趙秀蘭，楊冰，周蕊，張富，李曉雅，胡彥婷，王玲莉，包炳琛

(1.甘肅農(nóng)業(yè)大學林學院，甘肅 蘭州 730070；2.甘肅省定西市林業(yè)科學研究所，甘肅 定西 743000；3.甘肅省水土保持科學研究所，甘肅 蘭州 730000)

徑流、輸沙是表征河川徑流的重要水文要素[1-2]，是衡量區(qū)域生態(tài)環(huán)境變化的重要標準.隨著氣候變化及人類活動對環(huán)境影響的不斷加劇，陸地水文循環(huán)也不斷地發(fā)生改變.降水是地表水和地下水的最終補給來源，是水資源時空變異性的主要影響因素[3-5]，也是河流水沙量變化的主要因素之一.降水徑流是土壤水蝕發(fā)生的動力，其大小對輸沙量具有很大影響.對水沙變化及特征的研究，是做好水資源管理及流域生態(tài)建設的基礎性工作.近年來，受氣候變化及人類活動的影響，黃河流域水沙情勢發(fā)生明顯變化[6-7]，對當?shù)氐目沙掷m(xù)發(fā)展造成了嚴重影響[8-9].胡春宏等[10]對1950～2016年黃河流域水沙過程進行分析，表明黃河水沙銳減，時空減幅不同步，水沙異源仍然持續(xù)；王延貴等[11]采用M-K檢驗法和水文量累積曲線法研究黃河流域產(chǎn)流侵蝕過程及其分布特征的變異，結果表明幾乎所有水文站的徑流深和輸沙模數(shù)呈減少趨勢，代表著黃河流域產(chǎn)沙產(chǎn)流能力減弱.孫洋洋等[12]、李二輝等[13]對黃河上中游徑流量變化進行了分析，表明徑流量在1919～2013年呈明顯的枯-豐階段性變化，且在1985年以后呈顯著減少趨勢.潘彬等[14]對黃河下游徑流量變化研究表明，1962～2012年降水量和徑流量呈減少趨勢，人為因素和降水量對徑流影響作用分別達到68%和32%.

祖厲河是黃河的一級支流，其徑流量和輸沙量分別占入黃徑流量、輸沙量的1.60%、39.6%，產(chǎn)沙量大，是黃河上游泥沙的主要來源[15]，水土流失嚴重，生態(tài)環(huán)境脆弱.本研究基于祖厲河流域1957～2016年的水沙數(shù)據(jù)，采用M-K檢驗法[16]、Morlet小波[17-18]及回歸分析、雙累積曲線法[19]對祖歷河降水量、徑流量和輸沙量特征、周期分布規(guī)律和影響因素進行了研究，以期為祖厲河流域水資源管理、流域生態(tài)建設、水土流失治理及區(qū)域經(jīng)濟發(fā)展提供科學依據(jù).

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

祖厲河地理位置在E 104°12′～105°33′，N 35°18′～36°34′之間，位于隴中黃土丘陵溝壑區(qū)中部(圖1)，屬黃土丘陵溝壑區(qū)第五副區(qū)，流域總面積10 653 km2.流域內(nèi)地形破碎，溝壑縱橫，地勢由南向北走向，海拔大多在1 500～2 000 m.流域地處海洋季風邊緣，屬溫帶半干旱氣候，具有大陸性季風氣候特點.地帶性土壤主要為灰鈣土、黃綿土，局部河灘地和低洼地有鹽堿土分布.土體疏松，透水性好.植被屬溫帶半干旱和干旱草原，以針茅、冰草、蒿類等群落為主.土地利用類型主要有梯壩地、林地、草地等.

圖1 研究區(qū)地理位置Figure 1 Location of the study area

據(jù)1957～2016年觀測資料統(tǒng)計，祖厲河年均徑流量為0.99×108m3，年均輸沙量為0.41×108t.

1.2 材料與方法

1.2.1 年降水量、徑流量和輸沙量 采用甘肅省水文水資源局提供的1957～2016年祖厲河流域內(nèi)靖遠水文站逐日流量、輸沙率數(shù)據(jù)及23個雨量站(圖1)的降水觀測數(shù)據(jù)，使用泰森多邊形法[20]對降水量觀測數(shù)據(jù)進行預處理，計算平均降水量；使用Excel軟件對徑流量、輸沙量原始資料進行整理，計算年徑流量和輸沙量；采用M-K檢驗和Morlet小波分析方法，對研究區(qū)1957～2016年降水量、徑流量和輸沙量的趨勢性、突變及周期變化進行分析.

1.2.2 研究區(qū)水土保持措施狀況 根據(jù)“祖厲河流域水利水土保持措施對入黃水沙變化的影響及發(fā)展趨勢研究(1957～1989年)”[21]、“甘肅省水土保持綜合治理措施效益研究(1979～2012年)”[22]及“甘肅省水土保持年報(2013～2016年)”中歷年水土保持措施保存面積資料，采用按比例分攤法，計算得到歷年研究區(qū)水土保持措施面積.

1.2.3 影響水沙變化的因素分析 利用SPSS 20軟件，通過線性回歸方法，分析降水量、水土保持措施量與徑流量、輸沙量相互間的關系，建立關系式；采用雙累積曲線法分析人類活動和降水量對徑流量、輸沙量變化的貢獻率.

2 結果與分析

2.1 降水量變化特征

2.1.1 降水量趨勢性及突變分析 由降水量資料統(tǒng)計，祖厲河流域在1957～2016年間的年均降水量為357.78 mm，最大降水量為618.27 mm(1964年)，最小值為228.34 mm(1982年)(圖2-A).降水量在年均降水量線上下波動，總體呈下降趨勢，但下降趨勢不顯著(P>0.05).在M-K趨勢檢驗中，UF、UB分別表示年降水量統(tǒng)計量、逆序統(tǒng)計量.由圖2-B可知，1957～1968年和1969～2001年UF(降水統(tǒng)計量)值為正，表明此階段降水量呈增長趨勢，其中1966～1968年統(tǒng)計變量值超過了臨界值，說明降水量呈顯著增長趨勢(P<0.05)；2002～2016年統(tǒng)計變量值為負，表明降水量在此階段呈不顯著下降趨勢(P>0.05).UF和UB的交點位于2000年，表明降水量發(fā)生突變的年份為2000年.

圖2 年降水量年際分布(A)和M-K檢驗(B)圖Figure 2 Interannual distribution of precipitation (A) and M-K test (B)

2.1.2 降水量周期性分析 小波分析可以揭示非平穩(wěn)序列中存在的周期變化規(guī)律.對1957～2016年祖厲河流域的降水量進行Morlet小波分析.由圖3-A可知，降水量的周期性表現(xiàn)為4個時間尺度，分別為5 a，9 a，14 a和22 a，其中周期最顯著且存在于整個統(tǒng)計時間內(nèi)的時間尺度為22 a.由圖3-B可以看出，研究期內(nèi)降水量過程在5 a時間尺度上平均變化周期為約為3 a，經(jīng)歷了約18個豐-枯變化，1977～1994年期間周期的強度比其他時段的強度弱；9 a時間尺度上平均變化周期約為6 a，經(jīng)歷了約10個豐-枯變化；14 a時間尺度上平均變化周期為10 a左右，經(jīng)歷了約6個豐-枯變化；22 a時間尺度上平均變化周期為15 a左右，經(jīng)歷了約4個豐-枯變化.

圖3 降水量小波方差(A)和不同尺度小波實部變化(B)圖Figure 3 Precipitation wavelet variance (A) and different scale wavelet real changes (B)

2.2 徑流量變化特征

2.2.1 徑流量趨勢性及突變分析 由觀測數(shù)據(jù)可以得到，研究區(qū)在1957～2016年的年均徑流量為0.99×108m3，最大值為2.97×108m3(1959年)，最小值為0.15×108m3(2016年).由徑流趨勢線(圖4-A)可知，徑流呈波動下降趨勢.由圖4-B可得，1957～1961年徑流量呈增加趨勢；1962～2016年徑流量呈減少趨勢，其中2002～2016年徑流量呈顯著下降趨勢(P<0.05).UF和UB的交點位于2007年，說明徑流量的突變年份發(fā)生在2007年.

圖4 徑流量年際分布(A)M-K檢驗(B)圖Figure 4 Interannual distribution of runoff (A) M-K test (B)

2.2.2 徑流量周期性分析 對1957～2016年祖厲河流域的徑流量進行Morlet小波分析.由圖5-A可以看出徑流量的周期性表現(xiàn)為3個時間尺度，分別為4 a，8 a和22 a，其中周期最顯著且存在于整個統(tǒng)計時間內(nèi)的時間尺度為8 a.由圖5-B可以看出研究期內(nèi)徑流量在4 a時間尺度上平均變化周期約為3 a，經(jīng)歷了約21個豐-枯變化，隨著時間的推移，徑流量的強度逐漸減弱；8a時間尺度上平均變化周期約為5 a，經(jīng)歷了約12個豐-枯變化，隨著時間的推移，徑流量的強度逐漸減弱；22 a時間尺度上平均變化周期約為15 a，經(jīng)歷了約4個豐-枯變化.

圖5 徑流小波方差(A)和不同尺度小波實部變化(B)圖Figure 5 Runoff wavelet variance (A) and different scale wavelet real part changes (B)

2.3 輸沙量變化特征

2.3.1 輸沙量趨勢性及突變分析 由觀測數(shù)據(jù)可得，1957～2016年祖厲河流域的年均輸沙量0.41×108t，最大輸沙量為1.8×108t(1959年)，最小輸沙量為0.02×108t(2016年).由輸沙量的趨勢線可知(圖6-A)，輸沙量在研究期呈波動減少.由圖6-B可知，1957～1961年輸沙量呈增加趨勢；1962～2016年輸沙量呈減少趨勢，其中2004～2016年輸沙量呈顯著下降趨勢(P<0.05).UF和UB的交點位于2007年，說明輸沙量的突變年份發(fā)生在2007年.

圖6 輸沙量年際分布(A)和M-K檢驗(B)圖Figure 6 Interannual distribution of sediment discharge (A) and M-K test (B)

2.3.2 輸沙量周期性分析 對1957～2016年祖厲河流域的輸沙量進行Morlet小波分析.由圖7-A可以得到輸沙量的周期性表現(xiàn)為3個時間長度，分別為4 a，8 a和22 a，其中周期最顯著且存在于整個統(tǒng)計時間內(nèi)的時間尺度為8 a.由圖7-B可以看出，研究期內(nèi)輸沙量在4 a時間尺度上平均變化周期約為3 a，經(jīng)歷了約20個豐-枯變化；8 a時間尺度上平均變化周期約為5 a，經(jīng)歷了約12個豐-枯變化；22 a時間尺度上平均變化周期約為15 a，經(jīng)歷了約4個豐-枯變化；隨著時間的推移，這3個不同尺度的輸沙量小波系數(shù)的強度均逐漸減弱.

圖7 輸沙量小波方差(A)和不同尺度小波實部變化(B)圖Figure 7 Wavelet variance of sediment discharge (A) and different scale wavelet real part changes (B)

2.4 影響水沙量變化的主要因素

2.4.1 降水量與徑流量、輸沙量的關系 影響徑流量、輸沙量的主要因素是降雨和以水土保持措施為主的人類活動[22].按照水沙變化共同存在的15 a平均時間周期，將降水量與徑流量、輸沙量的時間序列劃分為4個時間段，第Ⅰ時段1957～1971年，第Ⅱ時段1972～1986年，第Ⅲ時段1987～2001年和第Ⅳ時段2002～2016年.由回歸分析可知(表1)，在第Ⅰ時段和第Ⅱ時段徑流量、輸沙量對降水量變化響應強烈，趨勢協(xié)同性強，相關系數(shù)較高，降水量與徑流量、輸沙量均達到顯著(P<0.05)和極顯著水平(P<0.05)，降水量對徑流量、輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.414、0.387和0.432、0.491，平均徑流模數(shù)和輸沙模數(shù)分別為1.37×104m3/(km2·a)、0.62×104t/(km2·a)和1.03×104m3/(km2·a)、0.43×104t/(km2·a)；第Ⅲ時段徑流量、輸沙量對降水量變化響應減弱，趨勢協(xié)同性減小，相關系數(shù)較低，降水量與徑流量、輸沙量均達到顯著水平(P<0.05)，降水量對徑流量、輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.312和0.274，平均徑流模數(shù)和輸沙模數(shù)分別為0.87×104m3/(km2·a)和0.36×104t/(km2·a)；第Ⅳ時段徑流量、輸沙量對降水變化的響應迅速衰減，趨勢協(xié)同異化，降水量與徑流量、輸沙量均未達到顯著水平(P>0.05)，降水量對徑流量、輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.007和0.043，平均徑流模數(shù)和輸沙模數(shù)分別為0.46×104m3/(km2·a)和0.13×104t/(km2·a).說明在1957～2016年期間，降水對徑流量和輸沙量的影響逐漸降低；與其相比，徑流量與輸沙量相關關系趨勢協(xié)同性強，略有減弱，但不明顯，徑流量對輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.963、0.885、0.877、0.677，均達到極顯著水平(P<0.01).

表1 不同時段年降水量與徑流量、輸沙量相關關系

2.4.2 水土保持措施與徑流量、輸沙量的關系 由圖8可以看出，隨著水土保持措施量的逐漸增加，徑流量和輸沙量呈現(xiàn)波動減少趨勢.由回歸分析可知(表2)，在1957～1971年期間，由于水土保持措施量小，對徑流量、輸沙量影響不大，水土保持措施量對徑流量、輸沙量的影響未達到顯著水平(P>0.05)，決定系數(shù)R2分別為0.033、0.104.在1972～1986年和1987～2001年，水土保持措施量對徑流量、輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.052、0.034和0.079、0.080.在2002～2016年期間，徑流量、輸沙量對水土保持措施量變化響應增強，均達到極顯著水平(P<0.01)，水土保持措施量對徑流量、輸沙量的決定系數(shù)R2分別為0.818、0.594.平均徑流模數(shù)和輸沙模數(shù)分別由1957～1971年的1.26×104m3/(km2·a)和0.57×104t/(km2·a)，減少為2002～2016年的0.47×104m3/(km2·a)和0.13×104t/(km2·a).說明水土保持措施對徑流量和輸沙量的影響逐漸增大，隨著水土保持治理措施增加，水土流失量迅速下降.

圖8 水土保持措施量與徑流量、輸沙量變化圖Figure 8 Variation of soil and water conservation measures and changes in runoff and sediment discharge

表2 不同時段水土保持措施量和徑流量、輸沙量相關關系

采用雙累積曲線法，根據(jù)徑流量和輸沙量突變檢驗結果，將研究期分為兩個階段(基準期1957～2007年和影響期2008～2016年)分析累積年降水量-累積年徑流量和累積年降水量-累積年輸沙量雙累積曲線.由圖9可知，在突變年后，累積曲線的擬合直線斜率明顯減小.建立線性回歸方程，結果表明徑流量、輸沙量呈顯著減少趨勢，基準期平均年徑流量為1.11×108m3，影響期平均年徑流量為0.34×108m3，相比于基準期，影響期平均年徑流量減少0.85×108m3，降水和水土保持措施對徑流量減少的貢獻率分別為26.76%和73.24%；基準期平均年輸沙量為0.47×108t，影響期平均年輸沙量為0.09×108t，相比于基準期，影響期平均年輸沙量減少0.35×108t，降水和水土保持措施對輸沙量減少的貢獻率分別為12.17%和87.83%，水土保持措施在徑流量和輸沙量變化中起主要作用.

圖9 年降水量-年徑流量和年降水量-年輸沙量雙累積曲線Figure 9 Double cumulative curves of annual precipitation-runoff and annual precipitation-sediment transport

3 討論

本研究結果表明在1957～2016年祖厲河流域降水量、徑流量和輸沙量總體呈減少趨勢，這與韓通等[23]、張富等[24]研究結果一致.但與張富等研究結果不同的是，祖厲河流域降水在1995年開始突變，而本研究降水在2000年出現(xiàn)突變點，徑流在1995年開始突變，輸沙在2000年開始突變，而本研究徑流量和輸沙量均在2007年出現(xiàn)突變點.結果不一致可能是由于數(shù)據(jù)來源、研究方法和時間尺度不同引起.劉淑燕等[26]、李宜坪等[27]在黃土丘陵溝壑區(qū)水土保持措施對徑流輸沙的影響研究中表明，水沙關系受降水量、降水強度和土地利用變化的顯著影響.黃維東[25]對祖厲河流域水沙變化研究中發(fā)現(xiàn)，降水和人類活動對水沙減少量的影響分別是30%和70%.本研究中，降水量對徑流量的決定系數(shù)R2由0.414降為0.007，而人類活動的決定系數(shù)R2由0.586增加為0.993，其中水土保持措施對徑流量的決定系數(shù)R2由0.033增加為0.818；降水量對輸沙量的決定系數(shù)R2由0.387降為0.043，人類活動的決定系數(shù)R2由0.613增加為0.957，其中水土保持措施對徑流量的決定系數(shù)R2由0.104增加為0.594.雙累積曲線分析結果表明，降水和水土保持措施對徑流量減少的貢獻率分別為26.76%和73.24%，對輸沙量減少的貢獻率分別為12.17%和87.83%，表明隨著水土保持治理措施增加，對水沙變化影響也逐漸增加.本文對降水量、徑流量和輸沙量都是以年為時間尺度進行研究，對于年內(nèi)的變化和水土保持措施以外的人類活動對水沙變化的影響還需進一步研究.

4 結論

1) 祖厲河流域1957～2016年間降水量總體呈現(xiàn)波動減少趨勢，年際存在明顯的豐-枯周期性變化.最大年降水量是最小年降水量的2.7倍；降水量發(fā)生突變的年份為2000年；在整個時間段內(nèi)，存在5 a，9 a，14 a和22 a四個變化周期，其中周期最顯著且具有全域性的時間尺度為22 a.

2) 徑流量、輸沙量呈現(xiàn)相似的減少趨勢，年際存在明顯的豐-枯周期性變化.徑流量、輸沙量的突變年份同時發(fā)生在2007年.年徑流量和輸沙量存在3種相同尺度的周期變化，即4 a，8 a和22 a，且最顯著的周期均為8 a.在平均周期為15 a的四個周期下，降水量對徑流量、輸沙量影響的趨勢協(xié)同性由強逐漸減弱，相關系數(shù)R逐漸減小，水土保持措施量對徑流量、輸沙量的相關系數(shù)R逐漸增加；降水和水土保持措施對徑流量減少的貢獻率分別為26.76%和73.24%，對輸沙量減少的貢獻率分別為12.17%和87.83%，說明對水沙變化主要是人為活動引起的.