瀟河流域降水的時空特征及其利用

崔慧瑾，龐力馳，嚴俊霞，杜自強

（1.山西大學環(huán)境與資源學院，山西太原030006；2.山西大學黃土高原研究所，山西太原030006）

在全球變暖的氣候背景下，氣候變化引起了區(qū)域水循環(huán)的改變，而降水量的時空分配和變化直接影響了區(qū)域的氣候和水資源利用[1]。因此，研究降水的時空分布格局對了解氣候變化和利用水資源的意義不容忽視。近年來，對不同流域、不同尺度條件下的降雨量變化已進行了大量研究[1-3]，并取得了相當多的研究成果。JIANG 等[2]對我國近43 a 的氣候變化進行了研究，結(jié)果表明，總體上，從20 世紀80 年代開始到20 世紀末我國北部夏季降水量具有先減少后增加的變化趨勢，冬季則有持續(xù)減少的趨勢，80 年代左右具有微弱突變現(xiàn)象；陳峪等[3]對我國北方大部分外流河的研究發(fā)現(xiàn)，近40 a 來研究區(qū)的年降水量和夏秋降水量與20 a 前相比均呈下降趨勢，而冬春降雨量具有上升趨勢。汾河流域是黃河的第二大支流，流域面積3 9471 km2。因此，研究汾河流域降水規(guī)律對于了解山西高原氣候變化特點非常重要。許多學者已對汾河流域的降水特征變化進行了研究[4-8]，結(jié)果表明，汾河流域降水量從20 世紀50 年代開始到21 世紀初的變化基本呈先減少、后平穩(wěn)、再減少的趨勢，每個階段大致持續(xù)20 a 左右。降水量在空間分布上極不均，表現(xiàn)為源頭地區(qū)增加、其他區(qū)域減少的趨勢。作為汾河的主要支流之一，瀟河流域的降水時空特征研究對于流域內(nèi)水資源的合理開發(fā)利用及指導農(nóng)業(yè)生產(chǎn)都具有重要意義。

本試驗選取瀟河流域為研究對象，依據(jù)該流域1971—2011 年降水數(shù)據(jù)及農(nóng)業(yè)相關數(shù)據(jù)，運用Mann-Kendall 檢驗、地統(tǒng)計分析等方法，對區(qū)域內(nèi)降水的時、空分布特征以及水資源農(nóng)業(yè)利用進行了分析，并對水資源的農(nóng)業(yè)科學利用問題提出合理建議[9]。

1 材料和方法

1.1 研究區(qū)概況

瀟河是汾河的第二大支流，長147 km，流域面積3 894 km2，約占汾河流域面積的10%。瀟河源于山西省昔陽縣沾上鄉(xiāng)馬道嶺，流經(jīng)和順、壽陽、榆次、清徐等縣區(qū)，在小店區(qū)洛陽村附近匯入汾河。流域主要由白馬河和松塔河兩大支流組成[10]，地理位置介于112.78°～113.55°E，37.37°～38.11°N[11]。流域可分為5 種地貌類型：石山區(qū)、土石山區(qū)、林區(qū)、黃土丘陵區(qū)、河谷階地和平川區(qū)，面積分別占流域總面積的17.76%，11.54%，7.03%，46.72%和16.95%。研究區(qū)為瀟河中、上游區(qū)，即源渦水文站以上區(qū)域，流域面積3 090 km2。區(qū)內(nèi)有雨量站24 個。流域內(nèi)降水受大氣環(huán)流及地形、經(jīng)緯度的影響，時空分布極不均勻[12]。年降雨量的70%集中在7—9 月。

1.2 數(shù)據(jù)來源

為保證數(shù)據(jù)系列的完整性和一致性，降水數(shù)據(jù)主要來自瀟河流域中、上游地區(qū)（源渦村以上）范圍內(nèi)的24 個標準雨量站1971—2011 年的日降水量數(shù)據(jù)。進一步對序列數(shù)據(jù)檢驗后發(fā)現(xiàn)，其中一個站點數(shù)據(jù)不滿足分析要求，把剔除其后剩余的23 個站點的數(shù)據(jù)作為分析數(shù)據(jù)。

1.3 研究方法

用收集的23 個雨量站的逐月降水數(shù)據(jù)，從年降水量；春季降水量；夏季降水量；秋季降水量；冬季降水量；汛期（7—9 月）降水量6 個不同的時間尺度分析流域內(nèi)降水時空的變化特征。

主要分析方法有均一性檢驗、自相關檢驗、Mann-Kendall 趨勢分析以及突變檢驗、滑動平均法、累積距平法、地統(tǒng)計空間插值等。使用軟件主要包括SigmaPlot，Matlab，SPSS，Arcgis 9.3 和GS+等。

1.3.1 數(shù)據(jù)均一性檢驗 由于臺站遷移和儀器損壞等原因，數(shù)據(jù)可能會出現(xiàn)異常值[13]。為保證降水時間序列數(shù)據(jù)的均一性，排除異常值，需要對時間序列進行均一性檢驗。均一性檢驗方法較多且較為成熟，如滑動t 檢驗和標準正態(tài)均一性檢驗（SNHT）等。用這2 種方法對服從正態(tài)分布的數(shù)據(jù)進行檢驗，不僅可以檢驗序列中的斷點，同時可以對數(shù)據(jù)資料進行訂正[14]。

1.3.1.1 滑動t 檢驗 該方法是通過對比2 段子序列的均值和方差來檢驗它們均值差異的顯著性水平。具體檢驗方法參照文獻[15]進行。

1.3.1.2 標準正態(tài)均一性檢驗（SNHT） 標準正態(tài)均一性檢驗是根據(jù)某一站點對至少3 個相關系數(shù)較大的鄰近站點的趨勢和突變情況進行分析。主要公式如下：

其中，refi為構(gòu)建的參考序列，m 為參考臺站的個數(shù)，xji代表第j 個參考站點第i 年的觀測值，xˉj為第j 個參考站點的多年平均值，ρj是待檢序列和第j個參考站臺的相關系數(shù)。

1.3.2 Mann-Kendall（MK）趨勢分析 MK 趨勢分析用于趨勢分析時對數(shù)據(jù)序列的分布狀況要求較低，且異常值對結(jié)果干擾較小，因此半個世紀以來廣泛應用于各類水文、氣象數(shù)據(jù)的趨勢檢驗，方法的應用參照文獻[15]。雙邊趨勢檢驗統(tǒng)計量Z ＞0 時序列為上升趨勢；Z＜0 時為下降趨勢；當Z 值大于1.65，1.96，2.58 時，表示系列上升趨勢的概率水平分別為0.10，0.05，0.01。

1.3.3 Mann-Kendall（MK）突變檢驗 MK 突變檢驗法是通過統(tǒng)計量UF 和UB 值進行分析。當UF 或UB 值超過顯著值臨界線時，表明上升或下降的趨勢顯著；而UF 和UB 曲線在2 條臨界線之間的交點表示突變開始的時間點。MK 突變檢驗結(jié)果較為客觀，使用范圍較寬，可配合其他檢驗方法進行驗證，本研究還選取了累積距平法、Yamamoto 法[16]和滑動t 檢驗法對突變點進行驗證。

1.3.4 地統(tǒng)計空間插值 空間插值是利用已知點的數(shù)據(jù)以及他們之間的數(shù)學關系來推測預測區(qū)域內(nèi)未知點的數(shù)據(jù)[17]。用協(xié)同克里格插值法（Co-Kriging）進行降雨量及其變化率的空間分布特征分析。

2 結(jié)果與分析

對流域內(nèi)23 個站點138 列數(shù)據(jù)在6 個時間尺度（年、春、夏、秋、冬、汛期降水量）上進行自相關檢驗，結(jié)果表明，5 個站點的6 列數(shù)據(jù)在0.05 或0.01水平上存在自相關性（表1）；6 個尺度的降水量序列中，年尺度上自相關序列1 個、春季3 個，冬季2 個。同時，春季和冬季降水量序列的自相關系數(shù)均為正數(shù)，年降水量序列的自相關系數(shù)為負數(shù)。通過預置白法的校正，可消除序列的自相關性，用于之后的趨勢分析。

表1 不同時間尺度降水量自相關性序列統(tǒng)計

2.1 降雨量在時間尺度上的變化特征

2.1.1 降雨量趨勢分析 瀟河流域近41 a 的年平均降水量為（462.1±90.57）mm，年際變異系數(shù)為16.9%。春、夏、秋、冬季的平均降水量分別為（66.94±31.19），（277.37±79.88），（100.14±46.36），（13.48±7.48）mm，汛期平均降水量為（399.15±107.77）mm。冬季變異系數(shù)最大，春秋季次之，夏季和汛期變異系數(shù)最小。6 個時間尺度下降水量隨時間的變化趨勢均不顯著，變化趨勢亦不盡相同（圖1）?？傮w特征的變化規(guī)律為：年、汛期、夏季和冬季4 種尺度下表現(xiàn)為減少趨勢，降水量的遞減率分別為5.39，5.35，7.28，0.24 mm/10 a，降水量減小時段主要在夏季和汛期。相反，具有增加趨勢的時段主要在春季和秋季，遞增率分別為4.44，3.45 mm/10 a。春季降水量增加有利于農(nóng)作物的播種和出苗。

就降水量的年際變化，降水量最小值出現(xiàn)在1997 年，年降水量僅為279.01 mm，夏季、汛期和秋季的降水量分別為120.54，164.33，33.72 mm；年降雨量最大值則為668.93 mm，出現(xiàn)在1973 年。

2.1.2 降水量序列突變分析 分別用累積距平法、Mann-Kendall 突變檢驗和滑動t 檢驗法3 種方法對流域內(nèi)降水量序列進行檢驗，并對結(jié)果進行分析，結(jié)果表明（圖2），根據(jù)距平值可以看出，流域內(nèi)年和汛期降水量的變化趨勢基本一致：1971—1979 年之間的降水量基本呈上升趨勢，之后到1996 年之間，盡管存在較大的波動，但降水量基本維持在一個較高的水平。1996 年之后，降雨量距平開始下降，從正值變?yōu)樨撝怠?000 年之后，在低位水平上波動。

春季降水量距平的變化趨勢在很大程度上與年、汛期的趨勢基本相反。1990 年前距平全部為負值，說明此間降雨量小于平均值，春旱較為嚴重；1982 年之后，距平值開始增加，直到1990 年，之后進入正負距平交替波動階段，但總的趨勢仍然是正距平年份的數(shù)量多于負距平年份。秋季降水距平的變化規(guī)律總體呈下降趨勢，1985 年之前表現(xiàn)出大的周期波動，1985 年后則呈持續(xù)下降的趨勢。1988—2011 年均為負值，說明此期間降雨量偏少；2000 年后為先下降然后上升的趨勢，但總體降雨量小于平均值。冬季距平與秋季的變化規(guī)律基本一致，2000 年之前以正值為主，之后基本為負值，說明2000 年之后冬季降水量相對較少。

根據(jù)UF 和UB 統(tǒng)計量的突變檢驗結(jié)果表明（圖3、圖1），在年尺度上，流域內(nèi)1979 年前的降雨趨勢以緩慢增長為主；1979 年開始發(fā)生突變，1997 年突變顯著；1979 年后統(tǒng)計量UF 始終為負值，表明降水量呈持續(xù)下降趨勢（圖3），與實測降水量趨勢基本一致。

夏季和汛期的UF 和UB 統(tǒng)計量具有類似的變化趨勢（圖3），但是突變出現(xiàn)的年份不同。夏季降水量增加趨勢出現(xiàn)在1980 年之前，之后總體呈下降趨勢，1972 年和1979 年出現(xiàn)2 次不明顯的突變；汛期降雨量變化以1979 年為分界點，突變點出現(xiàn)在1979，1991 年。

春季降水量除1972 年外均呈上升趨勢，顯著突變點出現(xiàn)在1975 年；秋季降水量趨勢整體呈波動趨勢，突變點出現(xiàn)在1973 年，1996，1997，2004 年達到顯著性水平；冬季降水量整體呈持續(xù)減少的周期波動趨勢，1973，1979，2000 年出現(xiàn)不顯著的突變。

不同方法對突變分析的結(jié)果不盡相同，綜合分析不同方法突變檢驗的結(jié)果表明，累積距平法和Mann-Kendall 法對突變點的檢驗結(jié)果具有很好的一致性（表2）。綜合分析可以得出，在年降水量尺度上，1979 年和1997 年為突變點；而春季降水量的突變點則出現(xiàn)在1982 年；冬季降水量的突變點出現(xiàn)在2000 年；降雨量在夏季、汛期和秋季沒有突變出現(xiàn)，說明夏季和汛期的降水量近41 a 來相對穩(wěn)定。

表2 6 個尺度降水突變分析結(jié)果

2.2 降水量以及降水變化率的空間分布

2.2.1 降水量和降水變化率的空間分布特征 瀟河流域源渦村以上區(qū)域6 個尺度降水量的空間分布如圖4 所示，可以看出，對于年尺度、夏季和汛期尺度，降水的空間分布規(guī)律具有較好的一致性，呈現(xiàn)比較明顯的“啞鈴”形狀分布。其空間分布表現(xiàn)為從中間向南北兩側(cè)有明顯的增加趨勢，年平均水量從400 mm 增加到500 mm 以上（圖4-A）；夏季降水量平均值從260 mm 增加到300 mm（圖4-C）；汛期降雨量平均值則從320 mm 增加到360 mm 左右（圖4-D）。

春季平均降水量表現(xiàn)為從東北向西南遞減的趨勢，降雨量從70 mm 減少到60 mm 以下。秋季平均降水量的空間分布變化差異較大，區(qū)域中出現(xiàn)2 個高值區(qū)，二者相連構(gòu)成東南—西北線的豐水帶（圖4-E），而在東北區(qū)域出現(xiàn)低值區(qū)域。出現(xiàn)這種變化的原因還需進一步研究。與其他尺度的分布格局相比，冬季降水分布則比較均勻（圖4-F），差值在10 mm 左右，但總的趨勢仍是東北大于西南。

進一步對流域各時間尺度降水變化率的空間分布格局分析表明（圖5-A），在年尺度上流域大部分區(qū)域降水量的變化率為-4～3 mm/10 a，從東南至西北降雨變化率從9～16 mm/10 a 減為-4～11 mm/10 a。

春季、夏季和汛期降水量變化率在空間分布規(guī)律基本一致。降水變化的增加區(qū)域均分布在研究區(qū)東南部，而負值位于西北區(qū)域（圖5-B，C，D）。秋季降雨量整體呈增加趨勢，變化率大部分為1～3 mm/10 a 和3～6 mm/10 a。冬季降水變化率在東南部及東北部增加（圖5-F），增加速率為0～3 mm/10 a，其余大部分區(qū)域降水變化率為-0.2～0.8 mm/10 a。

2.2.2 降水量及其變化率與經(jīng)緯度及海拔的相關性 用23 個雨量站的年平均降雨量及春、夏、秋、冬季和汛期的平均降雨量及各尺度的降水變化率與經(jīng)、緯度及海拔高度進行偏相關分析，結(jié)果表明（表3），各類降水量以及變化率絕大多數(shù)與海拔高度相關性最好。這些結(jié)果從降雨量的空間分布上可以得到較好的佐證（圖4），如南北部降雨量大于中部、東部大于西部。降雨變化率與海拔的關系好于與經(jīng)緯度的關系，高海拔地區(qū)降雨變化率總體為增加趨勢。緯度對降雨的影響次之（表3）。

表3 6 個時間尺度下降水量及變化幅度與海拔、經(jīng)緯度的偏相關分析結(jié)果

2.3 降水量的時空調(diào)節(jié)對農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的意義

流域中上游為山地、丘陵區(qū)，下游為盆地農(nóng)業(yè)區(qū)。下游地區(qū)有瀟河大型灌區(qū)，有效控制面積為22 160 hm2[18]。因此，中上游的降水特征直接影響下游地區(qū)的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)安全。瀟河下游河道年來水量多年平均為1.5 億m3，20 世紀50 年代之后有逐年減少的趨勢，而且實際引水量只有河道來水的1/3，水資源利用率很低。因此，進行降水量的年際和季節(jié)調(diào)節(jié)以及地表水和地下水的聯(lián)合調(diào)用是提高水資源利用率、保證農(nóng)業(yè)增產(chǎn)豐收的主要途徑。需要采取的主要措施如下。

建設雨水集流工程進行降雨量季節(jié)調(diào)節(jié)。流域內(nèi)近41 a 的降水量平均值為（462.1±90.57）mm，夏季、汛期降雨量分別占年降雨量的60.0%和86.37%，因此，將汛期的雨水蓄積起來，對補充春季降水不足具有重要的意義。充分利用當?shù)赜晁Y源，發(fā)展雨養(yǎng)農(nóng)業(yè)仍然是解決黃土高原地區(qū)農(nóng)業(yè)持續(xù)發(fā)展水資源不足的主要途徑之一。據(jù)資料記載[19]，瀟河流域內(nèi)有約3 000 處窖池、100 余處塘壩水利工程，總?cè)莘e40 余萬m3。新建雨水集流工程、擴大控制面積、提高雨水利用效率，是改善農(nóng)業(yè)水環(huán)境的主要措施之一。

新建水庫增加地表水的年際、季節(jié)調(diào)節(jié)能力。流域內(nèi)有中型水庫2 座、小型水庫7 座，控制流域總面積1 652 km2。小型水庫大多年久失修，其調(diào)洪能力嚴重下降，因此，對現(xiàn)有小型水利工程進行加固維護、同時修建水利工程增加瀟河灌區(qū)來水的年際、年內(nèi)調(diào)節(jié)能力。

地表水和地下水的聯(lián)合調(diào)用是解決流域水資源不足的根本途徑，也是實現(xiàn)真正意義上的“以豐補欠、用洪補灌”的水資源開發(fā)模式。瀟河下游地區(qū)河網(wǎng)發(fā)達，農(nóng)業(yè)用水量大，也是地下水位下降幅度最大的區(qū)域[20]。如前所述，汛期降雨量占全年降雨量的86.37%，利用好汛期降水對改善區(qū)域水環(huán)境非常重要。瀟河灌區(qū)是一個沒有調(diào)節(jié)水庫的灌區(qū)，農(nóng)業(yè)用水主要來自河道水，用豐水年汛期的來水量通過河網(wǎng)入滲和農(nóng)田洪水灌溉補充區(qū)域內(nèi)的地下水是一個非常好的方法。將傳統(tǒng)的以服務農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的灌溉變?yōu)檠a給地下水的入滲灌溉，春季開采地下水，做到地下水、地表水的聯(lián)合調(diào)用，實現(xiàn)灌區(qū)水資源的多年調(diào)節(jié)。

3 結(jié)論

基于瀟河流域23 個雨量站1971—2011 年的逐月降水數(shù)據(jù)分析，可以得出，近41 a 的年平均降水量為（462.1±90.57）mm，具有明顯的年際變化特點，最大年降水量是最小年降水量的2.4 倍。從近41 a 的序列數(shù)據(jù)分析可知，年、夏季、汛期和冬季平均降水量有減少趨勢。在季節(jié)尺度上，夏季、汛期降雨量分別占年降雨量的60.0%和86.37%，降雨遞減率分別為7.28，5.35 mm/10 a。春、秋和冬季降水量分別占年降水量的14.5%，21.67%和2.9%；春秋季有遞增趨勢，冬季有遞減趨勢。

年降水突變出現(xiàn)在1979，1997 年；春季和冬季降水突變分別出現(xiàn)在1982 年和2000 年；夏季，汛期和秋季未出現(xiàn)突變。

年降水在流域的空間分布為中間少、南北區(qū)域較多的“啞鈴”狀；夏季和汛期的空間“啞鈴”分布更為明顯。降水的變化特征主要受地形影響。降水變化率與降水的空間分布具有相似性，但是東南部的變化率大于西北部[21]。

地表水、地下水的聯(lián)合調(diào)用是解決區(qū)域水資源不足的主要措施。