長江黃河源區(qū)不同徑流組分變化及成因分析

葉思露，葉虎林，趙靜毅，鄒海明，郭林茂，宋春林

（1. 四川大學 水力學與山區(qū)河流開發(fā)保護國家重點實驗室 水利水電學院，四川 成都 610065； 2. 青海省水文與水資源勘測局沱沱河水文站，海西蒙古族藏族自治州 816199； 3. 青藏高原北麓河凍土工程與環(huán)境綜合觀測研究站，甘肅 蘭州 730000；4. 青海省水文與水資源勘測局直門達水文站，青海 西寧 810008）

0 引 言

全球變暖是氣候變化背景下不爭的事實，IPCC第六次報告指出，2011-2020 年全球陸地平均表面溫度較工業(yè)革命前升高了1.09 °C［1］，這一升溫態(tài)勢在青藏高原等多年凍土區(qū)尤為顯著，相關研究顯示，青藏高原近40 年增溫速率是全球同期升溫速率的約2 倍［2］，而處于青藏高原腹地的長江源黃河源區(qū)的升溫率又為青藏高原升溫率的約1.2 倍［3］。氣溫的快速上升導致這一地區(qū)正經(jīng)歷廣泛的冰凍圈變化，不僅改變了區(qū)域水循環(huán)和水資源分配，而且將對區(qū)域的生態(tài)環(huán)境和社會經(jīng)濟的發(fā)展造成一定的影響。

長江源和黃河源是我國重要的固碳、水源涵養(yǎng)地和生態(tài)屏障區(qū)［4］，區(qū)內(nèi)多年凍土、冰川、湖泊、高寒濕地等廣泛分布，是長江流域和黃河流域重要的水源地和補給區(qū)［5］。在氣候變暖的背景下，這一地區(qū)正在發(fā)生以水資源失衡為特征的劇烈變化——冰川加速退縮、湖泊整體顯著擴張、冰川徑流增加等［6］。研究發(fā)現(xiàn)，氣候變化已經(jīng)導致長江源徑流增加而黃河源的徑流減少［7，8］。但徑流變化背后不同徑流組分的變化不能被忽視，因為高流量和低流量代表的水文過程不同，如高流量直接對應于流域降水并受其控制，而低流量則發(fā)生在干旱時期并受地下蓄水量的控制［9］，這一重要特性在經(jīng)歷顯著氣候變化的多年凍土區(qū)可能會變得更加顯著。因此，為深入了解全球氣候變化背景下多年凍土區(qū)不同徑流組分隨時間變化的規(guī)律，需要對徑流進行分解并全面分析。

流量歷時曲線（Flow Duration Curve，F(xiàn)DC）能充分反映從高流量（低百分位流量）到低流量（高百分位流量）各流量狀態(tài)下流域徑流特征，是一種有效顯示河流流量從高流量到低流量完整范圍的工具［10］。國內(nèi)外已有研究利用FDC 分析流域不同徑流組分變化，如Maoya 等人［11］發(fā)現(xiàn)夏威夷島中流量在1913-2008期間減少了22%；穆興民等人［12］發(fā)現(xiàn)黃土高原水土保持措施的修建導致其高流量和低流量都減小；蔣沖等人［8］發(fā)現(xiàn)黃河源高流量和低流量都減少，而長江源高流量和低流量都增加；Song 等人［13］發(fā)現(xiàn)多年凍土區(qū)不同徑流組分對氣象因子的響應存在差異。以上研究加深了我們對不同徑流組分變化的理解，但目前關于降水和氣溫對區(qū)域不同徑流組分變化的影響程度的研究還相對不足。

以青藏高原的長江源區(qū)和黃河源區(qū)為研究區(qū)域，通過M-K趨勢分析和多元線性回歸分析等方法分別分析了長江源黃河源從1960s到2021年的徑流組分及1979-2018年氣象因子的變化，旨在①檢測徑流組分變化特點；②明確不同徑流組分與氣象因子的關系；③探討造成不同徑流組分變化的主要因素。本研究將促進氣候變化背景下多年凍土區(qū)不同徑流組分的變化提供進一步的認識并對當?shù)厮Y源管理及生態(tài)保護等方面有一定的參考價值。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

長江源區(qū)位于唐古拉山和昆侖山之間的廣闊地帶，處于青藏高原的中央位置和青海省的西南部，地勢高峻，平均海拔4 000 m 以上，氣候寒冷，自然條件惡劣，生態(tài)環(huán)境敏感而脆弱，其大致范圍介于90°43'E～96°45'E，32°30'N～35°35'N之間，是江河源區(qū)冰川分布最集中的區(qū)域［14］。黃河源區(qū)位于青海省的東南部，其大致范圍在東經(jīng)97°54'E～100°50'E，北緯32°31'N～35°40'N 之間。地勢西高北低，從南向北有3 個大的地貌類型:南部高平原地區(qū)、中部阿尼瑪卿山區(qū)及北部的共和盆地。該地區(qū)湖泊眾多，黃河自西北向東南流經(jīng)境中，具有光輻射強、晝夜溫差大等典型的高原大陸性氣候特點［15］。長江源區(qū)和黃河源區(qū)地質(zhì)構成主要是硅質(zhì)碎屑沉積巖和混合沉積巖，植被類型主要為草甸。長江源區(qū)和黃河源區(qū)氣候寒冷干燥，在1950-2015年期間，平均氣溫分別為-3.3 ℃和-1.6 ℃；年平均降水量分別為343和520 mm［13］。

圖1 長江源黃河源區(qū)及相關站點位置Fig.1 The location of SAYAR and SAYER and related station sites

1.2 數(shù)據(jù)來源

研究所用日流量數(shù)據(jù)青海省水文與水資源勘測局提供，研究區(qū)降水和氣溫數(shù)據(jù)［16，17］來自國家青藏高原科學數(shù)據(jù)中心（http://data.tpdc.ac.cn），該數(shù)據(jù)集以國際上現(xiàn)有的Princeton 再分析資料、GLDAS 資料、GEWEX-SRB 輻射資料，以及TRMM 降水資料為背景場，融合了中國氣象局常規(guī)氣象觀測數(shù)據(jù)制作而成，數(shù)據(jù)格式為NETCDF，水平空間分辨率為0.1°，本文中降水和氣溫數(shù)據(jù)徑處理后均為面平均。研究水文站選取位于長江源區(qū)的沱沱河站和直門達站以及位于黃河源區(qū)吉邁站、瑪曲站和唐乃亥站（注:沱沱河站多年日流量數(shù)據(jù)僅有5-10月）。各水文站基本信息見表1。

表1 水文站基本信息Tab.1 Basic information of hydrological stations

1.3 研究方法

1.3.1 突變分析

Pettitt 法通常用于檢測具有連續(xù)數(shù)據(jù)的水文序列或氣候序列中的單個變化點。近幾十年長江源黃河源氣候發(fā)生了顯著變化，為比較氣候變化前后各氣象水文要素變化幅度，采用Pettitt法［20］檢測氣溫變化點，并以氣溫變化點為依據(jù)將各氣象水文要素分為P1和P2兩個時段。

1.3.2 徑流頻率分析

流量歷時曲線可以表示特定流域的日、周、月（或其他時間間隔）流量大小和頻率之間的關系，是一個累積的頻率曲線，每個流量Q的值都有相應的一個概率p，它顯示了在給定的時間段內(nèi)等于或超過指定流量時間的百分比［21］，可以表示某一流量超過所有歷史記錄的時間比例，最能充分反映從高流量到低流量各流量狀態(tài)下流域徑流特征［12］。計算p如下:

式中:i是分配給每個流量值的等級；N是徑流時間系列的長度；qi，i=1，2，…，N是有序觀測；pi是流量超過qi的頻率。研究中，利用FDC 取流量頻率10%、20%、30%、40%、50%、60%、70%、80%和90%，并記它們對應的流量為Q10、Q20、Q30、Q40、Q50、Q60、Q70、Q80和Q90。其中，Q10～Q30代表高流量，Q40～Q60代表中流量，Q70～Q90代表低流量［13］。

1.3.3 變化幅度計算

分別計算不同時段各水文要素多年平均值，后求不同時段各水文要素之差，再除以P1 時段各水文要素多年平均值，得出各水文要素變化幅度，計算公式如下:

式中:ΔX為水文氣象要素變化幅度，可以是降水（Pre）、氣溫（Tmp）、總流量（Q）和百分位流量（Q10～Q90）。

1.3.4 趨勢分析

對于非正態(tài)分布的水文氣象數(shù)據(jù)，非參數(shù)的Mann-Kendall趨勢檢驗法具有非常突出的適用性，通常用于檢測環(huán)境數(shù)據(jù)、氣候數(shù)據(jù)或水文數(shù)據(jù)系列中的單調(diào)趨勢，因此采用M-K法檢測水文氣象數(shù)據(jù)趨勢。

1.3.5 貢獻率分析

河流流量（Q）主要受降水（Pre）和氣溫（Tmp）的影響，它們之間的關系可以表示為:

采用多元回歸的方式來歸因百分位流量的變化:

式中:Y為歸一化的因變量即Q10～Q90；a，b分別為降水和氣溫的回歸系數(shù)，此處的Pre，Tmp均為降水和氣溫的歸一化值。氣象因子對貢獻率可以表示為:

式中:n為氣象因子對百分位流量的相對貢獻率。

2 結果與分析

2.1 氣溫和降水變化

圖2展示了長江源區(qū)和黃河源區(qū)域降水和氣溫變化。由圖2 可知，長江源區(qū)和黃河源降水和氣溫在1979-2018 年期間均顯著（P＜0.05）增加，其中長江源區(qū)降水變化率（3.7 mm/a）大于黃河源（2.32 mm/a）；黃河源氣溫變化率（0.06 ℃/a）大于長江源（0.07 ℃/a）。

圖2 氣象因子變化趨勢Fig.2 Variation of meteorological factors

2.2 流量及百分位流量變化

圖3 展示了長江源區(qū)和黃河源區(qū)5 個水文站多年流量變化，由圖3可知，長江源區(qū)上游沱沱河站和下游直門達站流量都顯著（P＜0.05）增加，其中直門達站流量變化率達到了2.93 m3/（s·a）；黃河源流量變化存在空間差異，其上游吉邁站流量以0.37 m3/（s·a）的速率增加，但在中游瑪曲站和下游唐乃亥站，流量分別以0.45和0.64 m3/（s·a）的速率減小。

圖3 流量年際變化趨勢Fig.3 Inter-annual variation trend of discharge

對長江源區(qū)和黃河源區(qū)的氣溫進行突變檢測，發(fā)現(xiàn)長江源區(qū)和黃河源區(qū)氣溫均在1997 年發(fā)生突變。以年氣溫突變點為界，將總流量和Q10～Q90劃分為1997 年前后兩個階段（P1、P2），并比較兩個時段各水文要素變化幅度。表2展示了長江源區(qū)和黃河源區(qū)五個水文站的流量變化幅度。由表2可知，P2相比P1時期，沱沱河站、直門達站和吉邁站流量都增加，其中沱沱河站夏季流量增幅達92.12%，直門達站和吉邁站流量則分別增加了27.62%和7.43%；而瑪曲站和唐乃亥站流量均小幅度減少，分別減少了3.70%和4.53%。

表2 不同時期流量變化特征Tab.2 Discharge variation characteristics in different periods

圖4（a）展示了長江源區(qū)和黃河源區(qū)各站點Q10～Q90年變化率。由圖4（a）可知，直門達站Q10～Q90變化率都為正，變化率從Q10～Q90逐漸減小，Q10變化率最大，達6.2 m3/（s·a），Q90變化率最小，為0.38 m3/（s·a）；沱沱河站Q10～Q90變化與直門達相似，Q10變化率最大，達2.99 m3/（s·a），Q90變化率最小，為0.34 m3/（s·a）；吉邁站Q10～Q90變化率也都為正，但與沱沱河站和直門達站變化率略有不同。吉邁站Q70變化率最大，達0.7 m3/（s·a），Q20變化率最小，僅為0.08 m3/（s·a）；對于瑪曲站和唐乃亥站，其Q10～Q90變化具有一定的相似性，表現(xiàn)為:Q10～Q30變化率都為負，Q10變化率最大，分別為-2.55 和-3.71 m3/（s·a），Q40、Q60和Q70變化率都變?yōu)檎@與總徑流的變化趨勢不同，且都在Q70擁有最大的增加速率，分別為0.45 和0.89 m3/（s·a）。變化率在Q80和Q90出現(xiàn)分化，即瑪曲站Q80和Q90減小而唐乃亥站增加。表3展示了5個站點高、中、低流量平均變化率。由表3 可知，沱沱河站和直門達站高流量在所有徑流組分中變化率最大，分別為2.52 和4.68 m3/（s·a），低流量變化率最小，分別為0.5 和0.38 m3/（s·a），但發(fā)現(xiàn)直門達站高流量變化率大于沱沱河站，而沱沱河站的低流量變化率大于直門達站。與沱沱河站和直門達站不同的是，吉邁站中流量變化率最大，而高流量變化率最小，僅為0.31 m3/（s·a）；瑪曲站和唐乃亥站低流量分別以0.06 和0.68 m3/（s·a）的速率減小和增加，中流量都增加，高流量都減小且高流量變化率最大，分別為-1.42和-1.99 m3/（s·a）。

表3 不同徑流組分平均變化率 m3/(s·a)Tab.3 Average rate of change of different runoff components

圖4 長江源黃河源區(qū)Q10～Q90變化率Fig.4 Q10～Q90 change rate in SAYAR and SAYER

圖4（b）展示了長江源區(qū)和黃河源區(qū)各站點Q10～Q90變化幅度，由圖4（b）可知，沱沱河站、直門達站和吉邁站Q10～Q90均保持一定的增幅，其中沱沱河Q50、直門達Q20和吉邁Q80增幅最大，分別為120.07%、13.83%和22.45%；瑪曲站和唐乃亥站總流量都減小，但部分百分位流量如瑪曲站Q60和Q70及唐乃亥站Q70～Q90卻增加，增加幅度分別在1.22%～2.86%及4.24%～5.41%之間。表4 展示了5 個站點不同徑流組分的平均變幅，由表4 可知，沱沱河站中流量增幅最大，達118.06%，低流量增幅最小，但也達到了98.03%；直門達站不同徑流組分變幅從高流量到低流量逐漸減小，高流量增幅為13.2%，而低流量僅增加7.64%；吉邁站徑流組分變化與直門達站相反，表現(xiàn)為從高流量到低流量增幅逐漸增大，低流量增幅達16.79%，而高流量僅增加2.33%；雖然瑪曲站和唐乃亥站總流量都減小，但瑪曲站中流量及唐乃亥站低流量分別以0.25%和6.48%幅度增加，表現(xiàn)出與總流量不同的變化情況。

表4 不同徑流組分平均變化幅度 %Tab.4 The average variation range of different runoff components

3 討 論

全球變暖背景下，青藏高原呈現(xiàn)暖濕化趨勢［22］，由圖2 可知，長江源區(qū)和黃河源區(qū)降水和氣溫都顯著（P＜0.05）增加，而降水增加將為流域帶來更多的水量。由圖5（a）可知，降水對長江源高流量的貢獻率達到92.93%，而氣溫對高流量的貢獻率僅為2.33%，其影響幾乎可以忽略不計，但對Q40～Q90即中流量和低流量，降水的貢獻率逐漸降低，氣溫的貢獻率逐漸增加，至Q60時，氣溫的貢獻率超過降水，但降水對中流量變化的貢獻率仍然有71.17%，大于氣溫的28.83%，由于高流量和中流量是河流流量的主要組分部分，因此認為降水是導致長江源流量增加的主要原因，這與Mao 等人［7］和蔣沖等人［8］結論相同。對于黃河源區(qū)低流量，發(fā)現(xiàn)氣溫對Q70～Q90貢獻率由負變?yōu)檎?，且在Q90時，氣溫的貢獻率再次超過降水，但降水對低徑流的貢獻率（67.11%）仍然大于氣溫（18.79%），因此認為降水也是導致黃河源區(qū)低流量增加的原因。

圖5 降水和氣溫對不同徑流組分變化的貢獻率Fig.5 Contributions of precipitation and air temperature to the variation of different runoff components

與降水相反，氣溫對長江源從高流量到低流量變化的貢獻逐漸增大，至低流量時，氣溫對低流量的貢獻率達77.72%，超過降水的22.28%，成為導致長江源區(qū)低流量變化的主要原因。對于低流量，研究顯示多年凍土區(qū)基流普遍增加且與氣溫密切相關［19］，圖6相關分析顯示，長江源區(qū)和黃河源區(qū)低流量與氣溫的相關系數(shù)大于降水，這與Song等人［13］關于多年凍土區(qū)低流量對氣溫變化更敏感的結論相同；Wang 等人［23］發(fā)現(xiàn)，西伯利亞地區(qū)氣溫上升提升了地下水對河流流量的補給，且溫度每上升1 ℃，地下水就會增加6.1%～10.5%。這可能與氣溫上升導致多年凍土退化有關，Yi 等人［24］發(fā)現(xiàn)長江源區(qū)多年凍土面積在1962-2012 年期間以0.04 萬km2/a 的速度減小，Qin 等人［25］發(fā)現(xiàn)黃河源區(qū)多年凍土面積占比在1981-2015 年期間以每年1.1%的速度下降。多年凍土的退化導致地表水和地下水水力聯(lián)系加強，使得流域內(nèi)更多地表水和降水入滲變成地下水［26］并在干旱季節(jié)補充河流流量；此外，凍土退化也會導致部分地下冰融化并釋放一定量的水分參與到區(qū)域水循環(huán)中［2］，最終導致低流量增加。

圖6 長江源黃河源Q10～Q90與氣象因子的相關關系Fig.6 Correlation between Q10～Q90 and meteorological factors in SAYAR and SAYER

氣溫升高導致多年凍土退化可以使低流量增加但也可能導致高流量和中流量減少，由圖5（b）可知，氣溫對黃河源高流量變化的貢獻率為-58.79%，大于降水的41.21%，但從Q50～Q70，氣溫的貢獻率逐漸降低，降水的貢獻率逐漸增加，但氣溫對中流量的貢獻率（-53.98%）仍然大于降水（47.02%），所以氣溫上升是導致黃河源高流量和中流量減小的主要原因。因為隨著作為弱透水層的多年凍土退化，活動層增厚，土壤蓄水容量增大，導致部分降水入滲變?yōu)榈叵滤@既削弱了洪峰流量，又滯緩徑流匯流過程，Wang 等人［27］認為在1965-2003 年期間，多年凍土退化能解釋黃河源徑流減小的32.6%。但氣溫不僅可以通過改變土壤水凍融過程，影響徑流的產(chǎn)匯流過程，還可以通過熱量平衡影響區(qū)域的蒸散發(fā)，改變原有的水量平衡［28］。郭林茂等人［29］發(fā)現(xiàn)，長江源風火山地區(qū)氣溫與實際蒸散發(fā)顯著（P＜0.05）正相關且相關系數(shù)達到0.84，表明氣溫上升很大程度上會導致流域?qū)嶋H蒸散發(fā)增加；而Meng 等人［30］研究顯示，蒸散發(fā)增加能解釋黃河源1990年代徑流減小的30%。此外，多年凍土退化也可能會導致流域蒸散發(fā)變化，Jin 等人［31］發(fā)現(xiàn)，多年凍土退化致使黃河源地表條件發(fā)生變化，這提升了反射率，改變了熱量和輻射收支，減少了近地表大氣的對流，最終使得流域蒸散發(fā)增加，徑流減小。

4 結 論

研究主要探討了長江黃河源區(qū)不同徑流組分變化特征及造成這一變化的原因，得到以下結論。

（1）長江源不同徑流組分與其總流量變化趨勢一致，高流量、中流量和低流量分別以4.68、2.18、0.38 m3/（s·a）的速率增加；黃河源高流量與其總流量變化趨勢一致，分別以1.99、0.16 m3/（s·a）的速率減小，但其中流量和低流量分別以0.12、0.68 m3/（s·a）的速率增加。

（2）降水對長江源區(qū)高流量和中流量變化的貢獻率分別為92.93%和71.17%，是導致長江源高流量和中流量增加的主要原因；但氣溫對長江源區(qū)不同徑流組分的貢獻率逐漸增加，至低流量時，氣溫貢獻率達77.72%，是導致長江源區(qū)低流量增加的主要原因。

（3）氣溫上升對黃河源區(qū)高流量和中流量變化的貢獻率分別為-58.79%和-53.98%，是導致黃河源高流量和中流量減小的主要原因；但黃河源區(qū)氣溫對不同徑流組分的貢獻率逐漸減小，至低流量時，降水貢獻率達67.11%，是導致黃河源區(qū)低流量增加的主要原因。