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user: 3. 结果与分析 3.1. 径流的丰、枯变化 黄羊河多年平均年径流量为1.35亿m 3 ，最大和最小年径流量分别为2.38亿m 3 (2010年)和0.68亿m 3 (1991年)，变差系数Cv = 0.27；杂木河多年平均年径流量为2.43亿m 3 ，最大和最小年径流量分别为4.95亿m 3 (1958年)和1.38亿m 3 (1965年)，变差系数Cv = 0.25；西营河多年平均年径流量为3.19亿m 3 ，最大和最小年径流量 图1. 石羊河流域及选用的水文站点 分别为4.43亿m 3 (2003年)和2.12亿m 3 (1991年)，变差系数Cv = 0.18。三条支流的多年平均年径流量从东向西增加，而其变差系数从东向西减少。黄羊河的多年平均夏季径流量为0.59亿m 3 ，变差系数Cv = 0.36；杂木河的多年平均夏季径流量为1.31亿m 3 ，变差系数Cv = 0.35；西营河的多年平均夏季径流量为1.76亿m 3 ，变差系数Cv = 0.21。三条支流的多年平均夏季径流量也从东向西增加，其变差系数也从东向西减少。但夏季径流量的变差系数均高于各年径流量的变差系数，夏季径流的年际变化更剧烈。 三条支流的径流量虽然极值有些差异，但峰与峰值、谷与谷值相对应，其年径流量在公共区间内的平均相关系数为0.71 (p < 0.01， N = 59)，夏季径流量的平均相关系数为0.73 (p < 0.01， N = 59)，其他季节的径流量也一致变化。三条序列变化趋势具有同步性，将三条支流的径流量之和作为石羊河出山径流量。 从图2的低通滤波曲线可见，各季节和年总径流量均在1970s和1990s年代处于枯水期；春季、夏季和年总径流量在1980s处于丰水期，其他季节位于枯水期；在21世纪初除了夏季径流量，其他季节和年总径流量均处于丰水期。持续时间较长的丰水期在春季、夏季的1970s后期到1990s初(持续14年)以及秋季、冬季的21世纪初期(持续14年)。持续时间较长的枯水期在夏季的1990s以后(持续24年)以及冬季的20世纪后半段(持续长达36年)。石羊河年出山年径流量大致经历了以下几个丰枯阶段：1962~1967、1970~1976、1991~2001年以偏枯为主；1956~1961、1976~1990、2002~2012年以偏丰为主(表1)。 3.2. 趋势分析 表2是石羊河出山径流量的趋势检验结果，结合图2可知：春季、夏季和年径流量呈波动的减少趋势，秋 图2. 石羊河出山径流量变化趋势 Table 1 The statistical characteristics and high and low-flow of mountainous runoff in the upper Shiyang Rive 多年平均径流量(亿m 3 ) 最大径流量 (年份，亿m 3 ) 最小径流量 (年份) Cv 丰水期 枯水期 春季 1.29 2.2(1967) 0.59(2001) 0.28 1959~1971、1980~1994、2003~2011 1971~1980 1994~2003 夏季 3.61 7.22(1958) 2.13(1991) 0.26 1956~1961、1975~1990 1962~1975 1991~2014 秋季 1.64 2.66(1971) 0.67(1991) 0.29 1956~1972、2001~2014 1983~2000 冬季 0.33 0.47(2008) 0.21(1992) 0.20 1956~1965、2001~2012 1966~2000 年 6.87 10.85(1958) 4.37(1991) 0.20 1956~1961、1976~1990、2002~2012 1962~1967 1970~1976 1991~2001 表1. 石羊河出山径流量的统计特征及丰、枯水期 Table 2 Statistical results of Mann-Kendall trend test of mountainous runof 流域 整体趋势 下降趋势(时段) 上升趋势(时段) 春季 −0.29 −1.1 (1967~2001) 0.89 (1956~1967) 1.25 (2001~2010) 夏季 −1.1 −1.25 (1956~2001) 0.89 (2001~2010) 秋季 0.5 −1.82 (1956~1997) 1.87(1997~2007) 冬季 0.59 −2.6 ** (1957~1997) 3.5 *** (1997~2008) 年 −1.06 −2.17 * (1956~1999) 2.13 * (2000~2010) 表2. 石羊河出山径流量的Mann-Kendall趋势检验 注： *** ：p < 0.001； ** ：p < 0.01； * ：p < 0.05 季和冬季径流量呈波动的微弱增加趋势，但整体而言，各季节和年总径流量呈现出相似的变化趋势。在整个时段(1956~2014年)，出山径流量可分为三个变化阶段：①20世纪后半段，各季节和年径流量均呈现明显的减少趋势，其中年总径流量的减少趋势较显著(Z = −2.17，p < 0.05；图2(e))，冬季径流量的减少趋势最为显著(Z = −2.6，p < 0.01；图2(d))。此外，春季径流量的减少趋势始于20世纪60年代中后期(之前呈现微弱的增加趋势；图2(a)，而其他季节和年径流量的减少趋势始于20世纪50年代中期。②21世纪初，各季节和年径流量均呈现不同程度的增加趋势，其中夏季径流量的增加趋势不明显(图2(b))，春季和秋季径流量增加趋势明显但不显著(图2(a)，图2(c))，年径流量在0.05显著性水平上显著增加(Z = 2.13)，而冬季径流量的增加趋势最为显著(Z = 3.5， p < 0.001)。③2010s，各季节和年径流量又呈现出明显的减少趋势。 3.3. 丰、枯频率 对于长期的径流变化特征，历史丰枯频率是一个重要方面。参照文献 [ 19 ] 的方法，依据模比系数(kp =某一年的径流量/多年平均径流)把年径流量划分为5级，即kp ≥ 1.2为特丰水年；1.2 > kp ≥ 1.1为偏丰水年；1.1 > kp ≥ 0.9为平水年；0.9 > kp ≥ 0.8为偏枯水年；kp < 0.8为特枯水年，确定丰水、平水和枯水年份。如表3所示，春季径流量以平水年和特枯年次数最多，枯水年份共出现21次，丰水年份共出现23次，总体相差不大。夏季径流量以平水年次数最多，特枯年和特丰年次数相差不多，枯水年份(24次)高于丰水年份(19次)。秋季径流量以特枯年次数最多，平水年最少，但枯水年份(25次)和丰水年份(26次)大致相等。冬季径流量平水年份出现频率高于其他特征年份，特丰年发生的频率高于特枯水，但枯水年(22次)高于丰水年(17次)。年径流量平水年份出现频率远高于其他特征年份，枯水年(18次)等于丰水年(18次)。总体而言，春、夏和秋季的特枯水年数远高于冬季和年的特枯水年数，而各季节和年的特丰水年数相差不大，年平水年数远高于各季节的平水年数(表3)。 3.4. 周期分析 小波分析的结果显示，春季径流量在1960s和1970s初具有显著的2~4a周期(p < 0.05)，在1980s~2000s也有较高的谱值，但不显著(图3(a))。夏季径流量在1960s和1970s初具有显著的准3a周期，在1980s末和1990s具有显著的准4a周期(p < 0.05；图3(b))。秋季和冬季径流量的小波分析结果相似，秋季径流量在1960s和1970s初具有显著的2~4a周期，在1980s和1990s具有显著的4~6a周期(p < 0.05；图3(c))。年径流量和夏季径流量的小波分析结果相似，在1960s具有显著的2~4a周期，在1980s末和1990s具有显著的准4a周期(p < 0.05；图3(d))。各季节和年出山径流量以较短的年际周期为主，2~4a的周期在湟水河和黑河上下游长期的径流量序列中同样被检测到 [ 20 ] [ 21 ] 。2~3a的周期处于ENSO的周期范围内 [ 22 ] ，同时，东亚夏季风北边缘带也存在显著的准3年周期 [ 23 ] ，说明石羊河的径流变化与东亚夏季风北边缘带的进退以及ENSO变化有关。蓝永超等 [ 24 ] 根据近50年气候、水文观测资料研究发现，El Niño发生年，祁连山区东段气温偏高、降水减少以及径流偏枯。 3.5. 出山径流的大尺度水分背景 石羊河出山径流量与CRU降水量场的相关关系通过图4的相关场来表现。径流量与降水量的空间相关分析结果与其一阶差分数据的结果相似，且一阶差分数据更能强调径流量与降水量的高频相关性，有利于描述径流形成和径流量丰枯变化对应的逐年水分变化，因此以径流量和降水量的一阶差分数据的分析结果进行阐述。由图4可知，春季径流量在祁连山、河西走廊和内蒙古高原有较大范围内的相关显著区(p < 0.05)，其中相关性最显著的区域位于河西走廊西部(相关系数r ≥ 0.5；图4(a))；夏季径流量在黄土高原有相关显著区(p < 0.05；图4(b))；秋季径流量在西北地区东部、黄土高原西北部、内蒙古高原西部有较大范围内的相关显著区(p < 0.05)， Table 3 The frequency of dry and wet years in mountainous runof 特丰水年数(频率%) 偏丰水年数(频率%) 平水年数(频率%) 偏枯水年数(频率%) 特枯水年数(频率%) 春季 11(18.6) 12(20.3) 15(25.4) 6(10.2) 15(25.4) 夏季 12(20.3) 7(11.9) 16(27.1) 11(18.6) 13(22.0) 秋季 13(22.0) 13(22.0) 8(13.6) 6(10.2) 19(32.2) 冬季 12(20.7) 5(8.6) 19(32.8) 15(25.9) 7(12.1) 年 11(18.6) 7(11.9) 23(39.0) 11(18.6) 7(11.9) 表3. 石羊河出山径流量的的丰枯频率 图3. 石羊河出山径流量的小波分析 图4. 石羊河出山径流量和CRU降水量(TS3.24)一阶差分相关系数的空间分布(p < 0.05) 其中相关性最显著的区域位于西北地区东部(r ≥ 0.6；图4(c))；冬季径流量与降水量场几乎无显著相关区域(图略)；年径流量在西北地区东部、河西走廊、黄土高原以及内蒙古高原西部有较大范围内的相关显著区(p < 0.05)，其中相关性最显著的区域也位于西北地区东部(r ≥ 0.6；图4(d))。 石羊河出山径流量与3个月尺度和12个月尺度的SPEI距平场(分别以SPEI3和SPEI12表示)的相关关系通过图5的相关场来表现。同上，也以径流量和SPEI的一阶差分数据的分析结果进行阐述。与图4相比，春季径流量与SPEI3显著相关的区域明显偏南—在祁连山、河西走廊和黄土高原西部有较大范围的相关显著区(p < 0.05)，其中相关性最显著的区域位于甘肃一带(r ≥ 0.5；图5(a))；夏季径流量与SPEI3显著相关的区域增大的较多，在黄土高原西北部、内蒙古高原、西北地区东部及蒙古西部有较大范围的相关显著区(p < 0.05)，其中相关性最显著的区域位于黄土高原西北部(r ≥ 0.5；图5(b))；秋季径流量与SPEI3显著相关的区域变化不大，只是相关性最显著的区域在西北地区东部更聚集和显著(r ≥ 0.6；图5(c))；冬季径流量与SPEI3也几乎无显著相关区域(图略)；年径流量与SPEI12显著相关的区域明显偏西、偏小，显著相关的区域集中在西北地区东部、河西走廊以及青藏高原的东北缘。 综上，影响春季径流形成和丰枯变化的水分关键区域在河西走廊中东部；影响秋季径流形成和丰枯变化的关键区域在青藏高原的东北缘和河西走廊东部，核心区在100˚E~105˚E，33˚N~41˚N；影响夏季和年径流形成和丰枯变化的关键区域在东亚夏季风北边缘，核心区在100˚E~110˚E，33˚N~42˚N，呈东北–西南走向。总之，东亚夏季风北边缘区 [ 23 ] [ 25 ] 是石羊河地表水资源形成的水分关键区域。东亚夏季风北边缘带对我国西北地区东部的天气、气候变化和极端灾害性天气气候事件的发生具有重要影响 [ 26 ] 。夏季风越强，到达区域越北，持续时间越长，西北地区东部水分状况越好 [ 25 ] [ 27 ] ，作为石羊河出山径流量，特别是夏季和年径流量形成的关键区及核心区，对石羊河出山径流的形成越有利；反之径流量会减少。研究表明，近半个世纪中国半干旱区干旱化加剧，季风边缘最北位置呈现南退趋势，且以西北地区东部的趋势最为明显 [ 27 ] 。水分的减少，导致石羊河出山径流量， 图5. 石羊河出山径流量和SPEI (CSIC SPEI v2.4)一阶差分相关系数的空间分布(p < 0.05) 特别是夏季和年径流量呈现明显减弱的趋势。