氣候變化對長江、黃河源區水資源的影響

白路遙，榮艷淑

(河海大學水文水資源學院，江蘇 南京 210098)

眾所周知，水是生命之源、生產之要、生態之基，事關經濟生態和國家安全。在全球氣候變暖的大背景下，水資源問題已成為全世界各國關注的焦點。2011年中央1號文件對水資源管理劃定了三條紅線[1]：①確立水資源開發利用紅線，嚴格實行用水總量控制；②確立用水效率控制紅線，堅決遏制用水浪費；③確立水功能區限制納污紅線，嚴控排污總量。這三條紅線充分體現了我國政府對水資源問題的態度以及水資源問題研究的必要性。近年來我國學者在水資源與氣候變化方面的相關研究也成果甚多[2-5]。

長江源區和黃河源區是長江、黃河的重要組成部分，源區的氣候變化不僅對當地的水資源和生態環境產生重要的影響，而且對其中下游的供水、發電、航運等同樣有重要影響。

近年來的研究表明，源區凍土厚度減小、地下水水位下降、冰川消融、湖泊退縮、土地荒漠化等事件的嚴重程度呈增加的趨勢[6]，說明氣候變暖及人類活動對長江黃河源區的影響十分顯著。這種影響將會對源區的氣候、植被、生態環境，甚至對源區水資源分布產生深刻影響。

過去許多研究都從徑流變化探討源區水資源的可能變化，例如，謝昌衛等[7]的研究表明，近半個世紀以來，長江源區徑流量呈微弱的減小趨勢，而黃河源區的徑流量呈微弱的增加趨勢。楊建平等[8]的研究表明，氣候變暖導致冰川退縮，冰川融水徑流量增加，但是長江源區的冰川融化速度明顯小于黃河源區，這是因為黃河源區氣候增暖更顯著的原因。時興合等[9]的研究表明，長江源區雨季和過渡季節降水量、積雪融水量和高山冰雪融水量所形成的總徑流量呈下降趨勢。還有人認為黃河源區徑流量進入20世紀90年代以來呈減小的趨勢[10]。引起這種變化原因歸結于年平均氣溫和蒸發量增大[11]，因此氣候變化導致的流量減小量占總減小量的70%左右[10]，這充分說明氣候變化是影響水資源的主要因素。

事實上，長江源區和黃河源區自然條件艱苦，水文站點稀少，能夠全面控制江河源區的徑流量的水文站更加稀少，所以實測的徑流量不能全面代表該地區的水資源量。對此，筆者擬從水量平衡理論出發，探討長江、黃河源區的水資源量，以及氣候變化對水資源的影響。

1 資料和方法

筆者在長江源區和黃河源區共選取了22個氣象站作為代表，以1961—2010年月降水量和月平均氣溫資料作為基本氣候要素。兩個源區內氣象站的位置示意如圖1所示。所有數據均來自于中國國家氣象信息中心。

圖1 長江、黃河源區氣象站分布示意圖

長江、黃河源區的水資源主要來自大氣降水和冰雪融水，而大氣降水是長江源區和黃河源區水資源的重要補給來源，但相當的一部分以蒸發形式損失掉。因此，根據水量平衡原理，筆者將降水量扣除蒸發量后作為該地區的可利用降水，并以此作為水資源量F的代表。蒸發量的計算采用高橋浩一郎[12]的經驗公式：

(1)

式中：E為陸面實際蒸發量，mm；P為月降水量，mm；T為月平均氣溫，℃。

定義F=(P-E)A為可利用水資源量，其中A為研究區域的面積，長江源區和黃河源區的面積分別為13.77萬km2和12.197萬km2。下面對水資源的分析，便是基于這種思路和方法進行的。

圖2 降水量年際變化

2 長江、黃河源區的基本氣候特征

2.1 降水特征

圖2所示為長江、黃河源區1961—2010年降水量的年際變化。由圖2可知，長江源區的平均年降水量約為440mm，降水量最大值出現在2009年，為544.2mm，相對于多年平均值的變化也是最大值；最小值出現在1984年，為353.7mm，極差大約為190mm，相對變率大約為43%。黃河源區的年降水量約為590mm，最大降水量出現在1975年，為696.6mm；最小降水量出現在2002年，為463.8mm，極差大約為230mm，相對變率大約為39%。因此黃河源區年降水量較多，長江源區較少；黃河源區的年降水量極差較大，變率較小，而長江源區降水量極差較小，變率較大。

此外，由9年滑動平均曲線可以看出，長江源區在1970年代以前和1990年代期間，滑動平均值小于多年平均值，說明在這兩個時段降水量偏少，1990年代后期開始，年降水量明顯高于平均值，說明從20世紀末以來降水增大的趨勢比較明顯。黃河源區也有類似的變化特征，而且最近20年來降水增加的趨勢也很明顯。

2.2 蒸發特征

根據式(1)計算了長江、黃河源區的蒸發量，圖3是最近50年來蒸發量的年際變化。由圖3可知，長江源區的多年平均蒸發量約為190mm，最大值出現在2005年，為216.7mm；最小值出現在1984年，為150.7mm。極差大約為66mm。黃河源區的多年平均蒸發量約為250mm，最大值出現在2009年，為282.8mm；最小值出現在1986年，為226.7mm，極差大約為56.1mm。此外，由圖3中的9年滑動平均值曲線可以看出，兩個源區在1990年代以前，蒸發量基本在多年平均值以下，其后則明顯高于平均值，兩個源區蒸發量的變化具有同步性，而且存在明顯的線性變化趨勢，蒸發量增大幅度分別為每年7.6%和8.5%，都通過了顯著性0.05水平的信度檢驗。

圖3 蒸發量年際變化

2.3 氣溫特征

表1 長江、黃河源區逐月平均氣溫 ℃

長江源區和黃河源區由于地處青藏高原腹地，多數氣象站的海拔高度在3500m以上，僅有兩個站低于3000m，因此源區多數月份月平均氣溫在零度以下。表1給出了長江黃河源區各月平均氣溫的比較。由表1可以看出，長江源區從10月至次年4月，平均氣溫均在0℃以下，負溫持續時間長達7個月，正溫期只有5個月，從5月持續到9月份，最暖月的平均氣溫不超過10℃。黃河源區負溫持續時間較長江源區短，僅有5個月，是從11月持續到次年3月，而正溫持續期大約為7個月，最暖月的平均氣溫超過11℃。因此，長江源區和黃河源區正負溫度持續期有所不同，而且黃河源區的各平均氣溫均高于長江源區。這種現象是由于長江源區的氣象站海拔高度更高，平均達到了4200m以上，而黃河源區的平均海拔高度大約為3500m，因此長江源地勢較高，氣溫隨高度降低明顯。

圖4為長江、黃河源區1961—2010年年平均氣溫的年際變化。由圖4可以清楚看出，兩個源區平均氣溫不僅存在明顯的年際波動特征，而且都有明顯的增加現象，氣候傾向率分別達到了0.35℃/10a和0.37℃/10a，通過了0.05的顯著性水平檢驗。此外還發現，長江源區和黃河源區氣溫變化有明顯的一致性，雖然兩個地區平均氣溫不同，但是它們增暖的進程是一致的。觀察兩個源區氣溫變化，可以發現，如果以1997年為分割點，那么在1997年以前，氣溫變化比較平穩，這一時期長江源區和黃河源區的平均氣溫分別為-2℃和0.9℃；1997年以后，氣溫有了一個明顯躍升，平均氣溫分別達到了-0.8℃和2.2℃，兩個源區在前后兩個時期氣候均值分別變化了1.2℃和1.3℃，說明黃河源區增暖比長江源區還要明顯，兩個源區年平均氣溫的線性趨勢也是黃河源大于長江源。因此，長江源區和黃河源區不僅都有氣溫增暖現象，而且黃河源區的增暖強度要大于長江源區。

圖4 年平均氣溫年際變化

3 氣候變化對長江、黃河源區水資源的影響

3.1 水資源變化分析

根據可利用降水的計算方法，圖5給出了長江源區和黃河源區1961—2010年水資源量的年際變化情況。由圖5可知，長江源區多年平均水資源量約為350億m3，最大值出現在1985年，為479.4億m3；最小值出現在1986年，為415億m3。極差大約為237億m3。而黃河源區水資源量為242.7億m3，最大值出現在1967年，約為549億m3；最小值出現在2002年，約為270億m3，極差大約為279億m3。由9年滑動平均曲線可以看出，兩個源區表現出相似的變化規律，都呈現兩個波谷和一個波峰的現象，不同的是，最近10年以來，長江源區的水資源量已經轉為正距平時期，水資源量基本大于平均值，說明長江源區水資源量略有增多；而黃河源區仍處于波動中，沒有增加的跡象。對比圖4可以發現，長江源區水資源增多時期基本與氣溫升高的時期相對應，因此氣候變暖對長江源區的水資源是有影響的。

圖5 水資源量年際變化

3.2 降水變化對水資源的影響

為了分析氣候變化對水資源的影響，筆者對降水量、蒸發量及水資源量的季節分配進行了簡要分析(表2)。從表2中可以看出，長江源區和黃河源區的降水主要集中在夏季，夏季降水量占年總量的56%以上，其次是秋季，夏秋兩個季節降水總量可占全年的80%以上，因此夏秋多雨、冬春少雨的氣候特征十分顯著。蒸發也主要集中在夏季，夏季蒸發量約占全年的50%，秋季和春季次之。季節蒸發量與季節降水量有一個明顯不同之處，就是春秋季節蒸發量幾乎是相同的，而降水量中，秋季降水量明顯多于春季。這種特點可能與溫度有關，也可能與夏季風的進程有關。

表2 長江和黃河源區平均P、E、F的季節分配及占全年的比例

由于水資源量的變化主要取決于降水和蒸發，因此水資源量也主要集中在夏季，夏季兩個源區可產生的水資源量占全年總量的61%，秋季次之，冬春兩季水資源量很少。綜上所述，降水和蒸發的年內變化對水資源有重要影響。

由于降水量、蒸發量主要集中在夏秋季節，因此筆者對這些指標夏季和秋季各月的變化趨勢進行了分析(表3)。從表3中可以看出，降水量的變化趨勢與水資源量完全一致，降水量增多或減少，水資源量也相應的增多或減少。而蒸發量與水資源量的關系則顯得較復雜，有的月份二者同增，有的月份甚至反向變化。

表3 長江、黃河源區P、E和F的氣候傾向率

注：*表示顯著性水平超過了95%。

圖6是兩個源區降水量與水資源量的相關圖，從中可以看出降水量與水資源量有非常好的相關性，R2都達到了0.9以上。因此，水資源的變化與降水量有著密切聯系，這也充分說明了降水是水資源補給的重要一環，而且黃河源區水資源對降水補給的依賴略大于長江源區，這也間接表明，長江源區水資源的補給可能存在其他方式。

圖6 降水量與水資源量的相關性

3.3 氣溫變化對水資源的影響

此外，由水資源量的計算公式可知，水資源量的變化不僅與降水變化有關，而且應當與氣溫有關系。事實上，氣溫的高低對降水的形態、冰雪消融的程度、蒸發能力的大小都有不同程度的影響。因此討論氣溫變化對水資源的影響是很有意義的。

圖7是氣溫與水資源量的相關圖，由圖中的6階多項式擬合曲線可以看出，長江源區的R2約為0.1，黃河源區R2約為0.2，因此，氣溫與水資源量的相關性較差，而且不能用線性關系來表述，這說明氣溫對水資源量的影響并不像降水量那樣直接，可能是通過其他方式對水資源產生影響的。

圖7 氣溫與水資源量的相關性

事實上，長江源區分布著眾多冰川、積雪和凍土，其總面積占源區總面積的0.87%，黃河源區冰川面積明顯小于長江源區，其面積比僅為0.11%左右[7]，因此，長江源區可稱為冰雪融水與降水共同補給水資源的區域，黃河源區基本為降水補給型區域。冰川和凍土等地表物質對氣溫變化非常敏感。源區的冰川消融時間基本出現在正溫期的幾個月中[8]，對比表2可以看出，氣溫在0℃以上的時期正是兩個源區降水較多、蒸發量較大和水資源較多的時期，因此，氣溫升高后，有利于冰川融化，對源區補充水資源。

研究表明，長江源區冰川總面積在1969—2000年減少了1.7%，并且在1994年以后開始明顯退縮[7]，這種現象與氣溫在1990年代后期明顯升高相對應，因此，氣溫是直接影響冰川融化的氣候要素。融冰后產生的徑流是源區水資源量的重要部分，統計表明[8]，長江源區冰川融水徑流量約占年總徑流量的9.2%，而冰川融水對黃河源區徑流的貢獻較小，僅為0.63%。如果考慮融冰僅出現在春末和夏季，那么冰川融化產生的徑流量占夏季徑流的比重會明顯增加。

另外，氣溫變化可直接導致蒸發量發生變化，二者關系明顯是一種正相關關系[13-14]，也就是說氣溫增大時，大氣中水氣壓會明顯增大，因此大氣保水量會增多，此時會促進蒸發。當蒸發量增大時，會消耗地面水資源量，因此水資源應當減少。所以氣溫對冰雪融化有積極作用，可增加水資源；但是氣溫升高，又增大蒸發量，對水資源有減少作用。因此氣溫對水資源的影響是復雜的。

對于那些以徑流量作為水資源代表的文獻中，多次論及氣溫對徑流量的影響，例如，研究表明，以冰雪融水為主的河流，暖干與暖濕的氣候時期徑流量偏豐，而在冷濕與冷干氣候時期徑流量偏枯。以降水補給為主的河流在冷干和暖干的氣候條件下徑流量偏枯，而冷濕和暖濕的徑流量偏豐，特別是當降水量增大50%，氣溫下降1～3℃時，徑流量可偏大70%以上；對于溫度偏高，降水量偏少的年份，徑流量會顯著減少[15]。數值模擬結果顯示，氣溫變化對徑流量可能造成負的影響，若降水不變，氣溫升高4℃時，流域徑流量可能減少15%左右[16]。因此，如果僅考慮氣溫1個要素，它對地面水資源的影響(在不考慮冰川消融情況下)將是負面的。對于長江源區而言，由于冰川分布較廣，氣溫升高導致冰川融化會彌補一些徑流的損失。對于黃河源區而言，由于降水主要集中在夏季，此時正是夏季風活動的季節，夏季風可帶來更多的降水，為黃河源區的水資源量提供保障。

4 結 語

a. 長江源區和黃河源區從50年的時間尺度看，降水量變化不明顯，氣溫和蒸發量都有明顯的增加趨勢，但是在最近20年間，降水量、氣溫和蒸發量均有不同程度的增加趨勢，尤其是兩個源區氣溫的氣候傾向率分別達到了0.35℃/10a和0.37℃/10a，具有對全球變暖響應的特點。

b. 長江源區和黃河源區水資源量的變化呈波動變化特征，沒有明顯的趨勢變化特征，但是長江源區近10年來水資源明顯增多，這與黃河源區明顯不同。

c. 降水變化對長江源區和黃河源區水資源有直接影響，即降水多與寡直接影響水資源量的多與少。氣溫對水資源的影響較復雜，氣溫升高可導致冰川融化，提供更多的融冰水資源，但是氣溫升高又會導致蒸發增大，更多地消耗水資源。這可能是近幾十年來黃河源區水資源波動變化，沒有明顯增多或減少趨勢的原因。對于長江源區而言，當氣溫變化不明顯時，降水量帶來的水資源與蒸發量消耗的水資源幾乎相當，因此水資源量變化不明顯，但是近十幾年來，氣溫明顯升高，產生了更多的融冰水資源，這可能是近10年來水資源增多的主要原因。

[1] 中共中央國務院關于加快水利改革發展的決定[J].實踐：黨的教育版，2011(3)：4-7.

[2] 江善虎，任立良，雍斌，等.氣候變化和人類活動對對老哈河流域徑流的影響[J].水資源保護，2010，26(6)：1-4.

[3] 龔宇，邢開成，王聰玲，等.氣候變化對滄州水資源的影響與對策[J].水資源保護，2007，23(3)：20-23.

[4] 周陳超，賈紹鳳，燕華云，等.近50a以來青海省水資源變化趨勢分析[J].冰川凍土，2005，27(3)：432-436.

[5] 王輝，甘艷輝，馬興華，等.長江源區氣候變化及其對生態環境的影響分析[J].青海科技，2010，17(2)：11-15.

[6] 曹建廷，秦大河，羅勇，等.長江源區1956—2000年徑流變化分析[J].水科學進展，2007，18(1)：29-33.

[7] 謝昌衛，丁永建，劉時銀，等.長江-黃河源寒區徑流時空變化特征對比[J].冰川凍土，2003，25(4)：414-421.

[8] 楊建平，丁永建，劉時銀，等.長江黃河源區冰川變化及其對河川徑流的影響[J].自然資源學報，2003，18(5)：595-602.

[9] 時興和，秦寧生，許維俊，等.1956—2004年長江源區河川徑流量的變化特征[J].山地學報，2007(5)：513-523.

[10] 常國剛，李林，朱西德，等.黃河源區地表水資源變化及其影響因子研究[J].地理學報，2007，62(3)：312-320.

[11] 李林，王振宇，秦寧生，等.長江上游徑流量變化及其與影響因子關系分析[J].自然資源學報，2004，19(6)：694-700.

[12] 高橋浩一郎.從月平均氣溫、月降水量來推斷蒸發的公式[J].天氣，1979，26(12)：29-32.

[13] 榮艷淑，周云，王文.淮河流域蒸發皿蒸發量變化分析[J]. 水科學進展，2011(1)：15-22.

[14] 榮艷淑，余錦華，屠其璞.華北地區各區域動力和熱力蒸發特征的研究[J].河海大學學報：自然科學版，2006，34(6)： 614-617.

[15] 楊針娘，王強，朱守森. 祁連山北坡寒區水文對氣候變化的響應[J]. 冰川凍土，1996，18(S1)：305-313.

[16] 施雅風.氣候變化對西北華北水資源的影響[M].濟南：山東科學出版社，1995.