青藏高原東南部徑流特征的空間規(guī)律及控制因子研究

李 軒，張文江，蔣蕙如，劉 俐

(四川大學(xué) 水利水電學(xué)院，成都 610065)

1 研究背景

青藏高原幅員遼闊、地勢挺拔，發(fā)源了長江等亞洲東部及南部主要大河，是我國東部地區(qū)的重要水源地[1]。青藏高原受多個環(huán)流系統(tǒng)共同控制，包括太平洋季風(fēng)、印度洋季風(fēng)和西風(fēng)南支等，因此該地區(qū)水文過程對區(qū)域氣候變化敏感[2]。受氣候變化影響，青藏高原氣溫呈上升趨勢，降水量變異性增大[3]，掌握氣候變化條件下該區(qū)域徑流特征，將對我國東部地區(qū)水資源管理與保護具有重要實際意義。

圖1 研究區(qū)地理位置與站點分布Fig.1 Study area and hydro-meteorological stations

青藏高原東南部下墊面條件差異顯著，對氣候變化敏感[4-5]。近年來，針對氣候變化條件下該區(qū)域徑流變化及影響因子，相關(guān)領(lǐng)域?qū)W者做了大量工作，揭示了該地區(qū)水文過程的不確定性等規(guī)律。結(jié)果表明，黃河源區(qū)徑流流量年際波動顯著，具有明顯的周期性，降水是徑流的主要影響因子[6-7]；長江源區(qū)年徑流呈微弱減少趨勢，年代際差異大，具有8～9 a的周期，不確定性增加，主要受降水、溫度影響[6,8-9]；瀾滄江源區(qū)夏秋季流量變化不顯著，但冬春季流量顯著增加，年徑流量則無顯著變化[9-10]。此外，怒江上游[11-12]、大渡河[13]、雅礱江[14-15]等流域的相關(guān)研究也表明水文過程在氣候變化形勢下的不確定性明顯。這些研究大多集中在單個或少數(shù)流域，對區(qū)域尺度上的青藏高原東南部徑流特征的研究分析相對較少。青藏高原東南部獨特的地形與復(fù)雜的環(huán)流系統(tǒng)使得徑流差異顯著[2,16-17]，導(dǎo)致各流域之間徑流規(guī)律有很大差異，因此在區(qū)域尺度上整體分析和對比研究，可以增強對該地區(qū)徑流特征的空間規(guī)律及控制因子的理解和認(rèn)識。

上述研究進展表明，對于青藏高原東南部徑流特征及影響因子，在區(qū)域尺度上的認(rèn)識非常必要，但目前尚存不足。為此，本文采用受人類活動影響相對較少的早期水文氣象資料(1961—1987年)，對比分析了青藏高原東南部各流域的相關(guān)徑流特征值；采用回歸、聚類等方法研究了徑流特征空間分布規(guī)律，并進一步探討了該地區(qū)徑流特征的控制因子。本研究闡明了青藏高原東南部徑流特征的空間格局及控制因子，對應(yīng)對氣候變化形勢下的水文及水資源變化，具有一定參考價值。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 研究區(qū)概況

青藏高原東南部地跨青海、西藏、四川等省區(qū)交界處，地勢起伏、河川發(fā)育，是我國重要的水能資源區(qū)[17]。本文采用該區(qū)域23個水文站資料，控制流域包括長江源(直門達(dá)斷面以上)、黃河源(瑪曲斷面以上)、雅礱江等，總集水面積約為74.8×104km2，位于90°32′E—107°01′E、20°47′N—25°45′N之間(圖1)。研究區(qū)從西部的高原腹地(高程>4 500 m)，逐漸向東過渡到四川盆地(高程500～1 000 m)、云貴高原邊界(高程1 000～2 000 m)。高海拔地區(qū)植被覆被以高寒草原和高寒草甸為主，并發(fā)育有多年凍土；中低海拔地區(qū)則以森林、灌木為主[18]。受季風(fēng)環(huán)流和復(fù)雜的地形影響，該地區(qū)降水具有向高原腹地大體減少的趨勢[19]。

2.2 數(shù)據(jù)資料

本文所用徑流資料主要來自各流域水文年鑒?？紤]到資料獲取難度和降低水庫修建等人類活動影響，本文選取該研究區(qū)23個水文站在1961—1987年間的逐日流量資料(表1)。同一條河流上具有多個斷面時，根據(jù)各斷面的月徑流量，估算區(qū)間流域的月徑流，進而計算相關(guān)徑流特征值。

表1 研究區(qū)水文站信息Table 1 Information of hydrologic stations inthe study area

氣象資料采用中國氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)提供的地面氣象站降水觀測資料。本文選取研究區(qū)內(nèi)及周邊鄰近區(qū)域共92個站點，時段與徑流資料同期(1961—1987年)。由于該地區(qū)降水的空間差異很大，站點降水的空間代表性具有一定的局限[20]。故本研究僅從氣候角度分析其空間分布規(guī)律，不作水量平衡的定量檢測，流域降水采用泰森多邊形法估算。

2.3 研究方法

為表征研究區(qū)流域的徑流特征，本文選取了多年平均的年徑流深Rd、基流系數(shù)BFI、退水系數(shù)a、集中度Cd、集中期D五個特征值，從徑流量、基流比例、退水過程及徑流年內(nèi)分配特性方面進行分析。

退水過程是直接徑流消退后期，以地下水為主要補給源的徑流過程。退水過程主要受到流域下墊面條件影響，反映了流域下墊面及土壤的蓄水能力，一般采用退水系數(shù)表征其快慢特征[21]。退水系數(shù)有多種表達(dá)方法，根據(jù)本文徑流數(shù)據(jù)的時間尺度，為降低直接徑流對退水過程的影響，并結(jié)合前人研究經(jīng)驗[22]，本文選取12月份和11月份平均流量的比值作為退水系數(shù)a，其值越大則退水速度越慢。若流域在11月份仍存在液態(tài)降水，則會產(chǎn)生直接徑流，導(dǎo)致a值偏小。

基流是河道徑流的一個重要組成部分，通常與地下徑流有關(guān)[23]。基流分割的常用方法有作圖法、分析法、數(shù)字濾波法、化學(xué)法等。其中，數(shù)字濾波法將流量視為高頻(直接徑流)和低頻信號(基流)的疊加，通過濾波分解得到基流，能克服人工分割中的主觀性，并具有穩(wěn)定、迅速、可重復(fù)等優(yōu)點。本研究采用由Lyne和Hollick[24]于1979年提出的數(shù)字濾波法，其濾波方程為：

(1)

bt=Qt-qt。

(2)

式中：q為直接徑流流量；t為當(dāng)前時刻；β為濾波參數(shù)；Q為徑流流量；b為基流流量。參考相關(guān)研究[25]，本文β取值0.925?；飨禂?shù)BFI為月基流流量與月徑流流量的比值?；饔嬎阒邢雀鶕?jù)逐日流量計算得到逐日基流流量再對同一河流不同區(qū)間流域做劃分。

徑流年內(nèi)分配描述徑流受降水、氣溫等影響而出現(xiàn)的季節(jié)變化，常用不均勻系數(shù)、完全調(diào)節(jié)系數(shù)、集中度、集中期、變化幅度等因子予以衡量。其中，集中度、集中期方法將一年中各月平均徑流深Ri看作向量，向量方向θi為每個月的中間日期所對應(yīng)角度(例：θ1=15°)，以這12個向量得到合成向量，其方向為集中期D，其模長除以年徑流深為集中度Cd，計算公式為[26]：

(3)

(4)

(5)

(6)

集中度比不均勻系數(shù)具有更高的分辨率，基本月平均流量和最大月平均流量集中期出現(xiàn)時間一致，這2個指數(shù)能較好地表示徑流年內(nèi)分配情況，故本文采用集中度、集中期描述徑流年內(nèi)分配特征。

在徑流空間特征分析方面，本文采用線性回歸方法，探討徑流相關(guān)特征的影響因子?；谏鲜鰪搅魈卣髦笜?biāo)，采用聚類方法分析各流域之間的分異特性，將研究區(qū)劃分為不同流域子區(qū)。

圖2 徑流特征值空間分布Fig.2 Spatial distributions of characteristic variables of streamflow

3 結(jié)果與分析

3.1 徑流空間特征

圖2為徑流特征值空間分布。由圖2中(a)、(b)、(c)可知，研究區(qū)各流域徑流特征的空間差異性顯著。首先，在徑流的量值上，研究區(qū)年徑流深可分為3個層次，總體上呈現(xiàn)從西北向東南漸增的趨勢。徑流高值區(qū)域，主要位于青藏高原東緣地區(qū)，包括青衣江、大渡河下游等流域，年徑流深范圍在700～1 300 mm之間。西北部高寒流域，包括三江源區(qū)及黃河上游等地區(qū)，年徑流深度低，量值<400 mm。而位于前兩者之間的瀾滄江中游、大渡河中游等流域，年徑流深則在400～700 mm之間。其次，在徑流過程方面，研究區(qū)退水過程有從北向南逐漸減緩的趨勢。其中，西北的黃河源、長江源等典型凍土區(qū)流域退水較快，退水系數(shù)<0.5；而南部的金沙江、雅礱江下游等流域退水過程顯著減緩，退水系數(shù)>0.67。退水系數(shù)是比值特征，因此在其他產(chǎn)匯流條件相似的情況下，徑流量大的流域退水系數(shù)有偏大的趨勢。再次，徑流的年內(nèi)分配特征也呈現(xiàn)出明顯的空間差異性，大致形成從西北向東南逐漸減小的趨勢,從>0.59減小至<0.44。其中，長江源、怒江源徑流集中度較高，而研究區(qū)南部、盆地邊緣流域徑流集中度相對較低。

相對而言，研究區(qū)基流系數(shù)、集中期的空間分布規(guī)律均不太顯著：大渡河中游、金沙江、瀾滄江中游地區(qū)基流系數(shù)最大，青衣江、嘉陵江上游的基流系數(shù)最??；雅礱江下游等流域集中期較晚，研究區(qū)西北、東北部均存在數(shù)個流域集中期偏早一些(圖2(d)、圖2(e))。

研究區(qū)徑流特征同流域高程表現(xiàn)出很強的關(guān)聯(lián)性(圖3)。年徑流深從高海拔流域(92.3 mm)向低海拔流域(1 274.4 mm)遞增，流域尺度的徑流深與高程顯著相關(guān)(決定系數(shù)R2=0.693，顯著性水平p<0.005)，但其中嘉陵江_1的徑流深偏低；而徑流集中度與高程的關(guān)系，則呈現(xiàn)明顯的正相關(guān)(0.43～0.51；R=0.404，p<0.1)。退水系數(shù)和基流系數(shù)與高程的關(guān)系，大體以流域平均海拔3 000 m為轉(zhuǎn)折，都在高、低海拔地區(qū)表現(xiàn)出不同的特征：在高海拔地區(qū)隨著高程增大而減小(R2=0.236，p<0.05；R2=0.338，p<0.05)，變化范圍分別為0.42～0.74、0.63～0.79；在低海拔地區(qū)則隨高程增加而增大(R2=0.871，p<0.01；R2=0.829，p<0.05)，變化范圍分別為0.55～0.69、0.51～0.73。隨著流域高程增大，研究區(qū)各流域徑流集中期未表現(xiàn)出較為顯著的趨勢。

圖3 各徑流特征值與流域高程的關(guān)系Fig.3 Relations of streamflow characteristic variablesversus basin elevation

3.2 空間分區(qū)特征

根據(jù)上述5個徑流特征指標(biāo)，對研究區(qū)各流域特征進行k均值聚類，可劃分為3個流域子區(qū)(圖4、表2)。西北流域子區(qū)，屬于典型的高海拔流域(>4 000 m)，多年凍土和季節(jié)性凍土發(fā)育，地處高原腹地，降水偏少；該流域子區(qū)的年徑流深偏低(Rd=283.7 mm)，年內(nèi)分配不均(Cd=0.52)，退水迅速(a=0.54)。東部流域子區(qū)的海拔和降水，與西北子區(qū)形成鮮明的對照：地處青藏高原東緣，海拔相對較低，但地處四川盆地和云貴高原西進的迎風(fēng)坡，降水豐沛；因而該子區(qū)年徑流深較大(Rd=721.6 mm)，年內(nèi)分配較為均勻(Cd=0.44)，基流系數(shù)偏低(BFI=0.61)。地處橫斷山區(qū)的南部流域子區(qū)，高程向南減小，山川縱向交錯，植被垂直地帶性顯著，降水向北減少；該子區(qū)的徑流特點是基流系數(shù)高(BFI=0.76)，退水緩慢(a=0.67)，徑流集中期偏晚(D=227.1 d)。

圖4 基于徑流特征劃分流域子區(qū)Fig.4 Partitions of sub-regions based on streamflowcharacteristics

3.3 徑流特征的控制要素

首先，本文分別檢驗了各流域年徑流深和年降水量的相關(guān)性(表3)，并對研究區(qū)多年平均的徑流特征與年降水量及降水集中度2個指標(biāo)的相關(guān)性加以分析(圖5)。

表2 流域子區(qū)特征值均值Table 2 Mean values of characteristic variablesin each sub-region

表3 各流域年徑流深與年降水量的相關(guān)性Table 3 Correlation between annual runoff depth andprecipitation in each basin

圖5 各流域徑流與降水特征值關(guān)系Fig.5 Relations of streamflow against precipitationcharacteristic variables in different basins

由表3、圖5(a)可知，各流域的年徑流深與年降水量相關(guān)性很強，尤其在青衣江、大渡河_5兩個流域。由于其地形兼有“迎風(fēng)坡”和“喇叭口”的特點，地形爬坡及地形渦旋造成暖濕性氣流的強迫性抬升與輻合[27-28]，使這個流域成為青藏高原東緣著名暴雨區(qū)，徑流高度依賴強降水。但黃河_1、大渡河_4的徑流-降水關(guān)系不顯著，這可能由于站點降水的空間代表性較弱。此外，如圖5(b)顯示，徑流集中度同降水集中度也顯著相關(guān)(R=0.572，p<0.01)，可見降水是研究區(qū)徑流量和集中度特征的主要影響因子。

其次，本文檢驗了流域及站點最大日降水量與基流系數(shù)的關(guān)系。結(jié)果表明，在研究區(qū)各流域，基流系數(shù)與流域最大日降水量的相關(guān)性并不顯著。但隨高程增加，站點的對數(shù)化最大日降水量顯著下降(圖6(a))，表明汛期強降水量隨高程增加而減小，且在低海拔流域減小幅度較大。低海拔流域強降水量隨海拔升高顯著減小，會導(dǎo)致直接徑流比重的顯著減小，因而基流系數(shù)增大；但在高海拔流域，由于強降水量隨海拔的變化相對較小，基流系數(shù)受到的影響較弱。此外，在高海拔流域，多年凍土面積比重隨高程升高而增大。由于多年凍土導(dǎo)水性差，可以將其視作隔水層，該土層的存在會減少流域下墊面蓄水容量，削弱流域下墊面調(diào)蓄能力，使流域基流量減少[29-30]。因此，在高海拔流域，基流系數(shù)隨流域高程增大而減小，多年凍土發(fā)育是其中的重要因素。

圖6 站點最大日降水量p、11月份降水量p11隨高程的變化Fig.6 Variations in maximum daily and Novemberprecipitation with elevation

此外，本文還檢驗了退水系數(shù)與退水初期(11月份)降水量P11及冬季平均氣溫Tw的相關(guān)性。結(jié)果顯示：退水系數(shù)a和P11相關(guān)性不明顯，但在海拔較低時，P11較大且隨高程增加而顯著減小，而海拔較高時，P11較小且下降幅度小(圖6(b))；退水系數(shù)a和Tw之間具有顯著相關(guān)性(圖7(a))。這一結(jié)果表明，在低海拔流域，11月份依舊存在直接徑流，致使退水速度快、退水系數(shù)偏小；隨著高程增加，直接徑流減少，退水系數(shù)逐漸增大。而海拔較高時，11、12月份地溫已在0 ℃左右(圖7(b))，P11較小并多以固態(tài)形式出現(xiàn)，降水不再導(dǎo)致退水系數(shù)隨高程變化；但土壤凍結(jié)過程的開始導(dǎo)致地下徑流減少，使得退水系數(shù)減小。

圖7 退水系數(shù)與冬季氣溫關(guān)系以及11、12月份平均地溫與流域高程的關(guān)系Fig.7 Relations of recession coefficient vs. averagedwinter temperature,and averaged ground temperature inNovember and December vs. basin averaged elevation

圖8 流域退水系數(shù)和高程標(biāo)準(zhǔn)差的關(guān)系Fig.8 Relation between standard deviation of elevationand recession coefficient

以上結(jié)果表明，研究區(qū)徑流特征與高程具有很強的統(tǒng)計相關(guān)性。從水文過程而言，高程一般不會直接影響產(chǎn)匯流過程，但氣候(尤其是降水)、植被、土壤、坡度等水文相關(guān)因子，則與高程聯(lián)系緊密。青藏東南徑流特征空間分布規(guī)律的控制因素，具有顯著的區(qū)域分異：在低海拔流域(平均高程<3 000 m)，降水是徑流特征的主要影響因子；而在高海拔流域(>3 000 m)，僅徑流深和集中度受降水控制，其他特征(如基流系數(shù)、退水系數(shù))則受溫度、凍土及地形等條件共同影響?？梢姡嗖貣|南部降水和凍土對氣候變化敏感，進而會改變該地區(qū)水資源供給的時空分布格局，對此應(yīng)予以足夠重視。

圖8為流域退水系數(shù)和高程標(biāo)準(zhǔn)差的關(guān)系，圖8表明，若不考慮降水非常大的青衣江、大渡河中下游流域，研究區(qū)的退水系數(shù)與高程標(biāo)準(zhǔn)差具有較高的相關(guān)性，這意味著流域從山地向高原轉(zhuǎn)變后坡度減緩，也會導(dǎo)致地下徑流減小、退水速度加快。

4 結(jié) 論

青藏高原受多個環(huán)流系統(tǒng)共同控制，其水文過程對區(qū)域氣候變化敏感。特別地，青藏高原東南部是我國的重要水源地，理解其徑流空間特征及影響因子，有助于應(yīng)對氣候變化下水資源供給的可能變化。為此，本文采用受水利工程影響較少的1961—1987年間水文氣象資料，對比研究了23個(區(qū)間)流域的徑流特征和空間差異。研究結(jié)果表明：

(1)青藏高原東南部的年徑流深從東南(700～1 300 mm)向西北(<400 mm)遞減，而集中度則呈相反的空間趨勢(從<0.44增加到>0.59)。

(2)在低海拔地區(qū)，退水系數(shù)和基流系數(shù)都隨高程增加而增大(分別為0.55～0.69、0.51～0.73)，但在高海拔地區(qū)則隨高程增大而減小(0.74～0.42、0.79～0.63)。

(3)研究區(qū)可劃分為3個子區(qū)，即西北流域子區(qū)(年徑流深偏低(Rd=283.7 mm)、年內(nèi)分配不均(Cd=0.52)、退水迅速(a=0.54))、東部流域子區(qū)(年徑流深較大(Rd=721.6 mm)、年內(nèi)分配較均勻(Cd=0.44)、基流系數(shù)偏低(BFI=0.61))和南部流域子區(qū)(基流系數(shù)高(BFI=0.76)、退水緩慢(a=0.67)、集中期偏晚(D=227.1 d))。

本研究揭示了青藏東南徑流特征空間規(guī)律的控制因子，具有顯著的區(qū)域分異：在低海拔流域(平均高程<3 000 m)，降水是徑流特征的主要影響因子；而在高海拔流域(>3 000 m)，僅徑流深和集中度受降水控制，其他特征(如基流系數(shù)、退水系數(shù))則受溫度、凍土、地形等條件共同影響。本文研究闡明了青藏高原東南部流域的徑流空間特征，對認(rèn)識該地區(qū)在氣候變化形勢下的水文及水資源變化具有一定參考價值。由于青藏東南部降水和凍土對氣候變化敏感，該地區(qū)水資源供給的時空分布格局會發(fā)生改變，對此應(yīng)予以足夠重視。