近70 a 黃河輸沙量影響機制的定量評估

王佳佳，王厚杰，2，吳 曉，盧泰安

（1.中國海洋大學 海洋地球科學學院，山東 青島 266100；2.海底科學和探測技術教育部重點實驗室，山東 青島 266100）

河流作為陸源物質(zhì)向海洋輸運的主要通道，在全球生物地球化學循環(huán)中發(fā)揮著關鍵作用［1-2］。 黃河以其高含沙量著稱，每年向海洋輸送約10.8 億t 泥沙，但近幾十年來受氣候變化和人類活動的影響，輸沙量的時空分布發(fā)生顯著變化，科學評估其輸沙量的變化趨勢、厘清氣候變化和人類活動對其輸沙量的影響，不僅對認識全球變化背景下河流系統(tǒng)變化具有重要意義，還可以為實現(xiàn)黃河流域生態(tài)保護和高質(zhì)量發(fā)展、河口三角洲生態(tài)環(huán)境可持續(xù)發(fā)展提供重要參考［3］。 國內(nèi)外眾多學者針對氣候變化和人類活動對黃河輸沙量的影響已開展大量研究，如：Wang 等［4］通過研究1950—2005 年黃河入海泥沙變化過程，估算1950 年以來氣候變化和人類活動對黃河入海泥沙量減少的貢獻率分別為30%和70%；劉通等［5］研究黃河流域內(nèi)蒙古河段時發(fā)現(xiàn)，1990—2010 年西柳溝區(qū)域分別有101.00 km2和158.10 km2的未利用地和沙地轉(zhuǎn)變?yōu)榱值睾筒莸兀瑢е略摃r期內(nèi)蒙古河段年輸沙量顯著下降。 但上述研究中或選取時間跨度較短，或未對人類活動對年輸沙量的貢獻進行定量評估。 本文系統(tǒng)收集1951—2017 年黃河流域降水、徑流和泥沙資料，研究年代際尺度上降水變化和人類活動對輸沙量的影響，通過建立相關模型，定量估算不同階段降水變化和人類活動對黃河輸沙量減少的貢獻率。

1 研究區(qū)概況

黃河全長約5 464 km，分為上游、中游及下游：上游河段從黃河起源地到河口鎮(zhèn)，河道全長3 472 km，流域面積42.8 萬km2；中游河段從河口鎮(zhèn)到桃花峪，河道全長1 206 km，流域面積34.4 萬km2，中游河段流經(jīng)黃土高原，是黃河流域的主要產(chǎn)沙區(qū)；下游河段從桃花峪到入?？?，河道全長786 km，流域面積2.3 萬km2［6］。

2 數(shù)據(jù)來源與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

由于黃河泥沙來源主要是黃土高原地區(qū)水土流失導致的輸沙入河，因此著重選取1951—2017 年黃河中游及周邊14 個重要氣象站點（分布在包頭、呼和浩特、榆林、太原、石家莊、延安、臨汾、長治、西峰鎮(zhèn)、西安、漢中、鄭州、南陽、鄖縣）的降水量數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)源自中國氣象局國家氣候中心。 1951—2017 年黃河上、中、下游主要水文站（三門峽、花園口、利津等）的泥沙數(shù)據(jù)源自國家地球系統(tǒng)科學數(shù)據(jù)共享服務平臺黃土高原科學數(shù)據(jù)中心以及水利部黃河水利委員會發(fā)布的《黃河泥沙公報》，其中：1951—2000 年泥沙數(shù)據(jù)源自黃土高原科學數(shù)據(jù)中心，2001—2017 年泥沙數(shù)據(jù)源自《黃河泥沙公報》。

2.2 研究方法

2.2.1 克里金插值法

克里金插值法是依據(jù)協(xié)方差函數(shù)對隨機過程／隨機場進行空間建模和預測（插值）的回歸算法，在特定的隨機過程中給出最優(yōu)線性無偏估計［7］。 假定插值數(shù)據(jù)的均值未知，待插入點x0的插值數(shù)據(jù)z（x0）的計算公式為

式中：n為實測點的總數(shù)；xi為1～n范圍內(nèi)的任一實測點；z（xi）為點xi的屬性值；λi為插值點與實測點xi的距離權重［8］。

2.2.2 泰森多邊形法

計算流域氣象數(shù)據(jù)平均值常采用泰森多邊形法，這是一種基于離散型氣象站點數(shù)據(jù)的加權平均方法。其思想是假設任何一個觀測站的測量值可以代表一定范圍內(nèi)的降水量數(shù)據(jù)，這意味著任何區(qū)域的氣象數(shù)據(jù)都等于距其最近的多個觀測點的實測氣象值按照不同權重加和的結(jié)果［9］。

2.2.3 Mann-Kendall 突變檢驗

Mann-Kendall 突變檢驗能夠揭示時間序列數(shù)據(jù)的變化趨勢，該方法中數(shù)據(jù)無須遵循特定的分布規(guī)律，適用于分布異常的數(shù)據(jù)［10］，表達式［11-12］如下：

式中：S為統(tǒng)計量；xj為時間序列的第j個數(shù)據(jù)值；xk為時間序列的第k個數(shù)據(jù)值；n為數(shù)據(jù)樣本的長度；Var（S）為S的方差；Z為標準化統(tǒng)計量，顯著性水平α＝0.05，即在95%的顯著性水平下檢驗Z值。 若Z為負值，其絕對值大于顯著性水平，則趨勢為明顯遞減；若Z為正值，其絕對值大于顯著性水平，則趨勢為明顯遞增；若Z的絕對值小于顯著性水平，則不存在趨勢。

2.2.4 ENSO 事件強度判斷

已有研究表明，發(fā)生在赤道西太平洋的海表溫度出現(xiàn)周期性異常升溫或降溫的現(xiàn)象（稱為厄爾尼諾現(xiàn)象）與發(fā)生在太平洋、印度洋之間的反向氣壓振動現(xiàn)象（稱為南方濤動）實際上是相互聯(lián)系的，是同一種現(xiàn)象在海洋和大氣這兩種介質(zhì)中的不同表現(xiàn)，因此將厄爾 尼 諾 現(xiàn) 象（ El Nino） 和 南 方 濤 動（ Southern Oscillation）合稱為ENSO 事件［13］。 ENSO 事件的發(fā)生與降水量的相關性顯著［14］，本文采用Nino3.4 區(qū)海溫距平指數(shù)作為判定ENSO 事件的依據(jù)，美國海洋大氣局氣候預測中心的判定標準為海溫距平指數(shù)≥0.5 ℃且持續(xù)5 個月以上定義為一次ENSO 暖事件（厄爾尼諾事件），海溫距平指數(shù)≤-0.5 ℃且持續(xù)5 個月以上定義為一次ENSO 冷事件（拉尼娜事件）。 另分別采用事件發(fā)生期間海溫距平指數(shù)極值（峰值或谷值）與這個事件持續(xù)時間內(nèi)海溫距平指數(shù)的累加值作為ENSO 事件強度等級的劃分指標，對2 個指標進行標準化處理后將事件強度劃分為5 個等級，見表1［15］。

表1 ENSO 事件強度劃分標準

3 黃河中游降水量變化特征

3.1 黃河中游降水量年際、月際變化特征

1951—2017 年黃河中游多年平均降水量為493 mm，降水量年際、年代際變化趨勢見圖1。 降水量呈現(xiàn)明顯的時間分布差異，自20 世紀50 年代以來，黃河中游年降水量變化幅度較大，最大年降水量可達750 mm，最小年降水量僅為321 mm；1970—1979 年、1980—1989 年、1990—1999 年多年平均降水量明顯降低；2000—2009年、2010—2017 年多年平均降水量明顯上升。

圖1 黃河中游降水量年際、年代際變化趨勢

降水量月際變化趨勢見圖2，每年7—10 月為汛期，汛期降水量占全年降水量的65%，且降水量的峰值主要出現(xiàn)在7 月和8 月。

圖2 黃河中游降水量月際變化趨勢

3.2 極強ENSO 事件影響下黃河中游的降水量變化特征

根據(jù)ENSO 事件強度劃分標準確定自1950 年以來，黃河流域共發(fā)生15 次厄爾尼諾事件和20 次拉尼娜事件（La Nina），其中包括3 次極強暖事件（1982—1983 年、1997—1998 年、2015—2016 年）、2 次極強冷事件（1954—1957 年、1973—1974 年）。 1950—2017年黃河流域年降水量、年徑流量（利津水文站實測徑流量）的時間序列圖見圖3（圖中氣泡大小與ENSO 事件強度相對應），可以看出，ENSO 事件發(fā)生年份對應某時段內(nèi)年降水量極值的出現(xiàn)年份，即絕大多數(shù)厄爾尼諾事件發(fā)生年份對應年降水量峰值的出現(xiàn)年份，部分厄爾尼諾事件和拉尼娜事件發(fā)生年份對應年降水量谷值的出現(xiàn)年份，據(jù)此可推斷出ENSO 事件確實對黃河流域的降水量變化起到一定作用。 自20 世紀70 年代之后，ENSO 事件出現(xiàn)的頻率明顯提高，分析降水量數(shù)據(jù)可知，1970—2017 年黃河流域多年平均降水量只有481 mm，而1970 年以前流域多年平均降水量約為522 mm，1970 年以后減少了約8%。 ENSO 事件與流域降水量的相關性表明，流域降水受全球氣候的強烈影響，海溫距平指數(shù)的變化是由赤道地區(qū)的東北信風引起的，信風將水汽輸送回大氣，改變了水汽的時空分布格局，最終改變了黃河流域的區(qū)域降水格局，從而影響了黃河流域的年徑流量。

圖3 1950—2017 年黃河流域年降水量、年徑流量的時間序列圖

為進一步研究強ENSO 事件對黃河流域降水量的影響，選取1950 年以來正常時間（無事件發(fā)生）、2 次極強暖事件（EL1 和EL2）發(fā)生時間和2 次極強冷事件（LA1 和LA2）發(fā)生時間為3 個典型時段，分析黃河流域40 mm 月降水量等值線在3 個時段內(nèi)的變化情況（見圖4）。 可以看出，強厄爾尼諾事件（極強暖事件）造成40 mm月降水量等值線明顯向東南方向移動，拉尼娜事件（極強冷事件）造成40 mm 月降水量等值線向東北方向移動。 尤其是黃河中游地區(qū)，極強暖事件造成40 mm 月降水量等值線移至延河甚至北洛河以南，而極強冷事件造成40 mm月降水量等值線移至延河以北，使黃河中游大部分區(qū)域處于豐水帶。 另對黃河中游月平均降水量數(shù)據(jù)進行分析發(fā)現(xiàn)，正常事件發(fā)生月份中游地區(qū)月平均降水量在25～45 mm 范圍內(nèi)，極強暖事件發(fā)生月份中游地區(qū)月平均降水量在25～35 mm范圍內(nèi)，極強冷事件發(fā)生月份中游地區(qū)月平均降水量在35～55 mm 范圍內(nèi)，極強暖事件造成黃河中游地區(qū)月平均降水量減少約10 mm，而極強冷事件造成黃河中游地區(qū)月平均降水量增加約10 mm。 綜上，極強暖事件造成黃河中游降水量的減少，而極強冷事件對黃河中游降水量具有增加作用。

圖4 極強事件發(fā)生時間與正常時間的黃河流域40 mm 月降水量等值線對比

4 黃河流域主要人類活動

4.1 水利樞紐工程建設

水庫作為重要水利設施，通過汛期攔蓄洪水、非汛期泄放興利流量，調(diào)平年內(nèi)流量過程，實現(xiàn)黃河水資源的有效分配。 同時水庫作為重要的攔調(diào)泥沙工程，可有效緩解下游河道淤積，還可通過人造洪峰、水沙調(diào)節(jié)等方式?jīng)_刷河床、輸沙入海，從而長期發(fā)揮減淤作用，因此水庫建設一直是黃河流域防洪減淤的重要舉措。據(jù)《黃河水資源公報》統(tǒng)計，黃河流域共有大中小型水庫3 147 座，其中：大型水庫34 座，中型水庫185 座，大中型總庫容可達574 億m3，相當于1950—2000 年黃河流域的年平均天然徑流量。 所有水庫中對黃河流域影響較大的4 座水庫分別是三門峽、劉家峽、龍羊峽以及小浪底水庫，這4 座水庫的總庫容占黃河流域總庫容的97%［16］。

4.2 水土保持

為加快恢復黃土高原生態(tài)環(huán)境、保護水土資源，國家啟動實施了針對黃土高原水土流失治理的多個項目工程。 目前，水土保持的措施有水土保持農(nóng)業(yè)技術措施、水土保持林草措施和水土保持工程措施三大類［17］。 度陽［18］關于黃土高原退耕還林還草工程效果的研究表明，2000—2015 年耕地比重凈減少2.45%，林地比重凈增加0.7%，草地比重凈增加0.18%。 水土保持工程措施是在小流域內(nèi)建造的水土攔截工程，包括山坡防護工程、山溝治理工程以及小型蓄水引水工程。 根據(jù)水利部黃河水利委員會2010 年發(fā)布的《黃河流域水土保持公報》，截至2010 年，黃河流域已累計治理水土流失面積22.56 萬km2，建設淤地壩9.1 萬座，各類小型水土保持工程措施實施區(qū)域184 萬處，入河泥沙減少量超過3 億t，水土保持工程效果顯著。

4.3 引水灌溉

黃河作為北方工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)發(fā)展供水的主要源區(qū)，引水灌溉工程的建設一直受到國家高度重視。 據(jù)水利部黃河水利委員會2017 年統(tǒng)計，黃河流域及其下游引黃灌區(qū)有大型灌區(qū)（規(guī)模大于0.7 萬hm2）87 處、中型灌區(qū)663 處，灌溉面積達0.08 億hm2，比新中國建立初期增長近10 倍。

5 輸沙量影響機制的定量評估

5.1 突變性分析

1951—2017 年黃河流域主要水文站輸沙量的M-K突變檢驗結(jié)果見表2，主要水文站大都在1999 年左右發(fā)生輸沙量的顯著突變，各水文站輸沙量在突變點后呈現(xiàn)明顯的減少趨勢，減少比例均在70%以上，其中花園口水文站輸沙量減少比例最大（為92%），蘭州水文站輸沙量減少比例最?。?2%）。

表2 黃河流域主要水文站輸沙量的M-K 突變檢驗結(jié)果

5.2 利津水文站輸沙量年際變化特征分析

1951—2017 年利津水文站年降水量、年徑流量、年輸沙量的階段性變化見圖5，可以明顯看出，1968年、1985 年、1999 年為3 個典型的分界點，具體表現(xiàn)為3 個分界點之后的年徑流量和年輸沙量的峰值未曾高過分界點之前的年徑流量和年輸沙量的峰值。 結(jié)合水利樞紐工程建成時間，這3 個年份與劉家峽水庫（1968年）、龍羊峽水庫（1986 年）以及小浪底水庫（1999 年）的投入運用年份基本一致［19］。 這表明以水利工程的建成時間為分界點，通過分析汛期（7—10 月）黃河的降水量和輸沙量來研究不同時段氣候變化和人類活動對黃河輸沙量的貢獻率是合理的。

圖5 利津水文站年降水量、年徑流量、年輸沙量的階段性變化

5.3 階段性定量評估

以劉家峽、龍羊峽和小浪底水庫的運用年份為分界點，把黃河輸沙量變化過程劃分成4 個階段，分別為第一階段（1951—1968 年）、第二階段（1969—1985年）、第三階段（1986—1999 年）、第四階段（2000—2017 年）。 以第一階段為基準期，由于1960—1961 年利津水文站部分月份輸沙量缺失，因此第一階段去掉這兩年數(shù)據(jù)缺失的異常值。 建立降水量—輸沙量的統(tǒng)計模型：y＝0.046x-1.17（相關系數(shù)R2＝0.59），表明在人類活動影響較小的基準期內(nèi)，降水量和輸沙量具有顯著相關性，在其他自然條件保持一定或變化較小時，降水量和輸沙量呈線性關系。 定義侵蝕比E即可消除降水量對輸沙量的影響［20］，公式為

E＝（S-S′）／P（3）

式中：S為輸沙量；S′為除降水量之外的其他因素產(chǎn)生的輸沙量；P為降水量。

以基準期的多年平均輸沙量S0（2.8 億t）、降水量P0（86 mm）、侵蝕比E0（0.046）為基準，定量評估人類活動和氣候變化對黃河輸沙量的貢獻率，其余各階段輸沙量與基準期輸沙量的差值ΔS計算公式為

式中：Si為不同階段的實測輸沙量；Ei為不同階段的侵蝕比；Pi為不同階段的年平均降水量；ΔE為不同階段侵蝕比與基準期侵蝕比的差值；P-為基準期與不同階段的平均降水量；E-為基準期與不同階段的平均侵蝕比。

第二階段：汛期總降水量為5 523 mm，占全階段總降水量的67%，月平均降水量為81 mm；實測汛期總輸沙量為122 億t，占全階段總輸沙量的85%，月平均輸沙量為1.75 億t。 計算可得侵蝕比為0.038，人類活動和氣候變化對汛期輸沙量減少的貢獻量分別為0.668億、0.210 億t，人類活動和氣候變化對輸沙量的貢獻率分別為76%、24%。

第三階段：汛期總降水量為3 911 mm，占全階段總降水量的62%，月平均降水量為70 mm；實測汛期總輸沙量為49 億t，占全階段總輸沙量的88%，月平均輸沙量為0.88 億t。 計算可得侵蝕比為0.030，人類活動和氣候變化對汛期輸沙量減少的貢獻量分別為1.248億、0.608 億t，人類活動和氣候變化對輸沙量的貢獻率分別為67%、33%。

表3 不同階段輸沙量影響機制定量分析統(tǒng)計

第四階段：汛期總降水量為5 916 mm，占全階段總降水量的66%，月平均降水量為82 mm；實測汛期總輸沙量為14.56 億t，占全階段總輸沙量的71%，月平均輸沙量為0.20 億t。 計算可得侵蝕比為0.006，人類活動和氣候變化對汛期輸沙量減少的貢獻量分別為3.360億、0.104 億t，人類活動對輸沙量的貢獻率增大至97%，氣候變化的貢獻率僅為3%，表明在第四階段黃河輸沙量基本由人類活動控制，氣候變化的影響已經(jīng)微乎其微。

綜上，與氣候變化相比，人類活動對黃河輸沙量減少的貢獻率較大，表明人類活動已成為控制沉積物向海洋輸送的主要力量。

6 結(jié) 論

（1）黃河中游降水量呈明顯年際、年代際分布差異，起伏波動較大；強ENSO 事件對降水量具有明顯的影響，極強暖事件造成黃河中游降水量減少，而極強冷事件則對黃河中游降水量具有增加作用。

（2）突變性分析和徑流量、輸沙量階段性分析結(jié)果表明，1968 年、1985 年、1999 年為徑流泥沙變化的3 個典型分界點，這3 個年份與劉家峽（1968 年）、龍羊峽（1986 年）及小浪底水庫（1999 年）的投入運用年份基本一致。

（3）1968 年以來，人類活動對黃河輸沙量減少的貢獻始終占據(jù)較大比重，第二階段（1969—1985 年）、第三階段（1986—1999 年）、第四階段（2000—2017年）貢獻率分別為76%、67%、97%。