摘要： 为探究三江源区径流长期变化特征的空间模式，采用 Mann-Kendall 趋势检验、双累积曲线法和 GIS 技术，分析 1957-2012年三江源区降水和径流的变化趋势，以及径流对降水响应关系的空间差异。 结果表明： 1957-2012 年三江源区有 67. 1% 的区域年降水量呈显着增加趋势； 47. 3%的区域径流深变化趋势不显着，45. 4% 的区域显着增加； 其余 7. 3% 的区域内降水变化不显着但径流深显着减少。 长江源区绝大部分区域降水量和径流量都显着增加，径流量增速达 0. 616 9 ×108m3a. 澜沧江源区在降水显着增加或变化不显着的情况下，径流深无显着变化或显着减少。 黄河源区内部差异很大，降水呈增加或无显着变化趋势，径流深则呈无显着变化或显着减少趋势。 除澜沧江源子曲外，三江源区年径流深和降水量呈显着线性正相关，Pearson 线性相关系数为0. 51 ~ 0. 87. 径流量对降水量的响应关系存在明显的空间差异性，可以分为稳定型、波动型、上升型及下降型 4 种类型，并以稳定型为主，涉及面积占三江源区总面积的 48. 9%; 其次为下降型和波动型，分别占 32. 8% 和 12. 9%; 上升型涉及面积所占比例最小，仅为 5. 5%. 研究显示，三江源区 61. 8%的区域内径流对降水的长期响应关系并未发生明显变化，或者在波动中保持相对稳定的关系。
关键词： 三江源； 降水变化； 径流响应； Mann-Kendall 趋势检验； 空间差异。
三江源位于青藏高原腹地，是长江、黄河、澜沧江三大河流重要的水源涵养区。 黄河流域河川径流量近35% 以上来自唐乃亥以上的黄河源区[1-2],长江源区比黄河源区寒冷而干燥，2000 年以前年径流量仅为黄河源区的 60%[3]. 三江源区人口稀少，人为活动因素对径流的直接影响相对较小，因此，探讨三江源径流变化趋势及其对降水的响应规律，有助于认识自然状况下青藏高原的水循环对气候变化的反馈以及三江源区水循环系统的变化规律[4].
一般来说，长期平均径流依赖于气候条件，气候变化对径流的影响不仅通过改变降水和蒸发，还通过改变流域下垫面特征来实现[5]. 近年来，越来越多的研究开始关注大尺度径流空间变异性。 在澳大利亚Murray Darling 流域（ 106. 15 km2） ,径流量对气候的敏感性时空差异显着，并且与干旱程度有关[6]. 在美国范围内，径流系数空间变异的主要影响因子不仅是气候，还包括地貌和地质特点等[7]. 我国范围内气候变化对径流影响的区域差异很大，包括青藏高原在内的西北地区的正向影响最大[8],发源于青藏高原的所有河流对气候变化都非常敏感[9]. 其中，降水量对三江 源 区 径 流 量 具 有 重 要 影 响，贡 献 率 约 占70%[10]. 20 世纪 90 年代以来，黄河源区径流量大幅减少引起广泛关注[11],围绕径流变化的驱动因子以及其贡献率开展了大量研究，但结论不尽相同。 李林等[12]认为，1990-2002 年降水量减少特别是夏季降水量减少直接导致了黄河上游径流量的减少； 时兴合等[2,13]分析了长江源区和黄河上游径流量的季节变化和年际变化特征后指出，20 世纪 90 年代以来黄河上游地区河川流量的减少与降水量减少、地表蒸发量增大密切相关； 常国刚等[14]认为，气候变化对径流量减少的贡献率为 70% ,其余 30% 可能是由人类活动造成的； 张士锋等[11]认为，径流量减少的主要原因是气候变化引起的蒸发量增加。 根据2011 年第一次全国水利普查青海省水土保持情况普查成果，三江源区有小型蓄水保土工程 510 个，水土流失治理面积2 660 km2,这对径流量的影响也不容忽视。
相对于 1990 年代的径流量的减少，2003 年以后三江源区降水量明显增加，三江源径流量也发生了显着变化。 LAN 等[15]认为，青藏高原径流量的长期变化趋势并不一致，即使是同一条河流的不同河段或支流也不一致。 同时，使用不同方法、不同数据库、研究时段不同也会得到不同甚至完全相反的结论[16-18].以往的研究主要探讨黄河[1-2,12,19,21]或长江源区[13,20]某一时段的径流量变化及其原因，或者使用水文站数量较少，不能完全反映三江源区降水和径流变化趋势的空间差异[4,18,22]. LAN 等[15]也认为，需要量化青藏高原区所有流域的径流长期变化特征，深入了解该变化的空间模式。 为此，该研究使用 1957-2012 年降水量和径流量观测资料，以期在较长时间尺度上分析三江源区内降水和径流的变化趋势及其空间差异，探讨气候变化条件下径流对降水的响应关系是否发生明显变化以及是否存在空间差异，以期为全面深入了解三江源地区径流变化趋势提供参考。
1 材料与方法。
三江源区（ 32°13'31″N ~35°30'39″N、90°35'11″E ~103°23'15″E） 总面积 29. 15 × 104km2,包括直门达水文站控制的长江源区，唐乃亥水文站控制的黄河干流和同仁水文站控制的黄河支流---隆务河，以及香达和下拉秀水文站控制的澜沧江源区。
降雨资料来源于 1957-2012 年三江源区及其周边 45 个气象站观测值（ http: cdc. cma. gov. cn） . 采用刘多森等[23]提出的动力学模型计算土壤月潜在蒸散量（ ET） ; 气象参数包括月均风速、月均气压、月均气温、月均相对湿度。 由于部分气象站 1967 年以前数据缺失较多，故只使用其中 33 个气象站数据计算潜在蒸散量。
径流资料来源于 1957-2012 年三江源区 17 个水文站（ 黄河源区 10 个、长江源区 5 个、澜沧江源区2 个） 的逐月径流观测数据。 区域平均降水量和潜在蒸散量的计算采用 ArcGIS 10. 1 提供的克里格插值方法，在此基础上计算各水文站控制区年均降水量和径流深，并绘制降水和径流的空间分布图。
在数据处理过程中没有针对缺测年份的气象和水文数据进行插补。 因此，不同年份空间插值计算使用站点数量有所不同。 运用 XLSTAT 软件中的 Mann-Kendall 趋势检验[24]对三江源各气象站年降水量、潜在蒸散量和各水文站控制区的年降水量和年径流深变化趋势进行检验。 XLSTAT 软件中 Mann-Kendall 检验的统计值（ S） 计算见式（ 1） .
S = ∑n -1k = 1∑nj = k +1sgn（ xj- xk） ,k < j < n （ 1）。
式中： xj、xk分别为有序数据值，如果 xj- xk> 0,则sgn（ xj- xk） =1; 如果 xj- xk= 0,则 sgn（ xj- xk） =0;如果 xj- xk< 0,则 sgn（ xj- xk） = - 1. n 为有序数据序列长。 XLSTAT 使用正态逼近法计算 Mann-Kendall检验的 P 值。
使用双累积曲线方法分析径流量对降水的响应，使用 Person 线性相关系数分析降水、潜在蒸散量和径流量之间的相关性。
2 结果与分析。
2. 1 三江源区降水的变化趋势及其空间差异。
1957 -2012 年三江源区平均降水量从东南向西北逐渐减少（ 见图 1） . 东南部黄河源区吉迈到玛曲河段南部降水量高达 700 mm 以上，而西北部的长江和黄河源头降水量只有 300 mm 左右，澜沧江源区（ 香达水文站控制的扎曲和下拉秀水文站控制的子曲） 面积较小，降水量在 400 ~ 550 mm之间。
1957-2012 年三江源区及其附近 45 个气象站的平均降水量为 467 mm,变异系数为 0. 08. 由图 2可见，三江源区年均降水量呈先减后增的趋势，其中1989 年降水量最大，为 548 mm; 2002 年出现近 56 a来的最低值，只有 396 mm; 2003 年后降水量逐渐回升至 1980 年代初期的水平。
对 1957-2012 年三江源降水量的 Mann-Kendall趋势检验结果如表 1 所示。 45 个气象站中有 31 个的观测年限超过 50 a,其中 20 个气象站的降水量变化趋势并不显着，10 个气象站的降水量有所增加（ P <0. 05） 趋势，1 个气象站的降水量显着增加 （ P <0. 01） . 其他 14 个中有 4 个在 0. 10 水平上具有显着增加趋势。 总体而言，1957-2012 年三江源区有 30%左右气象站的降水量显着增加，主要分布在北部和西部。
