乌鲁木齐河上游径流过程及其对气候变化的响应

绪论1.1研究目的和意义气候变化和水资源问题是当今社会普遍关注的焦点(Barnett等，2005；Crowley，2000；Boone等，2004；Bing等，2012；陈亚宁等，2012)。而对于气候变化背景下，我国西北干旱区水资源的时空变化已经引起了许多学者的关注(Barnett等，2005；陈亚宁等，2012；Duan等，2012)。其特殊的地理位置和地貌格局决定了其独特的水资源形成、分布及水分循环过程(Chen等，2005；Burns等，2007；刘友存等，2013)。干旱区的径流过程与其气候要素密切相关(李艳玲等，2013；李忠勤等，2003)，例如气温、降水、太阳黑子数、ENSO和北极涛动(AO)等。径流过程的变化主要是由气候变化引起(郭渠等，2008；李艳玲等，2013)。IPCC第五次评估报告指出，全球气候变暖已经被证实为毋庸置疑的客观事实(沈永平等，2013)，这将对全球水资源的形成、分布和水循环带来巨大影响，特别是以冰雪融化为补给的流域(Douglas等，2007；丁贞玉等，2007；Duan等，2012)。径流的形成主要是受气候变化和下垫面条件综合作用产生的(Douglas等，2007)，而气候变化直接影响径流的大小和时空分布(Ye等，2005；Chen等，2005)。径流的产生与降水、气温和蒸发等气候因子的变化密切相关(夏军等，2011)。依据IPCC报告，随着近100a来的气候变化，气温升高已经使得区域水资源在时间和空间上分布的得到了再次分配(周秀骥，2002；张强等，2008；Montes-hugo等，2009；张雪芹等，2010；夏军等，2011)。因此，冰川补给型河流由于气温升高而导致其径流受到强烈的蒸发(施雅风等，2001；Sancheze等，2011；沈永平等，2013a，2013b)。尤其在我国西北内陆干旱区年平均降水量较少，一般均低于200mm，其蒸发作用强烈(陈亚宁等，2009，2012)。西北高山区普遍发育有现代冰川，成为山区河流重要的补给水源。同时，冰川充当着“高山固体水库”的角色，高山区的气候对全球变暖响应尤为敏感，特别是气温和降水因子，对流域出山口径流有着显著的影响(沈永平等，2013a)。因此，河流的径流对气候因子变化的响应颇为敏感(陈亚宁等，2009；Wang等，2011)。以山区降水和融雪补给为主的西北干旱区水资源系统显得尤为脆弱，气候变化改变了水文循环要素，加剧了水文系统的不稳定性，从而导致暴雨洪涝(吴素芬等，2006；王钧等，2008)，其中高温干旱等极端气候出现的次数和强度有明显的加剧趋势(杨明金等，2010；杨金虎等，2012)，西北干旱区其特殊的地理位置和地貌格局决定了其独特的水资源形成、分布及水分循环过程(陈亚宁等，2012；许民等，2013；刘友存等，2013b)，致使水资源量及其时空分布的转变问题尤为突出。即使细微的气候因子的变化，例如气温、降水、太阳黑子数、ENSO和北极涛动(AO)等，也会导致河流径流过程较大的变化(刘友存等，2013b)。作为我国西部典型的内陆河流，乌鲁木齐河(以下简称乌河)是山前绿洲及下游工农业生产和城市生活用水的重要水源。流量变化是影响区域可持续发展的重要因素之一，因而备受关注(蓝永超等，2010；毛炜峄等，2012)。随着气温显著升高，流域蒸发量增大，冰川退缩，冻土退化，径流已发生较大变化(吴素芬等，2006；孙美平等，2012)。近几十年来，乌河流域的气候、水文变化及其对全球气候环境变化的响应受到高度重视(蓝永超等，2011；焦克勤等，2011)，未来这些量的变化已成为研究的焦点。因此，研究乌河径流变化及其对气候因子变化响应，探讨其相互作用的周期变化，对防灾减灾、区域水安全具有十分重要的意义。此外，这不仅能反映亚欧大陆腹地近半个世纪以来区域气候变化对水资源的影响，同时，可以为我国西部干旱区生态环境建设和水资源合理利用提供理论依据，为社会的可持续发展提供科学支撑，并对全球气候变化研究具有一定的参考价值。1.2国内外研究进展20世纪80年代以来，小波分析被广泛运用在水文学中进行对时间序列变化特性、系统多时间尺度和随机模拟系统多时间尺度的分析。1980年初，Morlet首次将小波分析运用到对水文气象现象形成特征和内在变化规律的分析中来。P-Kumar和E-Foufoula-Georgiou(1993)在探索空间降水尺度和震荡特征时运用正交小波变换的方法。之后，V.Venckp和E-Foufoula-Georgiou(1996)采用了小波包理论分解降水时间序列。薛小杰等(2002)运用小波分析把水文时间序列分解为高、低频成分，低频成分经重构后得趋势变化。王文圣等(2003)根据1890-1987年长江宜昌站年平均流量的观测数据，使用Marr小波与Morlet小波变换的方法详细描绘出年平均流量的内部存在复杂的结构。王钧等(2007)把小波变换分析的方法和神经网络模型方法组合起来，分析了黑河流域年径流量的周期特征。张伟等(2008)应用Morlet小波函数和小波变换的方法分析了玛纳斯河在不同时间尺度背景下年径流量的周期变化和丰水枯水突变点。郭渠等(2008)应用了交叉小波的变换方法揭示了西北地区近56a来气候变化与北极涛动间的相互关系。郭良才等(2009)运用多种数值诊断系统地分析了河西走廊三大内陆河出山径流的分布特征。孙卫国等(2010)运用交叉小波的分析方法，揭示了黄河源区季节尺度下的径流量变化与气象要素之间相关性。邴龙飞等(2012)将长江、黄河水文站观测到的1965-2007年的春夏汛期和枯水期流量数据，分析得出各自的周期特征。李艳玲等(2013)采用谐小波分析方法来诊断渭河华县站44a径流序列的变异点。董林垚等(2013)应用交叉小波方法探究了多时间尺度下西江流域年径流量与气象要素的相互关系。总结前人的研究成果发现，小波分析方法已经广泛应用于水分气象的分析中，并取得了很好的研究成果。但对以我国西部内陆河的径流与气象要素的多时间尺度特征的研究较少，特别是在时间域和频率域中它们之间的相关关系的研究更不多见，尤其是洪-枯水期不同时频域中的相关关系研究更未见诸报端。1.3本文的研究思路和主要研究内容本文把乌河上游作为研究对象，运用相应软件对该流域观测的水文、气象资料进行处理并利Morlet小波函数进行小波变换，进而得到在不同时间频域下流域不同水文、气象要素的连续小波谱。运用交叉小波变换分析方法，分析乌河流域上游气温、降水、太阳黑子数等气象要素间及它们与出山径流之间的联合统计特征。通过统计分析，获得交叉小波相关系数、小波凝聚谱和位相差等数据，分析任意二者在时间和频率空间中存在的多时间尺度相互关系及其所涉及的周期特征。从不同时间尺度上，研究流域水资源变化的原因和水资源与气温、降水和太阳黑子数等水文气象因子存在内在联系，为客观评价和准确预测流域径流以及合理利用水资源的提供理论依据和技术支持。2乌鲁木齐河的流域概况2.1地理、地貌以及地质特征乌河发源于东天山中段的天格尔=2\*ROMANII峰——1号冰川末端(海拔4480m)。流域范围在86°45´-87°56´E、43°00´-44°07´N之间，流域总面积4684km2(LiuY等，2008，2011)。河流走势呈北东北方向，出山口到乌拉泊水库后折转向正北，经过乌鲁木齐市区，最后在米泉县境内消失，流域全长可达214km。出山口以上的乌河长度约为63km，流域面积可达924km2，平均海拔约为3083m(图2.1)，其中冰川覆盖面积为35.7km2(李江风等，2006)，占山区流域面积的3.84%(图2.1)。图2.1乌河上游水文气象观测点位置Fig.2.1Sketchmapshowinghydro-meteorologicalobservationsitesintheupstreamofUrumqiRiverBasin2.2水文特征乌河水资源来源主要是冰雪融水、降水和地下水补给，然而水系整体分布不均衡(如图2.1)，有21条支流分布于河流左岸，有14条支流分布在河流右岸。通过49年来对英雄桥水文站的数据监测可知，年均径流量2.43×108m3，且年际变化较大，最大年径流量达到3.45×108m3，最小年径流量约1.750×108m3，二者比值为1.97。其来水所占径流量比例分别为：高山区冰川融水量约占12%，积雪融水约占37%，降水约占36%，地下水补给量约为15%。径流量的季节性变化较强，其中6月到9月的河水径流量所占比例在年径流量中高达79%(如图2.2)。根据1999年新疆维吾尔自治区水利厅公布的统计数据，乌河河源区拥有的冰川所占面积约为37.95km2，冰川覆盖比例为4.1%，且冰川补给融水量约为2.36×107m3。(新疆维吾尔自治区水利厅，新疆水利学会，1999)2.3气候特征河流是气候的产物，通过降水和蒸发影响径流形成过程。气候不但直接决定河流的形成，而且也控制着河流的地理分布。从微观上，气候可以调节河流的水文特征，例如水位、流速等；从宏观上，气候也可以调节流域内冰川的运动和河流所在地表的周围的地貌形态(沈玉昌等，1986)。乌河上游居于天山中段北坡，具有大陆山地气候的特点，降水在中高山带的形式主要以降雪的形式为主，这从而影响了径流在年内和年际分配的变化。山区是乌鲁木齐河流域的径流形成区，主要气候要素见表2.1。表2.1乌鲁木齐河山区流域主要气候要素(1985-2006)站名海拔(mm)年均气温(℃)气温年较差(℃)年降水量(mm)降雪百分比大西沟3539-4.8735.945274.5总控3408-4.7246.5438跃进桥23360.748.347034.5后峡21300.855.1409英雄桥19201.553.246631.3从表2.1可以看到，乌鲁木齐河山地河谷的年平均气温在-4.8°C和-1.5°C之间，年较差大35°C。随海拔的升高，年均气温降低，年较差缩小，年均温度递减率为0.4°C/100m，但冬季气温随海拔升高呈“低-高-低”的变化，反映中山带存在逆温层。从1984-2006的23年间，气温年均波动不大，总体上呈显著的增加趋势，年均气温分别升高大约1°C(如图2.2)；中山带和高山带的气温年均变化趋势非常相似。图2.21958-2006年乌河上游月均气温、月降水和月均径流变化Fig.2.2Themonthlyaveragetemperature,monthlyprecipetationandmonthlyaveragerunofffrom1958to2006乌河流域降水除随海拔上升递增外，还有西部山区大于东部山区，河谷大于山坡等特点。据1985-2006年资料，流域年平均降水量为451.2mm，随海拔上升呈双峰型变化，海拔1900m上下的前峡降水量最大，为466mm(英雄桥站1985-2006年资料)；高山区次之，为452mm(大西沟气象站1985-2006年资料)；后峡盆地年降水为409mm(中科院冰川站基地站1986-2006年资料)，中山带以上降水递增率为3.1mm/100m。夏季降水占年降水总量的61.8%，冬季仅占4.1%，年内分配极不均匀。流域内固态降水占年降水量比重较大，其值随海拔升高而增加。降水年际波动较大，以大西沟为例，降水量从最低的不足300mm(1985年)到最高值632mm(1996年)。3水文气象要素的连续小波分析3.1资料来源与分析方法3.1.1资料来源乌河资料英雄桥水文站始建于1958年，是我国西北地区水文观测序列最长的河流水文站点之一，从2007年开始，在该站以上5km处修建的大西沟水库对径流产生人为调节作用。大西沟气象站(N43°06′，E86°50′)始建于1958年，它位于乌河源区1号冰川末端(海拔3543.8米)，为国家气象观测二级站。该站具有连续的气温、降水、辐射和蒸散发等观测资料。因此，本文选取了1958-2006年共49年的英雄桥水文站的月均径流和大西沟气象站的月均气温、月累积降水资料进行分析研究。将每年的5-10月份划为洪水期，11月到次年的4月份划为枯水期，分别进行小波分析。研究时域内的逐月太阳黑子数资料来源于美国国家气候预测中心(CPC)网站。1958-2006年太阳黑子常数逐年变化如图3.1所示。图3.1太阳黑子常数滑平逐年变化Fig3.1theannualvalueofsmoothedsunspotnumber此外，根据经验(王文圣等，2005；Labat等，2010)，本文中用于小波分析的数据均经过了零均值正态化处理，这有助于增加分析结果的可靠性和显著性。3.1.2小波分析方法和机理针对水文序列多时间尺度变化特征的研究，连续小波分析方法最直接有效(Grinsted等，2004；王文圣，2005；孙卫国等，2008；Jevrejeva等，2013；刘友存等，2013)。其目的是得到时间序列发生在不同时间尺度下局部和瞬态现象的完整的时间尺度。在小波分析中采用复Morlet小波(ω0=6)连续小波变换，此时小波的傅里叶周期，可以认为小波的尺度参数几乎等于傅里叶周期(Labat等，2010；Hao等，2012；Jevrejeva等，2013；刘友存等，2013)。通过对小波功率谱的分析，可以确定不同时间尺度下序列信号的强弱。对于一个时间序列定义小波功率谱为 (3.1)其中为尺度伸缩参数和时间平移参数下的小波变换系数，代表复共轭。在分析作图时，将小波功率谱正规化为，为序列的方差。对于气温和降水量对径流量的影响，仍采用交叉小波(CrossWavelet)和小波相关(WaveletCoherence)来分析研究，包括交叉小波功率谱(WTC)、交叉小波凝聚谱(WTC)和位相谱的计算(Torrence等，1998；Labat，2010；Hao等，2012)。对于两个时间序列和之间交叉小波谱(XWT)定义为 (3.2)式中：为序列小波变换系数，为序列小波变换系数的复共轭。交叉小波功率谱能够反映两个序列经过小波变换后具有相同能量谱区域，从而揭示两序列在不同时频域上相互作用的显著性。另一个用来反映两个小波变换在时频域相干程度的量是小波凝聚谱(WTC)。定义为(3.3)式中：是平滑算子。小波相关谱能够反映两个小波变换在时频域相关程度，表明信号随时间变动情况。位相谱则可以反映两序列在不同时域的滞后时间特征。根据相位可分析在时频域内两序列之间的正负相关性。3.2洪水期的连续小波分析对研究区1958-2006年间的洪水期的气温、降水和径流资料进行统计计算，并结合太阳黑子滑平资料，运用Morlet小波函数进行小波变换，从而分别对其洪水期的时空变化进行多时间尺度分析，结果如图3.2所示。图中谱值越高(即振荡能量越强)，表明该周期振荡通过信度检验越显著；细弧线为小波影响锥(COI)，为避免边界效应及小波高频虚假信息，小波影响锥以内区域为有效谱值(下同)；为了方便谱值的在图中的对比分析并发现通过检验的较小周期，图中功率谱值进行了对数化处理(下同)。图3.21958-2006年间洪水期英雄桥径流(YR)、太阳黑子数滑平(SSN)、大西沟平均气温(DT)和大西沟降水量(DP)小波功率谱图(虚线表示COI)Fig.3.2ThecontinuouswaveletpowerspectrumofYingxiongqiaoRunoff(YR),SmoothedSunspotNumber(SSN),MeanTemperatureinDaxigou(DT)andPrecipitationinDaxigou(DP)duringfloodperiodfrom1958to2006(Theconeofinfluence(COI)whereedgeeffectsmightdistortthepictureisshownasadashed)3.2.1径流分析从洪水期的平均径流量小波功率谱图上可以看出：洪水期平均径流量存在3个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，即：a)1962-1978年间存在的3-4a的显著性较高的周期；b)1996-2000年间存在的2a左右的周期；c)1972-1990年间存在的6a左右的周期。从小波功率谱图可知，在3-4a尺度上存在较为强烈的震荡，且产生的震荡能量较高，乌河英雄桥平均径流量在1962-1978年间迅速增加，并在6a左右尺度内，保持较为稳定的震荡能量，径流量呈现稳定增长。但在随后1996-2000年间，能量存在一个较小周期的震荡，但是强度比之前较弱。3.2.2SSN分析从洪水期的小波功率谱图上可以看出，洪水期SSN仅存在1个通过90%置信度检验的为1970-1996年间的8-12a的周期，且贯穿于整个时间序列，说明该周期具有较好的全局性特征，且高能量区主要集中在1973-1994年间的10a左右尺度的周期上。3.2.3气温分析从洪水期的平均气温小波功率谱图上可以看出：洪水期大西沟平均气温存在4个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，分别为：a)1963-1972年存在2-4a的周期；b)1970-1976年存在4a左右的周期；c)1978-1984年存在3a左右的周期；d)1985-1996年存在显著性较高的3-6a的周期。1985年之前的3个周期，震荡程度相当，能量在这3个周期的分布相当，而在1985-1996年周期为3-6a震荡频率较高，能量较强，气温较1985年之前的有显著的增长，这与李忠勤等研究的乌河源区气温、降水变化的结果非常接近相同(李忠勤等，2003)。3.2.4降水分析从洪水期的月均降水量小波功率谱图上可以看出：洪水期大西沟平均降水量存在3个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，分别为：a)1967-1982年存在2-4a的周期；b)1978-1993年存在7a左右的周期；c)1988-1998年存在2-3a的显著性周期。2-3a尺度的震荡较前两周期稍为强烈，能量也稍有变大，但降水在时间序列上的分布连贯，无间隔，且一直呈增长趋势。此外，降水在6a左右具有全局性特征的较高能量区，但是未能通过置信度检验。3.3枯水期的连续小波分析同理，运用Morlet小波变换，分别对枯水期的不同水文、气象要素的时空变化进行多时间尺度分析，从中对比洪水期气温、降水和径流的时频特征，结果如图3.3所示。图3.31958-2006年间枯水期英雄桥径流(YR)、太阳黑子数滑平(SSN)、大西沟平均气温(DT)和大西沟降水量(DP)小波功率谱图(虚线表示COI)Fig.3.3ThecontinuouswaveletpowerspectrumofYingxiongqiaoRunoff(YR),SmoothedSunspotNumber(SSN),MeanTemperatureinDaxigou(DT)andPrecipitationinDaxigou(DP)duringdryperiodfrom1958to2006(Theconeofinfluence(COI)whereedgeeffectsmightdistortthepictureisshownasadashed)3.3.1径流分析从枯水期的平均径流量小波功率谱图上可以看出：枯水期平均径流量存在2个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，即：a)1962-1965年、1996-1999年都存在2a左右的周期；b)1970-1976年、1981-1991年都存在3a左右的周期。由于枯水期平均径流量的小波功率震荡在不同时间尺度上的表现的强度变化不大，能量从而变化较不明显，与同时间序列洪水期的平均径流量的小波能量震荡能量分布和强弱相比，其在时频上分布少，能量弱，径流量明显减少。3.3.2SSN分析从枯水期的小波功率谱图上可以看出：枯水期SSN同样仅存在1个通过90%置信度检验但显著性稳定周期，即：1970-1996年存在8-14a的周期，能量显著性较强的表现在1973-1994年存在的10a周期，这与洪水期的能量显著周期相同，同样拥有较好的全局性特征。3.3.3气温分析枯水期平均气温在小波功率谱图上显示2个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，分别为：a)1968-1998年存在显著性较强的6-9a的主周期，其中震荡较为激烈、能量强的8a左右的周期分布在1968-1982年；b)1975-1985年、1995-2003年都存在的2-3a的次周期。乌河大西沟平均气温变化在时间序列上呈现以下特点：首先，平均气温先在1968-1982年间增长较快，之后平均气温增长速度有所减缓，但平均气温仍呈现为上升趋势。与洪水期大西沟平均气温相比，枯水期气温小波功率波谱的震荡和能量在分布和强度上而言，都比洪水期有分布多且强度大的特点，并且枯水期气温在时间序列上的增长虽呈现出先快后慢，但气温持续上升，而洪水期气温在时间序列上的增长呈现突变现象，自1985年之后气温上升明显。3.3.4降水分析从枯水期的降水小波功率谱图上可以看出：枯水期降水存在5个通过90%置信度检验但显著性不同的周期，分别为：a)1962-1966年存在2a左右的周期；b)1966-1972年存在显著性较强的4-6a周期；c)1972-1980年存在3-4a周期；d)1976-1987年存在频率较低，能量较强的16a左右周期，但由于时间序列资料较短，因此无法确定；e)1988-2002年存在显著性较强的3-5a周期。大西沟降水在时间序列呈现多尺度周期，其中震荡较强、能量较高的周期存在较多。与洪水期降水量相比，枯水期降水小波功率波谱的高能量具有分布较多，震荡强度较高等特点。4径流与各气象要素间的交叉小波分析4.1交叉小波的分析方法原理交叉小波分析是由交叉谱分析与小波变换两种方法相结合而产生，它是一种在时频域中分析两个信号相关性的分析方法(Torrence等，1998；Grinsted等，2004；Labat等，2010)。交叉小波变换具有较强的信号耦合识别能力和分辨能力，可以被用来描述耦合信号在时频域中的分布状况与位相关系(夏军等，2011；杨金虎等，2012)。而交叉小波凝聚谱能较好地分析两者共振低能区的显著相关性(Grinsted等，2004；Labat等，2010)。因此，通过对连续小波变换后的系数再进行交叉小波变换和小波相关变换，就可以对各气象、水文要素进行了相互间的交叉小波能量谱(XWT)和小波凝聚谱(WTC)分析，从多时间尺度的角度来探讨它们在时频域中的相互关系。用交叉小波分析两个序列间在时频域内的关系，亦采用Morlet小波。两个时间序列和之间交叉小波谱(XWT)定义为 (4.1)式中：为序列小波变换系数，为序列小波变换系数的复共轭。交叉小波能量谱能够反映两个序列经过小波变换后的相同能量谱区域，从而揭示两序列在不同时频域上相互作用的显著性。另一个用来反映两个小波变换在时频域相干程度的量是小波相干(WTC)。定义为 (4.2)其中是平滑算子。定义如下 (4.3)式中：表示尺度平滑算子，是时间平滑算子。对于Morlet小波，有如下的平滑算子 (4.5)(4.6)式中：c1和c2是正规化参数，Π是矩形函数。小波凝聚谱能够反映两个小波变换在时频域中的相干程度。交叉小波相位角定义为，位相谱反映两序列在不同时域的滞后性特征，据相位角正负向可分析时频域内两序列间的相关性。根据TorrenceandCompo的经验，XWT显著性检验的标准谱选择两个分布积的平方根分布，复Morlet小波(自由度)的80%置信度下的置信水平Z2(80%)=2.4056。WTC显著性检验采用以红噪声为标准谱的蒙特卡洛方法。4.2径流与气象要素间的交叉小波分析为了对气温、降水与径流的多时间尺度关联性进行分析，分别对SSN、大西沟的洪、枯水期平均气温和降水量的第一模态时间系数与英雄桥的洪—枯期径流量进行了交叉小波功率谱、能量谱及位相谱分析计算。4.2.1平均径流与SSN为了分析全球气候变化对研究区气候变化的影响及二者在时频域中的相互关系，对大西沟站的洪、枯气温与太阳黑子数滑平(SSN)进行了交叉小波和小波相干分析，如图4.1所示。图4.1分别描述洪水(上)、枯水期(下)英雄桥径流与SSN的交叉小波凝聚谱图(左)和能量谱(右)。从图上可以看出，洪水期平均径流量和SSN在交叉小波能量谱图中存在3个周期，即：a)1965-1969年间存在的2-4a的周期，且二者表现出一定的正相关性；b)1965-1980年间存在的5-6a的周期，表现为显著地负相关关系；c)1981-1992年间存在的8-10a，表现出比较显著的正相关关系。三个尺度的共振周期在时间序列上存在2个突变点，分别是1971年和1981年。通过对洪水期平均径流量和SSN的交叉小波凝聚谱观察，1968-1978年存在5-6a的共振周期且对应的洪水期径流与SSN呈现负相关，而1991-1998年共振周期为4-6a的洪水期平均径流量与SSN呈现正相关，即：突变点在1978年。同时，共振周期为4-6a的交叉小波能量谱变化呈现一定时间的滞后性，它并没有直接在1978年之后变化，说明1968-1978年5-6a共振周期震荡能量干扰了后面的共振。而在1971年的突变点前后，二者相关性无明显变化。图4.11958-2006年间洪水期(上)、枯水期(下)英雄桥径流(YR)与太阳黑子数滑平(SSN)的交叉小波凝聚谱图(左)和能量图(右)Fig.4.1TheCrosswaveletpower(left)andwaveletcoherence(right)betweenmeanrunoffofYingxiongqiaoandSmoothedSunspotNumber(SSN)duringfloodperiod(upper)anddryperiod(lower)from1958to2006.枯水期平均径流量和SSN在交叉小波凝聚谱图中存在3个共振周期，即a)1975-1989年存在8-14a的主共振周期，具有共振强度激烈、能量大和具有较好全局性特点；b)1986-1989年存在3a左右的共振周期；c)1994-1997年存在2a左右的共振周期；d)1994-1998年存在5a左右的共振周期。突变点在枯水期时间序列上的分布为1985年和1996年。突变点前后，平均径流量和SSN在交叉小波凝聚谱上的关系呈现为在1971-1993年8-14a的共振主周期中，二者呈现共振较强、能量较大的正相关，即突变点在1985年；在1984-1987年、3a左右的共振周期和1993年2a左右的共振周期中二者呈现负相关。相比洪水期平均径流量与SSN的交叉小波能量谱和凝聚谱，二者都存在两个突变点，但是枯水期二者震荡比洪水期更为强烈，且在枯水期突变点的前后，二者相关性由正相关转变为负相关并维持负相关的趋势，这与洪水期二者的相关性变化正好相反。4.2.2平均径流与平均气温图4.2给出了乌河上游英雄桥的洪水期和枯水期平均径流量与大西沟平均气温变化的交叉小波凝聚谱和能量谱。图4.21958-2006年间洪水期（上）、枯水期（下）英雄桥径流(YR)与大西沟平均气温(DT)的交叉小波凝聚谱图（左）和能量谱图（右）Fig.4.2TheCrosswaveletpower(left)andwaveletcoherence(right)betweenmeanrunoffofYingxiongqiaoandtemperatureofDaxigou(DT)duringfloodperiod(upper)anddryperiod(lower)from1958to2006从图上可以看到，洪水期英雄桥径流与大西沟气温的交叉小波凝聚谱中存在3个共振周期，即：a)1964-1982年存在4a左右的共振周期；b)1982-1993年存在3-7a的共振周期；c)1994-2000年存在2a左右的共振周期。从洪水期二者的交叉小波能量谱看，存在4个的共振周期，即：a)1968-1981年存在5-7a共振周期；b)1986-1995年存在6a左右的显著性较强的共振周期；c)1976-1984年存在3a左右的共振周期；d)1992-1999年存在2a左右的共振周期。在5-7a尺度的共振周期中，二者关系呈现负相关，而自1978年之后的3a左右的共振周期较前者共振程度更为强烈，持续时间较短且伴有较大能量产生。由此可知，洪水期英雄桥平均径流量与大西沟平均气温的相关性在时间序列上呈现出负相关为主，其中偶有正相关变化；径流受气温升高而蒸发加剧，冰川因气温变化而融化，从而补给了径流，因此，呈现短期时间的正相关。从枯水期的交叉小波凝聚谱图中，可以得出二者存在4个共振周期，分别为：a)1975-1982年存在2a左右的共振周期；b)1985-1987年存在2-3a的共振周期；c)1993-1997年存在2a左右的共振周期；d)1995-1997年存在3-5a的共振周期。突变点在枯水期平均径流量和平均气温交叉小波凝聚谱中为1985年和1995年。从整个时间序列中看，二者在不同尺度共振周期中的相关关系呈现负-正-负的特征，在2a左右尺度共振周期中出现了震荡频率较快、时间较短的震荡且二者为正相关。从枯水期的交叉小波能量谱图中，可以得出二者存在3个的共振周期，分别为：a)1973-1990年存在的能量较强的9-16a的主共振周期；b)1983-1997年的3-4a的共振周期；c)1992-1998年存在的2a左右的共振周期。其中，9-16a尺度的能量共振周期具有较好的全局性，共振产生的能量较大，二者关系在此周期呈现正相关。而自1985年以后，出现一段能量较弱共振周期，二者的相关性在此时间序列中呈现较弱负相关。4.2.3平均径流与降水图4.3给出了1959-2006年英雄桥的洪-枯水期径流量与大西沟的平均径流量的交叉小波凝聚谱和小波相关平方能量谱。从图上可以看到，洪水期径流与降水的交叉小波凝聚谱中存在3个共振周期，分别为：a)1966-1993年间较为显著的5-8a的主周期；b)1967-1981年存在4a左右的周期；c)1993-1999年存在2a左右的周期。突变点为1967年、1985年和1993年。从交叉小波能量谱图中，可以得出二者存在3个共振周期，分别为：a)1967-1978年、1993-2003年存在4a左右的共振周期；b)1966-1995年存在5-8a的共振周期；c)1978-1982年存在的2a左右的共振周期。从交叉小波凝聚谱图中看，1966-1993年5-8a的主共振周期与能量谱图上1996-1995年5-8a的周期相对应，说明二者共振强、能量多，具有良好的全局性特征，径流对降水的反馈是持续的、较为强烈的。从枯水期英雄桥平均径流量与大西沟平均降水量的交叉小波凝聚谱图中，可以得出二者存在4个共振周期，分别为：a)1961-1964年存在2左右的共振周期；b)1971-1978年存在2-3a的共振周期；c)1978-1985年的16a左右；d)1988-2002年存在2-4a的共振周期。其突变点在1968年、1978年、1988年和1994年，前三个突变点表明径流对降水的反馈作用在时间序列上不同共振周期的变化，二者的相互关系的同相的且共振强度和产生的能量是持续的，较为强烈的。结合交叉小波能量谱可以看出，枯水期英雄桥平均径流量与大西沟平均降水量存在5个共振周期，分别为：a)1962-1967年存在2a左右的共振周期；b)1967-1975年存在5-8a的共振周期；c)1971-1978年存在2-4a的共振周期；d)1982-1991年存在8a左右的共振周期；e)1996-2002年存在4a左右的共振周期。说明枯水期径流量并没有因降水的增加而增大，这可能径流补给地下水造成的。与洪水期相比，枯水期径流对降水的响应并没有在时频上变现出较好的全局性，而是有间断；枯水期二者的相关性随时间的推移从正相关转变为负相关，而在洪水期二者关系在整个时间序列中一直呈现正相关。图4.31958-2006年间洪水期(上)、枯水期(下)英雄桥平均径流(YR)与大西沟降水(DT)的交叉小波凝聚谱图(左)和能量谱图(右)Fig.4.3TheCrosswaveletpower(left)andwaveletcoherence(right)betweenmeanrunoffofYingxiongqiaoandprecipitationofDaxigou(DT)duringfloodperiod(upper)anddryperiod(lower)from1958to2006.5结论与展望5.1结论本文通过利用我国西北典型内陆河—乌鲁木齐河观测数据和区域气候资料，结合国家自然科学基金和中国博士后科学基金等课题，研究流域气象水文要素在过去几十年的时空变化特征，检测和分析其长时间变化序列和未来发展趋势，探讨气象水文要素的变化规律、机理及其对气候变化响应过程。主要结论如下：运用连续小波，对乌鲁木齐河上游的洪-枯期的平均气温(MT)、降水量(P)、平均径流量(MR)以及太阳黑子数滑平(SSN)变化进行了多时间尺度特征分析，结果表明：乌河上游洪水期平均气温存在3-6a尺度较为显著的周期，而枯水期存在6-9a较为显著的周期；洪水期降水量存在2-3a的较显著周期，枯水期降水量存在3-5a、4-6a和16a左右较显著的周期；洪水期径流存在3-4a较显著的周期，枯水期径流无通过置信度检验的周期。从总体上说，乌河上游气温和降水量是高能量的主要聚集区，径流对气温、降水的变化有较好的反馈，这主要是由“暖湿”气候的影响。运用交叉小谱对乌河上游洪-枯水期径流与气温、降水和SSN进行相关性分析，结果表明：a)洪水期二者在时间序列中的相关性呈现负-正-负的变化特征；枯水期二者在时间序列中的相关性主要呈现为正相关，在后期表现出较为显著的负相关。b)洪水期径流与降水表现为正相关；枯水期亦表现为正相关。c)洪水期径流与SSN存在2-4a和8-10a尺度负相关的共振周期；枯水期二者相关性变化正好与洪水期相反。由此可知，在各气象水文要素中，径流对降水的响应是最为显著，降水是影响了径流的变化的主导因素且作用是直接的，其次是气温、太阳黑子数平滑。应用交叉小波变换方法来分析探讨水文和气象要素间的关系，虽然是一种统计学的关系，但能更深层次地揭示各种变量之间的内在联系，对于有较强物理机制的气象和水文要素关系的研究不失为一种行之有效的方法。5.2展望径流变化是各种因子综合作用的结果，其中降水和气温变化主导的冰雪冻融过程对径流变化的影响最大，但径流变化与各种影响因子之间的综合关系有待进一步研究。另外，在本文中资料采用的时间尺度为6个月，即洪水期和枯水期，因此更多细节变化不能很好在该尺度中体现，这还需要进一步的加强。参考文献陈亚宁，徐长春，杨余辉，等.新疆水文水资源变化及对区域气候变化的响应[J].地理学报，2009,64(11)：1331-1341.陈亚宁,杨青,罗毅,等.西北干旱区水资源问题研究思考[J].干旱区地理,2012,35(1):1-9.董林垚,陈建耀,付丛生,等.西江流域径流与气象要素多时间尺度关联性研究[J].地理科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