1 引言
全球气候变化以快速升温为主要特征, 1901 -2012 年全球平均表面温度大约升高了0.89 ℃, 气候变暖已经成为不争的事实（IPCC, 2013）。气候变暖导致了冰冻圈萎缩（Liston et al, 2011; Han et al, 2014; Jorgenson et al, 2006; Schuur et al, 2011; 王宁练等, 2015; 姚檀栋等, 2013）, 冰冻圈的研究备受关注（王世金等, 2019; Haeberli et al, 2000; 秦大河等, 2006; 杨建平等, 2019; 王欣等, 2019）。积雪作为冰冻圈的重要组成部分之一, 是重要的水文变量。气候变化对发源于中高纬度或高海拔区河流积雪融水产生了深远影响（王顺久, 2017; Egli et al, 2009; Carey et al, 2013; Klaus et al, 2013）。在全球变暖的背景下, 融雪径流提前（Stewart, 2009）, 积雪期缩短（Choi et al, 2010）。同时降雪向降雨转化可能导致流域径流系数减小, 进而导致蒸发增加, 径流整体减少（Berghuijs et al, 2014）, 进而引起水文水资源过程改变（Barnett et al, 2005; Piao et al, 2007）。
北半球积雪是全球气候异常和变化的重要指示器（Fichefet et al, 1999; Rupp et al, 2013）。气候变化对积雪及融雪径流的影响引起了许多学者的关注。研究表明, 北半球的春季积雪范围显著减少, 且从1970 -2010年, 每10年减少的速度为80×104 km2(Brown et al, 2011)。Stewart (2009)发现1948 -2002年北美很多河流的融雪开始时间提前, 融雪径流的集中期也明显提前。欧亚大陆冬季积雪明显增加, 但积雪期缩短 (Bulygina et al, 2009)。中国地处欧亚大陆的东南部, 其中稳定积雪区主要分布在我国的东北和内蒙地区、 北疆和天山地区、 青藏高原地区（Che et al, 2008; 刘俊峰等, 2012; 王澄海等, 2009）。总体上, 中国冬季的积雪深度和雪水当量呈现增加趋势, 春季呈下降趋势 (马丽娟等, 2012)。其中, 东北及邻近地区1960 -2006年累积积雪的增加主要由冬季积雪的上升造成的（陈光宇等, 2011）; 积雪日数与降水量呈正相关, 与气温呈负相关（张晓闻等, 2018）, 积雪初、 终日期对气温变化较为敏感（傅帅等, 2017）。Li et al（2013）定量评估了西北干旱区径流量对融雪期气候变化的敏感性。北疆以积雪融水补给的克兰河最大径流由6月提前到5月（沈永平等, 2007）。罗继等（2011）分析了天山南麓阿克苏地区积雪变化对春季径流的影响。秦艳等（2018）发现天山地区, 在春、 夏季, 温度是决定积雪面积变化的主要因素; 而在秋、 冬季, 降水对积雪面积变化的贡献大于温度。青藏高原是北半球中低纬度海拔最高、 积雪覆盖最大的地区, 既是气候变化的敏感区, 又对水资源系统产生重要影响（王顺久, 2017; 李燕等, 2018; 黄晓清等, 2018）。已有学者对青藏高原积雪深度变化（白淑英等, 2014; 保云涛等, 2018）、 积雪日数变化（王海娥等, 2016）、 积雪面积变化（杨志刚等, 2017）、 被动微波反演积雪参数（刘进军等, 2018）、 融雪过程（周扬等, 2017）和积雪水文模拟的关键问题（李弘毅, 2013）开展了大量研究。研究表明, 青藏高原东部的积雪变化最显著（Vernekar et al, 1995; 李培基, 1996）, 而江河源区恰好位于高原东部, 其积雪主导了整个青藏高原积雪的变化（柯长青等, 1998）, 具有极好的代表性, 是青藏高原的窗口。目前, 江河源有关积雪的研究主要集中于积雪空间分布与年代际变化（杨建平等, 2006）、 积雪反照率时空分布及变化（吴雪娇等, 2013）、 融雪径流时间变化特征与趋势分析（吕爱锋等, 2009）、 融雪过程及其与气温关系（张娟等, 2018）, 且大多以积雪参数时空变化特征分析为主, 而对流域内积雪变化对春季径流的影响研究很少。因此, 本文选择黄河源区为研究对象, 利用站点观测逐日雪深数据, 选取积雪日数与年均雪深两个指标对比分析同期径流数据, 研究流域积雪变化特征及其对春季径流的影响。
2 数据来源与方法介绍
2.1 研究区概况
黄河源区地处我国青藏高原东部, 以唐乃亥站作为黄河源区的出口控制断面, 依据数字高程模型提取, 流域范围流域面积约121972 km2, 地理位置介于95°50′E -103°30′E, 32°20′N -36°10′N之间（图1）。源区内海拔2676~6142 m, 总体上地形呈南高北低、 西高东低的趋势, 地貌复杂多样, 以高山、 丘陵台地和平原为主。研究区多年平均降水量200~700 mm, 多年平均气温-4~1.1 ℃, 唐乃亥站多年平均径流量19.98×109 m3。
2.2 研究数据
表1 黄河源区气象站基本信息表Table 1 Basic information of meteorological stations in the source region of Yellow River |
| 气象站 | 纬度 | 经度 | 海拔/m | 省份 |
|---|---|---|---|---|
| 玛多 | 34.92°N | 98.22°E | 4272.3 | 青海 |
| 达日 | 33.75°N | 99.65°E | 3967.5 | 青海 |
| 久治 | 33.43°N | 101.48°E | 3628.5 | 青海 |
| 兴海 | 35.58°N | 99.98°E | 3323.2 | 青海 |
| 河南 | 34.73°N | 101.60°E | 3500.0 | 青海 |
| 玛曲 | 34.00°N | 102.08°E | 3471.4 | 甘肃 |
| 若尔盖 | 33.58°N | 102.97°E | 3439.6 | 四川 |
| 红原 | 32.80°N | 102.55°E | 3491.6 | 四川 |
积雪季节变化的特点, 本文将当年的9月1日至次年的8月31日定义为一个积雪年（马丽娟等, 2012; 王海娥等, 2016）。每个积雪年以9 -11月、 12月至次年2月、 3 -5月以及6 -8月, 分别作为秋、 冬、 春、 夏的季节起止时间。目前, 中国积雪研究中对于积雪日的定义和划分标准不同。根据《地面气象观测规范》（中国气象局, 2012）, 平均雪深不足0.5 cm（微量积雪）记为0 cm, 当积雪深度大于等于 0.5 cm时, 数值四舍五入, 最小值为1 cm。因此, 根据积雪深度对积雪日进行定义（安迪等, 2009; 田柳茜等, 2014）, 当站点雪深符合观测要求时, 且其积雪深度达到或超过1 cm, 记作一个积雪日。
本文以逐日积雪深度数据为依据, 对黄河源区积雪初日、 积雪终日、 积雪期、 积雪日数以及年均雪深进行分析。其中, 积雪初日定义为一个积雪年内首次出现积雪深度记录的日期; 积雪终日定义为一个积雪年内末次出现积雪深度记录的日期; 积雪期定义为一个积雪年内积雪初日至积雪终日这一时间段的累计天数; 积雪日数定义为一个积雪年内积雪初日至积雪终日之间雪深符合观测要求且积雪深度达到或超过1 cm的累计天数。文中年均雪深是在一个积雪年内所有积雪深度累加, 再除以积雪深度的积雪日数, 所得数值就是一个积雪年的年均雪深。
2.3 研究方法
采用线性回归法, 分析研究黄河源区积雪指标（积雪初日、 积雪终日、 积雪期、 积雪日数和年均雪深）及春季径流的时间变化趋势。其一般表达式为:
,
式中: x为时间序列; b为回归截距; a为回归斜率。 本文描述积雪特征以a的10倍作为时间序列的平均变化趋势。
Mann-Kendall检验法是一种非参数统计检验方法, 并且被世界气象组织推荐认可（Hamed, 2008）, 现在已广泛应用于分析气候因子时间序列的趋势变化研究上（Yue et al, 2002）。本文运用Mann-Kendall检验法分析积雪参数与春季径流的变化趋势的显著性。
在气候变化特征对水文过程的影响研究中, 大多利用敏感系数来评估流量对气候变化的敏感性（Zheng et al, 2009; Ma et al, 2010; Li et al, 2013）。根据Zheng et al（2009）提出的敏感性公式计算春季径流量对积雪日数及积雪深度的敏感性。计算公式为:
,
式中: 为敏感系数, 表征的意义是积雪要素变化1% 引起径流的变化率为 %; 和 分别为每年的积雪要素与径流量; 和 分别为积雪要素和径流量的多年平均值。
3 结果与分析
3.1 积雪日期变化
1978 -2016年黄河源区平均积雪初日介于9月15日至10月27日之间, 整体呈上升趋势, 线性趋势为3.7 d·(10a)-1, 并通过p<0.05显著性检验[图2(a)]。这表明黄河源区积雪初日在不断地延后, 1978 -2016年整体延后了14.1天。
黄河源区平均积雪终日介于4月28日至7月8日之间, 整体呈下降趋势, 线性趋势为-3.8 d·(10a)-1, 并通过p<0.05显著性检验[图2(b)]。这表明黄河源区积雪终日在不断地提前, 1978 -2016年整体提前了14.4天。
黄河源区平均积雪期介于199~282天之间, 平均时长229天, 整体呈下降趋势, 线性趋势为-7.4 d·(10a)-1, 并通过p<0.01显著性检验[图2(c)]。这表明黄河源区积雪期在不断地缩短, 1978 -2016年整体积雪期缩短了28.1天。
黄河源区平均积雪日数介于30~77天之间, 平均时长49天, 整体呈下降趋势, 线性趋势为-2.0 d·(10a)-1 [图2(d)]。这表明黄河源区积雪日数在不断地减少, 1978 -2016年整体积雪日数减少了7.6天。
3.2 积雪深度变化
3.3 春季径流变化
1978 -2016年黄河源区春季径流总体呈微弱的下降趋势, 线性拟合率为-16.7 m3·s-1·(10a)-1 [图4(a)]。其中, 3月径流呈上升趋势, 线性拟合率为4.5 m3·s-1·(10a)-1; 4月和5月径流呈下降趋势, 线性拟合率分别为-10.1 m3·s-1·(10a)-1、 -44.5 m3·s-1·(10a)-1 [图4(b)~(d)]。Mann-Kendall 检验结果表明, 春季径流及春季各月份径流变化趋势均不显著, 但自21世纪以来, 无论是春季径流还是春季各月份径流均呈明显上升趋势, 尤其是3月径流和春季径流都通过了p<0.05的显著性水平检验(图4)。这主要由于降水和温度的不同组合引起的, 导致春季径流的不同响应。全球气候变暖, 积雪初日推迟, 积雪终日提前, 积雪期缩短, 积雪日数减少, 导致融雪径流提前, 表现为1978 -2016年在3月径流呈上升趋势, 4月和5月径流呈下降趋势。但同时也由于区域大气水汽含量变化（Qin et al, 2006）, 致使春季径流及春季各月份径流自21世纪以来均呈上升趋势。
3.4 敏感性分析
为了进一步明确积雪参数对春季径流的影响, 本文利用敏感系数公式计算黄河源区春季径流对积雪深度及积雪日数变化的敏感系数。分析结果表明, 黄河源区春季径流对积雪日数和年均雪深变化的敏感系数分别为0.60和0.25（表2）。根据敏感系数的物理意义可知, 黄河源区积雪日数平均天数变化1%, 将引起春季径流变化0.60%, 而年均雪深平均变化1%, 将引起春季径流变化0.25%。由此表明, 黄河源区春季径流对积雪日数的敏感性大于对积雪深度的敏感性, 即积雪日数对径流的影响较年均雪深大。从月份看, 3月径流对积雪日数和积雪深度的敏感性均较小, 敏感系数分别仅为0.05和0.11（表2）, 这可能是由于黄河源区3月份平均气温在0 ℃以下（图5）, 大部分积雪尚未融化。而在4、 5月份, 随着平均气温升高（图5）, 积雪大量融化, 积雪变化对其径流影响较大, 故4、 5月径流对积雪日数和积雪深度的敏感性相对较大（表2）。
表2 1978 -2016年黄河源区春季径流对积雪变化的敏感性Table 2 Sensitivity of spring runoff to snow cover changes in the source region of Yellow River from 1978 to 2016 |
| 积雪参数 | 3月径流 | 4月径流 | 5月径流 | 春季径流 |
|---|---|---|---|---|
| 积雪日数 | 0.05 | 0.51 | 0.88 | 0.60 |
| 年均雪深 | 0.11 | 0.39 | 0.22 | 0.25 |
4 讨论
在气候变暖的背景下, 黄河源区表现出积雪初日推迟、 终日提前、 积雪期缩短和积雪日数减少趋势。而天山地区积雪日数呈不显著的增加趋势, 且积雪初、 终日没有明显的提前或推迟（杨青等, 2009）。这是由于新疆地区冬季寒冷而干燥, 积雪对降水量的变化较对温度的敏感, 随冬季降雪量的增加而增加。而黄河源区尤其是甘肃、 青海、 四川三省区交界的久治、 玛曲、 红原、 若尔盖一带, 相对于新疆地区寒冷湿润, 积雪日数对温度的敏感性较对降雪量的高, 气温的增加使积雪期缩短, 初日推迟、 终日提前, 本文将久治、 玛曲、 红原、 若尔盖一带的气象站与黄河源区其他气象站做了对比, 发现初日推迟、 终日提前, 积雪期缩短的幅度更大。本结果与同为寒冷湿润的辽宁地区积雪日期变化趋势一致（赵春雨等, 2010）。
已有研究表明, 瑞士阿尔卑斯山区平均积雪深度在20世纪 80年代之前呈缓慢增加趋势, 20世纪末表现为减少趋势（Marty, 2006）。而黄河源区年均雪深总体没有明显的变化趋势, 但从21世纪以来, 年均雪深呈显著上升趋势, 且通过了p<0.1的显著性检验, 这可能与气候变暖导致的区域大气水汽含量变化有关（Qin et al, 2006）。积雪日期与积雪深度表现出不同的变化特征, 反映了全球积雪变化存在区域差异的客观事实（Frei et al, 1999; Hughes et al, 1996）。
积雪的变化主要是由于降水和温度的不同组合引起的, 导致春季径流的不同响应。在黄河源区, 检测到3月径流呈上升趋势, 4、 5月径流呈下降趋势（图4）, 而进一步的敏感性表明, 3月径流对积雪变化的敏感性较差, 而4、 5月径流对积雪变化的敏感性相对较大（表2）。这可能表明3月份的径流量并未受到积雪变化的明显影响, 4、 5月径流通常受到积雪变化的影响, 但全球气候变暖导致融雪径流提前。此外, 尽管黄河源区在全球气候变暖环境下, 导致积雪初日推迟、 终日提前、 积雪期缩短和积雪日数减少、 融雪径流提前趋势, 但同时也由于区域大气水汽含量变化（Qin et al, 2006）, 致使年均雪深及春季径流自21世纪以来均呈上升趋势。
5 结论
根据黄河源区1978 -2016年积雪、 气象及径流资料, 综合运用Mann-Kendall检验法、 线性分析法及敏感性公式, 分别对黄河源区积雪变化特征及其对春季径流的影响进行了分析, 主要结论如下:
（1） 黄河源区表现出积雪初日推迟、 终日提前、 积雪期缩短和积雪日数减少趋势, 1978 -2016年积雪初日平均推迟14.1天, 积雪终日平均提前14.4天, 积雪期平均缩短28.1天, 积雪日数平均减少7.6天。其中, 积雪初日、 积雪终日都通过了p<0.05的显著性水平检验, 积雪期通过了p<0.01的显著性水平检验。黄河源区尤其是甘肃、 青海、 四川三省区交界带, 气候寒冷湿润, 积雪日期对温度的敏感性较降雪量高, 气温的增加使积雪初日推迟、 终日提前, 积雪期缩短的幅度更大。
（2） 1978 -2016年, 黄河源区年均雪深在2.1~4.5 cm, 多年平均积雪深度为2.7 cm。近40年来黄河源区年均雪深总体没有明显的变化趋势, 但从21世纪以来, 年均雪深呈上升趋势, 且通过了p<0.1的显著性检验。
（3） 气温和降水不同组合引起积雪变化, 导致春季径流的不同响应。气候变暖, 积雪终日提前, 积雪期与积雪日数缩短, 导致融雪径流提前, 表现为3月径流呈上升趋势, 4、 5月径流呈下降趋势。1978 -2016年, 黄河源区春季径流呈下降趋势, 由于区域大气水汽含量变化, 自21世纪以来, 春季及春季各月径流呈明显上升趋势, 尤其是3月和春季径流均通过了p<0.05的显著性水平检验。
（4） 总体上, 黄河源区积雪日数对径流的影响较积雪深度显著。黄河源区积雪日数平均天数变化1%, 将引起春季径流量变化0.60%, 而积雪深度平均变化1%, 将引起春季径流量变化0.25%。从月份看, 3月径流对积雪日数和积雪深度的敏感性均较小, 归因于此月平均气温在0 ℃以下, 大部分积雪尚未融化; 而在4、 5月, 气温升高, 积雪大量融化, 积雪变化对其径流影响较大, 故4、 5月径流对积雪日数和积雪深度的敏感性相对较大。