1956-2016年大通河溫度和降水及其與徑流變化的關系

趙美亮, 曹廣超, 曹生奎, 劉富剛,李洋洋, 張 卓, 刁二龍, 陳治榮

(1.青海師范大學 地理科學學院, 西寧 810008; 2.青海省自然地理與環境過程重點實驗室, 西寧 810008;3.青藏高原地表過程與生態保育教育部重點實驗室, 西寧 810008; 4.青海省人民政府—北京師范大學高原科學與可持續發展研究院, 西寧 810008; 5.德州學院 資源環境與規劃學院, 山東 德州 253000)

近年來，氣候變化吸引了全球的普遍關注，成為國際科學研究的熱點。第五次發布的IPCC報告指出地球表面的平均溫度自1880—2012年大約升溫0.85℃，中國同期氣溫上升約0.65℃[1]。氣候變化通過影響陸面水文循環的過程使區域水資源在時空分布發生變化，進而對地表水資源產生重要影響[2-3]。因此，國內外眾多學者從不同的角度持續關注氣候變化與河川徑流之間的關系[4-5]。王珂等人通過對瀾滄江源區氣候和徑流的研究發現，降水量是影響年徑流量的主控因素，而冬季和初春季節，氣溫升高加劇研究區內冰雪的消融，進而導致流域徑流的增加[4]。孫棟元等人通過對疏勒河干流徑流的變化特征研究指出，5—9月份徑流量占全年的50%以上，徑流年內分配極不均勻[6]。張雪琪等人對葉爾羌河流域的氣候變化及徑流響應分析發現，徑流量與濕季氣溫呈正相關，與濕季平均風速、相對濕度呈負相關，干季的降水量與上游徑流呈正相關關系[7]。李云武等人通過對祁連山八寶河流域的氣候和徑流研究發現，干季徑流量較小，主要受氣溫上升、凍土退化的影響，降水量則是導致濕季徑流量變化的主要原因[8]。

大通河是黃河的二級支流，發源于祁連山南坡沙杲林那穆吉木嶺，河流落差大，水資源豐富，是青海省東北部和甘肅西部重要的水源地，在青海、甘肅兩省社會和生態中具有十分重要的地位[9-13]。近年來隨著跨流域調水及水利水電站等工程的開放建設，造成河流流量不斷下降、水質惡化等一系列的生態環境問題。黃維東等[14]研究表明大通河流域水資源開發導致水文過程及生態環境惡化。張曉曉等[15]對大通河徑流量變化特征研究發現大通河流域年徑流在1950—2005年呈微弱減少趨勢，并指出未來一段時間內徑流仍然會呈現減少趨勢。劉賽艷等[16]對大通河上游徑流量研究發現氣溫升高和人類活動共同導致了徑流量的減少。前人對大通河的研究多集中在源頭或流域徑流變化特征[9,12]及流域水資源開發引起的水文生態環境等方面[11,14-17]，而圍繞徑流對氣候變化響應角度的研究相對較少。因此，本文采取趨勢分析、MK突變檢驗及小波分析等研究方法對流域內具有代表性的尕日得、青石嘴及享堂水文站1956—2016年徑流數據和附近7個氣象站點的氣溫、降水氣象數據進行定量分析氣候變化特征，探討氣候變化背景下徑流的演變規律，研究結果為該區域的水資源管理及今后相關研究提供科學參考。

1 資料與方法

1.1 研究區概況及數據來源

大通河流域(36°30′—38°25′N，98°30′—103°15′E)位于青藏高原東北部，北抵祁連山脈，南臨大通山，是黃河的二級支流。大通河全長554 km，發源于祁連山南坡沙杲林那穆吉木嶺，自西北向東南流經青海省和甘肅省兩省的9個縣，最后由民和縣境內注入湟水河。大通河徑流補給來源以降水為主。流域內1956—2016年多年平均氣溫約1.95℃，多年平均降水約380 mm，植被類型以林地、草地和高山灌叢草甸等為主。根據流域地形地貌特征，以尕日得、青石嘴和享堂水文站將流域劃分為上、中、下游。

本文選用大通河流域尕日得、青石嘴和享堂水文站1956—2016年逐月徑流數據，數據來源于青海省水文與水資源局；選取大通河流域及其附近地區7個氣象站同期氣候數據，來源于中國氣象數據網(http:∥data.cma.cn/)。所有數據經過極值和一致性檢驗。站點分布見圖1。

圖1 研究區域及氣象、水文站點分布

1.2 研究方法

1.2.1 Mann-Kendall突變檢驗 采用Mann-Kendall突變檢驗方法(下稱M-K檢驗)分析氣候及徑流要素的突變特征，M-K方法是一種廣泛用于氣候水文分析的非參數統計檢驗方法，其主要優勢是樣本不需要服從正態分布[18-20]。

首先，對于含有n個樣本量的時間序列x，構造一秩序列：

(1)

(2)

(3)

給出顯著性水平0.05，得到Ua兩條臨界值線為±1.96。若正向序列UF>0，表明序列呈明顯的上升趨勢，反之，呈下降趨勢。當超出Ua臨界值線時，趨勢顯著。正向序列UF與逆向序列UB在置信區間內的交點是突變開始的時間[18]。本文中根據MK突變檢驗曲線和累積距平曲線對突變點進行綜合判斷。

1.2.2 小波分析 小波分析是目前在氣候、水文學中廣泛應用的一種時頻分析方法[21]，它可以根據小波基的變換反映氣候及徑流要素在時間序列的周期震蕩，揭示其變化趨勢[22]。表達式為[23]：

(4)

式中:π，e為常數;Fb，Fc分別表示頻帶寬度系數和wavelet的中心頻率。

小波方差var是對時間尺度上小波系數的平方值進行積分，即[23]：

對于在校學生來說，學校和家庭是最重要的教育資源。如果任何一方缺失，我們的教育不全面，學生的心理發展都不健全。如果一個方面薄弱，我們的教育將產生內部摩擦，這將消耗教育的合力。家庭是孩子的第一所學校，父母是孩子的第一任老師。家長對子女的要求和期望也是多層次的，這些要求、期望和學生的實際情況可能與我們的教育思想不一致。因此，我們應該改進家庭與學校之間的交流方式，使我們能夠相互了解，在教育孩子的觀念和實際教育方式上達成共識，從而形成教育的合力。

(5)

小波方差能直觀的反映信號在時間尺度的分布情況，可用于確定某一現象的震蕩的主周期，小波方差圖體現出信號在時間尺度上的分布情況。因此，信號中主要時間尺度周期可由小波方差圖檢驗得到[23]。

1.2.3 相關分析 相關系數是用來衡量兩個要素之間密切程度的統計量。其公式為[24-26]：

(6)

式中:r為兩個變量x與y的相關系數,其取值介于[-1,1]；n為樣本量；xi，yi分別代表第i個序列值。當r>0時,表明兩變量呈正相關;反之,為負相關。給定顯著性水平α,若|r|>rα。表明相關是顯著的,否則是不顯著的。

2 結果與分析

2.1 氣候變化特征

2.1.1 趨勢分析 通過線性回歸分析確定1956—2016年大通河流域氣溫、降水變化特征，從圖2可以看出：

(1) 氣溫:1956—2016年大通河流域平均氣溫為1.95℃，最低氣溫出現在1967年的0.75℃，最高氣溫出現在2016年的3.27℃，極差達到2.52℃。大通河流域多年平均氣溫變化傾向率為0.22℃/10 a(p<0.01)。在1956—1985年平均氣溫低于多年平均氣溫，在1986—1996年平均氣溫波動劇烈，1997—2016年超過多年平均氣溫，以0.34℃/10 a (p<0.01)的速度上升，升溫趨勢明顯。

(2) 降水：1956—2016年大通河流域多年平均降水量為379.96 mm，最低降水量出現在1962年，低至237.06 mm，最高降水量出現在2014年，高達520.41 mm，極差達到283.35 mm。大通河流域多年降水變化傾向率為26.78 mm/10 a(p<0.01)。其在1981年以前(除1958年、1961年、1964年、1967年外)低于多年平均值，1981—2016年(除1982年、1984年、1987年、1990年、1991年、2001年、2002年外)基本處于多年平均值以上。

圖2 1956-2016年大通河流域氣溫降水變化特征

2.1.2 突變分析 通過上述MK檢驗方法(公式1—3)確定1956—2016年大通河流域氣溫、降水突變特征。

(1) 氣溫：大通河流域多年平均氣溫在研究時段內均發生由低溫向高溫的突變(圖3A)。平均氣溫1999年突變前后分別為1.7℃和2.58℃，突變后上升了0.88℃；通過分析UF曲線可知，在1960—1972年、1973—1989年UF<0，氣溫處于下降狀態；1956—1959年、1990—2016年UF>0，氣溫處于增加狀態，并且在2000年以后超過信度曲線，增溫顯著。

圖3 大通河流域1956-2016年氣溫、降水突變特征

2.1.3 周期分析 以大通河流域1956—2016年氣溫、降水數據為基礎，基于Morlet復小波函數分析(公式4，5)其氣候周期性變化特征。

(1) 氣溫:根據氣溫小波分析結果(圖4A)可知，1956—2016年大通河流域平均氣溫存在6 a，13 a及22 a尺度的周期變化，結合小波方差圖可知，22 a尺度的周期變化占據主周期，1956—2016年共經歷了5個正相位，分別為1956—1961年、1970—1976年、1985—1991年、1999—2006年、2014—2016年；4個負相位、分別為1962—1969年、1977—1984年、1992—1998年，2007—2013年。此外，13 a尺度的副周期也在整個研究時段內均有體現。

(2) 降水：根據降水小波分析結果(圖4B)可知，1956—2016年大通河流域降水存在7 a和20 a尺度的周期變化。結合小波方差圖可知，20 a尺度的變化是主周期，在整個研究時段內均有體現，其中，1956—1961年、1969—1973年、1983—1989年、1999—2004年、2012—2016年對應其5個正相位；1962—1968年、1974—1982年、1990—1998年、2005—2011年對應4個負相位。7 a尺度的副周期變化在1956—1975年和1985—2014年比較明顯。

圖4 1956-2016年大通河流域氣溫及降水小波周期

2.2 徑流量變化特征

2.2.1 年內變化特征 大通河多年月平均徑流量呈現出不均勻的分布狀態(圖5)。其中尕日得、青石嘴和享堂站均在7月份徑流量達到最大，分別占年徑流量的25.63%，21.88%和19.24%；在2月份達到最小，分別占年徑流量的0.79%，0.88%和1.77%。年內徑流量主要集中分布于5—10月，尕日得、青石嘴和享堂站6個月的徑流量分別占其年徑流量89.56%，87.33%和81.97%。

圖5 大通河流域1956-2016年月平均徑流量變化特征

2.2.2 年際變化特征

(1) 徑流變化趨勢特征。1956—2016年大通河尕日得、青石嘴和享堂3個水文站多年平均徑流量分別為8.53億m3，16.39億m3,27.52億m3。其中，尕日得站年均徑流量最大值出現在1989年的16.28億m3，最小值出現在1973年的3.87億m3，極差為12.41億m3；青石嘴站年均徑流量最大值出現在1989年的29.3億m3，最小值出現在1979年的8.64億m3，極差為20.66億m3；享堂站年均徑流量最大值出現在1989年的50.19億m3，最小值出現在2015年的19.95億m3，極差為30.24億m3。由圖6可知，除享堂站徑流量呈現出下降趨勢外(傾向率為-0.87億m3/10 a (p<0.05))，尕日得和青石嘴站均呈現出一定的上升趨勢，其上升速率分別為0.1億m3/10 a，0.3億m3/10 a。分析得到大通河上游、中游的尕日得和青石嘴站徑流量呈增加趨勢，這得益于近年來降水的增加及溫度升高引起的冰雪融水消融，下游的享堂站受人類活動的影響(跨流域調水及下墊面的改變)徑流量呈現下降趨勢，這與董軍等[9]關于大通河的研究結論基本一致，但其變化速率與之不同，主要是本文所選用的站點及研究時段不同導致的。氣候因素一直影響大通河徑流變化，但在一定的條件下，人類活動因素反而占據主導地位，人類活動與氣候變化對大通河徑流影響的具體細節仍需進一步工作。

圖6 大通河1956-2016年徑流量變化特征

(2) 突變分析。運用M-K檢驗法對大通河1956—2016年徑流量進行突變分析(圖7)，可以看出:尕日得站的UF與UB曲線在置信區間內存在多個交點，通過對累積距平和變化趨勢進行分析后發現，尕日得徑流量在2010年前后發生突變，突變前平均徑流量為8.37億m3，突變后平均徑流量為9.98億m3，突變后較突變前增加了1.61億m3。通過分析其UF變化曲線可知，尕日得站在1956—1977年UF曲線波動劇烈，在1978—1987年和1994—2011年UF<0，徑流量下降；在2012—2016年UF>0，年徑流量上升。根據青石嘴站M-K檢驗曲線、累積距平曲線及趨勢特征綜合分析判定其突變發生于2001年，突變前平均徑流量為15.83億m3，突變后平均徑流量為18.13億m3，突變后較突變前增加了2.3億m3。通過分析其UF變化曲線可知，青石嘴站在1956—1959年、1964—1969年和2007—2016年UF>0，年徑流量上升，但未超過信度曲線，增加趨勢不顯著；1960—1963年、1977年、2006年UF<0，年徑流量下降；1970—1976年波動起伏劇烈。享堂站UF，UB曲線在置信區間內相交于2000年，結合累積距平曲線及其徑流變化趨勢特征認定2000年為享堂站的突變點，突變前平均徑流量為28.59億m3，突變后平均徑流量為24.75億m3，突變后較突變前減少了3.84億m3。通過分析其UF變化曲線可知，享堂站UF曲線在1956—1976年波動起伏劇烈，1988—1995年UF>0，年徑流量上升，1977—1987年和1996—2016年UF<0，徑流量呈現出明顯的下降趨勢，其中2014—2016年超過信度曲線，下降趨勢顯著。

(3) 周期變化特征。以大通河尕日得、青石嘴和享堂水文站1956—2016年徑流量數據為基礎，基于Morlet復小波函數對其年際變化特征進行分析并通過小波方差檢驗，小波分析結果見圖8。

大通河尕日得水文站年凈流量存在13 a和22 a尺度的周期震蕩，經小波方差檢驗發現，22 a尺度的周期震蕩是其第一主周期，在整個研究時段內經歷了4個“豐—枯”轉換期；13 a尺度的周期變化在20世紀90年代以前表現較為強烈，研究時段內經歷了6個“豐—枯”轉換期。青石嘴水文站存在6 a，10 a和22 a尺度的周期震蕩，22 a尺度是其第一主周期，共經歷了4個“豐—枯”轉換期，在10 a尺度上經歷了8個“豐—枯”轉換期，在6 a尺度上波動不明顯。享堂水文站存在5 a，9 a和22 a尺度的周期變化，經小波方差檢驗22 a是其第一主周期，在整個研究時段內均有體現，而5 a的周期震蕩出現在1970年以前，1970年以后這種周期震蕩逐漸被9 a左右的周期震蕩所取代。

通過上述分析可知，大通河3個水文站均存在22 a尺度的主周期變化，在此周期內，均經歷了4個“豐—枯”交替循環過程。其次，3個水文站中，尕日得水文站的周期變化與氣溫的周期變化呈現出較好的關系，說明其可能受氣溫的影響較大；另外青石嘴和享堂站的周期變化較為復雜，存在多尺度的周期震蕩，這可能受其他補給方式及水資源開發利用的影響。

圖7 1956-2016年大通河徑流量突變特征

2.3 影響因素

2.3.1 相關性分析 選取大通河尕日得、青石嘴和享堂站1956—2016年徑流量數據與同期大通河流域氣象數據進行相關性分析(表1)，以揭示氣候要素對大通河徑流的影響。

由表1可知，尕日得站除平均最高氣溫外，與其他氣候要素呈正相關關系，其中與降水量相關系數最大，為0.395(p<0.01)；青石嘴站與尕日得站相關系數趨同，除平均最高氣溫外，與其他氣候要素呈現出正相關關系，其中與降水量相關系數最大，為0.5(p<0.01)，其次為平均最低氣溫0.385(p<0.01)；享堂站由于跨流域調水等人類活動的影響，徑流變化的影響因素較為復雜，與降水量相關系數為0.301(p<0.05)，與其他氣象要素均為負相關關系。綜上可知，大通河3個水文站徑流量與降水的相關性較好，這表明降水是大通河徑流的主要補給方式，氣溫通過影響冰雪融水和蒸散發來作用徑流量。

圖8 1956-2016年大通河徑流周期性Morlet小波分析

此外，劉賽艷等[12]研究認為自20世紀90年代以來，在全球氣候變暖的大背景下，大通河河源區雪線的不斷上移甚至消失導致了徑流量的顯著減少；說明溫度對徑流變化減小的作用一方面體現在影響冰川積雪的儲量來作用徑流量，另一方面則是通過影響蒸發作用進而減少徑流量，但就其在徑流變化中所貢獻的程度仍需進一步研究。

表1 徑流量與氣溫、降水相關系數

2.3.2 人為因素的影響分析 人為因素對大通河流域徑流的影響主要來自于兩方面，一是跨流域調水引起徑流量下降。流域內目前已建成跨流域調水工程3處，分別為1995年“引大入秦”工程，設計引水量4.43億m3；2003年“引硫濟金”工程，設計引水量0.4億m3；2016年“引大濟湟”一期工程，設計引水量3.5億m3。隨著生產、生活用水的增加及社會經濟的發展，人們對大通河的取水量勢必會增加，這也將導致大通河徑流量逐年減少。二是流域地表覆被變化也會對徑流產生一定的影響，朱麗蓉等人[27]對干旱區的昌化江徑流研究發現，大規模經濟作物的種植、大型水利工程建設和土壤侵蝕造成的下墊面變化間接導致了昌化江徑流量下降；代曉穎等人[28]通過對秦淮河流域的研究發現隨著城市化進程的發展，1987—2013年流域內建設用地大幅度增加，植被覆蓋度呈減少趨勢，使得其調節徑流的功能減弱，洪澇風險增加。總體上來看，大通河流域人類活動對徑流的影響主要體現在跨流域調水工程和地表覆被變化兩方面。根據相關研究可知[13]，大通河流域自20世紀90年代以來，土地利用類型以草地和林地為主，沒有發生大的變化，因此地表覆被變化對徑流的影響作用較弱，引起大通河徑流變化的主要人為因素是跨流域調水工程。

3 結 論

(1) 1956—2016年大通河流域氣候呈現暖濕化趨勢，氣溫變化速率為0.22℃/10 a(p<0.01)，降水變化速率為26.78 mm/10 a (p<0.01)；氣溫、降水分別在1999年、1982年發生變暖、增加性突變；且兩者小波主周期分別為22 a，20 a。

(2) 大通河流域年內徑流量呈現出不均勻的分布狀態，尕日得、青石嘴和享堂3個水文站在汛期(5—10月)的徑流量分別占其年徑流量的89.56%，87.33%和81.97%。1956—2016年，大通河尕日得和青石嘴站的徑流量以0.1億m3/10 a，0.3億m3/10 a上升，享堂站徑流量以-0.87億m3/10 a(p<0.05)的速率下降；且尕日得、青石嘴和享堂三站分別在2010年、2001年、2000年發生突變，除享堂站外，其余兩站突變后徑流量均增加；大通河3個水文站均存在22 a尺度的主周期變化，且周期內均經歷了4個“豐—枯”交替循環。

(3) 大通河3個水文站徑流量與降水量均呈顯著的正相關關系，降水是其主要補給來源；與平均最高氣溫呈現出負相關關系；尕日得和青石嘴站與平均氣溫、平均最低氣溫呈現出正相關關系。這表明徑流變化除受氣候變化的影響外，還受人類活動等因素的影響。由于尕日得和青石嘴站處于河流中上游，人為因素干擾較小，氣候變化是其徑流的主要影響因素。一方面氣溫升高導致的冰雪融水補給徑流，另一方面可能存在溫度升高加快河流的蒸發導致徑流減小的影響。下游的享堂站則由于跨流域調水等人類活動的影響，徑流變化較為復雜。