呂向林，姬世保，仇亞琴，郝春灃，楊 月

(1.中國(guó)水利水電科學(xué)研究院流域水循環(huán)模擬與調(diào)控國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100078；2.天津科技大學(xué)濱海地下水利用與保護(hù)研究室，天津 300450)

基流是地表徑流的重要組成部分，基于徑流成分的傳播時(shí)間，將徑流劃分為直接徑流和基流，其中直接徑流由地表產(chǎn)流和快速壤中流組成，基流由慢速壤中流和地下水組成[1]。由于地下水以及慢速壤中流較為穩(wěn)定，變化過(guò)程較長(zhǎng)，與直接徑流相比基流對(duì)降水的響應(yīng)比較緩慢。在無(wú)人類(lèi)影響情況下，基流量較為穩(wěn)定，是枯水期徑流的主要組成部分?；髁烤哂斜３趾哟◤搅髁俊⒕S持河道內(nèi)生態(tài)環(huán)境以及種群生態(tài)、通過(guò)沖沙保持河床深度等多種重要功能。流域水文循環(huán)中基流參與不飽和含水層、地下水、地表徑流之間的水量交換，是水文循環(huán)的重要特征。此外，基流量也可以用來(lái)檢驗(yàn)分布式水文模型的模擬結(jié)果是否合理。

目前基流研究主要集中在基流分割方法、基流變化特征、影響因素分析等方面，此外，生態(tài)基流最近逐漸成為研究熱點(diǎn)?；鞣指罘椒ㄖ饕袛?shù)字濾波法、滑動(dòng)最小值法、時(shí)間步長(zhǎng)法(hydrograph separation program, HYSEP)以及水文模型法[2]。一些學(xué)者認(rèn)為，滑動(dòng)最小值法以徑流量的下包線作為基流，將一部分洪水退水期水量算作基流量，使得基流量偏大[3]。水文模型法需要數(shù)據(jù)較多，其中物理模型的參數(shù)優(yōu)化非常復(fù)雜。數(shù)字濾波法需要數(shù)據(jù)較少，易于計(jì)算機(jī)自動(dòng)實(shí)現(xiàn)，是近年來(lái)國(guó)際上普遍應(yīng)用的基流分割方法[4]。雷泳南等[5]基于數(shù)字濾波法對(duì)窟野河流域進(jìn)行基流分析，發(fā)現(xiàn)流域基流量下降趨勢(shì)極為顯著，基流量變化主要驅(qū)動(dòng)因素是流域內(nèi)煤礦開(kāi)采和地下水超采。董薇薇等[6]針對(duì)祁連山疏勒河上游流域采用數(shù)字濾波法和滑動(dòng)最小值法進(jìn)行基流分割，分析了基流和基流指數(shù)BFI(基流量與徑流量的比值)的變化特征，并從氣溫和降水兩方面討論了疏勒河上游流域基流變化的主要影響因素。

1 研究區(qū)概況

汾河作為黃河的第二大支流，全長(zhǎng)713 km，流域面積39 721 km2，流經(jīng)忻州市、太原市等6市，流域面積占山西省總面積的25.5%，被譽(yù)為山西省的母親河。近年來(lái)，人類(lèi)活動(dòng)影響強(qiáng)烈，水土流失、煤礦大規(guī)模開(kāi)采、地下水超采等問(wèn)題改變了汾河流域的水循環(huán)路徑及水量交換過(guò)程。汾河流域基流量急劇減少，2000—2009年平均基流量?jī)H為1956—1959年的1/8，且下游出水口多年發(fā)生斷流情況，引發(fā)地面沉降、湖泊干涸、河道內(nèi)生物圈崩塌、魚(yú)類(lèi)洄游受阻等一系列嚴(yán)重生態(tài)環(huán)境問(wèn)題，嚴(yán)重威脅當(dāng)?shù)厣鐣?huì)經(jīng)濟(jì)可持續(xù)發(fā)展。本文選取汾河上游流域(111°21′E～112°29′E，37°40′N(xiāo)～38°58′N(xiāo))控制站蘭村站數(shù)據(jù)(圖1)，采用數(shù)字濾波法及HTSED對(duì)汾河流域上游地區(qū)進(jìn)行基流分割，刻畫(huà)基流變化特征，分析基流量變化的主要影響因素，以期為汾河流域社會(huì)經(jīng)濟(jì)可持續(xù)發(fā)展、生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供依據(jù)。

圖1 汾河上游流域及煤礦分布

2 研究數(shù)據(jù)與方法

2.1 研究數(shù)據(jù)

選擇汾河流域上游控制站蘭村水文站1956—2016年實(shí)測(cè)日徑流數(shù)據(jù)，分別采用單參數(shù)濾波法及HYSEP方法進(jìn)行基流分割得到日基流量，按時(shí)間計(jì)算年、月基流量。為使單位統(tǒng)一，本文統(tǒng)一將徑流量、基流量轉(zhuǎn)換成徑流深(mm)、基流深(mm)，即將流量與流域面積相除，反映單位面積的流量變化情況。降水?dāng)?shù)據(jù)來(lái)源于中國(guó)地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集(V3.0)，采用泰森多邊形法計(jì)算并對(duì)面積進(jìn)行加權(quán)平均得到平均面降雨量。1956—2008年原煤開(kāi)采量數(shù)據(jù)來(lái)自《山西能源經(jīng)濟(jì)60年》。

2.2 研究方法

a.數(shù)字濾波法。數(shù)字濾波法是國(guó)際上普遍應(yīng)用的基流分割方法，原始數(shù)據(jù)通過(guò)數(shù)字濾波器被分解為高頻信號(hào)和低頻信號(hào)，分別對(duì)應(yīng)地表徑流和基流[5,7]。本文采用Lyne于1979年首次提出，Nathan于1990年進(jìn)行改進(jìn)的基流分割方程：

(1)

式中：α為濾波參數(shù)；qi為i時(shí)刻的徑流量，m3/s；qb，i為i時(shí)刻的基流量,m3/s；qf,i-1為i-1時(shí)刻的地表徑流量，m3/s。

b.HYSEP法。HYSEP法使用3種方法劃分基流：固定時(shí)間間隔法、滑動(dòng)時(shí)間間隔法、局部最小值法[1,8-9]。利用經(jīng)驗(yàn)公式計(jì)算直接徑流持續(xù)時(shí)間N，時(shí)間間隔通常為介于3～11中與2N最為接近的奇數(shù)：

N=(2.95A)0.2

(2)

式中A為流域面積，km2。

c.Mann-Kendall(M-K)法。M-K法是一種非參數(shù)檢驗(yàn)方法，被廣泛應(yīng)用于時(shí)間序列變化趨勢(shì)特性的檢驗(yàn)，M-K法是根據(jù)樣本的秩次關(guān)系來(lái)判斷其序列趨勢(shì)性，受異常值影響較小也不需要樣本服從特定的分布特征。通過(guò)計(jì)算Z值來(lái)定量刻畫(huà)趨勢(shì)變化的顯著程度，常用于水文、氣象等非正態(tài)數(shù)據(jù)的趨勢(shì)分析。統(tǒng)計(jì)量Z>0表示時(shí)間序列具有上升趨勢(shì)，反之則具有下降趨勢(shì)。在給定顯著性水平α下若|Z|≥Z1-α/2則拒絕原假設(shè)即時(shí)間具有顯著的上升或下降趨勢(shì)。

d.Pettitt法。Pettitt法是一種利用秩和序列檢測(cè)突變的方法[10]，計(jì)算公式為

(3)

e.SCRAQ法。SCRAQ法由王隨繼等[11]2012年首次提出，該方法通過(guò)計(jì)算突變點(diǎn)前后累積降水量斜率的變化率與累積徑流量斜率變化率的比值，得到降水量對(duì)徑流量變化的貢獻(xiàn)率[12]：

(4)

式中：Cp為貢獻(xiàn)率；SPa、SPb分別為突變點(diǎn)后、突變點(diǎn)前累積降水量斜率；SRa、SRb分別為突變點(diǎn)后、突變點(diǎn)前累積徑流量斜率。

3 基流變化特征

3.1 基流分割方法適宜性分析

由基流的定義可知，基流是由慢速壤中流和地下水組成，汾河流域位于半干旱半濕潤(rùn)地區(qū)，在枯水期基流量占徑流量的大部分，二者變化趨勢(shì)相差不多，而在洪水期基流較徑流變化更為緩和，退水過(guò)程比徑流滯后。因此，為探究?jī)煞N不同基流分割方法在汾河流域的適用性及最佳參數(shù)值，選取流量過(guò)程特征明顯的枯水季洪水時(shí)段進(jìn)行研究。1961年9—10月洪水流量序列受人類(lèi)活動(dòng)影響較小且1961年為枯水年，符合研究需求。繪制數(shù)字濾波法在α分別取值0.900、0.925、0.950、0.975的情況下以及3種HYSEP法得到的基流深以及徑流深曲線，如圖2所示。

圖2 1961年不同基流分割方法得到的結(jié)果

結(jié)合上文基流特征分析圖2結(jié)果，可以發(fā)現(xiàn)固定時(shí)間間隔法、滑動(dòng)時(shí)間間隔法分割的基流過(guò)程線有較多的明顯拐點(diǎn)，出現(xiàn)明顯的陡漲陡落現(xiàn)象，與實(shí)際下墊面情況不符；局部最小值法的結(jié)果雖無(wú)明顯的陡漲陡落，但曲線并沒(méi)有隨著洪峰產(chǎn)生而增大；數(shù)字濾波法當(dāng)α值為0.975、0.950時(shí)，在洪峰之前流量較小的時(shí)段基流深和徑流深幾乎相等，與基流定義相悖；α值為0.925、0.900時(shí)曲線較為平滑且趨勢(shì)與徑流保持一致，基本符合流域匯流規(guī)律。Arnold等[13]對(duì)美國(guó)11個(gè)流域的研究結(jié)果和Nathan等[14]對(duì)澳大利亞186個(gè)流域的研究結(jié)果證明，α取0.925時(shí)分割基流效果最好；綜合參照前人成果，數(shù)字濾波法在α取0.925時(shí)可以客觀地反映實(shí)際基流狀況，較適宜汾河流域基流分割。

3.2 基流深年際趨勢(shì)

圖3(a)為1956—2016年基流深、徑流深變化情況，可見(jiàn)二者總體均呈下降趨勢(shì)，兩個(gè)序列高度相關(guān)，Pearson相關(guān)系數(shù)為0.99。圖3(b)為基流深的M-K檢驗(yàn)結(jié)果，可見(jiàn)1956—1966年基流深無(wú)顯著趨勢(shì)，1967—1969年基流深呈微弱上升趨勢(shì)。總體來(lái)說(shuō)1956—1972年基流深保持不顯著的動(dòng)態(tài)變化，1973—2016年基流深總體呈下降趨勢(shì)，且序列Z值為-5.88，通過(guò)置信度99%的顯著性檢驗(yàn)，下降趨勢(shì)極為顯著。1996年出現(xiàn)一次顯著的波動(dòng)上升，查閱資料顯示1996年山西發(fā)生特大洪水，汛期降水量與往年相比增加60%，導(dǎo)致基流深有小幅度回升。2008—2016年基流深下降趨勢(shì)減緩，有小幅增加趨勢(shì)。圖3(c)為BFI值變化情況，BFI值1956—2000年由0.5左右下降至0.38左右，總體上呈波動(dòng)下降趨勢(shì)，徑流量、基流量雖然均劇烈衰減，但基流量衰減得更快，占徑流量的比例減少。2000—2016年BFI值逐漸增加。

(a) 1956—2016年基流、徑流趨勢(shì)線

3.3 基流深突變分析

M-K法適用于單一突變點(diǎn)的序列計(jì)算，本研究基流深序列中存在多個(gè)突變點(diǎn)，采用Pettitt進(jìn)行多突變點(diǎn)的檢測(cè)，檢測(cè)出第一突變點(diǎn)后，通過(guò)二分法把原序列分解成兩個(gè)子序列分別計(jì)算突變點(diǎn)，重復(fù)以上步驟至序列無(wú)顯著突變點(diǎn)存在，計(jì)算結(jié)果見(jiàn)表1。

Pettitt檢驗(yàn)中，如果P≤0.01，認(rèn)為檢測(cè)出的突變點(diǎn)在統(tǒng)計(jì)意義上是顯著的。由表1可見(jiàn)，1981年統(tǒng)計(jì)值P接近0，2008年P(guān)<0.01，則認(rèn)為存在1981、2008年兩個(gè)顯著突變點(diǎn)。同時(shí)，通過(guò)M-K法計(jì)算突變時(shí)間，得到第一次突變時(shí)間為1980—1981年，兩種檢驗(yàn)方法結(jié)果一致。其他4個(gè)突變點(diǎn)，雖然也有突變趨勢(shì)，但是并不顯著。綜上，1956—2016年蘭村站基流量序列存在1981、2008兩個(gè)顯著突變點(diǎn)，并且根據(jù)突變點(diǎn)將序列分成1956—1981年、1982—2008年、2009—2016年3個(gè)時(shí)間段。

表1 基流深突變點(diǎn)檢驗(yàn)

3.4 基流深年內(nèi)分布變化

圖4為不同年代際基流深年內(nèi)分配情況。以20世紀(jì)50年代月平均基流量為基準(zhǔn)值，計(jì)算不同年代際各月相對(duì)基準(zhǔn)值的變化幅度，結(jié)果見(jiàn)表2?；魃钋€為典型“雙峰型”結(jié)構(gòu)，多年平均月基流深峰值大致出現(xiàn)在3月和8月。50年代至80年代8月平均基流深大于3月，而90年代以后3月基流深大于8月。由表2可見(jiàn)，年代際間基流深衰減非常劇烈，2000—2009年代年基流深僅為50年代基流深的10%，其中2000—2009年1月徹底斷流，8月僅不到50年代的1%，而3月的基流深沒(méi)有明顯的衰減，2010年以后整體基流量有所上升，汾河流域上游從季節(jié)性河流恢復(fù)為常年河流，其中枯水期流量恢復(fù)較快，而汛期7、8、9月基流深較20世紀(jì)50年代仍有較大差距。

表2 基流深年代際年內(nèi)衰減情況

圖4 不同年代際平均基流深年內(nèi)分配情況

4 影響因素分析

4.1 煤礦開(kāi)采

煤礦開(kāi)采中會(huì)不斷抽取礦涌水從而疏干淺中層地下水，地下水水位下降，形成區(qū)域性下降漏斗，導(dǎo)致影響半徑內(nèi)地下水垂向流動(dòng)。煤礦開(kāi)采通常距地表有一定距離，隨著煤礦開(kāi)采規(guī)模擴(kuò)大，導(dǎo)致巖層移動(dòng)，形成地表裂隙發(fā)育或直接造成地表塌陷，破壞淺層地下水隔水層和儲(chǔ)水構(gòu)造，使得礦區(qū)煤系地層裂隙水、上覆松散巖類(lèi)孔隙水和下伏碳酸鹽巖溶水相互貫通[15]，當(dāng)采空區(qū)低于河底高程時(shí)，基流排向采空區(qū)而不再排向河道，隨著采煤引起的裂隙加大加深，一部分地下水垂直排向采空區(qū)，使得天然基流量減少。

山西省1956—2008年煤礦產(chǎn)量如圖5所示，煤礦產(chǎn)量呈指數(shù)型上升趨勢(shì)，而這一階段基流量迅速下降。用M-K法進(jìn)行趨勢(shì)分析，并與上文基流深趨勢(shì)曲線進(jìn)行Pearson相關(guān)分析，Pearson相關(guān)系數(shù)為-0.964，呈現(xiàn)高度負(fù)相關(guān)關(guān)系，煤礦產(chǎn)量的增加對(duì)基流下降產(chǎn)生了直接影響。《山西省煤炭開(kāi)采對(duì)水資源的破壞影響及評(píng)價(jià)》表明，山西每開(kāi)采1 t原煤將造成包括礦涌水在內(nèi)共2.48 m3地下水損失[16]。2008年煤礦開(kāi)采量為55 740萬(wàn)t，是1956年的35倍，是1972年的10倍。以2000—2008年年均開(kāi)采量4億t煤計(jì)算，每年山西省將損失約10億m3地下水資源，相當(dāng)于引黃入晉工程一期、二期的總引水量。

圖5 1956—2008年煤礦開(kāi)采量變化

4.2 地下水開(kāi)采

隨著社會(huì)經(jīng)濟(jì)飛速發(fā)展，用水需求日漸增加，地下水開(kāi)采量逐年擴(kuò)大[17]。20世紀(jì)80年代以前，汾河流域地下水年開(kāi)采量約為4.8億m3，1995年地下水年開(kāi)采量達(dá)17億m3，近十幾年年均開(kāi)采量超過(guò)30億m3。累積超采地下水量超100億m3。地下水嚴(yán)重超采導(dǎo)致太原盆地、臨汾盆地附近深層水形成幾個(gè)大范圍大降深降落漏斗，至2000年，漏斗中心水位埋深46.12～129.8 m，年均下降1.2～4.6 m。2008年至今，通過(guò)汾河流域清水復(fù)流工程，引黃濟(jì)晉等工程，根據(jù)2012—2014年檢測(cè)數(shù)據(jù)，汾河流域地下水位年均回升0.56 m，回升速度緩慢，太原盆地、臨汾盆地等漏斗區(qū)地下水位仍距地表65～85 m。地下水位相對(duì)于河道水位下降，地下水補(bǔ)給河道基流量減少。

4.3 降水

降水量和氣溫是影響徑流量變化的主要?dú)庀笠蛩?，降水量改變直接?dǎo)致流域產(chǎn)流量發(fā)生變化，而氣溫變化通過(guò)改變蒸發(fā)量從而影響徑流量[18]。根據(jù)山西省水資源所研究成果，汾河流域上游1960—2015年蒸發(fā)無(wú)顯著變化，因此本文暫不考慮氣溫，僅考慮降水量的變化，將非自然因素歸為人類(lèi)活動(dòng)[19-20]。表3為突變點(diǎn)前后降水量與基流深變化情況，可見(jiàn)1982—2008年與1956—1981年相比，累計(jì)基流量斜率減少61.32%，并且累計(jì)降水量斜率下降5.95%，計(jì)算可得，降水量減少對(duì)基流量減少的貢獻(xiàn)率僅為9.96%，而不考慮氣溫影響時(shí)人類(lèi)活動(dòng)對(duì)基流量減少的貢獻(xiàn)率為83.19%。2009—2016年相比于1982—2008年，累計(jì)基流量斜率增加12.38%，累計(jì)降水量斜率增加10.07%，計(jì)算可得，降水量增多對(duì)基流量增多的貢獻(xiàn)率為81.37%，而不考慮氣溫影響時(shí)人類(lèi)活動(dòng)對(duì)基流量增加的貢獻(xiàn)率為19.63%。

表3 突變點(diǎn)前后降水量、基流量斜率變化

4.4 水土保持措施

水土保持能夠加強(qiáng)水循環(huán)垂直過(guò)程并且削弱水平過(guò)程，增加降水后林地草地的攔蓄量并補(bǔ)給地下水，使地下水水位回升，從而實(shí)現(xiàn)地下水補(bǔ)給河道增加基流。徑流、基流同時(shí)減少過(guò)程中，水土保持面積的增加使得基流衰減的比徑流更加緩慢，即BFI值上升，水土保持面積與BFI關(guān)系見(jiàn)圖6。汾河流域上游地區(qū)中,石質(zhì)山區(qū)占總面積的29.4%,土石山區(qū)占29.8%,黃土丘陵溝壑區(qū)占35.5%,河谷階地區(qū)占5.3%,溝壑密度5～8 km/km2,水土流失面積 5 317 km2,占上游地區(qū)總面積的68.8%[21]。山西省自1988年開(kāi)始，持續(xù)開(kāi)展三期汾河上游水土流失綜合治理，水土保持面積從1988年的1 886.7 km2增加到2008年的3 175.1 km2。

圖6 水土保持面積變化

由于各影響因素?cái)?shù)據(jù)時(shí)間跨度不同，選取1988—2008年數(shù)據(jù)，采用隨機(jī)森林法對(duì)煤礦開(kāi)采、降水、地下水開(kāi)采、水土保持4個(gè)影響因素的重要性進(jìn)行評(píng)估，將GINI指數(shù)作為評(píng)價(jià)指標(biāo)，因素重要性評(píng)分用VIM表示，將計(jì)算所得各影響因素重要性評(píng)分進(jìn)行歸一化處理，得到煤礦開(kāi)采、降水、地下水開(kāi)采、水土保持VIM值分別為0.284、0.247、0.238和0.231。

綜上，降水、煤礦開(kāi)采、地下水開(kāi)采、水土保持等均對(duì)徑流和基流有造成影響[22-23]，但只有水土保持對(duì)徑流起到衰減作用，而對(duì)基流起到增加作用。主要原因是地裂縫的存在，廢棄開(kāi)采井導(dǎo)致降水直接入滲地下水，深層地下水由于地下漏斗區(qū)越流補(bǔ)給中深層地下水[24],使得相對(duì)徑流更小且更加穩(wěn)定。

5 結(jié) 論

a.汾河上游流域基流在1956—2016年總體呈下降趨勢(shì)，2008—2016年基流量下降趨勢(shì)減緩，有小幅增加趨勢(shì)。顯著突變點(diǎn)為1981年和2008年。基流年內(nèi)分布特征由20世紀(jì)60年代汛期單峰性結(jié)構(gòu)轉(zhuǎn)變?yōu)?0年代的雙峰型結(jié)構(gòu)。

b.人類(lèi)活動(dòng)是基流變化的主要影響因素，降水的增加或減少會(huì)導(dǎo)致基流的增加和減少，但并不占主導(dǎo)地位，人類(lèi)活動(dòng)中煤礦開(kāi)采重要性評(píng)分最高，其次是地下水開(kāi)采。水土保持會(huì)導(dǎo)致基流小幅度增加，但重要性最低。