长江黄河源区不同径流组分变化及成因分析

2023-07-04叶思露叶虎林赵静毅邹海明郭林茂宋春林

中国农村水利水电 2023年6期

叶思露，叶虎林，赵静毅，邹海明，郭林茂，宋春林

（1. 四川大学水力学与山区河流开发保护国家重点实验室水利水电学院，四川成都 610065； 2. 青海省水文与水资源勘测局沱沱河水文站，海西蒙古族藏族自治州 816199； 3. 青藏高原北麓河冻土工程与环境综合观测研究站，甘肃兰州 730000；4. 青海省水文与水资源勘测局直门达水文站，青海西宁 810008）

0 引言

全球变暖是气候变化背景下不争的事实，IPCC第六次报告指出，2011-2020 年全球陆地平均表面温度较工业革命前升高了1.09 °C［1］，这一升温态势在青藏高原等多年冻土区尤为显著，相关研究显示，青藏高原近40 年增温速率是全球同期升温速率的约2 倍［2］，而处于青藏高原腹地的长江源黄河源区的升温率又为青藏高原升温率的约1.2 倍［3］。气温的快速上升导致这一地区正经历广泛的冰冻圈变化，不仅改变了区域水循环和水资源分配，而且将对区域的生态环境和社会经济的发展造成一定的影响。

长江源和黄河源是我国重要的固碳、水源涵养地和生态屏障区［4］，区内多年冻土、冰川、湖泊、高寒湿地等广泛分布，是长江流域和黄河流域重要的水源地和补给区［5］。在气候变暖的背景下，这一地区正在发生以水资源失衡为特征的剧烈变化——冰川加速退缩、湖泊整体显著扩张、冰川径流增加等［6］。研究发现，气候变化已经导致长江源径流增加而黄河源的径流减少［7，8］。但径流变化背后不同径流组分的变化不能被忽视，因为高流量和低流量代表的水文过程不同，如高流量直接对应于流域降水并受其控制，而低流量则发生在干旱时期并受地下蓄水量的控制［9］，这一重要特性在经历显著气候变化的多年冻土区可能会变得更加显著。因此，为深入了解全球气候变化背景下多年冻土区不同径流组分随时间变化的规律，需要对径流进行分解并全面分析。

流量历时曲线（Flow Duration Curve，FDC）能充分反映从高流量（低百分位流量）到低流量（高百分位流量）各流量状态下流域径流特征，是一种有效显示河流流量从高流量到低流量完整范围的工具［10］。国内外已有研究利用FDC 分析流域不同径流组分变化，如Maoya 等人［11］发现夏威夷岛中流量在1913-2008期间减少了22%；穆兴民等人［12］发现黄土高原水土保持措施的修建导致其高流量和低流量都减小；蒋冲等人［8］发现黄河源高流量和低流量都减少，而长江源高流量和低流量都增加；Song 等人［13］发现多年冻土区不同径流组分对气象因子的响应存在差异。以上研究加深了我们对不同径流组分变化的理解，但目前关于降水和气温对区域不同径流组分变化的影响程度的研究还相对不足。

以青藏高原的长江源区和黄河源区为研究区域，通过M-K趋势分析和多元线性回归分析等方法分别分析了长江源黄河源从1960s到2021年的径流组分及1979-2018年气象因子的变化，旨在①检测径流组分变化特点；②明确不同径流组分与气象因子的关系；③探讨造成不同径流组分变化的主要因素。本研究将促进气候变化背景下多年冻土区不同径流组分的变化提供进一步的认识并对当地水资源管理及生态保护等方面有一定的参考价值。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

长江源区位于唐古拉山和昆仑山之间的广阔地带，处于青藏高原的中央位置和青海省的西南部，地势高峻，平均海拔4 000 m 以上，气候寒冷，自然条件恶劣，生态环境敏感而脆弱，其大致范围介于90°43'E～96°45'E，32°30'N～35°35'N之间，是江河源区冰川分布最集中的区域［14］。黄河源区位于青海省的东南部，其大致范围在东经97°54'E～100°50'E，北纬32°31'N～35°40'N 之间。地势西高北低，从南向北有3 个大的地貌类型:南部高平原地区、中部阿尼玛卿山区及北部的共和盆地。该地区湖泊众多，黄河自西北向东南流经境中，具有光辐射强、昼夜温差大等典型的高原大陆性气候特点［15］。长江源区和黄河源区地质构成主要是硅质碎屑沉积岩和混合沉积岩，植被类型主要为草甸。长江源区和黄河源区气候寒冷干燥，在1950-2015年期间，平均气温分别为-3.3 ℃和-1.6 ℃；年平均降水量分别为343和520 mm［13］。

图1 长江源黄河源区及相关站点位置Fig.1 The location of SAYAR and SAYER and related station sites

1.2 数据来源

研究所用日流量数据青海省水文与水资源勘测局提供，研究区降水和气温数据［16，17］来自国家青藏高原科学数据中心（http://data.tpdc.ac.cn），该数据集以国际上现有的Princeton 再分析资料、GLDAS 资料、GEWEX-SRB 辐射资料，以及TRMM 降水资料为背景场，融合了中国气象局常规气象观测数据制作而成，数据格式为NETCDF，水平空间分辨率为0.1°，本文中降水和气温数据径处理后均为面平均。研究水文站选取位于长江源区的沱沱河站和直门达站以及位于黄河源区吉迈站、玛曲站和唐乃亥站（注:沱沱河站多年日流量数据仅有5-10月）。各水文站基本信息见表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 突变分析

Pettitt 法通常用于检测具有连续数据的水文序列或气候序列中的单个变化点。近几十年长江源黄河源气候发生了显著变化，为比较气候变化前后各气象水文要素变化幅度，采用Pettitt法［20］检测气温变化点，并以气温变化点为依据将各气象水文要素分为P1和P2两个时段。

1.3.2 径流频率分析

流量历时曲线可以表示特定流域的日、周、月（或其他时间间隔）流量大小和频率之间的关系，是一个累积的频率曲线，每个流量Q的值都有相应的一个概率p，它显示了在给定的时间段内等于或超过指定流量时间的百分比［21］，可以表示某一流量超过所有历史记录的时间比例，最能充分反映从高流量到低流量各流量状态下流域径流特征［12］。计算p如下:

式中:i是分配给每个流量值的等级；N是径流时间系列的长度；qi，i=1，2，…，N是有序观测；pi是流量超过qi的频率。研究中，利用FDC 取流量频率10%、20%、30%、40%、50%、60%、70%、80%和90%，并记它们对应的流量为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 变化幅度计算

分别计算不同时段各水文要素多年平均值，后求不同时段各水文要素之差，再除以P1 时段各水文要素多年平均值，得出各水文要素变化幅度，计算公式如下:

式中:ΔX为水文气象要素变化幅度，可以是降水（Pre）、气温（Tmp）、总流量（Q）和百分位流量（Q10～Q90）。

1.3.4 趋势分析

对于非正态分布的水文气象数据，非参数的Mann-Kendall趋势检验法具有非常突出的适用性，通常用于检测环境数据、气候数据或水文数据系列中的单调趋势，因此采用M-K法检测水文气象数据趋势。

1.3.5 贡献率分析

河流流量（Q）主要受降水（Pre）和气温（Tmp）的影响，它们之间的关系可以表示为:

采用多元回归的方式来归因百分位流量的变化:

式中:Y为归一化的因变量即Q10～Q90；a，b分别为降水和气温的回归系数，此处的Pre，Tmp均为降水和气温的归一化值。气象因子对贡献率可以表示为:

式中:n为气象因子对百分位流量的相对贡献率。

2 结果与分析

2.1 气温和降水变化

图2展示了长江源区和黄河源区域降水和气温变化。由图2 可知，长江源区和黄河源降水和气温在1979-2018 年期间均显著（P＜0.05）增加，其中长江源区降水变化率（3.7 mm/a）大于黄河源（2.32 mm/a）；黄河源气温变化率（0.06 ℃/a）大于长江源（0.07 ℃/a）。

图2 气象因子变化趋势Fig.2 Variation of meteorological factors

2.2 流量及百分位流量变化

图3 展示了长江源区和黄河源区5 个水文站多年流量变化，由图3可知，长江源区上游沱沱河站和下游直门达站流量都显著（P＜0.05）增加，其中直门达站流量变化率达到了2.93 m3/（s·a）；黄河源流量变化存在空间差异，其上游吉迈站流量以0.37 m3/（s·a）的速率增加，但在中游玛曲站和下游唐乃亥站，流量分别以0.45和0.64 m3/（s·a）的速率减小。

图3 流量年际变化趋势Fig.3 Inter-annual variation trend of discharge

对长江源区和黄河源区的气温进行突变检测，发现长江源区和黄河源区气温均在1997 年发生突变。以年气温突变点为界，将总流量和Q10～Q90划分为1997 年前后两个阶段（P1、P2），并比较两个时段各水文要素变化幅度。表2展示了长江源区和黄河源区五个水文站的流量变化幅度。由表2可知，P2相比P1时期，沱沱河站、直门达站和吉迈站流量都增加，其中沱沱河站夏季流量增幅达92.12%，直门达站和吉迈站流量则分别增加了27.62%和7.43%；而玛曲站和唐乃亥站流量均小幅度减少，分别减少了3.70%和4.53%。

表2 不同时期流量变化特征Tab.2 Discharge variation characteristics in different periods

图4（a）展示了长江源区和黄河源区各站点Q10～Q90年变化率。由图4（a）可知，直门达站Q10～Q90变化率都为正，变化率从Q10～Q90逐渐减小，Q10变化率最大，达6.2 m3/（s·a），Q90变化率最小，为0.38 m3/（s·a）；沱沱河站Q10～Q90变化与直门达相似，Q10变化率最大，达2.99 m3/（s·a），Q90变化率最小，为0.34 m3/（s·a）；吉迈站Q10～Q90变化率也都为正，但与沱沱河站和直门达站变化率略有不同。吉迈站Q70变化率最大，达0.7 m3/（s·a），Q20变化率最小，仅为0.08 m3/（s·a）；对于玛曲站和唐乃亥站，其Q10～Q90变化具有一定的相似性，表现为:Q10～Q30变化率都为负，Q10变化率最大，分别为-2.55 和-3.71 m3/（s·a），Q40、Q60和Q70变化率都变为正，这与总径流的变化趋势不同，且都在Q70拥有最大的增加速率，分别为0.45 和0.89 m3/（s·a）。变化率在Q80和Q90出现分化，即玛曲站Q80和Q90减小而唐乃亥站增加。表3展示了5个站点高、中、低流量平均变化率。由表3 可知，沱沱河站和直门达站高流量在所有径流组分中变化率最大，分别为2.52 和4.68 m3/（s·a），低流量变化率最小，分别为0.5 和0.38 m3/（s·a），但发现直门达站高流量变化率大于沱沱河站，而沱沱河站的低流量变化率大于直门达站。与沱沱河站和直门达站不同的是，吉迈站中流量变化率最大，而高流量变化率最小，仅为0.31 m3/（s·a）；玛曲站和唐乃亥站低流量分别以0.06 和0.68 m3/（s·a）的速率减小和增加，中流量都增加，高流量都减小且高流量变化率最大，分别为-1.42和-1.99 m3/（s·a）。

表3 不同径流组分平均变化率 m3/(s·a)Tab.3 Average rate of change of different runoff components

图4 长江源黄河源区Q10～Q90变化率Fig.4 Q10～Q90 change rate in SAYAR and SAYER

图4（b）展示了长江源区和黄河源区各站点Q10～Q90变化幅度，由图4（b）可知，沱沱河站、直门达站和吉迈站Q10～Q90均保持一定的增幅，其中沱沱河Q50、直门达Q20和吉迈Q80增幅最大，分别为120.07%、13.83%和22.45%；玛曲站和唐乃亥站总流量都减小，但部分百分位流量如玛曲站Q60和Q70及唐乃亥站Q70～Q90却增加，增加幅度分别在1.22%～2.86%及4.24%～5.41%之间。表4 展示了5 个站点不同径流组分的平均变幅，由表4 可知，沱沱河站中流量增幅最大，达118.06%，低流量增幅最小，但也达到了98.03%；直门达站不同径流组分变幅从高流量到低流量逐渐减小，高流量增幅为13.2%，而低流量仅增加7.64%；吉迈站径流组分变化与直门达站相反，表现为从高流量到低流量增幅逐渐增大，低流量增幅达16.79%，而高流量仅增加2.33%；虽然玛曲站和唐乃亥站总流量都减小，但玛曲站中流量及唐乃亥站低流量分别以0.25%和6.48%幅度增加，表现出与总流量不同的变化情况。

表4 不同径流组分平均变化幅度 %Tab.4 The average variation range of different runoff components

3 讨论

全球变暖背景下，青藏高原呈现暖湿化趋势［22］，由图2 可知，长江源区和黄河源区降水和气温都显著（P＜0.05）增加，而降水增加将为流域带来更多的水量。由图5（a）可知，降水对长江源高流量的贡献率达到92.93%，而气温对高流量的贡献率仅为2.33%，其影响几乎可以忽略不计，但对Q40～Q90即中流量和低流量，降水的贡献率逐渐降低，气温的贡献率逐渐增加，至Q60时，气温的贡献率超过降水，但降水对中流量变化的贡献率仍然有71.17%，大于气温的28.83%，由于高流量和中流量是河流流量的主要组分部分，因此认为降水是导致长江源流量增加的主要原因，这与Mao 等人［7］和蒋冲等人［8］结论相同。对于黄河源区低流量，发现气温对Q70～Q90贡献率由负变为正，且在Q90时，气温的贡献率再次超过降水，但降水对低径流的贡献率（67.11%）仍然大于气温（18.79%），因此认为降水也是导致黄河源区低流量增加的原因。

图5 降水和气温对不同径流组分变化的贡献率Fig.5 Contributions of precipitation and air temperature to the variation of different runoff components

与降水相反，气温对长江源从高流量到低流量变化的贡献逐渐增大，至低流量时，气温对低流量的贡献率达77.72%，超过降水的22.28%，成为导致长江源区低流量变化的主要原因。对于低流量，研究显示多年冻土区基流普遍增加且与气温密切相关［19］，图6相关分析显示，长江源区和黄河源区低流量与气温的相关系数大于降水，这与Song等人［13］关于多年冻土区低流量对气温变化更敏感的结论相同；Wang 等人［23］发现，西伯利亚地区气温上升提升了地下水对河流流量的补给，且温度每上升1 ℃，地下水就会增加6.1%～10.5%。这可能与气温上升导致多年冻土退化有关，Yi 等人［24］发现长江源区多年冻土面积在1962-2012 年期间以0.04 万km2/a 的速度减小，Qin 等人［25］发现黄河源区多年冻土面积占比在1981-2015 年期间以每年1.1%的速度下降。多年冻土的退化导致地表水和地下水水力联系加强，使得流域内更多地表水和降水入渗变成地下水［26］并在干旱季节补充河流流量；此外，冻土退化也会导致部分地下冰融化并释放一定量的水分参与到区域水循环中［2］，最终导致低流量增加。

图6 长江源黄河源Q10～Q90与气象因子的相关关系Fig.6 Correlation between Q10～Q90 and meteorological factors in SAYAR and SAYER

气温升高导致多年冻土退化可以使低流量增加但也可能导致高流量和中流量减少，由图5（b）可知，气温对黄河源高流量变化的贡献率为-58.79%，大于降水的41.21%，但从Q50～Q70，气温的贡献率逐渐降低，降水的贡献率逐渐增加，但气温对中流量的贡献率（-53.98%）仍然大于降水（47.02%），所以气温上升是导致黄河源高流量和中流量减小的主要原因。因为随着作为弱透水层的多年冻土退化，活动层增厚，土壤蓄水容量增大，导致部分降水入渗变为地下水，这既削弱了洪峰流量，又滞缓径流汇流过程，Wang 等人［27］认为在1965-2003 年期间，多年冻土退化能解释黄河源径流减小的32.6%。但气温不仅可以通过改变土壤水冻融过程，影响径流的产汇流过程，还可以通过热量平衡影响区域的蒸散发，改变原有的水量平衡［28］。郭林茂等人［29］发现，长江源风火山地区气温与实际蒸散发显著（P＜0.05）正相关且相关系数达到0.84，表明气温上升很大程度上会导致流域实际蒸散发增加；而Meng 等人［30］研究显示，蒸散发增加能解释黄河源1990年代径流减小的30%。此外，多年冻土退化也可能会导致流域蒸散发变化，Jin 等人［31］发现，多年冻土退化致使黄河源地表条件发生变化，这提升了反射率，改变了热量和辐射收支，减少了近地表大气的对流，最终使得流域蒸散发增加，径流减小。