降水和人類活動(dòng)對(duì)三岔河上游徑流量變化的貢獻(xiàn)

田仁偉， 趙翠薇， 賀中華， 徐志榮， 李 爽

(貴州師范大學(xué) 地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院， 貴州 貴陽(yáng) 550025)

1 研究背景

河川徑流作為自然界水循環(huán)過(guò)程中的一個(gè)重要環(huán)節(jié)，對(duì)區(qū)域自然環(huán)境保護(hù)和社會(huì)發(fā)展具有重要意義[1-4]。近年來(lái)，針對(duì)河川徑流的研究已經(jīng)成為國(guó)內(nèi)外水文科學(xué)研究的重點(diǎn)[5]。在過(guò)去，河川徑流變化主要受氣候變化的影響，而隨著人類活動(dòng)的加強(qiáng)，河川徑流發(fā)生了明顯的變化[6]。劉劍宇等[7]通過(guò)研究發(fā)現(xiàn)，1980-2000年，中國(guó)南方流域氣候變化對(duì)年徑流的影響以增加作用為主，而北方流域氣候變化對(duì)年徑流的影響以減少作用為主。王隨繼等[8]研究1950-2009年黃河中游區(qū)間徑流變化規(guī)律和影響因素，發(fā)現(xiàn)1971-1985 年和1986-2009年降水量對(duì)區(qū)間產(chǎn)流量減小的貢獻(xiàn)率分別為25.94%和25.13%，而人類活動(dòng)的貢獻(xiàn)率分別為74.06%和74.87%。穆興民等[9]研究1952-2000年黃河中游河口鎮(zhèn)到龍門區(qū)間降水量變化和人類活動(dòng)對(duì)徑流變化的影響，發(fā)現(xiàn)降水對(duì)徑流減少的貢獻(xiàn)率為29%，人類活動(dòng)對(duì)徑流減少的貢獻(xiàn)率為71%。

三岔河上游作為中國(guó)西南典型喀斯特山地小流域，地處長(zhǎng)江流域和珠江流域分水嶺河源地帶，是貴州省石漠化和水土流失較嚴(yán)重的地區(qū)之一[10-12]。從烏江上游三岔河取水所修建的黔中水利樞紐工程——平寨水庫(kù)，對(duì)于緩解黔中地區(qū)缺水問(wèn)題和社會(huì)發(fā)展意義重大[13-15]。目前針對(duì)三岔河上游的研究主要有：生態(tài)系統(tǒng)產(chǎn)流服務(wù)特征研究[16]、降水徑流時(shí)空變化分析[17]、水化學(xué)特征研究[18]及碳匯效應(yīng)研究[19]等，在研究降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)方面相對(duì)較少。因此，以黔中水利樞紐工程水源區(qū)——三岔河上游為研究對(duì)象，分析1990-2016年降水量和徑流量的年際變化特征，運(yùn)用累積量斜率變化率比較法(SCRCQ)定量估算降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，以期為流域水資源的利用與開(kāi)發(fā)以及黔中水利樞紐工程水資源的調(diào)配提供一定的參考依據(jù)。

2 數(shù)據(jù)來(lái)源與研究方法

2.1 研究區(qū)概況

三岔河為烏江南源一級(jí)支流，發(fā)源于貴州省西部高原烏蒙山脈東麓威寧縣鹽倉(cāng)區(qū)花漁洞，東南流經(jīng)二塘進(jìn)入水城縣和天生橋伏流一段，經(jīng)大河向東流入納雍縣境內(nèi)，經(jīng)陽(yáng)長(zhǎng)鎮(zhèn)沿織金縣、六枝特區(qū)邊界，始稱三岔河。河流全長(zhǎng)325.6 km，流域面積7 264 km2，天然落差1 398.5 m，河流平均比降為4.3%。地貌類型以山地和丘陵為主，其中高原山地約占流域面積的80%，高原丘陵占 15%。除西北部的威寧縣因地勢(shì)較高屬于暖溫帶氣候之外，其他地區(qū)均屬于亞熱帶季風(fēng)性濕潤(rùn)氣候，全年氣候溫和濕潤(rùn)，雨量充沛[20-21]。

三岔河上游位于104°19′～105°31′E，26°11′～27°00′N之間，面積4 077.31 km2。河流為西北—東南走向，地勢(shì)西北高東南低，平均海拔1 868.34 m。行政轄區(qū)包括威寧彝族回族苗族自治縣、赫章縣、水城縣、納雍縣、織金縣、鐘山區(qū)、六枝特區(qū)7個(gè)縣(區(qū))。流域土地類型以林地、耕地、草地為主[22]。三岔河上游位置與范圍及水文、雨量站分布見(jiàn)圖1。

2.2 數(shù)據(jù)來(lái)源

降水量數(shù)據(jù)來(lái)源于流域內(nèi)3個(gè)雨量站(二塘站、南開(kāi)站、付家寨站)和3個(gè)水文站(向陽(yáng)站、陽(yáng)長(zhǎng)站、龍場(chǎng)橋站)提供的1990-2016年實(shí)測(cè)逐月平均降水資料，根據(jù)均值法計(jì)算出整個(gè)流域的年平均降水量，因?yàn)?個(gè)水文站和3個(gè)雨量站覆蓋整個(gè)三岔河上游，所選用的資料能夠反映整個(gè)流域的降水變化情況[4]。

以三岔河上游出水口處龍場(chǎng)橋水文站提供的1990-2016年實(shí)測(cè)逐月平均徑流資料作為整個(gè)流域的徑流量數(shù)據(jù)，以年平均徑流深表示年平均徑流量的大小。

2.3 研究方法

2.3.1 Mann-Kendall秩次相關(guān)法 Mann-Kendall法是通過(guò)計(jì)算統(tǒng)計(jì)量τ和標(biāo)準(zhǔn)化變量U來(lái)判斷離散數(shù)據(jù)點(diǎn)變化趨勢(shì)顯著性的一種方法[23]。對(duì)于變化趨勢(shì)顯著性的檢驗(yàn)，通常取顯著性水平a=0.05，則相應(yīng)的檢驗(yàn)系數(shù)臨界值U(0.05，2)=1.96。若所計(jì)算的檢驗(yàn)系數(shù)|U|>1.96，說(shuō)明變化趨勢(shì)顯著；反之，若檢驗(yàn)系數(shù)|U|<1.96，則說(shuō)明變化趨勢(shì)不顯著。

2.3.2 累積距平法 降水—徑流的雙累積曲線被廣泛用于研究水資源的演變過(guò)程，并能夠判斷出降水或徑流是否有趨勢(shì)性變化，但該方法主要依靠人為劃分變化趨勢(shì)的拐點(diǎn)，劃分的結(jié)果難免存在一定的誤差[24-26]。Mann-Kendall檢驗(yàn)法作為長(zhǎng)時(shí)間序列水文突變分析的一種常用方法，具有計(jì)算簡(jiǎn)便以及受異常值影響較小的優(yōu)點(diǎn)，但也存在一定的局限性[27-28]。因此，本文采用累積距平法來(lái)判定降水量和徑流深變化過(guò)程中的突變年份[29]，其原理是根據(jù)降水量或徑流深累積距平值的變化趨勢(shì)來(lái)判斷變化過(guò)程中的轉(zhuǎn)折點(diǎn)，累積距平值的計(jì)算公式為：

(1)

2.3.3 累積量斜率變化率比較法(SCRCQ) 累積量斜率變化率比較法廣泛運(yùn)用于定量估算各種因素對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率[8,30-31]。其原理是在確定累積降水量和徑流深變化過(guò)程中的突變年份后，通過(guò)繪制突變年份前后兩個(gè)時(shí)期累積降水量與年份之間的線性關(guān)系圖，以及累積徑流深與年份之間的線性關(guān)系圖，可得到累積降水量和徑流深與年份的線性關(guān)系斜率。然后根據(jù)突變年份前后兩個(gè)時(shí)期累積降水量和徑流深與年份之間線性關(guān)系的斜率，計(jì)算累積降水量和徑流深斜率的變化率。累積降水量斜率的變化率計(jì)算公式為：

RSP=100×(SPb-SPa)/SPa

=100×(SPb/SPa-1)

(2)

式中：RSP為累積降水量斜率的變化率，%；SPa和SPb分別為突變年份前后兩個(gè)時(shí)期累積降水量與年份之間線性關(guān)系式的斜率，mm/a。

累積徑流深斜率的變化率計(jì)算公式為：

RSR=100×(SRb-SRa)/SRa

=100×(SRb/SRa-1)

(3)

式中：RSR為累積徑流深斜率的變化率，%；SRa和SRb分別為突變年份前后兩個(gè)時(shí)期累積徑流深與年份之間線性關(guān)系式的斜率；mm/a。

最后根據(jù)累積降水量和徑流深斜率的變化率，計(jì)算出降水對(duì)徑流深變化的貢獻(xiàn)率CP(單位：%)和人類活動(dòng)對(duì)徑流深變化的貢獻(xiàn)率CH(單位：%)，計(jì)算公式分別為：

CP=100×RSP/RSR=100×(SPb/SPa-

1)/(SRb/SRa-1)

(4)

CH=100-CP-CA

(5)

式中：CP為降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，%；CH為人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，%；CA為蒸散發(fā)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，%。

由于流域內(nèi)多年平均氣溫變化不明顯，與其他因素相比，氣溫對(duì)徑流量變化的影響相對(duì)較小，加上多年蒸散發(fā)資料的獲取困難，本研究不考慮氣溫對(duì)徑流量變化的影響，所以將影響徑流量變化的主要?dú)夂蛞蛩卮_定為降水量。

人類活動(dòng)包括土地利用變化、水土保持措施以及水利工程建設(shè)等，由于各種人類活動(dòng)相關(guān)資料收集難度較大，所以本研究所討論的人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率實(shí)際上是最大限度的影響。則公式(5)可化簡(jiǎn)為：

CH=100-CP

(6)

圖1 三岔河上游位置與范圍及水文、雨量站分布

3 結(jié)果分析

3.1 降水量和徑流深的基本變化特征

根據(jù)三岔河上游1990-2016年降水量和徑流深年際變化特征(圖2)可知，1990-2016年平均降水量為1 084.25 mm，平均徑流深為931.35 mm。降水量在811.67～1 316.41 mm之間變化，而徑流深在531.33～1 296.09 mm之間變化，由此可見(jiàn)徑流深的變化幅度比降水量大。通過(guò)線性趨勢(shì)分析可知，降水量和徑流深均呈現(xiàn)波動(dòng)減小的趨勢(shì)，其中降水量的減小速率為3.1 mm/a，而徑流深的減小速率為14.54 mm/a，說(shuō)明徑流深減小速率大于降水量。此外，通過(guò)Mann-Kendall秩次相關(guān)法的檢驗(yàn)可知，降水量的檢驗(yàn)系數(shù)|UP|=1.024U(0.05，2)，說(shuō)明下降趨勢(shì)顯著。

通過(guò)5a滑動(dòng)變化趨勢(shì)線可知，2001年之前降水量呈微弱的上升趨勢(shì)，2001年之后呈顯著下降趨勢(shì)，而2013年之后又出現(xiàn)上升趨勢(shì)。降水量的最大和最小值分別為1 341.40 mm(2014年)和831.15 mm(2011年)。徑流深在2001年之前也是呈微弱的上升趨勢(shì)，與降水量的變化趨勢(shì)基本一致，2001年之后呈持續(xù)下降趨勢(shì)。徑流深的最大和最小值分別為1 296.09 mm(1991年)和531.33 mm(2016年)。

圖2 1990-2016年三岔河上游降水量和徑流深的年際變化過(guò)程

3.2 降水量和徑流深的距平百分率變化

根據(jù)三岔河上游1990-2016年降水量和徑流深的距平百分率年際變化特征(圖3)可知，1990-2016年降水量和徑流深的正負(fù)距平百分率交替出現(xiàn)，變化劇烈。降水量距平百分率的最大值和最小值分別為23.55%(2014年)和-23.82%(2011年)，徑流深距平百分率的最大值和最小值分別為38.91%(1991年)和-43.18%(2016年)。

總體而言，降水量與徑流深的變化趨勢(shì)基本一致，但降水量的變化幅度小于徑流深，說(shuō)明降水量是徑流深變化的主要影響因素。由于降水量的變化會(huì)被放大到徑流深的變化中去，而徑流深距平百分率差值的最大值為82.09%，要明顯高于降水量距平百分率差值的最大值47.37%，說(shuō)明除降水量對(duì)徑流深變化產(chǎn)生影響外，“退耕還林”政策的實(shí)施以及黔中水利樞紐工程平寨水庫(kù)的修建等人類活動(dòng)也對(duì)徑流變化產(chǎn)生了重要影響，造成部分降水量高于平均值的年份(2015年)而徑流深也低于平均值。

3.3 降水和徑流變化過(guò)程突變年份的判定

根據(jù)三岔河上游1990-2016年降水量和徑流深的累積距平值年際變化特征(圖4)可知，在2001年前后年降水量的累積距平值呈前期增加后期減少的特點(diǎn)，可判定2001年為該時(shí)段降水量變化發(fā)生突變的一個(gè)年份；2001-2016年降水量的累積距平值呈先減少后增加趨勢(shì)，可判定2013年為降水量變化過(guò)程的另一個(gè)突變年份。相對(duì)于降水量的變化，1990-2016年徑流深累積距平值的變化特征表現(xiàn)為：2001年之前呈增加趨勢(shì)，2001年后呈減少趨勢(shì)，可判定2001年為該時(shí)段徑流深變化發(fā)生突變的唯一年份。

圖3 1990-2016年降水量和徑流深的距平百分率變化

圖4 三1990-2016年岔河上游降水量和徑流量累積距平值的變化特征

綜上所述，降水量變化過(guò)程有兩個(gè)突變年份，分別為2001和2013年；徑流深的變化過(guò)程只有一個(gè)突變年份，為2001年。2001年之前，人類活動(dòng)相對(duì)較弱，降水量是徑流量變化的主要影響因素，因此將1990-2001年作為降水和徑流演變過(guò)程的基準(zhǔn)期。在2001年之后，人類活動(dòng)的加強(qiáng)對(duì)徑流量變化產(chǎn)生了重要影響。在2013年后，降水量變化出現(xiàn)增加的趨勢(shì)，而徑流深卻在減少，反映出人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的影響在進(jìn)一步增加。

3.4 降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流的貢獻(xiàn)分析

根據(jù)降水量變化過(guò)程中的兩個(gè)突變年份(2001年和2013年)可將累積降水量的演變過(guò)程劃分為3個(gè)時(shí)段：A1:1990-2001年，A2:2002-2013年，A3:2014-2016年，并對(duì)累積降水量和年份進(jìn)行線性回歸分析，如圖5(a)所示。由圖5(a)可知，3個(gè)時(shí)段的累積降水量的線性回歸方程關(guān)系式?jīng)Q定系數(shù)R2均大于0.99，置信度P除第3個(gè)時(shí)段因只有3個(gè)年份數(shù)據(jù)導(dǎo)致置信度P為0.017，其他時(shí)期置信度P均小于0.001，說(shuō)明相關(guān)性很高。

同理，根據(jù)徑流深變化過(guò)程中的唯一突變年份(2001年)將累積徑流深的演變過(guò)程劃分為兩個(gè)時(shí)段：A1:1990-2001年；A2:2002-2016年，并對(duì)累積徑流深與年份進(jìn)行線性回歸分析，結(jié)果如圖5(b)所示。由圖5(b)可知，累積徑流深的線性回歸方程決定系數(shù)R2均大于0.99，置信度P都小于0.001，說(shuō)明其相關(guān)性非常高。

根據(jù)公式(2)計(jì)算出累積降水量的斜率及變化率，如表1所示。由表1可知，A2與A1時(shí)期相比，累積降水量斜率減少153.09 mm/a，減少率為13.34%；A3與A2時(shí)期相比，累積降水量斜率增加21.98 mm/a，增加率為2.21%；A3與A1時(shí)期相比，累積降水量斜率減少131.11mm/a，減少率為11.42%。

根據(jù)公式(3)計(jì)算出累積徑流深的斜率及變化率，如表2所示。 由表2可知，A2時(shí)期累積徑流深的斜率比A1時(shí)期減少245.06 mm/a，減少率為22.47%；A3與A2時(shí)期的累積徑流深斜率相等，無(wú)明顯變化。

圖5 1990-2016年三岔河上游累計(jì)降水量和累積徑流深與年份的關(guān)系

表1 三岔河上游累積降雨量斜率及變化率

表2 三岔河上游累積徑流深斜率及變化率

根據(jù)公式(4)和(6)計(jì)算出三岔河上游不同時(shí)期降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，如表3所示。由表3可知，A2與A1時(shí)期相比，降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為59.37%，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為40.63%，表明2002-2013年徑流量變化主要受降水的影響。A3與A2時(shí)期相比，累積降水量斜率增加21.98 mm/a，增加率為2.21%，而累積徑流深的斜率不變，說(shuō)明人類活動(dòng)影響了徑流量的變化，通過(guò)計(jì)算可知降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為0，在不考慮氣溫影響的情況下，人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率近似為100%。

A3與A1時(shí)期相比，累積降水量的斜率減少131.11 mm/a，減少率為11.42%，而累積徑流深的斜率減少率為22.47%，徑流深的減少率明顯大于降水量，表明人類活動(dòng)進(jìn)一步影響了徑流量的變化。通過(guò)計(jì)算可知，降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為50.82%，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為49.18%。

表3 三岔河上游降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率

綜上所述，1990-2016年降水是三岔河上游徑流量變化的主要影響因素，但降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)在逐漸減弱，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)在逐漸增加。1990-2001年人類活動(dòng)相對(duì)較弱，對(duì)徑流量變化影響較小，降水是徑流量變化的主要影響因素，而降水總體上是以增加年徑流量為主，這與劉劍宇等[7]的研究結(jié)果基本一致。2002-2013年降水量和徑流量總體呈下降趨勢(shì)，通過(guò)計(jì)算可知降水對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率為59.37%，可見(jiàn)降水主要以減少?gòu)搅髁繛橹鳎c此同時(shí)，隨著“退耕還林”和水土保持等工作的開(kāi)展，人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的影響增加，通過(guò)計(jì)算可知人類活動(dòng)對(duì)徑流量減小的貢獻(xiàn)率為40.63%。2014-2016年降水量的變化有明顯增加趨勢(shì)，而徑流量仍然保持下降趨勢(shì)，表明人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的影響在進(jìn)一步加強(qiáng)。這一時(shí)期降水對(duì)徑流量減小的貢獻(xiàn)率為50.82%，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量減小的貢獻(xiàn)率為49.18%，說(shuō)明降水仍是徑流量變化的主要影響因素，但貢獻(xiàn)作用在逐漸減弱，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的影響在逐漸增加，也反映出近年來(lái)流域開(kāi)展的“退耕還林”及水土保持等工作成效明顯。

3.5 討 論

需要說(shuō)明的是，本文所計(jì)算的降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率是對(duì)實(shí)際發(fā)生變化部分徑流量的貢獻(xiàn)率，而不是對(duì)總徑流量變化的貢獻(xiàn)率。由于所收集的氣象數(shù)據(jù)(降水量)和水文數(shù)據(jù)(徑流量)年份有限，不能更準(zhǔn)確地表征長(zhǎng)時(shí)間段內(nèi)降水和徑流的變化規(guī)律。在缺少氣溫變化數(shù)據(jù)的情況下，忽略了氣溫變化對(duì)徑流量變化產(chǎn)生的影響，造成計(jì)算結(jié)果相對(duì)增加了人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率，所探討的人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率實(shí)際上是最大限度的貢獻(xiàn)。此外，雖然氣溫變化會(huì)影響蒸散發(fā)的強(qiáng)度，但短時(shí)間內(nèi)氣溫變化幅度不大，對(duì)徑流量變化產(chǎn)生的影響不明顯，所以此方法所計(jì)算出的結(jié)果是基本準(zhǔn)確的，對(duì)定量分析各類因子對(duì)徑流量變化的影響具有重要參考價(jià)值。

4 結(jié) 論

(1)1990-2016年，三岔河上游降水量和徑流深均呈波動(dòng)下降趨勢(shì)，降水量在831.15～1 341.40 mm之間變化，而徑流深在531.33～1 296.09 mm之間變化，表明徑流深的變化幅度大于降水量，且經(jīng)檢驗(yàn)得出徑流深減小趨勢(shì)較降水量顯著。此外，在降水量的變化過(guò)程中存在2001和2013年兩個(gè)突變年份，而徑流深的變化過(guò)程只存在2001年1個(gè)突變年份。

(2)以1990-2001年為基準(zhǔn)期(該時(shí)期人類活動(dòng)影響較弱，可以忽略不計(jì))。在不考慮蒸散發(fā)可能帶來(lái)的影響下，2002-2013年降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量減小的貢獻(xiàn)率分別為59.37%和40.63%，而在2014-2016年降水和人類活動(dòng)對(duì)徑流量減小的貢獻(xiàn)率分別為50.82%和49.18%。由此可見(jiàn)，1990-2016年間降水是徑流量變化的主要影響因素，但隨著人類活動(dòng)的不斷增加，降水對(duì)徑流量變化的影響在逐漸減弱，而人類活動(dòng)對(duì)徑流量變化的影響在逐漸增加。