基于樹木年輪的賀蘭山東麓河流徑流量的重建

陳峰，張同文，張瑞波，袁玉江

（中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆樹木年輪生態實驗室，中國氣象局樹木年輪理化研究重點開放實驗室，新疆烏魯木齊 830002）

基于樹木年輪的賀蘭山東麓河流徑流量的重建

陳峰，張同文，張瑞波，袁玉江

（中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆樹木年輪生態實驗室，中國氣象局樹木年輪理化研究重點開放實驗室，新疆烏魯木齊 830002）

以采自賀蘭山的5個采樣點的樹輪寬度資料為基礎，建立區域標準化年表和差值年表，發現區域差值年表中包含的年徑流總量信息多于標準化年表，并最終用區域差值年表序列重建了賀蘭山東麓過去259 a的年徑流量。相關分析發現降水和溫度變化對于樹木年輪生長及賀蘭山東麓河流年徑流總量的形成均有重要影響，是本文從樹木年輪重建年徑流量的氣候水文學基礎。校準方程的相關系數為0.638，可解釋校準期內年徑流總量變化總方差的40.8%，交叉檢驗的誤差縮減值達0.328。分析259 a重建年徑流量的變化特征發現：（1）重建流量經歷了12個枯水期（1751—1759年，1765—1771年，1788—1802年，1809—1820年，1835—1840年，1847—1855年，1860—1866年，1877—1884年，1899—1908年，1924—1932年，1962—1967年，1980—1994年）和位于其間及1995—2004年的14個豐水期，以平水年份出現最多，但259 a來年徑流量的變化較為劇烈。（2）年徑流總量出現了持續≥10 a的4次持續枯水期和4次持續豐水期；持續枯水期中以1788—1802年的枯水期強度最大（平均距平百分率-14.9%），而強度第二的持續枯水期（平均距平百分率-10.4%），持續時間也長達15 a（1980—1994年）；持續豐水期中以1867—1876年的豐水期強度最大（平均距平百分率+17.9%）。

賀蘭山；樹木年輪；徑流量變化

20世紀是最近一千年以來最為溫暖的一個世紀，而最近30 a又是溫度最高的時段[1]。溫度上升對于全球和區域尺度的降水和水資源分布都有著重要影響[2]。然而，區域降水和水資源變化對于氣候變暖的響應有著顯著差異，20世紀80年代起在中國西北地區東部出現持續性變干趨勢，而中國西北地區西部，包括新疆北部在內卻出現顯著暖濕化[3,4]。在更長時間尺度上，中亞干旱區與東亞季風區的降水和干濕變化也呈現反位相變化的特征，體現出顯著的西風模式特征[5]。盡管在中國西北一些氣象和水文臺站的觀測數據年代長達60 a，但總體上中國西北的器測氣象水文資料分布仍然過于稀疏且觀測時間較短，難以有效揭示區域氣候水文特征，限制了對中國西北氣候水文變化機理理解。因此，有必要借助樹輪、湖泊沉積物等氣候水文代用資料重建過去氣候水文變化，并將現代氣候水文變化趨勢置于長期歷史背景中進行相關分析[6-10]。其中基于樹木年輪（以下簡稱樹輪）的徑流量重建序列不僅能夠有效延長器測水文序列，同時還能有效揭示干旱半干旱區水文長期自然變率與相關變化機理[11]。為了弄清中國西北長期水文變化規律，減少其洪水和干旱造成的損失，中國樹木年輪研究工作者自20世紀80年代開始用樹輪重建河流徑流量的年輪水文學研究工作，現已取得較多研究成果[12-16]。但是到目前為止，在賀蘭山地區的樹輪研究工作多是關注降水和干濕指數重建[17-19]，對于該區域河流徑流變化尚沒有涉及，尤其是高質量的徑流量重建序列更為缺乏。

為了能更好地給水資源管理部門提供水文長期背景，滿足防洪減災和流量年景預報的實際需求，2008年在賀蘭山地區進行樹輪采樣，開展了以重建年徑流為目標的年輪水文學研究的工作。本文以2008年采集的5個采樣點樹輪寬度資料為基礎，重建了賀蘭山東麓過去259 a的河流徑流量長序列，并分析其長期變化特征，以期能為賀蘭山地區的年度流量年景預測和水資源評價提供較長的水文背景資料。

1 研究區概況與樹輪年表建立

1.1 研究區概況

賀蘭山位于寧夏與內蒙古兩個自治區交界處，西接騰格里沙漠，東鄰黃河，南北長220 km，東西寬20～40 km。賀蘭山北段地勢較高，南部地勢平緩，最高峰海拔3556 m。賀蘭山森林資源豐富，主要森林建群種以青海云杉（Picea crassifolia）、油松（Pinus tabuliformis）為主，其余為山榆、山楊、樺木及多種野生灌木。賀蘭山高海拔地區（大于2800 m）山地上部還有面積不大的亞高山灌叢與草甸。樹輪樣本于2008年10月采自賀蘭山中低山森林區，共采集了5個采點樹輪樣芯，所采樹種為青海云杉和油松。在采樣布局上，除遵循樹輪氣候學中采樣點選擇的基本原理[20]外，還考慮了流域水文特征。每個采點采集樹木20棵左右，每棵樹取2個樹輪樣芯。采樣依據樹輪研究基本方法[11]的要求進行，樹輪樣本均采自賀蘭山針葉林的林片邊緣或上樹線附近，且采樣點具有土層薄、坡度大、受人類活動影響較小的特征，因此所采集的樹輪樣本對氣候水文的響應較為敏感，能較好地反映出賀蘭山的氣候水文變化狀況，具有較好的代表性。賀蘭山5個樹輪采樣點和氣象水文站點信息如圖1和表1所示。

圖1 賀蘭山區域樹木年輪采樣點分布

表1 賀蘭山樹輪采樣點和氣象水文站點信息

1.2 樹輪年表建立

利用傳統的樹輪研究方法建立賀蘭山區域樹輪寬度年表。首先將樹輪樣芯晾干，放入木槽中固定，然后用砂紙打磨。樹輪寬度數據是使用精度為0.001 mm的Velmex寬度測量系統測量得到的。樹輪數據的交叉定年使用COFECHA程序完成[21]。為去除非氣候因素和樹木生長趨勢，同時保留氣候低頻信號，利用負指數函數對原始樹輪寬度數據進行去趨勢處理。由于存在較強樹間相關性（r=0.669），利用ARSTAN程序得到樹輪寬度年表[11]，其1900—2000年的第一主成分為45.2%。利用樣本總體代表性來界定樹輪寬度年表的可靠性，在本研究中只截取樣本總體代表性（EPS）[22]大于0.85的樹輪寬度年表進行分析。因此，樹輪寬度年表有效起始年代為1750年。從表2中本文重建賀蘭山河流徑流量最終用到的區域差值樹輪年表的主要特征參數及公共區間分析結果來看，年表的平均敏感度和樹間平均相關系數較高，具有典型干旱半干旱區樹輪年表的特征。從樹間互相關系數、信噪比、年表對總體的方差解釋量，區域樹輪差值年表中所包含的公共信號很強，特別是信噪比達到了86.506。

表2 賀蘭山區域樹輪寬度差值年表主要統計特征

1.3 水文氣候資料

水文部門于1971、1956年和1973年分別在賀蘭山東麓蘇峪口溝、汝箕溝和大武口溝設立水文站。蘇峪口溝平均年徑流深為36.9 mm，汝箕溝平均年徑流深50.1 mm[22]。賀蘭山區域徑流量變化主要取決于大氣降水，由于該區域降水主要集中于暖季（6—9月），因此暖季徑流量占全年徑流量的70%以上，冬半年（上年11月—當年3月）徑流量較小。本研究獲取了1979—2008年蘇峪口溝和汝淇溝出山年徑流量序列，兩溝多年平均徑流量為5.86×106m3。選取采點附近最大的城市銀川的月降水量、月平均溫度資料（1951—2008年）與賀蘭山東麓蘇峪口溝和汝淇溝兩條河流的出山年徑流量之和（以下簡稱賀蘭山東麓河流年徑流量，1979—2008年）與樹輪年表序列進行相關分析。

2 基于樹輪資料的賀蘭山東麓徑流量重建

2.1 徑流量與樹輪年表的相關分析

取銀川氣象站1955—2008年的月降水量與月平均溫度季節組合，與賀蘭山區域樹輪差值年表序列進行相關分析，結果發現：賀蘭山區域樹輪差值年表序列與當年5—8月平均溫度相關系數最高，達到-0.472（P＜0.001），而賀蘭山區域樹輪差值年表序列與上年8月至當年6月降水總量存在著顯著的相關性，相關系數為0.566（P＜0.001），同時，還與當年1—8月降水總量存在著顯著的相關性，相關系數為0.401（P＜0.001）。可見，在當年生長季及生長季前降水偏多，溫度偏低使得蒸發量偏小的情況下，有利于賀蘭山地區青海云杉和油松在當年及次年的樹木年輪生長，反之溫度偏高，導致蒸發量大，且降水偏少不利于其當年及次年年輪生長，這一結果符合干旱半干旱區樹木年輪—氣候相關的基本原理[20]。

降水是山區河流徑流的最為主要來源之一，夏季溫度通過影響土壤蒸發和冰雪融化而間接影響河水徑流量。相關分析發現，在1979—2008年的時段上，賀蘭山東麓河流年徑流量對銀川氣象站1—8月降水量的響應最好，相關系數為0.522（P＜0.001），此外對5—8月最高溫度具有一定的負響應，相關系數為-0.323（P＜0.05）。由此不難看出氣候對賀蘭山東麓河流年徑流量變化有著重要作用。從上述相關分析可知，影響賀蘭山樹輪生長的重要氣候因子同樣也對賀蘭山地區水文變化具有重要影響。這就是本文可以從賀蘭山區域樹輪年表中提取賀蘭山東麓河流年徑流量變化信息的氣候水文研究基礎。

2.2 徑流量重建方程的建立

由于氣候要素對樹木生長和徑流量形成都可能存在滯后影響[20,23]，故在本文中，利用當年（t）、次年（t+1）及再次年（t+2）的樹輪寬度序列與徑流量資料進行相關分析[16]。結果表明，區域差值年表當年樹輪寬度序列對賀蘭山東麓年徑流量的相關系數最高，為0.638（P＜0.001），以用區域差值年表當年樹輪寬度序列對賀蘭山東麓河流年徑流量進行重建的結果較好。

基于區域差值年表當年樹輪寬度序列和賀蘭山東麓河流年徑流量，以1979—2008年共30 a的資料為校準期，由線性回歸分析方法建立賀蘭山東麓河流年徑流量與區域差值年表當年樹輪寬度序列間的校準方程如下：

式中St為賀蘭山東麓河流年徑流量當年年徑流量，RC為賀蘭山區域差值年表序列。該方程的相關系數為0.638，F值為19.091，超過0.001的顯著水平。該方程可還原賀蘭山東麓河流年徑流量總方差的40.8%。考慮到校準期較短（30 a），難以進行獨立檢驗，故采用交叉檢驗法[25-26]對校準方程的穩定性進行了檢驗。結果發現重建的徑流量與實測的徑流量相似性較好（圖2），其誤差縮減值達0.328，交叉檢驗相關系數為0.602。原序列符號檢驗（5/25）和一階差符號檢驗（5/24）均達到了0.01的顯著水平。這些交叉檢驗參數表明，校準方程是穩定的，由它得到的賀蘭山東麓河流年徑流量的重建值是可信的。

圖2 賀蘭山東麓河流年徑量實測值與重建值對比

3 重建的295 a年徑流量變化特征

3.1 259a年徑流總量的豐、枯水期

利用上述校準方程，重建出1750—2008年共259 a賀蘭山東麓河流年徑流量。從圖3中的10 a低通濾波曲線和均值線可見：賀蘭山東麓山區流域1750—2008年年徑流量的變化經歷了頻繁的豐枯變化，大致可分為12個枯水期（持續時間超過5 a）（1751—1759年，1765—1771年，1788—1802年，1809—1820年，1835—1840年，1847—1855年，1860—1866年，1877—1884年，1899—1908年，1924—1932年，1962—1967年，1980—1994年）和位于其間與1995—2004年14個豐水期。其大于等于10 a的枯水期有4個：分別出現在1788—1802（15 a），1809—1820年（12 a），1899—1908年（10 a），1980—1994年（15 a）；≥10 a的豐水期有4個，分別出現在：1772—1787年（16 a），1821—1834年（14 a），1867—1876年（10 a），1933—1951年（19 a）。

圖3 賀蘭山東麓河流年徑流量重建序列（細線）及其10 a低通濾波值（粗線）

3.2 豐枯頻率分析

根據相關水資源評價方法[24]，用距平百分率將賀蘭山東麓河流年徑流量劃分為5級，大于+25.0%作為豐水年，+10.1%～+24.9%為偏豐水年；小于-25.0%為枯水年；-24.9%～-10.1%為偏枯水年；-10.0%～+10.0%為平水年；對1750—2008年共259 a賀蘭山東麓河流年徑流量的豐枯頻率進行了統計（表3）。

表3 賀蘭山東麓河流年徑流量的豐枯頻率

由表3可知，自1750年以來的259 a，賀蘭山東麓河流年徑流量以平水年份出現最多，偏枯水年多于偏豐水年3.8%，枯水年出現39次，豐水年出現35次。這表明，賀蘭山東麓河流259 a來的徑流量變化變率較大，偏枯水年數和偏豐水年數年份均接近平水年數。其原因在于，賀蘭山高海拔山地沒有大規模冰川發育，缺乏穩定冰雪融水補給；同時其位于亞洲夏季風邊緣區，季風季節降水也存在較強變率，在干旱高溫的年份，土壤水分蒸發增加，又會使枯水的程度進一步加劇[25-28]。據田文彬等計算[22]：1993—2003年賀蘭山東麓河流主要水文站年徑流補給來源主要是大氣降水，其中70%以上降水集中于6—9月的季風季節，并容易引發局部流域型洪水，而冬半年徑流量較小。不穩定的補給來源是使得賀蘭山東麓河流徑流量不穩定的主要原因。

3.3 持續豐、枯水期及其強度

計算259 a重建年徑流量相對于其平均值的距平，作為流量豐枯強度標準，并統計正距平或負距平持續≥10 a的豐枯水期，以其平均距平百分率作為流量豐枯水期強度標準，并輔以該豐枯水期的最大流量距平百分率作為另一強度參考值[16]。從表4可見：（1）近259 a來，賀蘭山東麓河流年徑流量出現了4次≥10 a的持續豐水期和4次持續枯水期。（2）持續枯水期中以1788—1802年的枯水期強度最大（平均距平百分率-14.9%），而強度第二的持續枯水期（平均距平百分率-10.4%）持續時間也為15 a（1980—1994年），約為最強枯水期持續時間的2倍多；持續豐水期中以1867—1876年的豐水期強度最大（平均距平百分率+17.9%），但時間較短（10 a）。（3）持續豐水期中最大的流量正距平出現在平均強度第三的豐水期中，達+68.9%（1787年），而持續枯水期中最大的流量負距平出現在平均強度第二的枯水期中，達-42.9%（1981年）。

表4 賀蘭山東麓河流年徑流量≥5 a的持續豐枯水及其強度

4 結論

綜上所述，可得如下幾點結論：

（1）在賀蘭山青海云杉和油松的區域差值年表中包含了較強的干濕變化信號。賀蘭山區域氣候變化對于樹木年輪生長及年徑流量的形成均有重要影響，是可以從樹輪重建年徑流量的氣候水文學基礎及物理意義之所在。經交叉檢驗，徑流量重建方程可還原賀蘭山東麓河流年徑流量總方差的40.8%的校準方程穩定可靠，重建結果可信。

（2）重建流量經歷了12個枯水期（1751—1759年，1765—1771年，1788—1802年，1809—1820年，1835—1840年，1847—1855年，1860—1866年，1877—1884年，1899—1908年，1924—1932年，1962—1967年，1980—1994年）和位于其間及1995-2004年的14個豐水期，以平水年份出現最多，偏枯水年多于偏豐水年3.8%，枯水年出現39次，豐水年出現35次。總的來說，259 a來年徑流總量的變化較大。

（3）年徑流總量出現了出現持續≥10 a的4次持續枯水期和4次持續豐水期；持續枯水期中以1788—1802 a的枯水期強度最大（平均距平百分率-14.9%），而強度第二的持續枯水期（平均距平百分率-10.4%），持續時間也長達15 a（1980—1994年）；持續豐水期中以1867—1876年的豐水期強度最大（平均距平百分率+17.9%）。

[1]IPCC.Climate change 2013：the scientific basis[M]. Cambridge：Cambridge University Press，2013.

[2]Dai A.Drought under global warming：a review[J].WIREs Climate Change，2011，2：45-65

[3]Shi Y F，Shen Y P，Kang E S，et al.Recent and future climate change in northwest China[J].Climatic Change，2007，80：379-393.

[4]Chen FH，Huang W，Jin L，et al.Spatiotemporal precipitation variations in the arid Central Asia in the context of global warming[J].Science China-Earth Sciences，2011，54（12）：1812-1821.

[5]Chen F，Yu Z，Yang M，et al.Holocene moisture evolution in arid central Asia and its out-of-phase relationship with Asian monsoon history[J].Quaternary Science Reviews，2008，27（3）：351-364.

[6]Liu J，Chen S，Chen J，et al.Chinese cave δ18O records do notrepresentnorthernEastAsiansummermonsoon rainfall[J].ProceedingsoftheNationalAcademyof Sciences，2017，doi：10.107/pnas.1703471114.

[7]尹仔鋒，尚華明，魏文壽，等.基于樹輪寬度的伊塞克湖入湖徑流量重建與分析[J].沙漠與綠洲氣象，2014，8（4）：8-14.

[8]陳峰，尚華明，袁玉江.新疆東部雪嶺云杉與胡楊樹輪記錄的干濕變化對比分析[J].沙漠與綠洲氣象，2016，10（1）：34-40.

[9]Vance T R，van Ommen T D，Curran M A J，et al.A millennial proxy record of ENSO and eastern Australian rainfall from the Law Dome ice core，East Antarctica[J]. Journal of Climate，2013，26（3）：710-725.

[10]Bromwich D H.Snowfall in high southern latitudes[J]. Reviews of Geophysics，1988，26（1）：149-168.

[11]Cook ER，Kairiukstis LA.Methods of Dendrochronology [M].Dordrecht：Kluwer Academic Press，1990.

[12]劉禹，楊銀科，蔡秋芳，等.以樹木年輪寬度資料重建湟水河過去248 a來6—7月份河流徑流量[J].干旱區資源與環境，2006，20（6）：69-73.

[13]Yang B，Qin C，Shi F，et al.Tree ring-based annual streamflow reconstruction for the Heihe River in arid northwestern China from AD 575 and its implications for water resource management[J].The Holocene，2012，22（7）：773-784.

[14]Chen F，Yuan Y，Zhang R，et al.Shiyang River streamflow since AD 1765，reconstructed by tree rings，contains farreaching hydro-climatic signals over and beyond the mid-latitude Asian continent[J].Hydrological Processes，2016，30（13）：2211-2222.

[15]Chen F，Yuan Y，Davi N，et al.Upper Irtysh River flow since AD 1500 as reconstructed by tree rings，reveals the hydroclimatic signal of inner Asia[J].Climatic Change，2016，139（3-4）：651-665.

[16]袁玉江，魏文壽，陳峰，等.天山北坡烏魯木齊河年徑流總量的樹輪重建[J].第四紀研究，2013，33（3）：501-510.

[17]Liu Y，Cai Q，Shi J，et al.Seasonal precipitation in the south-centralHelanMountainregion，China，reconstructed from tree-ring width for the past 224 years [J].Canadian Journal of Forest Research，2005，35（10）：2403-2412.

[18]陳峰，袁玉江，魏文壽，等.樹輪記錄的賀蘭山北部5-7月PDSI變化[J].氣候變化研究進展，2010，6（5）：344-348.

[19]Li J，Chen F，Cook E R，et al.Drought reconstruction for north central China from tree rings：the value of the Palmer drought severity index[J].International Journal of Climatology，2007，27（7）：903-909.

[20]李江風，袁玉江，由希堯，等.樹木年輪水文學研究與應用[M].科學出版社，2000.

[21]Holmes R L.Computer-assisted quality control in treering dating and measurement[J].Tree-ring Bulletin，1983，43：69-78.

[22]田文彬.賀蘭山地區水文分析[J].科技創業月刊，2013，26（11）：182-184.

[23]Fritts，H C.Tree Rings and Climate.London：Academic Press.

[24]何書會，李永根，馬賀明.水資源評價方法與實例[M].中國水利水電出版社，2008.

[25]張威，崔之久，李永化，等.賀蘭山第四紀冰川特征及其與氣候和構造之間的耦合關系[J].科學通報，2012（25）：2390-2402.

[26]桑建人，紀曉玲，張楠楠，等.賀蘭山沿山洪流量與降水量相關分析[J].干旱區資源與環境，2009，23（1）：106-111.

[27]呂梅花.賀蘭山地區水文分析[J].寧夏農林科技，2008（1）：76-77.

[28]納麗，李欣，朱曉煒，等.寧夏近50a降水集中度和集中期特征分析[J].干旱區地理，2012，35（5）：724-731.

Annual Runoff in the Eastern Slope of Helan Mountains Reconstructed from Tree-ring Width for the Past 259 Years

CHEN Feng，ZHANG Tongwen，ZHANG Ruibo，YUAN Yujiang
（Key Laboratory of Tree-ring Physical and Chemical Research of China Meteorological Administration/ Xinjiang Laboratory of Tree Ring Ecology，Institute of Desert Meteorology，China Meteorological Administration，Urumqi 830002，China）

We present tree-ring-based annual total runoff reconstruction（CE 1750-2008）for the eastern slope of Helan Mountains，China.Spruce and pine forests grow on the hillsides near valleys. All increment cores were collected from living trees at 5 sites of the Helan Mountains in 2008.After naturally drying，mounting and sanding in the laboratory，annual ring widths were measured at resolution 0.001 mm by a Velmex measuring system.The quality of the measurement and crossdating of ring-widths was checked by the COFECHA program.The tree-ring width chronologies were developed by the ARSTAN program.We used the stepwise regression reconstruction method to reveal the potential of reconstructing runoff from the tree-ring width chronologies.The results indicated that the explained variance of the residual chronology to annual total runoff is 40.8%. Finally，based on three residual chronologies，a model was used to estimate the annual total runoff. The model accounted for 40.8%of the instrumental data variance and allowed us to reconstruct runoff for the period 1750-2008.Cross-validation tests were employed to evaluate the statistical fidelity of our reconstruction model.The reduction of error is positive，which indicates significant skill in the tree-ring estimates.Low runoff periods occurred during 1751-1759，1765-1771，1788-1802，1809-1820，1835-1840，1847-1855，1860-1866，1877-1884，1899-1908，1924-1932，1962-1967，1980-1994，whereas high runoff periods were also identified.In according to our runoff reconstruction，the longest low and high runoff periods lasted about 15 years（from 1788 to 1802）and 19 years（from 1933 to 1951），respectively.

Helan Mountains;tree rings;runoff reconstruction

P467

B

1002-0799（2017）03-0025-06

陳峰，張同文，張瑞波，等.基于樹木年輪的賀蘭山東麓河流徑流量的重建[J].沙漠與綠洲氣象，2017，11（3）：25-30.

10.12057/j.issn.1002-0799.2017.03.004

2017-04-01

國家自然科學基金（91547115,41405081），中央級公益性科研院所基本科研業務費項目（IDM2017002）,自治區青年科技創新人才培養工程（qn2015yx040）和中國氣象局氣象部門青年英才計劃共同資助。

陳峰（1982-）,男,副研究員,主要研究方向為樹木年輪與氣候水文變化研究。E-mail：feng653@163.com