近50年來疏勒河上游氣候變化及其對地表徑流的影響

徐浩杰，楊太保，張曉曉

中國西北干旱區(qū)地處歐亞大陸腹地，在過去半個多世紀(jì)里氣溫上升速率達(dá)（0.36±0.03）℃／10a，明顯高于中國和全球平均值，是氣候變化極度敏感區(qū)［1－3］。西北干旱區(qū)以山地和綠洲荒漠為主體，水資源是制約該區(qū)社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展、影響生態(tài)安全的關(guān)鍵要素［4］，而干旱區(qū)水資源主要來源于山區(qū)降水和冰雪融水，其變化對山前中游綠洲帶的社會經(jīng)濟(jì)發(fā)展與下游荒漠帶的生態(tài)環(huán)境演變有至關(guān)重要的作用［5］。隨著氣候變化和人類活動影響的不斷加劇，該區(qū)干旱化和水資源問題將日益凸顯，因此研究干旱區(qū)山地氣候變化及其對徑流變化的影響對指導(dǎo)該區(qū)經(jīng)濟(jì)社會和生態(tài)環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展具有重要意義。疏勒河發(fā)源于祁連山境內(nèi)的疏勒南山和陶勒南山之間的沙果林那穆吉木嶺，是河西走廊三大內(nèi)陸河之一，其上游山區(qū)位于西北干旱區(qū)中部，祁連山區(qū)西部，是季風(fēng)氣候區(qū)與干旱氣候區(qū)的過渡地帶。疏勒河地表水資源變化直接與山區(qū)氣候相聯(lián)系，其數(shù)量和質(zhì)量制約著玉門、瓜州乃至敦煌等中下游地區(qū)社會經(jīng)濟(jì)的發(fā)展規(guī)模和水平，進(jìn)而影響著與地表水、地下水密切相關(guān)的生態(tài)環(huán)境條件的變化［6］。基于此，本文研究了疏勒河上游山區(qū)氣候要素平均值的年際和季節(jié)變化趨勢、波動性、突變性和持續(xù)性。在徑流變化成因分析中，考慮了地下水對徑流變化的影響以及徑流對氣候要素變化的響應(yīng)，對理解氣候變暖背景下出山徑流變化規(guī)律具有重要意義，研究結(jié)果可服務(wù)于區(qū)域水資源管理和經(jīng)濟(jì)社會發(fā)展決策。

1 數(shù)據(jù)與方法

研究區(qū)為疏勒河干流出山口昌馬堡水文站（96°51′E，39°49′N，海拔2 080m，1946年設(shè)站觀測）以上流域，流域面積1.16×104km2。選取1961—2010年昌馬堡水文站月流量數(shù)據(jù)用于徑流變化特征分析，該數(shù)據(jù)由甘肅省水文與水資源局提供。為了保證氣象資料的同步性和一致性，選取1961—2010年研究區(qū)及周邊25個標(biāo)準(zhǔn)氣象站（未遷站）逐月平均氣溫和降水量數(shù)據(jù)，該數(shù)據(jù)來自中國氣象數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)（http：∥ede.ema.gov.cn）。為了模擬研究區(qū)氣溫和降水量在整個空間上的分布，引入經(jīng)度、緯度、海拔3個影響氣溫和降水量時空分布的主要變量，采用AMMRR（多元線性回歸＋殘差分析）法對氣象要素進(jìn)行空間插值［7］，并利用ArcGIS的空間分析模塊，統(tǒng)計研究區(qū)氣溫和降水量的平均狀況。按3—5月為春季、6—8月為夏季、9—11月為秋季、12月至翌年2月為冬季，1—12月為全年對氣象要素和徑流進(jìn)行時間劃分，研究其年際和季節(jié)變化特征。Mann—Kendall（M—K）法是一種非參數(shù)統(tǒng)計檢驗(yàn)方法，其優(yōu)點(diǎn)是不需要樣本遵從一定的分布，也不受少數(shù)異常值的干擾，更適用于類型變量與順序變量，計算比較簡便，可量化序列變化趨勢的顯著性并明確突變開始時間，被廣泛運(yùn)用于氣象和水文要素等的時間序列分析［8］。本研究采用 M—K法研究氣溫、降水和徑流時間序列的年際變化特征及突變性。為了明確時間序列突變開始時間，同時采用5a滑動t檢驗(yàn)法［9］對M—K突變檢測中存在多個明顯交叉點(diǎn)的時間序列進(jìn)行顯著性突變檢測。R／S分析法（rescaled range analysis）是一種處理時間序列分形結(jié)構(gòu)的分析方法，常用于氣象和水文要素時間序列的變異點(diǎn)和持續(xù)性分析［10］。采用R／S分析法研究氣溫、降水和徑流的持續(xù)性特征，并預(yù)測其未來可能的變化趨勢。多元線性回歸研究因變量與多個自變量之間的線性關(guān)系。采用此方法研究氣溫、降水與基流對徑流變化的影響。由于徑流、氣溫、降水?dāng)?shù)據(jù)量綱不同，使其不具可比性，影響徑流變化的權(quán)重分析，因此在回歸分析前采用標(biāo)準(zhǔn)差標(biāo)準(zhǔn)化消除各變量的量綱。變量經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)化處理后不影響彼此之間的相關(guān)性，且自變量線性回歸系數(shù)的大小在一定程度上反映其對因變量貢獻(xiàn)的強(qiáng)弱。

2 結(jié)果與分析

2.1 氣溫變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區(qū)年均溫整體呈波動上升趨勢（圖1），增溫速率為0.455℃／10a，氣溫變化趨勢的M—K值為6.11＞2.57，表明近50a來研究區(qū)氣溫呈極顯著上升趨勢（p＜0.01）。從氣溫的年際波動來看，1961—1966年氣溫呈不顯著上升趨勢（p＞0.05），并在1966年達(dá)到氣溫的極大值；1967—1986年氣溫波動性較大，但增溫趨勢較弱；1986年以后氣溫呈顯著上升趨勢（p＜0.05），并在1990年左右發(fā)生暖突變。采用R／S分析法研究氣溫的持續(xù)性特征，結(jié)果表明氣溫的Hurst指數(shù)為0.93＞0.85，氣溫變化趨勢的持續(xù)性極強(qiáng)，未來一段時間內(nèi)氣溫將繼續(xù)保持極顯著上升趨勢。

圖1 疏勒河上游山區(qū)年均溫的年際變化特征

由圖2可見，近50a來研究區(qū)四季氣溫均呈波動上升趨勢，春季、夏季、秋季和冬季的增溫速率分別為0.228，0.372，0.511和0.715℃／10a。四季氣溫變化趨勢的 M—K值分別為2.40，4.36，5.23和4.86，表明除春季平均氣溫呈顯著上升趨勢外，夏季、秋季和冬季平均氣溫均呈極顯著上升趨勢，秋季升溫趨勢最為顯著，其次為冬季和夏季；冬季升溫速率最快，其次為秋季、夏季和春季。從四季氣溫的年際波動來看，春季平均氣溫呈“升高—降低—升高”變化，1961—1975年研究區(qū)氣溫呈不顯著上升趨勢；1976—1995年研究區(qū)氣溫呈不顯著下降趨勢；1995年以后氣溫再次呈上升趨勢，2007年以后增溫趨勢顯著。夏季平均氣溫整體呈先降低后升高變化，1961—1988年研究區(qū)氣溫呈不顯著降低趨勢；1988年以后氣溫呈上升趨勢，1998年以后增溫趨勢顯著。秋季和冬季氣溫整體呈持續(xù)上升趨勢，并分別在1985和1988年以后達(dá)到顯著性水平。從四季平均氣溫的突變特征來看，春季、夏季、秋季和冬季平均氣溫分別于1996，1995，1985和1988年發(fā)生暖突變，秋季和冬季暖突變時間相比春季和夏季提前約10a。采用R／S分析法預(yù)測未來四季氣溫的變化情況，結(jié)果表明四季平均氣溫的 Hurst指數(shù)分別為0.58，0.83，0.91和0.76，均大于0.5，氣溫變化具有持續(xù)性特征，未來一段時間內(nèi)研究區(qū)四季平均氣溫的上升趨勢仍將持續(xù)。

圖2 疏勒河上游山區(qū)氣溫的季節(jié)變化特征

2.2 降水量變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區(qū)降水量整體呈波動上升趨勢（圖3），增長率為16.95mm／10a，降水量變化趨勢的M—K值為3.35＞2.57，表明近50a來研究區(qū)降水量呈極顯著增加趨勢。從降水量的年際波動來看，其大致經(jīng)歷了5個變化階段：增加（1961—1965年）—穩(wěn)定（1966—1973）—增加（1974—1989年）—減少（1990—1997年）—增加（1997—2010年），2002年以后降水量增加趨勢顯著。在研究時段內(nèi)，降水量在1998年發(fā)生由少到多的突變。采用R／S分析法研究降水量的持續(xù)性特征，結(jié)果表明降水量的Hurst指數(shù)為0.66＞0.65，其變化趨勢的持續(xù)性較強(qiáng)，未來一段時間內(nèi)降水量將繼續(xù)呈極顯著增加趨勢。

從疏勒河上游山區(qū)四季降水量的年際變化趨勢來看（圖4），近50a來除春季降水量呈減少趨勢外，夏季、秋季和冬季降水量均呈增加趨勢，四季降水量變化率分別為－1.04，＋13.41，＋4.01和＋0.573mm／10a。四季降水量變化趨勢的 M—K值分別為－0.46，3.34，2.38和2.43，表明除春季降水量呈不顯著減少趨勢外，夏季、秋季和冬季降水量均呈顯著上升趨勢，夏季降水量增加趨勢最為顯著，其次為冬季和秋季；夏季降水量增加速率最快，其次為秋季和冬季。

圖3 疏勒河上游山區(qū)年降水量的年際變化特征

從四季降水量的年際波動來看，春季降水量呈“增加—減少—增加—減少”變化，兩個增加階段分別為1961—1965年和1978—1987年，兩個減少階段分別為1966—1977年和1988—2010年。夏季、秋季和冬季降水量年際波動形式基本一致，除在20世紀(jì)90年代出現(xiàn)減少趨勢外，在其余時段均呈增加趨勢。從四季降水量的突變特征來看，除夏季和秋季降水量分別于1994和2000年發(fā)生由少到多的突變外，春季和冬季降水量不存在顯著突變特征。采用R／S分析法預(yù)測未來四季降水量的變化情況，結(jié)果表明四季降水量的 Hurst指數(shù)分別為0.55，0.69，0.66和0.62，均大于0.5，降水量變化具有持續(xù)性特征，未來一段時間內(nèi)研究區(qū)四季降水量的變化趨勢仍將保持。

2.3 徑流量變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區(qū)年徑流量呈波動上升趨勢（圖5），增長率為1.038×108m3／10a，徑流變化趨勢的M—K值為3.99＞2.57，表明近50a來研究區(qū)徑流量呈極顯著增加趨勢。從徑流的年際波動來看，1961—2001年，徑流呈不顯著增加趨勢，期間波動性較大，在1972，1981，1989和1999年出現(xiàn)明顯的極大值，在1968，1976和1990年出現(xiàn)明顯的極小值；2001年以后，徑流呈顯著增加趨勢，并在2000年左右發(fā)生由少到多的突變。采用R／S分析法研究徑流的持續(xù)性特征，結(jié)果表明徑流的Hurst指數(shù)為0.78＞0.65，徑流變化趨勢的持續(xù)性較強(qiáng)，若研究區(qū)氣候變化和人類活動依然保持現(xiàn)有趨勢或變化更為劇烈時，未來一段時間內(nèi)徑流將與現(xiàn)在保持相同的趨勢，即極顯著增加趨勢。從疏勒河上游山區(qū)四季徑流量的年際變化趨勢來看（圖6），近50a來研究區(qū)四季徑流量均呈波動增加趨勢，春季、夏季、秋季和冬季徑流增長率分別為1.23×107，5.5×107，2.47×107和1.18×107m3／10a。

春、夏、秋、冬四季徑流量變化趨勢的M—K值分別為3.71，3.17，3.82和5.7，表明四季徑流量均呈極顯著增加趨勢，冬季徑流量增加趨勢最為顯著，其次為秋季、春季和夏季；夏季徑流量增加速率最快，其次為秋季、春季和冬季。從四季徑流量的年際波動來看，春季、夏季和秋季徑流量波動形式基本一致，20世紀(jì)60—90年代中期，徑流量呈微弱增加趨勢，1995年以后，徑流量增加趨勢逐漸趨于顯著，2000年以后徑流量增加趨勢十分明顯。冬季徑流量在1970年以后均呈顯著增加趨勢，但在20世紀(jì)80年代至90年代末徑流量增加不明顯，2000年以后，徑流量呈極顯著增加趨勢。

從四季徑流量的突變特征來看，春季、夏季、秋季和冬季徑流量分別于2003，1999，1999和1997年發(fā)生由少到多的突變。采用R／S分析法預(yù)測未來四季徑流量的變化情況，結(jié)果表明四季徑流量的Hurst指數(shù)分別為0.82，0.66，0.75和0.86，均大于0.5，徑流變化具有持續(xù)性特征，若研究區(qū)氣候變化和人類活動依然保持現(xiàn)有趨勢或變化更為劇烈時，未來一段時間內(nèi)四季徑流量變化趨勢仍將持續(xù)。

圖4 疏勒河上游山區(qū)降水量的季節(jié)變化特征

圖5 疏勒河上游山區(qū)年徑流量的年際變化特征

圖6 疏勒河上游山區(qū)徑流量的季節(jié)變化特征

2.4 徑流變化影響因素

疏勒河上游山區(qū)各月徑流影響因子顯著影響徑流變化，回歸方程均通過p＜0.001的顯著性檢驗(yàn)（表1）。從各月影響因子的偏回歸系數(shù)來看，12月至翌年3月基流對徑流變化的影響程度普遍高于70%，表明冬季徑流主要依靠夏季貯存于土壤和近地表中的地下水補(bǔ)給［11］。4月份徑流變化主要受控于基流與當(dāng)月氣溫，兩者的影響程度分別為62.4%和43.0%，基流對徑流的影響程度較冬季和初春開始下降，表明隨著氣溫回升，季節(jié)性積雪和凍土開始融化，積雪融水和土壤水開始調(diào)節(jié)徑流變化。5—8月徑流變化同時受基流、當(dāng)月氣溫和降水量、前月氣溫影響，但當(dāng)月氣溫和降水量已代替基流成為是影響徑流變化的主要因素。隨著氣溫和降水量逐漸增加，春末和夏季徑流的補(bǔ)給主要來源為降水量和冰雪融水量，在氣溫最高的7—8月，冰雪融水量對徑流的影響程度甚至超過了降水量。值得注意的是，5—7月徑流與氣溫的關(guān)系呈現(xiàn)出有趣的現(xiàn)象，表現(xiàn)為當(dāng)月徑流與前一月氣溫呈反相關(guān)，而與當(dāng)月氣溫為正相關(guān)。當(dāng)氣溫較高時，降水固、液態(tài)比例將會減小，也就是當(dāng)月能在地表存留的冰雪減少，其對徑流的影響就是增加當(dāng)月徑流，減弱下月徑流。在9月份經(jīng)過雨季降水量的補(bǔ)給，凍土活動層、土壤水和地下水得到充分補(bǔ)給，降水下滲減少而直接補(bǔ)給徑流，此外氣溫下降后冰雪融水補(bǔ)給徑流的比例也迅速減少，因此表現(xiàn)為徑流變化主要受降水量影響。10—11月降水量和氣溫回歸到低值，基流再次成為影響徑流變化的主要因素。

疏勒河上游山區(qū)在秋季和冬季氣溫低于0℃，降水量多以雪的形式降落，此時冰雪融水和降水均無法補(bǔ)給徑流，因此秋季和冬季徑流補(bǔ)給主要依靠地下水。春季氣溫快速上升，中低山區(qū)氣溫普遍達(dá)到0℃以上，秋季和冬季積累的季節(jié)性積雪由于氣溫升高開始融化并轉(zhuǎn)化為融雪徑流。加上春季降水量多以液態(tài)水的形式降落，其與積雪融水一起影響春季徑流變化。夏季氣溫較春季進(jìn)一步升高，高山區(qū)氣溫也普遍高于0℃，冰川、積雪和季節(jié)性凍土大量融化并轉(zhuǎn)化為地表徑流，加上夏季降水量豐沛，產(chǎn)流豐富，因此夏季徑流主要受降水和冰雪融水影響。

表1 疏勒河上游山區(qū)各月徑流量影響因子回歸系數(shù)

3 結(jié)論

（1）在全球變暖大背景下，近50a來疏勒河上游山區(qū)氣溫變化與全球和中國西北干旱區(qū)保持良好的同步性，但升溫速率極快，且主要以冬季和秋季增溫為主，獨(dú)特的下墊面條件（低植被覆蓋）可能造成了該區(qū)地表溫度對全球變暖的強(qiáng)敏感性。氣溫年際波動呈明顯的階段性，20世紀(jì)60—70年代氣溫偏低，1986年以后氣溫顯著上升，并在1990年左右發(fā)生暖突變，突變后變暖速率進(jìn)一步加快。

（2）疏勒河上游山區(qū)降水量變化可能受西風(fēng)、極地環(huán)流、青藏高原加熱場以及局地氣候等多個氣候系統(tǒng)影響［5－6］。近50a來研究區(qū)降水量整體呈極顯著增加趨勢，增加幅度接近同期西北干旱區(qū)降水量變化的1.8倍［3］且主要以夏季和秋季降水量增加為主。降水量的年際波動同樣存在階段性，20世紀(jì)60—70年代，降水量相對偏少，從80年代開始降水量顯著增多，但90年代前中期降水量相對偏少，2000年以后降水量再次顯著增加。全球變暖可能引起赤道中、東太平洋海溫升高，海溫升高導(dǎo)致南方濤動減弱，并使得中低緯度Walker環(huán)流與Hadley環(huán)流減弱，大氣環(huán)流減弱引起青藏高原熱低壓減弱，從而使依靠夏季風(fēng)輸送水汽的祁連山東部地區(qū)降水減少，而使受行星西風(fēng)帶影響的山區(qū)西段降水增加［12］，此外中緯度西風(fēng)帶和北冰洋水汽輸送的增強(qiáng)也可能同時引起了該區(qū)降水量的顯著增加［13］。

（3）疏勒河上游山區(qū)氣候在20世紀(jì)80年代中期由暖干向暖濕轉(zhuǎn)型，氣候轉(zhuǎn)型時間與西北干旱區(qū)西部基本同步［14］。受暖濕化氣候影響，研究區(qū)出山徑流整體呈顯著增加趨勢且以夏季和秋季徑流增加為主。出山徑流量在20世紀(jì)60—90年代中期變化平穩(wěn)，2000年左右徑流發(fā)生由少到多突變，突變后徑流增加趨勢顯著。冰川物質(zhì)平衡的年際變化佐證了徑流變化結(jié)果［15］。疏勒河屬冰雪融水和降水混合補(bǔ)給型河流，地下水、降水和冰雪融水是影響徑流變化的主要因素，地下水的影響主要體現(xiàn)在冬季和秋季，降水的影響主要體現(xiàn)在5—9月，而冰雪融水（受氣溫控制）對徑流變化的影響主要體現(xiàn)在4—8月。

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