1956—2021 年疏勒河上游山区洪水变化特征研究

2023-09-28王学良陈仁升刘俊峰曹珊珊

干旱区地理(汉文版) 2023年8期

王学良，陈仁升，刘俊峰，曹珊珊

（1.中国科学院西北生态环境资源研究院黑河上游生态-水文试验研究站，甘肃兰州 730000；2.中国科学院大学，北京 100049；3.甘肃省平凉水文站，甘肃平凉 744000；4.甘肃省水文站，甘肃兰州 730000）

河流洪水是人们最关心的自然灾害问题之一。根据联合国有关部门的统计数据，1995—2015 年洪水是全世界所有记录自然灾害中最频繁的事件，占所有灾害的43%，全球每年平均损失估计为1040×108USD［1］。洪水产生的影响和不同区域内洪水的变化特征已经引起了广泛的关注，并成为世界范围水文学领域许多研究的焦点［2-4］。如洪水的幅度和频次的增加或减少与区域范围内的温度上升、强降水和水文循环加速等水文要素有关［5-7］。

从已有研究来看，与气候变化有关的洪水变化特征已经成为许多研究的热点问题，主要涵盖洪水事件的量级、频次和时间变化的影响［5-10］。最近的研究表明，欧洲范围的气候变化不仅改变了洪水的发生时间，而且由于秋季和冬季增加的降水导致了西北欧地区洪水的增加，相反由于降水减少、温度升高和蒸发量增加导致东南部洪水的减少［5-6］。已有学者在中国西北的干旱和半干旱地区也开展了一些研究，如Zhang 等［11］发现20 世纪90 年代后塔里木河流域的洪水规模呈现增加的趋势，特别是位于高纬度的河流。蒋军新等［12］和毛炜峄等［13］发现天山山脉的典型流域，如阿克苏河、托什干河、库玛拉克河、玛纳斯河和乌鲁木齐河，在过去50 a，随着气候变化的影响，洪水量级明显增加。Wang等［14］也发现1970—2019 年发源于祁连山的12 条河流洪水以夏季小洪水为主，洪水频次呈上升趋势，东部和西部地区存在差异，东部地区在减少，西部地区在增加。疏勒河正好位于祁连山和河西走廊的西部，研究表明上游出山口昌马堡水文站多年平均径流量约10.3×108m3［15］，上游的来水量对极度缺水的中下游干旱地区经济社会发展至关重要。疏勒河流域主要受高原季风和西风带的交汇影响［16-17］，上游山区高大山系分布较多，冰川和积雪发育，径流主要由降水和冰雪融水形成［18］。因此，在气候变化背景下，分析和探究疏勒河历史时期的洪水变化规律，对中下游人民财产安全和经济社会发展具有重要意义。

研究基于过去60 多年疏勒河上游昌马河出山口昌马堡水文站的长序列实测洪水数据，采用年最大洪水（Annual maximum peak discharge，AMPD）系列、超定量阈值洪水（Peaks-over-threshold，POT3M）系列和基于广义极值（Generalized extreme value，GEV）分布不同级别洪水系列，分析了1956—2021年昌马堡水文站洪水系列的幅度和频次变化趋势，并试图探究洪水的变化特征与气候变化的归因关系。以期为当地防汛抢险、水利工程建设及调度管理、水资源管理等提供决策依据。

1 研究区概况

研究区概况如图1 所示。疏勒河发源于祁连山脉的岗格尔肖合力岭，河源高程4737 m，干流全长583 km，集水面积4.13×104km2，地理位置介于92°54′～99°14′E，38°36′～41°34′N之间。从河源到昌马峡出山口（昌马堡水文站）为疏勒河上游，称之为昌马河，河流长347 km，集水面积约为1.10×104km2，地理位置介于96°42′～99°00′E，38°18′～39°54′N 之间。干流从河源区开始由东南向西北穿行于托来南山与疏勒南山之间，两山分水岭高程一般在4000 m 以上，其中疏勒南山的最高峰是宰吾吉勒峰，高程为5808 m，是祁连山脉的最高峰。上游海拔高程介于2080～5808 m，平均海拔3944 m，地形上主要由大雪山、疏勒南山、托来南山和疏勒河谷地组成，两侧山区地势高峻、地形陡峭，谷地地形相对平缓［19］。疏勒河上游由于海拔高，气候寒冷，成为现代山岳冰川和冻土发育区。冰川主要分布于疏勒河谷两侧的大雪山、疏勒南山和托来南山海拔4248 m 以上的区域，覆盖面积达469.5 km2，约占流域面积的4.3%［14,18］。研究区总体呈现高原山地气候特征。

2 数据与方法

2.1 数据来源

选取疏勒河上游昌马河出山口昌马堡水文站为洪水观测站点，流域内鱼儿红雨量站和周边托勒气象站为气象观测站点。鱼儿红雨量站位于上游区间有连续降水观测资料，本文参考河源区周边托勒气象站的数据对比分析洪水变化特征对降水和气温变化的响应。水文站和气象站信息如图1 和表1 所示。洪水数据采用昌马堡水文站1956—2021 年洪水观测值。昌马堡水文站和鱼儿红雨量站的数据来源于《中华人民共和国水文年鉴》，托勒气象站的数据来源于中国气象局信息中心（http://data.cma.cn）。

表1 研究区观测站点基本信息Tab.1 Basic information of observation stations in the study area

2.2 研究方法

2.2.1 Sen’s slope估计采用Sen’s slope 估计［20］分析疏勒河昌马堡水文站AMPD 洪水系列、POT3M 洪水系列和基于GEV 分布不同级别洪水系列的幅度和频次变化趋势，以及鱼儿红雨量站和托勒气象站的气温和降水变化趋势。

式中：β为正值或负值表示上升或下降趋势，其值的大小表示趋势的斜率倾斜程度；xj和xk为时间序列数据，且xj和xk代表时间j和k的数据值。

2.2.2 Mann-Kendall检验法采用Mann-Kendall检验法（M-K检验）对疏勒河昌马堡水文站AMPD 洪水系列、POT3M洪水系列和基于GEV分布不同级别洪水系列的幅度和频次变化趋势，以及鱼儿红雨量站和托勒气象站的气温和降水变化趋势进行分析。M-K检验法是一种广泛应用于水文和气象要素时间序列趋势分析的非参数检验方法。M-K检验法所选的样本不必先假设服从正态分布，也不受个别奇异特征数值的影响，其详细表达式见参考文献［21-22］。

2.2.3 POT3M洪水系列抽样方法POT3M 洪水系列中，洪水阈值的选择目前还尚无公认的客观方法［23］。部分学者通过试算确定平均每年发生洪水次数介于2.4～3.0之间对应的洪水流量为阈值，本研究最终通过试算确定洪水发生的频次为2.7 场·a-1。为了使抽样洪水洪峰的独立性假设可以成立，采用了Lang 等［24］提出的洪水独立性判别方法，同时考虑了在中国西北干旱和半干旱地区应用的POT 抽样方法［11-12］。在本研究中，所有抽样的洪水洪峰在持续时间（D）和中间最小流量（Qmin）方面都符合以下2个条件：

式中：D为两场连续洪水洪峰流量之间的洪水持续时间（d）；A为集水面积（km2）；Qmin为两场连续洪水洪峰流量Q1和Q2之间的最小流量（m3·s-1）。

2.2.4 基于GEV分布不同级别洪水系列抽样方法基于GEV 分布拟合AMPD 洪水系列频率分布曲线，采用K-S 检验法和PPCC 检验法进行拟合优度检验和相似程度评价［25］。检验通过后计算洪水理论重现期并确定其相应的洪水流量阈值，根据不同重现期的洪水流量阈值将洪水等级分类为小洪水、中洪水和大洪水。对于干旱和半干旱地区的疏勒河来说，每年的洪水数量较少，参考《水文情报预报规范（GB/T 22482-2008）》中对洪水等级的划分，确定相应洪水等级分为：小洪水（重现期＜5 a）；中洪水（5 a＜重现期＜20 a）；大洪水（重现期＞20 a）。

GEV分布函数为：

式中：x为洪水序列数据；ξ为形状参数；σ为尺度参数；μ为位置参数。当ξ＜0时，服从Weibull分布；当ξ=0 时，服从Gumbel 分布；当ξ＞0 时，服从Frechet 分布。本研究采用极大似然估计法对GEV 分布进行参数估计，其似然函数为：

式中：n为时间序列长度；xi为时间i的洪水序列数据。

3 结果与分析

3.1 AMPD洪水系列变化特征

1956—2021年疏勒河昌马堡水文站AMPD洪水系列变化特征如图2和表2所示。年最大洪峰流量变异系数值为0.43，极值比为8.05，年际变化幅度极大，最大洪峰流量出现在1999年，为718 m3·s-1，而最小洪峰流量出现在1956年，为89.2 m3·s-1。从线性变化趋势和5 a 平滑曲线来看，AMPD 洪水系列为增加趋势，线性倾向率为1.066，1956—1987 年为保持平稳期，且大多数年份AMPD值小于距平值，1988—2021年为增加趋势，且1999 年以后大多数年份AMPD 值明显大于距平值。M-K检验中AMPD 洪水系列通过了显著性水平0.01的检验，为显著性增加趋势。

表2 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站AMPD洪水系列变化特征Tab.2 Characteristics of AMPD flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

图2 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站AMPD洪水系列幅度变化趋势Fig.2 Trend in the magnitude of AMPD flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.2 POT3M洪水系列变化特征

3.2.1 POT3M洪水系列幅度变化POT3M 洪水系列幅度变化趋势如图3所示。从线性变化趋势和5 a平滑曲线来看，洪水幅度为增加趋势。与AMPD 洪水系列相似，1956—1990 年为保持平稳期，有小幅波动，除1981年为正距平外，其余大部分为负距平；1991—2021年为波动增加趋势。M-K检验中POT3M洪水系列的幅度变化通过了显著性水平0.01 的检验，为显著性增加趋势。

图3 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站POT3M洪水系列幅度变化趋势Fig.3 Trend in the magnitude of POT3M flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.2.2 POT3M洪水系列频次变化

POT3M洪水系列频次变化趋势如图4所示。从线性变化趋势和5 a平滑曲线来看，洪水频次为增加趋势。1956—1985 年有小幅波动，大体为平稳期；1986—2021 年为波动性增加趋势。与POT3M 洪水系列的幅度变化不同，M-K 检验中频次变化通过了0.05的显著性检验，为显著性增加趋势。

图4 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站POT3M洪水系列频次变化趋势Fig.4 Trend in the frequency of POT3M flood series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3 基于GEV分布的洪水变化特征

3.3.1 不同级别洪水的重现期阈值计算采用GEV分布拟合疏勒河昌马堡水文站AMPD 洪水系列，拟合参数和拟合优度检验值见表3。从表3 的结果分析可知，形状参数（ξ）大于0，服从Frechet 分布。KS 检验值为0.109，小于显著性水平0.05 的临界值0.196，拟合精度良好。PPCC 检验值为0.95，表明昌马堡水文站AMPD 洪水系列服从GEV 分布的Frechet 分布，且高度相关。GEV 分布对分析计算疏勒河昌马堡水文站的重现期阈值有很好的可靠性。同时采用MATLAB 软件程序计算1956—2021年疏勒河昌马堡水文站的重现期阈值，结果如表4所示。

表3 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站AMPD系列拟合参数与检验值Tab.3 Fitted parameters and test values of the AMPD series at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

表4 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站重现期阈值Tab.4 Threshold values of the return period at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3.2 不同级别洪水频次变化采用GEV 分布分别计算大洪水（重现期＞20 a）、中洪水（5 a＜重现期＜20 a）和小洪水（重现期＜5 a）的频次变化趋势（图5）。1956—2021 年洪水发生的频次主要以小洪水为主，Sen’s slope 估计倾向率为0.085，且M-K 检验中总洪水的频次通过了0.01 的显著性检验，洪水频次变化为显著性增加趋势。

图5 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站不同级别洪水频次变化趋势Fig.5 Trend in the frequency of different levels of floods at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.3.3 不同年代际的洪水频次变化从图6 可以看出，1956—2021 年疏勒河昌马堡水文站不同年代际洪水频次总体为增加趋势。各年代相比较而言，1950s—1960s 洪水发生频次较少，1970s 开始增加，且1970s—2000s 为保持平稳期，2010s 达到洪水发生频次最大值。总体来看，疏勒河洪水发生频次演变趋势为由少向多转换。

图6 1956—2021年疏勒河昌马堡水文站不同年代际洪水频次Fig.6 Frequency of interdecadal floods at Changmabao hydrological station in the Shule River from 1956 to 2021

3.4 降水和气温变化特征

由图7 和图8 可知，1956—2021 年鱼儿红雨量站和托勒气象站的年降水量以及托勒气象站的气温总体呈现显著性增加的趋势。鱼儿红雨量站和托勒气象站的多年平均降水量分别为140.3 mm 和302.4 mm，Sen’s slope 估计倾向率为6.9 mm·(10a)-1和15.3 mm·(10a)-1；托勒气象站的多年平均气温为-2.4 ℃，Sen’s slope 估计倾向率为0.35 ℃·(10a)-1。由图9 可知，托勒气象站单场次降水量＞10 mm 的降水日数和年平均降水强度都为增加趋势。由图7～9分析可知，1987—2021 年降水量和气温为正距平，且为持续增加态势。

图7 1956—2021年托勒气象站和鱼儿红雨量站年降水量变化趋势Fig.7 Trends of annual precipitation at Tuole meteorological station and Yu’erhong rainfall station from 1956 to 2021

图8 1956—2021年托勒气象站气温变化趋势Fig.8 Trend of temperature change at Tuole meteorological station from 1956 to 2021

图9 1956—2021年托勒气象站降水要素变化趋势Fig.9 Trends in precipitation elements at Tuole meteorological station from 1956 to 2021

4 讨论

疏勒河上游区域大部分属于高海拔山区范围，从河源区至昌马堡水文站区间，海拔高差达2000多米，区间流域地形、坡度和下垫面等都有差异，上游区域主要受高原季风和西风带大气环流系统的交汇影响，属于西风带气候区。通过分析流域内鱼儿红雨量站和周边托勒气象站的降水变化可知（图7、图9），过去几十年，疏勒河流域的降水量呈持续增加趋势，尤其是夏季降水量占总降水量比重越来越大［16-17］。已有研究成果也证实了降水量的变化趋势，如施雅风等［26］早在21 世纪初期研究发现，从1987 年开始整个西北地区的气候由暖干向暖湿转型，表现为温度上升、降水量增加、冰川消融量和径流量连续多年增加；蓝永超等［27］、徐浩劫等［28］研究发现，疏勒河上游降水量总体为增加趋势。从托勒气象站的气温变化趋势可知（图8），1987—2021 年气温为显著性增加趋势。已有研究发现，1956—2010 年疏勒河河源区的年平均气温以0.40 ℃·(10a)-1的倾向率显著性升高［27］；中国西北干旱区气温的低温极值在1986 年左右突变后呈现为显著性增加趋势［29-30］。在温升背景下，与冰川、积雪和冻土等冰冻圈要素相关的下垫面变化，对疏勒河等西部寒区流域产流机制已产生了显著的影响［31-32］。第一次冰川编目（1956—1983 年）和第二次冰川编目（2005—2010 年）数据的相关研究成果［33-34］显示，疏勒河冰川覆盖面积和冰储量为660 条河509.87 km2左右。随着温度逐渐升高，1960 年以来疏勒河冰川融水呈现增加趋势［35］。Liu 等［18］研究发现，在1960s—2010s 期间气候持续变暖影响下，冰川融水对疏勒河的融水占比达到42.2%。对比分析鱼儿红雨量站和托勒气象站的降水和气温要素与昌马堡水文站洪水发生的幅度和频次，结果为正相关关系，变化趋势大体一致。