近50年來疏勒河上游氣候變化及其對地表徑流的影響

徐浩杰，楊太保，張曉曉

中國西北干旱區地處歐亞大陸腹地，在過去半個多世紀里氣溫上升速率達（0.36±0.03）℃／10a，明顯高于中國和全球平均值，是氣候變化極度敏感區［1－3］。西北干旱區以山地和綠洲荒漠為主體，水資源是制約該區社會經濟發展、影響生態安全的關鍵要素［4］，而干旱區水資源主要來源于山區降水和冰雪融水，其變化對山前中游綠洲帶的社會經濟發展與下游荒漠帶的生態環境演變有至關重要的作用［5］。隨著氣候變化和人類活動影響的不斷加劇，該區干旱化和水資源問題將日益凸顯，因此研究干旱區山地氣候變化及其對徑流變化的影響對指導該區經濟社會和生態環境的可持續發展具有重要意義。疏勒河發源于祁連山境內的疏勒南山和陶勒南山之間的沙果林那穆吉木嶺，是河西走廊三大內陸河之一，其上游山區位于西北干旱區中部，祁連山區西部，是季風氣候區與干旱氣候區的過渡地帶。疏勒河地表水資源變化直接與山區氣候相聯系，其數量和質量制約著玉門、瓜州乃至敦煌等中下游地區社會經濟的發展規模和水平，進而影響著與地表水、地下水密切相關的生態環境條件的變化［6］。基于此，本文研究了疏勒河上游山區氣候要素平均值的年際和季節變化趨勢、波動性、突變性和持續性。在徑流變化成因分析中，考慮了地下水對徑流變化的影響以及徑流對氣候要素變化的響應，對理解氣候變暖背景下出山徑流變化規律具有重要意義，研究結果可服務于區域水資源管理和經濟社會發展決策。

1 數據與方法

研究區為疏勒河干流出山口昌馬堡水文站（96°51′E，39°49′N，海拔2 080m，1946年設站觀測）以上流域，流域面積1.16×104km2。選取1961—2010年昌馬堡水文站月流量數據用于徑流變化特征分析，該數據由甘肅省水文與水資源局提供。為了保證氣象資料的同步性和一致性，選取1961—2010年研究區及周邊25個標準氣象站（未遷站）逐月平均氣溫和降水量數據，該數據來自中國氣象數據共享服務網（http：∥ede.ema.gov.cn）。為了模擬研究區氣溫和降水量在整個空間上的分布，引入經度、緯度、海拔3個影響氣溫和降水量時空分布的主要變量，采用AMMRR（多元線性回歸＋殘差分析）法對氣象要素進行空間插值［7］，并利用ArcGIS的空間分析模塊，統計研究區氣溫和降水量的平均狀況。按3—5月為春季、6—8月為夏季、9—11月為秋季、12月至翌年2月為冬季，1—12月為全年對氣象要素和徑流進行時間劃分，研究其年際和季節變化特征。Mann—Kendall（M—K）法是一種非參數統計檢驗方法，其優點是不需要樣本遵從一定的分布，也不受少數異常值的干擾，更適用于類型變量與順序變量，計算比較簡便，可量化序列變化趨勢的顯著性并明確突變開始時間，被廣泛運用于氣象和水文要素等的時間序列分析［8］。本研究采用 M—K法研究氣溫、降水和徑流時間序列的年際變化特征及突變性。為了明確時間序列突變開始時間，同時采用5a滑動t檢驗法［9］對M—K突變檢測中存在多個明顯交叉點的時間序列進行顯著性突變檢測。R／S分析法（rescaled range analysis）是一種處理時間序列分形結構的分析方法，常用于氣象和水文要素時間序列的變異點和持續性分析［10］。采用R／S分析法研究氣溫、降水和徑流的持續性特征，并預測其未來可能的變化趨勢。多元線性回歸研究因變量與多個自變量之間的線性關系。采用此方法研究氣溫、降水與基流對徑流變化的影響。由于徑流、氣溫、降水數據量綱不同，使其不具可比性，影響徑流變化的權重分析，因此在回歸分析前采用標準差標準化消除各變量的量綱。變量經標準化處理后不影響彼此之間的相關性，且自變量線性回歸系數的大小在一定程度上反映其對因變量貢獻的強弱。

2 結果與分析

2.1 氣溫變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區年均溫整體呈波動上升趨勢（圖1），增溫速率為0.455℃／10a，氣溫變化趨勢的M—K值為6.11＞2.57，表明近50a來研究區氣溫呈極顯著上升趨勢（p＜0.01）。從氣溫的年際波動來看，1961—1966年氣溫呈不顯著上升趨勢（p＞0.05），并在1966年達到氣溫的極大值；1967—1986年氣溫波動性較大，但增溫趨勢較弱；1986年以后氣溫呈顯著上升趨勢（p＜0.05），并在1990年左右發生暖突變。采用R／S分析法研究氣溫的持續性特征，結果表明氣溫的Hurst指數為0.93＞0.85，氣溫變化趨勢的持續性極強，未來一段時間內氣溫將繼續保持極顯著上升趨勢。

圖1 疏勒河上游山區年均溫的年際變化特征

由圖2可見，近50a來研究區四季氣溫均呈波動上升趨勢，春季、夏季、秋季和冬季的增溫速率分別為0.228，0.372，0.511和0.715℃／10a。四季氣溫變化趨勢的 M—K值分別為2.40，4.36，5.23和4.86，表明除春季平均氣溫呈顯著上升趨勢外，夏季、秋季和冬季平均氣溫均呈極顯著上升趨勢，秋季升溫趨勢最為顯著，其次為冬季和夏季；冬季升溫速率最快，其次為秋季、夏季和春季。從四季氣溫的年際波動來看，春季平均氣溫呈“升高—降低—升高”變化，1961—1975年研究區氣溫呈不顯著上升趨勢；1976—1995年研究區氣溫呈不顯著下降趨勢；1995年以后氣溫再次呈上升趨勢，2007年以后增溫趨勢顯著。夏季平均氣溫整體呈先降低后升高變化，1961—1988年研究區氣溫呈不顯著降低趨勢；1988年以后氣溫呈上升趨勢，1998年以后增溫趨勢顯著。秋季和冬季氣溫整體呈持續上升趨勢，并分別在1985和1988年以后達到顯著性水平。從四季平均氣溫的突變特征來看，春季、夏季、秋季和冬季平均氣溫分別于1996，1995，1985和1988年發生暖突變，秋季和冬季暖突變時間相比春季和夏季提前約10a。采用R／S分析法預測未來四季氣溫的變化情況，結果表明四季平均氣溫的 Hurst指數分別為0.58，0.83，0.91和0.76，均大于0.5，氣溫變化具有持續性特征，未來一段時間內研究區四季平均氣溫的上升趨勢仍將持續。

圖2 疏勒河上游山區氣溫的季節變化特征

2.2 降水量變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區降水量整體呈波動上升趨勢（圖3），增長率為16.95mm／10a，降水量變化趨勢的M—K值為3.35＞2.57，表明近50a來研究區降水量呈極顯著增加趨勢。從降水量的年際波動來看，其大致經歷了5個變化階段：增加（1961—1965年）—穩定（1966—1973）—增加（1974—1989年）—減少（1990—1997年）—增加（1997—2010年），2002年以后降水量增加趨勢顯著。在研究時段內，降水量在1998年發生由少到多的突變。采用R／S分析法研究降水量的持續性特征，結果表明降水量的Hurst指數為0.66＞0.65，其變化趨勢的持續性較強，未來一段時間內降水量將繼續呈極顯著增加趨勢。

從疏勒河上游山區四季降水量的年際變化趨勢來看（圖4），近50a來除春季降水量呈減少趨勢外，夏季、秋季和冬季降水量均呈增加趨勢，四季降水量變化率分別為－1.04，＋13.41，＋4.01和＋0.573mm／10a。四季降水量變化趨勢的 M—K值分別為－0.46，3.34，2.38和2.43，表明除春季降水量呈不顯著減少趨勢外，夏季、秋季和冬季降水量均呈顯著上升趨勢，夏季降水量增加趨勢最為顯著，其次為冬季和秋季；夏季降水量增加速率最快，其次為秋季和冬季。

圖3 疏勒河上游山區年降水量的年際變化特征

從四季降水量的年際波動來看，春季降水量呈“增加—減少—增加—減少”變化，兩個增加階段分別為1961—1965年和1978—1987年，兩個減少階段分別為1966—1977年和1988—2010年。夏季、秋季和冬季降水量年際波動形式基本一致，除在20世紀90年代出現減少趨勢外，在其余時段均呈增加趨勢。從四季降水量的突變特征來看，除夏季和秋季降水量分別于1994和2000年發生由少到多的突變外，春季和冬季降水量不存在顯著突變特征。采用R／S分析法預測未來四季降水量的變化情況，結果表明四季降水量的 Hurst指數分別為0.55，0.69，0.66和0.62，均大于0.5，降水量變化具有持續性特征，未來一段時間內研究區四季降水量的變化趨勢仍將保持。

2.3 徑流量變化特征

1961—2010年疏勒河上游山區年徑流量呈波動上升趨勢（圖5），增長率為1.038×108m3／10a，徑流變化趨勢的M—K值為3.99＞2.57，表明近50a來研究區徑流量呈極顯著增加趨勢。從徑流的年際波動來看，1961—2001年，徑流呈不顯著增加趨勢，期間波動性較大，在1972，1981，1989和1999年出現明顯的極大值，在1968，1976和1990年出現明顯的極小值；2001年以后，徑流呈顯著增加趨勢，并在2000年左右發生由少到多的突變。采用R／S分析法研究徑流的持續性特征，結果表明徑流的Hurst指數為0.78＞0.65，徑流變化趨勢的持續性較強，若研究區氣候變化和人類活動依然保持現有趨勢或變化更為劇烈時，未來一段時間內徑流將與現在保持相同的趨勢，即極顯著增加趨勢。從疏勒河上游山區四季徑流量的年際變化趨勢來看（圖6），近50a來研究區四季徑流量均呈波動增加趨勢，春季、夏季、秋季和冬季徑流增長率分別為1.23×107，5.5×107，2.47×107和1.18×107m3／10a。

春、夏、秋、冬四季徑流量變化趨勢的M—K值分別為3.71，3.17，3.82和5.7，表明四季徑流量均呈極顯著增加趨勢，冬季徑流量增加趨勢最為顯著，其次為秋季、春季和夏季；夏季徑流量增加速率最快，其次為秋季、春季和冬季。從四季徑流量的年際波動來看，春季、夏季和秋季徑流量波動形式基本一致，20世紀60—90年代中期，徑流量呈微弱增加趨勢，1995年以后，徑流量增加趨勢逐漸趨于顯著，2000年以后徑流量增加趨勢十分明顯。冬季徑流量在1970年以后均呈顯著增加趨勢，但在20世紀80年代至90年代末徑流量增加不明顯，2000年以后，徑流量呈極顯著增加趨勢。

從四季徑流量的突變特征來看，春季、夏季、秋季和冬季徑流量分別于2003，1999，1999和1997年發生由少到多的突變。采用R／S分析法預測未來四季徑流量的變化情況，結果表明四季徑流量的Hurst指數分別為0.82，0.66，0.75和0.86，均大于0.5，徑流變化具有持續性特征，若研究區氣候變化和人類活動依然保持現有趨勢或變化更為劇烈時，未來一段時間內四季徑流量變化趨勢仍將持續。

圖4 疏勒河上游山區降水量的季節變化特征

圖5 疏勒河上游山區年徑流量的年際變化特征

圖6 疏勒河上游山區徑流量的季節變化特征

2.4 徑流變化影響因素

疏勒河上游山區各月徑流影響因子顯著影響徑流變化，回歸方程均通過p＜0.001的顯著性檢驗（表1）。從各月影響因子的偏回歸系數來看，12月至翌年3月基流對徑流變化的影響程度普遍高于70%，表明冬季徑流主要依靠夏季貯存于土壤和近地表中的地下水補給［11］。4月份徑流變化主要受控于基流與當月氣溫，兩者的影響程度分別為62.4%和43.0%，基流對徑流的影響程度較冬季和初春開始下降，表明隨著氣溫回升，季節性積雪和凍土開始融化，積雪融水和土壤水開始調節徑流變化。5—8月徑流變化同時受基流、當月氣溫和降水量、前月氣溫影響，但當月氣溫和降水量已代替基流成為是影響徑流變化的主要因素。隨著氣溫和降水量逐漸增加，春末和夏季徑流的補給主要來源為降水量和冰雪融水量，在氣溫最高的7—8月，冰雪融水量對徑流的影響程度甚至超過了降水量。值得注意的是，5—7月徑流與氣溫的關系呈現出有趣的現象，表現為當月徑流與前一月氣溫呈反相關，而與當月氣溫為正相關。當氣溫較高時，降水固、液態比例將會減小，也就是當月能在地表存留的冰雪減少，其對徑流的影響就是增加當月徑流，減弱下月徑流。在9月份經過雨季降水量的補給，凍土活動層、土壤水和地下水得到充分補給，降水下滲減少而直接補給徑流，此外氣溫下降后冰雪融水補給徑流的比例也迅速減少，因此表現為徑流變化主要受降水量影響。10—11月降水量和氣溫回歸到低值，基流再次成為影響徑流變化的主要因素。

疏勒河上游山區在秋季和冬季氣溫低于0℃，降水量多以雪的形式降落，此時冰雪融水和降水均無法補給徑流，因此秋季和冬季徑流補給主要依靠地下水。春季氣溫快速上升，中低山區氣溫普遍達到0℃以上，秋季和冬季積累的季節性積雪由于氣溫升高開始融化并轉化為融雪徑流。加上春季降水量多以液態水的形式降落，其與積雪融水一起影響春季徑流變化。夏季氣溫較春季進一步升高，高山區氣溫也普遍高于0℃，冰川、積雪和季節性凍土大量融化并轉化為地表徑流，加上夏季降水量豐沛，產流豐富，因此夏季徑流主要受降水和冰雪融水影響。

表1 疏勒河上游山區各月徑流量影響因子回歸系數

3 結論

（1）在全球變暖大背景下，近50a來疏勒河上游山區氣溫變化與全球和中國西北干旱區保持良好的同步性，但升溫速率極快，且主要以冬季和秋季增溫為主，獨特的下墊面條件（低植被覆蓋）可能造成了該區地表溫度對全球變暖的強敏感性。氣溫年際波動呈明顯的階段性，20世紀60—70年代氣溫偏低，1986年以后氣溫顯著上升，并在1990年左右發生暖突變，突變后變暖速率進一步加快。

（2）疏勒河上游山區降水量變化可能受西風、極地環流、青藏高原加熱場以及局地氣候等多個氣候系統影響［5－6］。近50a來研究區降水量整體呈極顯著增加趨勢，增加幅度接近同期西北干旱區降水量變化的1.8倍［3］且主要以夏季和秋季降水量增加為主。降水量的年際波動同樣存在階段性，20世紀60—70年代，降水量相對偏少，從80年代開始降水量顯著增多，但90年代前中期降水量相對偏少，2000年以后降水量再次顯著增加。全球變暖可能引起赤道中、東太平洋海溫升高，海溫升高導致南方濤動減弱，并使得中低緯度Walker環流與Hadley環流減弱，大氣環流減弱引起青藏高原熱低壓減弱，從而使依靠夏季風輸送水汽的祁連山東部地區降水減少，而使受行星西風帶影響的山區西段降水增加［12］，此外中緯度西風帶和北冰洋水汽輸送的增強也可能同時引起了該區降水量的顯著增加［13］。

（3）疏勒河上游山區氣候在20世紀80年代中期由暖干向暖濕轉型，氣候轉型時間與西北干旱區西部基本同步［14］。受暖濕化氣候影響，研究區出山徑流整體呈顯著增加趨勢且以夏季和秋季徑流增加為主。出山徑流量在20世紀60—90年代中期變化平穩，2000年左右徑流發生由少到多突變，突變后徑流增加趨勢顯著。冰川物質平衡的年際變化佐證了徑流變化結果［15］。疏勒河屬冰雪融水和降水混合補給型河流，地下水、降水和冰雪融水是影響徑流變化的主要因素，地下水的影響主要體現在冬季和秋季，降水的影響主要體現在5—9月，而冰雪融水（受氣溫控制）對徑流變化的影響主要體現在4—8月。

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