5-10图所示。10农灌9工业生活8畜牧业造林7人类取用水引起的总蒸散发6/mm5蒸散发4321019751980198519901995200020052010年份图5-10无定河流域各项人类取用水活动引起的蒸散发量h由图可知，无定河流域人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量E取用水在时域上总体h呈上升趋势，1990年以前，E取用水变化较为平稳，在每年5.66mm的水平上下波动，1990hh年后，E取用水显著增大，2000年之后达到了年均8.08mm。将E取用水序列代入MK趋势检h验，得到统计量Z值为5.63，大于1.96，说明E取用水在1975-2010年间呈显著上升趋势，其平均变化速率为0.10mm/年。在各项人类取用水活动中，农业灌溉取用水对流域蒸散hh发的贡献量E农灌最大，占到了E取用水的71%，1975-2010年年均4.85mm。工业、生活及hh畜牧业用水对流域蒸散发的贡献量E工业、与E畜牧也随着时间呈上升趋势，而造林用水对h流域蒸散发的贡献量E造林在时域上表现出了先增后减的趋势，不过量级很小，对总体影响不明显。h将人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量E取用水进行年际差分，即后一年减前一年，hhh可得到人类取用水活动变化对流域蒸散发变化的贡献量E取用水，再将E减去E取用水，h可得出下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量E下垫面，结果如图5-11所示。93 长安大学专业硕士学位论文7060下垫面条件变化对流域蒸散发变化的贡献量50人类取用水活动变化对蒸散发变化的贡献量人类活动变化对蒸散发变化的贡献量4030/mm20100-10蒸散发变化量-20-30-401975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份图5-11无定河流域人类取用水与改造下垫面活动对流域蒸散发变化的影响量hhhh由图可以看出，E取用水的量级很小，只占E的2%，而E下垫面占到了E的98%，hh且E与E下垫面的波动方向与波动数值均大体一致。hh由于E、E、Eh为各蒸散发量年际间的差值，即一阶差分序列，其所取用水下垫面反映的是各蒸散发量年际变化的相对数值，不能直观反映各蒸散发量在时间序列上的趋势。若要进行分析，则需要将一阶差分序列还原为绝对数值序列。但由于无法获知在初h始时刻（1975年）由人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量E取用水与下垫面条件对流hhh域蒸散发的贡献量E下垫面的绝对数值，故也将E取用水与E下垫面的起点归零，即令1975hhhh年E取用水与E下垫面为0mm，不改变其年际变化量，可分别得到E取用水与E下垫面的年际变化趋势。结果如图5-12。由图可知，人类活动对流域蒸散发的影响主要是通过改造下垫面条件的方式驱动。hh将E取用水与E下垫面序列代入MK趋势检验中，可得到统计量Z值分别为5.63与6.93，hh绝对值均大于1.96，表明E取用水与E下垫面在1975-2010年间均呈显著上升趋势，且变化速率分别为0.10mm/年与4.84mm/年。结合无定河流域的历史发展可知，人类改造下垫面从而对流域蒸散发变化产生影响的方式主要包括三个方面：水库蓄水、淤地坝蓄水与下垫面条件变化。二十世纪七八十年代起，无定河流域修建了大量的水库与淤地坝，使得流域有很大一部分面积的陆面被淹没，变为水面，相应的陆面蒸发转变为水面蒸发，从而增加了流域的总蒸散发量。同时，由于很多淤地坝没有排水设施，导致一部分水被94 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论蓄积在了流域内，进而对流域出口处的径流量产生了一定的影响。但从量级上看，影响更大的是，政府在无定河流域持续开展的水土保持与生态建设（如退耕还林）对流域蒸散发的影响。由上世纪80年代至2010年，无定河流域的土地利用受人类活动影响发生了较大的变化，流域下垫面的改变（如植被指数的变化）导致了流域的蒸散发变化，从而间接驱动了流域水文循环过程以及产汇流机制的变化。200人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量150下垫面条件对流域蒸散发的贡献量人类活动对流域蒸散发的贡献量100/mm蒸散发500-5019751980198519901995200020052010年份图5-12无定河流域人类取用水与改造下垫面活动引起的流域蒸散发量5.3无定河流域径流变化的归因分析5.3.1无定河流域径流变化归因分析根据对无定河流域地下水蓄变量年际变化的计算，以及气候变化、人类取用水活动变化与下垫面条件变化对流域蒸散发变化的定量解析，可基于流域水量平衡年际变化公式，对无定河流域1975-2010年社会水文循环的历年变化进行定量归因分析。根据流域水量平衡年际变化公式（4-57）与式（4-58）有：chhR=PEE取用水E下垫面g（5-2）hh其中，将RccPE作为气候变化对径流变化的贡献量，R=E，取用水取用水hh可作为人类取用水活动变化对径流变化的贡献量，R下垫面=E下垫面，可作为下垫面条g件变化对径流变化的贡献量，Rg，可作为地下水变化对径流变化的贡献量，遂可将式（5-2）变为：chhgR=RR取用水R下垫面R（5-3）以流域出口处的径流的变化R作为流域社会水文循环的检验结果，若R为正，95 长安大学专业硕士学位论文hh则代表径流增大，R为负，代表径流减小，Rc、R、R、Rg的数值为正，取用水下垫面代表气候变化、人类取用水活动变化、下垫面条件变化与地下水变化使得径流朝着增大方向发展，数值为负，则代表使径流朝减小方向变化。基于此，从径流变化定量归因的角度，可分析历年流域社会水文循环之改变。各项参数变化结果如图5-13所示，其反映了各项参数的年际波动情况。100气候变化对径流变化的贡献量80人类取用水活动变化对径流变化的贡献量下垫面条件变化对径流变化的贡献量60地下水变化对径流变化的贡献量径流深变化量/mm40200径流深变化量-20-40-60-801975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份图5-13无定河流域径流年际变化量及其驱动关系h从中不难看出，Rc与R数值较大，波动范围也较大，且R的正负值与Rc下垫面h趋同，而与R下垫面相反，这说明径流的波动与气候变化对径流变化的贡献量，即ccRPE呈正相关关系，而与下垫面条件变化对径流变化的贡献量，即hhhR=E呈现负相关。地下水变化贡献量Rg相较于Rc与R要小，但其下垫面下垫面下垫面h量级与径流深相当，因此地下水变化对径流的影响亦不容忽视。R取用水较小，基本难以辨别，故可认为人类活动影响径流主要还是通过改变流域下垫面来驱动的。hh由于R、Rc、R、R、Rg为各数值年际间的差值，反映的是径流年取用水下垫面际变化的相对数值，不能直观反映各数值在时间序列上的趋势与径流驱动量的大小，故本研究基于流域水量平衡公式，将年际间的相对数值转化为年绝对数值，以分析每个变量随时间的变化趋势与特征。由流域水量平衡公式（4-2）与式（5-2）可以得到：chhR=PEE取用水E下垫面G（5-4）96 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论hh令RccPE，表示气候对径流的贡献量，R=E表示人类取用水活动对取用水取用水Rhh=Eg径流的贡献量，下垫面下垫面表示下垫面条件对径流的贡献量，RG表示地下水对径流的贡献量，则可得到chhgR=RRRR（5-5）取用水下垫面hh类似于流域蒸散发量变化的归因分析，Rc、R与R的起点（1975年数值）取用水下垫面同时归零，但不改变各项年际变化的数值，以分析各项数值的年际变化趋势。地下水对径流的贡献量gR实际为地下水蓄变量的负数，其变化规律已在5.1.1章节中进行分析，这里不再复述。具体结果如图5-14所示。180160140气候对径流的贡献量120100/mm806040径流深200-2019751980198519901995200020052010年份(a)500下垫面条件对径流的贡献量-50/mm-100径流深-150-20019751980198519901995200020052010年份(b)0.50人类取用水活动对径流的贡献量-0.5-1/mm-1.5-2-2.5径流深-3-3.5-419751980198519901995200020052010年份97 长安大学专业硕士学位论文(c)2地下水对径流的贡献量0-2-4/mm-6径流深-8-1019751980198519901995200020052010年份(d)6050径流深40/mm3020径流深10019751980198519901995200020052010年份(e)图5-14无定河流域径流深与其驱动因子贡献量从中可以看出，cR呈现上升趋势且量级较大，将其代入MK趋势检验，得到统计量Z值为6.52，大于1.96，说明cR在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为4.31mm/h年。R下垫面变化呈下降趋势且量级较大，将其代入MK趋势检验，得到统计量Z值为-6.93，h其绝对值大于1.96，说明R下垫面在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-4.84mm/h年，对比气候驱动的径流上升速率结果可发现，该下降速率更快。将R取用水序列代入MKh趋势检验，得到统计量Z值为-5.62，其绝对值大于1.96，表明R取用水在1975-2010年间h呈显著下降趋势，变化速率为-0.10mm/年。然而R取用水变化虽然呈下降趋势，但其量级h相较于Rc与R要小，因此其对径流产生的影响也较小。Rg变化，即地下水蓄变量下垫面的负值，其数值在1991年以前在0值附近波动，且负值较多，1991年之前gR累加和为-6.62mm，这说明在1991年之前地表、地下水存在频繁的年际交换，且多年交换结果为地表水入渗补给地下水的水量多于地下水补给地表水的水量，而1991年之后地下水驱动径流量变化常年为正值，1991-2010年gR累加和为3.46mm，说明1990年之后地98 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论下水补给地表水的水量多于地表水入渗补给地下水的水量。综合上述分析，可知代表气候条件的cR，即降水量减去气候变化驱动的蒸散发量，使得径流增大，且量级较大；下垫面条件的变化，包括改变流域土地利用类型、土壤植被状态及水库淤地坝蓄水等活动所驱动的蒸散发量不断增大，驱使径流负增长；人类取用水活动导致径流呈缩减发展，但影响量较小；地下水的变化在1991年前驱动径流减小，而1991年之后驱动径流增大；在气候变化、人类取用水活动变化、下垫面条件变化与地下水变化四者的综合作用下，径流深总体呈现下降趋势。5.3.2无定河流域下垫面条件变化对径流变化的贡献量对降水变化的响应研究结合图5-13与图5-14，本研究发现不仅气候变化对径流变化的贡献量cR与流域降h水量的波动P存在相关关系，下垫面条件变化对径流变化的贡献量R下垫面在保有下降趋势的同时，其在数值上的波动也跟降水量的波动P相关，如图5-15所示。300250降雨变化量200气候变化对径流变化的贡献量150100/mm500-50-100年际变化量-150-200-2501975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份(a)300250降雨变化量200下垫面条件变化对径流变化的贡献量150100/mm500-50-100年际变化量-150-200-2501975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份(b)99 长安大学专业硕士学位论文8040306020R²=0.8873R²=0.95634010020-10/mm/mmh-20c0RR下垫面-30-20-40-50-40-60-60-70-400-2000200400-400-2000200400P/mmP/mm(c)(d)cRh图5-15无定河流域R与下垫面对降水的响应研究由图5-15(a)与5-15(c)可以发现，P与c2R表现出同向关系，且二者相关关系R达到了0.96，这说明降水P增大时，气候对径流的贡献量cR也随之增大，反之亦然，这与cR的物理意义是完全相符的。而由图5-15(b)与5-15(d)可以发现，降水变化P与下垫面条件变化对径流变化的hh贡献量R下垫面间也存在着相关关系，但表现为相背，即P为正时，R下垫面一般为负，2反之亦然，且相关关系R达到了0.89。h由前面的推导可知，下垫面条件变化对径流变化的贡献量R下垫面为下垫面条件变hhh化对流域蒸散发变化的贡献量E下垫面的负数，即R下垫面小于0时，E下垫面一定大于h0。结合降水P与下垫面条件对流域蒸散发的贡献量E下垫面间的相关关系可推知，当Ph增大时，E下垫面虽保持下降趋势，但在局部的波动却是随着降水的增大而增大，反之亦然。[150]有研究表明，黄土高原地区的植被覆盖对降水有非常显著的响应关系。当降水增加，植被覆盖度也随之增加，而植被覆盖度的增加又将引起同等降水条件下流域蒸散hh发的增加，故R下垫面或E下垫面的变化会与P有着显著的线性关系。这可以理解为，h人类改造下垫面活动对流域蒸散发的影响是一个持续且缓慢的过程，这导致了E下垫面出现了一个持续上升趋势，而气候条件的变化也会驱动流域下垫面状态发生变化，进而使流域蒸散发发生改变。而气候变化中，降水对植被的生长有着直接且显著的影响，故蒸散发变化与降水间存在显著的相关关系。在研究中，这部分降水变化引发下垫面改变从100 第五章无定河流域社会水文学分析及结果讨论hh而驱动蒸散发变化的量在水量平衡中也一并被计入E下垫面中，因此E下垫面不仅包括了人类改造下垫面对流域蒸散发变化的影响，还包括一小部分降水变化导致流域下垫面变化进而间接驱动的流域蒸散发变化的贡献量。5.4无定河流域社会水文学分析结果讨论在无定河流域的径流变化定量归因分析已有许多学者做出了大量研究，对于径流变[151-154]化的原因也众说纷纭，难以准确验证。分析众多研究文献，不难发现学者们对于无定河径流变化归因的研究基本都是基于多年平均尺度的，即对径流由某一阶段状态到另一阶段状态的变化作归因分析。为了验证本文成果的可靠性，并与其他学者的研究进行交叉对比，本研究将历年的变化量进行累加，得到无定河流域径流1975-2010年间的总变化情况。通过计算可知，1975年至2010年间，无定河流域径流深减小了2.52mm，其中气候变化对径流变化的贡献量为142.46mm，人类取用水活动变化对径流变化的贡献量为-2.63mm，下垫面条件变化对径流变化的贡献量为-139.19mm，地下水变化对径流变化的贡献量为-3.16mm。结果显示，气候变化与下垫面条件变化是影响径流变化的两大主要因素，且其量级较大，约为径流深变化的70倍。这样的关系可以理解为，若气候发生轻微变化或流域下垫面发生轻微的改变，都有可能导致流域径流发生较大的变化。由于研究时期选取不同，且本研究计算的是2010年与1975年径流深的差值，而其他研[155][156]究（焦阳、杨新等）计算的是两个阶段径流量均值的差值，故计算结果与各影响量的贡献率在数值上存在着不同，但各影响量影响径流变化的方向及量级关系是基本一致的。5.5本章小结本章在无定河流域建立了社会水文学分析体系，对无定河流域1975-2010年间每年的社会水文循环的变化做了定量归因分析，具体小结如下：（1）无定河流域地下水蓄变量主要受地下水补给量、地下水开采量与基流量的驱动影响。在1975-2010年间，无定河流域地下水补给量基本维持在9.03~28.36mm的范围，整体序列呈现显著下降趋势，平均变化速率为-0.28mm/年；地下水开采量主要用于流域的工业、生活与畜牧业，1975-2010年间主要控制在0.78~3.20mm的范围，其时域变化总体呈现显著上升趋势，平均变化速率为0.07mm/年；基流量序列主要在9.74~23.84mm的范围内波动，总体呈显著下降趋势，平均变化速率为-0.21mm/年。在地下水补给量、地下水开采量与基流量三者共同驱动作用下，20世纪90年代之前地下水101 长安大学专业硕士学位论文蓄变量基本在0值附近波动，表明地下水储存量处在一个相对稳定的阶段，20世纪90年代以后，地下水蓄变量几乎全为负值，这表明地下系统的排泄量与开采量已超过地下水补给量，地下水储存量持续减少，地下水蓄变量的多年平均值为-1.07mm。（2）气候变化、人类取用水活动变化与下垫面变化同时驱动无定河流域蒸散发量的波动变化。1975-2010年间，气候变化对流域蒸散发变化的贡献量基本维持在-156.18~164.58mm之间；人类取用水活动变化对蒸散发变化的贡献量基本在-0.87~1.16mm的范围内波动；而下垫面变化对流域蒸散发量变化的贡献量则处于-28.83~56.31mm。通过将还原至年绝对数值序列，可发现气候引起的蒸散发量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-5.32mm/年，极值差为340.71mm；人类取用水活动驱动的蒸散发量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为0.10mm/年，极值差为3.44mm；下垫面驱动的蒸散发量在1975-2010年间也呈显著上升趋势，变化速率为4.84mm/年，极值差为179.49mm。在下垫面变化的影响中，其不仅人类改造下垫面活动有关，其与受降水的影响也较为显著。其中人类对下垫面的改造所引起的蒸散发量变化基本呈一线形上升趋势，而其年际波动则主要由降水变化引起的。总体上看，在气候变化、人类取用水活动变化与下垫面变化的共同作用下，无定河流域蒸散发呈缓慢下降趋势，其中气候变化是主要原因。（3）无定河流域出口处的径流变化主要受气候变化、人类取用水活动变化、下垫面变化与地下水变化所驱动。1975-2010年间，气候变化对径流变化的贡献量基本维持-39.36~65.31mm范围内；人类取用水活动变化对径流变化的贡献量在-1.16~0.87mm范围内；下垫面变化对径流变化的贡献量则在-56.31~28.83mm之间；而地下水变化对径流变化的贡献量基本在-7.03~4.77mm间波动。还原成年绝对数值后，可统计得到气候驱动的径流量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为4.31mm/年，极值差为156.90mm；人类取用水活动驱动的径流量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-0.10mm/年，极值差为3.44mm；下垫面变化驱动的径流量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-4.84mm/年，极值差为179.49mm；地下水变化驱动的径流量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为0.12mm/年，极值差为9.83mm。整个1975-2010年间，气候变化与地下水变化导致径流增加，人类取用水活动变化与下垫面变化导致径流减少，且由于气候变化与下垫面变化对径流的影响量级较大，径流在气候变化、人类取用水活动变化、下垫面变化与地下水变化四者的综合作用下总体呈下降趋势。102 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论在上面的章节中，本研究基于流域水量平衡公式和历史数据定量分析了1975-2010年无定河流域的社会水文循环过程。在本章中，本研究拟通过分析气候因子、水文因子与社会因子间的互馈机制与驱动关系，建立无定河流域社会水文学模拟模型，根据现状年（2010年）流域状态，对模拟年（2011年）进行社会水文学模拟，分析不同情境下社会水文循环可能发生的变化，以期为无定河流域未来的水资源管理提供重要的技术支持。6.1现状年与模拟年的确定受收集数据长度所限，本研究将2010年定为现状年，即基准年，拟基于无定河流域2010年的社会与水文状态数据，借助流域社会水文学模型对模拟年（2011年）无定河流域可能发生的社会水文学变化进行模拟与预估。6.2驱动机制及参数率定6.2.1气候变化对流域蒸散发变化的贡献量的驱动机制将1975-2010年无定河流域实测降水数据P与根据实测气象数据计算得到的流域潜在蒸散发数据E0进行差分，获得降水年际变化序列P与潜在蒸散发年际变化序列E0，并将P与E0作为自变量，将5.2.3章节中计算得到的气候变化对流域蒸散发变化的贡献量cE作为因变量，建立线性驱动关系，并根据式（4-59）求取流域蒸散发对降水的弹性系数、流域蒸散发对潜在蒸散发的弹性系数与常数，相关结果如图6-1所示。200200cE150150线性回归模拟100100505000-50-50线性回归模拟线性回归模拟-100-100-150-150-200-200-200-10001002001975-19761990-19912005-2006cE年份(a)(b)c图6-1E线性驱动机制103 长安大学专业硕士学位论文图形显示，Ec与P及E均呈良好线性关系，线性回归模拟得到的c0E与基于Budyko水热平衡假设垂直分解法计算得到的cE间相对误差仅为15%，且纳什效率系数NSE达到了0.99，这表明模拟效果良好，同时也从侧面证明了基于Budyko水热平衡假设的垂直分解法计算得到的气候变化对流域蒸散发变化的贡献量cE是准确的。经计算，流域蒸散发对降水的弹性系数=0.763，流域蒸散发对潜在蒸散发的弹性系数=0.037，常数=-4.35，从数值上看，流域蒸散发对降水变化较为敏感。6.2.2地下水补给量的驱动机制选定1975-2005年为率定期（35年），2006-2010年为验证期（5年），采用RBF神经网络，将降水量与农灌水量作为输入，地下水补给量作为输出，率定RBF神经网络中径向基函数分布密度SPREAD，并用验证期数据加以验证。30地下水补给量模拟值2520/mm1510地下水补给量5率定期验证期019751980198519901995200020052010年份图6-2Rc驱动机制结果显示，率定期RBF神经网络模拟值的相对误差为0.01%，验证期的RBF神经网络模拟值的相对误差为5.85%，纳什效率系数NSE为0.88，模拟效果良好，驱动机制表征效果令人满意。经计算，RBF神经网络径向基函数分布密度SPREAD值为2.83。6.2.3基流的驱动机制将无定河流域1975-2010年的年地下水补给量Rc扣除地下水开采量Wg作为地下水系统的补给，基流量Rb作为地下系统的排泄，可通过探究地下水补给与排泄关系，率定基流量Rb的驱动机制，即将地下水补给量与地下水开采量的差值RcWg作为自变量，基流量R作为因变量，建立线性关系，获取式（4-63）中参数A与B。b104 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论30302525基流模拟基流2020/mm/mm1515基流量基流量1010550005101520253019751980198519901995200020052010地下水补给量与地下水开采量差值/mm年份(a)(b)图6-3Rb线性驱动机制通过计算发现，地下水的排泄量（即基流量）与地下水系统受到的真实补给量（即地下水补给量与地下水开采量的差值）呈良好的线性关系，通过线性回归计算可得出的模拟基流量与分割基流量的误差为7%，纳什效率系数NSE为0.82，说明驱动机制可行。经计算，参数A=0.864，B=6.113。h其余计算模块如Rc、Wg与E取用水计算模块中各参数可根据模拟年及其情景设定确定，将在下面章节中予以叙述。6.3情景设定与无定河流域社会水文学模拟本研究拟通过设定社会取用水状态与流域下垫面状态的组合情景的方式开展系统模拟，以预估2011年无定河流域社会水文变化，为决策者提供参照依据与管理建议，并对无定河流域的精细化水资源管理提供技术支持。设定无定河流域模拟年的社会取用水情态，包括保持现状年状态与增长状态两种情景，设定人类改造下垫面情态，包括不再进行改造下垫面活动与保持改造下垫面活动趋势两种情景，据此对模拟年的地表水系统及地下水系统的变化进行模拟，以获得无定河流域水资源管理策略方面的建议。h首先，对于5.3.2章节中下垫面条件变化对蒸散发变化的贡献量E下垫面与降水变化量P间的波动关系做进一步的探究，以期寻找降水改变下垫面从而引起蒸散发变化的驱hh动机制。假设1975年下垫面条件对流域蒸散发的贡献量E下垫面为0，将年际间的E下垫面序h列叠加在其上，还原为年绝对数值序列，即E下垫面序列，其可很好地反映1975-2010年流105 长安大学专业硕士学位论文域下垫面变化所引起的蒸散发量的年际变化。假设人类活动对于流域下垫面的改造是一h个持续、缓慢且逐渐累加的过程，则反映在序列的数值上即可认为E下垫面的趋势变化即代表了人类改造下垫面活动所引起的流域蒸散发，而扣除序列趋势之后的波动成分可认为是由降水量的年际波动所驱动的。这样一来，就可将下垫面对流域蒸散发的贡献量hhE下垫面细分为人类改造下垫面引起的流域蒸散发量E下垫面（人类）与降水改变下垫面引起的流h域蒸散发量E下垫面（降水）。遂可得到：hhhE=EE（5-6）下垫面下垫面（人类）下垫面（降水）hhhE=EE（5-7）下垫面下垫面（人类）下垫面（降水）hhh去除1975-2010年E下垫面序列的趋势，即E下垫面序列的线性拟合方程。观察E下垫面的波动与降水的相关关系，以验证上述假设，其结果如图6-4所示。180180160160140140120120y=4.849x-20.502100100/mm/mm808060604040蒸散发量20蒸散发量20下垫面对流域蒸人类改造下垫面00散发的贡献量贡献量-20-20-40-401975198019851990199520002005201019751980198519901995200020052010年份年份(a)(b)3060降水改变下5020垫面贡献量40y=0.1959x-0.666630R²=0.88731020/mm/mm1000-10-10蒸散发量-20-20-30蒸散发变化量-40-30-5019751980198519901995200020052010-300-200-1000100200300年份降水变化量/mm(c)(d)106 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论6050降水改变下垫面对流域蒸散发变化的贡献量40通过降水变化量推估3020/mm100-10-20-30蒸散发变化量-40-501975-19761980-19811985-19861990-19911995-19962000-20012005-2006年份(e)图6-4降水改变下垫面与人类改造下垫面活动对蒸散发的贡献量h由图6-4(b)可以发现，E下垫面（人类）以约5mm/年的上升趋势发生变化。去除趋势后的h残余序列可认为是降水改变下垫面引起的蒸散发量，即E下垫面（降水）（图6-4(c)），其与降水序列类似，呈现一个轻微下降的趋势。将降水改变下垫面所引起的蒸散发的年际变化h差分为降水改变下垫面对流域蒸散发变化的贡献量E下垫面（降水），并与降水的年际变化量h2P绘制散点图，发现E下垫面（降水）与P有着很强的线性关系，如图6-4(d)所示，其R达h到了0.89。利用线性拟合，即图5-19(d)中公式E下垫面（降水）=0.1959P0.6666，由降水hh年际变化量P推估出E下垫面（降水）的模拟序列，并与去趋势差分得到的E下垫面（降水）进行对比，结果如图6-4(e)所示。对比结果显示，两序列间的纳什效率系数NSE为0.88，这说明降水年际变化量与降水改变下垫面对流域蒸散发变化的贡献量间确实存在线性驱动关系，也证明由降水变化量推估降水改变下垫面对流域蒸散发变化的贡献量的思路是可行的。在确定了降水变化驱动流域下垫面变化进而导致流域蒸散发变化的定量关系后，对模拟年（2011年）的流域社会水文学变化进行模拟。本研究拟通过设定社会取用水量与流域下垫面状态的组合情景开展模拟，并结合各个情景，输出对模拟年无定河流域的潜在社会水文学变化，提出相关的水资源管理建议。由于2011年无定河流域降水量与潜在蒸散发量的实测数据能够从中国气象数据网中获取，故无需根据IPCC的气象预估进行推算。根据实测数据，2011年无定河流域降水量为464.39mm，潜在蒸散发量为947.15mm，结合2010年现状年数据，可得出由2010年到2011年，降水变化量P=104.08mm，潜在蒸散发变化量E0=5.12mm。遂将降水变107 长安大学专业硕士学位论文化量P与潜在蒸散发变化量E0作为气候条件输入模型中。模型中对于人类取用水活动与人类改造下垫面活动对流域蒸散发和径流的影响已进行分离，模型中相关参数保持不变，具体如表6-1所示。而下垫面变化引起的径流变化量或蒸散发变化量则需另行计算。表6-12010年与2011年模型参数及其取值参数计算模块参数含义参数值Ec流域蒸散发对降水的弹性系数0.763Ec流域蒸散发对潜在蒸散发的弹性系数0.037cE常数-4.35HRc、Eh现状年的净灌溉定额按各县区计算，见表5-7灌溉定额取用水SPREADRcRBF神经网络径向基函数分布密度2.83QWg、Eh工业用水定额按各县区计算，见表5-6工业取用水QWgEh城镇生活用水定额按各县区计算，见表5-1城镇、取用水QWgEh农村生活用水定额按各县区计算，见表5-2农村、取用水QWh按各县区计算，见表5-3、5-4畜牧g、E畜牧业用水定额取用水及5-5ARb常数0.864BRb常数6.113h灌溉蒸发E取用水现状年的灌溉蒸发系数0.7h灌溉蒸发E取用水模拟年的灌溉蒸发系数0.7hH灌溉定额E取用水模拟年的净灌溉定额按各县区计算，见表5-7h按各县区计算，见表5-1与Q生活E取用水模拟年的生活用水定额5-2hb生活E取用水现状年的生活用水耗水率城镇为0.8、农村为1hb生活E取用水模拟年的生活用水耗水率城镇为0.8、农村为1Qh按各县区计算，见表5-3、5-4畜牧E取用水模拟年畜牧业用水定额及5-5Qh3造林E取用水现状年造林用水定额200m/(亩×年)Qh3造林E取用水模拟年造林用水定额200m/(亩×年)在此基础上，设定四种社会情景，即①社会取用水量保持现状年状态，人类不再改变下垫面条件，②社会取用水增长10%，人类不再改变下垫面条件，③社会取用水量保持现状年状态，人类改造下垫面活动保持既有趋势，④社会取用水增加10%，人类改造下垫面活动保持既有趋势。以下分别对四种社会情景下的无定河流域社会水文学变化开展模拟。108 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论6.3.1情景一：社会取用水量保持现状年状态，人类不再进行改造下垫面活动（1）情景设定假定模拟年无定河流域内社会取用水量保持现状年状态，则2011年无定河流域内的用水结构与用水量与2010年相比均未发生变化，即2011年的W农灌、W工业、W生活、W畜牧及W造林的数值与2010年相同，W农灌、W工业、W生活、W畜牧及W造林的数值为0。假定模拟年无定河流域内人类不再进行改造下垫面活动，则由2010年到2011年hhhE=下垫面（人类）0，而E下垫面=E下垫面（降水），可由P通过线性拟合公式推求。（2）无定河流域社会水文学模拟将2011年降水量、潜在蒸散发量以及设定情景输入社会水文学模拟模型中，得到相关计算结果如表6-2所示。表6-2情景一社会水文学模拟计算项计算值/mm降水变化量P104.08潜在蒸散发变化量E5.120地下水补给量Rc17.11地下水开采量W3.09g基流量R18.23b地下水蓄变量G-4.21地下水变化对径流变化的贡献量g-2.26c气候变化对流域蒸散发变化的贡献量E75.25h人类取用水活动对流域蒸散发变化的贡献量E0取用水h下垫面变化对流域蒸散发变化的贡献量E19.72下垫面径流变化量R11.37由计算结果可知，若2011年社会取用水量保持2010年状态，且人类不再改变下垫面条件，则无定河流域径流量将会增加11.37mm，而地下水储存量将减少4.21mm。6.3.2情景二：社会取用水增长10%，人类不再改变下垫面条件（1）情景设定假定2011年无定河流域的各项用水量相较2010年均增长10%，即2011年的W农灌、WWWW工业、生活、畜牧及造林等于2010年的相关数值乘以110%。假定模拟年无定河流域内人类不再改变下垫面条件，则由2010年到2011年hhhE=下垫面（人类）0，E下垫面=E下垫面（降水），可由P通过线性拟合公式推求。109 长安大学专业硕士学位论文（2）无定河流域社会水文学模拟将2011年降水量、潜在蒸散发量以及设定情景输入社会水文学模拟模型中，计算结果如表6-3所示。表6-3情景二社会水文学模拟计算项计算值/mm降水变化量P104.08潜在蒸散发变化量E5.120地下水补给量Rc13.76地下水开采量W3.40g基流量R15.07b地下水蓄变量G-4.70地下水变化对径流变化的贡献量g-2.75c气候变化对流域蒸散发变化的贡献量E75.25h人类取用水活动对流域蒸散发变化的贡献量E0.77取用水h下垫面变化对流域蒸散发变化的贡献量E19.72下垫面径流变化量R11.09由计算结果可知，在2011年无定河流域下垫面状态不变，社会取用水量较2010年增加10%的情况下，无定河流域径流量将增加11.09mm，而地下水储存量减少4.70mm。6.3.3情景三：社会取用水量保持现状年状态，人类改造下垫面活动保持趋势（1）情景设定假定模拟年无定河流域内社会取用水量保持现状年状态，则2011年无定河流域内的用水结构与用水量与2010年相比均未发生变化，即2011年的W农灌、W工业、W生活、W畜牧及W造林的数值与2010年相同，W农灌、W工业、W生活、W畜牧及W造林的数值均为0。h假定模拟年无定河流域内人类改造下垫面活动保持既有趋势，即E下垫面（人类）按其直线hh趋势上升，由2010年到2011年E下垫面（人类）=4.85mm，E下垫面（降水）可由P通过线性拟合hhhh公式推求，再将二者相加推求E下垫面，即E下垫面=E下垫面（人类）E下垫面（降水）。（2）无定河流域社会水文学模拟将2011年降水量、潜在蒸散发量以及设定情景输入社会水文学模拟模型中，计算结果如表6-4所示。110 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论表6-4情景三社会水文学模拟计算项计算值/mm降水变化量P104.08潜在蒸散发变化量E5.120地下水补给量Rc17.11地下水开采量W3.09g基流量R18.23b地下水蓄变量G-4.21地下水变化对径流变化的贡献量g-2.26c气候变化对流域蒸散发变化的贡献量E75.25h人类取用水活动对流域蒸散发变化的贡献量E0取用水h下垫面变化对流域蒸散发变化的贡献量E24.57下垫面径流变化量R6.52由计算结果可知，若2011年社会取用水量保持2010年状态，且人类改造下垫面活动保持既有趋势，则无定河流域径流量将增加6.52mm，而地下水储存量将减少4.21mm。6.3.4情景四：社会取用水增加10%，人类改造下垫面活动保持趋势（1）情景设定假定2011年无定河流域的各项用水量相较2010年均增长10%，即2011年的W农灌、WWWW工业、生活、畜牧及造林的数值相较2010年增大10%。h假定模拟年无定河流域内人类改造下垫面活动保持既有趋势，即E下垫面（人类）按其直线hh趋势上升，由2010年到2011年E下垫面（人类）=4.85mm，E下垫面（降水）可由P通过线性拟合hhhh公式推求，再将二者相加推求E下垫面，即E下垫面=E下垫面（人类）E下垫面（降水）。（2）无定河流域社会水文学模拟将2011年降水量、潜在蒸散发量以及设定情景输入社会水文学模拟模型中，计算结果如表6-5所示。表6-5情景四社会水文学模拟计算项计算值/mm降水变化量P104.08潜在蒸散发变化量E5.120地下水补给量Rc13.76地下水开采量W3.40g基流量R15.07b地下水蓄变量G-4.70111 长安大学专业硕士学位论文地下水变化对径流变化的贡献量g-2.75c气候变化对流域蒸散发变化的贡献量E75.25h人类取用水活动对流域蒸散发变化的贡献量E0.77取用水h下垫面变化对流域蒸散发变化的贡献量E24.57下垫面径流变化量R6.24由计算结果可知，在2011年人类改造下垫面活动保持既有趋势，社会取用水量较2010年增加10%的情况下，无定河流域径流量将增加6.24mm，而地下水储存量减少4.70mm。6.4无定河流域社会水文学模拟结果分析与水资源管理策略由以上无定河流域社会水文学模拟结果可知，现状年（2010年）到模拟年（2011年）降水量与潜在蒸散发量的变化，使得气候变化对流域蒸散发的变化产生影响，其年际变化量cE为75.25mm。且随着地下水开采量的增加，地下水蓄变量发生变化，地下水储存量减少，其值基本在4.21-4.70mm。通过对不同社会取用水与下垫面变化情景的模拟结果对比，可发现人类取用水活动对流域地表水资源量变化的影响较小，但会引起地下水储存量的变化，而人类对流域下垫面的改变将会引起流域蒸散发发生较大的变化，从而对径流量产生较大的影响。四种情景下，由现状年到模拟年，流域径流深最多可增加11.37mm，而最少只能增加6.24mm，从两个结果可见人类活动对径流量的变化有一定的影响，在设定情景内，其增加量减少会达到50%。结合四种情景下的无定河流域社会水文学模拟模型模拟结果，可对未来无定河流域水资源管理提出建议：（1）可通过减少地下水开采量与适当增加农业灌溉水量，以恢复地下水储存量，提升流域水安全水平；（2）提高农灌、工业、生活、畜牧业与造林各项人类取用水活动的用水效率，减小用水定额，做好废水处理与排放，以减小取用水的无效蒸发损失量；（3）重点控制流域下垫面变化，可根据各土地利用类型与植被种类的蒸散发关系，调整土地利用结构或植被种类，以避免过多的无效蒸散发消耗。6.5本章小结本章在无定河流域建立了社会水文学模拟模型，通过社会水文学模拟模型，基于无定河流域1975-2010年数据，以2010年为现状基准年，采用社会水文模拟模型对模拟年（2011年）流域社会水文循环变化进行模拟。在相同的气候条件输入下，分为四种社会取用水与下垫面条件组合情景，得到不同的地表及地下水资源变化量模拟结果，基于112 第六章无定河流域社会水文学模拟及结果讨论此结果对无定河流域未来的水资源管理提出建议。小结如下：（1）社会取用水量保持现状年状态，人类不再改变下垫面条件情景下，无定河流域出口处的径流深将增加11.37mm，地下水储存量将减少4.21mm；（2）社会取用水增长10%，人类不再改变下垫面条件情景下，无定河流域出口处的径流深将增加11.09mm，地下水储存量将减少4.70mm；（3）社会取用水量保持现状年状态，人类改造下垫面活动保持既有趋势情景下，无定河流域出口处的径流深将增加6.52mm，地下水储存量将减少4.21mm；（4）社会取用水增加10%，人类改造下垫面活动保持既有趋势情景下，无定河流域出口处的径流深将增加6.24mm，地下水储存量将减少4.70mm；（5）模拟结果表明在2011年的气候条件，无定河流域内的人类取用水活动将导致地下水储存量持续减少，而人类改造下垫面活动将会引起径流的较大波动。故可对无定河流域的水资源管理提出如下建议：减少地下水开采量、提高用水效率、重点控制流域下垫面变化情况、调整土地利用结构等。113 长安大学专业硕士学位论文第七章结论与展望结论针对变化环境下水文循环过程演变的复杂性，本研究在社会水文学的框架下，基于水热耦合平衡假设，建立了社会水文学分析体系，对1975-2010年无定河流域地下水蓄变量、蒸散发量与径流量每年发生的社会水文学变化进行了定量归因分析，揭示了变化环境下流域的水文循环过程。同时，根据社会水文系统中各变量的互馈机制与水量平衡方程，建立了流域社会水文学模拟模型，通过设定社会取用水与下垫面情景，模拟了流域未来的水文循环变化，并基于模拟结果对未来无定河流域水资源管理的规划决策提出了建议，得到结论如下：（1）1975-2010年间，无定河流域的气候条件、土地利用类型、社会因子复杂的变化，且各因子对流域水文循环产生了不同方向的影响，构造了复杂的变化环境，在此环境下，对于无定河流域水文循环特征的揭露，必须从社会水文学的角度开展研究。①1975-2010年间，无定河流域的气候条件、土地利用类型、社会因子发生了差异性的趋势性变化，导致了无定河流域社会水文系统内部的驱动力方向发生了变化，引发了更为复杂的社会水文系统整体变化特征。气候条件变化中，降水、风速、日照时间与相对湿度在1975-2010年间呈现下降趋势，但趋势不显著，气温在1975-2010年间呈显著上升趋势，气压在1975-2010年间呈显著下降趋势；社会因子中，造林面积在1975-2010年间呈上升趋势，但趋势不显著，人口、农灌面积、牲畜数量、工业产值、水库数量与淤地坝数量均呈显著上升趋势；水文条件中，径流呈显著下降趋势。②气候条件、土地利用类型、社会因子中各个因子发生的变化对无定河流域的水文循环产生了不同方向性的影响，综合影响下，流域水文条件也发生了变化。气候条件中，降水的减少直接导致流域的水量输入减少，气温的增加、气压的减少与相对湿度的减少，将导致流域蒸散发的增大，进而导致径流减少，而风速与日照时间的减小，又将引起流域蒸散发的减小，进而导致径流增大。社会因子中，人口、农灌面积、牲畜数量、工业产值、水库数量与淤地坝数量的显著增加表明人类取用水活动将导致流域内社会水循环的通量愈来愈大，人类活动造成的流域下垫面变化将造成流域产汇流机制的变化，反映到水文变化上，就是流域径流量显著减少。③这些变化构造了无定河流域复杂的变化环境，使得要想认识无定河流域的水文循环特征，必须从社会水文学的角度开展研究。（2）在社会水文学的框架下，基于Budyko水热耦合平衡假设，构建了流域社会水114 第七章结论与展望文学分析体系和社会水文学模拟模型。①社会水文学分析体系主要从流域水量平衡公式入手，通过对流域地下水蓄变量的计算，并基于Budyko假设实现了在每年尺度上对流域蒸散发与径流变化的定量归因分析。②与已有的相关研究对比，社会水文学分析体系在研究的时间尺度与归因全面性方面有所突破，可从基流量、地下水补给量、地下水开采量的角度实现每年尺度上流域地下水蓄变量变化的定量归因分析，从气候变化、人类取用水活动与下垫面变化角度实现每年尺度上流域蒸散发与径流的定量归因分析，为进一步开展流域水资源管理研究提供了手段和依据。③社会水文学模拟模型是基于分析体系发展而成，其通过流域社会水文循环过程中各因子的物理关系，实现了不同因子间的互馈关系的定量描述。模型可通过设定社会取用水与流域下垫面情景，对流域未来的地表及地下水资源量变化展开模拟分析。④与传统的水文模型方法对比，社会水文学模拟模型实现了复杂变化环境下的水文模拟，具有模型结构物理性强、参数简单、输入数据易获得、包含人类活动影响、可模拟气候与人类活动条件同时变化情况下流域社会水文循环变化的优点，同时它也避免了传统水文模型在应用中所遇到的模型结构与参数不确定、无法模拟变化环境下水文循环过程等问题。（3）对无定河流域社会水文循环每年发生的变化进行定量归因分析，结果表明，流域蒸散发是影响流域水文循环的关键变量，气候变化、人类取用水活动变化、下垫面条件变化以及地下水蓄变量变化对径流产生了不同方向不同程度的影响。①无定河流域地下水蓄变量由地下水补给量、地下水开采量与基流量所驱动，1975-2010年间，地下水补给量基本维持在9.03~28.36mm的范围，整体序列呈现显著下降趋势，地下水开采量主要控制在0.78~3.20mm的范围，其时域变化总体呈现显著上升趋势，基流量序列主要在9.74~23.84mm的范围内波动，总体呈显著下降趋势，三者共同驱动作用下，20世纪90年代之前地下水蓄变量基本在0值附近波动，表明地下水储存量处在一个相对稳定的阶段，20世纪90年代以后，地下水蓄变量几乎全为负值，这表明地下系统的排泄量与开采量已超过地下水补给量，地下水储存量持续减少，地下水蓄变量的多年平均值为-1.07mm。②气候变化、人类取用水活动变化与下垫面条件变化同时驱动无定河流域蒸散发量的波动变化，1975-2010年间，气候对流域蒸散发的贡献量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-5.32mm/年，极值差为340.71mm，人类取用水活动对流域蒸散发的贡献量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为0.10mm/年，极值差为3.44mm，下垫面条件对对流域蒸散发的贡献量在1975-2010年间也呈显著上升趋势，变化速率为4.84mm/年，极值差为179.49mm。总体上看，在气候变化、人类取用水活115 长安大学专业硕士学位论文动变化与下垫面变化的共同作用下，无定河流域蒸散发呈缓慢下降趋势，其中气候变化是主要原因。③无定河流域出口处的径流变化主要受气候变化、人类取用水活动变化、下垫面变化与地下水变化所驱动。1975-2010年间，气候对径流的贡献量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为4.31mm/年，极值差为156.90mm；人类取用水活动对径流的贡献量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-0.10mm/年，极值差为3.44mm；下垫面对径流的贡献量在1975-2010年间呈显著下降趋势，变化速率为-4.84mm/年，极值差为179.49mm；地下水对径流的贡献量在1975-2010年间呈显著上升趋势，变化速率为0.12mm/年，极值差为9.83mm。整个1975-2010年间，气候变化与地下水变化导致径流增加，人类取用水活动变化与下垫面变化导致径流减少，且气候变化与下垫面变化对径流的影响量级较大，径流在气候变化、人类取用水活动变化、下垫面变化与地下水变化四者的综合作用下总体呈下降趋势。④除此之外，研究中还发现，在无定河流域，下垫面条件变化对流域蒸散发的贡献量与降水变化量呈现较好的线性关系，可作为流域下垫面条件变化归因分析的一种手段。（4）通过社会水文学模拟模型对无定河流域四种社会取用水与下垫面条件组合情景进行模拟，结果显示，四种情景下，由现状年到模拟年，流域径流深最多可增加11.37mm，而最少只能增加6.24mm，地下水储存量最多将减少4.70mm，最少将减少4.21mm。该结果表明，下垫面变化是影响地表径流变化的关键性因素，而人类对地下水的开采则会对地下水储存量产生一定的影响，虽然量级不大，但持续性影响，加之地下水恢复速度慢，该影响不应忽视，必须给予足够的重视。根据模拟结果与对比，笔者认为在未来的无定河流域水资源与区域政策调整中，应注意：调整用水结构与取用水途径以减少地下水开采量、提高用水效率、重点控制流域下垫面变化情况、调整土地利用结构等，以期能够恢复无定河流域地表及地下水资源量。展望本研究期望在社会水文学的框架下对无定河流域的社会水文循环变化做出准确定量归因分析，并对未来的流域状态进行社会水文模拟，以期全面解读无定河流域的社会水文学演变。但由于受个人能力以及研究时间的制约，仅针对其中的一小部分开展了尝试性的研究。在本文研究过程中，笔者发现了一些问题，也引发了一些思考，列举展望如下，以为后续研究奠定基础。（1）对流域气候因子、水文因子与社会因子互馈机制的研究不够深入。在建立社会水文学模拟模型中模型驱动机制时，本研究认为气候因子、水文因子与社会因子间呈116 第七章结论与展望简单的线性驱动关系，例如降水变化与潜在蒸散发变化线性驱动气候变化对流域蒸散发变化的影响量、地下水补给量与地下水开采量线性驱动基流量等等。但这些驱动关系可能并非线性，或在后续的发展中脱离线性的愿景，因此在后期的研究中，应当对流域气候因子、水文因子与社会因子互馈机制做更深层次的系统研究。（2）对降水影响下垫面进而影响流域蒸散发的驱动机制有待进一步挖掘。本研究发现无定河流域下垫面变化与降水量有着很强的相关关系，但如何区分降水改变下垫面导致的蒸散发量与人类改造下垫面活动导致的蒸散发量目前尚没有较好的方法，在后期的研究中，应该对此部分加强研究，提出更有效的方法来定量区分降水与人类活动对下垫面的影响。（3）需改进社会水文学模拟模型以对远景年的社会水文变化开展更为全面的模拟。在构建社会水文学模拟模型时，由于其基于流域水量平衡的年际变化公式，仅考虑了现状年与远景年间的流域社会水文状态的变化，而对现状年到远景年中间年份的社会水文变化考虑欠妥，如何实现逐年定量，应是后续研究中的一个重点。本研究仅以社会水文学的角度对变化环境下流域水文循环的演变与模拟研究提出了一个思路或者框架，但仍存在许多问题亟待解决，希望本文能够引起更多学者的关注并开展此方面的研究，为开展变化环境下的水文研究贡献力量。117 攻读学位期间取得的研究成果攻读学位期间取得的研究成果发表论文:[1]YuY,ZhangH,SinghVP.ForwardPredictionofRunoffDatainData-ScarceBasinswithanImprovedEnsembleEmpiricalModeDecomposition(EEMD)Model[J].Water,2018,10(4):388-402.[2]张洪波,余荧皓,南政年,等.基于TFPW-BS-Pettitt法的水文序列多点均值跳跃变异识别[J].水力发电学报,2017,36(7):14-22.[3]张洪波,余荧皓,孙文博,等.面向EMD分解的径流分量重构方法对比研究[J].南水北调与水利科技,2017,15(1):60-66.[4]ZhangH,SinghVP,WangB,YuY.CEREF:Ahybriddata-drivenmodelforforecastingannualstreamflowfromasocio-hydrologicalsystem[J].JournalofHydrology,2016,540(2016):246-256.[5]张洪波,南政年,余荧皓,等.渭河华县段漫滩洪水变异特征及其生态效用探析[J].南水北调与水利科技,2018(1):114-121.参与科研项目：1.《陕西省山洪灾害防治项目——子长县预警指标成果检验与复核》2.中央高校项目《水文变异条件下河流生态水文过程重构与河库调控机制研究》3.水利部世行项目《山西省临县基于ET的水资源综合管理规划研究与推广》4.陕西省科技厅项目《多水源供给模式下灌区旱灾诱发危机诊断与预警》5.国家自然基金项目《考虑人类扰动的旱灾危机诊断与应对机制研究》118 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致谢致谢时光匆匆，三年转瞬即逝，回望过去，便觉百感交集，但心间最多的仍是感激之情。三年前，幸得恩师张洪波教授赏识，纳入门下。三年间，他用他的一言一行诠释了“导师”二字的真谛。从科研学术到为人处世，从专业知识到人生哲理，他都对我倾囊相授。他教我“独立思考”，教我“坐住板凳，持之以恒”，教我“细节决定成败”，也教我“keepwalking”，教我“坚守自己想要的生活”，教我“担当”。学生愚笨，学之一二，受用终生。他不仅是我硕士阶段的导师，更是我人生之中的伯乐。毕业之际，我对张教授致以最诚挚的感谢与最美好的愿景，感谢三年来的教诲与照顾，也希望他在未来的工作与生活中能够更加游刃有余。感谢我的师兄师姐们——陈克宇、顾磊、俞奇骏、王斌、兰甜。他们如同亲人一般给予我帮助与关怀，无论科研成果亦或师门情谊，他们都为我树立了榜样。他们的优秀激励着我，让我不敢停下追赶的步伐。感谢我的同门曹巍、孙文博，以及师弟师妹们——张姝琪、南政年、李吉程、李哲浩、李娇娇、杨建涛、李慈、韦晓伟。感谢他们的帮助与陪伴，也希望他们未来的人生道路一帆风顺。感谢篮球，它是我的精神食粮。也感谢师门之外给予我最多陪伴的挚友们，他们的存在使我的生活变得明亮且多彩，所谓益友，大概如此。更要感谢我的父母以及女朋友。他们无时无刻支持着我，给我安慰与鼓励，他们是我此生无可替代的人。最后要感谢评阅此篇论文的所有老师与同学们。感谢对我的建议与指点，希望论文中沧海一粟的的成果能够给他们带来些许帮助。我从不是一个优秀的学生，但我却是一个幸运的人。很幸运三年间遇到的人事物，正是此番经历与选择造就了现在的我，虽多缺憾，但仍存志于胸，未来定要活出最想要的自己。余荧皓二〇一八年五月于西安127'