1956—2021 年疏勒河上游山區(qū)洪水變化特征研究

王學(xué)良， 陳仁升， 劉俊峰， 曹珊珊

（1.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院黑河上游生態(tài)-水文試驗研究站，甘肅 蘭州 730000；2.中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049；3.甘肅省平?jīng)鏊恼?，甘肅 平?jīng)?744000；4.甘肅省水文站，甘肅 蘭州 730000）

河流洪水是人們最關(guān)心的自然災(zāi)害問題之一。根據(jù)聯(lián)合國有關(guān)部門的統(tǒng)計數(shù)據(jù)，1995—2015 年洪水是全世界所有記錄自然災(zāi)害中最頻繁的事件，占所有災(zāi)害的43%，全球每年平均損失估計為1040×108USD［1］。洪水產(chǎn)生的影響和不同區(qū)域內(nèi)洪水的變化特征已經(jīng)引起了廣泛的關(guān)注，并成為世界范圍水文學(xué)領(lǐng)域許多研究的焦點［2-4］。如洪水的幅度和頻次的增加或減少與區(qū)域范圍內(nèi)的溫度上升、強降水和水文循環(huán)加速等水文要素有關(guān)［5-7］。

從已有研究來看，與氣候變化有關(guān)的洪水變化特征已經(jīng)成為許多研究的熱點問題，主要涵蓋洪水事件的量級、頻次和時間變化的影響［5-10］。最近的研究表明，歐洲范圍的氣候變化不僅改變了洪水的發(fā)生時間，而且由于秋季和冬季增加的降水導(dǎo)致了西北歐地區(qū)洪水的增加，相反由于降水減少、溫度升高和蒸發(fā)量增加導(dǎo)致東南部洪水的減少［5-6］。已有學(xué)者在中國西北的干旱和半干旱地區(qū)也開展了一些研究，如Zhang 等［11］發(fā)現(xiàn)20 世紀90 年代后塔里木河流域的洪水規(guī)模呈現(xiàn)增加的趨勢，特別是位于高緯度的河流。蔣軍新等［12］和毛煒嶧等［13］發(fā)現(xiàn)天山山脈的典型流域，如阿克蘇河、托什干河、庫瑪拉克河、瑪納斯河和烏魯木齊河，在過去50 a，隨著氣候變化的影響，洪水量級明顯增加。Wang等［14］也發(fā)現(xiàn)1970—2019 年發(fā)源于祁連山的12 條河流洪水以夏季小洪水為主，洪水頻次呈上升趨勢，東部和西部地區(qū)存在差異，東部地區(qū)在減少，西部地區(qū)在增加。疏勒河正好位于祁連山和河西走廊的西部，研究表明上游出山口昌馬堡水文站多年平均徑流量約10.3×108m3［15］，上游的來水量對極度缺水的中下游干旱地區(qū)經(jīng)濟社會發(fā)展至關(guān)重要。疏勒河流域主要受高原季風(fēng)和西風(fēng)帶的交匯影響［16-17］，上游山區(qū)高大山系分布較多，冰川和積雪發(fā)育，徑流主要由降水和冰雪融水形成［18］。因此，在氣候變化背景下，分析和探究疏勒河歷史時期的洪水變化規(guī)律，對中下游人民財產(chǎn)安全和經(jīng)濟社會發(fā)展具有重要意義。

研究基于過去60 多年疏勒河上游昌馬河出山口昌馬堡水文站的長序列實測洪水?dāng)?shù)據(jù)，采用年最大洪水（Annual maximum peak discharge，AMPD）系列、超定量閾值洪水（Peaks-over-threshold，POT3M）系列和基于廣義極值（Generalized extreme value，GEV）分布不同級別洪水系列，分析了1956—2021年昌馬堡水文站洪水系列的幅度和頻次變化趨勢，并試圖探究洪水的變化特征與氣候變化的歸因關(guān)系。以期為當(dāng)?shù)胤姥磽岆U、水利工程建設(shè)及調(diào)度管理、水資源管理等提供決策依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

研究區(qū)概況如圖1 所示。疏勒河發(fā)源于祁連山脈的崗格爾肖合力嶺，河源高程4737 m，干流全長583 km，集水面積4.13×104km2，地理位置介于92°54′～99°14′E，38°36′～41°34′N之間。從河源到昌馬峽出山口（昌馬堡水文站）為疏勒河上游，稱之為昌馬河，河流長347 km，集水面積約為1.10×104km2，地理位置介于96°42′～99°00′E，38°18′～39°54′N 之間。干流從河源區(qū)開始由東南向西北穿行于托來南山與疏勒南山之間，兩山分水嶺高程一般在4000 m 以上，其中疏勒南山的最高峰是宰吾吉勒峰，高程為5808 m，是祁連山脈的最高峰。上游海拔高程介于2080～5808 m，平均海拔3944 m，地形上主要由大雪山、疏勒南山、托來南山和疏勒河谷地組成，兩側(cè)山區(qū)地勢高峻、地形陡峭，谷地地形相對平緩［19］。疏勒河上游由于海拔高，氣候寒冷，成為現(xiàn)代山岳冰川和凍土發(fā)育區(qū)。冰川主要分布于疏勒河谷兩側(cè)的大雪山、疏勒南山和托來南山海拔4248 m 以上的區(qū)域，覆蓋面積達469.5 km2，約占流域面積的4.3%［14,18］。研究區(qū)總體呈現(xiàn)高原山地氣候特征。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

選取疏勒河上游昌馬河出山口昌馬堡水文站為洪水觀測站點，流域內(nèi)魚兒紅雨量站和周邊托勒氣象站為氣象觀測站點。魚兒紅雨量站位于上游區(qū)間有連續(xù)降水觀測資料，本文參考河源區(qū)周邊托勒氣象站的數(shù)據(jù)對比分析洪水變化特征對降水和氣溫變化的響應(yīng)。水文站和氣象站信息如圖1 和表1 所示。洪水?dāng)?shù)據(jù)采用昌馬堡水文站1956—2021 年洪水觀測值。昌馬堡水文站和魚兒紅雨量站的數(shù)據(jù)來源于《中華人民共和國水文年鑒》，托勒氣象站的數(shù)據(jù)來源于中國氣象局信息中心（http://data.cma.cn）。

表1 研究區(qū)觀測站點基本信息Tab.1 Basic information of observation stations in the study area

2.2 研究方法

2.2.1 Sen’s slope估計采用Sen’s slope 估計［20］分析疏勒河昌馬堡水文站AMPD 洪水系列、POT3M 洪水系列和基于GEV 分布不同級別洪水系列的幅度和頻次變化趨勢，以及魚兒紅雨量站和托勒氣象站的氣溫和降水變化趨勢。

式中：β為正值或負值表示上升或下降趨勢，其值的大小表示趨勢的斜率傾斜程度；xj和xk為時間序列數(shù)據(jù)，且xj和xk代表時間j和k的數(shù)據(jù)值。

2.2.2 Mann-Kendall檢驗法采用Mann-Kendall檢驗法（M-K檢驗）對疏勒河昌馬堡水文站AMPD 洪水系列、POT3M洪水系列和基于GEV分布不同級別洪水系列的幅度和頻次變化趨勢，以及魚兒紅雨量站和托勒氣象站的氣溫和降水變化趨勢進行分析。M-K檢驗法是一種廣泛應(yīng)用于水文和氣象要素時間序列趨勢分析的非參數(shù)檢驗方法。M-K檢驗法所選的樣本不必先假設(shè)服從正態(tài)分布，也不受個別奇異特征數(shù)值的影響，其詳細表達式見參考文獻［21-22］。

2.2.3 POT3M洪水系列抽樣方法POT3M 洪水系列中，洪水閾值的選擇目前還尚無公認的客觀方法［23］。部分學(xué)者通過試算確定平均每年發(fā)生洪水次數(shù)介于2.4～3.0之間對應(yīng)的洪水流量為閾值，本研究最終通過試算確定洪水發(fā)生的頻次為2.7 場·a-1。為了使抽樣洪水洪峰的獨立性假設(shè)可以成立，采用了Lang 等［24］提出的洪水獨立性判別方法，同時考慮了在中國西北干旱和半干旱地區(qū)應(yīng)用的POT 抽樣方法［11-12］。在本研究中，所有抽樣的洪水洪峰在持續(xù)時間（D）和中間最小流量（Qmin）方面都符合以下2個條件：

式中：D為兩場連續(xù)洪水洪峰流量之間的洪水持續(xù)時間（d）；A為集水面積（km2）；Qmin為兩場連續(xù)洪水洪峰流量Q1和Q2之間的最小流量（m3·s-1）。

2.2.4 基于GEV分布不同級別洪水系列抽樣方法基于GEV 分布擬合AMPD 洪水系列頻率分布曲線，采用K-S 檢驗法和PPCC 檢驗法進行擬合優(yōu)度檢驗和相似程度評價［25］。檢驗通過后計算洪水理論重現(xiàn)期并確定其相應(yīng)的洪水流量閾值，根據(jù)不同重現(xiàn)期的洪水流量閾值將洪水等級分類為小洪水、中洪水和大洪水。對于干旱和半干旱地區(qū)的疏勒河來說，每年的洪水?dāng)?shù)量較少，參考《水文情報預(yù)報規(guī)范（GB/T 22482-2008）》中對洪水等級的劃分，確定相應(yīng)洪水等級分為：小洪水（重現(xiàn)期＜5 a）；中洪水（5 a＜重現(xiàn)期＜20 a）；大洪水（重現(xiàn)期＞20 a）。

GEV分布函數(shù)為：

式中：x為洪水序列數(shù)據(jù)；ξ為形狀參數(shù)；σ為尺度參數(shù)；μ為位置參數(shù)。當(dāng)ξ＜0時，服從Weibull分布；當(dāng)ξ=0 時，服從Gumbel 分布；當(dāng)ξ＞0 時，服從Frechet 分布。本研究采用極大似然估計法對GEV 分布進行參數(shù)估計，其似然函數(shù)為：

式中：n為時間序列長度；xi為時間i的洪水序列數(shù)據(jù)。

3 結(jié)果與分析

3.1 AMPD洪水系列變化特征

1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站AMPD洪水系列變化特征如圖2和表2所示。年最大洪峰流量變異系數(shù)值為0.43，極值比為8.05，年際變化幅度極大，最大洪峰流量出現(xiàn)在1999年，為718 m3·s-1，而最小洪峰流量出現(xiàn)在1956年，為89.2 m3·s-1。從線性變化趨勢和5 a 平滑曲線來看，AMPD 洪水系列為增加趨勢，線性傾向率為1.066，1956—1987 年為保持平穩(wěn)期，且大多數(shù)年份AMPD值小于距平值，1988—2021年為增加趨勢，且1999 年以后大多數(shù)年份AMPD 值明顯大于距平值。M-K檢驗中AMPD 洪水系列通過了顯著性水平0.01的檢驗，為顯著性增加趨勢。

表2 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站AMPD洪水系列變化特征Tab.2 Characteristics of AMPD flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

圖2 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站AMPD洪水系列幅度變化趨勢Fig.2 Trend in the magnitude of AMPD flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.2 POT3M洪水系列變化特征

3.2.1 POT3M洪水系列幅度變化POT3M 洪水系列幅度變化趨勢如圖3所示。從線性變化趨勢和5 a平滑曲線來看，洪水幅度為增加趨勢。與AMPD 洪水系列相似，1956—1990 年為保持平穩(wěn)期，有小幅波動，除1981年為正距平外，其余大部分為負距平；1991—2021年為波動增加趨勢。M-K檢驗中POT3M洪水系列的幅度變化通過了顯著性水平0.01 的檢驗，為顯著性增加趨勢。

圖3 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站POT3M洪水系列幅度變化趨勢Fig.3 Trend in the magnitude of POT3M flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.2.2 POT3M洪水系列頻次變化

POT3M洪水系列頻次變化趨勢如圖4所示。從線性變化趨勢和5 a平滑曲線來看，洪水頻次為增加趨勢。1956—1985 年有小幅波動，大體為平穩(wěn)期；1986—2021 年為波動性增加趨勢。與POT3M 洪水系列的幅度變化不同，M-K 檢驗中頻次變化通過了0.05的顯著性檢驗，為顯著性增加趨勢。

圖4 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站POT3M洪水系列頻次變化趨勢Fig.4 Trend in the frequency of POT3M flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3 基于GEV分布的洪水變化特征

3.3.1 不同級別洪水的重現(xiàn)期閾值計算采用GEV分布擬合疏勒河昌馬堡水文站AMPD 洪水系列，擬合參數(shù)和擬合優(yōu)度檢驗值見表3。從表3 的結(jié)果分析可知，形狀參數(shù)（ξ）大于0，服從Frechet 分布。KS 檢驗值為0.109，小于顯著性水平0.05 的臨界值0.196，擬合精度良好。PPCC 檢驗值為0.95，表明昌馬堡水文站AMPD 洪水系列服從GEV 分布的Frechet 分布，且高度相關(guān)。GEV 分布對分析計算疏勒河昌馬堡水文站的重現(xiàn)期閾值有很好的可靠性。同時采用MATLAB 軟件程序計算1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站的重現(xiàn)期閾值，結(jié)果如表4所示。

表3 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站AMPD系列擬合參數(shù)與檢驗值Tab.3 Fitted parameters and test values of the AMPD series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

表4 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站重現(xiàn)期閾值Tab.4 Threshold values of the return period at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3.2 不同級別洪水頻次變化采用GEV 分布分別計算大洪水（重現(xiàn)期＞20 a）、中洪水（5 a＜重現(xiàn)期＜20 a）和小洪水（重現(xiàn)期＜5 a）的頻次變化趨勢（圖5）。1956—2021 年洪水發(fā)生的頻次主要以小洪水為主，Sen’s slope 估計傾向率為0.085，且M-K 檢驗中總洪水的頻次通過了0.01 的顯著性檢驗，洪水頻次變化為顯著性增加趨勢。

圖5 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站不同級別洪水頻次變化趨勢Fig.5 Trend in the frequency of different levels of floods at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3.3 不同年代際的洪水頻次變化從圖6 可以看出，1956—2021 年疏勒河昌馬堡水文站不同年代際洪水頻次總體為增加趨勢。各年代相比較而言，1950s—1960s 洪水發(fā)生頻次較少，1970s 開始增加，且1970s—2000s 為保持平穩(wěn)期，2010s 達到洪水發(fā)生頻次最大值?？傮w來看，疏勒河洪水發(fā)生頻次演變趨勢為由少向多轉(zhuǎn)換。

圖6 1956—2021年疏勒河昌馬堡水文站不同年代際洪水頻次Fig.6 Frequency of interdecadal floods at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.4 降水和氣溫變化特征

由圖7 和圖8 可知，1956—2021 年魚兒紅雨量站和托勒氣象站的年降水量以及托勒氣象站的氣溫總體呈現(xiàn)顯著性增加的趨勢。魚兒紅雨量站和托勒氣象站的多年平均降水量分別為140.3 mm 和302.4 mm，Sen’s slope 估計傾向率為6.9 mm·(10a)-1和15.3 mm·(10a)-1；托勒氣象站的多年平均氣溫為-2.4 ℃，Sen’s slope 估計傾向率為0.35 ℃·(10a)-1。由圖9 可知，托勒氣象站單場次降水量＞10 mm 的降水日數(shù)和年平均降水強度都為增加趨勢。由圖7～9分析可知，1987—2021 年降水量和氣溫為正距平，且為持續(xù)增加態(tài)勢。

圖7 1956—2021年托勒氣象站和魚兒紅雨量站年降水量變化趨勢Fig.7 Trends of annual precipitation at Tuole meteorological station and Yu’erhong rainfall station from 1956 to 2021

圖8 1956—2021年托勒氣象站氣溫變化趨勢Fig.8 Trend of temperature change at Tuole meteorological station from 1956 to 2021

圖9 1956—2021年托勒氣象站降水要素變化趨勢Fig.9 Trends in precipitation elements at Tuole meteorological station from 1956 to 2021

4 討論

疏勒河上游區(qū)域大部分屬于高海拔山區(qū)范圍，從河源區(qū)至昌馬堡水文站區(qū)間，海拔高差達2000多米，區(qū)間流域地形、坡度和下墊面等都有差異，上游區(qū)域主要受高原季風(fēng)和西風(fēng)帶大氣環(huán)流系統(tǒng)的交匯影響，屬于西風(fēng)帶氣候區(qū)。通過分析流域內(nèi)魚兒紅雨量站和周邊托勒氣象站的降水變化可知（圖7、圖9），過去幾十年，疏勒河流域的降水量呈持續(xù)增加趨勢，尤其是夏季降水量占總降水量比重越來越大［16-17］。已有研究成果也證實了降水量的變化趨勢，如施雅風(fēng)等［26］早在21 世紀初期研究發(fā)現(xiàn)，從1987 年開始整個西北地區(qū)的氣候由暖干向暖濕轉(zhuǎn)型，表現(xiàn)為溫度上升、降水量增加、冰川消融量和徑流量連續(xù)多年增加；藍永超等［27］、徐浩劫等［28］研究發(fā)現(xiàn)，疏勒河上游降水量總體為增加趨勢。從托勒氣象站的氣溫變化趨勢可知（圖8），1987—2021 年氣溫為顯著性增加趨勢。已有研究發(fā)現(xiàn)，1956—2010 年疏勒河河源區(qū)的年平均氣溫以0.40 ℃·(10a)-1的傾向率顯著性升高［27］；中國西北干旱區(qū)氣溫的低溫極值在1986 年左右突變后呈現(xiàn)為顯著性增加趨勢［29-30］。在溫升背景下，與冰川、積雪和凍土等冰凍圈要素相關(guān)的下墊面變化，對疏勒河等西部寒區(qū)流域產(chǎn)流機制已產(chǎn)生了顯著的影響［31-32］。第一次冰川編目（1956—1983 年）和第二次冰川編目（2005—2010 年）數(shù)據(jù)的相關(guān)研究成果［33-34］顯示，疏勒河冰川覆蓋面積和冰儲量為660 條河509.87 km2左右。隨著溫度逐漸升高，1960 年以來疏勒河冰川融水呈現(xiàn)增加趨勢［35］。Liu 等［18］研究發(fā)現(xiàn)，在1960s—2010s 期間氣候持續(xù)變暖影響下，冰川融水對疏勒河的融水占比達到42.2%。對比分析魚兒紅雨量站和托勒氣象站的降水和氣溫要素與昌馬堡水文站洪水發(fā)生的幅度和頻次，結(jié)果為正相關(guān)關(guān)系，變化趨勢大體一致。

5 結(jié)論

本文基于1956—2021 年疏勒河上游昌馬河出山口昌馬堡水文站的實測洪水?dāng)?shù)據(jù)和相關(guān)氣象數(shù)據(jù)，分析了AMPD 洪水系列、POT3M 洪水系列和基于GEV 分布不同級別洪水系列的變化趨勢及影響因素。主要結(jié)論如下：

（1）3 種抽樣洪水系列中AMPD 系列和POT3M系列的幅度和頻次為顯著性增加趨勢，基于GEV 分布不同級別洪水系列以小洪水為主，且總洪水頻次為顯著性增加趨勢。

（2）魚兒紅雨量站和托勒氣象站的數(shù)據(jù)表明，1987 以后氣溫和降水呈顯著性波動增加趨勢，強降雨和升溫引起的冰川、高山積雪和凍土融水增加等原因是3種抽樣洪水系列幅度和頻次顯著性增加主要驅(qū)動因素。

疏勒河上游山區(qū)的洪水變化特征受氣候變化、冰凍圈要素變化和下墊面等原因的影響十分復(fù)雜，本文僅通過數(shù)理統(tǒng)計方法進行了簡單的趨勢分析，其洪水模擬和影響機制有待后期進一步深入研究。