潇河流域降水的时空特征及其利用

崔慧瑾，庞力驰，严俊霞，杜自强

（1.山西大学环境与资源学院，山西太原030006；2.山西大学黄土高原研究所，山西太原030006）

在全球变暖的气候背景下，气候变化引起了区域水循环的改变，而降水量的时空分配和变化直接影响了区域的气候和水资源利用[1]。因此，研究降水的时空分布格局对了解气候变化和利用水资源的意义不容忽视。近年来，对不同流域、不同尺度条件下的降雨量变化已进行了大量研究[1-3]，并取得了相当多的研究成果。JIANG 等[2]对我国近43 a 的气候变化进行了研究，结果表明，总体上，从20 世纪80 年代开始到20 世纪末我国北部夏季降水量具有先减少后增加的变化趋势，冬季则有持续减少的趋势，80 年代左右具有微弱突变现象；陈峪等[3]对我国北方大部分外流河的研究发现，近40 a 来研究区的年降水量和夏秋降水量与20 a 前相比均呈下降趋势，而冬春降雨量具有上升趋势。汾河流域是黄河的第二大支流，流域面积3 9471 km2。因此，研究汾河流域降水规律对于了解山西高原气候变化特点非常重要。许多学者已对汾河流域的降水特征变化进行了研究[4-8]，结果表明，汾河流域降水量从20 世纪50 年代开始到21 世纪初的变化基本呈先减少、后平稳、再减少的趋势，每个阶段大致持续20 a 左右。降水量在空间分布上极不均，表现为源头地区增加、其他区域减少的趋势。作为汾河的主要支流之一，潇河流域的降水时空特征研究对于流域内水资源的合理开发利用及指导农业生产都具有重要意义。

本试验选取潇河流域为研究对象，依据该流域1971—2011 年降水数据及农业相关数据，运用Mann-Kendall 检验、地统计分析等方法，对区域内降水的时、空分布特征以及水资源农业利用进行了分析，并对水资源的农业科学利用问题提出合理建议[9]。

1 材料和方法

1.1 研究区概况

潇河是汾河的第二大支流，长147 km，流域面积3 894 km2，约占汾河流域面积的10%。潇河源于山西省昔阳县沾上乡马道岭，流经和顺、寿阳、榆次、清徐等县区，在小店区洛阳村附近汇入汾河。流域主要由白马河和松塔河两大支流组成[10]，地理位置介于112.78°～113.55°E，37.37°～38.11°N[11]。流域可分为5 种地貌类型：石山区、土石山区、林区、黄土丘陵区、河谷阶地和平川区，面积分别占流域总面积的17.76%，11.54%，7.03%，46.72%和16.95%。研究区为潇河中、上游区，即源涡水文站以上区域，流域面积3 090 km2。区内有雨量站24 个。流域内降水受大气环流及地形、经纬度的影响，时空分布极不均匀[12]。年降雨量的70%集中在7—9 月。

1.2 数据来源

为保证数据系列的完整性和一致性，降水数据主要来自潇河流域中、上游地区（源涡村以上）范围内的24 个标准雨量站1971—2011 年的日降水量数据。进一步对序列数据检验后发现，其中一个站点数据不满足分析要求，把剔除其后剩余的23 个站点的数据作为分析数据。

1.3 研究方法

用收集的23 个雨量站的逐月降水数据，从年降水量；春季降水量；夏季降水量；秋季降水量；冬季降水量；汛期（7—9 月）降水量6 个不同的时间尺度分析流域内降水时空的变化特征。

主要分析方法有均一性检验、自相关检验、Mann-Kendall 趋势分析以及突变检验、滑动平均法、累积距平法、地统计空间插值等。使用软件主要包括SigmaPlot，Matlab，SPSS，Arcgis 9.3 和GS+等。

1.3.1 数据均一性检验 由于台站迁移和仪器损坏等原因，数据可能会出现异常值[13]。为保证降水时间序列数据的均一性，排除异常值，需要对时间序列进行均一性检验。均一性检验方法较多且较为成熟，如滑动t 检验和标准正态均一性检验（SNHT）等。用这2 种方法对服从正态分布的数据进行检验，不仅可以检验序列中的断点，同时可以对数据资料进行订正[14]。

1.3.1.1 滑动t 检验 该方法是通过对比2 段子序列的均值和方差来检验它们均值差异的显著性水平。具体检验方法参照文献[15]进行。

1.3.1.2 标准正态均一性检验（SNHT） 标准正态均一性检验是根据某一站点对至少3 个相关系数较大的邻近站点的趋势和突变情况进行分析。主要公式如下：

其中，refi为构建的参考序列，m 为参考台站的个数，xji代表第j 个参考站点第i 年的观测值，x¯j为第j 个参考站点的多年平均值，ρj是待检序列和第j个参考站台的相关系数。

1.3.2 Mann-Kendall（MK）趋势分析 MK 趋势分析用于趋势分析时对数据序列的分布状况要求较低，且异常值对结果干扰较小，因此半个世纪以来广泛应用于各类水文、气象数据的趋势检验，方法的应用参照文献[15]。双边趋势检验统计量Z ＞0 时序列为上升趋势；Z＜0 时为下降趋势；当Z 值大于1.65，1.96，2.58 时，表示系列上升趋势的概率水平分别为0.10，0.05，0.01。

1.3.3 Mann-Kendall（MK）突变检验 MK 突变检验法是通过统计量UF 和UB 值进行分析。当UF 或UB 值超过显著值临界线时，表明上升或下降的趋势显著；而UF 和UB 曲线在2 条临界线之间的交点表示突变开始的时间点。MK 突变检验结果较为客观，使用范围较宽，可配合其他检验方法进行验证，本研究还选取了累积距平法、Yamamoto 法[16]和滑动t 检验法对突变点进行验证。

1.3.4 地统计空间插值 空间插值是利用已知点的数据以及他们之间的数学关系来推测预测区域内未知点的数据[17]。用协同克里格插值法（Co-Kriging）进行降雨量及其变化率的空间分布特征分析。

2 结果与分析

对流域内23 个站点138 列数据在6 个时间尺度（年、春、夏、秋、冬、汛期降水量）上进行自相关检验，结果表明，5 个站点的6 列数据在0.05 或0.01水平上存在自相关性（表1）；6 个尺度的降水量序列中，年尺度上自相关序列1 个、春季3 个，冬季2 个。同时，春季和冬季降水量序列的自相关系数均为正数，年降水量序列的自相关系数为负数。通过预置白法的校正，可消除序列的自相关性，用于之后的趋势分析。

表1 不同时间尺度降水量自相关性序列统计

2.1 降雨量在时间尺度上的变化特征

2.1.1 降雨量趋势分析 潇河流域近41 a 的年平均降水量为（462.1±90.57）mm，年际变异系数为16.9%。春、夏、秋、冬季的平均降水量分别为（66.94±31.19），（277.37±79.88），（100.14±46.36），（13.48±7.48）mm，汛期平均降水量为（399.15±107.77）mm。冬季变异系数最大，春秋季次之，夏季和汛期变异系数最小。6 个时间尺度下降水量随时间的变化趋势均不显著，变化趋势亦不尽相同（图1）。总体特征的变化规律为：年、汛期、夏季和冬季4 种尺度下表现为减少趋势，降水量的递减率分别为5.39，5.35，7.28，0.24 mm/10 a，降水量减小时段主要在夏季和汛期。相反，具有增加趋势的时段主要在春季和秋季，递增率分别为4.44，3.45 mm/10 a。春季降水量增加有利于农作物的播种和出苗。

就降水量的年际变化，降水量最小值出现在1997 年，年降水量仅为279.01 mm，夏季、汛期和秋季的降水量分别为120.54，164.33，33.72 mm；年降雨量最大值则为668.93 mm，出现在1973 年。

2.1.2 降水量序列突变分析 分别用累积距平法、Mann-Kendall 突变检验和滑动t 检验法3 种方法对流域内降水量序列进行检验，并对结果进行分析，结果表明（图2），根据距平值可以看出，流域内年和汛期降水量的变化趋势基本一致：1971—1979 年之间的降水量基本呈上升趋势，之后到1996 年之间，尽管存在较大的波动，但降水量基本维持在一个较高的水平。1996 年之后，降雨量距平开始下降，从正值变为负值。2000 年之后，在低位水平上波动。

春季降水量距平的变化趋势在很大程度上与年、汛期的趋势基本相反。1990 年前距平全部为负值，说明此间降雨量小于平均值，春旱较为严重；1982 年之后，距平值开始增加，直到1990 年，之后进入正负距平交替波动阶段，但总的趋势仍然是正距平年份的数量多于负距平年份。秋季降水距平的变化规律总体呈下降趋势，1985 年之前表现出大的周期波动，1985 年后则呈持续下降的趋势。1988—2011 年均为负值，说明此期间降雨量偏少；2000 年后为先下降然后上升的趋势，但总体降雨量小于平均值。冬季距平与秋季的变化规律基本一致，2000 年之前以正值为主，之后基本为负值，说明2000 年之后冬季降水量相对较少。

根据UF 和UB 统计量的突变检验结果表明（图3、图1），在年尺度上，流域内1979 年前的降雨趋势以缓慢增长为主；1979 年开始发生突变，1997 年突变显著；1979 年后统计量UF 始终为负值，表明降水量呈持续下降趋势（图3），与实测降水量趋势基本一致。

夏季和汛期的UF 和UB 统计量具有类似的变化趋势（图3），但是突变出现的年份不同。夏季降水量增加趋势出现在1980 年之前，之后总体呈下降趋势，1972 年和1979 年出现2 次不明显的突变；汛期降雨量变化以1979 年为分界点，突变点出现在1979，1991 年。

春季降水量除1972 年外均呈上升趋势，显著突变点出现在1975 年；秋季降水量趋势整体呈波动趋势，突变点出现在1973 年，1996，1997，2004 年达到显著性水平；冬季降水量整体呈持续减少的周期波动趋势，1973，1979，2000 年出现不显著的突变。

不同方法对突变分析的结果不尽相同，综合分析不同方法突变检验的结果表明，累积距平法和Mann-Kendall 法对突变点的检验结果具有很好的一致性（表2）。综合分析可以得出，在年降水量尺度上，1979 年和1997 年为突变点；而春季降水量的突变点则出现在1982 年；冬季降水量的突变点出现在2000 年；降雨量在夏季、汛期和秋季没有突变出现，说明夏季和汛期的降水量近41 a 来相对稳定。

表2 6 个尺度降水突变分析结果

2.2 降水量以及降水变化率的空间分布

2.2.1 降水量和降水变化率的空间分布特征 潇河流域源涡村以上区域6 个尺度降水量的空间分布如图4 所示，可以看出，对于年尺度、夏季和汛期尺度，降水的空间分布规律具有较好的一致性，呈现比较明显的“哑铃”形状分布。其空间分布表现为从中间向南北两侧有明显的增加趋势，年平均水量从400 mm 增加到500 mm 以上（图4-A）；夏季降水量平均值从260 mm 增加到300 mm（图4-C）；汛期降雨量平均值则从320 mm 增加到360 mm 左右（图4-D）。

春季平均降水量表现为从东北向西南递减的趋势，降雨量从70 mm 减少到60 mm 以下。秋季平均降水量的空间分布变化差异较大，区域中出现2 个高值区，二者相连构成东南—西北线的丰水带（图4-E），而在东北区域出现低值区域。出现这种变化的原因还需进一步研究。与其他尺度的分布格局相比，冬季降水分布则比较均匀（图4-F），差值在10 mm 左右，但总的趋势仍是东北大于西南。

进一步对流域各时间尺度降水变化率的空间分布格局分析表明（图5-A），在年尺度上流域大部分区域降水量的变化率为-4～3 mm/10 a，从东南至西北降雨变化率从9～16 mm/10 a 减为-4～11 mm/10 a。

春季、夏季和汛期降水量变化率在空间分布规律基本一致。降水变化的增加区域均分布在研究区东南部，而负值位于西北区域（图5-B，C，D）。秋季降雨量整体呈增加趋势，变化率大部分为1～3 mm/10 a 和3～6 mm/10 a。冬季降水变化率在东南部及东北部增加（图5-F），增加速率为0～3 mm/10 a，其余大部分区域降水变化率为-0.2～0.8 mm/10 a。

2.2.2 降水量及其变化率与经纬度及海拔的相关性 用23 个雨量站的年平均降雨量及春、夏、秋、冬季和汛期的平均降雨量及各尺度的降水变化率与经、纬度及海拔高度进行偏相关分析，结果表明（表3），各类降水量以及变化率绝大多数与海拔高度相关性最好。这些结果从降雨量的空间分布上可以得到较好的佐证（图4），如南北部降雨量大于中部、东部大于西部。降雨变化率与海拔的关系好于与经纬度的关系，高海拔地区降雨变化率总体为增加趋势。纬度对降雨的影响次之（表3）。

表3 6 个时间尺度下降水量及变化幅度与海拔、经纬度的偏相关分析结果

2.3 降水量的时空调节对农业生产的意义

流域中上游为山地、丘陵区，下游为盆地农业区。下游地区有潇河大型灌区，有效控制面积为22 160 hm2[18]。因此，中上游的降水特征直接影响下游地区的农业生产安全。潇河下游河道年来水量多年平均为1.5 亿m3，20 世纪50 年代之后有逐年减少的趋势，而且实际引水量只有河道来水的1/3，水资源利用率很低。因此，进行降水量的年际和季节调节以及地表水和地下水的联合调用是提高水资源利用率、保证农业增产丰收的主要途径。需要采取的主要措施如下。

建设雨水集流工程进行降雨量季节调节。流域内近41 a 的降水量平均值为（462.1±90.57）mm，夏季、汛期降雨量分别占年降雨量的60.0%和86.37%，因此，将汛期的雨水蓄积起来，对补充春季降水不足具有重要的意义。充分利用当地雨水资源，发展雨养农业仍然是解决黄土高原地区农业持续发展水资源不足的主要途径之一。据资料记载[19]，潇河流域内有约3 000 处窖池、100 余处塘坝水利工程，总容积40 余万m3。新建雨水集流工程、扩大控制面积、提高雨水利用效率，是改善农业水环境的主要措施之一。

新建水库增加地表水的年际、季节调节能力。流域内有中型水库2 座、小型水库7 座，控制流域总面积1 652 km2。小型水库大多年久失修，其调洪能力严重下降，因此，对现有小型水利工程进行加固维护、同时修建水利工程增加潇河灌区来水的年际、年内调节能力。

地表水和地下水的联合调用是解决流域水资源不足的根本途径，也是实现真正意义上的“以丰补欠、用洪补灌”的水资源开发模式。潇河下游地区河网发达，农业用水量大，也是地下水位下降幅度最大的区域[20]。如前所述，汛期降雨量占全年降雨量的86.37%，利用好汛期降水对改善区域水环境非常重要。潇河灌区是一个没有调节水库的灌区，农业用水主要来自河道水，用丰水年汛期的来水量通过河网入渗和农田洪水灌溉补充区域内的地下水是一个非常好的方法。将传统的以服务农业生产的灌溉变为补给地下水的入渗灌溉，春季开采地下水，做到地下水、地表水的联合调用，实现灌区水资源的多年调节。

3 结论

基于潇河流域23 个雨量站1971—2011 年的逐月降水数据分析，可以得出，近41 a 的年平均降水量为（462.1±90.57）mm，具有明显的年际变化特点，最大年降水量是最小年降水量的2.4 倍。从近41 a 的序列数据分析可知，年、夏季、汛期和冬季平均降水量有减少趋势。在季节尺度上，夏季、汛期降雨量分别占年降雨量的60.0%和86.37%，降雨递减率分别为7.28，5.35 mm/10 a。春、秋和冬季降水量分别占年降水量的14.5%，21.67%和2.9%；春秋季有递增趋势，冬季有递减趋势。

年降水突变出现在1979，1997 年；春季和冬季降水突变分别出现在1982 年和2000 年；夏季，汛期和秋季未出现突变。

年降水在流域的空间分布为中间少、南北区域较多的“哑铃”状；夏季和汛期的空间“哑铃”分布更为明显。降水的变化特征主要受地形影响。降水变化率与降水的空间分布具有相似性，但是东南部的变化率大于西北部[21]。

地表水、地下水的联合调用是解决区域水资源不足的主要措施。