1980—2016年清源河流域降水量時序變化規(guī)律及趨勢研究

張躍峰

(甘肅省定西水文站，甘肅 定西 743000)

渭源縣地處定西市西南部，處于黃土高原與青藏高原的過渡帶，氣候、植被、水能涵養(yǎng)等較差，屬于典型的干旱型氣候區(qū)，降水量較少，由于地形地質因素，降水入滲快，導致該區(qū)域水資源嚴重短缺，已經(jīng)影響到地區(qū)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)。研究表明，渭河流域年自產(chǎn)水量19.74億m3，其中地表水資源量19.25億m3，約占水資源量的97%，地表水資源主要指河川徑流，而在渭源縣清源河流域，徑流主要來源于降水量補給，地下水少之又少[1]。岳思羽等[2]研究了氣候變化和土地利用對渭河流域水資源短缺的影響，結果表明：以降水量為代表的氣候變化與水資源盈缺指數(shù)存在顯著的空間集聚效應；楊建濤[3]研究了渭河流域降水量變異成因，證明降水等水文氣象要素隨時間變化呈現(xiàn)遞減趨勢；景宏等[4]對渭河流域55年水文氣象要素進行分析,得出降水量年內(nèi)分配和年際變化特征,為甘肅省境內(nèi)渭河流域水土保持治理、防洪減災和水資源開發(fā)利用提供依據(jù)；趙安周等[5]采用線性回歸、經(jīng)驗正交函數(shù)(EOF)分解和Mann-Kendall突變性檢驗等方法,分析了渭河流域近50a降水的時空分布特征，得出流域內(nèi)降水空間分布不均,總體呈現(xiàn)由東南向西北減小的趨勢；來文立等[6]分季節(jié)對渭河流域的降水量作了深入研究，結果顯示:渭河流域降水季節(jié)分配不均,主要集中在夏、秋兩季,春、秋兩季降水量呈現(xiàn)明顯減小趨勢,夏、冬兩季降水量變化趨勢不明顯；毛明策等[7]專門針對渭河流域汛期降水量的變化作深入分析，結果表明渭河徑流對于降水的變化很敏感;各分區(qū)降水周期一致,周期均在3年左右，與水文站實測降水量匹配較好。清源河作為渭河的源區(qū)，是流域水源涵養(yǎng)最主要部分，作用不容忽視。但查閱大量文獻資料，發(fā)現(xiàn)針對渭河源區(qū)支流區(qū)域內(nèi)的水文要素變異情況及尺度問題研究較少，本次采用了清源河流域內(nèi)降水量觀測站的實測長系列資料，在前人研究的基礎上，對流域內(nèi)的降水量變化作進一步深入研究，掌握降水量發(fā)展規(guī)律，為當?shù)胤姥纯购堤峁┯辛Φ臄?shù)據(jù)支撐，對區(qū)域內(nèi)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)具有重要意義。

1 研究區(qū)概況

清源河在甘肅省定西市渭源縣境內(nèi)，是渭河的上源，發(fā)源于渭源縣境內(nèi)的豁豁山，源地海拔3508m，河長約33km，流域面積120km2，平均比降0.1478[8]。流域呈長條形，流向為西南—東北，流經(jīng)渭源縣五竹鎮(zhèn)、渭源縣城，于柯寨村下游約100m處與鍬峪河相遇，入河口以下稱為渭河，見圖1。流域上游植被覆蓋較好、中下游植被較差，流域內(nèi)大多為黃土山峁、耕地。流程較短，上游坡度較大，中下游平緩，屬典型的小流域。

流域內(nèi)有渭源水文站及其下轄的3處雨量站，從上到下分別是池溝站、年家寨站、渭源站。渭源站位于清源河下游的縣城內(nèi)，屬渭河源區(qū)水文監(jiān)測站，積水面積100km2，目前監(jiān)測的水文要素主要有水位、降水、蒸發(fā)、流量。建站以來，實測最大洪峰流量164m3/s；實測最大含沙量311kg/m3，根據(jù)渭源站降水量觀測值計算，多年平均降水量484.5mm，屬干旱半干旱大陸性氣候，多年平均氣溫5.7℃，無霜期154天。

圖1 清源河流域水系及站點分布

2 資料及方法

本次計算在收集渭源站實測逐月降水量資料基礎上，采用不均勻系數(shù)法、集中期、極差法對降水量的年內(nèi)分配進行了分析；采用渭源站、池溝站、年家寨站的實測年降水量資料；采用線性回歸法、斯波曼秩次相關法、Mann-Kendall秩次相關法對流域內(nèi)降水量年際變化趨勢進行分析與檢驗；采用輪次分析法對降水量豐枯情況及周期作了分析[9-11]。資料經(jīng)過一致性、代表性、可靠性審查已整編為成果資料，可靠度較高。由于池溝站資料系列較短，采用線性相關法和渭源站資料對其進行插補展延，經(jīng)驗證，可以作為研究使用。采用各站系列資料統(tǒng)計結果見表1。

表1 流域內(nèi)各站系列資料統(tǒng)計

2.1 年內(nèi)分配不均勻性

諸多文獻研究表明，水文序列的年內(nèi)分配不均勻性可以用Cu值來估計，年內(nèi)降水序列同樣適用于此法；水文要素本身具有自身調節(jié)功能，可以采用完全調節(jié)系數(shù)Cr來衡量其集中度[12-14]。構造統(tǒng)計量：

(1)

(2)

(3)

2.2 變化幅度

變化幅度計算法類似于極差分析法，是一個相對變化量的概念。具體算法是先統(tǒng)計出水文序列的極值Rmax和Rmin、分別計算二者與平均月徑流量的比值，然后對結果統(tǒng)計分析。統(tǒng)計量如下：

(4)

(5)

式中：Rmax和Rmin分別為逐月最大最小降水量，mm。

2.3 輪次分析法

輪次分析法是研究水文序列統(tǒng)計變化特性很有用的技術。分析降水量豐枯程度及周期變化時，可以采用輪次分析法。輪次分析已經(jīng)運用多個領域，比如干旱分析，理論上和累積距平法類似，但輪次分析法優(yōu)點在于豐枯周期的顯示。設現(xiàn)有水文序列Xt(t=1,2、3,…,n)和一定的切割水平Y,當Xt在一個或者多個時段內(nèi)連續(xù)小于(或大于等于)Y值時，則出現(xiàn)負(正)輪次，相應各輪次的和定義為輪次長；相應輪次時段內(nèi)的|Xt-Y|之和稱為輪次和。一般情況下，重點研究負輪次?；谶@一理論，可以對流域內(nèi)三站的年降水量豐枯情況進行分析。按照下列公式計算：

(6)

(7)

ln*=max(l1,l2,…,lM)

(8)

2.4 Mann-Kendall秩次相關法

Mann-Kendall秩次相關法是一種非參數(shù)檢驗方法，相比參數(shù)檢驗，具有一定的優(yōu)越性。水文序列可以看作是由x1，x2，x3，…，xn組成的一組隨機不確定數(shù)列，對序列先確定對偶值(xi，xj)中xi

(9)

(10)

(11)

(12)

式中：UF1=0，E(Sk)為系列均值；Var(Sk)為系列方差；Sk為第k時刻數(shù)值大于j時刻數(shù)值個數(shù)的累計數(shù)。

3 降水量時序變化規(guī)律研究

降水時序本身具有變異性，給降水量變化規(guī)律及其內(nèi)在機制研究帶來了困難[16]。影響降水量的因素眾多，研究降水量時序變化特征，可以很好地為水文預報、旱情預報、水資源評價等提供有力的技術支撐，從而為區(qū)域內(nèi)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)服務。

3.1 年內(nèi)分配規(guī)律

統(tǒng)計流域內(nèi)雨量站的資料，采用渭源站降水資料對流域降水量的年內(nèi)分配進行分析。計算結果見表2?？梢钥闯?，最大月降水量出現(xiàn)在8月份，降水量86.2mm，占全年降水量的19.0%，最小降水量出現(xiàn)在12月份，降水量為2.0，占比0.4%。極值比43.1，相差懸殊。連續(xù)4個月最大降水量在6—9月，期間降水量為298.2mm，占比65.6%；連續(xù)4個月最小降水量值出現(xiàn)在11月至次年2月，期間降水量為18.4mm，占比4.0%，極值比16.2。季節(jié)變化上，春季(3—5月)降水量為103.3mm，占年降水的22.7%；夏季(6—8月)降水量為236.0mm，占年降水量的51.9%；秋季(9—11月)降水量102.9mm，占年降水量的22.6%；冬季(12月至次年2月)降水量為12.4mm，占年降水量的2.7%。從計算結果看，春秋兩季降水量基本持平，其中春季主要受高山冰雪融化蒸發(fā)影響，流域內(nèi)濕氣相對增大，降水量稍有增長，秋季由于受夏季雨量影響，加之氣溫降低，蒸發(fā)量減小，降水量保持穩(wěn)定。該流域內(nèi)降水主要集中在夏季，冬季最少。

表2 渭源站降水量年內(nèi)分配

利用上述年內(nèi)分配不均勻性計算公式計算Cu系數(shù)，對該站逐月降水量的離散程度進行分析，按照每月的降水量分別計算其Cu值，Cu又稱為變差系數(shù)或者離勢系數(shù)。

Cu值小，說明變化小，Cu值大，則說明變化大。經(jīng)計算，渭源站逐月降水量Cu值在0.5～1.2之間，平均值為0.65，點繪逐月流量Cu值變化曲線，見圖2。圖2顯示，1月、2月Cu值較平穩(wěn)，3月開始下降，4—10月趨于平穩(wěn)。11月開始上升，3—10月Cu值低于平均值。12月最大，11月次之。整體來看，渭源站降水量出現(xiàn)年內(nèi)分配極不均勻現(xiàn)象。

圖2 渭源站降水量逐月Cu值變化曲線

為進一步研究年內(nèi)分配的集中程度，需要計算各年逐月Cr值。Cr值越大，說明降水量年內(nèi)分配越集中。對逐月降水量去中心化發(fā)現(xiàn)，11月至次年3月，整體出現(xiàn)Ri

圖3 渭源站降水量逐月Cr占全年比例對比曲線

對各年逐月降水量的變化幅度進行計算，得出Cmax最大值為4.32，最小為2.10,分別出現(xiàn)在1999年7月、1990年8月，多年平均值為3.07；Cmin最大值為0.12，出現(xiàn)在1989年1月，最小值為0，多年平均值為0.03。Cmax、Cmin極值比36。可以得知，降水量年內(nèi)變化幅度較大。

3.2 年際變化規(guī)律

圖4 流域內(nèi)降水量隨海拔演變規(guī)律

圖5 渭源站降水量年際演變趨勢

圖6 池溝站降水量年際演變趨勢

圖7 年家寨站降水量年際演變趨勢

圖8 流域逐年平均降水量變化曲線

點繪流域內(nèi)3處降水量、流域年平均降水量的年際變化曲線，見圖5～圖8。三站降水量整體呈現(xiàn)逐年減少的趨勢，均在多年平均值上下來回擺動，但幅度不大。計算各站年降水量Cu值，渭源站Cu值最大為0.24，年家寨站和池溝站Cu值為0.16，Cu值整體偏小，年際變化趨于穩(wěn)定。對流域內(nèi)逐年平均降水量計算Cu，Cu為0.17，說明變化不大。利用GIS軟件做垂直平分法面雨量計算，得到逐年面雨量，其中最大值為856.1mm，最小值為396mm，極值比為2.14，多年平均面雨量為632.1mm。以降水量為縱坐標，海拔為橫坐標，點繪降水量隨海拔演變圖，見圖4。空間分布上，隨著海拔的不斷升高，降水量不斷增加，雨量呈現(xiàn)由東北向西南遞增的空間分布特征。經(jīng)調查得知，上游受地形影響，屬天然林區(qū)，水分涵養(yǎng)能力較好，蒸發(fā)量小，濕度大，隨著水流的延長，海拔逐漸降低，植被破壞嚴重，降水量逐漸減小。

3.3 豐枯變化規(guī)律

按照上述介紹的豐枯情況分析方法，計算流域內(nèi)降水量豐枯情況，點繪輪次分析圖，見圖9?？梢钥闯觯饔騼?nèi)1980—1982年為枯水期，輪次和為2年；1983—1993年進入豐水期，輪次和為10年，1994—2002年復進入枯水期，輪次和為8年，2003—2007年復進入豐水期，輪次和為4年，2008—2012年為枯水期，輪次和為4年，2013—2015年又進入豐水期。2016年為枯水期。

圖9 流域降水量與多年平均輪次分析

可以計算出負輪次和為16年，正輪次和為20年。負輪次最長為8年，最小為2年。平均為5年，正輪次最長為10年，最小為4年，平均為5年。也就說枯水期出現(xiàn)周期為2～8年，豐水期出現(xiàn)周期為4～10年。

3.4 年際變化趨勢及檢驗

采用線性回歸法、斯波曼秩次相關法、Mann-Kendall秩次相關法對降水量序列進行趨勢分析，表明整體出現(xiàn)減小趨勢。主要受地形地質條件影響形成。由于該流域人類活動導致下墊面條件發(fā)生巨大變化，蒸發(fā)量逐年增大，降水量逐年減小，這符合自然發(fā)展規(guī)律。

將上述三站的年雨量和流域平均雨量帶入式中計算，先假設四組序列無趨勢成分，顯著性水平取a=0.05，查算正態(tài)分布表的Ua/2,若|U|Ua/2，則說明趨勢顯著?；谶@一方法，可以計算分析4組序列在該置信水平下的趨勢成分及變化顯著性，找出各站及平均雨量的跳躍年份，計算結果見表3?？梢?看出，各站年降水量變化趨勢均顯著，趨勢均為減少，跳躍年份出現(xiàn)在1989年、1994年、1995年、2003年、2012年，結論與前述文獻研究的渭河流域降水量序列突變年份基本一致。植被的破壞、耕地的不斷增多是導致降水序列突變的主要原因。

表3 各站及流域平均雨量趨勢成分檢驗統(tǒng)計

4 結 論

通過對1980—2016年流域內(nèi)降水量的研究，主要得出以下結論：

a.降水量年內(nèi)分配極不均勻且汛期和非汛期相差較大；降水量主要集中在夏季，冬季最少；以5—8月最為集中。

b.各站及流域平均降水量趨于穩(wěn)定；對流域降水的豐枯出現(xiàn)周期進行分析，發(fā)現(xiàn)枯水期出現(xiàn)周期為2～8年，豐水期出現(xiàn)周期為4～10年。

c.流域內(nèi)雨量隨著海拔的升高，呈現(xiàn)由東北向西南遞增的空間分布特征。

d.采用Mann-Kendall秩次相關法進行趨勢變化顯著性檢驗，|U|值在0.627～1.307，該取值小于a=0.05置信水平下的Ua/2參數(shù)，降水呈量逐年不顯著減少趨勢。降水量在1989年、1994年、1995年、2003年、2012年出現(xiàn)突變。

由于資料系列只收集到2016年，研究尚有欠缺，存在較多不足之處。但從1980—2016年資料系列研究來看，清源河流域降水量演變規(guī)律與前述文獻[1]～[7]研究結論基本一致，可以作為今后區(qū)域內(nèi)水資源計算時的參考依據(jù)。