長江源徑流演變及原因分析

(青海省水文水資源勘測局，西寧 810001)

1 研究背景

近年來，變化環(huán)境下流域水循環(huán)及水資源演變已成為國內(nèi)外水科學(xué)領(lǐng)域的研究熱點，氣候變化和人類活動作為變化環(huán)境的重要組成部分，其帶來的水文效應(yīng)受到廣泛關(guān)注[1]。全球變暖在青藏高原地區(qū)尤為突出，對高原地氣系統(tǒng)間的熱量和水汽交換產(chǎn)生明顯影響，而且這種影響過程直接作用于中層大氣，使得這種影響更加明顯[2]。

長江源是青藏高原的重要區(qū)域，其主要功能是保障長江源遠(yuǎn)流長，并向下游輸送優(yōu)質(zhì)水資源。源區(qū)的水量、水質(zhì)變化將波及廣大的中下游地區(qū)。因此，探究江河源區(qū)水資源演變特征與歸因分析成為當(dāng)前水科學(xué)研究的關(guān)鍵問題，引起了很多學(xué)者的關(guān)注。梁川等[3]采用數(shù)理統(tǒng)計方法，對長江源區(qū)的降水和河川徑流的年內(nèi)、年際和年代際的多尺度時間變化規(guī)律進行了分析，并從距平值上探討了各站的降水量和徑流量的空間分布;張士鋒等[4]建立了三江源區(qū)降水和潛在蒸發(fā)對徑流的驅(qū)動模型，認(rèn)為降水對徑流起正向驅(qū)動作用，潛在蒸發(fā)對徑流起負(fù)向驅(qū)動作用;劉希勝等[5]從降水的產(chǎn)流能力、時滯相關(guān)等角度分析了黃河源區(qū)徑流演變及其對降水的響應(yīng);陳利群等[6]采用SWAT(Soil and Water Assessment Tool)和VIC(Variable Infiltration Capacity)分布式水文模型，分析了黃河源區(qū)氣候變化和土地覆被對徑流的影響，認(rèn)為氣候變化是徑流減少的主要原因;李林等[7]認(rèn)為黃河源區(qū)年平均流量隨流域降水量的增加(減少)、蒸發(fā)量的減小(增大)和動土溫度的下降(上升)而增加(減小);曹建廷等[8]認(rèn)為降水是徑流變化的直接原因。

從上述學(xué)者的研究可看出，由于研究角度、研究方法的不同，氣候變化對江河源區(qū)徑流影響的結(jié)論亦不同。因此，多角度理解和認(rèn)識變化環(huán)境下江河源區(qū)水文情勢演變規(guī)律和歸因分析是十分重要的。同時，揭示流量與大尺度環(huán)流因子的相互關(guān)系也是江河源區(qū)水文氣象研究領(lǐng)域重點關(guān)注的科學(xué)問題[9]。但是，關(guān)于大尺度環(huán)流因子對長江源區(qū)徑流影響的研究較少。

本文在分析長江源徑流演變特征的基礎(chǔ)上，探討了地面氣象因子和大氣環(huán)流因子對徑流的影響，以期為源頭區(qū)的水資源管理和水生態(tài)文明建設(shè)提供決策依據(jù)，從而有效應(yīng)對氣候變化的負(fù)面影響。

2 數(shù)據(jù)及主要方法

2.1 數(shù) 據(jù)

本文徑流數(shù)據(jù)采用長江源控制站——直門達站成果。降水、水面蒸發(fā)數(shù)據(jù)以沱沱河、五道梁、曲麻萊、治多、玉樹、直門達、新寨、清水河8個氣象(水文)站數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，采用Thiessen多邊形計算加權(quán)平均求得。氣溫數(shù)據(jù)采用沱沱河、五道梁、曲麻萊、治多、玉樹5個氣象站數(shù)據(jù)，亦采用Thiessen多邊形法計算加權(quán)平均而得。以上數(shù)據(jù)的系列長度范圍均為1956—2016年。

2.2 主要方法

2.2.1 集中期和集中度計算

徑流集中度指各月徑流量按月以向量方式累加，其合成量占年徑流量的百分?jǐn)?shù)，其意義是反映徑流量在年內(nèi)的集中程度。集中期是指徑流向量合成后的方位，反映全年徑流量集中的重心所出現(xiàn)的月份。具體計算方法參見文獻[10]。

2.2.2 線性傾向估計

用xi表示樣本量為n的某一變量，用ti表示xi所對應(yīng)的時間，建立xi與ti之間的一元線性回歸方程,即

xi=a+bti,i=1，2，…，n。

(1)

式中：a為回歸常數(shù)；b為回歸系數(shù)；a和b利用最小二乘法進行估計。

2.2.3 突變檢驗

目前的突變檢驗方法均為均值檢驗，不同的檢驗方法突變點可能會有所不同，應(yīng)使用多種方法綜合分析，合理確定突變點。本文選用有序聚類、Mann-Kendall檢驗(簡稱M-K檢驗)和滑動t檢驗法，詳見文獻[11]。

2.2.4 周期分析

小波分析是20世紀(jì)80年代初Fourier變換基礎(chǔ)上發(fā)展起來的一種信號分析方法，具有良好的局部化性質(zhì)，其時頻多分辨率功能，適合于分析水文時間系列的多時間尺度。本文選擇Morlet小波分析方法[12]。

3 結(jié)果分析

3.1 變化趨勢

3.1.1 年內(nèi)分配變化

長江源區(qū)直門達站徑流年內(nèi)分配不均(圖1)。最大月均徑流量出現(xiàn)在7月份，達28.62×108m3；最小月均徑流量出現(xiàn)在2月份，為1.633×108m3。6—9月份徑流量占全年徑流量的比例為72.3%。從季節(jié)上看，夏季是長江源的主要產(chǎn)水期，其次是秋季，冬季最少。1956—2016年集中度呈現(xiàn)不顯著的微弱下降趨勢(擬合優(yōu)度R2=0.002 8<0.063 5)，變化傾向率為-0.15%/(10 a)，徑流年內(nèi)分配稍趨均勻；集中期存在不顯著的微弱提前(R2=0.000 03<0.063 5)，變化傾向率為-0.025 d/(10 a)，說明年內(nèi)最大徑流有提前趨勢。

圖1 直門達站徑流量年內(nèi)變化分析Fig.1 Analysis of annual runoff change at Zhimenda Station

3.1.2 年際、年代際變化

直門達站年徑流有顯著上升趨勢(R2=0.08>0.063 5)，變化傾向率為5.7×108m3/(10 a)(圖2)，最大年徑流量為245.8×108m3(2009年)，為最小年徑流量70.3×108m3的3.5倍，變差系數(shù)Cv為0.28。20世紀(jì)60年代的平均徑流量與多年平均持平；80年代偏多11.3%； 70年代和90年代分別偏少-10.8%和-15.5%。進入21世紀(jì)以后，前10 a偏多15.2%，2010—2016年偏多15.6%。

圖2 直門達站徑流過程線Fig.2 Runoff hydrograph at Zhimenda Station

3.2 突變分析

直門達站1956—2016年徑流系列采用有序聚類法、滑動t檢驗法和M-K檢驗法進行分析，3種方法中分別在2004年、2002年和2004年發(fā)生突變。結(jié)合該站徑流過程線(圖2)，綜合確定直門達站年徑流在2004年發(fā)生突變，徑流明顯增加(圖3)。

圖3 直門達站徑流量突變分析Fig.3 Abrupt changes of runoff at Zhimenda Station

圖4 直門達站年徑流量小波實部系數(shù)和方差圖Fig.4 Wavelet real part coefficient and variance of annual runoff at Zhimenda Station

3.3 周期分析

直門達年徑流具有23～24 a和42～43 a的顯著周期(圖4)。方差曲線(功率譜)表明42～43 a的周期項具有最大波動能量，可認(rèn)為它基本上控制了整個徑流的變化節(jié)律。在>43 a的周期范圍內(nèi)，方差沒有波動，說明沒有43～50 a之間的顯著周期。

4 變化原因分析

4.1 徑流與地面氣象因子關(guān)系

徑流的驅(qū)動要素主要包括2個方面：氣候變化和人類活動。氣候變化主要包括降水、氣溫、日照、相對濕度和風(fēng)速等要素的變化；人類活動因素主要包括人類活動對流域下墊面的改變和人類對水資源的開發(fā)利用等。

降水、蒸發(fā)是影響流域徑流的主要氣象因子。氣溫對長江源區(qū)流量的影響與東部濕潤地區(qū)并不一致，主要體現(xiàn)在可以影響冰川的消融。對于東部濕潤地區(qū)來說，徑流的模型構(gòu)建一般是根據(jù)水量平衡原理，但長江源區(qū)廣布冰川和積雪，氣溫的變化對冰川和積雪的消融影響較大，與東部濕潤地區(qū)相比增加了徑流的補給來源。長江源區(qū)內(nèi)人類社會活動用水消耗量很小，對徑流的變化產(chǎn)生的影響可忽略。同時，三江源地區(qū)人口稀少，人類活動對下墊面的影響較小。根據(jù)前人研究成果[4,13]，三江源區(qū)中的黃河源區(qū)氣候變化對徑流的貢獻率達到70%；而人類活動的影響僅有30%。因此，氣候條件的變化成為該地區(qū)徑流變化的主要驅(qū)動要素。

基于上述理論的分析、假設(shè)和實際情況，采用1956—2016年直門達站徑流與降水量、氣溫、水面蒸發(fā)量經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)差標(biāo)準(zhǔn)化處理后的系列數(shù)據(jù)，構(gòu)建的多元回歸模型為

y=0.7x1+0.149x2-0.195x3。

(2)

式中：y為長江源年徑流深(無量綱，下同)；x1為長江源年平均降水量；x2為長江源年平均氣溫；x3為長江源年平均水面蒸發(fā)量。

該方程的復(fù)相關(guān)系數(shù)R為0.847，F(xiàn)檢驗值為48.384，通過了0.000 1的顯著性水平檢驗，說明該模型非常顯著，可信。降水量、氣溫、水面蒸發(fā)量回歸系數(shù)的t檢驗顯著性分別為0.000 1，0.062，0.032。降水量、水面蒸發(fā)量的顯著性水平均<0.05，說明降水量、水面蒸發(fā)量是顯著影響因子。氣溫的顯著性水平雖然>0.05，但非常接近，因此構(gòu)建的模型保留了氣溫這個變量。這種結(jié)果與水文循環(huán)的一般規(guī)律相符。從顯著性水平上看，降水量是徑流變化的主導(dǎo)因素，水面蒸發(fā)量是徑流變化的重要影響因素，氣溫影響徑流的變化但不顯著。這與王靈軍等[14]采用主成分分析法得出的結(jié)論一致。

4.2 徑流與大氣環(huán)流因子關(guān)系

4.2.1 環(huán)流因子的篩選

目前常用的大氣環(huán)流因子：東亞季風(fēng)指數(shù)(East Asia Monsoon, EAM)、南方濤動指數(shù)(Southern Oscillation Index,簡稱SOI)等。東亞季風(fēng)的活動范圍一般在20°N—40°N，100°E—140°E[15]，長江源區(qū)不在這一范圍內(nèi)，東亞季風(fēng)對長江源的影響微乎其微。本文嘗試用直門達站月流量與SOI建立相關(guān)關(guān)系，發(fā)現(xiàn)相關(guān)系數(shù)約為0(圖5)?？梢?，選擇合適的大氣環(huán)流因子解釋徑流的變化是一個科學(xué)問題。

圖5 SOI和流量的相關(guān)性Fig.5 Correlation between SOI and flow

圖6 TPI_B和流量、降水量的相關(guān)性Fig.6 Correlation between TPI_B and flow,and TPI_B and precipitation

通過篩選，本文采用青藏高原指數(shù)TPI_B(Tibetan Plateau Index_B)來構(gòu)建流量與大尺度環(huán)流因子的相互關(guān)系(圖6)。

從圖6(a)中可以看出，月均流量與TPI_B的相互關(guān)系曲線擬合相關(guān)性很好(Spearman相關(guān)系數(shù)為0.920，顯著性水平p<0.01)。由圖6(c)可見，月均流量和TPI_B月均值過程線相似度很高，峰谷位置基本一致，說明徑流對TPI_B有很好的響應(yīng)。

4.2.2 與TPI_B的響應(yīng)原因分析

大氣環(huán)流與徑流系列在物理成因上有著比較密切的關(guān)系。大尺度環(huán)流因子變化影響區(qū)域的氣象要素，進而影響流域徑流過程[16]。TPI_B被定義為30°N—40°N,75°E—105°E范圍內(nèi)所有網(wǎng)格上500 hPa高度(單位為位勢什米)去掉百位數(shù)后的累計值，大體反映了這一范圍內(nèi)500 hPa高度低渦和高壓的活動狀況。從前文分析得知，長江源徑流過程的主導(dǎo)因素是降水。長江源降水對TPI_B有較好的響應(yīng)(Spearman相關(guān)系數(shù)為0.842，p<0.01)，這也從側(cè)面說明了TPI_B通過影響降水等氣象因子而影響徑流的變化。

青藏高原對周圍大氣形成一個高聳的冷熱源，通過輻射、感熱和潛熱作用對大氣環(huán)流和氣候變化產(chǎn)生特殊的熱力影響，特別是夏季，對短期和長期氣候變化具有重要的影響[17]。這種熱力效應(yīng)變化使得青藏高原對低渦和高壓的形成具有重要作用。高壓影響下降水稀少，本文主要探討青藏高原低渦對降水的影響。

受高原主體和四周局地山系的地形強迫作用，低層的西風(fēng)氣流在高原西側(cè)出現(xiàn)分支，從南北兩側(cè)繞流，在高原東側(cè)匯合，結(jié)果在南(北)側(cè)形成常定的正(負(fù))渦度帶，從而有利于產(chǎn)生高原北側(cè)的南疆和河西高壓、高原東側(cè)的低渦[18]。長江源位于青藏高原的東部，在低渦的影響范圍內(nèi)。青藏高原低渦多為暖渦，是青藏高原獨特的產(chǎn)物，多出現(xiàn)在盛夏。低渦是青藏高原雨季中一個重要的降水系統(tǒng)。當(dāng)?shù)蜏u處于高原主體上空時，一般降水量不大，隨著低渦東移，降水量逐漸增加[18]。這與青藏高原降水的空間分布和暴雨量級較小的事實相吻合。可見，TPI_B指數(shù)變化對長江源徑流有指示意義。

5 討論與結(jié)論

5.1 討 論

徑流的形成受到氣候變化和下墊面等多種因素的綜合影響。雖然本文中給出氣溫對徑流影響不明顯的結(jié)論，但氣溫影響源區(qū)內(nèi)廣布的冰川積雪融化，進而影響徑流過程。這種氣溫通過影響冰川積雪融化進而影響徑流過程的研究還需進一步分析。長江源處于高寒地區(qū)，多年和季節(jié)性凍土廣泛分布。多年和季節(jié)性凍土的季節(jié)凍結(jié)融化作用影響了凍土區(qū)地下水類型、及地表水文過程。凍土層作為一種特殊的區(qū)域性隔水層或弱透水層，在一定時空尺度上阻隔或顯著減弱了地下水、地表水等水體和水分之間的水力聯(lián)系。近年來，隨著全球變暖，凍土退化。本文在探討長江源徑流變化原因時未能考慮凍土退化對徑流的影響，這些問題尚待進一步研究。

5.2 結(jié) 論

長江源區(qū)直門達站徑流年內(nèi)分配不均。6—9月份徑流量占全年徑流量的比重為72.3%。1956—2016年徑流年內(nèi)分配稍趨均勻，年內(nèi)最大徑流有提前趨勢。年徑流有顯著上升趨勢，最大年徑流量為最小年徑流量的3.5倍，變差系數(shù)Cv為0.28。直門達站1956—2016年徑流系列在2004年發(fā)生突變，具有23～24 a和42～43 a的顯著周期，42～43 a的周期項具有最大波動能量。

降水量是徑流變化的主導(dǎo)因素，水面蒸發(fā)量是徑流變化的重要影響因素，氣溫影響徑流的變化但不顯著。東亞季風(fēng)和南方濤動指數(shù)對長江源的影響微乎其微。直門達站月流量對TPI_B有很好的響應(yīng)，青藏高原低渦與降水的空間分布和暴雨量級相吻合。