陕北地区河川基流的时空演变规律
[顾磊, 张洪波*
, 陈克宇, 俞奇骏]
, 陈克宇, 俞奇骏]
引用本文
顾磊, 张洪波*, 陈克宇, 俞奇骏. 陕北地区河川基流的时空演变规律. 2015, 30(7): 802-811
Gu Lei, Zhang Hongbo, Chen Keyu, Yu Qijun. Spatial-temporal Evolution of River Baseflow in Northern Shaanxi. Advances in Earth Science, 2015, 30(7): 802-811
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Gu Lei, Zhang Hongbo, Chen Keyu, Yu Qijun. Spatial-temporal Evolution of River Baseflow in Northern Shaanxi. Advances in Earth Science, 2015, 30(7): 802-811
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陕北地区河川基流的时空演变规律
作者简介：顾磊（1991-）,女,重庆人,硕士研究生,主要从事水资源系统工程研究.E-mail:376628750@qq.com
摘要
陕北地区地下水关系复杂,且与地表水交换十分频繁,给区域水资源评价与利用提出了严峻的挑战。通过估算陕北风沙区高家堡水文站和黄土区高石崖、曹坪水文站的基流量过程,分析了各站基流序列与对应区域的面降水序列的演化趋势及变异驱动关系;研究了其多时间尺度变化特征。结果表明：①风沙区地下水对径流补给量远大于黄土区;②不同地区的河川基流量均显著减少,主要受人类活动驱动;③各站基流量的周期及丰枯变化与其面降水量序列的周期变化在中小尺度上响应较为密切;④风沙区降水—径流关系较黄土区更为不稳定,原因在于其受到地下水蓄滞和侧向补给的影响更显著。在变化环境下的影响,风沙区水循环过程将更趋复杂多变,因此水资源评价中必须考虑地下水的影响。
关键词:
河川基流; 趋势变化; 周期波动; 陕北地区
中图分类号:P343.1
文献标志码:A
文章编号:1001-8166(2015)07-0802-10
Spatial-temporal Evolution of River Baseflow in Northern Shaanxi
Abstract
The interaction between groundwater and surface water in northern Shaanxi is quite complicated and frequent under the influence of regional hydrogeological condition and human intervention. These performances bring serious challenges to regional water resources assessment and utilization. The river baseflow process at Gaojiabu Station in windy desert region, Gaoshiya and Caoping Station in loess region were taken as research objects, and their variation trends and change points in the river baseflow series were analyzed in this paper. In addition, to explore the cause of the baseflow change, this research compared their correlations with precipitations in the same area respectively from two aspects of flow variation and multitimescale characteristics. The results show that: ①groundwater recharges for river flow in windy desert region significantly exceed those in loess region; ②baseflows of all the rivers in the study area reducing significantly are mainly determined by human intervention such as the extensive pumping of groundwater; ③periodic changes of baseflow in each station response closely to precipitation change on meso-scale and small-scales; ④precipitation-runoff relationships in windy desert regions are much more complicated and unstable than loess region, which is mainly because of its more significant impact from groundwater storage and the lateral recharge change. Under the changing environment, the water cycle in windy desert regions would be in complexity and variability. Therefore, it is recommended that, groundwater changes need to be considered in regional water resources assessment.
Keyword:
River baseflow; Variation tendency; Periodic fluctuation; Northern Shaanxi.
引言
水资源作为国家战略安全资源, 其重要性不言而喻[1]。然而随着人类活动日益频繁, 河川径流量急剧减少, 水资源供需矛盾不断加剧[2, 3]。尤其是在我国的渭河流域和陕北地区, 地下水资源被长期大规模开采并引发地下水位下降、河川基流量锐减、生态环境恶化等日趋严重的环境地质问题[4]。基流, 作为径流的重要组成部分, 其对枯水期的水资源供给有着至关重要的影响。同时, 基流的准确定量和规律的研究在工农业供水保障、水安全评估、非点源污染评价、水资源评价与调查、降水— 径流关系模拟等研究过程中具有重要的地位[5]。
目前关于河川基流概念的提法较多, 如来源于地下水或是其他延迟部分的径流[6], 地下水补给给河流的水量[7]、流量中径流成份较为稳定的那部分、除地面径流以外的径流量等。虽然提法不一, 但其内涵基本一致：①河川基流区别于地表径流, 并与其共同构成河川径流; ②河川基流量基本来自地下水补给, 且出流过程较为平稳, 常被视为水资源调查中地表水量与地下水量重复计算的部分。遂本文给出河川基流的定义如下：河川基流是指来自于地下水补给, 区别于地表径流的那部分稳定径流量。
基流量计算方法研究较多。早期, 多采用手工操作分割, 如枯季径流法[8]、经验斜割法等, 但此类方法工作量极大, 且带有强烈主观性。之后, 分割方法日益全面, 如水文模型法[9], 通过降水径流模型模拟研究区地下水对河流补给量, 但合理选择水文模型并率定合适参数却有较大难度; 环境同位素和水化学方法[10], 通过分析地下水与降水以及河流中稳定同位素组成, 揭示其相关关系, 此法分析数据较为可靠, 但却需要极大人力物力, 较为复杂; 近年来发展起来的电子滤波法[11~14], 虽缺乏物理依据, 但其适用性较强, 计算简单, 得到了广泛推广, 尤其在黄土地区。林凯荣等[12]曾用数字滤波法对汉江老灌河流域进行了基流分割, 并给出了合适参数。杨蕊等[13]采用3类方法对南盘江上游进行基流分割, 发现数字滤波法2结果最为稳定可靠。鉴于以上研究成果, 本研究选取数字滤波法对研究河流进行基流分割, 并对比研究区降水变化, 分析了基流的多年变化趋势, 变异情势以及多时间尺度变化特征, 为流域水资源开发利用和管理, 以及生态环境建设提供科学依据。
1研究区概况与数据1.1研究区概况本次研究选择陕西省北部秃尾河流域的高家堡水文站、孤山川流域的高石崖水文站以及岔巴沟流域的曹坪水文站为研究对象（图1）, 各站点所控制区域均具有较强的代表性, 如高家堡站属风沙区, 高石崖站属黄土峁梁区, 而曹坪站则属黄土丘陵区。不同的地区表征了其不同的下垫面以及水文地质条件, 对提取基流的空间规律奠定了物理基础。
 | 图1 各水文站点分布图Fig.1 Distribution of hydrological stations to study |
秃尾河为黄河一级支流, 源于陕西省神木县内瑶镇乡的官泊尔海子, 在佳县朱家坬乡汇入黄河, 是佳县与神木县的天然界河。全河长139.6 km, 比降为1.36%, 控制流域面积为3 294 km2, 主要支流为圪丑沟、清水沟、清杨树沟和红梁沟。此次研究选择的高家堡水文站, 控制面积为2 095 km2, 全区属于风沙滩地地貌, 地势较为平缓, 起伏不大, 但区内的沙地基质松散且不稳定使得植被稀疏。孤山川也为黄河支流, 位于陕西省府谷县内, 全河长79.4 km, 比降为0.54%。控制水文站高石崖站, 控制面积为1 272 km2, 主要汇入支流为阳湾川、地家川和木瓜川, 属于黄土峁梁地貌。岔巴沟为无定河二级支流, 位于陕西省子洲县北部, 控制站点为曹坪水文站, 控制面积为187 km2, 流域为黄土丘陵沟壑地貌, 沟壑纵横, 梁峁起伏, 沟深坡陡, 地形破碎, 水土流失严重。3个区域均为干旱、半干旱大陆性季风气候区, 气候干燥, 蒸发强烈, 降水较少。
1.2研究区数据本研究采用高家堡、高石崖、曹坪站逐日流量资料与含沙量资料为基础资料：高家堡(1967— 2010年), 高石崖(1956— 2010年), 曹坪(1971— 2010年), 资料来源于黄委会水文局汇编的《黄河流域水文资料》。通过整编处理, 可得到逐日实测清水径流量。3站控制区域的降水资料来源于中国气象科学数据共享服务网。选取各水文站内及周边雨量站共计33个雨量站数据, 通过泰森多边形法计算权重得到各水文站长序列面降水。为便于对比分析, 分别截取与基流序列长度相同的降水序列进行分析, 即：高家堡(1967— 2010年), 高石崖(1956— 2010年), 曹坪(1971— 2010年)。
2研究方法通过数字滤波法提取各站的基流过程, 用TFPW-MK趋势分析法分析各基流序列趋势变化, 通过秩和检验法检验各序列变异情况, 并应用小波分析对序列周期变化进行研究。同时, 对比降水序列的趋势与周期变化, 对基流变化的成因做了进一步探讨。
2.1数字滤波法
数字滤波法是近年来国际上研究最为广泛的基流分析方法, 在黄土地区有较好的可行性和准确性[14]。它源于信号分析, 通过把日径流量视为高频信号的地表径流和低频信号的基流组成, 将高频信号和低频信号分离, 从而从日流量过程中分割出基流[12]。其计算公式如下：
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式中： 
2.2TFPW-MK趋势分析法
Mann-Kendall趋势检验法是一种非参数检验法, 无需序列服从正态分布, 近年来被广泛用于水文序列的趋势检验[15, 16]。对一平稳独立水文序列 
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其中 
i=1, 2, …, n-1; j=i+1, i+2, …, n; i, j分别为水文序列 
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式中： 
2.3滑动秩和检验法
秩和检验法, 即为Mann-Whitney U检验法, 属非参数统计方法, 它不依赖于总体分布类型, 也不需要推断总体参数, 适于检验2种或2种以上的变量有无显著性差异。而滑动秩和检验法主要通过秩和检验法对序列逐点进行检验, 找出伴随概率 
2.4小波分析
小波分析法是在时域分析法(如自相关分析与互相关分析)和频域分析法(如傅里叶变换分析)的基础上提出的一种新的分析方法[19, 20], 发源于20世纪80年代初期, 具有自适应的时频窗口：高频段时, 频率窗口增大, 时间窗口减小; 低频段时, 时间窗口增大而频率窗口减小。通过选用合适的小波函数, 将时间序列进行连续变换, 可得到小波变换系数。通过对小波变换系数的分析, 可识别时间序列中多时间尺度演变特性[21]。总体说来, 其分析关键在于选择合适的小波函数与时间尺度。对一个特定的小波函数 
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式中： 
将得到的小波变换系数的平方进行积分求和, 即可得到小波方差：
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式中： 
计算各站基流序列及降水序列的年值, 并对其进行距平化处理, 得到各站基流、降水距平过程后, 选用Morlet小波函数, 对各距平过程进行复小波变换。分别对各序列的小波系数模、实部及小波方差进行分析。小波系数模表征时间尺度信号的强弱, 实部表征不同特征时间尺度信号在时间上的分布和位相结构, 小波方差可明确表征各尺度周期。
3结果与分析
3.1各站基流分割结果与分析
3.1.1基流分割
通过数字滤波法对各站实测清水逐日径流量序列进行分割, 得到基流序列。各站基流均值及其占径流量比例如表1。
3.1.2基径比变化
表1表明风沙区基流量在径流量中比重远大于黄土区, 其基径比特征也略有差异。高家堡站多年平均径流量中68.8%来源于地下水补给, 可见其径流量变化不仅受流域内降水影响, 更与地下水的补给息息相关。数据显示, 从1967年至2010年高家堡站径流量与基流量均呈减小趋势, 且基流减少率较之径流更甚, 这说明区域内地下水受人类取用水影响相较于地表水要低, 故基径比在时域上亦表现出不断增大的趋势。
 | 表1 各站基流及径流统计 Table1 Statistics of baseflow and runoff in each station |
在黄土地区, 两站的基流量比重相对较低, 但受人类活动的影响也更大。高石崖站多年平均基流比例仅为13.3%。2000年以前, 径流量、基流量均呈下降趋势, 且基流量较地表径流减小更为显著, 基径比不断减小, 可见2000年以前区域地下取水比地表取水更为强烈; 而2000年之后, 地表径流减小极其显著, 消减幅度大于基流, 故表现为基径比增大, 这表明该时期高强度的地表径流开发利用已然出现。曹坪站与高石崖站情形基本类似, 表现出相同的基径比变化特征, 在2000年以前, 基流、径流量均减小, 但基流量减小更为显著, 基径比不断减小; 而2000年之后, 径流量衰减尤为剧烈, 基径比一定程度上有所增加, 从27.7%增至32.3%。
综上所述, 笔者认为在降水量无显著变化的情况下, 人类地下水及地表水取用水量的变化应该是造成研究区基径比变化的主要原因。钱云平等[22]也对该地区基流变化进行了研究, 并得到了与本文类似的结果。
3.1.3土地利用对基流的影响
人类活动对基流变化有2类作用：①地下水取水造成基流减少; ②大规模水土保持建设改变土地利用方式, 造成地下水补给量增加。通过查阅资料, 笔者发现由于研究区实施了大量的水土保持措施, 使得土地利用和NDVI指数均呈现明显的变化, 具体表现为沙地减小, 林地、草地、园地的增加。而研究表明这种变化会导致降水对地下水的补给增加, 进而使得基流量增大[23~25]。但本文分析的实际基流量却呈现显著的反向趋势变化, 这表明相对日益强烈的人类抽取地下水而言, 土地利用方式改变对基流量变化的影响是极为有限的。
3.2区域基流和降水演变趋势及变异分析
因各站基流序列有较强自相关性, 故采用TFPW-MK趋势检验法分别对各站基流序列以及面降水序列进行趋势分析, 并用秩和检验法对其进行变异检验, 所得结果见。
对比各站基流序列与降水序列, 发现两者演变规律并不一致。对基流序列而言, 各站的变异点普遍发生在20世纪80年代之后, 该结果与张晓萍等对该区基流突变时间的分析结论基本一致[26]。而各站面降水量则无明显变异发生。从空间尺度看, 不同地区基流与降水的相关性并不同, 气候变化对河川基流的影响程度也不同。总体表现为黄土区基流与降水响应关系较风沙区更强烈。其中, 位于黄土沟壑区的高石崖站基流与降水相关关系最好, 降水与基流基本在时域上同相波动。其中, 在1981年前, 基流对降水的响应极其强烈, 波动过程基本一致, 这说明该时期河川基流主要受到降水补给的影响。而1981年后, 基流序列发生变异, 虽与降水仍呈现响应关系, 但出现了2点不同：①基流量均值明显降低, 使整个基流序列呈现一个明显的跳跃变化; ②基流的年际波动幅度有所减小, 且这种减少趋势随时间愈发显著。具体表现为基流序列对降水变化愈发迟钝。可见, 1981年后基流对气候变化的响应正在逐渐减弱, 而人类活动则逐渐代替气候变化成为影响河川基流的关键驱动因子。当然, 影响基流变化的人类活动并不仅仅局限于地下水开采, 而如区域内煤矿开采产生大量疏干水以及含水层破坏等引起的区域地下水补径排关系的变化, 也是影响基流变化的重要因素[27]。
| 表2 趋势检验与秩和检验统计表 Table 2 Statistics of trend test and rank-sum test |
曹坪站基流对降水的响应与高石崖站类似。1997年前, 曹坪站基流量受降水影响, 呈同相波动, 且响应较为强烈。在1997年后, 两者虽仍呈同相波动, 但基流量对降水的响应程度明显变弱。可见, 1997年后人类活动的影响已趋于主导。从两站的分析结果, 可以发现黄土区的河川基流主要受降水补给, 在变异发生前, 其间呈现较好的相关关系。然而由于人类活动影响逐渐加剧且强度较大, 如高石崖控制流域地下水开采量由1956年的220万m³ 增至2010年的1200万m³ , 增幅明显, 且其多年平均取水量已超过多年平均基流量的1/2[](数据来源于《榆林市实用水文手册》), 可见人类活动对河川基流的影响之深。
而位于风沙区的高家堡站, 其降水— 基流关系与黄土区明显不同。在整个时域内, 基流量对降水变化基本无响应, 亦无同相变化。究其原因, 笔者认为这与高家堡控制区域内地下水补给来源多样（包含侧向补给）, 且降水补给相对较小有关。由于河川基流受降水、侧向补给等多源补给, 河川基流量较为稳定, 并未受降水影响而呈起伏变化。但同时由于榆林地区地下水开采量逐年加大, 使得其侧向补给量有所减少, 故在整个研究时段内, 高家堡站的基流量有呈一个整体下降的趋势。
3.3区域基流和降水多时间尺度变化特征分析
由于小波变换时, 距平序列比原序列更能反映实际多时间尺度变化特征[28], 故本研究将各序列进行距平处理后, 通过MATLAB软件进行连续小波变换分析。
3.3.1周期及显著性分析
由各站基流距平及降水距平小波变换方差图, 可得到各序列周期如表3：
| 表3 各站基流周期与降水周期对比 Table 3 Comparison of baseflow cycle and precipitation cycle in each station |
由表3可知, 各站控制区域降水周期有一定程度相似性。大体可分为4个尺度周期：3~5年、9~10年、14~19年以及24年周期, 其中, 小尺度周期如3年周期、9年周期和大尺度周期即24年周期最为稳定, 在风沙区与黄土丘陵区中均有所体现。从单站点看, 曹坪站降水序列的多时间尺度变化特征最为复杂, 含有4个尺度周期。相较之下, 各站基流序列周期特征变化更为独立, 各站之间并无多少相似性。较为稳定的周期为小尺度周期3年周期和大尺度周期即25~28年周期。此外, 可以看出, 基流周期与降水周期虽有一定程度相似性, 如都存在小尺度周期3~5年, 曹坪站基流与降水均存在14年周期, 高石崖站基流与降水均存在9~10年主周期。但其差异性更不可忽视, 两者之间的多时间尺度特征并不一致。下图是各站基流和降水序列小波系数模平方等值线图。
由图2可知, 高石崖站基流序列9年尺度周期最突出, 在1960— 1980年表现最明显, 振荡中心在1974年左右, 3年尺度周期也极其显著, 主要体现在1960— 1980年段, 在1970年前表现更突出。大尺度周期如18年周期和28年周期在1965年前较显著, 但之后显著性降低。降水序列的小尺度周期即3年周期最为突出, 尤其在1970年前, 9年周期也较显著, 在1985年前有突出表现, 大尺度周期表现并不明显。
 | 图2 各站基流和降水序列小波变换系数模平方等值线图 (a)高石崖基流; (b)高石崖降水; (c)曹坪基流; (d)曹坪降水; (e)高家堡基流; (f)高家堡降水Fig.2 Modulus square contour of the wavelet coefficients of baseflow and precipitation Baseflow (a) and precipitation (b) in Gaoshiya station; Baseflow (c) and precipitation (d) in Caoping station; Baseflow (e) and precipitation (f) in Gaojiabu station |
曹坪站基流小尺度周期如6年周期与大尺度周期14年周期均为主周期, 在1990年前有较强显著性, 其震荡中心分别在1979年与1980年, 1996年后周期几乎消失。降水序列的小尺度周期即5年周期突出性最强, 主要表现在1970— 1980年, 1990年后9年周期较为显著, 振荡中心约在1997年左右, 大尺度周期即24年周期在整个时间段内有一定显著性, 且在1985年后有所增强。
高家堡站基流序列25年周期最为突出, 为主周期, 但显著性在1985年之后随时间减弱且周期有缩短趋势, 在1980年前13年尺度周期也有一定表现, 但不明显。降水序列突出性最强周期为9年周期, 振荡中心在1973年, 主要表现时间为1967— 2007年, 但在1985— 1995年此周期显著性明显降低至几乎消失, 之后周期有缩短趋势。另, 小尺度周期3年周期在1975年前与2000年左右也有一定表现, 但显著性不强。
此外研究发现, 各站基流主周期消失的年份刚好与秩和检验所得变异年份相对应。如曹坪站基流序列1996年后几乎无明显周期变化, 其变异亦发生于1997年; 高家堡站基流序列主周期在1985年后显著性明显降低, 其变异年份为1985年; 高石崖站基流序列主周期在变异时间1981年后显著性开始下降。由此可见, 基流变异不仅仅在流量层面, 其周期变化也在变异点前后发生了本质性的改变, 值得水资源管理部门给予关注。
3.3.2各时间尺度丰枯变化
图3给出了各序列小波变换实部等值线图结果。对比各站基流和降水在时间尺度上的变化, 我们发现, 降水与基流量存在同相变化。从同一尺度观察, 各区降水丰枯分布几乎一致。如从黄土丘陵区曹坪和高石崖站都存在的24年尺度周期看, 1970— 1977年, 1990— 2001年均为丰水期, 1978— 1989年为枯水期; 从3站均存在的9~10年尺度周期看, 1971— 1975年, 1981— 1984年, 1991— 1993年, 1998— 2001年等均降水偏枯, 1976— 1979年, 1986— 1989年, 1994— 1996年等均降水偏丰。说明降水的丰枯变化在空间分布上具有一致性。相比之下, 由于各站基流具有不同尺度特征, 其丰枯变化存在较大差异。研究发现黄土区高石崖与曹坪站基流与降水的对应关系较风沙区高家堡站更好。高石崖站基流与降水同存在9~10年尺度周期, 且在该尺度上, 丰枯变化亦呈较为一致, 如1958— 1961年, 1968— 1970年, 1986— 1980年, 1986— 1990年, 1996— 1998年等均水量较为丰富, 其余年份均较枯。曹坪站基流与降水均存在14年尺度主周期, 丰枯变化基本一致, 即1971— 1975年, 1983— 1989年, 1997— 2002年和1996— 2010年水量均较枯, 其余年份则偏丰。而高家堡站基流与降水则无相近周期。可见, 黄土区地下水补给主要来于降水（雪）, 其周期变化与降水周期响应紧密, 而高家堡由于受区外地下水补给以及区域地下水调蓄影响, 使其为表现出与降水不同的特征。
 | 图3 各站基流和降水序列小波变换系数模平方等值线图 (a)高石崖基流; (b)高石崖降水; (c)曹坪基流; (d)曹坪降水; (e)高家堡基流; (f)高家堡降水Fig.3 Real part contour of the wavelet coefficients of baseflow and precipitation Baseflow (a) and precipitation (b) in Gaoshiya station; Baseflow (c) and precipitation (d) in Caoping station; Baseflow (e) and precipitation (f) in Gaojiabu station |
4结论
陕北地区各站基流均有显著的下降趋势, 并在1980年后普遍发生变异, 而降水变化趋势并不明显, 序列也无变异发生。黄土区河川基流在变异前主要受降水驱动, 变异后人类活动成为其主要影响因素。风沙区河川基流受地下水调蓄和侧向补给影响, 与降水响应不紧密, 而人类活动才是造成该区基流减小的主要原因。人类活动对基流的影响主要包括两大类：①地下水取水造成区域内基流以及侧向补给减少; ②大规模水土保持建设改变土地利用方式, 造成地下水补给量增加, 引发基流变化。研究中发现, 土地利用方式的变化对河川基流有增量作用, 而人类取水则具有减量作用, 且减量作用远远大于增量作用, 故研究区基流序列仍表现为明显的下降趋势。
近年来高强度的人类活动极大地影响了研究区的水文地质条件、土地利用方式、取用水习惯等, 导致区域地下水补径排关系以及与地表水的交互关系发生改变, 进而引发地下水对河川径流的补给急剧减少, 各站基流序列发生变异。且这种变异不仅局限于基流量, 其周期规律亦遭到破坏, 各站周期成分的显著性或降低或消失。
各站降水序列多时间尺度变化特征与基流多时间尺度变化特征有一定差异, 并不完全相同。相比之下, 黄土区基流与降水多尺度变化特征更为相似, 两站基流主周期与降水主周期可部分对应, 丰枯变化类似, 且这种相似性在变异发生前更为明显。而风沙区, 基流与降水周期相差较大。这与研究站高家堡所控制流域的地下水区间不闭合和汇流时间较长有关。
风沙区基流对径流贡献远大于黄土区, 所占比例接近70%。黄土丘陵区基流量稍小, 但亦不可忽略。因此, 本研究认为为了获得准确的区域水资源量及径流过程, 在陕北地区的径流规律分析、径流还原计算以及水资源评价过程中必须考虑基流对径流的影响, 尤其是在风沙区。
The authors have declared that no competing interests exist.
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