若爾蓋高原徑流量變化與儲水量計算

魯瀚友， 李志威,2， 胡旭躍,2， 余國安

(1.長沙理工大學 水利工程學院， 湖南 長沙 410114； 2.水沙科學與水災(zāi)害防治湖南省重點實驗室， 湖南 長沙 410114；3.中國科學院 地理科學與資源研究所，陸地水循環(huán)與地表過程重點實驗室， 北京 100101)

1 研究背景

若爾蓋高原被譽為我國黃河上游的“蓄水池”，也是黃河流域重要的水資源保護區(qū)[1-2]。若爾蓋高原的泥炭地作為青藏高原的重要沼澤濕地，是一個龐大的“離散海綿”，儲存豐富的水資源[3]。20世紀50年代以來，在人類活動與全球氣候變暖的雙重影響下，由于人工溝渠和自然溝道的排水作用，若爾蓋高原濕地的完整性和儲水性遭到破壞，儲水量持續(xù)下降，一定程度上加劇了若爾蓋濕地萎縮，影響了黃河上游的水資源保障[4-5]。若爾蓋年徑流量占黃河瑪曲站年徑流量的47.97 %，占唐乃亥站年徑流量33.92 %，占黃河流域徑流量的11.67%[6]。因此，研究若爾蓋高原的徑流量和儲水量變化，有利于認識若爾蓋高原對黃河上游水資源綜合利用的價值。

在全球氣候變化的背景下，對若爾蓋高原徑流變化的研究，主要在于揭示其與氣候要素之間的相互關(guān)系[7-8]。目前國內(nèi)外在若爾蓋徑流方面的研究主要有兩個方面，即水文模型與數(shù)理統(tǒng)計[9-10]，如采用原位監(jiān)測與MODFLOW模擬若爾蓋典型泥炭地的降水-蒸發(fā)-溝道-泥炭地的水量交換過程[11]，證實了切穿型溝道是泥炭地的主要出流方式。采用NNBR模型建立若爾蓋黑河日徑流量模型，計算黑河的徑流減少量與峰值變化過程[12]?；贐udyko假說開展若爾蓋徑流變化的歸因分析，揭示若爾蓋徑流量減少的主要因素是氣候變暖和人類活動[13]。但是前人關(guān)于若爾蓋徑流過程的計算一般是典型小流域的計算，或僅基于全流域少量數(shù)據(jù)的大致估算。若爾蓋高原(面積約2.2×104km2)被黃河干流分割為2大區(qū)域(若爾蓋草原和甘南草原)和若干子流域，而且都不是封閉流域，無單一的出口控制站，因此不能直接計算整個若爾蓋高原的流域徑流過程。若爾蓋高原的水文站點較少，數(shù)據(jù)序列不全，缺少地下水觀測數(shù)據(jù)，因此不能直接應(yīng)用水量平衡模型。而且，由于泥炭地在若爾蓋高原面積和深度上的不均勻分布，泥炭地小流域的水量平衡不能直接外推至若爾蓋高原。

徑流、降水和蒸發(fā)的變動會引起儲水量的持續(xù)變化，因此若爾蓋高原的儲水量是一個流域水量平衡計算問題，降水、徑流、蒸發(fā)和入滲等這些過程相互耦合又動態(tài)調(diào)整[14-15]。過去的幾十年若爾蓋高原的濕地面積不斷萎縮[16]，但它仍具有很大的地下水儲存量，然而究竟其儲存了多大水量或者儲水量減少有多大幅度仍是一個未知數(shù)。Chen等[17]認為若爾蓋高原的泥炭地(平均1～3 m厚)是一個潛在的、巨大的天然綠色蓄水庫，對區(qū)域生態(tài)平衡和黃河上游水量補給產(chǎn)生重要的影響，并粗略估計以泥炭儲量為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，利用持水量公式計算，若爾蓋泥炭地的儲水量約為45×108m3[18]，然而這個數(shù)值仍有待研究證實。若爾蓋高原的儲水量變化是區(qū)域水文循環(huán)與氣候變化和人類活動相互作用的結(jié)果，因此估算其儲水量變化對于認識本地區(qū)水資源量的現(xiàn)狀和未來趨勢具有重要科學意義。

根據(jù)水文站點和流域單元將若爾蓋高原劃分為7個子研究區(qū)域，收集 1981-2011年瑪曲、若爾蓋和紅原站的氣象數(shù)據(jù)，和大水、唐克、門堂、瑪曲、久治和唐乃亥水文站的徑流量數(shù)據(jù)，整理并逐個計算全部子區(qū)域降水、蒸發(fā)、徑流和儲水的年水量變動，提出降水與蒸發(fā)對徑流量的響應(yīng)關(guān)系。研究若爾蓋高原的徑流變化與儲水量波動，有助于認識本地區(qū)的水源補給量及變化對于黃河上游水資源保障與綜合利用的重要性。

2 研究區(qū)域與研究方法

若爾蓋高原位于四川省的北部，境內(nèi)包含紅原縣、阿壩縣、若爾蓋縣，總面積約2.218×104km2。受季風因素影響，高原上干濕分明，且雨熱同期。年均降水量590～760 mm，主要發(fā)生在5-9月[19]。蒸發(fā)量小于降水量，年均氣溫0.7～3.3℃[20]。地勢上若爾蓋高原自西南向東北降低，平均海拔3400 m。泥炭地分布上，西南少，東北多，全境泥炭地約442處，總面積46.05×108m2，泥炭儲備約73.62×108m3[21]。黃河自西向東，經(jīng)門堂站，先后由賈曲、白河、黑河等主要支流匯入，最后在西北瑪曲站流出若爾蓋高原。研究區(qū)域位置及范圍見圖1。

在圖1(b)的研究區(qū)域中，除黑河流域(WT1)與白河流域(WT2)外，還有其他小支流組成的其他區(qū)域。劃分這些流域有助于分區(qū)進行水量平衡計算，進而把其他地區(qū)按支流劃出4個流域(WT3、WT4、WT5、WT6)和1個剩余研究區(qū)域(WT7)。各個流域的面積大小見表1。

研究區(qū)域內(nèi)氣象站有3個，分別為瑪曲站(34.00°N，102.05°E)、若爾蓋站(33.35°N，102.58°E)、紅原站(32.48°N，102.33°E)。收集和整理研究區(qū)內(nèi)、外共7個水文站數(shù)據(jù)，包括若爾蓋高原入口以上的門堂站、吉邁站、久治站，黑河的大水站，白河的唐克站，和若爾蓋高原出口位置的瑪曲站，以及黃河源出口處的唐乃亥站(圖1)。

圖1 黃河源若爾蓋高原的研究區(qū)域

通過瑪曲(MQ)、若爾蓋(REG)和紅原(HY)氣象站1981-2011年逐日降水量，采用泰森多邊形法，以氣象站位置為中心劃分影響范圍，并計算氣象站影響比重及各區(qū)域面積(S)(表1)。再按影響比重計算相應(yīng)區(qū)域的年降水量。蒸發(fā)量的計算是通過這些氣象站的凈輻射、日均氣溫、平均風速、水汽壓、當?shù)卮髿鈮旱葦?shù)據(jù)，參考《排水灌溉手冊》FAO56推薦公式得到ET0。然后分別對若爾蓋高原的4種下墊面：草地(74.28 %)、濕地(23.85 %)、水體和荒漠(合約1.87 %)計算實際蒸發(fā)量，再對這4種下墊面的實際蒸發(fā)量進行加權(quán)平均得到各氣象站ETc[22]。

表1 氣象站影響比重及各區(qū)域面積

徑流數(shù)據(jù)源自唐乃亥、瑪曲、大水、唐克、門堂、久治、吉邁水文站。大水站監(jiān)測黑河，唐克站監(jiān)測白河，門堂站靠近若爾蓋流域入口，瑪曲站位于若爾蓋流域出口，久治站在若爾蓋流域入口上游賈曲支流。其中，大水站、唐克站、門堂站、久治站在1981 -2011年的年徑流量數(shù)據(jù)有部分缺失，參考相鄰水文站數(shù)據(jù)插值補全。

整個若爾蓋流域向黃河補水量(QZ)，等于采用出口瑪曲站的年徑流量減去流域入口附近門堂站的年徑流量。但是門堂站以下，若爾蓋高原入口以上，黃河干流流經(jīng)一段地界，以下簡稱過渡段區(qū)域，過渡區(qū)域包括久治站監(jiān)測的部分賈曲流域和其他區(qū)域。其他區(qū)域缺乏水文記錄，且支流繁多難以測量，但面積與過渡區(qū)域的集水面積相近約1 250 km2，大致認為過渡區(qū)域與久治站監(jiān)測流域具有相同集水能力。全若爾蓋流域向黃河補水量(QZ)計算如下：

QZ=QMQ-QMT-QJZ×2

(1)

式中：QZ為全若爾蓋流域向黃河補水量，108m3；QMQ為瑪曲站的年徑流量，108m3；QMT為門堂站的年徑流量，108m3；QJZ為久治站的年徑流量，108m3。

各區(qū)域水文循環(huán)計算可得到儲水量變動。若爾蓋高原水文過程中，各區(qū)域降水、蒸發(fā)、徑流、儲水等因素相互影響，形成區(qū)域性水文循環(huán)。若爾蓋高原人口稀少，當?shù)厣a(chǎn)生活用水量較少，可不予考慮。降水是若爾蓋的主要補水方式，暫不考慮其它水源。各個子區(qū)域的水量平衡可表示如下：

Q+E+ΔS=P

(2)

式中：Q為各子區(qū)域向黃河補水量，108m3；E為各子區(qū)域通過蒸發(fā)出流量，108m3；ΔS為各子區(qū)域儲水的變化量，108m3；P為各子區(qū)域通過降水補水量，108m3。

3 結(jié)果與分析

3.1 降水量與蒸發(fā)量變化

圖2為1981-2011年各計算站點的年降水量、蒸發(fā)量，結(jié)合氣象站在各區(qū)域的比重，計算各子區(qū)域的年降水量和年蒸發(fā)量，結(jié)果見表2。分析圖2可知，降水量均呈現(xiàn)下降趨勢，若爾蓋站的年平均降水量(644.8±94.04)mm，平均減少率為1.83 mm/a。紅原氣象站平均降水量(743.0±100.08)mm，平均減少率為3.62 mm/a?，斍鷼庀笳酒骄邓?594.7±77.15)mm，平均減少率為0.39 mm/a，降水量的大小與氣象站緯度位置有關(guān)。全若爾蓋流域年降水量均值約651.78 mm，平均減少率為1.82 mm/a。

與逐年遞減的降水量不同，蒸發(fā)量逐年呈現(xiàn)增大的趨勢。若爾蓋站平均蒸發(fā)量約(490.87±19.68)mm，平均增加率為1.23 mm/a，紅原站平均蒸發(fā)量約(493.82±18.72)mm，平均增加率為1.28 mm/a，瑪曲站平均蒸發(fā)量約(491.20±20.78)mm，平均增加率為1.56 mm/a。蒸發(fā)量在全流域的均值約490.9 mm，年蒸發(fā)量增加速率1.32 mm/a。需要指出的是，蒸發(fā)量不同于降水量，并非氣象站直接觀測的數(shù)據(jù)，而是通過氣象數(shù)據(jù)結(jié)合FAO56公式計算得到，具有較大空間差異性和計算導致的不確定性[22]。

通過分析各氣象站的降水、蒸發(fā)量數(shù)據(jù)，結(jié)合流域面積對各區(qū)域進行降水、蒸發(fā)量計算(表2)。白河流域(WT2)的單位降水量最大，每平方米通過降水補水量約706.32 mm，WT4的每平方米降水補水量最小，約594.68 mm。WT5的降水量變異系數(shù)(標準差與平均值之比)最大，說明每年降水的差異在7個區(qū)域中相對較大。WT7變異系數(shù)最小，說明每年降水較均衡。各子區(qū)域的蒸發(fā)量相近，全流域單位面積蒸發(fā)量約490.90 mm，其中WT5蒸發(fā)量大，WT2蒸發(fā)量小。說明WT5區(qū)域由氣候?qū)е碌乃孔儎涌赡芟鄬^為劇烈，而白河流域是補水最充分的地區(qū)。

3.2 徑流量變化

圖3比較了相鄰水文站之間的年徑流量關(guān)系，在1981-2011年的年徑流量數(shù)據(jù)中，瑪曲站的數(shù)據(jù)完整率100 %。門堂站有15 a徑流量，數(shù)據(jù)完整率48.39 %，參考上游吉邁站徑流量插補門堂站徑流量，相關(guān)系數(shù)R2為0.82。唐克站有28 a徑流量，數(shù)據(jù)完整率90.32 %，參考下游瑪曲站徑流量進行補全(圖3)，R2為0.71。大水站有28 a徑流量，數(shù)據(jù)完整率90.32 %，參考同在若爾蓋高原的白河唐克站徑流量進行補全，R2為0.83。久治站有16 a徑流量，數(shù)據(jù)完整率51.61 %，參考附近唐克站徑流量進行補全，R2為0.89。圖4(a)連線代表各水文站補全后的年徑流量。

圖2 1981-2011年各氣象站降水量與蒸發(fā)量

表2 1981-2011年各區(qū)域年降水補水量與年蒸發(fā)出流量特征

由圖4(a)可以看出，瑪曲站年徑流量均值約139.84×108m3，2002年之前瑪曲站徑流量持續(xù)以約4.34×108m3/a的平均速率下降，年后下降速度放緩，瑪曲站徑流量趨于增國，速率是1.87×108m3/a。門堂站在1981 -2011年的徑流量均值約61.26×108m3，2002年之前門堂站的徑流量持續(xù)以2.66×108m3/a的平均速率下降，2002年后下降速度放緩，門堂站徑流量以3.33×108m3/a的平均速率增加。大水站與唐克站年徑流量均值約9.55×108m3和19.56×108m3，年徑流量減少速率分別為0.27×108和0.34×108m3/a，且并未在2002年后有明顯減緩。

圖3 1981-2011年相鄰水文站年徑流量補全后長流量之間的相關(guān)關(guān)系

若爾蓋高原總年徑流量QZ的計算結(jié)果如圖4(b)，1981 -2011年若爾蓋高原平均向黃河補水量約67.08×108m3，標準差14.90×108m3，并持續(xù)以0.48×108m3/a速率下降。最低補水發(fā)生在1991年，總量約25.19×108m3，僅為同時期瑪曲站徑流量的23.12 %。最大補給發(fā)生在1981年，總量約102.02×108m3，占同年瑪曲站徑流量的48.58 %。唐乃亥站在1981 -2011年的年徑流量均值約197.74×108m3，全若爾蓋高原向黃河平均補水量占瑪曲站年徑流量的47.97 %，占唐乃亥站年徑流量的33.92 %。

3.3 水量平衡計算

通過若爾蓋各子區(qū)域的水量平衡計算公式(2)，可得到各區(qū)域年儲水量變化ΔS，蒸發(fā)量上升與降水量下降以及徑流量變小，必然會導致ΔS的逐年減少。但蒸發(fā)量是通過3個氣象站監(jiān)測的多種參數(shù)，結(jié)合下墊面比重以FAO56公式計算得到，具有一定的不確定性。用圖2(b)中的蒸發(fā)量結(jié)合降水、徑流量計算得到的各區(qū)域儲水量變化量見圖5(a)。發(fā)現(xiàn)89 %的儲水量變化量數(shù)值小于0，且全流域儲水量累計值減少約997.70×108m3。顯然，1981-2011年間若爾蓋高原不可能流失如此大量的儲水，這可能是由蒸發(fā)量在空間上分布的不均勻性與其計算過程的誤差所導致，所以蒸發(fā)量的數(shù)值需要根據(jù)區(qū)域不同分別乘以相應(yīng)折減系數(shù) 。

蒸發(fā)量折減系數(shù)可通過計算各子區(qū)域1981-2011年累計儲水量變化進行擬合估算。唐玉風等[23]估算了若爾蓋高原地表儲水、土壤儲水、植被儲水和水域儲水數(shù)值，1977年總儲水量64.37×108m3、1994年總儲水量45.27×108m3、2006年總儲水量39.77×108m3。通過擬合并計算1981年總儲水量60.03×108m3，2011年總儲水量39.44×108m3，所以可以推斷31a間若爾蓋高原總儲水減少量約為20.59×108m3。假定各子區(qū)域的儲水量的變化與面積成正比，通過面積比計算31 a間各區(qū)域儲水的累計量(ΔS1)。前文方法結(jié)合每年的徑流量、降水量、蒸發(fā)量得到各區(qū)域儲水變化的計算值ΔS2，使ΔS2與蒸發(fā)量系數(shù)δ的乘積與ΔS1相近。反復調(diào)試蒸發(fā)量系數(shù)δ，可使各區(qū)域儲水量的累計變化與估計值相近。

各區(qū)域蒸發(fā)量乘以相應(yīng)系數(shù)后，各區(qū)域每年ΔS數(shù)值如圖5(b)，數(shù)值上基本在0軸線附近分布，各區(qū)域ΔS值正負交替。折減后的蒸發(fā)量結(jié)合各流域的降水、徑流量，通過水平衡計算公式可以得到個流域儲水量的變化值，全流域儲水量變化累計值等于前文估計的20.59×108m3，表明蒸發(fā)量的系數(shù)δ是合理的。由表3可見，黑河流域(WT1)蒸發(fā)量略有增加，白河流域(WT2)蒸發(fā)量有所減少，總體而言若爾蓋高原折減后蒸發(fā)量為原來的70.42 %。

各區(qū)域折減后的蒸發(fā)量E與降水量P、徑流量Q以及儲水變動量ΔS形成水文循環(huán)過程，降水作為唯一補水過程，蒸發(fā)與徑流是主要的出流過程，儲水在其中調(diào)節(jié)緩沖。圖6為黑河流域與白河流域的水循環(huán)變化，正值代表水量輸入，負值表示水量輸出。黑河流域平均降水量約50.78×108m3，每年減少0.13×108m3。黑河平均蒸發(fā)量41.47×108m3，每年遞增0.11×108m3，占出流量的81.11 %。黑河平均徑流量9.55×108m3，每年減少0.28×108m3，占出流量的18.89 %。白河流域平均降水量38.37×108m3，每年減少0.16×108m3。白河平均蒸發(fā)量18.98×108m3，每年遞增0.05×108m3，占出流量的48.82 %。白河年徑流量均值19.56×108m3，每年減少0.34×108m3，占出流量的51.18 %。

各流域年徑流量受降水與蒸發(fā)的影響，圖7反映黑河、白河流域的徑流深、蒸發(fā)量和降水深的三者關(guān)系?？傮w上蒸發(fā)量與徑流深之間是負相關(guān)關(guān)系，降水深與徑流深之間是正相關(guān)關(guān)系。黑河流域蒸發(fā)量每增加1 mm會使年徑流量減少0.12×108m3(年徑流深減少1.52 mm)，降水量每減少1 mm會使年徑流量減少0.02×108m3(年徑流深減少0.29 mm)。白河流域蒸發(fā)量每上升1 mm會使年徑流量減少0.27×108m3(年徑流深減少5.05 mm)，降水量每減少1 mm 會使年徑流量減少0.05×108m3(年徑流深減少1.01 mm)。

表3 各區(qū)域儲水變化量與蒸發(fā)量計算系數(shù)

圖4 1981-2011年各水文站年徑流量變化

圖5 1981-2011年各區(qū)域蒸發(fā)量校準前后的儲水量變化量

圖6 1981-2011年黑河與白河的流域水循環(huán)變化過程

圖7 黑河和白河流域徑流-蒸發(fā)-降水關(guān)系

4 儲水量變化分析

受降水與蒸發(fā)等氣候因素影響，若爾蓋高原的儲水量在一定范圍內(nèi)上下波動(圖8)。圖8(a)表明儲水量的年變化量ΔSa，正值代表儲水量增加，負值代表儲水量的減少。1981 -2011年，若爾蓋高原的儲水最大減量在1987年達到31.03×108m3，儲水量最大增量在1991年，達到29.47×108m3，而且若爾蓋高原儲水量的年際增減范圍占QZ約50%。

各子流域儲水變化量除以面積進行單位化ΔSp，可比較若爾蓋高原的不同流域儲水深變化量(圖8(b))。黑河與白河儲水深變化量的年際變化形態(tài)與幅度相近，白河儲水深變化量最大為0.129 m，最小為-0.099 m，多年平均值0.087 m。黑河儲水深變化量最大為0.148 m，最小為-0.138 m，多年平均值0. 087 m。其他區(qū)域儲水深變化量最大為0.388 m，最小為-0.231 m，多年平均值0.086 m。其中黑河、白河儲水深變化量無明顯的遞增或遞減趨勢，在一定范圍內(nèi)維持動態(tài)平衡，所以圖8(a)中若爾蓋儲水變化量的減少主要來自于其余區(qū)域。1987年與1991年若爾蓋儲水的大幅減少與增加也主要來自于除白河與黑河外的其余區(qū)域的影響。

以唐玉風[23]估算結(jié)果作為參考，計算1980年總儲水量為60.03×108m3，計算1981 -2011年每年若爾蓋高原儲水量變化量，得到每年若爾蓋高原的實際儲水量Sa(圖9(a))。1981-2011年間若爾蓋高原儲水量在1984年最大，達到90.18×108m3。2009年若爾蓋高原的儲水量最小，只有14.76×108m3。1981-2011年平均儲水量59.30×108m3，平均遞減速度0.49×108m3/a。

采用若爾蓋高原的儲水量占黃河干流的瑪曲站徑流量的比例(γ)，可反映若爾蓋高原向黃河干流的潛在補水能力。圖9(a)表明2002年前儲水量雖有一定波動但整體基本穩(wěn)定。圖9(b)表明，1981-2011年若爾蓋高原的γ均值為46.01 %。潛在儲水比γ最大值發(fā)生在2002年，達89.96 %，最小值發(fā)生在2009年為8.24 %。2003-2009年，若爾蓋高原的儲水量減少61.15×108m3。若爾蓋高原儲水量的大量流失削弱了其潛在儲水比，使2009年潛在儲水比達到最低，僅為8.24 %，若爾蓋高原由于降水量減少和前期排水及蒸發(fā)增加，消耗了大量自身儲水，直至2010年之后才略有恢復。

圖8 1981-2011年若爾蓋高原及各子流域儲水量年變化量

圖9 1981-2011年若爾蓋高原的儲水量分析

需要指出的是，若爾蓋高原地廣人稀，水系和溝道密布且水文站較少，各區(qū)域的實測徑流量數(shù)據(jù)難以獲得。此外，若爾蓋高原各子區(qū)域的含水量，包括地表含水量與地下含水量缺乏水文數(shù)據(jù)檢驗。唐玉鳳[23]估算的若爾蓋高原的地下儲水量約為45×108m3，2006年地表水儲量估計值約19.88×108m3，2者之和與本文計算得到的總儲水量(59.30±18.69)×108m3情況相接近，間接說明本研究結(jié)果具有一定的可信度。

5 結(jié) 論

(1)若爾蓋高原是黃河上游的重要水源地，1981-2011年整個若爾蓋高原向黃河干流的補水量年均為(67.08±14.90)×108m3，約為黃河瑪曲站年徑流量的48.0 %，約為唐乃亥站年徑流量的33.9%。但是，若爾蓋高原對黃河的補水量持續(xù)以0.48×108m3/a速率下降，其下降的主要因素是降水減少與蒸發(fā)增強。

(2)徑流量減少主要受降水與蒸發(fā)的疊加影響，即降水量每減少1 mm導致黑河與白河的年徑流量分別減少0.02×108m3和0.05×108m3。蒸發(fā)量每增加1 mm導致黑河與白河的年徑流量分別減少0.12×108和0.27×108m3。

(3)1981 -2011年間，若爾蓋高原的年均儲水量為(59.30±18.69)×108m3，平均減少速率0.49×108m3/a，其基本與對黃河的補水量一致，因此可認為儲水量變化決定了若爾蓋高原對黃河干流的補水量。若爾蓋高原的儲水量減少一方面加劇其沼澤的地下水水位下降，加速了濕地萎縮與退化，另一方面使得若爾蓋高原能夠補給黃河源的潛在水資源量減少，加劇了黃河上游的水資源量短缺情勢。