降水和人类活动对乌江上游径流变化的影响分析

2021-08-25杨大方李洪广

水资源与水工程学报 2021年3期

肖杨, 周旭, 蒋啸, 杨大方, 李洪广

(贵州师范大学地理与环境科学学院, 贵州贵阳 550025)

1 研究背景

全球气候变化和人类活动加速了全球水文循环并改变了降水和蒸发的时空模式[1-3]，径流是水文循环的重要组成部分，对自然生态环境和人类生存发展至关重要[4]。气候变化和人类活动是影响径流变化的重要因素，对区域水文过程产生强烈影响，并影响区域水资源分配与利用[5]。已有研究表明全球较多河流的径流量为显著减少趋势, 这极大地威胁着全球水安全[6]。因此，开展气候变化和人类活动对径流变化的影响研究，对区域水资源管控及分配等具有重要意义[7]。

关于气候与人类活动共同影响径流变化的研究，在水文学研究中已成为热点课题[8-9]。从流域视角出发，Buendia等[10]分析比利牛斯盆地中部3个子流域气候变化和森林覆盖对观测到的径流变化的相对贡献，表明降水量与径流量之间存在非线性关系，从而说明土地利用因子的主导影响。Zhao等[11]研究长江流域1953-2010年气候变化和人类活动对径流量和泥沙量随时间变化的影响，人类活动的贡献也从71%增加到了92%，人类活动对沉积物负荷的影响远大于对长江流域排水的影响。Kong等[12]对黄河流域展开研究，发现黄河每个子流域的年净径流量均呈明显的下降趋势，对于整个黄河流域，基线的净径流量变化的91.7%归因于人类活动，这表明人类活动已成为黄河流域净径流变化的主要因素。从研究方法角度来看，最常用的方法包括统计分析方法[13]、弹性系数法[14]、Budyko水热耦合[15]、水文模型法[16]。一般来说，统计方法方便有效，但不能反映实际的水文过程，并且倾向于将影响因子和径流之间的关系描述为简单的线性关系；弹性系数法计算气候对径流变化的影响，而不模拟适时径流，虽然这种方法需要较少的数据，但其准确性需要提高；Budyko水热耦合平衡理论相较于其他方法，可分别估算出气候变化或人类活动对径流变化的贡献程度，但忽略了流域水利工程对径流的拦蓄，且下垫面参数的物理意义和数学表达尚不准确。水文模型具有良好的物理基础，但其结构和参数敏感性具有若干不确定性[17]，尤其是喀斯特流域地质结构的特殊性和复杂性，致使水文模型的实际应用受到很大限制。累积量斜率变化率比较法(slope change ratio of cumulative quantity，SCRCQ)[18]的优点是利用自变量与因变量之间的相互关系，加上累积量能较好地减少实际资料年际变化影响，从而增大了年份和累积量之间的相关性[19-20]。SCRCQ方法与其他方法相比简单且有效，能够更加明晰地表述流域径流的变化机理。

乌江上游位于贵州省西部，是长江上游生态屏障保护区、乌江重要水源保护区和黔中水利枢纽工程水源区，对整个乌江流域和贵州省乃至长江流域的环境、农业和经济具有至关重要的意义。该区为喀斯特山区，其自然基地的异质性和生态环境的脆弱性使得流域径流量受地表、地下二元水文地质结构的影响，使其水文过程与非喀斯特地区有显著差异，再加上人类活动的影响，喀斯特流域水文过程更为复杂[21]。当前针对该地区径流变化过程对气候和人类活动的响应机制尚不明确。因此，本文以乌江上游流域为研究对象，利用Mann-Kendall方法、累积距平法和Morlet小波分析，研究流域1960-2013年降水量和径流量的年际变化特征，并用经验性统计方法分析降水和人类活动对径流量变化的贡献率，可为流域水土资源管理、生态环境建设和可持续发展决策等提供依据。

2 数据来源与研究方法

2.1 研究区概况

乌江是贵州省内第一大河，也是长江上游南岸的最大支流。乌江北源发育于贵州省赫章县辅处乡，南源发育于贵州省威宁县盐仓镇，南北两源在化屋基汇合后流入乌江干流。鸭池河水文站以上的乌江上游流域面积为18 138 km2，占全流域总面积的20.63%[22]，是乌江乃至长江上游十分重要的水源涵养区、生态屏障区和集中连片贫困区，乌江上游流域概况及水文站和气象站分布见图1。2018年研究区总人口约705.63×104人，平均人口密度约389.03 人/km2。区内地表破碎，岩溶峡谷广泛发育，喀斯特面积占72.14%，非喀斯特面积占27.86%，是典型的喀斯特江河源区。地势西高东低，海拔介于840～2 888 m，平均海拔1 675.79 m。地貌类型以山地和丘陵为主，山地面积占83.06%，丘陵面积占14.13%。气候为亚热带温湿季风气候，年平均气温13.49 ℃，年均降水量1 155.98 mm。降水较为丰富，但由于喀斯特独特的二元水文结构，地表崎岖破碎，土壤保水保肥能力差，水土流失严重，又因人口密度较大和长期落后的农业耕作方式等，导致乌江上游人水矛盾突出，所以乌江上游是开展喀斯特水文与水资源研究不可或缺的典型区域。

图1 乌江上游流域概况及水文站和气象站分布

2.2 数据来源

径流数据来自中国水文年鉴汇编资料，选择鸭池河水文站1960-2013年共54 a径流观测数据。气象数据在中国气象数据网上获取，采用均值法计算流域内及其周边的年均降水量，共有12个气象站覆盖整个流域(图1)，能够反映流域的降水变化特征[23]。

2.3 研究方法

2.3.1 Mann-Kendall方法 Mann-Kendall 检验一般多用于气象数据的趋势检验分析[24]。本文将该方法主要用于研究时段内乌江上游流域降水与径流系列趋势的突变检验。

2.3.2 累积距平法累积距平法可以较为直观地反映年降水量与年径流量在不同时期的阶段变化，本文根据流域降水量与径流量各自的累积距平值变化趋势，综合判断变化过程中出现的突变年份[25]。并结合Mann-Kendall 检验法与累积距平法进行相互论证[26]，能够保证突变点选择的准确性。

2.3.3 小波分析法小波分析法能够揭示不同时间和尺度上变量的变化状况，其多用于气象、水文要素的多时间变化分析[27]。对研究区的年径流数据进行周期性检验，结合小波方差来确定一个时间序列中存在的主周期。

2.3.4 累积量斜率变化率比较法(SCRCQ) SCRCQ分析法原理在相关文献有详细介绍[18,20]。假设：突变前后的累积径流量方程斜率分别为SR1、SR2；基准期和突变期的累积降水量方程斜率分别为SP1、SP2；突变前后的累积潜在蒸散发方程斜率分别为SE1、SE2，则累积径流量斜率变化率RSR(%)为：

(1)

累积降水量斜率变化率RSP(%)为：

(2)

累积潜在蒸散发斜率变化率RSE(%)为：

(3)

式中：若RSR、RSP、RSE为正，则斜率变大，表示径流量、降水量、潜在蒸散量呈增大趋势；若为负，则斜率变小，表示径流量、降水量、潜在蒸散量呈减少趋势。

根据公式(1)～(3)，基于基准期，变异期内降水量变化对径流量变化的贡献率CP(%)为：

(4)

变异期内潜在蒸散发对径流量变化的贡献率CE(%)为：

(5)

则人类活动对径流量变化的贡献率CH(%)可表示为：

CH=1-CP-CE

(6)

乌江上游流域平均海拔在贵州省处于最高值，年气温变化不显著，对蒸散发影响很小[28]，对于径流量变化的影响相对其他因素来讲比较有限。因此选取对径流量影响最大的降水量因子，则公式(6)可简化为：

CH=1-CP

(7)

3 结果与分析

3.1 降水量和径流量变化特征分析

乌江上游1960-2013年平均降水量与年径流量变化特征如图2所示。由图2可见，研究时段内年均降水量为1 155.98 mm，在750～1 500 mm之间波动，降水量集中在950～1 300 mm之间，最大降水量出现在1983年，为1 469.36 mm，大于多年平均降水量，最小降水量出现在2011年，为796.66 mm。1960-2013年乌江上游年降水量总体呈减少趋势，其中，1960-1983年年降水量无显著变化，降水量大小属于自然波动；1984-2013年降水量变化震荡程度较大，呈波动减小和增大交替趋势，2008年出现该阶段降水量最大值，为1 392.19 mm，之后2011和2013年年降水量出现大幅度减小。以1983年为分界点，1983年径流量最大。1960-1983年呈波动增大趋势，1984-2013年呈现先波动减小后增大又减小的总趋势，径流量与降水量的变化特征相似，表明降水变化对径流量变化影响较大。

图2 1960-2013年乌江上游径流量及降水量年际变化特征

研究区径流总量与降水量变化值基本保持相对应关系，且变化程度具有较好的一致相关性，可得出乌江上游的径流量与降雨量具有密切的响应关系。

3.2 降水量和径流量突变特征分析

1960-2013年乌江上游年降水量突变检验见图3；1960-2013年乌江上游鸭池河水文站年径流量突变检验见图4。

图3 1960-2013年乌江上游年降水量突变检验

图4 1960-2013年乌江上游鸭池河水文站年径流量突变检验

由图3(a)累积距平法检验结果可看出，乌江上游年降水量累积距平值在1960-1986年呈波动增大趋势，1986年出现年降水量累积距平最大值，可认定该时段中1986年为1个突变点年份；1987-2001年年降水量累积距平值呈先减小后增大的趋势，2001年为该时段最大值和突变点年份；2001年后年降水量累积距平值呈减少趋势。由图3(b)M-K突变检验法检验结果可看出， 1960-2001年年降水量呈现增加和减少波动交替变化的特征，2001年前后存在突变点，在2001年后呈减少趋势。结合累积距平法分析结果来看，年降水量出现的突变年份应该是1986和2001年前后，2001与2002年时间相近，故选取2002年为突变年份，所以1960-2013年乌江上游年降水量突变年份为1986和2002年。

由图4(a)累积距平法检验结果可看出，乌江上游鸭池河水文站年径流量存在显著的阶段性特征。径流量在1971年出现一次增大趋势的突变，径流量累积距平值分别在1986、2002年达到最大值并迅速减少，径流量的可能突变年份为1986、2002年。由图4(b) M-K突变检验法检验结果可看出，乌江上游径流量总体呈线性减少的趋势，UB和UF变化曲线在2002年左右相交，舍去95%置信区间点，则鸭池河水文站径流量可能突变年份为2002年，这与吴晓玲等[29]研究结果基本一致。通过上述两种检验方法的对比分析，确定1986和2002年为乌江上游径流量突变年份。

3.3 降水量和径流量的周期性分析

1960-2013年乌江上游降水序列小波系数和小波方差见图5；1960-2013年乌江上游鸭池河水文站径流序列小波系数和小波方差见图6。

图5 1960-2013年乌江上游降水序列小波系数和小波方差

由图5(a)可知，1960-2013年乌江上游流域降水的主周期为19 a，在此时间尺度上降水量模方震荡能量最强，其丰、枯年经历了多—少—多—少—多—少6个交替变换，其中正相位为丰水年，分别为1978-1986年、1995-2004年；而负相位年份为1970-1976年、1987-1994年、2005-2013年，此时期年份为枯水年。且根据时间序列周期变化趋势分析，2013年之后流域的降水量等值线为未封闭状态，即流域降水量未来可能呈减少趋势。由图5(b)降水量小波方差分析可知，研究区降水序列的第一、第二、第三周期分别为3、8和19 a，且在19 a时间尺度上为最大峰值，为研究区降水量变化的主周期。

由图6(a)可知，鸭池河水文站径流序列的周期性变化特征存在3、8、18 a共3个控制周期，其中18 a时间尺度下的震荡特征最为强烈，径流量变化也是经历正、负相位交替和枯、丰年的转换，周期变化上显示为多—少—多—少—多—少6个交替变换特征，再根据小波实数分析可得出丰水期为1960-1972年、1981-1986年、1993-2004年；枯水期为1973-1980年、1987-1992年、2005-2013年。根据流域的径流量小波系数实部等值线为虚线且未封闭状态，可判定在2013年之后，径流量变化与降水量变化周期一致，且均为减少趋势。由图6(b)径流量小波方差分析可知，流域径流量同样存在3、8、18 a的周期变化，在18 a左右震荡最为明显，小波方差极值最大，因此，径流量变化的主周期为18 a。

图6 1960-2013年乌江上游鸭池河水文站径流序列小波系数和小波方差

径流的形成受到流域内的气候和下垫面的共同影响，是流域内自然地理要素的综合产物[9]。乌江上游流域径流对降水的主周期具有1～2 a的滞后期，是由于研究区地处喀斯特地区，径流受“二元水文”地质结构影响，使其水文过程与非喀斯特地区有显著差异[21]，加剧了水文过程的复杂性。另外研究区有多个水电站对径流进行拦截，加上人类活动频繁导致地表覆被改变，均对径流的分配造成了影响，这些因素可能导致了径流对降水的滞后[30]。

3.4 降水和人类活动对径流的贡献率分析

根据突变分析结果，将1986和2002年作为研究期内乌江上游降水量和径流量变化的突变年份，将累积降水量的变化过程划分为3个不同时段，即1960-1986年(基准期)、1987-2002年(变化Ⅰ期)、2003-2013年(变化Ⅱ期)，且对累积降水量和累积径流量与年份的关系进行线性回归分析，结果见图7。由图7可看出，3个时段的累积降水量和累积径流量的线性回归方程R2值均大于0.99，表明年降水量与年径流量在各时段的相关性极好。

图7 1960-2013年不同时段乌江上游累计降水量和累积径流量与年份的线性关系

1960-2013年不同时段乌江上游流域累计降水量斜率及其变化率如表1所示。由表1可知，B与A时段相比，累计降水量斜率减小29.3 mm/a，减小率为2.43%；C与A时段相比，累计降水量斜率减小151.0 mm/a，减小率为12.51%；C与B时段比较，累计降水量斜率减小121.7 mm/a，减小率为10.33%。总体上研究期内降水量处于减少趋势，C时段的年降水量与A时段相比减少幅度最大。

表1 1960-2013年不同时段乌江上游流域累计降水量斜率及其变化率

1960-2013年不同时段乌江上游累计径流量斜率及其变化率如表2所示。由表2可知，B与A时段相比，累计径流量斜率减小5.29×108m3/a，减小率为4.76%；C与A时段相比，累计径流量斜率减小28.17×108m3/a，减小率为25.37%；C与B时段相比，累计径流量斜率减小22.88×108m3/a，减小率为21.64%。可看出径流量变化趋势与降水量变化相似，C时段的径流量与A时段相比减少幅度最大。

表2 1960-2013年不同时段乌江上游累计径流量斜率及其变化率

1960-2013年不同时段降水与人类活动对径流量变化的贡献率计算结果如表3所示。由表3可知，以A时段为基准期，B时段降水和人类活动对径流量变化的贡献率分别为50.93%和49.07%，C时段降水和人类活动对径流量变化的贡献率分别为49.30%和50.70%，说明人类活动对径流量变化的影响在逐渐增强；C时段与B时段相比，降水量对径流量变化的贡献率减小至47.75%，人类活动对径流量变化的贡献率增大至52.25%，说明该时段人类活动已成为影响径流量变化主要因素。

表3 1960-2013年不同时段乌江上游降水和人类活动对径流量变化的贡献率

综上所述，1960-1986年时段，降水是影响乌江上游径流量变化的主要因素，该时段经济欠发达，人类活动影响程度相对较小。1987-2002年时段，乌江上游降水量和径流量整体均呈减少趋势，降水对径流量变化的贡献率为50.93%，降水在一定程度上增加了径流量。2003-2013年时段，流域的人类活动和降水对径流量的影响发生了变化，前者在逐渐增强，后者在逐步减弱，也验证了贵州省从2000年后实施的“退耕还林”政策和水土保持等相关工作发挥了保护作用。

4 讨论

径流量发生变化的影响因素主要有两个方面，首先是诸如降水和蒸发等气候因素变化对径流量产生的影响，其次是人类活动等直接改变了下垫面状态，从而使流域的产汇流机制发生变化[31]。气候变化对径流量有重要影响，主要是由于降水和气温的变化导致径流量的变化，考虑到乌江上游平均海拔较高，年气温变化不显著，对径流量变化的影响甚微，故本次研究不考虑气温蒸发因素。降水在产流中起着至关重要的作用，产流是径流补给的主要来源。对图2中乌江上游12个气象站的年降水量数据进行分析可知，全流域各年代的降水量差异不大，研究区降水量和径流量呈正相关关系，基本符合降水多则径流大的规律。

水利工程措施也是人类活动影响径流变化的直接因素，乌江上游已建成多个水电站，其中三岔河上有普定水电站(建于1995年)、引子渡水电站(建于2003年)，六冲河上有洪家渡水电站(建于2004年)，流域出口处有东风水电站(建于1994年)，这些水利工程具有储蓄径流和泥沙的作用，通过对上游来流进行调蓄，削减洪峰流量，减小了对下游的危害，在一定程度上也改善了年径流量分配的不均衡性[31]。洪家渡水电站是整个乌江流域对水量具有调节作用的“龙头”电站，能够对整个上游流域的多年径流量进行分配利用，其在2001年开始建设并截流，在2004年建成运行；鸭池河水文站径流量的突变年份为2002年，恰好证明此突变年份是水电站建设对径流量造成的影响。受东风水电站建设影响，1994年鸭池河水文站径流量也开始出现减少趋势，据统计，1960-1994年该水文站多年平均径流量为105.30×108m3，1995-2013年多年平均径流量为97.24×108m3。

本文采用经验性统计方法(SCRCQ)计算1960-2013年乌江上游气候变化和人类活动对径流量变化的贡献率，由于忽略了蒸散发和地下水变化可能造成的影响，因而其计算结果存在一定误差。本研究以降水作为气候因素、以人类活动等综合行为代表所有非自然因素，来识别分析对径流变化的影响，因此仅探讨了降水和人类活动对径流量变化的综合而非具体的影响。未来应进一步定量分析其他气象因素对径流量变化的影响，采用适于喀斯特山区的水文模型来研究气候变化和人类活动对径流量变化的影响，并对未来降水量和径流量做出变化趋势预测分析。