張建云 劉九夫 金君良,3 馬 濤 王國慶,3 劉宏偉 閔 星 王 歡 林 錦 鮑振鑫 劉翠善

1 南京水利科學研究院 水文水資源與水利工程科學國家重點實驗室 南京 210029 2 水利部應對氣候變化研究中心 南京 210029 3 長江保護與綠色發(fā)展研究院 南京 210098

青藏高原是長江、黃河、雅魯藏布江、印度河、恒河等亞洲主要河流的發(fā)源地，也是湖泊、冰川、多年積雪和多年凍土的主要聚集區(qū)，為我國甚至亞洲水資源產(chǎn)生、賦存和運移的戰(zhàn)略要地。青藏高原總面積約 2.5×106km2，外流區(qū)和內(nèi)流區(qū)面積約各占 1/2，海拔 4 000 m 及以上地區(qū)的面積約占 3/4，主要涉及西藏、青海、新疆、甘肅、四川等省、自治區(qū)的 32 個地級市，198 個縣約 4 000 萬人。據(jù)第一次全國水利普查河湖基本情況普查成果[1]，青藏高原集水面積（境內(nèi)）50 km2及以上的河流有 13 266 條，占全國同口徑河流總數(shù)的 29.3%，其中集水面積 1.0×104km2以上的河流有長江、黃河、塔里木河、雅魯藏布江、瀾滄江和怒江；青藏高原常年水面面積 1 km2及以上的湖泊有 1 129 個，占全國同口徑湖泊總數(shù)的 39.4%，其中水面面積 1 000 km2以上的湖泊有青海湖、色林錯、納木錯和扎日南木錯。

第二次青藏高原綜合科考研究將逐項開展與河流及區(qū)域水資源演變趨勢密切相關的工作。本文根據(jù)青藏高原長江、黃河、雅魯藏布江、瀾滄江和怒江 5 條主要河流的長系列實測流量資料和已有的文獻及成果，重點分析主要河流 1960—2018 年河川徑流變化、區(qū)域地下水變化情況，并對青藏高原水資源演變與趨勢提出初步認識。

1 1960—2018 年青藏高原河川徑流變化分析

長江、黃河、瀾滄江、怒江和雅魯藏布江 5 條河流均發(fā)源于青藏高原，本文分別選擇源區(qū)的直門達、唐乃亥、昌都、嘉玉橋和奴下 5 個代表性水文站的長序列水文資料。各站點資料均來源于省級水文管理部門，分析實測年徑流和月徑流的歷史變化特征，河流及水文站點分布見圖 1，各站點及資料情況見表 1。

采用 Mann-Kendall 檢驗法[2]（簡稱 MK 檢驗），分別在 α=0.05（顯著）和 α=0.01（非常顯著）水平下，檢驗月、年徑流標準化 MK 統(tǒng)計量 ZMK的顯著性，從而分析各條河流源區(qū)流域年徑流和月徑流的變化趨勢。

表 1 青藏高原主要河流代表性水文站基本特征

圖 1 青藏高原主要河流及代表性水文站分布圖

1.1 長江源區(qū)

1957—2018 年長江源直門達水文站實測年徑流演變特征見圖 2a 和 b。從圖中可以看出，過去 62 年來長江源河川徑流量呈現(xiàn)出上升趨勢，上升速率約為4.94%/10 a（約 6.5×108m3），MK 檢驗值為 2.2，上升趨勢顯著。年徑流序列的突變點發(fā)生在 2005—2007年。1957—2018 年長江源直門達水文站實測月徑流MK 檢驗結果見圖 2c。從圖中可以看出該時間段所有月份的徑流量都呈現(xiàn)出上升趨勢，全年有 7 個月的徑流上升趨勢顯著，3 個月（3月、4月和 11月）的徑流上升趨勢非常顯著，其中 3 月和 4 月的徑流上升趨勢最為顯著。

1.2 黃河源區(qū)

1956—2018 年黃河源唐乃亥水文站實測年徑流演變特征見圖 3a 和 b。過去 63 年來黃河源河川徑流量呈現(xiàn)出下降趨勢，下降速率約 -1.10%/10 a（約2.2×108m3），MK 檢驗值 ZMK為 -0.76，下降趨勢不顯著。年徑流呈現(xiàn)出先增大后減少，再增加的階段性特征，突變點發(fā)生在 1991—1993 年。黃河源區(qū) 20 世紀 50 年代中期—60 年代中期屬于枯水期；20 世紀 70—80 年代屬于豐水期；20 世紀 90 年代初徑流發(fā)生突變性減少，隨后持續(xù)回升。

黃河源區(qū)徑流有 40%—60% 集中在每年 7—8月[3]。對 1956—2018 年各月徑流 MK 檢驗結果（圖 3c）表明，所有月份的徑流量變化趨勢均不顯著。其中 6 月和 12 月的徑流量呈上升趨勢，其余 10 個月的徑流量呈現(xiàn)下降趨勢，5 月、8月和 9月的徑流下降程度較大。

圖 2 長江源直門達水文站年徑流變化特征

圖3 黃河源唐乃亥水文站年徑流變化特征

1.3 瀾滄江源區(qū)

1960—2018 年瀾滄江源昌都水文站實測年徑流演變特征見圖 4a 和 b。從圖中可以看出，過去 59 年來瀾滄江源河川徑流呈現(xiàn)出上升趨勢，上升速率約為0.91%/10 a（約 1.4×108m3），MK 檢驗值為 0.67，上升趨勢不顯著。年徑流序列的突變點分別發(fā)生在 1965 和2014 年。1960—2018 年瀾滄江源昌都水文站實測月徑流 MK 檢驗結果見圖 4c。從圖中可以看出除 8 月和 9 月，其他月份的徑流量都呈現(xiàn)出上升趨勢，僅 2 月的徑流上升趨勢達到了顯著水平；9 月份徑流量呈不顯著下降趨勢。

1.4 怒江源區(qū)

（圖 5a 和 b）來看，怒江源區(qū)年徑流量總體呈上升趨勢，平均增長速率約為 2.15%/10 a（約 5.4×108m3），MK 檢驗值 ZMK為 1.52，上升趨勢不顯著。年徑流量過程在 20 世紀 80 年代呈減小趨勢，到 20 世紀 90 年代初以后變?yōu)樵黾于厔?，突變發(fā)生在 1991—1993 年。怒江源區(qū) 20 世紀 80 年代—90 年代中期徑流量總體偏枯，20 世紀 90 年代后期進入豐水時段，到 2006 年之后進入平水期。

1981—2018 年各月徑流 MK 檢驗結果（圖 5c）表明，除 5 月和 7月以外，各月徑流量均有上升的變化趨勢，其中 4 月和 11 月上升顯著，12 月、1月、2月和 3月上升非常顯著。

怒江源區(qū)以嘉玉橋水文站為徑流出口站。從1981—2018 年共 38 年的徑流量變化及 MK 檢驗結果

1.5 雅魯藏布江源區(qū)

圖4 瀾滄江源昌都水文站年徑流變化特征

圖5 怒江源嘉玉橋水文站年徑流變化特征

1956—2018 年雅魯藏布江奴下水文站實測年徑流演變特征見圖 6a 和 b。從圖中可以看出，過去 63 年來雅魯藏布江河川徑流呈現(xiàn)出上升趨勢，其上升速率為0.91%/10 a（約 5.4×108m3），MK 檢驗值為 0.85，上升趨勢不顯著。年徑流呈現(xiàn)出先增大后減少，再增加又減少的階段性特征，突變點分別發(fā)生在 1966 年和 1998 年左右。1956—2018 年雅魯藏布江奴下水文站實測月徑流 MK 檢驗結果見圖 6c。從圖中可以看出除 8 月份外，其他月份的徑流量都呈現(xiàn)出不顯著上升趨勢，其中冬季徑流上升程度較大。

1.6 討論

青藏高原五大主要河流源區(qū)的徑流量除黃河源區(qū)有微弱下降外，其余河流源區(qū)徑流量都呈現(xiàn)不同程度的上升趨勢，其中長江源區(qū)的上升趨勢較顯著，其他河流上升趨勢均不明顯。徑流量上升速率范圍為0.26×108—0.73×108m3/（104km2 ·10 a），處于同一量級，其中單位流域面積徑流量上升最快的是怒江源區(qū)。從月徑流變化來看，徑流量呈現(xiàn)上升趨勢的長江、瀾滄江、怒江、雅魯藏布江 4 個流域春季、秋季和冬季徑流量增長趨勢更為明顯，而夏季徑流量變化趨勢較小且部分出現(xiàn)下降趨勢，這與全球變暖背景下冬季最低溫度升高顯著和春秋冰川雪蓋融化量增加等密切相關。

2 青藏高原地下水的變化

青藏高原地下水資源豐富，區(qū)域內(nèi)主要涉及的西藏自治區(qū)、青海省、四川省地下水資源總量分別為1105.7×108m3、424.2×108m3和 635.1×108m3①數(shù)據(jù)來源于《2018 年中國水資源公報》。。青藏高原地下水儲存對區(qū)域牧業(yè)、種植業(yè)、制造業(yè)和生態(tài)系統(tǒng)保護恢復至關重要，也關系著雅魯藏布江、長江、黃河、怒江等重要江河的補給，對保障區(qū)域經(jīng)濟社會發(fā)展具有重要意義。

2.1 地下水儲量分布與變化特征

目前，分析大尺度地下水資源儲量的主要方法多為基于 GRACE 重力衛(wèi)星數(shù)據(jù)并結合大尺度水文模型、地面觀測、航空遙感等數(shù)據(jù)進行評估計算。

圖6 雅魯藏布江源奴下水文站年徑流變化特征

青藏高原水資源在 2003—2012 年總體上經(jīng)歷了儲存量增加過程，年增長率為 9.7 mm/a，而喜馬拉雅山脈則經(jīng)歷了冰川急劇退縮過程，冰川雪水當量以20.2 mm/a 的速率在損失[4]。青藏高原的 8 個主要區(qū)域地下水儲量在 2003—2009 年均呈現(xiàn)增加的變化，包括金沙江流域 (24.6±22.4)×108m3/a、怒江—瀾滄江源區(qū) (17.7±20.9)×108m3/a、長江源區(qū) (18.6±16.9)×108m3/a、黃河源區(qū) (11.4±13.9)×108m3/a、柴達木盆地 (15.2±9.5) ×108m3/a、羌塘自然保護區(qū) (13.6±15.2)×108m3/a、印度河上游 (53.7±21.7)×108m3/a 以及阿克蘇河流域 (27.7±9.9)×108m3/a，其主要原因是喜馬拉雅山脈不斷加劇的冰川融化、凍土消融以及中國在三江源區(qū)的生態(tài)保護與建設項目等行政行為[5]。但同樣受“亞洲水塔”影響的中國西南周邊的阿富汗、巴基斯坦、印度（北部）和孟加拉國等國家，則因地下水的無節(jié)制開采導致了地下水存儲量的損失[6-9]，其中印度最為嚴重。2002 年 4 月—2008年 6 月，印度以 (540±90)×108m3/a 的速率損失地下水，年地下水損失量相當于印度最大地表水庫蓄水量的 2 倍，這可能是地球上任何類似規(guī)模的地區(qū)中地下水流失率最大的[8]。

2.2 地下水徑流特征與影響

青藏高原山地冰川大幅度退縮和湖泊體量增加的趨勢明顯[6]。湖泊面積增加主要原因可能是冰川積雪消融水、凍土融水和降水的流入，地下水在此過程中具有不可忽視的推動作用。地下水從補給區(qū)以降水、冰雪融水的形式補給，最終在高原山谷和鄰近盆地以泉水、側向補給河水與湖泊的形式排放[10]。

高原地區(qū)的地下水流動由地形梯度驅(qū)動，其循環(huán)深度可達 1—2 km，并可能攜帶地熱能出露地表形成溫泉水，這可能是破壞永久凍土并在高原上形成多年凍土消融區(qū)域的重要機制[11]。多年凍土消融形成的水資源量十分可觀[12]，這不僅使得區(qū)域地下水儲量增加，凍土層隔水效應的削弱也加劇了地下水與地表水體間的交換。因此，地下水徑流量的增加也是間接導致高原湖泊數(shù)量與體量增加的因素。

2.3 地下水資源的演變趨勢

大量研究成果表明，由于氣候變暖，喜馬拉雅山大部分冰川、積雪、永久性凍土在近年間經(jīng)歷了加速融化[13,14]。在此條件下，未來地下水在高海拔源區(qū)補給充分，加之在青藏高原地下水具有非常特殊的深儲存和深循環(huán)特征[9]，使得地下水可攜帶更多的熱能沖擊地表多年凍土層，這進一步加劇多年凍土的消融速度。凍土層的消融使得地表水和地下水之間的隔斷逐漸消失，地下水與地表水的交換將更為頻繁。由此預見，高海拔區(qū)域的地下水補給與相對低海拔區(qū)域的地下水自然排泄都將增大。在不擴大開采的條件下，未來青藏高原的地下水資源量及儲量都將呈現(xiàn)增加的趨勢。

3 青藏高原水資源變化的初步認識

20 世紀 50 年代初期以來，青藏高原經(jīng)受了顯著的氣候變化影響，其年均氣溫呈現(xiàn)明顯的上升趨勢。1955—1996 年，青藏高原地區(qū)年均氣溫每 10 年上升0.16℃。到 20 世紀 80 年代中期，青藏高原升溫率陡增，并于 20 世紀 90 年代達到最大值。1998—2013 年，青藏高原地區(qū)年均氣溫每 10 年上升 0.25℃[15]。這一系列氣候變化對青藏高原的冰凍圈產(chǎn)生了極為不利的影響，包括冰川退縮、積雪覆蓋減少、凍土退化、活動層增厚等，并直接或間接地對青藏高原水資源產(chǎn)生了深遠影響。

冰川是重要的淡水資源賦存形式，青藏高原擁有地球上第三大冰川群，冰川總面積達 50 657 km2，冰川總儲量為 4 680 km3，是北極和南極之外最大的淡水資源儲存庫。冰川融水是發(fā)源于青藏高原河流的重要補給來源，冰川融水補給大約可占青藏高原河川徑流的6%—45%。全球變暖導致冰川融化速度加快，青藏高原的冰川面積已經(jīng)由 20 世紀 70 年代的 48 800 km2，縮減至 21 世紀初的 44 400 km2，平均每年減少約 147 km2，總減少率達 9.05%。特別是帕米爾高原、喜馬拉雅山，冰川累計消減達到了原有面積的 15% 以上。長江源頭沱沱河和巴曲河流域 2009 年的冰川面積較 1970 年分別減少 20.83% 和 34.81%[16]。冰川退縮直接影響了青藏高原河川徑流的季節(jié)分配特征，河流洪峰起點提前[17]。然而，由于流域條件、氣候、徑流補給來源和補給比例不同，氣候變化背景下青藏高原地區(qū)的河川年徑流量變化趨勢差異較大，即使在同一個流域內(nèi)，不同子流域之間的河川徑流變化趨勢也不盡相同。發(fā)源于青藏高原的河流，徑流量的補給包括降水補給、冰川融水補給、地下水補給 3 種主要方式。一般而言，青藏高原北部、東部和東南部地區(qū)，河川徑流主要受降水主導；而在中部和西部地區(qū)，河川徑流受冰川融水或受地下水補給為主，或受兩者共同主導[18]。因此，冰川融水對雅魯藏布江和印度河的貢獻率較高，分別達 12% 和 48%。而對長江和怒江的貢獻率只有 5%—7%，對黃河和瀾滄江的貢獻率不足 2%。降水是黃河、長江、瀾滄江、怒江和雅魯藏布江年徑流量的主要補給來源，貢獻率為 65%—78%[19]。

一般而言，冰川消融在短期內(nèi)將會帶來河川徑流的增加，但從長遠來看，隨著冰川的逐步減少，冰川融水將隨之減少。全球變暖背景下，冰川融水徑流量會呈現(xiàn)先增加后減少的演變態(tài)勢。冰川融水“先增后減”拐點的出現(xiàn)時間，主要與流域冰川的大小、面積、降水變化、溫度變化等因素有關。目前監(jiān)測資料表明，冰川覆蓋率低、以小冰川為主的流域，冰川融水“先增后減”的拐點可能已經(jīng)或即將出現(xiàn)，如祁連山的北大河流域、石羊河流域等；結合氣候變化趨勢的模擬結果，青藏高原的部分流域在未來 10—20 年會出現(xiàn)冰川融水拐點，如在黑河、疏勒河以及長江源等流域；相比而言，具有大型冰川的流域，由于調(diào)蓄能力較大，冰川融水拐點出現(xiàn)時間會相對較晚[20]。

根據(jù)第二次水資源綜合評價 1956—2000 年水資源量系列，以及 2001—2018 年長江流域及西南諸河水資源公報資料進行分析，結果表明瀾滄江、怒江和伊洛瓦底江水資源量呈不顯著減少趨勢；金沙江石鼓以上、雅魯藏布江水資源量呈不顯著增加趨勢，降水量變化趨勢與水資源量的變化趨勢一致，降水量變化是影響流域水資源量的主要因素。

伴隨氣候變化和冰凍圈變化，青藏高原地區(qū)湖泊的水面面積、形狀等也發(fā)生了顯著變化。例如，色林錯 2010 年與 1997 年湖泊形狀的變化（圖 7）。20 世紀 70 年代—2010 年，青藏高原新出現(xiàn)了 99 個面積大于 1 km2的湖泊；81% 的原有湖泊面積擴張，總擴張面積為 7 240 km2，占湖泊總面積的 18.4%[21]。與 1976 年相比，納木錯湖泊面積增加了 51.8 km2，占湖泊總面積的 2.7%[22]。在青藏高原氣候向暖濕化方向發(fā)展的背景下，湖泊面積變化與氣候要素具有顯著相關性，以冰雪融水為主要補給源的湖泊主要受氣溫影響，而以地表徑流為主要補給來源的湖泊主要受降水量影響。從擴張趨勢來看，以冰雪融水為主要補給來源的湖泊整體擴張趨勢明顯，以地表徑流和河流補給為主要補給源的湖泊也呈擴張趨勢[23]，但不及前者。

4 結語

圖 7 色林錯湖泊形狀對比圖

青藏高原及其周邊地區(qū)作為“亞洲水塔”，是湖泊、冰川、多年積雪和多年凍土的主要聚集區(qū)，是我國甚至亞洲水資源產(chǎn)生、賦存和運移的戰(zhàn)略要地。本文根據(jù)青藏高原長江、黃河、雅魯藏布江、瀾滄江和怒江等主要河流的長時間系列實測流量資料和已有的文獻及成果，分析了青藏高原過去幾十年河川徑流變化及趨勢、區(qū)域地下水變化情況，并提出了關于青藏高原徑流及水資源演變與趨勢的 3 點初步認識。

（1）長江、瀾滄江、怒江和雅魯藏布江源區(qū)年徑流量有增加趨勢，黃河源區(qū)徑流呈現(xiàn)微減少趨勢。其中，長江源區(qū)增加趨勢顯著，其他河流變化不明顯。季節(jié)上來看，春季、秋季和冬季徑流量增長趨勢更為明顯，夏季徑流變化不顯著。降水和升溫導致的融雪增多是徑流量增加的主要原因。

（2）青藏高原地區(qū)地下水資源豐富，區(qū)域地下水資源量總體上呈現(xiàn)增加趨勢。整體增加的趨勢主要歸因為喜馬拉雅山脈不斷加劇的冰川融化、凍土消融以及中國在三江源區(qū)的生態(tài)保護和建設項目等。但是，受“亞洲水塔”水影響的中國西南周邊國家，如阿富汗、巴基斯坦、印度（北部）和孟加拉國等國家的地下水無節(jié)制開采，地下水存儲量減少顯著。

（3）青藏高原湖泊總體上呈現(xiàn)增加趨勢，以冰雪融水為主要補給來源的湖泊整體擴張趨勢明顯。在青藏高原氣候暖濕化方向發(fā)展背景下，湖泊面積變化與氣候要素具有顯著的區(qū)域相關性。此外由于青藏高原區(qū)域內(nèi)的升溫導致冰川消融，水資源量在短期內(nèi)有所增加，但從長遠來看，隨著冰川的減少，冰川融水亦將隨之減少。全球變暖背景下，部分冰川融水補給的河流徑流量會呈現(xiàn)先增加后減少的演變態(tài)勢。