王永強(qiáng)，劉志明，袁 喆，鄢 波，李玉娟

（1．長(zhǎng)江水利委員會(huì) 長(zhǎng)江科學(xué)院，湖北 武漢 430010；2．流域水資源與生態(tài)環(huán)境科學(xué)湖北省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，湖北武漢430010）

在以升溫為主要特征的全球氣候變化背景下，水循環(huán)加劇導(dǎo)致水資源的時(shí)空分布格局發(fā)生改變，進(jìn)而影響人類社會(huì)的發(fā)展和生態(tài)環(huán)境。研究氣候變化對(duì)區(qū)域地表水資源量的影響，主要是分析氣候變化引起的區(qū)域氣溫、降水、蒸發(fā)等水文要素的變化對(duì)區(qū)域地表水資源量的影響，可反映大時(shí)空尺度下水循環(huán)主導(dǎo)特征和本構(gòu)關(guān)系。評(píng)估氣候變化對(duì)地表水資源的影響，可為水資源的規(guī)劃管理、開(kāi)發(fā)利用、效益挖潛以及生態(tài)環(huán)境保護(hù)等提供科學(xué)依據(jù)，是當(dāng)前全球變化和水資源領(lǐng)域研究的熱點(diǎn)之一［1-3］。

氣候變化對(duì)水資源的影響評(píng)估遵循“氣候情景—水文模擬—影響評(píng)估”的思路。分布式水文模型是當(dāng)前用于評(píng)估氣候變化對(duì)水資源影響的重要工具，但在建模過(guò)程中，需要翔實(shí)的氣象、水文、下墊面條件、社會(huì)經(jīng)濟(jì)等數(shù)據(jù)資料，難以在大尺度上進(jìn)行推廣和應(yīng)用，且需要率定的參數(shù)較多，存在異參同效的問(wèn)題；此外，分布式水文模型多適用于月尺度和日尺度的模擬，并不適用于年與多年尺度均值的模擬。如何構(gòu)建氣候變化背景下流域年尺度地表水資源模擬模型，是評(píng)估／預(yù)估氣候變化對(duì)地表水資源影響的關(guān)鍵。

水熱平衡方程［4-5］從宏觀角度闡述區(qū)域降水、蒸發(fā)和能量之間關(guān)系，國(guó)內(nèi)外專家學(xué)者結(jié)合該方程開(kāi)展了大量相關(guān)研究［7-9］?；贐udyko曲線的水熱平衡方程因簡(jiǎn)單實(shí)用而備受關(guān)注，從20世紀(jì)50年代至今，很多學(xué)者致力于完善Budyko假設(shè)研究［9-12］。我國(guó)氣候?qū)W家傅抱璞［10］提出了Budyko方程的微分形式，并給出了解析表達(dá)式，引起了國(guó)際同行的關(guān)注［11］。楊大文等［3］基于水熱平衡方程，指出實(shí)際蒸發(fā)量與降雨量和潛在蒸發(fā)量的同步性關(guān)系密切，提出能用于任意時(shí)間尺度上的水熱耦合平衡方程并進(jìn)行了驗(yàn)證［13］。相關(guān)學(xué)者基于下墊面因素的Budyko水熱耦合平衡假設(shè)，依據(jù)不同流域的長(zhǎng)系列徑流數(shù)據(jù)，分別構(gòu)建了氣候變化和人類活動(dòng)對(duì)徑流變化影響的經(jīng)驗(yàn)公式［15-16］，定量分析了氣候變化和人類活動(dòng)對(duì)徑流量的作用程度［17-18］等。上述研究表明，水熱平衡模型可用于分析氣候變化對(duì)區(qū)域水資源量的影響，改變了以往區(qū)域水資源評(píng)估中將氣候變化與下墊面條件割裂的情況，能夠從較大的時(shí)空尺度分析水資源演變的宏觀規(guī)律。因此，本文基于Budyko曲線的水熱平衡模型對(duì)黃河花園口以上流域水資源量進(jìn)行模擬，分析近50 a來(lái)該區(qū)域的氣象水文演變規(guī)律，從宏觀視角分析氣候變化引起的降水和氣溫變化對(duì)水資源量的影響，以期為研究區(qū)域水資源規(guī)劃、挖潛、利用以及生態(tài)環(huán)境保護(hù)提供參考。

1 基于水熱耦合平衡的區(qū)域地表水資源量模擬及氣候變化影響評(píng)估

1．1 水量平衡和能量平衡

依據(jù)水量平衡原理，對(duì)于某一區(qū)域（流域），其水文氣候特征存在如下關(guān)系：

式中：P為降水量；E為蒸發(fā)量；R為徑流量；ΔS為區(qū)域（流域）蓄水量的變化量，對(duì)于較長(zhǎng)時(shí)間尺度而言，ΔS接近于0。

蘇聯(lián)著名氣候?qū)W家Budyko的研究結(jié)果表明：式（1）中的蒸發(fā)量（E）主要由水分和能量之間的平衡決定［10］。 基于此，用降水量和潛在蒸發(fā)量（E0）來(lái)表征水分條件和能量條件，并用經(jīng)驗(yàn)關(guān)系曲線來(lái)描述區(qū)域（流域）降水量、潛在蒸散發(fā)量和實(shí)際蒸散發(fā)量之間的定量關(guān)系（見(jiàn)圖1）。由圖1可知，在極端干旱條件下（E0／P→∞），全部降水量都將轉(zhuǎn)化為蒸發(fā)量（E／P→1）；在極端濕潤(rùn)條件（E0／P→0）下，可用于蒸散發(fā)的能量都將轉(zhuǎn)化為潛熱（E／E0→1）。

圖1 Budyko曲線

Budyko曲線表達(dá)式為

式中：E0為蒸發(fā)能力，即潛在蒸發(fā)量。

我國(guó)氣候?qū)W家傅抱璞［10］對(duì)Budyko假設(shè)的曲線形式進(jìn)行了推導(dǎo)，得到的解析表達(dá)式為

式中：ω為經(jīng)驗(yàn)參數(shù)，與土地利用類型有關(guān)。

1．2 Budyko水熱耦合平衡模型

在水文學(xué)研究中，通常采用水量平衡分析法和能量平衡法構(gòu)建水均衡模型以模擬流域水循環(huán)規(guī)律。將式（3）代入式（1）中，可以得到基于Buydko曲線的水熱耦合平衡模型：

式中E0可采用聯(lián)合國(guó)糧農(nóng)組織（FAO）推薦的Penman-Monteith方法計(jì)算，參數(shù)ω的值可通過(guò)給定時(shí)段的徑流（R）、降水（P）和潛在蒸發(fā)（E0）數(shù)據(jù)率定得到。采用判定系數(shù)（R2）、Nash-Sutcliffe效率系數(shù)（NSE）［19］和相對(duì)誤差（RE）3 個(gè)指標(biāo)對(duì)模型模擬效果進(jìn)行評(píng)價(jià)：

式中：qobs（t）和qsim（t）分別為月徑流量的實(shí)測(cè)值和模分別為月徑流量實(shí)測(cè)值的平均值和模擬值的平均值。

當(dāng)R2和NSE越接近于1、RE越接近于0時(shí)，模擬效果越優(yōu)；當(dāng) NSE≥0．75時(shí)，模型模擬效果較優(yōu)；當(dāng)0．36＜NSE＜0．75 時(shí)，模型模擬效果基本滿意；當(dāng) NSE≤0．36 時(shí)，模型模擬效果較差［20］。

1．3 氣候變化對(duì)地表徑流影響評(píng)估

利用式（4）可評(píng)估不同氣候條件下降水和氣溫變化對(duì)地表徑流量的影響，即假設(shè)降水和氣溫按一定幅度變化，形成假定的氣候變化情景。氣候變化對(duì)地表徑流影響評(píng)估的表達(dá)式為

式中：ΔP和 ΔT分別為降水和氣溫的變化幅度；δ（ΔP，ΔT）為氣候變化對(duì)地表徑流的影響；f為降水、蒸發(fā)和徑流之間的關(guān)系，即式（4）中的水熱耦合平衡模型。

2 實(shí)例分析

選取黃河流域花園口以上區(qū)域（見(jiàn)圖2）進(jìn)行研究。徑流數(shù)據(jù)來(lái)源于花園口水文站觀測(cè)的1961—2011年逐月天然徑流量，該站控制流域面積為73．0萬(wàn)km2，占黃河流域總面積的91．9%；氣象水文數(shù)據(jù)來(lái)源于國(guó)家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)共享服務(wù)平臺(tái)（http：／／data．cma．cn），包括流域內(nèi)和周邊127個(gè)氣象站1961—2011年的降水量、最高氣溫、最低氣溫、太陽(yáng)輻射、風(fēng)速和相對(duì)濕度等觀測(cè)資料。

圖2 研究區(qū)地理位置

2．1 近50 a來(lái)黃河花園口以上區(qū)域氣象水文演變規(guī)律

采用反距離加權(quán)法（IDW）對(duì)氣象站降水和氣溫?cái)?shù)據(jù)進(jìn)行空間插值，獲取黃河流域降水和氣溫?cái)?shù)據(jù)系列，見(jiàn)圖3。從圖3可看出：1961—2011年，黃河流域年降水量呈減小趨勢(shì)，年降水量變化傾向率為0．756 mm／a，未通過(guò)Mann-Kendall顯著性檢驗(yàn)；氣溫呈明顯上升趨勢(shì)，上升速率為 0．029℃／a，通過(guò)了 Mann-Kendall顯著性檢驗(yàn)（顯著性水平α＝0．01）。

從空間上看，1961—2011年除黃河上游地區(qū)年降水量呈現(xiàn)出增大趨勢(shì)外，大部分地區(qū)降水量均表現(xiàn)出減小的態(tài)勢(shì)（見(jiàn)圖4（a））；黃河上中游地區(qū)升溫幅度較大，尤其是黃河龍羊峽以上與下河沿—河口鎮(zhèn)地區(qū)，溫升幅度在 0．030 ℃ ／a以上（見(jiàn)圖 4（b））。

圖5為花園口站1961—2011年年徑流深變化情況，可以看出，黃河花園口以上區(qū)域年徑流深呈顯著的下降趨勢(shì)（α＝0．01），近50 a來(lái)徑流深變化傾向率為0．527 mm／a。 1986—2011 年年均天然徑流深為 62．5 mm，比1961—1985年的年均值79．0 mm 減小20．9%。

2．2 基于水熱耦合平衡的區(qū)域地表水資源量評(píng)估模擬

圖3 黃河花園口以上區(qū)域降水與氣溫年際變化

圖4 1961—2011年黃河花園口以上區(qū)域降水與氣溫變化傾向率空間分布

圖5 黃河花園口以上區(qū)域年徑流深變化曲線

采用雙累積曲線法（DMC）對(duì)1961—2011年黃河花園口以上區(qū)域降雨—徑流資料進(jìn)行一致性分析（見(jiàn)圖6），結(jié)果表明：雙累積曲線的平均坡度在1985年之前較陡，在1985年之后較緩，即降水—徑流關(guān)系在1985年發(fā)生變化。進(jìn)一步對(duì)1985年之前和1985年之后兩個(gè)時(shí)段的降水—徑流關(guān)系進(jìn)行分析可知，1985年之后的徑流系數(shù)為0．15，比1985年之前的減小了15．9%。鑒于1985年為水文系列的分界點(diǎn)，分別對(duì)1961—1985年和1986—2011年兩個(gè)時(shí)段建立水熱耦合平衡模型。由于本研究所構(gòu)建的水熱耦合平衡模型適用于多年平均條件，因此對(duì)于模型的率定和校驗(yàn)采用5 a滑動(dòng)平均系列。

圖6 黃河花園口以上區(qū)域降水—徑流雙累積曲線和降水—徑流關(guān)系

采用1963—2009年黃河流域5 a滑動(dòng)平均徑流深系列對(duì)模型進(jìn)行率定和驗(yàn)證。圖7為地表徑流深模擬值與實(shí)測(cè)值，水文系列變異前，率定得到的參數(shù)ω值為2．145，率定期NSE和R2在0．8以上，驗(yàn)證期NSE和R2在0．6以上，水量平衡誤差不超過(guò)2%；水文系列變異后，率定得到的參數(shù)ω值為2．233，率定期NSE和R2在 0．8 以上，驗(yàn)證期NSE和R2在 0．55 以上，水量平衡誤差（RE）不超過(guò)3%（見(jiàn)表1）。模擬結(jié)果表明，應(yīng)用流域尺度水熱耦合平衡模型進(jìn)行黃河花園口以上區(qū)域地表徑流深模擬是可行的，適用于后續(xù)評(píng)估研究。

圖7 黃河花園口以上區(qū)域地表徑流深模擬值與實(shí)測(cè)值對(duì)比

表1 流域尺度水熱耦合平衡模型模擬效果評(píng)價(jià)結(jié)果

2．3 氣候變化對(duì)地表水資源量的影響評(píng)估

為評(píng)估黃河花園口以上區(qū)域地表水資源量對(duì)降水和氣溫變化的響應(yīng)，假定降水相對(duì)于基準(zhǔn)期（1961—1990年）分別變化±30%、±20%和±10%，氣溫分別變化±3℃、±2℃和±1℃，得到49種假設(shè)氣候變化情景（見(jiàn)表 2）。

表2 黃河花園口以上區(qū)域氣候變化情景

利用1961—2011年黃河花園口以上區(qū)域月均氣溫（Tm）數(shù)據(jù)和逐月潛在蒸發(fā)量（ET0）數(shù)據(jù)，建立Tm—ET0之間的統(tǒng)計(jì)關(guān)系。結(jié)果表明：1—6月Tm—ET0近似符合線性關(guān)系，7—12月Tm—ET0則近似符合指數(shù)關(guān)系（見(jiàn)圖8）。根據(jù)表2設(shè)置的假定氣候變化情景，基于Tm—ET0統(tǒng)計(jì)關(guān)系，可得到不同情景下的潛在蒸發(fā)量（見(jiàn)圖9）。

圖8 月均氣溫與潛在蒸發(fā)量之間的關(guān)系

圖9 不同溫度條件下潛在蒸發(fā)量變化情況

根據(jù)表2與圖9，結(jié)合所構(gòu)建的地表水資源量模擬模型，評(píng)估不同假設(shè)氣候變化情景下黃河流域地表徑流深變化，結(jié)果見(jiàn)圖10。從圖10可看出，隨著氣溫升高，更多的降水轉(zhuǎn)化為蒸發(fā)，徑流量減??；降水越豐沛蒸發(fā)量越大，地表徑流深減小幅度越大，在降水量增大30%的情景下，氣溫每升高1℃，地表徑流深減小11．2%，而在降水減小30%的情景下，氣溫每升高1℃，地表徑流深減小3．3%；降水量與地表徑流深存在明顯的非線性關(guān)系，隨著降水增多，降水轉(zhuǎn)化為徑流的比例逐步增大。按照近似的線性關(guān)系估算，在降水量不變的情況下，氣溫每升高1℃，地表徑流深減小6．8%；在氣溫不變的情況下，降水量每增大10%，地表徑流深增大21．3%。

圖10 氣溫、降水量變化對(duì)地表徑流深的影響

3 結(jié) 語(yǔ)

在對(duì)黃河流域近50 a氣象水文要素進(jìn)行分析的基礎(chǔ)上，構(gòu)建了基于水熱耦合平衡的區(qū)域地表水資源量模擬模型，識(shí)別了研究區(qū)對(duì)不同降水量和氣溫變化條件的響應(yīng)。氣候變化影響評(píng)估結(jié)果表明：在黃河花園口以上區(qū)域，若降水條件不變，氣溫每升高1℃，地表徑流深減小6．8%；若氣溫條件保持不變，降水量每增大10%，地表徑流深增大21．3%。

基于流域年尺度的水量平衡與能量平衡原理，建立降水、蒸發(fā)、下墊面要素和徑流量的函數(shù)表達(dá)式，是以年尺度上的簡(jiǎn)化形式來(lái)描述流域水循環(huán)，所采用模型結(jié)構(gòu)簡(jiǎn)單、輸入?yún)?shù)少，忽略流域地表-土壤-地下調(diào)蓄過(guò)程，易于推廣和應(yīng)用。由于人類活動(dòng)對(duì)水資源影響具有復(fù)雜性和不確定性，因此本文未考慮取用水和下墊面變化等人類活動(dòng)因素對(duì)地表水資源量的影響，有待下一步深化研究。