水文數(shù)字高程模型在珠江流域入海徑流模擬中的應(yīng)用

鄭 彬, 谷德軍, 魏紅成

(1. 中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所, 廣州 510080; 2. 中國氣象局熱帶季風(fēng)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室, 廣州510080; 3. 南京信息工程大學(xué), 江蘇南京 210044)

水文數(shù)字高程模型在珠江流域入海徑流模擬中的應(yīng)用

鄭 彬1,2, 谷德軍1,2, 魏紅成1,3

(1. 中國氣象局廣州熱帶海洋氣象研究所, 廣州 510080; 2. 中國氣象局熱帶季風(fēng)重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室, 廣州510080; 3. 南京信息工程大學(xué), 江蘇南京 210044)

為了計(jì)算珠江流域入海徑流的線源, 引入水文數(shù)字高程模型(H-DEM)。利用觀測的降水和流域流量訂正模型參數(shù), 改造后的模型模擬結(jié)果與站點(diǎn)資料對(duì)比, 能夠基本再現(xiàn)季節(jié)變化和年變化, 這表明改造后的H-DEM可以應(yīng)用于亞熱帶地區(qū)。采用改造后的模型對(duì)珠江流域入海徑流進(jìn)行模擬研究, 結(jié)果顯示線源和點(diǎn)源都有明顯的線性趨勢變化和年代際變化特征。

數(shù)字高程模型; 徑流; 點(diǎn)源; 線源; 珠江流域

珠江流域大量的淡水注入南海, 改變了沿海海洋的表面鹽度, 而大氣環(huán)流的驅(qū)動(dòng)則使低鹽沖淡水向不同的方向擴(kuò)散[1-2], 進(jìn)一步影響更大的區(qū)域。徑流入海還為沿海海洋提供了大量的有機(jī)和無機(jī)物[3-9],改變了河口及沿海海洋的生態(tài)環(huán)境(例如形成赤潮)。在枯水季節(jié), 有時(shí)還會(huì)發(fā)生海水倒灌的咸潮事件。咸潮是指沿海地區(qū)海水通過河流或其他渠道倒流到內(nèi)陸區(qū)域后, 使河水的鹽分(即氯化鈉)含有量達(dá)到或超過1/10000[10]。從20世紀(jì)90年代末開始, 咸潮災(zāi)害在河流枯水期頻繁侵襲珠江三角洲近河口地區(qū)[11-12], 不僅對(duì)珠江入海河段的環(huán)境要素產(chǎn)生較為明顯的影響[13], 還給當(dāng)?shù)厝藗兊纳詈蜕a(chǎn)用水造成了很大的困難[14], 這也促使人們越來越重視珠江枯水的研究[15-16]。河水徑流入海, 除了帶來近海海域的化學(xué)變化, 還能產(chǎn)生動(dòng)力上的影響(例如, 抬高海平面[17], 影響海洋環(huán)流等[18])。因此, 海洋環(huán)流模式需要考慮陸地的淡水注入。但是除了主要河流之外,許多的小河、小溪都沒有流量的觀測。因此, 海洋模式中通常只有較精確的陸地淡水注入的點(diǎn)源(較大的河流), 而整個(gè)沿岸的線源(小河、小溪)則采用估計(jì)值,甚至完全忽略掉線源。有研究表明, 在極地地區(qū)線源可以與點(diǎn)源流量相比擬, 甚至可以達(dá)到點(diǎn)源流量的數(shù)倍[18]。在熱帶和副熱帶地區(qū), 雖然河流徑流量在汛期占主要地位[19], 但是非汛期卻明顯減小(例如珠江流域枯水期 10月～次年3月的徑流量僅占全年徑流量的 20%左右)。即使在汛期, 珠江流域降水也有明顯的季節(jié)內(nèi)尺度變化, 造成豐水期徑流量也有多有少。因此, 陸地注入海洋的淡水流量必須同時(shí)考慮陸地點(diǎn)源和線源, 而線源流量估計(jì)值誤差會(huì)給海洋環(huán)流模式帶來一定的不確定性。本文引入了一個(gè)水文數(shù)字高程模型, 并根據(jù)珠江流域的實(shí)際情況改造了原有模型。然后利用改進(jìn)的模型對(duì)西江高要站徑流流量進(jìn)行模擬, 并將模擬結(jié)果與該站實(shí)測結(jié)果對(duì)比,變化及量級(jí)比較可信, 驗(yàn)證了該模型在珠江流域的可行性。然后利用這個(gè)改進(jìn)的模型計(jì)算珠江流域的入海徑流流量。我們的主要目的即是利用水文數(shù)字高程模型, 探討陸地淡水線源的定量獲取方法, 為海洋環(huán)流模式的淡水陸地點(diǎn)源和線源提供可能的接口。

1 水文數(shù)字高程模型簡介

1.1 模型區(qū)域

珠江是我國南方最大的河流, 干流源出云南沾益馬雄山, 經(jīng)廣東珠海流入南海, 流域范圍跨越云南、貴州、廣西、廣東、湖南、江西等6省(自治區(qū))和香港、澳門特別行政區(qū), 流域面積45.37萬km2。流域內(nèi)地形、地質(zhì)復(fù)雜?？偟牡貏菔俏鞅备? 東南低(圖1)。西北部為平均海拔1 000～2 000 m的云貴高原, 在高原上分布有盆地和湖泊群。珠江年徑流總量為3 360億m3, 相當(dāng)于長江的1/3, 約為黃河的6倍。流域內(nèi)大降水量是珠江徑流的主要貢獻(xiàn)者, 但是分布極為不均, 大致是東南多, 西北少(見圖2年降水量分布)。東南的平均年降水量可以達(dá)到2 000 mm以上, 而西北的平均年降水量在 800～1 000 mm之間,這其中的大部分降水集中在汛期(4～9月)。最近, 劉艷群等[20]專門分析了珠江流域汛期的降水分布型,分析結(jié)果表明：珠江流域 4～9月平均降水量在600～1 900 mm之間, 最大中心在廣東陽江附近, 自東南向西北逐漸減小?？梢? 流域內(nèi)汛期降水分布基本決定了年降水量的空間分布。此外, 流域東南的高水汽蒸發(fā)量則部分平衡了東西部降水量的差異。如圖2年平均溫度分布所示, 年平均表面氣溫在流域東南約為 21℃, 而西北平均約為 12℃, 東西部年平均氣溫相差近 10℃, 造成流域內(nèi)較大的水汽蒸發(fā)量空間差異。

本文中的水文數(shù)字高程模型(H-DEM)是在Wang等[18]的模型基礎(chǔ)上改進(jìn)而來。除了地形和降水溫度等區(qū)域的邊界和外強(qiáng)迫外, 我們主要在以下方面進(jìn)行了修改：插值程序中增加了對(duì)缺測資料的處理;根據(jù)觀測資料修改了模型中的基本流系數(shù); 通過試驗(yàn), 我們選取損耗系數(shù)c的上下限比原模型更大。

模型區(qū)域選定為95.00°～120.05°E, 20.00°～28.04°N, 緯向分辨率為 0.05°, 經(jīng)向分辨率為 0.03°。區(qū)域覆蓋了整個(gè)珠江流域。H-DEM將計(jì)算沿岸各點(diǎn)注入海洋的淡水流量, 但不包括海南島和其他島嶼。H-DEM以水流離開單元的最大坡度方向?yàn)樗鞣较?采用D8單流向方法予以確定[21-22]。即計(jì)算每一柵格單元與其相鄰的 8個(gè)單元之間的坡度, 然后按最陡坡度原則設(shè)定該單元的水流流向(圖3)。圖中單元即模型網(wǎng)格對(duì)應(yīng)的區(qū)域, 其大小與模型的分辨率有關(guān)。本模型中單元大小0.05°×0.03°。

1.2 大氣強(qiáng)迫

H-DEM中的大氣強(qiáng)迫主要有降水和表面氣溫。其中日降水資料使用的是 Xie和梁建茵利用站點(diǎn)資料分析得到的 0.25°×0.25°的格點(diǎn)資料, 時(shí)間從 1961年1月1日至2003年7月31日。日平均表面氣溫資料使用 NCEP/NCAR再分析資料, 分辨率為2.5°×2.5°, 時(shí)間從 1961年 1月 1日至 2003年 12月31日。圖2即為年降水量和表面溫度的氣候分布(1961～2000年)。圖2年平均降水量分布顯示珠江流域的年降水量充沛, 而且其分布呈現(xiàn)從西北向東南遞增, 特別是東南沿海地區(qū)的年降雨量可達(dá) 1 600 mm以上。流域的表面溫度分布也是從西北向東南逐漸變暖(如圖2年平均溫度分布), 其中東南部的表面氣溫普遍達(dá)到18℃以上。

圖1 珠江流域地形高程Fig. 1 Digital Elevation on the Zhujiang River basin

圖2 1961～2000年平均氣候分布圖Fig. 2 Annual mean climatology during 1961～2000

圖3 最陡坡度確定水流方向的示意圖Fig. 3 Schematic diagram of selecting a direction of steepest descent

1.3 徑流計(jì)算

單元內(nèi)的日徑流量計(jì)算如下

其中rmin為基本流系數(shù),A為單元面積。原模型中的基本流系數(shù)并不適合本流域, 我們根據(jù)流域觀測的年最小流量和積水面積計(jì)算本流域模型的基本流系數(shù)。c為水流至注入點(diǎn)過程中的損耗系數(shù), 損耗包括蒸發(fā)和滲透, 是溫度、時(shí)間等的函數(shù)。我們在H-DEM中僅考慮時(shí)間上的損耗, 其表達(dá)式如下

其中?t是淡水從格點(diǎn)到達(dá)注入點(diǎn)的時(shí)間。由于考慮到本區(qū)域的表面氣溫比原模型[18]高, 經(jīng)過試驗(yàn),H-DEM模型中c的上下界分別取0.8和0.45。此外,r為單元內(nèi)的日水流, 計(jì)算如下：

若溫度達(dá)到融雪溫度以上且融雪量小于積雪量, 則有

若溫度達(dá)到融雪溫度以上且融雪量大于等于積雪量,則有

若溫度不能達(dá)到融雪溫度, 則有

其中Sr為融雪量,Sj為積雪量。pf為降水因子系數(shù), 與陸面高程相關(guān)[19], 見表1。利用線性插值, 使表中8個(gè)高程帶之間的pf有連續(xù)的值。兩個(gè)高程之間的降水因子系數(shù)與高程的線性關(guān)系如下：

表1 不同陸面高程的降水因子系數(shù)Tab. 1 Values of precipitation factor in different height zones

2 H-DEM模擬結(jié)果分析

2.1 與觀測結(jié)果比較

我們有西江高要站的實(shí)測逐日平均流量資料,時(shí)間從2000年1月1日～2003年12月31日。由于H-DEM的降水強(qiáng)迫資料只到2003年7月31日, 因此觀測與模擬結(jié)果比較的時(shí)間為2000年1月1日～2003年7月31日。月平均流量從日平均流量計(jì)算而來, 年平均流量從月平均流量計(jì)算而來(2003年的年平均流量實(shí)際為1月至7月的平均)。圖4即是西江高要站的實(shí)測觀測資料與H-DEM模擬結(jié)果的比較。從圖4可以看到, 模擬結(jié)果與實(shí)測資料的大流量都出現(xiàn)在汛期, 各種時(shí)間尺度的時(shí)間變化有基本相同的走勢, 量級(jí)也相當(dāng)?？梢哉f, 模擬的結(jié)果還是比較真實(shí)地反映了實(shí)測流量。下面我們就模擬結(jié)果(1961年1月1日～2002年12月31日)進(jìn)行入海徑流量及其變化的分析。

圖4 西江高要站實(shí)測流量與水文數(shù)字高程模型 H-DEM模擬結(jié)果的比較圖Fig. 4 Comparisons of the observed and simulated discharges for Gaoyao in Xijiang

2.2 模擬結(jié)果的季節(jié)變化

從圖5可以看到, 珠江口入海徑流流量在4～9月的汛期都達(dá)到 10 000 m3/s以上, 12月有最小流量,最大的流量出現(xiàn)在6月, 最大標(biāo)準(zhǔn)差出現(xiàn)在5月和7月。線流量的最大值也出現(xiàn)在6月, 但是最大標(biāo)準(zhǔn)差卻出現(xiàn)在8月。

圖5 H-DEM模擬的流量季節(jié)變化圖Fig. 5 Seasonal variations of simulated by H-DEM

圖5似乎表明線源流量大于點(diǎn)源流量(平均而言,前者約為后者的1.5倍)。但是我們應(yīng)該注意, 本文的線源是指圖1范圍內(nèi)除珠江口外的所有大陸入海徑流,這就使一些較大的河流也被包含在線源中。例如, 廣東省境內(nèi)流域面積大于1 000 km2以上的的河流就有韓江、黃岡河、榕江、練江、龍江、螺河、黃江、漠陽江、鑒江、九洲江、南渡河、遂溪河等。在廣西也有一些較大的河流, 流域面積大于1 000 km2的有南流江、欽江、茅嶺江和北侖河。本文為了計(jì)算方便, 除珠江外的其他徑流皆歸為線源。圖5的累計(jì)流量顯示, 珠江口年平均入海徑流量約為3 500億m3, 而線源的年平均入海徑流量為5 764億m3。

2.3 模擬結(jié)果的年際、年代際變化和線性趨勢

從圖6可以看出, 珠江流域的入海流量(無論是線源、點(diǎn)源, 還是豐水期、枯水期)有明顯的年際變化, 周期以2～3 a的準(zhǔn)兩年變化為主。另外, 我們還可以看到, 點(diǎn)源和線源的年際變化非常相似, 這體現(xiàn)了流域內(nèi)氣候的均一性; 當(dāng)然, 它們的年際變化也有不一致, 這體現(xiàn)了局地地形及氣候的影響。除了顯著的年際變化, 模擬結(jié)果還表明珠江流域的入海流量有上升趨勢, 其中線源的趨勢更顯著。珠江口年入海徑流的趨勢為每年增加 0.49 km3, 而線源的趨勢為每年增加2.36 km3, 后者比前者大一個(gè)量級(jí)。同樣計(jì)算了豐水期和枯水期入海徑流流量的線性趨勢。珠江口 4～9月入海徑流流量的趨勢為每年增加0.485 km3, 線源的趨勢為每年增加 3.34 km3; 珠江口10月～次年 3月入海徑流流量的趨勢為每年增加0.402 km3, 線源的趨勢為每年增加1.26 km3。由以上計(jì)算結(jié)果可知, 珠江口入海徑流流量的趨勢變化遠(yuǎn)小于線源, 而線源的線性趨勢項(xiàng)主要來自于豐水期4～9月的趨勢變化。

圖6 H-DEM模擬的流量距平變化圖Fig. 6 Departures of discharges simulated by H-DEM

將年平均徑流流量去除線性趨勢項(xiàng), 可以清楚地顯示出入海徑流流量的年代際變化, 如圖7所示。在1962～1971年期間(稱為第一階段), 平均流量小于氣候值; 而 1972～1983年(稱為第二階段), 平均流量大于氣候值; 在 1984～1991年(稱為第三階段)和1992～2002年(稱為第四階段)兩個(gè)時(shí)期, 平均流量又分別在氣候值之下和之上波動(dòng)。4～9月平均的徑流流量也有類似的年代際變化, 而10月～次年3月徑流流量的年代際變化則不明顯(圖略)。

圖7 去除線性趨勢項(xiàng)的年平均徑流流量Fig.7 Annual average discharges with linear trend removed

3 小結(jié)和討論

利用 H-DEM, 以珠江流域的降水分析場和NCEP的表面溫度場作為強(qiáng)迫, 模擬了1961年1月1日～2003年 7月 31日珠江口入海徑流流量(點(diǎn)源)和大陸海岸入海徑流量(線源), 得到以下一些結(jié)果：(1)H-DEM模擬的西江逐日、逐月和年平均徑流流量與高要站的測量結(jié)果基本吻合, 能夠再現(xiàn)徑流的季節(jié)和年變化。(2)模擬的徑流在豐水期(4～9月)的標(biāo)準(zhǔn)差顯著大于枯水期(10月～次年3月), 可見豐水期的徑流流量變化也相對(duì)較大, 體現(xiàn)在年際變化上則是有較大的振幅(見圖6)。(3)模擬的徑流線流量有顯著的趨勢項(xiàng), 點(diǎn)源流量的趨勢并不明顯, 趨勢變化主要來自于豐水期的貢獻(xiàn); 模擬的年平均/豐水期平均徑流點(diǎn)、線源和總流量都有顯著的年代際變化, 但是枯水期徑流點(diǎn)、線源和總流量的年代際變化都不顯著。

對(duì)于在海洋環(huán)流模式中定量獲取陸地點(diǎn)、線源的淡水排放量, 我們在本文以珠江流域?yàn)槔髁藝L試。值得注意的是, 模型中的大氣強(qiáng)迫(特別是表面溫度)由于分辨率較低, 可能對(duì)模型模擬的逐日結(jié)果有一定的影響, 但是對(duì)月和年尺度的流量可能影響不大, 畢竟后者是氣候的尺度。本模型可以應(yīng)用到其他流域(如長江流域), 但是首先需要利用實(shí)測資料進(jìn)行校正。

[1]龐海龍, 高會(huì)旺, 宋萍萍, 等. 夏季珠江沖淡水?dāng)U散路徑分析[J]. 海洋預(yù)報(bào), 2006, 23(3)：58-63.

[2]孫振宇, 胡建宇, 毛華斌. 2006年 9月南海北部表層溫鹽場的走航觀測[J]. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 2008, 27(1)：6-10.

[3]林衛(wèi)強(qiáng), 李適宇. 夏季伶仃洋 COD、DO的垂向分布及其影響因素[J]. 中山大學(xué)學(xué)報(bào)(自然科學(xué)版), 2002, 41(4)：82-86.

[4]黃小平, 黃良民. 珠江口海域無機(jī)氮和活性磷酸鹽含量的時(shí)空變化特征[J]. 臺(tái)灣海峽, 2002, 21(4)：416-421.

[5]林衛(wèi)強(qiáng), 李適宇, 歷紅梅. 夏季珠江口COD的濃度分布及影響因素[J]. 海洋與湖沼, 2003, 34(1)：67-73.

[6]劉芳文, 顏文, 黃小平, 等. 珠江口沉積物中重金屬及其相態(tài)分布特征[J]. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 2003, 22(5)：16-24.

[7]姚慶禎, 張經(jīng), 簡慧敏. 珠江口硒的形態(tài)分布特征[J].海洋學(xué)報(bào), 2006, 28(1)：152-157.

[8]楊蕾, 李春初, 田向平. 珠江磨刀門河口表層沉積物中重金屬含量及其分布特征[J]. 生態(tài)環(huán)境, 2006, 15(3)：490-494.

[9]姜?jiǎng)? 顧繼光, 馮佳和, 等. 廣州海域環(huán)境質(zhì)量評(píng)價(jià)[J].應(yīng)用生態(tài)學(xué)報(bào), 2006, 17(5)：894-898.

[10]童娟. 珠江流域概況及水文特性分析[J]. 水利科技與經(jīng)濟(jì), 2007, 13(1)：31-33.

[11]游大偉, 湯超蓮, 鄧松. 冬季西、北江徑流量異常的前期海-氣背景場特征[J]. 廣東氣象, 2006, 28(1)：18-21.

[12]聞平, 陳曉宏, 劉斌, 等. 磨刀門水道咸潮入侵及其變異分析[J]. 水文, 2007, 27(3)：65-67.

[13]殷建平, 王友紹, 徐繼榮, 等. 特大咸潮對(duì)珠江入海河段環(huán)境要素的影響[J]. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 2006, 25(4)：79-84.

[14]羅憲林, 季榮耀, 楊利兵. 珠江三角洲咸潮災(zāi)害主因分析[J]. 自然災(zāi)害學(xué)報(bào), 2006, 15(6)：146-148.

[15]林洪瑛, 韓舞鷹. 珠江口伶仃洋枯水期十年前后的水質(zhì)狀況與評(píng)價(jià)[J]. 海洋環(huán)境科學(xué), 2001, 20(2)：28-31.

[16]王萍, 毛革. 珠江流域的枯水研究與展望[J]. 水文,2008, 28(3)：65-66.

[17]黃鎮(zhèn)國, 張偉強(qiáng), 陳特固. 香港/澳門近 72年海平面變化曲線[J]. 地理科學(xué), 1999, 19(3)：282-285.

[18]Wang Jia, Jin Meibing, Musgrave D L, et al. A hydrological digital elevation model for freshwater discharge into the Gulf of Alaska [J]. J Geophys Res, 2004, 109, C07009,doi：10.1029/2002JC001430.

[19]Wang Jia, Patrick V, Allen J, et al. Modeling seasonal ocean circulation of Prince William Sound, Alaska using freshwater of a line source [C]//Brebbia C A, Anagnostopoulos P. Coastal Engineering and Marina Development. Boston：WIT Press, 1999：55- 66.

[20]劉艷群, 陳創(chuàng)買, 鄭勇. 珠江流域 4～9月降水空間分布特征和類型[J]. 熱帶氣象學(xué)報(bào), 2008, 24(1)：67-73.

[21]Martz L, Garbrecht J. Numerical definition of drainage Network and subcatchment Areas from digital elevation models [J]. Computers & Geosciences, 1992, 18(6)：747-761.

[22]Garbrecht J, Lawrence W M. The assignment of drainage direction over flat surfaces in raster digital elevation models [J]. Journal of hydrology, 1997, 193(1-4)：204-213.

Application of a hydrological digital elevation model on the Zhujiang River basin for freshwater discharge into the South China Sea

ZHENG Bin1,2, GU De-jun1,2, WEI Hong-cheng1,3
(1. Guangzhou Institute of Tropical Marine and Meteorology, China Meteorological Administration, Guangzhou 510080, China; 2. Key Open Laboratory for Tropical Monsoon, China Meteorological Administration, Guangzhou 510080, China; 3. Nanjing University of Information Science and Technology, Nanjing 210044, China)

Apr.,12,2011

digital elevation model; runoff; point source; line source; the Zhujiang River basin

To calculate the line source of runoff in the Zhujiang River drainage area, a hydrological digital elevation model (H-DEM) was introduced. With modified parameters of observed rainfall and basin runoff, the improved H-DEM could well reproduce the seasonal and annual variations in comparison to the observed data. The improved H-DEM can be used in the subtropics. The simulations on freshwater discharged into the South China Sea in the Zhujiang River basin by the improved model show significant interannual and interdecadal variations both in the point and line sources.

P461 文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼：A 文章編號(hào)：1000-3096(2012)09-0108-06

2011-04-12;

2012-08-03

廣東省科技部計(jì)劃項(xiàng)目(2007A032600002)

鄭彬(1976-), 男, 福建光澤人, 博士, 主要從事季風(fēng)和海氣相互作用、中層大氣研究, E-mail：zbin@grmc.gov.cn

致謝：本文中的 NCEP/NCAR再分析資料來源于ftp.cdc.noaa.gov網(wǎng)站, 我們也感謝美國 NOAA的 Xie PingPing博士和廣東省氣象局的梁建茵研究員提供了降水場資料。

劉珊珊)