薛 浩， 于瑞宏,2?， 張艷霞， 多 蘭， 胡海珠,2， 郝艷玲， 呂喜璽

(1.內(nèi)蒙古大學生態(tài)與環(huán)境學院，內(nèi)蒙古自治區(qū)河流與湖泊生態(tài)重點實驗室，010021，呼和浩特；2.蒙古高原生態(tài)學與資源利用教育部重點實驗室，010021，呼和浩特)

流域徑流是水文循環(huán)過程中的重要組成部分，徑流過程分析對實現(xiàn)水資源合理優(yōu)化配置及可持續(xù)利用具有重要作用；因此，及時、準確地掌握全球氣候變化背景下徑流變化特征具有重要意義[1]。Vassilev等[2]研究了保加利亞氣候變化對徑流的影響，通過研究發(fā)現(xiàn)該地區(qū)持續(xù)的干旱和水資源緊缺的加劇與氣候變化息息相關。Labat等[3]通過研究得到全球年度溫度與徑流間存在一致的相關性，以此來證明全球變暖與全球水文循環(huán)加劇之間的聯(lián)系。Pelto等[4]通過研究表明北瀑布冰川對氣候的響應具有廣泛的區(qū)域連續(xù)性，冰川的不平衡狀態(tài)與當前氣候變暖的趨勢相關，得出河流流量變化為冬季河流流量增加，春季徑流量略有下降，夏季徑流量下降27%。

近年來，中國學者在部分典型大流域開展了徑流變化特征和變化趨勢研究[5-6]。曹建延等[7]利用Mann-Kendall趨勢檢驗法對長江源區(qū)1956—2000年徑流量的變化進行了分析，得出長江源區(qū)年徑流量呈微弱減小趨勢；沈楠等[8]采用距平分析、滑動平均分析和Mann-Kendall趨勢檢驗等方法分析了黃河流域三門峽站近500年的徑流演變特征，其中三門峽徑流量隨時間變化整體上呈現(xiàn)微弱的下降趨勢；孫鵬等[9]利用非參數(shù)Mann-Kendall趨勢檢驗和小波轉(zhuǎn)換等方法系統(tǒng)分析了淮河流域不同時空變化下的徑流過程變化特征，認為1956—2015年徑流量整體呈震蕩下降趨勢；Wang等[10]通過非參數(shù)Mann-Kendall趨勢檢驗和累積曲線法等方法，得出塔里木河干流徑流量在人類活動和氣候變化影響下呈下降趨勢;焦瑋等[11]采用累積距平法對錫林河近50年徑流年際變化序列進行分析，結(jié)果表明人類活動是影響錫林河流域徑流變化的主要驅(qū)動因素；楊立哲等[12]分析了錫林河流域近50年的徑流資料，得出年徑流量有微弱的降低趨勢。不難看出，已有研究大多集中于大型流域及濕潤區(qū)，而對干旱草原區(qū)流域的徑流變化研究較少，尤其缺少不同時間尺度下徑流變化規(guī)律的系統(tǒng)研究，急需深入探討。

錫林河流域地處干旱、半干旱草原區(qū)的內(nèi)陸河流域，錫林河則為季節(jié)性河流，河網(wǎng)密度小，彎曲系數(shù)大，下游河床不明顯，極易成為無尾河而消失在干湖、洼地或沙地中，產(chǎn)流機制復雜，相關研究尚不足[12]。在這種背景下，深入開展錫林河流域不同時間尺度徑流變化特征研究，對于區(qū)域水資源合理開發(fā)利用與管理規(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 研究區(qū)域與數(shù)據(jù)來源

錫林河流域位于內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林郭勒盟東南部，地處E115°00′～117°30′，N43°26′～44°39′之間(圖1)，流域面積為1萬542 km2，平均海拔為988.5 m，相對高程差約為600 m。錫林河起源于赤峰市克什克騰旗寶爾圖西南山頂，是內(nèi)蒙古典型的草原型內(nèi)陸河[13]，全長268.1 km，河道平均比降1.25%，現(xiàn)今自錫林浩特水庫以下近124.7 km的河流已斷流。錫林河流域氣候類型為溫帶半干旱大陸性季風氣候，具有降水量少、蒸發(fā)量多、日溫差大等氣候特征。根據(jù)1968—2015年錫林浩特氣象站氣象資料[14-15]統(tǒng)計，多年平均降水量278.9 mm，多年平均蒸發(fā)量1 862.9 mm (20 cm蒸發(fā)皿)，多年平均氣溫2.8 ℃，多年平均風速為3.4 m/s。

筆者所用1968—2015年共48年的實測流量數(shù)據(jù)均來源于錫林浩特水文站，其為錫林河流域唯一的水文站，該站位于內(nèi)蒙古自治區(qū)錫林浩特市南9 km的錫林河干流上，控制流域面積3 852 km2，占錫林河流域總面積的36.5%。

圖1 錫林河流域研究區(qū)地理位置Fig.1 Geographical location of the Xilin River Basin study area

2 研究方法

Mann-Kendall檢驗法是由世界氣象組織推薦，Mann和Kendall最早提出[16-17]，廣泛運用于趨勢檢驗中。在Mann-Kendall檢驗中，原假設H0為時間序列數(shù)據(jù)x1,x2,x3,…,xn是n個隨機且獨立分布的樣本；備擇假設H1是雙邊檢驗，對于所有的k,j≤n，且k≠j，xk和xj的分布是不相同的，檢驗的統(tǒng)計變量S計算如下：

(1)

其中

(2)

S為正態(tài)分布，其均值為0。

方差

Var(S)=n(n-1)(2n+5)/18。

(3)

當n>10時，標準的正態(tài)統(tǒng)計變量通過下式計算：

(4)

式中：Z為正態(tài)分布的統(tǒng)計量，Var(S)為方差。在給定的置信水平上，如果|Z|≥Z1-α/2，則拒絕原假設，即時間序列數(shù)據(jù)存在明顯的上升或者下降趨勢。其變化趨勢的大小用β表示，計算如下：

(5)

式中：1

由標準正態(tài)分布表中查得Z1-α/2的值，當顯著水平為0.05時，Z1-α/2值為1.96。當顯著性水平分別設定為0.01、0.05和0.10時，對應的統(tǒng)計量臨界檢驗值分別為±2.58、±1.96和±1.65。

3 結(jié)果與分析

3.1 徑流的動態(tài)變化趨勢

根據(jù)1968—2015年錫林河水文站的實測年徑流量資料，對48年來徑流年代際變化、年際變化、年內(nèi)變化、年次變化及趨勢進行分析。

3.1.1 徑流深年代際變化特征與趨勢 錫林河流域1968—2015年平均徑流深的年代際變化如圖2所示。由圖2可以看出：自20世紀80年代以來，徑流深波動較大，80年代后期和90年代初期呈增加趨勢；90年代高于多年平均值；20世紀末至21世紀初呈現(xiàn)極顯著減少趨勢。

表1給出錫林河流域不同年代徑流深變化特征，多年平均徑流深為4.193 mm，最大年徑流深10.249 mm(1993年)，最小年徑流深1.678 mm(2006年)，徑流深極值比為6.11。20世紀90年代平均徑流深最大，為6.128 mm，高出多年平均徑流深(4.193 mm)46.1%，且變幅較大；其余年代都表現(xiàn)為減少趨勢，尤其21世紀以來徑流深最小，為2.601 mm，低于多年平均徑流深38%。

圖2 錫林河流域1968—2015年徑流深年代分布Fig.2 Decade distribution of runoff depth in the Xilin River Basin during 1968-2015

表1 1968—2015年錫林河流域不同年代徑流深變化特征Tab.1 Variation characteristics of runoff in Xilin River Basin during 1968-2015

3.1.2 徑流年際變化特征 錫林河流域1968—2015年實測徑流深變化過程如圖3所示。由圖可知，21世紀之前，錫林河流域徑流深呈現(xiàn)出不規(guī)則的周期性波動，其后呈現(xiàn)階段性變化。由線性回歸擬合結(jié)果可知，自1968年以來，錫林河流域徑流深以0.050 9 mm/a的速率下降。Mann-Kendall趨勢檢驗結(jié)果表明，錫林河流域1968—2015年徑流深的統(tǒng)計量通過P<0.01的顯著性檢驗，隨著時間推移，錫林河流域年徑流深呈顯著下降趨勢。

圖3 錫林河流域1968—2015年徑流深變化趨勢Fig.3 Annual variation trend of runoff depth in Xilin River Basin during 1968-2015

3.1.3 徑流深四季變化特征與趨勢 錫林河流域?qū)儆诘湫偷谋┤谒徒邓旌涎a給型河流，徑流深大小與季節(jié)緊密相關。冬天及初春為冰凍期及枯水期，徑流深為零，本文不進行研究。隨著氣溫上升，凍土解凍，冰雪融化，融雪下滲補給徑流，四月通常出現(xiàn)第1次峰值，春季徑流深占全年總徑流深的53.25%；由于夏季降水補給，出現(xiàn)第2個峰值，夏季徑流深占全年徑流深的32.39%；秋末冬初再次進入枯水期。各季節(jié)徑流深變化趨勢如圖4所示，各季節(jié)平均徑流Mann-Kendall特征值見表2。

圖4 錫林河流域春、夏、秋季徑流深的變化趨勢Fig.4 Runoff depth trend of spring, summer, and autumn in the Xilin River Basin

從圖4和表2可以看出：錫林河流域1968—2015年各季節(jié)徑流深總體上呈現(xiàn)顯著下降趨勢，其中，秋季變化率最大，下降速率為0.024 5 mm/a，且趨勢統(tǒng)計量>2.58，說明秋季徑流深通過了P<0.01的顯著性檢驗，表現(xiàn)為極顯著下降趨勢，且2005年后秋季徑流深幾乎為零。春季和夏季徑流深均呈減少趨勢，但趨勢不顯著。從變差系數(shù)來看，秋季變差系數(shù)最大，達到0.99，夏季次之，為0.85，春季為0.42，與全年變差系數(shù)相近。1987年春季及1974年夏季徑流深均達到峰值，超過4.49 mm，與歷史記載中兩次特大洪水時間節(jié)點吻合。

3.1.4 徑流深年內(nèi)變化特征與趨勢 錫林河流域1968—2015年不同年代年內(nèi)徑流深分布如圖5所示，結(jié)果表明，年內(nèi)徑流深分布不均勻，變化趨勢呈現(xiàn)為“雙峰型”，分別在4月和8月出現(xiàn)峰值，且徑流深分別占全年總徑流深的35.9%和11.7%。年內(nèi)徑流的主要補給方式為融雪補給和降水補給，其中融雪水是4月份春汛波峰形成的主要原因。

表2 1968—2015年錫林河流域四季平均徑流Mann-Kendall特征值及趨勢變化結(jié)果Tab.2 Mann-Kendall characteristic values and trend changes of seasonal mean runoff depth in Xilin River Basin during 1968-2015

4月氣溫升高，地表積雪大量融化，而土壤層仍然凍結(jié)，但不透水層的存在阻止了融雪水的滲透，加之草地植被還未返青，覆蓋度低，蒸散發(fā)量小，導致大量融雪水和融冰水匯入河流，形成春汛。進入5月，溫度繼續(xù)上升，積雪和浮冰已經(jīng)全部融化，隨著草地植被等返青，下墊面蒸散發(fā)量相應增加，徑流深逐步下滑趨勢，直到6月降至低谷。7月降水成為徑流的主要補給方式，隨著降水量增加，徑流深也呈現(xiàn)增加趨勢，直到8月份徑流深出現(xiàn)第2次波峰，但峰值遠小于春汛，原因在于，盡管夏汛期降水(6—9月)達到全年降水量的76%，但植被生長旺盛，下墊面的蒸散發(fā)作用消耗了很大一部分水量。9月徑流減少，10月中旬之后流域進入冰封期，12月河流凍結(jié)，直到次年3月底解凍。

圖5 錫林河流域1968—2015年徑流深年內(nèi)分配特征Fig.5 Inter-annual distribution characteristics of runoff depth in the Xilin River Basin during 1968-2015

此外，本研究劃分的5個年代月徑流深最大值均出現(xiàn)在4月春汛期，5—6月均呈下降趨勢。然而，第2次峰值出現(xiàn)的時間有所差異，20世紀70年代和21世紀初出現(xiàn)在8月；20世紀80年代出現(xiàn)在9月；90年代出現(xiàn)在7月；2010—2015年未出現(xiàn)第二次峰值。究其原因，20世紀80年代夏汛推后可能與降水較少有關；90年代降水充沛，加之水利工程[21]修建和過度放牧，造成下墊面改變，從而削弱了雨水的攔蓄作用，使雨水直接進入河道，導致夏汛提前；進入21世紀以來人類活動以及氣候變化的雙重作用直接導致徑流嚴重減小并且打破徑流分配規(guī)律。

從圖6來看，1968—2015年期間徑流深峰值分布較為分散，主要集中在4月、7月、8月，也有少數(shù)年份集中在5、6、9月，其中，徑流量峰值出現(xiàn)在4月的有27年，充分體現(xiàn)春汛對于錫林河徑流深影響的重要性。

圖6 1968—2015年錫林河流域徑流深年次變化特征Fig.6 Annual variation characteristics of runoff depth in Xilin River Basin during 1968-2015

3.2 徑流深的突變檢驗

本研究采用氣象組織推薦的Mann-Kendall非參數(shù)檢驗對研究區(qū)徑流深進行突變檢驗[16-17]識別突變臨界年份。對錫林河流域1968—2015年徑流深用Mann-Kendall檢驗方法進行突變檢驗，結(jié)果如圖7所示。

圖7 錫林河流域1968—2015年徑流深Mann-Kendall突變檢驗Fig.7 Mann-Kendall abrupt change test of runoff depth in Xilin River Basin during 1968-2015

由圖7可知，1968—1985年徑流深呈減少趨勢，20世紀90年代出現(xiàn)一定程度的增加，從2001年開始又出現(xiàn)明顯的減少趨勢，且超過0.05顯著性水平(U0.05=-1.96)，甚至超過0.01顯著性水平(U0.01=-2.58)，表明錫林河流域徑流深減少趨勢極其顯著。根據(jù)UF和UB二曲線交點的位置，初步確定了在1984、1985、2000年錫林河流域徑流深發(fā)生突變，但根據(jù)徑流深累積曲線[18](圖8)進一步檢驗結(jié)果，錫林河流域徑流深在1984年和2000年發(fā)生突變，1985年非徑流突變點，這與宋小園[19]和焦瑋等[11,20]所得結(jié)果基本一致。

圖8 錫林河流域1968—2015年徑流深累計曲線圖Fig.8 Cumulative curve of runoff depth in Xilin River Basin during 1968-2015

綜上所述，本研究將徑流變化過程分為3個階段：1968—1984年、1985—2000年和2001—2015年。其中：1968—1984年為近似天然徑流階段，人類活動對錫林河流域的干預較少，其徑流量主要受降水等自然條件的影響；1985—2000年、2001—2015年為氣候變化和人類活動雙重作用影響變強階段，降水對其造成影響，人類活動通過導致的下墊面變化也造成了間接影響，尤其進入21世紀徑流變化趨勢顯著，該結(jié)果與Mann-Kendall檢驗UF-UB統(tǒng)計結(jié)果一致。

3.3 徑流變化的驅(qū)動因子

3.3.1 氣候變化因子 為進一步分析各氣象因子與徑流深的密切程度，以及各氣象因子間的相關關系，對錫林河流域各氣象因子和徑流深進行Pearson相關分析，結(jié)果如表3所示。

由表3可得出：徑流深與潛在蒸發(fā)呈現(xiàn)顯著相關(0.01)，相關系數(shù)分別為0.488，潛在蒸發(fā)量的蒸發(fā)直接導致徑流深的減少；降水與徑流深[21]呈現(xiàn)顯著相關關系，降水對徑流夏季波峰的直接影響較大，從而年均降水和徑流深呈現(xiàn)出顯著水平為0.01的相關性；溫度對徑流的直接影響較小，但年均溫度與蒸發(fā)量相關系數(shù)大，呈顯著相關，溫度通過對潛在蒸發(fā)的直接影響從而間接影響徑流深。

表3 氣候因子與徑流深的Pearson相關性分析Tab.3 Pearson correlation analysis of climate factors and runoff

注：**表示P<0.01. Notes: ** indicatesP<0.01.

3.3.2 人類活動因子 人類活動是影響錫林河徑流量減少的主要原因，其主要包括人口數(shù)量、載畜量、人均生產(chǎn)總值以及第一、二、三產(chǎn)業(yè)等指標。

人口是指示人類活動強度的基礎變量，與耕地面積、生活用水量及工農(nóng)業(yè)用水量等多項指標息息相關，是間接體現(xiàn)人類活動對徑流影響的重要指標。錫林郭勒盟人口呈持續(xù)上漲趨勢，由1968年的54萬人增加到2015年的103萬人(圖9)，人口的增加會引起耕地面積、生活用水量及工農(nóng)業(yè)用水量的變化，從而對徑流變化造成影響；自20世紀80年代中期開始，人口增長速度有所減緩，但2000年后又有所增加，這恰好與該時段內(nèi)徑流量先增加后減少的結(jié)論相吻合。

圖10 1968—2015年錫林郭勒盟GDP變化Fig.10 GDP changes in Xilingol League during 1968-2015

圖9 錫林郭勒盟1968—2015年人口數(shù)變化Fig.9 Population variation in Xilingol League during 1968-2015

自1985年以來，錫林郭勒盟實際載畜量呈增長的趨勢，已經(jīng)遠大于正常載畜量水平，大幅度超過了流域內(nèi)草地的承載能力[22]，草原生態(tài)環(huán)境被逐漸破壞。由于過度放牧和超載養(yǎng)畜等一系列人類活動造成了植被退化，導致下墊面類型改變，對雨水的攔蓄作用明顯減弱，水土流失嚴重，在一定程度上影響徑流規(guī)律，導致徑流量增加[23-25]。盡管從2000年開始錫林郭勒盟實施了一系列如“退耕還林(草)”“天然林保護工程”等生態(tài)保護措施，在一定程度上減輕了人類活動對錫林河流域徑流量的影響，但2000年后經(jīng)濟指標迅猛增長，第二、三產(chǎn)業(yè)發(fā)展迅速(圖10)，第一產(chǎn)業(yè)中農(nóng)林牧業(yè)、第二產(chǎn)業(yè)中工業(yè)依然是主要發(fā)展方面，以煤炭為主導的工業(yè)發(fā)展帶動了整個區(qū)域的經(jīng)濟發(fā)展。由于采礦業(yè)的快速發(fā)展，2000年后對煤炭、石油等礦產(chǎn)資源過度開采，2010年錫盟地區(qū)原煤產(chǎn)量已經(jīng)超過1億t，大量工礦企業(yè)以地下水為供水水源，地下水的不斷開采導致了地下水位的下降，由此可見工農(nóng)業(yè)發(fā)展對徑流量帶來顯著的影響，特別是2001—2015年徑流量明顯減少。2000年以來農(nóng)林牧業(yè)迅猛發(fā)展，2015年錫盟地區(qū)農(nóng)林牧業(yè)總產(chǎn)值達到191億元，農(nóng)林牧業(yè)灌溉飲水強度加大使得錫林河流域徑流量明顯下降。

3.4 國內(nèi)外河流徑流量趨勢變化分析對比

為了進一步闡明草原型河流徑流量變化特征，筆者將國內(nèi)外河流徑流量時空變化進行比對(表4)，以期闡明草原型河流與大型河流及濕潤區(qū)河流的差異性。由表4可知：在近40年時間尺度內(nèi)，河流的年均徑流都呈現(xiàn)不同的下降趨勢，錫林河相對于國內(nèi)外大型河流及濕潤區(qū)河流徑流量變化幅度較大，且呈顯著下降趨勢；錫林河年均徑流遠小于大型河流及濕潤區(qū)河流，其徑流量大小與季節(jié)緊密相關，大型河流及濕潤區(qū)河流年內(nèi)徑流量峰值大都出現(xiàn)在8月，而錫林河流域年內(nèi)徑流量出現(xiàn)4月和8月2個峰值，可見春汛對于草原型河流徑流量影響的重要性。

表4 國內(nèi)外河流徑流量趨勢變化對比Tab.4 Comparison of trends in domestic and foreign river runoff

注：“—”為在參考文獻中未出現(xiàn)所需數(shù)據(jù)。Notes: “—” refers to the data not available in the references.

4 結(jié)論

1)錫林河流域20世紀90年代，平均徑流深最大，且變幅較大；其余年代都表現(xiàn)為減少趨勢，尤其21世紀以來徑流深最少；1968—2015年間錫林河流域年際徑流深變化呈顯著下降趨勢，21世紀以來變化極為明顯；錫林河流域1968—2015年各季節(jié)徑流深總體上呈現(xiàn)顯著下降趨勢；錫林河流域徑流深年內(nèi)分布呈現(xiàn)“雙峰型”，4月份和8月份為2個峰值，兩個波峰徑流補給分別為春季的融雪補給和降水的補給。

2)基于突變分析及徑流累積曲線，錫林河流域徑流深在1984年和2000年發(fā)生突變，將1968—1984年劃分為基準期，1985—2000年和2001—2015年劃分為突變期。1985—2000年間徑流呈增加趨勢，與基準期相比，徑流深增加22.84%；2001—2015年間徑流呈顯著減少趨勢，與基準期相比，徑流減少42.89%。

3)錫林河流域徑流量減少的主要因素為人類活動，其中人口增加、工業(yè)以及畜牧業(yè)發(fā)展等社會經(jīng)濟因素共同影響錫林河流域的徑流。

5 展望

系列生態(tài)保護措施的開展可減輕人類活動對流域徑流的影響，主要包括：1)開展以人工飼草料地為主要內(nèi)容的牧區(qū)水利建設，結(jié)合舍飼、半舍飼等措施，對天然草場實行圍封輪牧、休牧和禁牧，不僅可為草原生態(tài)的自我修復提供基本條件，起到“建設小綠洲，保護大生態(tài)”的作用，而且還能有效提高草地生產(chǎn)力，增加牧民收入，促進牧區(qū)經(jīng)濟發(fā)展；2)水資源的合理配置必須依照各流域規(guī)劃，嚴格執(zhí)行總量控制，定額管理，以確保生態(tài)用水，避免造成新的流域生態(tài)問題；3)各流域管理單位和水行政管理單位要按照各自的管理權(quán)限進行科學管理、調(diào)度，從而建立水資源保障體系，維護草原生態(tài)安全。