羅 玉, 秦寧生, 周 斌, 李金建, 劉 佳, 王春學(xué), 龐軼舒

(1.中國(guó)氣象局 成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,成都 610072; 2.四川省氣候中心, 成都 610072; 3.成都信息工程大學(xué), 成都 610225)

作為青藏高原腹地長(zhǎng)江源區(qū)，其主要功能是保障長(zhǎng)江的源遠(yuǎn)流長(zhǎng)，并向下游輸送優(yōu)質(zhì)的水資源，源區(qū)的水量和水質(zhì)變化將影響廣大的長(zhǎng)江中下游地區(qū)[1]。因此，不少專家學(xué)者關(guān)注長(zhǎng)江源區(qū)的水資源變化。燕華云等[2]分析了1956—2000年長(zhǎng)江源區(qū)年內(nèi)分配時(shí)程變化規(guī)律,指出沱沱河站徑流年內(nèi)分配的不均勻性及集中度、相對(duì)變化幅度均高于直門達(dá)站；曹建廷等[3]研究了長(zhǎng)江源區(qū)1956—2000年徑流年際變化特征，發(fā)現(xiàn)源區(qū)徑流量呈微弱的減少趨勢(shì)；李林[4]、齊冬梅[5]、李其江[6]等利用長(zhǎng)江源區(qū)直門達(dá)水文站徑流量資料分別研究了1961—2011年、1960—2011年、1956—2016年源區(qū)徑流量的變化規(guī)律，指出源區(qū)年地表水資源總體呈增加趨勢(shì)。

在全球變暖、青藏高原暖濕化的背景下，以往的研究多利用單站徑流量資料探討源區(qū)徑流量的變化特征，并且受資料序列長(zhǎng)度的限制，未能反映2012年以后的變化特征。本文將在此基礎(chǔ)上用較新的長(zhǎng)江源區(qū)上游沱沱河站和下游直門達(dá)站徑流量資料全面探討源區(qū)徑流量的年際、年代際、年內(nèi)、突變和周期變化特征，以期為長(zhǎng)江源生態(tài)環(huán)境保護(hù)及水資源管理提供理論依據(jù)。

1 資料與方法

1.1 研究區(qū)概況

長(zhǎng)江源區(qū)(直門達(dá)水文站以上流域)，地處青藏高原腹地，平均海拔在4 500 m左右，地理坐標(biāo)為90°43′—96°45′E，32°30′—35°35′N，流域的控制面積為13.78 km2。長(zhǎng)江源區(qū)，冰川、凍土、積雪和高寒等為一體，湖泊及沼澤密布，是世界上濕地分布海拔最高、面積最廣、最集中的地區(qū),其具有水涵養(yǎng)、調(diào)節(jié)及生物多樣性保護(hù)等功能。

1.2 資料選取

本研究選取直門達(dá)和沱沱河兩個(gè)水文站1961—2016年月徑流量觀測(cè)資料探討長(zhǎng)江源區(qū)徑流量變化特征。

1.3 研究方法

采用滑動(dòng)平均、累積距平曲線方法研究長(zhǎng)江源區(qū)徑流量的年際變化特征，利用集中度、變化幅度、分配不均勻系數(shù)方法，定性、定量相結(jié)合，分析長(zhǎng)江源徑流量年內(nèi)變化特征，采用滑動(dòng)t檢驗(yàn)方法[7]探討徑流量的突變特征，分析徑流量的周期變化特征采用小波分析方法。

1.3.1 累積距平 累積距平是一種常用的、由曲線直觀判斷變化趨勢(shì)的方法[7]，當(dāng)累積距平持續(xù)增大時(shí)表明該時(shí)段內(nèi)徑流量距平持續(xù)為正；當(dāng)累積距平持續(xù)不變時(shí)表明該時(shí)段距平持續(xù)為零即保持平均；當(dāng)累積距平持續(xù)減小時(shí)，表明該時(shí)段內(nèi)徑流量距平持續(xù)為負(fù)。對(duì)于序列x，某一時(shí)刻t的累積距平表示為：

(1)

將n個(gè)時(shí)刻的累積距平值全部計(jì)算出來(lái)，即可繪制出累積距平曲線。

1.3.2 變差系數(shù) 本文采用年內(nèi)變差系數(shù)來(lái)表示徑流(降水量)年際變化的總體特征[8-9]，計(jì)算公式如下：

(2)

1.3.3 集中期和集中度 借鑒年降水量年內(nèi)分配向量法，采用集中期和集中度來(lái)研究流域徑流(降水量)年內(nèi)變化規(guī)律。把一年內(nèi)所有月的徑流量看作向量，月徑流量的大小作為該月向量的長(zhǎng)度，所處的月份作為徑流量向量的方向，用圓周360°作為一年的天數(shù)365日，1—12月每月的方位角h依0，30°,60°,…,330°,將各月徑流量以向量方式累加，其各分量之和的合成量占年徑流量在年內(nèi)的比值為年徑流量集中程度，以12個(gè)月分量和的比值的正切角度表示年徑流量集中期，可客觀的反映一年中最大徑流量(降水量)出現(xiàn)的時(shí)間[8]。計(jì)算如下：

(3)

(4)

(5)

(6)

RCP=arctan(Rx/Ry)

(7)

式中：Ri為第i月的徑流量；h為第i月徑流的方位角；Ryear為年徑流量；Rx，Ry分別為X，Y方向上的合成向量。

1.3.4 不均勻性 由于隨氣候的季節(jié)波動(dòng)，降水、氣溫等氣象要素均有明顯的季節(jié)性變化，從而很大程度上決定了徑流量年內(nèi)分配的不均勻性。徑流年內(nèi)分配不均勻系數(shù)計(jì)算如下[9]：

(8)

1.3.5 變化幅度 利用相對(duì)變化幅度和絕對(duì)變化幅度兩個(gè)指標(biāo)來(lái)衡量徑流量的變化幅度，計(jì)算公式如下[10-12]：

Cm=Qmax/Qmin

ΔQ=Qmax-Qmin

(9)

式中：Cm和ΔQ分別為徑流量的相對(duì)變化幅度和絕對(duì)變化幅度；Qmax和Qmin分別為年內(nèi)月最大徑流量和月最小徑流量。

1.3.6 突變檢驗(yàn) 滑動(dòng)t檢驗(yàn)是檢驗(yàn)一氣候序列中的兩段子序列均值有無(wú)顯著性差異。如果兩段子序列的均值差異超過(guò)了一定的顯著性水平，則有突變發(fā)生，具體方法詳見(jiàn)文獻(xiàn)[7]。

1.3.7 周期分析 本文選擇采用Morlet小波分析方法來(lái)研究徑流量的周期變化特征。在地學(xué)中，各種氣象因子、水文過(guò)程等都可看作是隨時(shí)間周期性變化的信號(hào)，因此小波分析適用于地學(xué)領(lǐng)域。小波變換通過(guò)將時(shí)間序列分解到時(shí)間頻率內(nèi)，從而得出時(shí)間序列的顯著的波動(dòng)模式，即周期變化動(dòng)態(tài)，以及周期變化動(dòng)態(tài)的時(shí)間格局，具體方法詳見(jiàn)文獻(xiàn)[7]。

2 結(jié)果與分析

2.1 長(zhǎng)江源區(qū)徑流的年際變化特征

在全球變暖，青藏高原氣候暖濕化的大背景下[10]，1961—2016年長(zhǎng)江源區(qū)總體均呈增加趨勢(shì)(圖1)，沱沱河站和直門達(dá)站徑流量每10 a氣候傾向率分別為3.44 m3/s，12.11 m3/s，其中沱沱河站氣候傾向率變化顯著(大于0.01的顯著性水平)；2012年以后，沱沱河流域徑流量呈增加趨勢(shì)，通天河流域徑流量則呈減少趨勢(shì)。長(zhǎng)江源區(qū)的上游徑流量較下游徑流量年際變化顯著，上游沱沱河站年徑流量的變差系數(shù)Cv為0.44，而位于下游的直門達(dá)站變差系數(shù)為0.27，說(shuō)明沱沱河站徑流量的年際變化較為顯著。從沱沱河站1961—2016年的累積距平曲線圖可以看出(圖1C)，近56 a來(lái)沱沱河站的年徑流量主要經(jīng)歷了徑流量由減少至增加的2個(gè)階段，1961—1996年時(shí)是流量減少的階段，1997—2016年是徑流量顯著增加的階段；從直門達(dá)站的累積距平曲線圖看(圖1D)，直門達(dá)站的年徑流量主要經(jīng)歷了3個(gè)階段：1961—1966年和2006—2016年是徑流量增加的兩個(gè)階段，這2個(gè)階段總體上豐水年年份要多于枯水年的年份，1967—2005年是徑流量呈波動(dòng)性減少，這一階段枯水年的年份要多于豐水年的年份。

圖1 1961-2016年長(zhǎng)江源區(qū)各站徑流量年際變化和累積距平

2.2 長(zhǎng)江源區(qū)徑流的年代際變化特征

以距平百分率為標(biāo)準(zhǔn)來(lái)劃分徑流的豐枯等級(jí)，對(duì)徑流量按其距平百分率劃分為5個(gè)等級(jí)，p<-20%為枯水；-20%≤p<-10%為偏枯；-10%≤p≤10%為平水；10%20%為豐水。從徑流量的年代際變化可以看出(表1)，在20世紀(jì)60年代長(zhǎng)江源區(qū)各徑流量均處于平水期，各站點(diǎn)徑流量與多年平均值較為接近；自70—90年代，沱沱河站徑流量均處于枯水期；直門達(dá)站徑流量則在80年代處于平水期，70、90年代處于枯水期。進(jìn)入21世紀(jì)以來(lái)，長(zhǎng)江源區(qū)沱沱河站和直門達(dá)站均進(jìn)入豐水期，特別是沱沱河站增加顯著，徑流量比平均值增加了41.1%，直門達(dá)站徑流量比平均值增加了12.8%。

2.3 長(zhǎng)江源區(qū)徑流的年內(nèi)變化特征

從沱沱河及直門達(dá)站徑流年內(nèi)分配圖(圖2)可以看出，總體上，兩個(gè)水文監(jiān)測(cè)站徑流在各個(gè)年代的年內(nèi)分配較為相似，均呈明顯的“單峰型”分布，流量均在1—3月處于低值，4—5月開(kāi)始緩慢上升，之后開(kāi)始急劇上升，沱沱河站基本在8月份達(dá)到極大值，直門達(dá)站在7月或8月達(dá)到極大值，9—11月均開(kāi)始急劇下降，直至12月份達(dá)到最低。即沱沱河站和直門達(dá)站各個(gè)年代的徑流量主要集中在汛期，即5—10月，汛期徑流量占該時(shí)段全年平均徑流量的百分比分別超過(guò)了97%，77%(表2)。從圖2A還可看出沱沱河站徑流量的峰值除了在1970s出現(xiàn)在7月份，其余各年代均出現(xiàn)在8月份，這與本區(qū)大氣降水主要分布在8月份是基本相吻合的；直達(dá)門站徑流量的峰值在1970s，1990s，2000s出現(xiàn)在8月份，其余年代均出現(xiàn)在7月份，出現(xiàn)峰值差異在一定程度上蘊(yùn)示著氣候波動(dòng)(大氣降水)對(duì)河川徑流量的影響。

表1 長(zhǎng)江源區(qū)徑流量的年代際變化 %

圖2 長(zhǎng)江源區(qū)各站徑流年內(nèi)分配特征

表2 長(zhǎng)江源區(qū)汛期徑流年內(nèi)分配統(tǒng)計(jì)特征

由表3，4數(shù)據(jù)進(jìn)行分析可以得出長(zhǎng)江源區(qū)徑流年內(nèi)分配特征。由徑流年內(nèi)分配不均勻系數(shù)可以看出，長(zhǎng)江源上下游站點(diǎn)徑流量不均勻性均在1960s最大，其中沱沱河站在1970s和1990s的不均勻性最小，直門達(dá)站在1970s，1990s和2010s的不均勻性最小。從年內(nèi)分配集中度來(lái)看，長(zhǎng)江源區(qū)上下游站點(diǎn)各個(gè)年代的徑流量集中度主要集中在79%～81%，59%～61%；集中期主要集中在7月下旬—8月上旬，直門達(dá)站各年代的集中期較沱沱河站略滯后。從徑流量年內(nèi)變化幅度來(lái)看，沱沱河站徑流年內(nèi)相對(duì)變化幅度總體上呈現(xiàn)出增加的趨勢(shì)，直門達(dá)站徑流年內(nèi)相對(duì)變化幅度總體上呈弱減少趨勢(shì)；源區(qū)上下游站點(diǎn)絕對(duì)變化幅度均呈增大趨勢(shì)。從表3，表4和圖3可以看出，沱沱河站和直門達(dá)站的不均勻系數(shù)和集中度均具有較好的同步性波動(dòng)變化規(guī)律，凡是不均勻系數(shù)值高的年份，集中度的值也高，兩者的相關(guān)系數(shù)分別為0.90，0.92(顯著性水平均超過(guò)0.001信度檢驗(yàn))。

值得注意的是自1961—2000年年內(nèi)分配規(guī)律與燕華云等[2]的研究結(jié)論較為一致，本文在2001—2016年的年內(nèi)分配規(guī)律也得出相同的結(jié)論。沱沱河站徑流年內(nèi)分配的不均勻性及集中度、相對(duì)變化幅度均高于直門達(dá)站的原因可能受到降水、氣溫、水面蒸發(fā)量以及下墊面等作用不同所造成的，沱沱河水文站以上流域主要是以降水和冰川融水為補(bǔ)給的河流，春季冰雪融水補(bǔ)給，徑流量增加，但是明顯小于汛期，進(jìn)入汛期5—10月，隨著氣溫的升高引起的冰川融水以及受西太平洋副熱帶高壓及印度夏季等的影響，徑流量顯著增加，汛期比例大約在96%左右，直門達(dá)水文站以上流域主要受降水、冰雪融水和地下水補(bǔ)給，春季有一定的水量，伴隨著冰雪融水徑流量顯著增加，進(jìn)入汛期徑流量最大，汛期徑流量比例為87%左右[11-13]。

2.4 長(zhǎng)江源區(qū)徑流的突變分析

根據(jù)滑動(dòng)t檢驗(yàn)(圖4A)結(jié)果，沱沱河站徑流量在1996年、1997年、1998年、1999年及2000年前后發(fā)生突變(通過(guò)0.01顯著性檢驗(yàn))，結(jié)合(圖4A)沱沱河站徑流年際變化特征，最終把突變點(diǎn)定在1996年發(fā)生突變，徑流量顯著增加；直門達(dá)站在2003年、2004年前后發(fā)生顯著性突變(通過(guò)0.01顯著性檢驗(yàn))，結(jié)合(圖4B)，綜合確定直門達(dá)站在2004年前后發(fā)生了一次明顯的轉(zhuǎn)折，徑流量由減少的趨勢(shì)轉(zhuǎn)為增加趨勢(shì)。

表3 沱沱河站徑流年內(nèi)分配統(tǒng)計(jì)特征

表4 直門達(dá)站徑流年內(nèi)分配統(tǒng)計(jì)特征

圖3 長(zhǎng)江源區(qū)各站徑流量不均勻系數(shù)和集中度年際變化對(duì)比

圖4 長(zhǎng)江源區(qū)各站徑流量突變分析

2.5 長(zhǎng)江源區(qū)徑流的周期分析

近56 a沱沱河站徑流量存在著準(zhǔn)8～12 a和3～4 a左右的振蕩特征(圖5A)，3～4 a左右的周期振蕩在2000s較為明顯；直門達(dá)站存在著6～8 a和3～4 a左右的振蕩周期，6～8 a左右的周期振蕩在1975—1985年較明顯，3～4 a左右的周期振蕩在2000s較明顯(圖5B)。

3 結(jié)論與討論

3.1 討 論

長(zhǎng)江源區(qū)徑流量的變化特征受到氣候因子、下墊面、人類活動(dòng)以及冰川、凍土等的影響。降水、氣溫、蒸發(fā)量是影響徑流的重要?dú)庀笠蜃?，曹建廷等[3]指出，長(zhǎng)江源區(qū)年徑流量的變化與降水量變化非常接近，且隨著氣溫的升高，有助于冰川和積雪融化，增加對(duì)徑流的補(bǔ)給作用，在1980—2000年，以直門達(dá)水文站代表的長(zhǎng)江干支流區(qū)域徑流量明顯減少，說(shuō)明該時(shí)段的氣溫增加使融冰融雪的增加不足以抵消降水量減少和流域?qū)嶋H蒸發(fā)的綜合效應(yīng)。也有研究指出高原500 hPa低渦和高壓的活動(dòng)狀況通過(guò)影響降水等氣象因子進(jìn)而影響徑流的變化。長(zhǎng)江源區(qū)處于高寒區(qū)域，多年和季節(jié)性凍土廣泛分布，多年和季節(jié)性凍土的冰雪消融和凍結(jié)融化，凍土退化，釋放地下水，補(bǔ)給河流，同時(shí)凍土活動(dòng)層厚度增加，季節(jié)性凍結(jié)減少，土壤凍融的變化加強(qiáng)了水分向地下遷移，使得徑流增大。長(zhǎng)江源區(qū)人口稀少，人類活動(dòng)對(duì)下墊面的影響較少。本文僅從時(shí)間變化上來(lái)研究源區(qū)徑流量的變化，未全面考慮研究時(shí)段影響徑流量的其氣候因子、演變機(jī)理，在以后的研究中將進(jìn)一步定量分析其形成機(jī)制。

圖5 長(zhǎng)江源區(qū)各站徑流量的小波分析(陰影區(qū)表示通過(guò)了置信水平為95%的紅噪聲檢驗(yàn))

3.2 結(jié) 論

(1) 長(zhǎng)江源區(qū)徑流量在年際變化上均呈增加趨勢(shì)，沱沱河站年際變化比下游直門達(dá)站顯著。在年代際變化特征上，進(jìn)入21世紀(jì)以來(lái)，長(zhǎng)江源區(qū)各站均進(jìn)入豐水期。長(zhǎng)江源區(qū)徑流量的集中度主要集中在59%～81%；長(zhǎng)江源區(qū)集中期主要集中在7月下旬—8月上旬；沱沱河站相對(duì)變化幅度呈現(xiàn)增加的趨勢(shì)，直門達(dá)站呈弱減少趨勢(shì)，源區(qū)徑流量絕對(duì)變化幅度均呈增加趨勢(shì)；由于受到降水、氣溫、水面蒸發(fā)量以及下墊面等作用不同，沱沱河水文站以上流域主要是以降水和冰川融水為補(bǔ)給的河流，直門達(dá)水文站以上流域主要受降水、冰雪融水和地下水補(bǔ)給，造成沱沱河站徑流年內(nèi)分配的不均勻性及集中度、相對(duì)變化幅度均高于直門達(dá)站。

(2) 沱沱河站徑流量在1996年左右發(fā)生了一次明顯的突變，直門達(dá)站徑流量在2004年左右發(fā)生了一次顯著的突變；均經(jīng)歷了徑流量由少到多的突變。

(3) 在周期變化特征上，沱沱河站存在8～12 a和3～4 a的周期振蕩特征，直門達(dá)站存在6～8 a和3～4 a左右的周期振蕩特征。