葉思露，葉虎林，趙靜毅，鄒海明，郭林茂，宋春林

（1. 四川大學(xué) 水力學(xué)與山區(qū)河流開發(fā)保護(hù)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 水利水電學(xué)院，四川 成都 610065； 2. 青海省水文與水資源勘測(cè)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(cè)研究站，甘肅 蘭州 730000；4. 青海省水文與水資源勘測(cè)局直門達(dá)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(zhēng)的事實(shí)，IPCC第六次報(bào)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(shì)在青藏高原等多年凍土區(qū)尤為顯著，相關(guān)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(zhǎng)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(dǎo)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(duì)區(qū)域的生態(tài)環(huán)境和社會(huì)經(jīng)濟(jì)的發(fā)展造成一定的影響。

長(zhǎng)江源和黃河源是我國(guó)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(zhǎng)江流域和黃河流域重要的水源地和補(bǔ)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(kuò)張、冰川徑流增加等［6］。研究發(fā)現(xiàn)，氣候變化已經(jīng)導(dǎo)致長(zhǎng)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?yàn)楦吡髁亢偷土髁看淼乃倪^(guò)程不同，如高流量直接對(duì)應(yīng)于流域降水并受其控制，而低流量則發(fā)生在干旱時(shí)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(huì)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(shí)間變化的規(guī)律，需要對(duì)徑流進(jìn)行分解并全面分析。

流量歷時(shí)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(guó)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(dǎo)致其高流量和低流量都減??；蔣沖等人［8］發(fā)現(xiàn)黃河源高流量和低流量都減少，而長(zhǎng)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(duì)氣象因子的響應(yīng)存在差異。以上研究加深了我們對(duì)不同徑流組分變化的理解，但目前關(guān)于降水和氣溫對(duì)區(qū)域不同徑流組分變化的影響程度的研究還相對(duì)不足。

以青藏高原的長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)為研究區(qū)域，通過(guò)M-K趨勢(shì)分析和多元線性回歸分析等方法分別分析了長(zhǎng)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(cè)徑流組分變化特點(diǎn)；②明確不同徑流組分與氣象因子的關(guān)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(jìn)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(jìn)一步的認(rèn)識(shí)并對(duì)當(dāng)?shù)厮Y源管理及生態(tài)保護(hù)等方面有一定的參考價(jià)值。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

長(zhǎng)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(shì)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(shì)西高北低，從南向北有3 個(gè)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(qiáng)、晝夜溫差大等典型的高原大陸性氣候特點(diǎn)［15］。長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)地質(zhì)構(gòu)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(zhǎng)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(zhǎng)江源黃河源區(qū)及相關(guān)站點(diǎn)位置Fig.1 The location of SAYAR and SAYER and related station sites

1.2 數(shù)據(jù)來(lái)源

研究所用日流量數(shù)據(jù)青海省水文與水資源勘測(cè)局提供，研究區(qū)降水和氣溫?cái)?shù)據(jù)［16，17］來(lái)自國(guó)家青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http://data.tpdc.ac.cn），該數(shù)據(jù)集以國(guó)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(chǎng)，融合了中國(guó)氣象局常規(guī)氣象觀測(cè)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?cái)?shù)據(jù)徑處理后均為面平均。研究水文站選取位于長(zhǎng)江源區(qū)的沱沱河站和直門達(dá)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(jiàn)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(cè)具有連續(xù)數(shù)據(jù)的水文序列或氣候序列中的單個(gè)變化點(diǎn)。近幾十年長(zhǎng)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(cè)氣溫變化點(diǎn)，并以氣溫變化點(diǎn)為依據(jù)將各氣象水文要素分為P1和P2兩個(gè)時(shí)段。

1.3.2 徑流頻率分析

流量歷時(shí)曲線可以表示特定流域的日、周、月（或其他時(shí)間間隔）流量大小和頻率之間的關(guān)系，是一個(gè)累積的頻率曲線，每個(gè)流量Q的值都有相應(yīng)的一個(gè)概率p，它顯示了在給定的時(shí)間段內(nèi)等于或超過(guò)指定流量時(shí)間的百分比［21］，可以表示某一流量超過(guò)所有歷史記錄的時(shí)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(jì)算p如下:

式中:i是分配給每個(gè)流量值的等級(jí)；N是徑流時(shí)間系列的長(zhǎng)度；qi，i=1，2，…，N是有序觀測(cè)；pi是流量超過(guò)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(duì)應(yīng)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(jì)算

分別計(jì)算不同時(shí)段各水文要素多年平均值，后求不同時(shí)段各水文要素之差，再除以P1 時(shí)段各水文要素多年平均值，得出各水文要素變化幅度，計(jì)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(shì)分析

對(duì)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(shì)檢驗(yàn)法具有非常突出的適用性，通常用于檢測(cè)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(shì)，因此采用M-K法檢測(cè)水文氣象數(shù)據(jù)趨勢(shì)。

1.3.5 貢獻(xiàn)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(guān)系可以表示為:

采用多元回歸的方式來(lái)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(duì)貢獻(xiàn)率可以表示為:

式中:n為氣象因子對(duì)百分位流量的相對(duì)貢獻(xiàn)率。

2 結(jié)果與分析

2.1 氣溫和降水變化

圖2展示了長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)域降水和氣溫變化。由圖2 可知，長(zhǎng)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(zhǎng)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(zhǎng)江源（0.07 ℃/a）。

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

2.2 流量及百分位流量變化

圖3 展示了長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)5 個(gè)水文站多年流量變化，由圖3可知，長(zhǎng)江源區(qū)上游沱沱河站和下游直門達(dá)站流量都顯著（P＜0.05）增加，其中直門達(dá)站流量變化率達(dá)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(shì)Fig.3 Inter-annual variation trend of discharge

對(duì)長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)的氣溫進(jìn)行突變檢測(cè)，發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)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(diǎn)為界，將總流量和Q10～Q90劃分為1997 年前后兩個(gè)階段（P1、P2），并比較兩個(gè)時(shí)段各水文要素變化幅度。表2展示了長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)五個(gè)水文站的流量變化幅度。由表2可知，P2相比P1時(shí)期，沱沱河站、直門達(dá)站和吉邁站流量都增加，其中沱沱河站夏季流量增幅達(dá)92.12%，直門達(dá)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(shí)期流量變化特征Tab.2 Discharge variation characteristics in different periods

圖4（a）展示了長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)各站點(diǎn)Q10～Q90年變化率。由圖4（a）可知，直門達(dá)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(dá)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(dá)相似，Q10變化率最大，達(dá)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(dá)站變化率略有不同。吉邁站Q70變化率最大，達(dá)0.7 m3/（s·a），Q20變化率最小，僅為0.08 m3/（s·a）；對(duì)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(fù)，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(shì)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(gè)站點(diǎn)高、中、低流量平均變化率。由表3 可知，沱沱河站和直門達(dá)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(dá)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(dá)站。與沱沱河站和直門達(dá)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(zhǎng)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(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)各站點(diǎn)Q10～Q90變化幅度，由圖4（b）可知，沱沱河站、直門達(dá)站和吉邁站Q10～Q90均保持一定的增幅，其中沱沱河Q50、直門達(dá)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(gè)站點(diǎn)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(dá)118.06%，低流量增幅最小，但也達(dá)到了98.03%；直門達(dá)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?jī)H增加7.64%；吉邁站徑流組分變化與直門達(dá)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(dá)16.79%，而高流量?jī)H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(shì)［22］，由圖2 可知，長(zhǎng)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(lái)更多的水量。由圖5（a）可知，降水對(duì)長(zhǎng)江源高流量的貢獻(xiàn)率達(dá)到92.93%，而氣溫對(duì)高流量的貢獻(xiàn)率僅為2.33%，其影響幾乎可以忽略不計(jì)，但對(duì)Q40～Q90即中流量和低流量，降水的貢獻(xiàn)率逐漸降低，氣溫的貢獻(xiàn)率逐漸增加，至Q60時(shí)，氣溫的貢獻(xiàn)率超過(guò)降水，但降水對(duì)中流量變化的貢獻(xiàn)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(rèn)為降水是導(dǎo)致長(zhǎng)江源流量增加的主要原因，這與Mao 等人［7］和蔣沖等人［8］結(jié)論相同。對(duì)于黃河源區(qū)低流量，發(fā)現(xiàn)氣溫對(duì)Q70～Q90貢獻(xiàn)率由負(fù)變?yōu)檎以赒90時(shí)，氣溫的貢獻(xiàn)率再次超過(guò)降水，但降水對(duì)低徑流的貢獻(xiàn)率（67.11%）仍然大于氣溫（18.79%），因此認(rèn)為降水也是導(dǎo)致黃河源區(qū)低流量增加的原因。

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

與降水相反，氣溫對(duì)長(zhǎng)江源從高流量到低流量變化的貢獻(xiàn)逐漸增大，至低流量時(shí)，氣溫對(duì)低流量的貢獻(xiàn)率達(dá)77.72%，超過(guò)降水的22.28%，成為導(dǎo)致長(zhǎng)江源區(qū)低流量變化的主要原因。對(duì)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(guān)［19］，圖6相關(guān)分析顯示，長(zhǎng)江源區(qū)和黃河源區(qū)低流量與氣溫的相關(guān)系數(shù)大于降水，這與Song等人［13］關(guān)于多年凍土區(qū)低流量對(duì)氣溫變化更敏感的結(jié)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(duì)河流流量的補(bǔ)給，且溫度每上升1 ℃，地下水就會(huì)增加6.1%～10.5%。這可能與氣溫上升導(dǎo)致多年凍土退化有關(guān)，Yi 等人［24］發(fā)現(xiàn)長(zhǎng)江源區(qū)多年凍土面積在1962-2012 年期間以0.04 萬(wàn)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(dǎo)致地表水和地下水水力聯(lián)系加強(qiáng)，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(bǔ)充河流流量；此外，凍土退化也會(huì)導(dǎo)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(dǎo)致低流量增加。

圖6 長(zhǎng)江源黃河源Q10～Q90與氣象因子的相關(guān)關(guān)系Fig.6 Correlation between Q10～Q90 and meteorological factors in SAYAR and SAYER

氣溫升高導(dǎo)致多年凍土退化可以使低流量增加但也可能導(dǎo)致高流量和中流量減少，由圖5（b）可知，氣溫對(duì)黃河源高流量變化的貢獻(xiàn)率為-58.79%，大于降水的41.21%，但從Q50～Q70，氣溫的貢獻(xiàn)率逐漸降低，降水的貢獻(xiàn)率逐漸增加，但氣溫對(duì)中流量的貢獻(xiàn)率（-53.98%）仍然大于降水（47.02%），所以氣溫上升是導(dǎo)致黃河源高流量和中流量減小的主要原因。因?yàn)殡S著作為弱透水層的多年凍土退化，活動(dòng)層增厚，土壤蓄水容量增大，導(dǎo)致部分降水入滲變?yōu)榈叵滤?，這既削弱了洪峰流量，又滯緩徑流匯流過(guò)程，Wang 等人［27］認(rèn)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(guò)改變土壤水凍融過(guò)程，影響徑流的產(chǎn)匯流過(guò)程，還可以通過(guò)熱量平衡影響區(qū)域的蒸散發(fā)，改變?cè)械乃科胶猓?8］。郭林茂等人［29］發(fā)現(xiàn)，長(zhǎng)江源風(fēng)火山地區(qū)氣溫與實(shí)際蒸散發(fā)顯著（P＜0.05）正相關(guān)且相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.84，表明氣溫上升很大程度上會(huì)導(dǎo)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(huì)導(dǎo)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?xiàng)l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(duì)流，最終使得流域蒸散發(fā)增加，徑流減小。

4 結(jié) 論

研究主要探討了長(zhǎng)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(jié)論。

（1）長(zhǎng)江源不同徑流組分與其總流量變化趨勢(shì)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(shì)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(duì)長(zhǎng)江源區(qū)高流量和中流量變化的貢獻(xiàn)率分別為92.93%和71.17%，是導(dǎo)致長(zhǎng)江源高流量和中流量增加的主要原因；但氣溫對(duì)長(zhǎng)江源區(qū)不同徑流組分的貢獻(xiàn)率逐漸增加，至低流量時(shí)，氣溫貢獻(xiàn)率達(dá)77.72%，是導(dǎo)致長(zhǎng)江源區(qū)低流量增加的主要原因。

（3）氣溫上升對(duì)黃河源區(qū)高流量和中流量變化的貢獻(xiàn)率分別為-58.79%和-53.98%，是導(dǎo)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(duì)不同徑流組分的貢獻(xiàn)率逐漸減小，至低流量時(shí)，降水貢獻(xiàn)率達(dá)67.11%，是導(dǎo)致黃河源區(qū)低流量增加的主要原因。