青藏高原东南部径流特征的空间规律及控制因子研究

李 轩，张文江，蒋蕙如，刘 俐

(四川大学 水利水电学院，成都 610065)

1 研究背景

青藏高原幅员辽阔、地势挺拔，发源了长江等亚洲东部及南部主要大河，是我国东部地区的重要水源地[1]。青藏高原受多个环流系统共同控制，包括太平洋季风、印度洋季风和西风南支等，因此该地区水文过程对区域气候变化敏感[2]。受气候变化影响，青藏高原气温呈上升趋势，降水量变异性增大[3]，掌握气候变化条件下该区域径流特征，将对我国东部地区水资源管理与保护具有重要实际意义。

图1 研究区地理位置与站点分布Fig.1 Study area and hydro-meteorological stations

青藏高原东南部下垫面条件差异显著，对气候变化敏感[4-5]。近年来，针对气候变化条件下该区域径流变化及影响因子，相关领域学者做了大量工作，揭示了该地区水文过程的不确定性等规律。结果表明，黄河源区径流流量年际波动显著，具有明显的周期性，降水是径流的主要影响因子[6-7]；长江源区年径流呈微弱减少趋势，年代际差异大，具有8～9 a的周期，不确定性增加，主要受降水、温度影响[6,8-9]；澜沧江源区夏秋季流量变化不显著，但冬春季流量显著增加，年径流量则无显著变化[9-10]。此外，怒江上游[11-12]、大渡河[13]、雅砻江[14-15]等流域的相关研究也表明水文过程在气候变化形势下的不确定性明显。这些研究大多集中在单个或少数流域，对区域尺度上的青藏高原东南部径流特征的研究分析相对较少。青藏高原东南部独特的地形与复杂的环流系统使得径流差异显著[2,16-17]，导致各流域之间径流规律有很大差异，因此在区域尺度上整体分析和对比研究，可以增强对该地区径流特征的空间规律及控制因子的理解和认识。

上述研究进展表明，对于青藏高原东南部径流特征及影响因子，在区域尺度上的认识非常必要，但目前尚存不足。为此，本文采用受人类活动影响相对较少的早期水文气象资料(1961—1987年)，对比分析了青藏高原东南部各流域的相关径流特征值；采用回归、聚类等方法研究了径流特征空间分布规律，并进一步探讨了该地区径流特征的控制因子。本研究阐明了青藏高原东南部径流特征的空间格局及控制因子，对应对气候变化形势下的水文及水资源变化，具有一定参考价值。

2 数据与方法

2.1 研究区概况

青藏高原东南部地跨青海、西藏、四川等省区交界处，地势起伏、河川发育，是我国重要的水能资源区[17]。本文采用该区域23个水文站资料，控制流域包括长江源(直门达断面以上)、黄河源(玛曲断面以上)、雅砻江等，总集水面积约为74.8×104km2，位于90°32′E—107°01′E、20°47′N—25°45′N之间(图1)。研究区从西部的高原腹地(高程>4 500 m)，逐渐向东过渡到四川盆地(高程500～1 000 m)、云贵高原边界(高程1 000～2 000 m)。高海拔地区植被覆被以高寒草原和高寒草甸为主，并发育有多年冻土；中低海拔地区则以森林、灌木为主[18]。受季风环流和复杂的地形影响，该地区降水具有向高原腹地大体减少的趋势[19]。

2.2 数据资料

本文所用径流资料主要来自各流域水文年鉴。考虑到资料获取难度和降低水库修建等人类活动影响，本文选取该研究区23个水文站在1961—1987年间的逐日流量资料(表1)。同一条河流上具有多个断面时，根据各断面的月径流量，估算区间流域的月径流，进而计算相关径流特征值。

表1 研究区水文站信息Table 1 Information of hydrologic stations inthe study area

气象资料采用中国气象科学数据共享服务网提供的地面气象站降水观测资料。本文选取研究区内及周边邻近区域共92个站点，时段与径流资料同期(1961—1987年)。由于该地区降水的空间差异很大，站点降水的空间代表性具有一定的局限[20]。故本研究仅从气候角度分析其空间分布规律，不作水量平衡的定量检测，流域降水采用泰森多边形法估算。

2.3 研究方法

为表征研究区流域的径流特征，本文选取了多年平均的年径流深Rd、基流系数BFI、退水系数a、集中度Cd、集中期D五个特征值，从径流量、基流比例、退水过程及径流年内分配特性方面进行分析。

退水过程是直接径流消退后期，以地下水为主要补给源的径流过程。退水过程主要受到流域下垫面条件影响，反映了流域下垫面及土壤的蓄水能力，一般采用退水系数表征其快慢特征[21]。退水系数有多种表达方法，根据本文径流数据的时间尺度，为降低直接径流对退水过程的影响，并结合前人研究经验[22]，本文选取12月份和11月份平均流量的比值作为退水系数a，其值越大则退水速度越慢。若流域在11月份仍存在液态降水，则会产生直接径流，导致a值偏小。

基流是河道径流的一个重要组成部分，通常与地下径流有关[23]。基流分割的常用方法有作图法、分析法、数字滤波法、化学法等。其中，数字滤波法将流量视为高频(直接径流)和低频信号(基流)的叠加，通过滤波分解得到基流，能克服人工分割中的主观性，并具有稳定、迅速、可重复等优点。本研究采用由Lyne和Hollick[24]于1979年提出的数字滤波法，其滤波方程为：

(1)

bt=Qt-qt。

(2)

式中：q为直接径流流量；t为当前时刻；β为滤波参数；Q为径流流量；b为基流流量。参考相关研究[25]，本文β取值0.925。基流系数BFI为月基流流量与月径流流量的比值。基流计算中先根据逐日流量计算得到逐日基流流量再对同一河流不同区间流域做划分。

径流年内分配描述径流受降水、气温等影响而出现的季节变化，常用不均匀系数、完全调节系数、集中度、集中期、变化幅度等因子予以衡量。其中，集中度、集中期方法将一年中各月平均径流深Ri看作向量，向量方向θi为每个月的中间日期所对应角度(例：θ1=15°)，以这12个向量得到合成向量，其方向为集中期D，其模长除以年径流深为集中度Cd，计算公式为[26]：

(3)

(4)

(5)

(6)

集中度比不均匀系数具有更高的分辨率，基本月平均流量和最大月平均流量集中期出现时间一致，这2个指数能较好地表示径流年内分配情况，故本文采用集中度、集中期描述径流年内分配特征。

在径流空间特征分析方面，本文采用线性回归方法，探讨径流相关特征的影响因子。基于上述径流特征指标，采用聚类方法分析各流域之间的分异特性，将研究区划分为不同流域子区。

图2 径流特征值空间分布Fig.2 Spatial distributions of characteristic variables of streamflow

3 结果与分析

3.1 径流空间特征

图2为径流特征值空间分布。由图2中(a)、(b)、(c)可知，研究区各流域径流特征的空间差异性显著。首先，在径流的量值上，研究区年径流深可分为3个层次，总体上呈现从西北向东南渐增的趋势。径流高值区域，主要位于青藏高原东缘地区，包括青衣江、大渡河下游等流域，年径流深范围在700～1 300 mm之间。西北部高寒流域，包括三江源区及黄河上游等地区，年径流深度低，量值<400 mm。而位于前两者之间的澜沧江中游、大渡河中游等流域，年径流深则在400～700 mm之间。其次，在径流过程方面，研究区退水过程有从北向南逐渐减缓的趋势。其中，西北的黄河源、长江源等典型冻土区流域退水较快，退水系数<0.5；而南部的金沙江、雅砻江下游等流域退水过程显著减缓，退水系数>0.67。退水系数是比值特征，因此在其他产汇流条件相似的情况下，径流量大的流域退水系数有偏大的趋势。再次，径流的年内分配特征也呈现出明显的空间差异性，大致形成从西北向东南逐渐减小的趋势,从>0.59减小至<0.44。其中，长江源、怒江源径流集中度较高，而研究区南部、盆地边缘流域径流集中度相对较低。

相对而言，研究区基流系数、集中期的空间分布规律均不太显著：大渡河中游、金沙江、澜沧江中游地区基流系数最大，青衣江、嘉陵江上游的基流系数最小；雅砻江下游等流域集中期较晚，研究区西北、东北部均存在数个流域集中期偏早一些(图2(d)、图2(e))。

研究区径流特征同流域高程表现出很强的关联性(图3)。年径流深从高海拔流域(92.3 mm)向低海拔流域(1 274.4 mm)递增，流域尺度的径流深与高程显著相关(决定系数R2=0.693，显著性水平p<0.005)，但其中嘉陵江_1的径流深偏低；而径流集中度与高程的关系，则呈现明显的正相关(0.43～0.51；R=0.404，p<0.1)。退水系数和基流系数与高程的关系，大体以流域平均海拔3 000 m为转折，都在高、低海拔地区表现出不同的特征：在高海拔地区随着高程增大而减小(R2=0.236，p<0.05；R2=0.338，p<0.05)，变化范围分别为0.42～0.74、0.63～0.79；在低海拔地区则随高程增加而增大(R2=0.871，p<0.01；R2=0.829，p<0.05)，变化范围分别为0.55～0.69、0.51～0.73。随着流域高程增大，研究区各流域径流集中期未表现出较为显著的趋势。

图3 各径流特征值与流域高程的关系Fig.3 Relations of streamflow characteristic variablesversus basin elevation

3.2 空间分区特征

根据上述5个径流特征指标，对研究区各流域特征进行k均值聚类，可划分为3个流域子区(图4、表2)。西北流域子区，属于典型的高海拔流域(>4 000 m)，多年冻土和季节性冻土发育，地处高原腹地，降水偏少；该流域子区的年径流深偏低(Rd=283.7 mm)，年内分配不均(Cd=0.52)，退水迅速(a=0.54)。东部流域子区的海拔和降水，与西北子区形成鲜明的对照：地处青藏高原东缘，海拔相对较低，但地处四川盆地和云贵高原西进的迎风坡，降水丰沛；因而该子区年径流深较大(Rd=721.6 mm)，年内分配较为均匀(Cd=0.44)，基流系数偏低(BFI=0.61)。地处横断山区的南部流域子区，高程向南减小，山川纵向交错，植被垂直地带性显著，降水向北减少；该子区的径流特点是基流系数高(BFI=0.76)，退水缓慢(a=0.67)，径流集中期偏晚(D=227.1 d)。

图4 基于径流特征划分流域子区Fig.4 Partitions of sub-regions based on streamflowcharacteristics

3.3 径流特征的控制要素

首先，本文分别检验了各流域年径流深和年降水量的相关性(表3)，并对研究区多年平均的径流特征与年降水量及降水集中度2个指标的相关性加以分析(图5)。

表2 流域子区特征值均值Table 2 Mean values of characteristic variablesin each sub-region

表3 各流域年径流深与年降水量的相关性Table 3 Correlation between annual runoff depth andprecipitation in each basin

图5 各流域径流与降水特征值关系Fig.5 Relations of streamflow against precipitationcharacteristic variables in different basins

由表3、图5(a)可知，各流域的年径流深与年降水量相关性很强，尤其在青衣江、大渡河_5两个流域。由于其地形兼有“迎风坡”和“喇叭口”的特点，地形爬坡及地形涡旋造成暖湿性气流的强迫性抬升与辐合[27-28]，使这个流域成为青藏高原东缘著名暴雨区，径流高度依赖强降水。但黄河_1、大渡河_4的径流-降水关系不显著，这可能由于站点降水的空间代表性较弱。此外，如图5(b)显示，径流集中度同降水集中度也显著相关(R=0.572，p<0.01)，可见降水是研究区径流量和集中度特征的主要影响因子。

其次，本文检验了流域及站点最大日降水量与基流系数的关系。结果表明，在研究区各流域，基流系数与流域最大日降水量的相关性并不显著。但随高程增加，站点的对数化最大日降水量显著下降(图6(a))，表明汛期强降水量随高程增加而减小，且在低海拔流域减小幅度较大。低海拔流域强降水量随海拔升高显著减小，会导致直接径流比重的显著减小，因而基流系数增大；但在高海拔流域，由于强降水量随海拔的变化相对较小，基流系数受到的影响较弱。此外，在高海拔流域，多年冻土面积比重随高程升高而增大。由于多年冻土导水性差，可以将其视作隔水层，该土层的存在会减少流域下垫面蓄水容量，削弱流域下垫面调蓄能力，使流域基流量减少[29-30]。因此，在高海拔流域，基流系数随流域高程增大而减小，多年冻土发育是其中的重要因素。

图6 站点最大日降水量p、11月份降水量p11随高程的变化Fig.6 Variations in maximum daily and Novemberprecipitation with elevation

此外，本文还检验了退水系数与退水初期(11月份)降水量P11及冬季平均气温Tw的相关性。结果显示：退水系数a和P11相关性不明显，但在海拔较低时，P11较大且随高程增加而显著减小，而海拔较高时，P11较小且下降幅度小(图6(b))；退水系数a和Tw之间具有显著相关性(图7(a))。这一结果表明，在低海拔流域，11月份依旧存在直接径流，致使退水速度快、退水系数偏小；随着高程增加，直接径流减少，退水系数逐渐增大。而海拔较高时，11、12月份地温已在0 ℃左右(图7(b))，P11较小并多以固态形式出现，降水不再导致退水系数随高程变化；但土壤冻结过程的开始导致地下径流减少，使得退水系数减小。

图7 退水系数与冬季气温关系以及11、12月份平均地温与流域高程的关系Fig.7 Relations of recession coefficient vs. averagedwinter temperature,and averaged ground temperature inNovember and December vs. basin averaged elevation

图8 流域退水系数和高程标准差的关系Fig.8 Relation between standard deviation of elevationand recession coefficient

以上结果表明，研究区径流特征与高程具有很强的统计相关性。从水文过程而言，高程一般不会直接影响产汇流过程，但气候(尤其是降水)、植被、土壤、坡度等水文相关因子，则与高程联系紧密。青藏东南径流特征空间分布规律的控制因素，具有显著的区域分异：在低海拔流域(平均高程<3 000 m)，降水是径流特征的主要影响因子；而在高海拔流域(>3 000 m)，仅径流深和集中度受降水控制，其他特征(如基流系数、退水系数)则受温度、冻土及地形等条件共同影响。可见，青藏东南部降水和冻土对气候变化敏感，进而会改变该地区水资源供给的时空分布格局，对此应予以足够重视。

图8为流域退水系数和高程标准差的关系，图8表明，若不考虑降水非常大的青衣江、大渡河中下游流域，研究区的退水系数与高程标准差具有较高的相关性，这意味着流域从山地向高原转变后坡度减缓，也会导致地下径流减小、退水速度加快。

4 结 论

青藏高原受多个环流系统共同控制，其水文过程对区域气候变化敏感。特别地，青藏高原东南部是我国的重要水源地，理解其径流空间特征及影响因子，有助于应对气候变化下水资源供给的可能变化。为此，本文采用受水利工程影响较少的1961—1987年间水文气象资料，对比研究了23个(区间)流域的径流特征和空间差异。研究结果表明：

(1)青藏高原东南部的年径流深从东南(700～1 300 mm)向西北(<400 mm)递减，而集中度则呈相反的空间趋势(从<0.44增加到>0.59)。

(2)在低海拔地区，退水系数和基流系数都随高程增加而增大(分别为0.55～0.69、0.51～0.73)，但在高海拔地区则随高程增大而减小(0.74～0.42、0.79～0.63)。

(3)研究区可划分为3个子区，即西北流域子区(年径流深偏低(Rd=283.7 mm)、年内分配不均(Cd=0.52)、退水迅速(a=0.54))、东部流域子区(年径流深较大(Rd=721.6 mm)、年内分配较均匀(Cd=0.44)、基流系数偏低(BFI=0.61))和南部流域子区(基流系数高(BFI=0.76)、退水缓慢(a=0.67)、集中期偏晚(D=227.1 d))。

本研究揭示了青藏东南径流特征空间规律的控制因子，具有显著的区域分异：在低海拔流域(平均高程<3 000 m)，降水是径流特征的主要影响因子；而在高海拔流域(>3 000 m)，仅径流深和集中度受降水控制，其他特征(如基流系数、退水系数)则受温度、冻土、地形等条件共同影响。本文研究阐明了青藏高原东南部流域的径流空间特征，对认识该地区在气候变化形势下的水文及水资源变化具有一定参考价值。由于青藏东南部降水和冻土对气候变化敏感，该地区水资源供给的时空分布格局会发生改变，对此应予以足够重视。