汾河流域上游基流特征及其影響因素

呂向林，姬世保，仇亞琴，郝春灃，楊 月

(1.中國水利水電科學研究院流域水循環(huán)模擬與調控國家重點實驗室，北京 100078；2.天津科技大學濱海地下水利用與保護研究室，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間，將徑流劃分為直接徑流和基流，其中直接徑流由地表產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，變化過程較長，與直接徑流相比基流對降水的響應比較緩慢。在無人類影響情況下，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?、維持河道內生態(tài)環(huán)境以及種群生態(tài)、通過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，基流量也可以用來檢驗分布式水文模型的模擬結果是否合理。

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?；鞣指罘椒ㄖ饕袛?shù)字濾波法、滑動最小值法、時間步長法(hydrograph separation program, HYSEP)以及水文模型法[2]。一些學者認為，滑動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)化非常復雜。數(shù)字濾波法需要數(shù)據(jù)較少，易于計算機自動實現(xiàn)，是近年來國際上普遍應用的基流分割方法[4]。雷泳南等[5]基于數(shù)字濾波法對窟野河流域進行基流分析，發(fā)現(xiàn)流域基流量下降趨勢極為顯著，基流量變化主要驅動因素是流域內煤礦開采和地下水超采。董薇薇等[6]針對祁連山疏勒河上游流域采用數(shù)字濾波法和滑動最小值法進行基流分割，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%，被譽為山西省的母親河。近年來，人類活動影響強烈，水土流失、煤礦大規(guī)模開采、地下水超采等問題改變了汾河流域的水循環(huán)路徑及水量交換過程。汾河流域基流量急劇減少，2000—2009年平均基流量僅為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、河道內生物圈崩塌、魚類洄游受阻等一系列嚴重生態(tài)環(huán)境問題，嚴重威脅當?shù)厣鐣?jīng)濟可持續(xù)發(fā)展。本文選取汾河上游流域(111°21′E～112°29′E，37°40′N～38°58′N)控制站蘭村站數(shù)據(jù)(圖1)，采用數(shù)字濾波法及HTSED對汾河流域上游地區(qū)進行基流分割，刻畫基流變化特征，分析基流量變化的主要影響因素，以期為汾河流域社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展、生態(tài)環(huán)境建設提供依據(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年實測日徑流數(shù)據(jù)，分別采用單參數(shù)濾波法及HYSEP方法進行基流分割得到日基流量，按時間計算年、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。降水數(shù)據(jù)來源于中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集(V3.0)，采用泰森多邊形法計算并對面積進行加權平均得到平均面降雨量。1956—2008年原煤開采量數(shù)據(jù)來自《山西能源經(jīng)濟60年》。

2.2 研究方法

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

(1)

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

b.HYSEP法。HYSEP法使用3種方法劃分基流：固定時間間隔法、滑動時間間隔法、局部最小值法[1,8-9]。利用經(jīng)驗公式計算直接徑流持續(xù)時間N，時間間隔通常為介于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)檢驗方法，被廣泛應用于時間序列變化趨勢特性的檢驗，M-K法是根據(jù)樣本的秩次關系來判斷其序列趨勢性，受異常值影響較小也不需要樣本服從特定的分布特征。通過計算Z值來定量刻畫趨勢變化的顯著程度，常用于水文、氣象等非正態(tài)數(shù)據(jù)的趨勢分析。統(tǒng)計量Z>0表示時間序列具有上升趨勢，反之則具有下降趨勢。在給定顯著性水平α下若|Z|≥Z1-α/2則拒絕原假設即時間具有顯著的上升或下降趨勢。

d.Pettitt法。Pettitt法是一種利用秩和序列檢測突變的方法[10]，計算公式為

(3)

e.SCRAQ法。SCRAQ法由王隨繼等[11]2012年首次提出，該方法通過計算突變點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，得到降水量對徑流量變化的貢獻率[12]：

(4)

式中：Cp為貢獻率；SPa、SPb分別為突變點后、突變點前累積降水量斜率；SRa、SRb分別為突變點后、突變點前累積徑流量斜率。

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地區(qū)，在枯水期基流量占徑流量的大部分，二者變化趨勢相差不多，而在洪水期基流較徑流變化更為緩和，退水過程比徑流滯后。因此，為探究兩種不同基流分割方法在汾河流域的適用性及最佳參數(shù)值，選取流量過程特征明顯的枯水季洪水時段進行研究。1961年9—10月洪水流量序列受人類活動影響較小且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果

結合上文基流特征分析圖2結果，可以發(fā)現(xiàn)固定時間間隔法、滑動時間間隔法分割的基流過程線有較多的明顯拐點，出現(xiàn)明顯的陡漲陡落現(xiàn)象，與實際下墊面情況不符；局部最小值法的結果雖無明顯的陡漲陡落，但曲線并沒有隨著洪峰產生而增大；數(shù)字濾波法當α值為0.975、0.950時，在洪峰之前流量較小的時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時曲線較為平滑且趨勢與徑流保持一致，基本符合流域匯流規(guī)律。Arnold等[13]對美國11個流域的研究結果和Nathan等[14]對澳大利亞186個流域的研究結果證明，α取0.925時分割基流效果最好；綜合參照前人成果，數(shù)字濾波法在α取0.925時可以客觀地反映實際基流狀況，較適宜汾河流域基流分割。

3.2 基流深年際趨勢

圖3(a)為1956—2016年基流深、徑流深變化情況，可見二者總體均呈下降趨勢，兩個序列高度相關，Pearson相關系數(shù)為0.99。圖3(b)為基流深的M-K檢驗結果，可見1956—1966年基流深無顯著趨勢，1967—1969年基流深呈微弱上升趨勢?？傮w來說1956—1972年基流深保持不顯著的動態(tài)變化，1973—2016年基流深總體呈下降趨勢，且序列Z值為-5.88，通過置信度99%的顯著性檢驗，下降趨勢極為顯著。1996年出現(xiàn)一次顯著的波動上升，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%，導致基流深有小幅度回升。2008—2016年基流深下降趨勢減緩，有小幅增加趨勢。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，總體上呈波動下降趨勢，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、徑流趨勢線

3.3 基流深突變分析

M-K法適用于單一突變點的序列計算，本研究基流深序列中存在多個突變點，采用Pettitt進行多突變點的檢測，檢測出第一突變點后，通過二分法把原序列分解成兩個子序列分別計算突變點，重復以上步驟至序列無顯著突變點存在，計算結果見表1。

Pettitt檢驗中，如果P≤0.01，認為檢測出的突變點在統(tǒng)計意義上是顯著的。由表1可見，1981年統(tǒng)計值P接近0，2008年P<0.01，則認為存在1981、2008年兩個顯著突變點。同時，通過M-K法計算突變時間，得到第一次突變時間為1980—1981年，兩種檢驗方法結果一致。其他4個突變點，雖然也有突變趨勢，但是并不顯著。綜上，1956—2016年蘭村站基流量序列存在1981、2008兩個顯著突變點，并且根據(jù)突變點將序列分成1956—1981年、1982—2008年、2009—2016年3個時間段。

表1 基流深突變點檢驗

3.4 基流深年內分布變化

圖4為不同年代際基流深年內分配情況。以20世紀50年代月平均基流量為基準值，計算不同年代際各月相對基準值的變化幅度，結果見表2?；魃钋€為典型“雙峰型”結構，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，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)性河流恢復為常年河流，其中枯水期流量恢復較快，而汛期7、8、9月基流深較20世紀50年代仍有較大差距。

表2 基流深年代際年內衰減情況

圖4 不同年代際平均基流深年內分配情況

4 影響因素分析

4.1 煤礦開采

煤礦開采中會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，導致影響半徑內地下水垂向流動。煤礦開采通常距地表有一定距離，隨著煤礦開采規(guī)模擴大，導致巖層移動，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水構造，使得礦區(qū)煤系地層裂隙水、上覆松散巖類孔隙水和下伏碳酸鹽巖溶水相互貫通[15]，當采空區(qū)低于河底高程時，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年煤礦產量如圖5所示，煤礦產量呈指數(shù)型上升趨勢，而這一階段基流量迅速下降。用M-K法進行趨勢分析，并與上文基流深趨勢曲線進行Pearson相關分析，Pearson相關系數(shù)為-0.964，呈現(xiàn)高度負相關關系，煤礦產量的增加對基流下降產生了直接影響?！渡轿魇∶禾块_采對水資源的破壞影響及評價》表明，山西每開采1 t原煤將造成包括礦涌水在內共2.48 m3地下水損失[16]。2008年煤礦開采量為55 740萬t，是1956年的35倍，是1972年的10倍。以2000—2008年年均開采量4億t煤計算，每年山西省將損失約10億m3地下水資源，相當于引黃入晉工程一期、二期的總引水量。

圖5 1956—2008年煤礦開采量變化

4.2 地下水開采

隨著社會經(jīng)濟飛速發(fā)展，用水需求日漸增加，地下水開采量逐年擴大[17]。20世紀80年代以前，汾河流域地下水年開采量約為4.8億m3，1995年地下水年開采量達17億m3，近十幾年年均開采量超過30億m3。累積超采地下水量超100億m3。地下水嚴重超采導致太原盆地、臨汾盆地附近深層水形成幾個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，通過汾河流域清水復流工程，引黃濟晉等工程，根據(jù)2012—2014年檢測數(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。地下水位相對于河道水位下降，地下水補給河道基流量減少。

4.3 降水

降水量和氣溫是影響徑流量變化的主要氣象因素，降水量改變直接導致流域產流量發(fā)生變化，而氣溫變化通過改變蒸發(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活動[19-20]。表3為突變點前后降水量與基流深變化情況，可見1982—2008年與1956—1981年相比，累計基流量斜率減少61.32%，并且累計降水量斜率下降5.95%，計算可得，降水量減少對基流量減少的貢獻率僅為9.96%，而不考慮氣溫影響時人類活動對基流量減少的貢獻率為83.19%。2009—2016年相比于1982—2008年，累計基流量斜率增加12.38%，累計降水量斜率增加10.07%，計算可得，降水量增多對基流量增多的貢獻率為81.37%，而不考慮氣溫影響時人類活動對基流量增加的貢獻率為19.63%。

表3 突變點前后降水量、基流量斜率變化

4.4 水土保持措施

水土保持能夠加強水循環(huán)垂直過程并且削弱水平過程，增加降水后林地草地的攔蓄量并補給地下水，使地下水水位回升，從而實現(xiàn)地下水補給河道增加基流。徑流、基流同時減少過程中，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關系見圖6。汾河流域上游地區(qū)中,石質山區(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年開始，持續(xù)開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

由于各影響因素數(shù)據(jù)時間跨度不同，選取1988—2008年數(shù)據(jù)，采用隨機森林法對煤礦開采、降水、地下水開采、水土保持4個影響因素的重要性進行評估，將GINI指數(shù)作為評價指標，因素重要性評分用VIM表示，將計算所得各影響因素重要性評分進行歸一化處理，得到煤礦開采、降水、地下水開采、水土保持VIM值分別為0.284、0.247、0.238和0.231。

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

5 結 論

a.汾河上游流域基流在1956—2016年總體呈下降趨勢，2008—2016年基流量下降趨勢減緩，有小幅增加趨勢。顯著突變點為1981年和2008年?；髂陜确植继卣饔?0世紀60年代汛期單峰性結構轉變?yōu)?0年代的雙峰型結構。

b.人類活動是基流變化的主要影響因素，降水的增加或減少會導致基流的增加和減少，但并不占主導地位，人類活動中煤礦開采重要性評分最高，其次是地下水開采。水土保持會導致基流小幅度增加，但重要性最低。