1961-2016年長江源區徑流量變化規律

羅 玉, 秦寧生, 周 斌, 李金建, 劉 佳, 王春學, 龐軼舒

(1.中國氣象局 成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災害四川省重點實驗室,成都 610072; 2.四川省氣候中心, 成都 610072; 3.成都信息工程大學, 成都 610225)

作為青藏高原腹地長江源區，其主要功能是保障長江的源遠流長，并向下游輸送優質的水資源，源區的水量和水質變化將影響廣大的長江中下游地區[1]。因此，不少專家學者關注長江源區的水資源變化。燕華云等[2]分析了1956—2000年長江源區年內分配時程變化規律,指出沱沱河站徑流年內分配的不均勻性及集中度、相對變化幅度均高于直門達站；曹建廷等[3]研究了長江源區1956—2000年徑流年際變化特征，發現源區徑流量呈微弱的減少趨勢；李林[4]、齊冬梅[5]、李其江[6]等利用長江源區直門達水文站徑流量資料分別研究了1961—2011年、1960—2011年、1956—2016年源區徑流量的變化規律，指出源區年地表水資源總體呈增加趨勢。

在全球變暖、青藏高原暖濕化的背景下，以往的研究多利用單站徑流量資料探討源區徑流量的變化特征，并且受資料序列長度的限制，未能反映2012年以后的變化特征。本文將在此基礎上用較新的長江源區上游沱沱河站和下游直門達站徑流量資料全面探討源區徑流量的年際、年代際、年內、突變和周期變化特征，以期為長江源生態環境保護及水資源管理提供理論依據。

1 資料與方法

1.1 研究區概況

長江源區(直門達水文站以上流域)，地處青藏高原腹地，平均海拔在4 500 m左右，地理坐標為90°43′—96°45′E，32°30′—35°35′N，流域的控制面積為13.78 km2。長江源區，冰川、凍土、積雪和高寒等為一體，湖泊及沼澤密布，是世界上濕地分布海拔最高、面積最廣、最集中的地區,其具有水涵養、調節及生物多樣性保護等功能。

1.2 資料選取

本研究選取直門達和沱沱河兩個水文站1961—2016年月徑流量觀測資料探討長江源區徑流量變化特征。

1.3 研究方法

采用滑動平均、累積距平曲線方法研究長江源區徑流量的年際變化特征，利用集中度、變化幅度、分配不均勻系數方法，定性、定量相結合，分析長江源徑流量年內變化特征，采用滑動t檢驗方法[7]探討徑流量的突變特征，分析徑流量的周期變化特征采用小波分析方法。

1.3.1 累積距平 累積距平是一種常用的、由曲線直觀判斷變化趨勢的方法[7]，當累積距平持續增大時表明該時段內徑流量距平持續為正；當累積距平持續不變時表明該時段距平持續為零即保持平均；當累積距平持續減小時，表明該時段內徑流量距平持續為負。對于序列x，某一時刻t的累積距平表示為：

(1)

將n個時刻的累積距平值全部計算出來，即可繪制出累積距平曲線。

1.3.2 變差系數 本文采用年內變差系數來表示徑流(降水量)年際變化的總體特征[8-9]，計算公式如下：

(2)

1.3.3 集中期和集中度 借鑒年降水量年內分配向量法，采用集中期和集中度來研究流域徑流(降水量)年內變化規律。把一年內所有月的徑流量看作向量，月徑流量的大小作為該月向量的長度，所處的月份作為徑流量向量的方向，用圓周360°作為一年的天數365日，1—12月每月的方位角h依0，30°,60°,…,330°,將各月徑流量以向量方式累加，其各分量之和的合成量占年徑流量在年內的比值為年徑流量集中程度，以12個月分量和的比值的正切角度表示年徑流量集中期，可客觀的反映一年中最大徑流量(降水量)出現的時間[8]。計算如下：

(3)

(4)

(5)

(6)

RCP=arctan(Rx/Ry)

(7)

式中：Ri為第i月的徑流量；h為第i月徑流的方位角；Ryear為年徑流量；Rx，Ry分別為X，Y方向上的合成向量。

1.3.4 不均勻性 由于隨氣候的季節波動，降水、氣溫等氣象要素均有明顯的季節性變化，從而很大程度上決定了徑流量年內分配的不均勻性。徑流年內分配不均勻系數計算如下[9]：

(8)

1.3.5 變化幅度 利用相對變化幅度和絕對變化幅度兩個指標來衡量徑流量的變化幅度，計算公式如下[10-12]：

Cm=Qmax/Qmin

ΔQ=Qmax-Qmin

(9)

式中：Cm和ΔQ分別為徑流量的相對變化幅度和絕對變化幅度；Qmax和Qmin分別為年內月最大徑流量和月最小徑流量。

1.3.6 突變檢驗 滑動t檢驗是檢驗一氣候序列中的兩段子序列均值有無顯著性差異。如果兩段子序列的均值差異超過了一定的顯著性水平，則有突變發生，具體方法詳見文獻[7]。

1.3.7 周期分析 本文選擇采用Morlet小波分析方法來研究徑流量的周期變化特征。在地學中，各種氣象因子、水文過程等都可看作是隨時間周期性變化的信號，因此小波分析適用于地學領域。小波變換通過將時間序列分解到時間頻率內，從而得出時間序列的顯著的波動模式，即周期變化動態，以及周期變化動態的時間格局，具體方法詳見文獻[7]。

2 結果與分析

2.1 長江源區徑流的年際變化特征

在全球變暖，青藏高原氣候暖濕化的大背景下[10]，1961—2016年長江源區總體均呈增加趨勢(圖1)，沱沱河站和直門達站徑流量每10 a氣候傾向率分別為3.44 m3/s，12.11 m3/s，其中沱沱河站氣候傾向率變化顯著(大于0.01的顯著性水平)；2012年以后，沱沱河流域徑流量呈增加趨勢，通天河流域徑流量則呈減少趨勢。長江源區的上游徑流量較下游徑流量年際變化顯著，上游沱沱河站年徑流量的變差系數Cv為0.44，而位于下游的直門達站變差系數為0.27，說明沱沱河站徑流量的年際變化較為顯著。從沱沱河站1961—2016年的累積距平曲線圖可以看出(圖1C)，近56 a來沱沱河站的年徑流量主要經歷了徑流量由減少至增加的2個階段，1961—1996年時是流量減少的階段，1997—2016年是徑流量顯著增加的階段；從直門達站的累積距平曲線圖看(圖1D)，直門達站的年徑流量主要經歷了3個階段：1961—1966年和2006—2016年是徑流量增加的兩個階段，這2個階段總體上豐水年年份要多于枯水年的年份，1967—2005年是徑流量呈波動性減少，這一階段枯水年的年份要多于豐水年的年份。

圖1 1961-2016年長江源區各站徑流量年際變化和累積距平

2.2 長江源區徑流的年代際變化特征

以距平百分率為標準來劃分徑流的豐枯等級，對徑流量按其距平百分率劃分為5個等級，p<-20%為枯水；-20%≤p<-10%為偏枯；-10%≤p≤10%為平水；10%20%為豐水。從徑流量的年代際變化可以看出(表1)，在20世紀60年代長江源區各徑流量均處于平水期，各站點徑流量與多年平均值較為接近；自70—90年代，沱沱河站徑流量均處于枯水期；直門達站徑流量則在80年代處于平水期，70、90年代處于枯水期。進入21世紀以來，長江源區沱沱河站和直門達站均進入豐水期，特別是沱沱河站增加顯著，徑流量比平均值增加了41.1%，直門達站徑流量比平均值增加了12.8%。

2.3 長江源區徑流的年內變化特征

從沱沱河及直門達站徑流年內分配圖(圖2)可以看出，總體上，兩個水文監測站徑流在各個年代的年內分配較為相似，均呈明顯的“單峰型”分布，流量均在1—3月處于低值，4—5月開始緩慢上升，之后開始急劇上升，沱沱河站基本在8月份達到極大值，直門達站在7月或8月達到極大值，9—11月均開始急劇下降，直至12月份達到最低。即沱沱河站和直門達站各個年代的徑流量主要集中在汛期，即5—10月，汛期徑流量占該時段全年平均徑流量的百分比分別超過了97%，77%(表2)。從圖2A還可看出沱沱河站徑流量的峰值除了在1970s出現在7月份，其余各年代均出現在8月份，這與本區大氣降水主要分布在8月份是基本相吻合的；直達門站徑流量的峰值在1970s，1990s，2000s出現在8月份，其余年代均出現在7月份，出現峰值差異在一定程度上蘊示著氣候波動(大氣降水)對河川徑流量的影響。

表1 長江源區徑流量的年代際變化 %

圖2 長江源區各站徑流年內分配特征

表2 長江源區汛期徑流年內分配統計特征

由表3，4數據進行分析可以得出長江源區徑流年內分配特征。由徑流年內分配不均勻系數可以看出，長江源上下游站點徑流量不均勻性均在1960s最大，其中沱沱河站在1970s和1990s的不均勻性最小，直門達站在1970s，1990s和2010s的不均勻性最小。從年內分配集中度來看，長江源區上下游站點各個年代的徑流量集中度主要集中在79%～81%，59%～61%；集中期主要集中在7月下旬—8月上旬，直門達站各年代的集中期較沱沱河站略滯后。從徑流量年內變化幅度來看，沱沱河站徑流年內相對變化幅度總體上呈現出增加的趨勢，直門達站徑流年內相對變化幅度總體上呈弱減少趨勢；源區上下游站點絕對變化幅度均呈增大趨勢。從表3，表4和圖3可以看出，沱沱河站和直門達站的不均勻系數和集中度均具有較好的同步性波動變化規律，凡是不均勻系數值高的年份，集中度的值也高，兩者的相關系數分別為0.90，0.92(顯著性水平均超過0.001信度檢驗)。

值得注意的是自1961—2000年年內分配規律與燕華云等[2]的研究結論較為一致，本文在2001—2016年的年內分配規律也得出相同的結論。沱沱河站徑流年內分配的不均勻性及集中度、相對變化幅度均高于直門達站的原因可能受到降水、氣溫、水面蒸發量以及下墊面等作用不同所造成的，沱沱河水文站以上流域主要是以降水和冰川融水為補給的河流，春季冰雪融水補給，徑流量增加，但是明顯小于汛期，進入汛期5—10月，隨著氣溫的升高引起的冰川融水以及受西太平洋副熱帶高壓及印度夏季等的影響，徑流量顯著增加，汛期比例大約在96%左右，直門達水文站以上流域主要受降水、冰雪融水和地下水補給，春季有一定的水量，伴隨著冰雪融水徑流量顯著增加，進入汛期徑流量最大，汛期徑流量比例為87%左右[11-13]。

2.4 長江源區徑流的突變分析

根據滑動t檢驗(圖4A)結果，沱沱河站徑流量在1996年、1997年、1998年、1999年及2000年前后發生突變(通過0.01顯著性檢驗)，結合(圖4A)沱沱河站徑流年際變化特征，最終把突變點定在1996年發生突變，徑流量顯著增加；直門達站在2003年、2004年前后發生顯著性突變(通過0.01顯著性檢驗)，結合(圖4B)，綜合確定直門達站在2004年前后發生了一次明顯的轉折，徑流量由減少的趨勢轉為增加趨勢。

表3 沱沱河站徑流年內分配統計特征

表4 直門達站徑流年內分配統計特征

圖3 長江源區各站徑流量不均勻系數和集中度年際變化對比

圖4 長江源區各站徑流量突變分析

2.5 長江源區徑流的周期分析

近56 a沱沱河站徑流量存在著準8～12 a和3～4 a左右的振蕩特征(圖5A)，3～4 a左右的周期振蕩在2000s較為明顯；直門達站存在著6～8 a和3～4 a左右的振蕩周期，6～8 a左右的周期振蕩在1975—1985年較明顯，3～4 a左右的周期振蕩在2000s較明顯(圖5B)。

3 結論與討論

3.1 討 論

長江源區徑流量的變化特征受到氣候因子、下墊面、人類活動以及冰川、凍土等的影響。降水、氣溫、蒸發量是影響徑流的重要氣象因子，曹建廷等[3]指出，長江源區年徑流量的變化與降水量變化非常接近，且隨著氣溫的升高，有助于冰川和積雪融化，增加對徑流的補給作用，在1980—2000年，以直門達水文站代表的長江干支流區域徑流量明顯減少，說明該時段的氣溫增加使融冰融雪的增加不足以抵消降水量減少和流域實際蒸發的綜合效應。也有研究指出高原500 hPa低渦和高壓的活動狀況通過影響降水等氣象因子進而影響徑流的變化。長江源區處于高寒區域，多年和季節性凍土廣泛分布，多年和季節性凍土的冰雪消融和凍結融化，凍土退化，釋放地下水，補給河流，同時凍土活動層厚度增加，季節性凍結減少，土壤凍融的變化加強了水分向地下遷移，使得徑流增大。長江源區人口稀少，人類活動對下墊面的影響較少。本文僅從時間變化上來研究源區徑流量的變化，未全面考慮研究時段影響徑流量的其氣候因子、演變機理，在以后的研究中將進一步定量分析其形成機制。

圖5 長江源區各站徑流量的小波分析(陰影區表示通過了置信水平為95%的紅噪聲檢驗)

3.2 結 論

(1) 長江源區徑流量在年際變化上均呈增加趨勢，沱沱河站年際變化比下游直門達站顯著。在年代際變化特征上，進入21世紀以來，長江源區各站均進入豐水期。長江源區徑流量的集中度主要集中在59%～81%；長江源區集中期主要集中在7月下旬—8月上旬；沱沱河站相對變化幅度呈現增加的趨勢，直門達站呈弱減少趨勢，源區徑流量絕對變化幅度均呈增加趨勢；由于受到降水、氣溫、水面蒸發量以及下墊面等作用不同，沱沱河水文站以上流域主要是以降水和冰川融水為補給的河流，直門達水文站以上流域主要受降水、冰雪融水和地下水補給，造成沱沱河站徑流年內分配的不均勻性及集中度、相對變化幅度均高于直門達站。

(2) 沱沱河站徑流量在1996年左右發生了一次明顯的突變，直門達站徑流量在2004年左右發生了一次顯著的突變；均經歷了徑流量由少到多的突變。

(3) 在周期變化特征上，沱沱河站存在8～12 a和3～4 a的周期振蕩特征，直門達站存在6～8 a和3～4 a左右的周期振蕩特征。