近57a 長江黃河源區徑流量變化異同特征分析

伍云華 ,秦寧生 ,彭曉濱

（1.青海省水文水資源測報中心,西寧 810008；2.中國氣象局成都高原氣象研究所,成都 610072；3.青海省互助縣水利設施服務中心,互助 810500）

引言

近年來全球變暖問題備受關注，在全球氣溫急劇升高的背景下，冰川、積雪面積減小，從而影響河流、湖泊等的水體供給，嚴重影響生態平衡[1]。徑流變化影響人類水資源利用率，與人類生活息息相關。因此，研究河流徑流量的變化規律十分有必要，可以為水資源規劃、水土維護以及水資源管理提供科學依據，并對區域經濟結構的調整、資源的合理利用和生態建設具有重要的現實意義[2]。近年來，諸多專家學者針對我國不同區域的河流徑流變化特征做了大量研究，發現不同區域河流徑流量的變化趨勢不同，徑流量的影響因子也有差異。黑河流域近幾十年是以0.2 ×108m3/10a 的變率減少，上游的極端降水、極端高溫與徑流量呈正相關，上游洪水對徑流量的影響有1～2 年的滯后期[3]。柯新月和汪妮[4]研究了秦嶺南北流域的徑流量變化，指出兩流域變化趨勢在1980 年前后相反，總體呈下降趨勢，人類活動對兩河流域影響超過70%。嚴棟飛等[5]研究了漢中段近50a 徑流變化，表明徑流量呈減少趨勢，突變年在1991 年，徑流量變化周期在7a 左右。劉志斌等[6]研究了天山開都河源區徑流，發現徑流、降水、氣溫呈顯著增加趨勢，周期均在28 a 左右，夏季徑流量主要受夏季升溫影響，早春徑流量與冬季降水呈正相關，相同氣溫變化下源區上游徑流較下游徑流變化更敏感。除了氣溫、降水、人類活動可以影響徑流，土地利用率、城市群、植被覆蓋率、下墊面變化均會影響徑流量[7?12]。

長江、黃河是我國最為重要的兩條天然河流，一直被稱為“母親河”，它們均發源于青藏高原腹地。近年來，針對長江源區及黃河源區的徑流變化特征以及可能影響因素，已經有了一些研究[13?14]。然而，這些研究主要討論了同一河流某個區間或多個區間的徑流變化特征及影響因素，針對長江源與黃河源徑流的異同特征分析還比較少。因此，本文擬利用長江源及黃河源徑流觀測資料，探討兩者之間變化的異同，以期為長江、黃河水資源保護以及合理開發利用提供一定的科學參考。

1 資料與方法

本研究選用資料是位于長江源區直門達水文站和黃河源區唐乃亥水文站1956～2012 年逐月徑流觀測資料，水文站點分布如圖1 所示。

圖1 長江源及黃河源氣象站及水文站分布

本文主要利用目前常見的統計方法[15]對2 個水文站的徑流特征進行診斷分析，Mann-Kendall 趨勢分析及突變檢驗法、滑動T 檢驗法、Yamamoto 法分析徑流突變，Morlet 小波分析其變化周期。

2 結果與分析

2.1 年內分配及長期變化趨勢異同

圖2 給出了長江和黃河源區多年平均的逐月流量變化以及兩河源各月平均流量的差異情況。如圖2a 所示，長江源區流量年內分配呈現單峰型特征，峰值在7 月，多年平均值為1069m3/s；1～3 月以及12月差異不大，月平均流量較小，月均值約為70m3/s；6～9 月是流量的高值期，累計約占全年72.4%。與其相對應，在黃河源區，則具有雙峰型的年內分配特征，在7 月和9 月分別出現兩次峰值，月均流量分別為1319m3/s、1184m3/s。同時，黃河源各月平均徑流量均比長江源大，其中9～11 月差距最明顯，10 月兩者相差最大，可達523m3/s。

圖2b 給出了黃河源減去長江源的兩河源各月流量的差異情況，其中在1～5 月和11～12 月均表現為黃河源平均流量大于長江源，并且長期差異無明顯波動，但9～10 月在1964～1986 年間黃河源與長江源的流量差非常明顯，尤其是1968 年和1981 年的9 月，二者平均流量差分別為1600m3/s、1910m3/s。但1986 年后兩河流域的流量差距正在逐漸縮小，直到2000 年，長江源流量反超黃河源流量。而夏季（6～8 月），在2000 年以前，黃河源與長江源流量差主要呈現“+”、“?”、“+”的周期性波動，周期約為2～4a，即黃河源（長江源）流量多（少）、長江源（黃河源）流量多（少）、黃河源（長江源）流量多（少）的變化特征；但是2000 年以后，夏季長江源流量大于黃河源，尤其是2001 年和2005年的8 月，差距分別為700m3/s、1000m3/s。

圖2 (a)長江直門達站和黃河唐乃亥站1956～2012 年平均流量逐月變化 和(b)黃河源與長江源兩河流量差

圖3 給出了不同季節的分配情況。從多年平均來看，長江、黃河源區徑流量均在夏季最多，分別占全年總量的43%、55%，夏秋兩季之和約為80%，兩河流域全年流量基本是由夏秋兩季貢獻的。在春、冬季，黃河源流量是長江源的2 倍，夏季兩河流量差距相對較小，兩河的流量差距主要體現在秋季上，二者相差1149m3/s，占全年流量差的40%。

圖3 長江直門達站和黃河唐乃亥站1956～2012 年平均四季流量分布

就長江源和黃河源平均流量的長期變化趨勢而言，如表1 所示，長江源區各季節及年平均流量均呈現上升趨勢，并且夏秋兩季的氣候傾向率較大，其中夏季氣候傾向率高達 151.0m3/(s·10a)，其次是秋季，也達到了76.5m3/(s·10a)，而冬季僅有6.1m3/(s·10a)。但是黃河源區平均流量變化趨勢則存在較大差異，其年平均流量在近57a 整體表現為下降趨勢，氣候傾向率為?5.9m3/(s·10a)；同時，春季和秋季的平均流量也表現為下降趨勢，其中秋季的下降趨勢更為顯著，其氣候傾向率可達?96.9m3/(s·10a)；而夏季和冬季則表現為上升趨勢。由此可見黃河源近57a 來流量的減少可能主要是由于秋季水流量減少導致的，夏季依然是一個正增長趨勢。雖然長江源與黃河源在夏季都是正增長，但是二者的增幅差距非常大（長江源是黃河源3 倍之多）。長江夏季水流量的增多，可能會導致其下游地區夏季洪澇災害更嚴重；而黃河秋季水流量減少，則可能會導致下游地區秋冬季缺水更加嚴重。

表1 1956～2012 年兩江源區各季節平均流量氣候傾向率(單位：m3/(s·10a))

2.2 突變特征異同

突變是氣候、水文研究中的一個重要現象，但是考慮到單一突變檢測方法由于自身的限制性，可能會對突變的辨識存在偏差。因此，本文采用Mann-Kendall、滑動T 檢驗法和Yamamoto 法等3 種檢測方法對長江源及黃河源年均流量進行了突變檢驗。

圖4a 給出了長江源徑流變化的Mann-Kendall 檢測。如圖所示，近57a 長江源區徑流的變化趨勢存在比較明顯的波動特征。20 世紀50 年代末～60 年代中期，UF 值多為正值，并在60 年代中期通過0.05 水平的顯著性檢驗，表明長江源區徑流在20 世紀50～60年代呈現比較明顯的上升趨勢；隨后60 年代末～70 年代，UF 持續減小，說明此時間段徑流量減小，長江源區徑流有下降趨勢；而80 年代UF 呈波動狀態，徑流變化趨勢不明顯；90 年代則UF 再次表現為比較明顯的下降趨勢，徑流呈下降趨勢；21 世紀以來UF 持續上升，到2012 年通過了0.05 水平的顯著性檢驗，表明21 世紀以來，長江源區徑流上升趨勢比較顯著。圖中UF 和UB 曲線有3 個交叉點，分別出現在1961 年、1966 年和2008 年，表明長江源區年均流量可能在1961 年、1966 年以及2008 年前后出現突變。

圖4b 給出了黃河源徑流變化的Mann-Kendall 檢測。如圖所示，近57a 黃河源區徑流也存在一定波動性。20 世紀50 年代末～60 年代，UF 值為正值，且持續增加，并在1960 年左右通過0.05 水平的顯著性檢驗，說明黃河源區徑流在50 年代末～60 年代，與長江源區徑流變化趨勢比較一致，均表現為比較顯著的上升趨勢；70～80 年代呈現寬幅波動；而90 年代以來，UF 值則呈現比較明顯的下降趨勢。根據UF 和UB曲線交點的位置，UF 和UB 在1991 年出現了1 個交叉點，表明黃河源區徑流可能在1991 年前后出現了突變。

圖4 長江源（a）和黃河源（b）年均徑流量的Mann-Kendall 突變檢測

圖5 給出了利用滑動T 檢驗法和Yamamoto 法（子序列長度均取5 年）檢驗長江和黃河源區徑流突變的結果。由圖5a、b 可以發現，對于滑動T 檢驗，長江源區顯著突變出現在1960 年、1966 年和1998 年前后，而黃河源區顯著突變則在1960 年、1968 年和1980 年出現，均通過0.05 水平的顯著性檢驗。Yamamoto法檢測結果（圖5c、d）則表明，長江源區顯著突變出現在1960 年、1965 年和1998 年前后，而黃河源區顯著突變則出現在1960 年和1968 年前后，均通過0.05水平的顯著性檢驗。

圖5 長江源（左）和黃河源（右）年均徑流量突變的滑動T 檢驗(a、b）和Yamamoto 檢驗（c、d）

綜合Mann-Kendall 法，滑動T 檢驗法和Yamamoto法初步辨識的長江及黃河源區徑流的可能突變年份，可以發現不同的檢測方法得到的結果存在一定差異，其中長江源區徑流1960 年前后和1968 年前后的突變點比較可靠，三種突變檢測方法均捕捉到了這兩次突變，同時，其在1998 年前后可能也存在一次突變（滑動T 檢驗和Yamamoto 檢驗能夠識別），而2008 年前后的突變點只被Mann-Kendall 法識別，仍需要進一步的驗證和討論。對于黃河源區徑流，則沒有三種檢測方法共同識別的突變點存在，其在1960 年前后和1968 年前后的突變點具有較高的可靠性（被兩種檢測方法識別），而1991 年前后的突變點則需要進一步檢驗。

2.3 周期變化異同

采用Morlet 小波分析對近57a 兩江源區的徑流量進行周期分析，得到各站點年徑流序列小波變換系數實部變化圖，如圖6 所示，其中正值表示流量偏多，負值表示流量偏少。

圖6 長江源（a）和黃河源（b）年徑流序列小波分析

圖6a 為長江源區徑流小波分析。由圖可知，長江源區徑流量主要存在9～10a 和準22a 的周期變化，其中9～10a 周期的相位變化最為明顯，整個研究的時間序列內均存在以9～10a 為中心尺度的周期振蕩，豐枯交替劇烈。在準22a 的時間尺度，存在3 個偏枯期與3 個偏豐期的周期相位變化，歷經“枯-豐-枯-豐-枯-豐”的交替變化；處于負相位的為1956～1960 年、1970～1980 年、1992～2002 年，年徑流量處于偏枯期；處于正相位的為1961～1969 年、1981～1991 年、2003～2012 年，年徑流量處于偏豐期，而且在2012 年之后正相位的等值線沒有完全閉合，可以推斷2012 年之后的年徑流量可能仍處于偏豐期。

圖6b 為黃河源區徑流小波分析。由圖可知，黃河源區徑流量主要存在4a、7～8a 和準16a 的周期變化，這幾個主周期在整個時域內一直存在。在準16a尺度的周期振蕩中，黃河源區徑流主要經歷了7 次豐-枯交替，其中1956～1960 年，1969～1976 年，1986～1993 年和2001～2009 年這些時段的小波實部處于負位相，意味著徑流偏少；而1961～1968 年，1977～1985 年，1994～2000 年和2010～2012 年則處于正位相，表示徑流偏多。

3 結論

本文利用1956～2012 年長江和黃河兩江源區2 個水文站點實測逐月流量數據，分析了黃河源與長江源區徑流量的年際、季節、月季變化、突變年份及周期特征，得到如下主要結論：

（1）長江和黃河兩江源區流量均在夏季最大，夏季占全年總量百分比分別為43%、55%，夏秋兩季之和均在80%左右。長江與黃河源區徑流量存在較大差異，主要表現為春、冬季節黃河源徑流量是長江源2 倍之多，夏季兩河徑流量差距相對較小。

（2）從長期變化趨勢方面來看，長江源區各季節及年平均流量均呈現上升趨勢，尤以夏秋兩季的氣候傾向率較大，其中夏季氣候傾向率高達 151.0m3/(s·10a)；但是黃河源區與長江源區略有不同，黃河源區年平均流量程下降趨勢，同時，春季和秋季平均流量也表現為下降趨勢，其中秋季下降趨勢更為顯著，其氣候傾向率可達?96.9m3/(s·10a)；而夏季和冬季則表現為上升趨勢。

（3）綜合Mann-Kendall法，滑動T檢驗法和Yamamoto法初步辨識的長江及黃河源區徑流的可能突變年份發現，不同檢測方法所得結果具有一定差異。長江源區在1960 年和1968 年前后的突變點比較可靠，在1998 年前后可能也存在一次突變。對于黃河源區，則沒有三種檢測方法共同識別的突變點存在，其在1960 年和1968 年前后的突變點具有較高的可靠性。

（4）小波分析結果顯示，兩江源區徑流周期變化也存在一定的差異：長江源區年徑流量主要存在9～10a 和準22a 的周期變化，而黃河源區年徑流量主要存在4a、7～8a 和準16a 的周期變化。