楊立哲，錢虹，郝璐

( 1. 南京信息工程大學江蘇省農(nóng)業(yè)氣象重點實驗室生態(tài)氣象與環(huán)境中心，江蘇南京210044;2. 海軍北海艦隊海洋水文氣象中心，山東青島266003)

隨著人口的增長和社會經(jīng)濟的發(fā)展，水資源短缺已經(jīng)成為全球經(jīng)濟和社會發(fā)展的主要制約因素，并日益引起各國政府、科學家和公眾的廣泛關(guān)注。內(nèi)蒙古錫林河流域是中國北方干旱、半干旱地區(qū)溫帶草原的典型代表，地處東部半濕潤草甸草原和草原區(qū)向西北干旱荒漠和山地草原區(qū)的過渡帶。錫林河流域的水資源狀況直接關(guān)系到整個流域的農(nóng)牧業(yè)生產(chǎn)、草地生態(tài)建設、農(nóng)牧民生活用水以及牲畜飲水等。近年來，流域內(nèi)超載過牧、煤礦開采等人類活動增強，導致徑流量明顯減少，地下水補給也相對減少，致使流域植被蓋度降低，濕地面積萎縮，水資源自我涵養(yǎng)調(diào)蓄能力降低［1］。如果這種狀況進一步持續(xù)下去，將造成流域內(nèi)用水困難，不僅對當?shù)亟?jīng)濟社會可持續(xù)發(fā)展產(chǎn)生嚴重的不利影響，而且現(xiàn)有的京津風沙源治理成果也將很難保障，對北京乃至整個華北地區(qū)的生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生非常不利的影響。

國內(nèi)在流域徑流演變趨勢及其影響因素方面有諸多研究，研究成果主要集中在黃土丘陵區(qū)、南方山地以及主要河流流域的水文變化，尤其是一些典型的大流域，如黃河流域、長江流域、淮河流域、黑河流

1 數(shù)據(jù)來源與研究方法

域以及遼河流域等［2-4］。在較小空間尺度(小流域)與較小時間尺度(月、季)上，還有待更為細致的研究。錫林河流域是地處干旱、半干旱區(qū)草原牧區(qū)的內(nèi)陸河流域，錫林河為季節(jié)性河流，河流短小，下游河床不明顯，常成為無尾河而消失在湖泊或洼地中，產(chǎn)流機制復雜，相關(guān)研究尚不足［5］。在這種背景下，深入開展錫林河流域徑流的變化特征及其影響因素的研究，對于當?shù)厮Y源的合理開發(fā)和利用、水資源的管理規(guī)劃以及草地生態(tài)系統(tǒng)的可持續(xù)發(fā)展均具有重要的應用價值和指導意義。

1.1 研究區(qū)概況

錫林河流域位于錫林郭勒盟東南部，發(fā)源于赤峰市克什克騰旗巴彥查干蘇木，至錫林浩特市朝克烏拉蘇木而止，是內(nèi)蒙古最大的內(nèi)陸河之一。錫林河全長268 km，其中自錫林浩特水庫以下近124.7 km 的河流已斷流。流域面積10 542 km2，其中錫林浩特水文站以上流域面積3 852 km2(43°24' －44°08' N，116°02' －117°16' E)。地勢自東南向西北逐漸降低，平均海拔988.5 m，以丘陵地形為主，是典型的草原地貌。流域?qū)僦袦貛О敫珊荡箨懶约撅L氣候區(qū)，年平均溫度0 ～3 ℃，年平均降水量不足300 mm，且多發(fā)生在6 －9 月，約占全年降水量的80%，多年平均蒸發(fā)量1 903.5 mm。多年平均徑流深僅有4.75 mm(1958 －2008 年)，并且以每年0.019 1 mm 的速率緩慢下降。

1.2 數(shù)據(jù)與方法

1.2.1 數(shù)據(jù)來源 錫林浩特水文站始建于1957 年7 月，位于錫林河流域中游。錫林河水庫位于內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林浩特市南9 km 的錫林河干流上。水庫壩址以上控制流域面積3 942 km2，占錫林河流域面積的37.4%。本研究區(qū)主要為水庫上游流域，所用徑流數(shù)據(jù)主要來源于錫林浩特水文站，包括1958－2008 年的年徑流數(shù)據(jù)。錫林浩特水文站上游目前還沒有引水工程，水文站實測徑流系列即可代表天然徑流系列，無需作水量還原計算。

流域內(nèi)氣象臺站稀少，所用氣象數(shù)據(jù)來自流域內(nèi)或者流域周邊共9 個氣象站點，包括與徑流量同時段的逐月平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫、蒸發(fā)量(小型蒸發(fā)皿)與降水數(shù)據(jù)。

1.2.2 Mann-Kendall 趨勢分析方法 趨勢分析有很多方法，包括參數(shù)檢驗法和非參數(shù)檢驗法，與參數(shù)統(tǒng)計檢驗法相比，非參數(shù)檢驗法更適合于非正態(tài)分布的資料。其中非參數(shù)Mann-Kendall(簡稱M-K法)趨勢檢驗法是常用檢驗方法之一［6-8］，M-K 法可以較有效地檢測序列的變化趨勢，并能大體確定突變發(fā)生的位置，以適用范圍廣、人為性少、定量化程度高而著稱，其檢驗統(tǒng)計量(s)公式是:

式中，當xi－xj小于、等于或大于零時，sgn(xi－xj)分別為－1、0 或1;M-K 統(tǒng)計量公式s 大于、等于、小于零時分別為:

式中，z 為正值表示增加趨勢，負值表示減少趨勢，|z|≥1.28、1.64、2.32 時分別表示通過了置信度為90%、95%、99%的顯著性檢驗。

采用M-K 法檢驗流域近50 年的徑流以及降水、氣溫與蒸發(fā)量的變化趨勢。

1.2.3 徑流系數(shù) 徑流系數(shù)是指任一時段的徑流深度(或徑流總量)與該時段的降水量之比值。徑流系數(shù)說明在降水量中有多少水變成了徑流，綜合反映了流域內(nèi)多種因素對降水形成徑流過程的影響，可以很好地說明流域內(nèi)水循環(huán)的程度，較好地檢測徑流對降水的響應程度。采用1958 －2008 年的年徑流深度與該時段的年降水量之比作為錫林河流域徑流系數(shù)，分析徑流對降水的響應程度。

1.2.4 降雨徑流雙累積曲線 降雨徑流雙累積曲線(Double Mass Curve，簡稱DMC)方法［9-10］是目前用于水文氣象要素一致性或長期演變趨勢分析中最簡單、最直觀、最廣泛的方法。通過觀察徑流量與降水量的雙累積曲線直線斜率的變化，可以檢測徑流變化的主要影響因素。對于正常的水文年份，如果只受到降水的影響(極端降水事件除外)，不受外界的影響，直線斜率沒有明顯偏離。反之，則說明人類活動(包括土地利用/覆被)有顯著的趨勢性影響。其中，直線斜率發(fā)生顯著改變的點對應著徑流量開始發(fā)生顯著變化的年份。偏離越大，則說明人類活動的作用強度愈大［11］。本研究采用雙累積曲線法來分析流域下墊面變化等人類活動對錫林河流域徑流變化的影響。

2 結(jié)果與分析

2.1 徑流多年變化

錫林河流域多年平均徑流深為4.75 mm，為年降水量的2.0%(圖1)。錫林河流域在近50 年期間，徑流量有不顯著的微弱降低趨勢。但是，分不同時段來看，1958 －1990 年30 年期間有顯著降低趨勢(P ＜0.05);20 世紀90 年代之后，徑流量較前期明顯高，進入21 世紀初，徑流量又有顯著下降趨勢。錫林河流域2001 －2008 年8 年間的平均徑流深降至3.16 mm，比多年平均徑流深減少了1.6 mm。

2.2 徑流年內(nèi)變化

圖1 1958 －2008 年錫林河流域徑流量與降水變化Fig.1 Annual runoff and precipitation from 1958 to 2008

圖2 1958 －2008 年錫林河流域年內(nèi)徑流量與降水月變化Fig.2 Monthly runoff and precipitation from 1958 to 2008

錫林河流域徑流呈現(xiàn)中緯度半干旱區(qū)特有的典型的雙峰形(圖2)。4 月的春汛峰值是每年的最高值，徑流深可以達到1.67 mm，徑流量約占全年總水量的32%。主要原因是氣溫回升后，凍土層尚未解凍，不透水層依然存在，同時草地尚未返青，植被覆蓋度低，蒸散發(fā)小，大部分的融雪水和融冰水直接匯流進入了河道，從而形成春汛過程。進入5 月后，積雪完全融化，徑流主要來自于降水，同時因為溫度升高，草地生長導致下墊面蒸散、發(fā)增加，徑流逐漸減少，到6 月達到一個低谷，徑流深大約為0.44 mm。7 月份隨著降水量開始增大，徑流開始增大，在8 月份出現(xiàn)第2 個峰值，但是峰值的流量要小于春汛峰值，因為夏季降水(6 －9 月)雖然能占到全年降水量的大約80%，但是下墊面蒸散發(fā)消耗了其中的大部分水量。進入12 月后，因為溫度下降，并且錫林河河床下切較淺，會出現(xiàn)連底凍現(xiàn)象，一直到次年3 月下旬河道解凍，這期間為枯水期，徑流為0。

2.3 徑流系數(shù)

近50 年來，流域平均徑流系數(shù)為0.017(圖3)。1958 年至1970 年，平均徑流系數(shù)為0.019，20 世紀70 年代有所下降，為0.016。20 世紀80 年代最低，為0.013。事實上，20 世紀80 年代與60 年代的降水量相差不顯著(P ＞0.05)，但是徑流系數(shù)卻相差顯著(P ＜0.05)，這表明同樣的降水產(chǎn)生的徑流越來越少。進入90 年代后，徑流系數(shù)有所回升，并達到最高值，為0.021，到了21 世紀初，又有明顯下降，為0.015。

徑流系數(shù)的降低與流域人類活動的影響加大有關(guān)，一方面，流域下墊面土地利用與覆被的變化導致蒸發(fā)量變化，另一方面，水利工程攔截和社會經(jīng)濟用水等，導致河川徑流量、地下水補給量顯著減少。

2.4 徑流雙累積曲線

以人類活動影響相對較小的時期即20 世紀60年代(1958 －1969 年)作為基準期，與其他時段進行對比分析，可以看出，徑流量累積值自20 世紀60 年代以后開始有顯著的向上偏離，進入20 世紀80 年代后，向上偏移尤其明顯，之后又有所緩和，表明徑流的變化受到了除降水外其他因素，如下墊面變化等人類活動因素的影響，這些因素導致河川徑流量減少(圖4)。

圖3 1958 －2008 年徑流系數(shù)及其階段平均值Fig.3 Annual runoff coefficient from 1958 to 2008 and mean value for different periods

圖4 1958 －2008 年降雨徑流雙累積曲線Fig.4 Double Mass Curve of runoff and precipitation from 1958 to 2008

2.5 氣候變化對徑流的潛在影響

錫林河流域近50 年來呈現(xiàn)降水減少、氣溫升高趨勢。從多年氣溫與降水的變化趨勢(圖5)可以看出，錫林河流域內(nèi)及周邊所有氣象臺站無論是平均氣溫，還是最低、最高氣溫，均呈現(xiàn)出顯著的升高趨勢。9 個站點中，所有臺站的平均氣溫均極顯著升高(P ＜0.01)，有7 個臺站的最低氣溫極顯著升高，有6 個臺站的最高氣溫極顯著升高。降水雖然不如氣溫變化明顯，但是，也呈現(xiàn)降低趨勢，半數(shù)臺站顯著降低(P ＜0.05)。

月降水和蒸發(fā)量的變化趨勢檢測結(jié)果(圖6)表明，4、6、8 月蒸發(fā)量均顯著增加(P ＜0.05)，9 月極顯著增加(P ＜0.01)。其他月份除了1 月，均未呈顯著上升。與此相反的是，降水量除了10月，11月和12 月，其他月份均有下降趨勢，其中7、8 及9 月的降水量均顯著下降(P ＜0.05)。說明錫林河流域大多數(shù)季節(jié)，蒸發(fā)量有明顯上升趨勢，而降水量有下降趨勢，這種特征在7 月與9 月表現(xiàn)得更為明顯。

圖5 流域及周邊氣象站1958 －2008 年均氣溫與降水量M-K 趨勢分析Fig.5 M-K trend for annual mean temperature and precipitation from 1958 to 2008 based on nine meteorological stations within or near the basin

圖6 錫林浩特氣象站1956 －2001 年月降水量與蒸發(fā)量M-K 趨勢分析Fig.6 M-K trend for monthly precipitation and evaporation from 1956 to 2001 based on Xilin Hot meteorological station

對降水量、氣溫與徑流量的相關(guān)分析結(jié)果表明，流域徑流量與降水量的相關(guān)性顯著(r =0.740，P ＜0.05)，尤其是與5 －9 月降水量與徑流量極顯著相關(guān)(r =0.989，P ＜0.01)。但是徑流量與年平均氣溫以及冬春季(12 月至翌年4 月)的相關(guān)系數(shù)均沒有通過顯著性檢驗。

3 討論與結(jié)論

徑流是水循環(huán)的主要環(huán)節(jié)，徑流量是陸地上最重要的水文要素之一，是水量平衡的基本要素。干旱、半干旱草原區(qū)內(nèi)陸河流域的徑流變化有其自身的規(guī)律和特征。錫林河流域徑流是由融雪和降水形成的雙峰型徑流過程，這與季勁鈞等［12］的研究結(jié)果一致。

氣候因素是影響流域水資源變化的重要原因之一。氣候變化及其不確定性改變了徑流的時序和量值，進而改變了水循環(huán)過程。本研究表明，錫林河流域無論是平均氣溫、還是最低氣溫、最高氣溫，均呈現(xiàn)顯著的升高趨勢，其中平均氣溫升高最為顯著，最低氣溫較最高氣溫升高更顯著。降水雖然不如氣溫變化明顯，但是，呈現(xiàn)降低趨勢?？偟膩砜矗a林河流域近50 年來呈現(xiàn)降水減少、氣溫升高的暖干化趨勢。流域大多數(shù)季節(jié)，蒸發(fā)量有明顯上升趨勢，而降水量有下降趨勢，這種特征在7 月與9 月表現(xiàn)得更為明顯。這表明，流域暖干化的氣候變化趨勢是改變徑流的時序和量值的重要因素之一。進一步對年降水量與徑流量的相關(guān)分析表明，流域徑流量與年降水量的相關(guān)性很好，尤其是與5 －9 月降水量的關(guān)系非常密切，但是徑流量與年平均氣溫以及冬春季的相關(guān)系數(shù)均沒有通過顯著性檢驗，這就說明流域多年徑流量的變化，汛期降水量的改變起了主導作用，冬春季氣候變暖雖然導致冰雪融水增加，進而增加了融雪徑流，但對徑流的改變只起到了輔助作用。

雖然以上結(jié)果表明，降水量是影響錫林河流域多年徑流量變化的主要原因之一，但顯然不是唯一因素。徑流系數(shù)可以檢測徑流對降水的響應程度，也可以間接反映流域內(nèi)多種因素對降水形成徑流過程的影響。錫林河流域徑流系數(shù)的分析表明，同樣的降水產(chǎn)生的徑流越來越少，也就是說徑流減少有其他因素的影響。從降水徑流累積雙曲線也可以看出，與20 世紀60 年代相比，錫林河流域徑流量累積值自70 年代后就開始有明顯的偏離，進入80 年代后，偏移尤其明顯，之后又有所緩和，21 世紀初，偏移又有所增加，表明這期間徑流的變化除受降水影響外，還受到了人類活動導致的下墊面變化的潛在影響。20 世紀80 年代與近十幾年偏移明顯，這可能與80 年代流域超載過牧，以及近十幾年來流域工業(yè)如采礦業(yè)的快速發(fā)展有關(guān)。

內(nèi)蒙古草原是中國北方草原的主體，然而，近幾十年由于過度利用，草原正面臨著嚴重的退化問題［13］。草原的退化深刻改變了該地區(qū)的生態(tài)水文過程，加速了環(huán)境進一步惡化。水分因素作為溫帶干旱半干旱地區(qū)生物生產(chǎn)的限制因素，勢必成為人與自然生態(tài)系統(tǒng)和諧共處的最為活躍和最具決定性的紐帶。在草原植被持續(xù)退化的背景下，草原區(qū)水文過程對氣候變化的響應機制就成為亟待研究的命題［14］。

錫林河是錫林河流域最重要的水源地和沿線居民的主要取水點，河水補給地下水量占錫林浩特市地下水可采量的32%，因此河流來水量減少直接造成錫林河流域地下水可采量的減少或水位下降。錫林河的水資源狀況直接關(guān)系到流域農(nóng)牧業(yè)生產(chǎn)、生態(tài)建設和居民生活用水，如果錫林河源頭及沿河濕地面積持續(xù)縮小、錫林河水源枯竭，將造成流域用水困難，對當?shù)亟?jīng)濟社會可持續(xù)發(fā)展產(chǎn)生嚴重的不利影響。根據(jù)王軍等［1］對錫林河流域水資源狀況進行的研究，2010 年錫林河流域水資源開發(fā)利用總量已經(jīng)達到水資源可利用總量的93.19%，在目前的用水趨勢下，到2015 年錫林浩特地區(qū)將出現(xiàn)291.51 萬m3的用水量缺口。錫林河源頭及沿河濕地位于渾善達克沙地，是沙地植被賴以生存的的重要水源。如果濕地消失、沙地水源斷絕，現(xiàn)有的京津風沙源治理成果將很難鞏固，甚至出現(xiàn)進一步沙化現(xiàn)象，對北京乃至整個華北地區(qū)的生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生直接影響［15］。

總之，地表水資源主要受氣候、下墊面和人類活動的影響，水文水資源的變化首先受到天氣氣候的影響，降水和氣溫共同決定了區(qū)域氣候的濕潤與干燥程度，影響著徑流的形成和地域分布。另一方面，隨著社會的不斷進步和人口的迅速增長，人類活動對水文過程產(chǎn)生了越來越重要的影響。研究結(jié)果表明，氣候暖干化是近幾十年來錫林河流域徑流發(fā)生變化的主要原因，除此之外，人類活動、下墊面變化等也是其變化的潛在影響因素。因此，考慮流域水循環(huán)的特點，兼顧生態(tài)、生產(chǎn)以及生活用水［16］，有序開發(fā)利用地表水資源，適應氣候變化［17-18］，最大限度地減少地表水資源的影響，是干旱、半干旱區(qū)草原牧區(qū)可持續(xù)發(fā)展首先要解決的問題之一。

本研究分析了我國半干旱區(qū)典型草原錫林河流域徑流的年內(nèi)、年際變化特點，以及徑流變化的潛在影響因素，但對于各種人類活動如何影響徑流變化及其分布沒有深入探討。結(jié)合流域水資源利用特點，研究人類活動如土地利用/土地覆被變化、超載過牧以及地下水過度利用等對流域徑流的影響機制還有待進一步開展。

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