1980—2016年清源河流域降水量時序變化規律及趨勢研究

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、水能涵養等較差，屬于典型的干旱型氣候區，降水量較少，由于地形地質因素，降水入滲快，導致該區域水資源嚴重短缺，已經影響到地區工農業生產。研究表明，渭河流域年自產水量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,得出降水量年內分配和年際變化特征,為甘肅省境內渭河流域水土保持治理、防洪減災和水資源開發利用提供依據；趙安周等[5]采用線性回歸、經驗正交函數(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，得出流域內降水空間分布不均,總體呈現由東南向西北減小的趨勢；來文立等[6]分季節對渭河流域的降水量作了深入研究，結果顯示:渭河流域降水季節分配不均,主要集中在夏、秋兩季,春、秋兩季降水量呈現明顯減小趨勢,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，是流域水源涵養最主要部分，作用不容忽視。但查閱大量文獻資料，發現針對渭河源區支流區域內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，對流域內的降水量變化作進一步深入研究，掌握降水量發展規律，為當地防汛抗旱提供有力的數據支撐，對區域內工農業生產具有重要意義。

1 研究區概況

清源河在甘肅省定西市渭源縣境內，是渭河的上源，發源于渭源縣境內的豁豁山，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，流經渭源縣五竹鎮、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，屬渭河源區水文監測站，積水面積100km2，目前監測的水文要素主要有水位、降水、蒸發、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，采用不均勻系數法、集中期、極差法對降水量的年內分配進行了分析；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，經驗證，可以作為研究使用。采用各站系列資料統計結果見表1。

表1 流域內各站系列資料統計

2.1 年內分配不均勻性

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

(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，然后對結果統計分析。統計量如下：

(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，但輪次分析法優點在于豐枯周期的顯示。設現有水文序列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連續小于(或大于等于)Y值時，則出現負(正)輪次，相應各輪次的和定義為輪次長；相應輪次時段內的|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檢驗方法，相比參數檢驗，具有一定的優越性。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時刻數值大于j時刻數值個數的累計數。

3 降水量時序變化規律研究

降水時序本身具有變異性，給降水量變化規律及其內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，從而為區域內工農業生產服務。

3.1 年內分配規律

統計流域內雨量站的資料，采用渭源站降水資料對流域降水量的年內分配進行分析。計算結果見表2。可以看出，最大月降水量出現在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4個月最小降水量值出現在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影響，流域內濕氣相對增大，降水量稍有增長，秋季由于受夏季雨量影響，加之氣溫降低，蒸發量減小，降水量保持穩定。該流域內降水主要集中在夏季，冬季最少。

表2 渭源站降水量年內分配

利用上述年內分配不均勻性計算公式計算Cu系數，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又稱為變差系數或者離勢系數。

Cu值小，說明變化小，Cu值大，則說明變化大。經計算，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，3月開始下降，4—10月趨于平穩。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，渭源站降水量出現年內分配極不均勻現象。

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，說明降水量年內分配越集中。對逐月降水量去中心化發現，11月至次年3月，整體出現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，出現在1989年1月，最小值為0，多年平均值為0.03。Cmax、Cmin極值比36?？梢缘弥?，降水量年內變化幅度較大。

3.2 年際變化規律

圖4 流域內降水量隨海拔演變規律

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，年際變化趨于穩定。對流域內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?？臻g分布上，隨著海拔的不斷升高，降水量不斷增加，雨量呈現由東北向西南遞增的空間分布特征。經調查得知，上游受地形影響，屬天然林區，水分涵養能力較好，蒸發量小，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 豐枯變化規律

按照上述介紹的豐枯情況分析方法，計算流域內降水量豐枯情況，點繪輪次分析圖，見圖9?？梢钥闯觯饔騼?980—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。也就說枯水期出現周期為2～8年，豐水期出現周期為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生巨大變化，蒸發量逐年增大，降水量逐年減小，這符合自然發展規律。

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計

4 結 論

通過對1980—2016年流域內降水量的研究，主要得出以下結論：

a.降水量年內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定；對流域降水的豐枯出現周期進行分析，發現枯水期出現周期為2～8年，豐水期出現周期為4～10年。

c.流域內雨量隨著海拔的升高，呈現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，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律與前述文獻[1]～[7]研究結論基本一致，可以作為今后區域內水資源計算時的參考依據。