任宗萍,馬勇勇,王友勝,謝夢(mèng)瑤,李 鵬

1 西安理工大學(xué) 省部共建西北旱區(qū)生態(tài)水利國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 西安 710048 2 中國(guó)水利水電科學(xué)研究院, 北京 100038

黃土高原水土流失嚴(yán)重,新中國(guó)成立以來(lái),先后開展了淤地壩建設(shè)、小流域綜合治理、退耕還林(草)工程等一系列的水土流失治理措施[1- 2]。研究表明黃土高原一系列的水土流失治理措施顯著減少了流域的侵蝕產(chǎn)沙量,同時(shí)也在一定程度上使得黃河流域年徑流量有所下降[3-4]。黃河潼關(guān)水文站徑流量由多年平均426億m3銳減到近年來(lái)的231億m3[3]。黃河上游和中游年徑流量分別從1919—1985年的251億m3和168億m3減少為1985—2010年的159億m3和78億m3[4]。徑流變化引起流域水文水資源系統(tǒng)的變化,對(duì)流域水資源的開發(fā)利用產(chǎn)生了深遠(yuǎn)影響[5-7]。因此,研究流域徑流演變規(guī)律及其驅(qū)動(dòng)力因子有助于深刻認(rèn)識(shí)水循環(huán)過(guò)程及變化特征,同時(shí)也為流域水資源利用和生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供科學(xué)依據(jù)。

無(wú)定河是黃河的一級(jí)支流,流域位于毛烏素沙地南緣和黃土高原北部地區(qū),是黃河中游典型的風(fēng)水兩相復(fù)合侵蝕區(qū)[8],也是黃土高原水土保持措施實(shí)施的重點(diǎn)區(qū)域。全流域按地貌和水土流失類型可分為河源澗地區(qū)、風(fēng)沙區(qū)和丘陵溝壑區(qū)(圖1)。其中西部河源澗地區(qū)(占流域面積12.2%)和東南部丘陵溝壑區(qū)(占流域面積34.3%)均為厚層黃土覆蓋,以水蝕過(guò)程為主。東南丘陵區(qū)侵蝕強(qiáng)烈,年輸沙量超過(guò)流域總輸沙量的70%；西北部風(fēng)沙區(qū)(占流域面積54.3%)以風(fēng)力侵蝕為主,侵蝕模數(shù)較小,年輸沙量不足流域總輸沙量的6%[9]。目前,國(guó)內(nèi)學(xué)者就無(wú)定河徑流變化、周期特征及影響因素等雖然已有相關(guān)研究[10-13]。然而,針對(duì)流域不同地貌類型區(qū)徑流變化及形成原因的分區(qū)研究十分有限[14-15]。由于下墊面條件的不同,西北部風(fēng)沙區(qū)和東南部丘陵溝壑區(qū)的流域具有明顯不同的徑流來(lái)源和產(chǎn)流機(jī)制[14]。因此,對(duì)不同地貌類型區(qū)徑流變化趨勢(shì)及其影響因素的探討對(duì)于揭示全流域水沙演變規(guī)律及其形成原因具有重要意義[15]。本文通過(guò)收集無(wú)定河及其典型支流海流兔河(風(fēng)沙區(qū))和大理河(丘陵區(qū))出口控制水文站白家川、韓家峁和綏德站1960—2012年的降水量、蒸散量和徑流量等氣象水文資料,利用Mann-Kendall(MK)非參數(shù)檢驗(yàn)和啟發(fā)式分割算法分析無(wú)定河干流及其不同地貌區(qū)支流徑流量變化特征及其差異,采用彈性系數(shù)法探討影響流域徑流量變化的主要因素及其貢獻(xiàn)率,并利用Hurst指數(shù)法預(yù)測(cè)流域干流及不同地貌區(qū)支流徑流量變化趨勢(shì),以期為無(wú)定河流域不同地貌區(qū)水資源管理和生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)域概況

無(wú)定河流域發(fā)源于陜西省定邊縣白于山北麓,干流全長(zhǎng)491.0 km,流域面積30261 km2。流域出口控制站為白家川水文站,控制流域面積為29662 km2。無(wú)定河流域?qū)儆跍貛Т箨懶愿珊蛋敫珊导撅L(fēng)氣候類型,多年平均降水量為387.8 mm,平均年徑流深36.3 mm。流域水土流失面積23137 km2,平均侵蝕模數(shù)6090 t km-2a-1,是黃河粗泥沙的主要來(lái)源區(qū)之一[15]。無(wú)定河流域自1950年開展水土流失治理工作以來(lái),治理范圍日益廣泛。20世紀(jì)50—60年代為起步階段,此階段治理范圍不大,初步完成治理面積2153 km2；20世紀(jì)70—80年代為初具規(guī)模的治理階段,此階段主要進(jìn)行了溝道治理,修建了大量淤地壩,共建成淤地壩5929座,占現(xiàn)有淤地壩總數(shù)的51.1%。80年代開始,無(wú)定河成為國(guó)家重點(diǎn)治理區(qū),開始了大范圍的治理工作,截至1996年,區(qū)內(nèi)共退耕還林還草6734 km2,修建梯田966 km2,修成淤地壩11710座,建成庫(kù)容100萬(wàn)m3以上水庫(kù)74座,總庫(kù)容14.9億m3,總治理面積8364 km2,占全流域水土流失面積的36.4%[15]。

海流兔河和大理河分別為無(wú)定河位于西北部風(fēng)沙區(qū)和東南部黃土丘陵區(qū)的一級(jí)支流(圖1)。其中海流兔河流域主要土壤類型為風(fēng)沙土,干流長(zhǎng)約80 km,流域面積2600 km2,出口控制站韓家峁水文站控制流域面積2452 km2,多年平均降水量367 mm,年均潛在蒸散量1233 mm,年徑流量0.85億m3；大理河流域主要土壤類型為黃綿土,干流長(zhǎng)170 km,流域面積3906 km2,出口控制站綏德水文站控制流域面積3893 km2,多年平均降水量443 mm,年均潛在蒸散量1199 mm,年徑流量1.4億m3。截止2010年風(fēng)沙區(qū)海流兔河流域林草面積約為1800km2；大理河流域林草面積為2300 km2,梯田面積為185km2,淤地壩約270多座[15]。

圖1 研究區(qū)位置圖Fig.1 Location of the study area

2 研究方法及數(shù)據(jù)來(lái)源

2.1 研究方法

2.1.1 Mann-Kendall非參數(shù)檢驗(yàn)

Mann-Kendall(MK)檢驗(yàn)被廣泛應(yīng)用于降水、徑流和水質(zhì)等水文氣象序列的趨勢(shì)變化分析[16-18],基于MK檢驗(yàn)的統(tǒng)計(jì)值Z值和P值來(lái)反應(yīng)變化趨勢(shì)。當(dāng)Z大于0表示該序列呈現(xiàn)增加趨勢(shì),Z小于0表示序列呈現(xiàn)減少的趨勢(shì),而P大于0.05表示該序列增加或者減少不顯著,而P小于0.05表示增加或者減少趨勢(shì)顯著。本文基于MK檢驗(yàn)分析年降水、潛在蒸散發(fā)和年徑流量的變化趨勢(shì)。

2.1.2 啟發(fā)式分割算法

某一時(shí)間序列X(t)由N個(gè)點(diǎn)組成,從左到右分別計(jì)算每分個(gè)點(diǎn)左邊和右邊部分的平均值分別為μ1(i)和μ2(i)及標(biāo)準(zhǔn)差分別是s1(i)和s2(i),則i點(diǎn)合并偏差SD(i)可表示為：

(1)

式中,N1、N2分別表示i點(diǎn)左邊與右邊部分的點(diǎn)數(shù)。用t檢驗(yàn)的統(tǒng)計(jì)值T(i)量化i點(diǎn)左右均值的差異：

(2)

式中,T值越大,則說(shuō)明該點(diǎn)左右兩邊兩子序列的差異越明顯。計(jì)算T中最大值Tmax所對(duì)應(yīng)的統(tǒng)計(jì)顯著性P(Tmax),其計(jì)算公式如下：

(3)

由蒙特卡洛模擬可得：n=4.19lnN-11.54且δ=0.40。其中,N表示序列的長(zhǎng)度,v=N-2,Ix(a,b)是不完全函數(shù)。預(yù)先設(shè)定一個(gè)臨界值P0(P0可取0.05—0.95),當(dāng)P(Tmax)≥P0,則在該點(diǎn)處將此序列分割成左右兩個(gè)均值差異較大的子序列,否則不進(jìn)行分割。對(duì)新的兩個(gè)子序列不斷進(jìn)行迭代并重復(fù)以上操作,直到子序列的長(zhǎng)度小于l0(l0的取值則不應(yīng)小于25)時(shí)便停止對(duì)其分割[19]。

2.1.3 徑流變化歸因分析

假定流域多年蓄水量變化忽略不計(jì),基于Choudhury-Yang公式和流域水熱耦合平衡方程[20-22],利用彈性系數(shù)法將流域徑流變化分解為降水量影響,潛在蒸散發(fā)影響以及下墊面變化等人類活動(dòng)的影響。

2.1.4 重標(biāo)度極差分析法

Hurst指數(shù)是一種時(shí)間序列的統(tǒng)計(jì)方法[23],可以用來(lái)定量表征序列的持續(xù)性?；驹頌椋簩?duì)一個(gè)時(shí)間序列Xt,t=1,2,…,n。對(duì)于任意正整數(shù)τ≥1,構(gòu)造一個(gè)均值序列τ,其累積離差Y(t,τ)的具體算法為：

(4)

(5)

Hurst發(fā)現(xiàn)用標(biāo)準(zhǔn)差S除極差R建立一個(gè)無(wú)量綱比率,滿足關(guān)系式:

(6)

式中,α為常數(shù),H為Hurst指數(shù)。對(duì)于不同的H,意味著序列有不同的趨勢(shì)變化：當(dāng)H=0.5時(shí),表明序列是完全獨(dú)立的,即序列是一個(gè)隨機(jī)過(guò)程；當(dāng)0≤H<0.5時(shí),意味著未來(lái)的變化狀況與過(guò)去相反,即反持續(xù)性,H值越接近0,反持續(xù)性越強(qiáng)；反之,1≥H>0.5時(shí),意味著未來(lái)的變化狀況與過(guò)去一致,即持續(xù)性,H越接近1,接續(xù)性越強(qiáng)。Hurst指數(shù)能很好的揭示出時(shí)間序列中持續(xù)性或者反持續(xù)性的大小,由此總結(jié)了Hurst指數(shù)分級(jí)表持續(xù)性和反持續(xù)性都分為5級(jí)(表1)[24]。

表1 Hurst指數(shù)分級(jí)表

2.2 數(shù)據(jù)來(lái)源

1960—2012年白家川、綏德水文站、韓家峁的年徑流量均來(lái)自黃河流域水文年鑒。無(wú)定河流域面降水量由16個(gè)雨量站(李家河、丁家溝、曹家岔、青陽(yáng)岔、趙石窯、孟家灣、曹坪、韓家峁、補(bǔ)浪河、羊羔山、靖邊、趙石畔、橫山、澗峪岔、綏德、白家川)算術(shù)平均法求得；大理河流域面降水量由綏德、曹坪、李家河、青陽(yáng)岔4個(gè)雨量站算術(shù)平均法求得；海流兔河流域由韓家峁、補(bǔ)浪河2個(gè)雨量站算術(shù)平均法求得。

氣象數(shù)據(jù)為橫山站、榆林站、綏德站1960—2012年的逐日氣象資料包括最高氣溫,最低氣溫、平均氣溫、相對(duì)濕度、風(fēng)速、日照時(shí)數(shù),來(lái)自于中國(guó)氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)。潛在蒸散發(fā)量通過(guò)Penman-Monteith公式計(jì)算得到,無(wú)定河流域潛在蒸散發(fā)量為三站的算術(shù)平均求得,大理河流域?yàn)榻椀抡?海流兔河流域?yàn)闄M山站。由于各流域面積不同,徑流量差異較大,為便于比較,本文采用徑流深(徑流量/流域面積)反映流域徑流量變化趨勢(shì)。

3 結(jié)果分析

3.1 降水量、蒸散量和徑流量變化特征分析

無(wú)定河及其支流大理河和海流兔河流域1960—2012平均年降水量分別為387.7,442.6 mm和367.4 mm,位于黃土丘陵區(qū)的大理河流域較風(fēng)沙區(qū)的海流兔河流域年均降水量高75.2 mm。三條流域年均降水量均在1960s年代和2000s年代高于其他時(shí)段(圖2),但其降水量變化的MK檢驗(yàn)無(wú)顯著趨勢(shì)(P>0.05)(表 2)。

無(wú)定河、大理河和海流兔河三條流域1960—2012平均年蒸散量分別為1195.5,1199.2 mm和1233.3 mm,大理河流域年均蒸散量較海流兔河低34.1 mm。無(wú)定河和大理河流域年蒸散量呈增加趨勢(shì),這種增加在1990s年代和2000s年代增強(qiáng)(圖2)。大理河流域年蒸散量MK檢驗(yàn)結(jié)果在P<0.01水平顯著,無(wú)定河流域年蒸散量MK檢驗(yàn)結(jié)果在P<0.1水平顯著(表 2)。相比之下,海流兔河流域年平均蒸散量在1970s—1990s年代呈增加趨勢(shì),但2000s年代流域年平均蒸散量有所下降?？傮w上,海流兔河1960—2012年平均蒸散量的MK檢驗(yàn)不顯著(表 2)。

無(wú)定河、大理河和海流兔河三條流域1960—2012平均年徑流深分別為36.3,35.5 mm和3.4 mm,大理河流域年均徑流深較海流兔河高31.1 mm。3條流域年徑流深變化的MK檢驗(yàn)均呈極顯著趨勢(shì)(P<0.01)(表 2)。其中,無(wú)定河流域從1960s年代到2000s年代年徑流深呈連續(xù)下降趨勢(shì)；大理河年徑流深在1970s和1980s持續(xù)下降,但在1990s年代有所回升,隨后在2000s年代再次下降；海流兔河年徑流深在1970s至1990s年代持續(xù)下降,但在2000s年代后有所回升。此外,位于黃土丘陵區(qū)的大理河流域徑流深年際變化較風(fēng)沙區(qū)的海流兔河大。

圖2 1960—2012年無(wú)定河、大理河和海流兔河流域降水量、蒸散量和徑流深變化Fig.2 Changes of annual precipitation, potential evaporation and runoff in the Wuding River, Dali River and Hailiutu River during 1960—2012

Table 2 Mann-Kendall test of annual precipitation, potential evaporation and runoff in the Wuding River, Dali River and Hailiutu River during 1960—2012

流域Basin降水量Annual precipitation蒸散量Potential evaporation徑流量RunoffZPZPZP無(wú)定河0.560.571.760.08-7.030.00大理河0.350.733.210.00-2.970.00海流兔河0.730.470.100.92-5.040.00

3.2 徑流突變點(diǎn)及變化歸因分析

無(wú)定河流域徑流變化突變點(diǎn)在1979年和1996年,海流兔河流域徑流變化突變點(diǎn)在1971年和1990年,而大理河流域徑流變化突變點(diǎn)在1971年(圖3)。根據(jù)突變點(diǎn)將無(wú)定河流域徑流序列分為3個(gè)時(shí)期,1960—1979年為基準(zhǔn)期,1980—1996年和1997—2012年為研究期。為方便對(duì)比,將大理河和海流兔河流域徑流序列也分為3個(gè)時(shí)期,1960—1970年為基準(zhǔn)期,1971—1990年和1991—2012年為研究期。與基準(zhǔn)期相比,無(wú)定河流域1980—1996年研究期徑流深減少了30.5%；1997—2012年徑流深減少了46.4%。相比基準(zhǔn)期,在1972—1990年大理河流域徑流深的減少量為29.2%,大于海流兔河流域的20.5%；而在1991—2012年,大理河流域的徑流深變化量為31.6%,小于海流兔河流域的38.6%(表3)。

采用彈性系數(shù)法對(duì)三條流域兩個(gè)研究期的徑流變化進(jìn)行歸因分析(表3)。無(wú)定河流域1980—1996年的徑流深減少了14.5 mm,人類活動(dòng)影響占主要作用,貢獻(xiàn)率為66.8%；其次為降水量,占到減少總量的30.3%；蒸散量變化僅占減少總量的2.8%；1997—2012年徑流深減少了22.2 mm,其中人類活動(dòng)導(dǎo)致徑流量減少98.2%,降水量增加使得徑流總量增加1.7 mm,蒸散發(fā)導(dǎo)致的徑流減少量占9.5%。大理河流域徑流深在1972—1990年減少了13.6 mm,在1991—2012年減少了14.7 mm,兩個(gè)時(shí)期減少量相差不大；而且兩個(gè)時(shí)期人類活動(dòng)影響造成的徑流量的減少占到50%左右,也相差不大；但是氣候變化對(duì)徑流量的影響中,1972—1990年,降水的減少對(duì)徑流下降的貢獻(xiàn)占到47.9%,蒸發(fā)變化貢獻(xiàn)不足1%；在1991—2012年,降水和蒸發(fā)變化分別貢獻(xiàn)了21.8%和29.0%。海流兔河徑流深在1972—1990年減少了0.9 mm,在1991—2012年減少了1.7 mm,是1972—1990年減少的一倍。分析兩個(gè)時(shí)期徑流減少歸因發(fā)現(xiàn),1972—1990年,降水量占到了33.3%,蒸散量占到22.2%,而人類活動(dòng)占到了44.4%；而1991—2012年,人類活動(dòng)的影響是造成徑流減少的主要原因,占到82.4%,氣候變化中蒸散量貢獻(xiàn)為17.6%,由于該時(shí)期平均降水量與基準(zhǔn)期一樣,降水對(duì)徑流減少的貢獻(xiàn)為0。

表3 1960—2012年無(wú)定河、大理河和海流兔河徑流變化歸因分析

圖3 1960—2012年無(wú)定河、大理河和海流兔河徑流變化啟發(fā)式分割檢驗(yàn)Fig.3 Heuristic segmentation test of flow discharge in the Wuding River, Dali River and Hailiutu River during 1960—2012

3.3 基于Hurst指數(shù)的徑流量未來(lái)趨勢(shì)分析

無(wú)定河、大理河和海流兔河流域年降水量、蒸散量、徑流量序列的長(zhǎng)期相關(guān)性特征為持續(xù)性,H值大于0.5,未來(lái)的變化與過(guò)去的變化趨勢(shì)一致(表4)。3個(gè)流域年降水變化趨勢(shì)的持續(xù)性強(qiáng)度都較弱；無(wú)定河和海流兔河流域蒸散量增加趨勢(shì)的持續(xù)性強(qiáng)度也較弱,但是大理河流域的蒸散量增加趨勢(shì)的持續(xù)性較強(qiáng)；無(wú)定河流域徑流量減少趨勢(shì)持續(xù)性最強(qiáng),海流兔河流域徑流量減少趨勢(shì)的持續(xù)性較強(qiáng),而大理河流域徑流量減少趨勢(shì)持續(xù)性較弱(表4)。

表4 水文氣象要素年值序列Hurst指數(shù)

4 討論

黃土丘陵區(qū)的河流是無(wú)定河流域侵蝕產(chǎn)沙的主要源區(qū),也是水土保持措施實(shí)施的重點(diǎn)區(qū)域。人類活動(dòng)對(duì)黃土丘陵區(qū)的大理河流域1972—1990年和1991—2012年兩個(gè)時(shí)期徑流減少的貢獻(xiàn)率分別為48.6%和51.7%(表3),研究表明梯田、林地、草地和壩地建設(shè)等水土保持治理措施是流域侵蝕產(chǎn)沙減少的主要原因,也是導(dǎo)致流域徑流減少的重要原因。大理河流域的水土流失治理始于1960s年代,流域水土保持措施面積在1970s和1980s年代快速增加,尤其是壩地面積在1970s年代較1960s年代增加了2倍多(表5)[25]。對(duì)大理河流域3條典型支流不同年代淤地壩數(shù)量統(tǒng)計(jì)發(fā)現(xiàn),流域85%以上淤地壩修建于1970s年代(表6)。截止到2002年,大理河流域共有淤地壩3100余座,控制70%的流域面積。與1960s年代相比,僅壩庫(kù)攔蓄作用導(dǎo)致大理河年徑流量下降800萬(wàn)m3,約占流域徑流量的10%[26]。高海東等[27]闡述了淤地壩對(duì)徑流過(guò)程的影響機(jī)理,指出隨著壩地的淤積,溝道形狀由原來(lái)的V型溝道逐漸演變?yōu)閁型溝道,其比降降低,過(guò)流斷面面積變大；淤地壩作為障礙性節(jié)點(diǎn),顯著削弱了流域的洪峰流量。因此,1970s年代大規(guī)模水土保持治理措施,尤其是淤地壩建設(shè)顯著減少了大理河流域侵蝕產(chǎn)沙,也在一定程度上減少了流域徑流量,成為大理河徑流量在1971年出現(xiàn)拐點(diǎn)的重要原因。另外,由于1970s—1980s年代建設(shè)的淤地壩攔蓄壽命大部分小于20年,隨著淤地壩的淤滿,其攔蓄作用下降,導(dǎo)致大理河年徑流量在1990s年代有所回升。在相同干旱指數(shù)情況下,林草覆蓋率越大,流域產(chǎn)水越少[28]。植被恢復(fù)對(duì)黃河徑流減少的貢獻(xiàn)達(dá)26%[29]。2000s年后,國(guó)家退耕還林還草政策實(shí)施,大理河流域水土保持建設(shè)達(dá)到新的高潮,使得流域年徑流量在2000s年代再次出現(xiàn)下降。此外,大理河流域20世紀(jì)90年代后期蒸散量開始顯著增加(圖2),也加劇了流域徑流量的下降。

表5 大理河流域1960—2002年水土保持措施保存面積[25]

與大理河流域相比,位于風(fēng)沙區(qū)的海流兔河流域水土流失微弱,水土保持措施很少,流域內(nèi)并無(wú)淤地壩分布(圖1)。然而,海流兔河流域第一個(gè)徑流突變點(diǎn)也發(fā)生在1971年,人類活動(dòng)對(duì)海流兔河1972—1990年和1991—2012年兩個(gè)時(shí)期徑流減少的貢獻(xiàn)率分別為44.4%和82.4%。據(jù)統(tǒng)計(jì),海流兔河流域目前共有10座較大型水利工程,主要用于農(nóng)田灌溉。其中,在1970s年代和1990s年代先后修建4座,而在1980s年代和2000s年代各有1座(表7)[30]。壩庫(kù)的修建年代與海流兔河徑流變化的兩個(gè)拐點(diǎn)1971和1990基本一致,表明流域內(nèi)過(guò)度的農(nóng)田灌溉用水的增加可能是引起徑流減少的主要原因。此外,海流兔河徑流量在2000s年代有所回升,其原因一方面與流域2000s年代降水量增加,蒸散量下降有關(guān)(圖2)；另一方面也與流域退耕還林還草后農(nóng)地面積下降,灌溉需水減少有關(guān)。

無(wú)定河干流及其支流大理河和海流兔河徑流未來(lái)仍然呈減少趨勢(shì),流域水資源利用形勢(shì)日趨嚴(yán)峻。歸因分析表明,人類活動(dòng)是引起無(wú)定河流域20年來(lái)徑流減少的主要原因。未來(lái)迫切需要從流域社會(huì)、經(jīng)濟(jì)和生態(tài)環(huán)境可持續(xù)發(fā)展的角度制定水資源利用規(guī)劃,開展節(jié)水型流域建設(shè),加強(qiáng)雨水、工業(yè)用水、農(nóng)業(yè)用水和生活用水資源的循環(huán)高效利用。其中,在大理河流域要優(yōu)化現(xiàn)有植被建設(shè)布局,利用鄉(xiāng)土樹、草種逐步替代耗水高、生長(zhǎng)差的植被類型,減少流域蒸散發(fā),減緩徑流下降。在海流兔河流域要適當(dāng)控制農(nóng)田灌溉面積,提高農(nóng)田灌溉用水效率,在必要情況下增加退耕還林(草)面積,減少灌溉用水的同時(shí)提高流域水源涵養(yǎng)能力。

表6 大理河流域三條典型支流不同年代淤地壩保存數(shù)量

表7 海流兔河流域水利工程建設(shè)時(shí)間及用途[30]

5 主要結(jié)論

本研究發(fā)現(xiàn)1960—2012年無(wú)定河及其不同地貌區(qū)典型支流海流兔河和大理河年徑流量均發(fā)生顯著下降趨勢(shì),但其在不同年代變化略有差異。其中,位于黃土丘陵區(qū)的大理河年徑流量在1960s—1980s持續(xù)下降,但在1990s年代有所回升,2000s年代再次下降；而風(fēng)沙區(qū)的海流兔河年徑流量下降一直持續(xù)到1990s年代,在2000s年代有所回升。盡管大理河和海流兔河徑流突變點(diǎn)均出現(xiàn)在1971年,但不同地貌區(qū)流域徑流下降的原因有所不同。在黃土丘陵區(qū),大規(guī)模的水土保持治理措施,尤其是淤地壩建設(shè)等人類活動(dòng)是大理河徑流量在1971年出現(xiàn)拐點(diǎn)的重要原因；而在風(fēng)沙區(qū),過(guò)度的農(nóng)田灌溉用水增加是引起海流兔河徑流變化的主要原因。Hurst指數(shù)表明,未來(lái)無(wú)定河流域及其不同地貌區(qū)支流海流兔河和大理河年徑流量均持續(xù)下降。