馬有絢 張調風 溫婷婷 馬占良 來曉玲 段麗君

（1 青海省氣候中心，西寧 810001；2 蘭州資源環(huán)境職業(yè)技術大學/黃河流域生態(tài)環(huán)境產教融合研究院/甘肅省氣候資源利用與防災減災重點實驗室，蘭州 730021）

0 引言

黃河發(fā)源于青藏高原，上游流域面積廣大，地貌復雜，氣候差異甚大。黃河上游徑流來源主要有三個方面：一是天然降水；二是冰雪消融；三是地下水補給[1]。流量的豐枯變化不僅影響黃河上游的生態(tài)環(huán)境，還直接影響中下游水資源量的變化[2-3]。通過氣候因子對河川徑流量進行合理預測可以幫助實現(xiàn)對水資源的統(tǒng)籌規(guī)劃和集約利用，具有十分重要的現(xiàn)實意義[4]。

眾多研究一致認為，20世紀西北地區(qū)氣候總體呈暖干化趨勢[5-7]，但丁永建等[8]、施雅風等[9]曾提出，西北地區(qū)氣候可能正在發(fā)生從暖干向暖濕轉型，而且轉型已經(jīng)開始。近期一些研究[10-11]也證明了西北地區(qū)氣候暖濕化的事實，表明在百年尺度上，西北地區(qū)經(jīng)歷了20世紀40年代和60年代至今的兩個增暖期，且當前的暖期更強；21世紀開始西北地區(qū)西部與東部同時進入增濕期。

氣候變化是黃河上游徑流減少的主要驅動力[12-13]。藍永超等[14-15]指出，在全球變暖的氣候背景下，隨著氣溫升高，蒸發(fā)和下滲增加使地表徑流有所減少。李林等[16]研究表明，降水量的減少，特別是夏季降水量的減少直接導致了黃河上游流量的減少。上述研究使人們了解到黃河上游地區(qū)流量的變化特征及其減少的成因。但以往的研究往往側重于整體的統(tǒng)計分析，對其徑流量的轉折特征及其成因分析相對較少。本文對黃河上游地區(qū)的唐乃亥徑流演變新特征進行研究，并分析影響其轉折的氣候和大氣環(huán)流成因，以期為黃河上游地區(qū)水資源評估提供背景數(shù)據(jù)，為相關決策提供依據(jù)。

1 資料與方法

1.1 資料來源

氣象站點資料采用1961—2021年黃河上游地區(qū)澤庫、河南、興海、同德、瑪沁、達日、甘德、瑪多和久治9個氣象臺站月平均氣溫、降水量、平均相對濕度、平均風速和蒸發(fā)量數(shù)據(jù)，代表研究區(qū)域的氣候要素（圖1）。由于全省大部分臺站在1969年前后更換了風速測量儀器，所以1961—1969年風速不予分析，僅分析1970—2021年數(shù)據(jù)。黃河上游地區(qū)流量采用青海省境內黃河上游唐乃亥水文站觀測資料，時間為1961—2021年。高原季風指數(shù)采用美國國家環(huán)境預報中心（NCEP）提供的風場資料計算得到，資料水平分辨率為2.5°×2.5°。亞洲緯向環(huán)流指數(shù)和西藏高原指數(shù)等采用國家氣候中心氣候系統(tǒng)監(jiān)測指數(shù)集（http://10.1.64.154/portal/web-home.index/）。

圖1 研究區(qū)及氣象站點分布Fig. 1 Distribution of the study area and meteorological stations

1.2 研究方法

利用上述9個氣象臺站氣象資料序列的空間算數(shù)平均值代表黃河上游地區(qū)（唐乃亥水文站上游）氣候狀態(tài)，蒸發(fā)量通過高橋浩一郎公式來計算[13]。采用線性趨勢法、相關分析、波譜分析[17]、Mann-Kenddall法（M-K法）進行統(tǒng)計分析。

高原季風指數(shù)IPM采用公式（1）計算，即為600 hPa（27.5°—32.5°N，80.0°—100.0°E）范圍內的平均西風量距平?U1與（33.0°—37.5°N，80.0°—100.0°E）范圍內的平均東風量距平?U2之差[18-19]。

緯向環(huán)流指數(shù)又稱西風指數(shù)，是反映平均地轉風中西風分量的一個指標，可以定量表述緯向環(huán)流的強弱，是所取范圍各格點上地轉西風分量的平均值。通常在500 hPa等壓面上計算西風指數(shù)Iz，而中國經(jīng)常使用亞洲地區(qū)的西風指數(shù)，其范圍是45°—65°N、60°—150°E[20]。

M-K突變檢驗是在M-K趨勢檢驗的基礎上建立的一種確定時間序列突變的方法。該方法根據(jù)構造的秩序列樣本計算統(tǒng)計量UF和UB，根據(jù)UF和UB曲線在置信范圍內的交點，確定時間序列的突變點[21]。

2 結果與分析

2.1 黃河上游地區(qū)氣候變化特征

氣溫作為熱量指標對流量的主要影響表現(xiàn)在以下幾個方面：一是影響冰川和積雪的消融；二是影響流域總蒸散量；三是改變流域高山區(qū)降水形態(tài)；四是改變流域下墊面與近地面層空氣之間的溫差，從而形成流域小氣候[3]。近61年來，黃河上游地區(qū)年平均氣溫總體呈波動上升趨勢，其氣候傾向率為0.33 ℃/10a（圖2a），明顯高于同期全球及全國的增溫平均值。黃河上游地區(qū)年平均氣溫在1997年以來有加快的趨勢，20世紀60年代平均氣溫為－0.68 ℃，90年代達到為－0.31 ℃，2000年后平均氣溫為0.76 ℃，2010年以來氣溫升高尤為突出，平均氣溫達0.96 ℃，比20世紀90年代增加了1.27 ℃。

黃河上游地區(qū)近61年年均降水量呈明顯的增加趨勢（圖2b），氣候傾向率為12.4 mm/10a（P＜0.01）。其變化趨勢具有明顯的年際和年代際振蕩，從降水的年代際變化來看，20世紀60年代初至70年代中期為降水相對減少時段，70年代中期至80年代末進入多雨期，90年代后又經(jīng)過一個低值階段，21世紀以來又呈明顯增多的趨勢。

由高橋浩一郎公式計算得出的1961—2021年黃河上游地區(qū)蒸發(fā)量年際變化曲線（圖2c）可以看出，近61年來，黃河上游地區(qū)年蒸發(fā)量呈顯著增大趨勢，其氣候傾向率為8.0 mm/10a（P＜0.001），這與黃河上游地區(qū)氣溫的顯著升高有密不可分的關系。

從1961—2021年黃河上游地區(qū)年平均相對濕度變化曲線（圖2d）可以看出，近61年來，黃河上游地區(qū)年平均相對濕度呈波動減小趨勢，其氣候傾向率為－0.3%/10a（P＜0.1）。從1970—2021年黃河上游地區(qū)年平均風速變化曲線（圖2e）可以看出，近50年來，黃河上游地區(qū)年平均風速呈顯著減小趨勢，其氣候傾向率為－0.16 m/（s·10a）（P＜0.001）。

2.2 黃河上游地區(qū)徑流量變化特征

由1961—2021年黃河上游徑流量變化曲線來看（圖3a)，近61年來黃河上游徑流量總體呈波動下降趨勢，氣候傾向率為－7.6 m3/（s·10a）。自1991年開始，黃河上游徑流量波動上升，2020年徑流量達982.1 m3/s，遠遠超過多年平均值（653.3 m3/s），達到了20世紀80年代初的水平。M-K法突變檢驗分析（圖3b）表明，在1991年前后徑流量出現(xiàn)了突變，即呈現(xiàn)增加的態(tài)勢，2000年以后增加顯著。突變轉折以前，黃河上游地區(qū)徑流量以25.9 m3/（s·10a）的速率減少，而轉折后以122.9 m3/（s·10a）的速率迅速增加（P＜0.01）。

圖3 1961—2021年黃河上游徑流量年際變化（a），M-K突變檢驗（b），小波方差（c）以及小波系數(shù)（d）變化曲線Fig. 3 Annual variation (a), M-K mutation test (b), wavelet variance diagram (c) and wavelet coefficient curve (d) of runoff in the upper reaches of the Yellow River during 1961－2021.

波譜分析（圖3c）表明，黃河上游徑流量具有8 a和38 a的顯著性變化周期，而從各顯著性周期的小波系數(shù)變化趨勢來看（圖3d），進入21世紀以來，8 a的短周期在00年代不太明顯，但在10年代逐漸變得顯著，而38 a的長周期顯得日趨突出。這表明近21年來黃河上游流量的持續(xù)上升態(tài)勢已打破了以往以持續(xù)下降為主、8 a小幅回升為輔的短周期變化規(guī)律，呈現(xiàn)出較強勁的、較長周期的持續(xù)上升趨勢。這一變化對于改善黃河上游地區(qū)生態(tài)、水文和氣候環(huán)境具有積極的影響。

2.3 影響黃河上游地區(qū)徑流量變化的氣候成因

2.3.1 氣候趨于暖濕

在全球變暖的背景下，青藏高原呈現(xiàn)出氣候暖濕化的趨勢[22]。由圖2給出的黃河上游地區(qū)平均氣溫、年降水量變化來看，黃河上游地區(qū)氣候變化同樣出現(xiàn)變暖、變濕特征，尤其在1991年以后，暖濕特征更加顯著。

大氣降水、地表蒸發(fā)和氣溫是影響流量的主要因子[23]。表1中給出了黃河上游地區(qū)年平均徑流量與年平均氣溫、年降水量、年平均相對濕度、年平均風速的相關系數(shù)?？梢钥吹?，平均氣溫與徑流量總體上呈負相關關系，黃河上游地區(qū)徑流量轉折前，平均氣溫與徑流量的負相關關系更加明顯，表明氣溫升高加大流域蒸發(fā)量，導致徑流補給減少，且該補給減少大于冰雪融水的補給；轉折后平均氣溫與徑流量呈正相關關系（P＜0.1），說明氣溫升高致使冰雪融水增加，對流量補給大于流域蒸發(fā)量增加導致的減少作用。

表1 不同時段唐乃亥站徑流量與研究區(qū)同期各氣候要素的相關系數(shù)Table 1 Correlation coefficient between runoff at Tangnaihai Station during different time periods and the climatic factors of the same period in the study area

近61年，年降水量與徑流量呈顯著的正相關關系，黃河上游地區(qū)徑流量轉折前和轉折后，其相關系數(shù)均＞0.7（P＜0.001），表明降水對于徑流量具有決定性的影響，它是流量演變的主要驅動因子[24]。年平均相對濕度與徑流量呈顯著的正相關關系，但這種正相關關系在黃河上游地區(qū)徑流量發(fā)生突變轉折后明顯減弱。年平均風速總體上與徑流量相關并不明顯，但是在黃河上游地區(qū)徑流量發(fā)生突變轉折之前存在相對明顯的負相關關系，這種關系在轉折后明顯減弱。年蒸發(fā)量與徑流量并無明顯的相關關系，表明其對黃河上游地區(qū)徑流量的增長并未起到明顯的作用，這與劉彩紅等[3]、李林等[19]研究結論一致。

2.3.2 大氣環(huán)流特征

上述分析表明，氣候變化是影響黃河上游地區(qū)徑流量變化的主要影響因子，而大氣環(huán)流異常是造成氣候異常的直接原因。為分析黃河上游地區(qū)徑流量與大氣環(huán)流變化的聯(lián)系，將1961—2021年徑流量與同期500 hPa環(huán)流場做相關分析（圖4a），發(fā)現(xiàn)中高緯度（15°—70°N），從歐洲至東亞上空自北向南呈現(xiàn)“正—負”的相關區(qū)域，中國大部為顯著的負相關區(qū)（P＜0.05），異常中心位于巴爾喀什湖以南至新疆地區(qū)，巴爾喀什湖至貝加爾湖以北的地區(qū)為正相關區(qū)域，說明巴爾喀什湖至新疆附近低槽偏強、中國大部為負高度距平控制時，容易造成青海大部降水偏多，從而導致黃河上游地區(qū)徑流量增加。反之，則情況相反。

大氣環(huán)流對黃河上游地區(qū)徑流量的影響在其突變轉折前后具有較大的差異（圖4b和4c）。1961—1990年（轉折前），在歐亞地區(qū)影響黃河上游徑流量變化的區(qū)域主要位于貝加爾湖和青藏高原及新疆上空，當高原高度場偏低并且貝加爾湖高壓偏強時，歐亞地區(qū)總體形成“西低東高”配置，利于降水偏多，進而導致黃河上游地區(qū)徑流量增加；1991—2021年（轉折后），影響黃河上游地區(qū)徑流量增加的主要關鍵區(qū)與轉折前發(fā)生了明顯的變化，巴爾喀什湖至貝加爾湖以北地區(qū)的正相關區(qū)明顯增強、范圍增大，青藏高原及新疆附近的負相關性減弱、范圍明顯減縮，而低緯度地區(qū)的正相關性增強。表明轉折前后，大氣環(huán)流對黃河上游地區(qū)徑流量的影響機制發(fā)生了明顯的變化。

2.3.3 高原夏季風增強

高原夏季風是由地形階梯造成對流層中層大氣的溫度差異引起的，對高原地區(qū)氣候的影響不容忽視。研究區(qū)位于青藏高原東北部地區(qū)，其流域水文、氣候環(huán)境的演變，不可避免地要受到高原季風的影響[19]。夏季600 hPa上高原主體受強大低壓系統(tǒng)控制，近地層風場呈氣旋式旋轉，大致以32.5°N為界，其南側為偏西風，北側為偏東風。從風場角度計算IPM，差值越大，說明高原夏季近地面切變線南北緯風向差越大，氣旋性旋轉越強，高原夏季風越強；反之，則越弱。

1961—2021年IPM如圖5（a）所示，1961年以來高原夏季風總體呈減弱趨勢，其氣候傾向率為0.34 m/（s·10a）（P＜0.01），特別是1980年之前，減弱趨勢明顯。M-K法突變檢驗（圖5b）表明，高原夏季風在1987年之前呈減弱趨勢，之后逐漸增強。2013年前后出現(xiàn)由弱到強的突變，增強趨勢更加顯著。圖5c和5d分別為黃河上游地區(qū)徑流量突變轉折前后高原夏季風指數(shù)變化曲線，可以看到，轉折前高原夏季風總體呈顯著的減弱趨勢（P＜0.01），其氣候傾向率為－1.35 m/（s·10a）；而轉折后高原夏季風呈現(xiàn)明顯增強的趨勢（P＜0.01），氣候傾向率為0.44 m/（s·10a）。李林等[19]研究表明，強勁的高原夏季風可以將孟加拉灣乃至印度洋的暖濕氣流源源不斷地輸送到青海地區(qū)，使其區(qū)域氣候呈現(xiàn)出暖濕化趨勢，繼而利于黃河上游地區(qū)徑流量的增加。

2.3.4 西風環(huán)流減弱

李萬莉等[25]研究表明，我國西北地區(qū)的水汽輸送主要集中在夏季，西風氣流是西北地區(qū)水汽輸送的主要載體。高原夏季風對區(qū)域西風帶活動具有顯著的影響，近數(shù)十年來兩者總體變化趨勢相反，前者增強后者減弱[26]。處于西風帶和高原季風交匯區(qū)域的青海地區(qū)，西風環(huán)流強弱變化及其與高原季風此消彼長的相互作用對流域氣候、水文環(huán)境的影響不容忽視[20]。本文采用亞洲緯向環(huán)流指數(shù)（Iz）來表征西風指數(shù)。1961年以來，Iz呈略微增長趨勢，并在1991年左右出現(xiàn)突變，雖然突變在顯著線之外，但與黃河上游徑流量突變年份一致。轉折前Iz呈增長趨勢，其氣候傾向率為0.25 hPa/10a，其對黃河上游地區(qū)徑流量的影響并不明顯，二者相關系數(shù)僅為－0.085；而轉折后Iz呈現(xiàn)減弱趨勢，氣候傾向率為－0.16 hPa/10a，與黃河上游地區(qū)徑流量相關系數(shù)達－0.306（P＜0.1），表明干燥的西風環(huán)流減弱對黃河上游地區(qū)徑流量增多具有一定的作用（圖6）。

3 結論與討論

1）1961—2021年黃河上游地區(qū)氣溫呈波動上升態(tài)勢，2000以來增溫更加顯著；年降水量呈明顯增加趨勢（P＜0.01），并且具有明顯的年際和年代際振蕩；年蒸發(fā)量呈顯著增大趨勢（P＜0.001），這與黃河上游地區(qū)氣溫的顯著升高有密不可分的關系；相對濕度呈波動減小趨勢；平均風速呈顯著減小趨勢（P＜0.001）。

2）1961—2021年黃河上游徑流量總體呈波動下降趨勢，其變化在1991年前后出現(xiàn)了突變，2000年以后呈顯著增加趨勢。黃河上游徑流量具有8 a和38 a的顯著性變化周期，近21年來黃河上游流量的持續(xù)上升態(tài)勢已打破了以往以持續(xù)下降為主、8 a小幅回升為輔的短周期變化規(guī)律，呈現(xiàn)出較強勁的、較長周期持續(xù)上升趨勢。

3）黃河上游地區(qū)徑流量變化對年平均氣溫、降水量、相對濕度及平均風速的變化響應敏感，其中降水對徑流量具有決定性的影響。氣溫對徑流量的影響在徑流量轉折前后具有較大差異，轉折前氣溫升高加大流域蒸發(fā)量，導致流量補給的減少要大于升溫帶來的冰雪融水的增加；而轉折后氣溫升高致使冰雪融水的補給增加大于加大流域蒸發(fā)量導致流量補給的減少量。

4）大氣環(huán)流及其影響的轉變是黃河上游地區(qū)造成徑流量發(fā)生變化的重要原因，1991年以來在干燥的西風環(huán)流減弱和暖濕的高原季風增強的共同作用下，黃河上游地區(qū)降水量增多導致徑流量增加。

眾所周知，西北地區(qū)氣候同時受東亞夏季風和西風環(huán)流的影響，它們?yōu)槲鞅钡貐^(qū)提供了基本的水汽來源，而高原季風作為亞洲季風系統(tǒng)的子系統(tǒng)，位于高原上空，直接影響黃河上游地區(qū)。關于當前黃河上游地區(qū)徑流量發(fā)生變化的原因，需同時關注西風環(huán)流和東亞夏季風環(huán)流的動向。西風環(huán)流、東亞夏季風特別是高原季風之間的相互作用，及其對黃河上游及周邊地區(qū)氣候變化特別是降水量增加的影響機理是十分復雜的。本研究僅從統(tǒng)計的角度對其變化趨勢和影響進行分析，并沒有深入分析黃河上游地區(qū)徑流量與它們之間的定量關系，后續(xù)將應用數(shù)值模式進行模擬研究。此外，還需從植被覆蓋、凍土退化等氣候環(huán)境因素的角度分析對黃河上游地區(qū)徑流量的影響機理。