1970-2016年氣候變化對渭河源頭清源河流域降水和地表徑流的影響

牛最榮, 張 芮, 陳學(xué)林, 藺寶軍

(1.甘肅農(nóng)業(yè)大學(xué) 水利水電工程學(xué)院, 甘肅 蘭州 730070; 2.甘肅省水文水資源局, 甘肅 蘭州 730000)

以全球氣候變暖為主要特征的氣候變化已成為21世紀(jì)全球最關(guān)注的問題。水資源變化與氣候條件緊密相聯(lián)[1-3],氣候變化對流域徑流量等水文參數(shù)具有重要影響[4-6]。許多研究已表明流域趨于暖干化是導(dǎo)致徑流量減少的重要因素[7-9]，同時(shí)也有學(xué)者表明氣溫升高導(dǎo)致冰雪融化加快而增大流域徑流量[10]。由于各個(gè)流域特殊的地理位置、氣候條件，導(dǎo)致徑流—?dú)夂蝽憫?yīng)關(guān)系十分復(fù)雜，需針對特定流域深入研究。

渭河是黃河流域的最大支流，地處中國西北黃土高原東南部干旱、半干旱地區(qū)，生態(tài)環(huán)境脆弱，對氣候變化響應(yīng)非常敏感，且流域局部的氣候變化有著它的獨(dú)特性和區(qū)域性。因此，選擇渭河源頭典型的小流域進(jìn)行氣候變化對降水和徑流影響規(guī)律深入分析，建立小流域的適宜的流域氣候水文模型，對于掌握和了解整個(gè)流域降水—徑流未來的發(fā)展方向有十分重要的意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

本次研究選取渭河流域上游地區(qū)具有代表性的小流域——清源河流域，該典型小流域地處渭河流域西北角，位于東經(jīng)104°，北緯35′08′，最高海拔3 400 m，最低海拔2 200 m。清源河發(fā)源于渭河與洮河分水嶺的駱駝頂，至入渭河口河長19.1 km，河道比降6.28%，流域面積114 km2，多年平均降水量650 mm，多年平均蒸發(fā)量1 067 mm，多年平均徑流量2.11×107m3，多年平均氣溫6.05 ℃。

1.2 研究數(shù)據(jù)

清源河小流域氣溫、降水、徑流等氣象水文數(shù)據(jù)采用甘肅省水文水資源局1970—2016年的47 a的實(shí)測資料。

1.3 研究方法

(2) 相關(guān)分析法。利用EXCEL軟件的散點(diǎn)圖添加趨勢線功能，選擇相關(guān)系數(shù)最高的趨勢線及回歸方程，分析流域氣象水文數(shù)據(jù)之間的關(guān)系。

(3) 流域水文模型法[11-13]，先假定流域近50 a氣候過程不存在趨勢性變化或氣候變化對降水徑流關(guān)系影響不大，建立流域年降水徑流2個(gè)基本水文模型，用MQP1和MQP2表示；在此基礎(chǔ)上將蒸發(fā)量納入計(jì)算，建立考慮蒸發(fā)影響的降水徑流模型，用MQP3表示。

Ri=a×(A×Pi)b+m

(1)

Ri=a×(A×Pi)b

(2)

(3)

(4) 流域氣候水文模型。在流域降水徑流基本水文模型模擬研究的基礎(chǔ)上，將氣候主要要素氣溫變化引起的徑流損失量也計(jì)入水文模型，即采用氣溫干預(yù)法[14]對MQP1和MQP3進(jìn)行修正，依次建立2個(gè)考慮氣溫變化影響的流域氣候水文模型，用MQPT1和MQPT3表示。

用氣溫干預(yù)法修正時(shí)，假定氣溫變幅與流域的植物和土壤的綜合損耗水量成正向線型關(guān)系，則氣溫引起的損耗徑流量為：

ΔRi=d×A×(Ti-Tmin)[14]

(4)

式中：ΔRi——i年氣溫變化徑流損耗量(108m3)；Ti，Tmin——i年氣溫和系列年最小氣溫(℃)；A——流域面積(km2)；d——系數(shù)。按照這種氣溫干預(yù)機(jī)制補(bǔ)償修正后的氣候水文模型為：

Ri=a×(A×Pi)b+m-d×A×(Ti-Tmin)

(5)

A-d×A×(Ti-Tmin)

(6)

同時(shí)，采用氣溫?cái)_動(dòng)法對降水徑流系數(shù)進(jìn)行修正，即認(rèn)為降水徑流系數(shù)不僅與降水量大小有關(guān)，同時(shí)還隨著氣候的變化而變化，據(jù)此利用降水徑流系數(shù)r與氣溫T的數(shù)學(xué)關(guān)系r=f(T)對徑流系數(shù)進(jìn)行修正，建立基于氣溫對徑流系數(shù)擾動(dòng)修正后的流域氣候水文模型，用MQPT2表示。

Ri=Pi×ri=Pi×f(T)

(7)

2 結(jié)果與分析

2.1 清源河小流域氣候要素及徑流量變化

2.1.1 氣溫變化 清源河流域氣溫呈現(xiàn)出波動(dòng)性上升的周期性變化的規(guī)律(見圖1)。以1970—1979年平均溫度為基準(zhǔn)平均值(5.68 ℃)，計(jì)算并繪制了該流域?qū)崪y徑流系列1970—2016年的47 a距70年代平均溫度的差量累積溫度曲線(圖1a)，從圖1中可以看出，1994年之前，氣溫有降有升，變化不大；1995年之后，氣溫整體出現(xiàn)了上升的趨勢。

以5 a為一個(gè)基本統(tǒng)計(jì)單元，表1統(tǒng)計(jì)出了年平均氣溫的逐單元變化規(guī)律，從表中可以看出，90年代后期升溫幅度最高，比70年代初增高了11.23%，比90年代初升高8.56%，升溫幅度達(dá)0.2 ℃/a，21世紀(jì)后該流域升溫幅度逐漸減緩，2010—2016年升溫幅度達(dá)到最小。整體而言，2010—2016年與70年代初相比，平均溫度升高0.9 ℃，升高15.79%。

圖1 清源河小流域氣候要素及徑流變化動(dòng)態(tài)表1 清源河小流域不同時(shí)段氣溫變化率分析

項(xiàng) 目 1970—1974年1975—1979年1980—1984年1985—1989年1990—1994年1995—1999年2000—2004年2005—2009年2010—2016年平均溫度/℃5.705.565.485.705.846.346.466.586.60逐時(shí)段相比/%—-2.46-1.444.012.468.561.891.860.30與70～74 a相比/%—-2.46-3.860.002.4611.2313.3315.4415.79

2.1.2 降水量變化 清源河小流域1970—2016年的年降水系列總體上存在逐年減小的趨勢。以1970—1979年的年平均降水量(529.7 mm)為基準(zhǔn)平均值，計(jì)算并繪制了該流域距70年代平均年降水量的差量累積曲線(圖1b)。從圖1b中可以看出，1970—1994年之前，年降水量呈緩慢減少趨勢；1995年之后，年降水量急劇減少，2010—2016平均年降水量比70年代初期減少69.01 mm，減少比例達(dá)到13.48%(表2)。

2.1.3 徑流量變化 清源河小流域1970—2016年的年徑流量也同樣存在逐年波動(dòng)減小的趨勢。以1971—1979年的年平均徑流量(2.68×107m3)為基準(zhǔn)平均值，計(jì)算并繪制了距70年代平均年徑流量的差量累積曲線(圖1c)，從圖1c中可以看出，1970—1994年，年徑流量有增有減，呈緩慢減少趨勢；1995年之后，年徑流量急劇減少。以5 a為一個(gè)基本統(tǒng)計(jì)單元，表3統(tǒng)計(jì)出了年平均徑流量的逐單元變化規(guī)律，從表中可以看出，1995—1999年是平均年徑流量減少最劇烈的年份，比1970—1974年減少42.13%，2010—2016平均年徑流量比70年代初期也減少了31.82%(表3)。

表2 清源河小流域不同時(shí)段降水量變化分析

表3 清源河小流域年徑流量變化情況

2.2 氣候要素與徑流要素相關(guān)分析

從圖2a可以看出，清源河小流域年徑流量與年降水量呈顯著的正相關(guān)線性關(guān)系。降水量、徑流量都與年平均氣溫呈負(fù)相關(guān)線性關(guān)系(圖2b，2c)。

圖2 清源河小流域氣候要素及徑流要素相關(guān)分析

2.3 清源河氣候要素變化對徑流量的影響

2.3.1 不考慮氣候變化的徑流模擬 應(yīng)用逐年實(shí)測降水蒸發(fā)資料分別代入上述MQP1，MQP2，MQP3這3個(gè)基本流域水文模型構(gòu)架中，計(jì)算出模擬徑流量與實(shí)測徑流量相關(guān)，采用最小二乘法數(shù)學(xué)優(yōu)化技術(shù)，以誤差平方最小化尋找數(shù)據(jù)的最佳模擬函數(shù)匹配，求出模型中a，b，c，m相應(yīng)的數(shù)值，得出清源河流域相應(yīng)的3個(gè)基本水文模型，依次用MQP1-1，MQP2-1，MQP3-1表示：

(8)

Ri=0.412 9(A×10-5×Pi)1.845 9

(9)

(10)

應(yīng)用上述清源河流域3個(gè)基本水文模型分別模擬降水產(chǎn)生的徑流過程，并與實(shí)測過程進(jìn)行對比分析(圖3)，擬合最好的是MQP3-1模型，最差的是MQP2-1模型。

表4是按照10 a的階段劃分進(jìn)行比較分析的結(jié)果，MQP1-1，MQP2-1和MQP3-1這3個(gè)模型對1981—1990年這一階段的擬合差均為最小，分別是3.42%，1.30%和6.21%。到了1990年之后，3個(gè)模型的模擬相對誤差不斷地增大，2010—2016年這一階段的擬合差最大，3個(gè)模型分別高達(dá)45.38%，45.26%和36.50%(表4)，這與90年代開始流域溫度升高存著在很大關(guān)系，需要對模型進(jìn)行修正。

圖3 清源河小流域基本水文模型模擬年徑流量效果

0.000 16×A×(Ti-Tmin)

(11)

A×10-5-0.000 16×A×(Ti-Tmin)

(12)

(13)

應(yīng)用MQPT1-1，MQPT2-1和MQPT3-1流域氣候水文模型對流域年降水徑流過程分別進(jìn)行模擬(如圖4所示)，總體吻合度很高。其中1970—2016年MQPT1-1平均模擬誤差為4.76%，比不考慮氣溫影響的MQP1-1模擬誤差(15.57%)減小了10.8%；MQPT2-1模擬精度最高，其平均模擬誤差僅為3.03%，比不考慮氣溫影響的MQP2-1模擬誤差(14.65%)減小了11.62%；MQPT3-1模擬誤差相對較大，為9.76%，比不考慮氣溫影響的MQP3-1模擬誤差(14.60%)減小了4.85%同樣按照10 a的階段劃分進(jìn)行比較分析，MQPTR模型在所有年度模擬誤差都很小，尤其是1970—1979，2001—2009年誤差依次僅為-0.74%和0.69%。MQPT1-1，MQPT3-1兩個(gè)模型模擬效果較為接近，即1999年之前模擬誤差普遍較小，2000年后模擬誤差不斷增加(表5)。

圖4 清源河小流域氣候水文模型模擬年徑流量效果表4 清源河小流域不考慮氣溫變化影響時(shí)不同水文模型模擬結(jié)果

年 份實(shí)測流量/108 m3MQP1-1計(jì)算流量/108 m3平均差值/108 m3誤差/%MQP2-1計(jì)算流量/108 m3平均差值/108 m3誤差/%MQP3-1計(jì)算流量/108 m3平均差值/108 m3誤差/%1970—19790.2680.2860.0176.450.2730.0051.720.2920.0249.021980—19890.2540.2620.0093.420.2570.0031.300.2690.0166.211990—19990.1970.2290.03215.980.2320.03517.650.2230.02612.952000—20090.1720.2180.04526.310.2230.05129.540.2100.03822.202010—20160.1720.2510.07845.380.2510.07845.260.2350.06336.50平均值0.2150.2490.03415.570.2470.03214.650.2470.03114.60

表5 清源河小流域考慮氣溫變化影響時(shí)不同氣候水文模型模擬結(jié)果

3 討論與結(jié)論

(1) 1994—1995年是渭河源頭清源河小流域主要?dú)庀笏囊刈兓姆纸缇€。1994年之前，流域年平均氣溫、年降水量、徑流量整體變化不大；1995年之后，各要素產(chǎn)生了明顯變化。以氣溫為例，1995—2016年，流域年平均氣溫整體呈現(xiàn)出上升的態(tài)勢，尤其是90年代后期升溫幅度最高，與90年代初相比，升溫幅度達(dá)0.2 ℃/a，21世紀(jì)后該流域升溫幅度逐漸減緩。整體而言，2010—2016年與70年代初相比，平均溫度升高0.9 ℃；與90年代初相比，年平均溫度升高0.76 ℃。

(2) 清源河小流域年降水量在1970—1994年呈緩慢減少趨勢；1995年之后，年降水量急劇減少，2010—2016年平均年降水量比70年代初期減少69.01 mm，減少比例達(dá)到13.48%。年徑流量變化規(guī)律與降水量基本一致，1995年之后，年徑流量先迅速減小(1995—1999年依次比1970—1974年減少42.13%)，之后有小幅回升，2010—2016年平均年徑流量比70年代初期減少了31.82%。

(3) 流域氣候水文模型MQPT1-1，MQPT2-1和MQPT3-1(氣溫修正)對年降水徑流過程模擬精度分別比一般流域水文模型MQP1-1，MQP2-1和MQP3-1提高10.8%，11.62%和4.85%，即可以認(rèn)為清源河小流域近50 a氣溫升高可使得相同降水產(chǎn)生的徑流量減少在4.85%～11.62%。同時(shí)，MQPT2-1模擬誤差最小，平均模擬誤差僅為3.03%，說明氣溫?cái)_動(dòng)法修正模型MQPT2-1更加能夠真實(shí)地反映流域氣候變化對降水徑流關(guān)系的影響和作用。

(4) 受全球氣候變暖影響，近百年中國年平均氣溫升高了0.5～0.8 ℃，尤其是近50 a北方地區(qū)增溫最為明顯[15]。渭河上游實(shí)測資料表明，1975—2011年氣溫持續(xù)上升，平均升溫達(dá)0.46 ℃/10 a；近40 a 來，渭河上游徑流總體也呈明顯下降趨勢，尤其是90年代后進(jìn)入明顯的枯水期[16]。這與本文關(guān)于渭河源頭清源河流域氣溫在90年代后期迅速上升、徑流明顯減少的演變規(guī)律一致。另外，黃晨璐等[3]研究也表明，渭河上游牛谷河流域1993—2013年的年平均氣溫呈上升趨勢，降水、徑流均呈減少趨勢，其中徑流相對減少幅度達(dá)21.4%。孫悅等[16]分析了氣候增暖導(dǎo)致的潛在蒸散量增加對渭河上游徑流的影響，表明溫度升高而導(dǎo)致對徑流減少的貢獻(xiàn)分量可達(dá)60%以上，高于降水的貢獻(xiàn)[17]，這也說明流域徑流模擬預(yù)測中必須考慮氣溫變化的影響，即應(yīng)對傳統(tǒng)降雨徑流模型修正，建立符合研究區(qū)域特點(diǎn)的流域氣候水文模型。

(5) 近年來，除氣候變化對徑流有顯著影響外，人類活動(dòng)也逐步成為影響整個(gè)流域徑流變化的重要因素，且這種影響逐步由中下游地區(qū)延伸到上游乃至河源區(qū)域，這也是目前國內(nèi)外水文學(xué)者們研究的熱點(diǎn)問題之一。本文分析了氣候變化對渭河源頭小流域徑流變化的影響，但未涉及人類活動(dòng)對徑流的影響。目前人類活動(dòng)對渭河源頭影響也開始逐步顯現(xiàn)，故未來利用分布式水文模型和氣候水文模型相結(jié)合的方式，分析氣候變化和人類活動(dòng)對徑流的雙重影響，并預(yù)測未來徑流變化的趨勢是本研究的重要方向。