博斯騰湖水鹽動態(tài)變化(1951-2011年)及對氣候變化的響應*

周洪華，李衛(wèi)紅，陳亞寧，付愛紅

(中國科學院新疆生態(tài)與地理研究所荒漠與綠洲生態(tài)國家重點實驗室，烏魯木齊 830011)

博斯騰湖(41°44' ～42°14'N，86°19' ～87°28'E;以下簡稱博湖)位于新疆天山山脈中段南麓的一個半封閉山間盆地——焉耆盆地的最低凹處，曾是我國最大的內陸淡水湖泊，也是我國干旱區(qū)最具代表性的湖泊之一.博湖既是開都河的尾閭，又是孔雀河的發(fā)源地，是新疆巴音郭勒蒙古自治州各族人民生活、生產(chǎn)的主要水源，同時也對該區(qū)抗旱、防洪有著重要的調節(jié)作用.博湖作為中國“塔里木河流域綜合治理”項目最重要的水源地，已納入21 世紀“湖泊治理規(guī)劃議程”和新疆“1311”環(huán)保行動計劃[1]，2012年被列入國家首批“生態(tài)環(huán)境保護試點湖泊”.

在過去幾十年的大規(guī)模開發(fā)過程中，博湖發(fā)揮著巨大的生態(tài)、環(huán)境、經(jīng)濟和社會效益.然而，在開發(fā)的同時也導致了一系列的環(huán)境問題，如湖水水位波動劇烈[2-3]、富營養(yǎng)化程度加劇、礦化度增加[4]、生物多樣性減少[5]，逐漸咸化的湖水嚴重影響著該區(qū)人民生活用水和工農(nóng)業(yè)的發(fā)展.盡管不少學者就博湖生態(tài)環(huán)境開展了一系列研究，如博湖水量和水質變化趨勢[6-14]、生態(tài)健康狀況評價[15]、湖水面積動態(tài)變化[16-17]、濕地演變[18-20]等，也有學者通過對湖相沉積物的研究，反演了博湖水環(huán)境和氣象的變化歷史[21-23].但這些研究多基于湖水現(xiàn)狀或歷史時間序列的描述性分析，對博湖水量與水質對氣候變化的響應和變化趨勢涉及較少，這將不利于博湖未來水資源的持續(xù)開發(fā)與管理.因此，本文分析了近60年(1951-2011年)博湖水位和湖水礦化度的動態(tài)變化趨勢及影響因素，探討了氣候變化對博湖水量與水質的驅動作用，并提出了在未來氣候變化趨勢下的博湖水資源管理建議，以期為綜合治理博湖流域生態(tài)環(huán)境及實現(xiàn)流域水資源的可持續(xù)開發(fā)和管理提供科學決策依據(jù).

1 研究區(qū)概況

博湖地處歐亞大陸中心，以博湖為水源中心的博斯騰湖流域橫跨北四縣，包括博湖縣、和靜縣、和碩縣和焉耆縣，轄區(qū)為內陸荒漠氣候，熱量豐沛，空氣干燥，雨量稀少.湖區(qū)多年平均氣溫達8.4℃，多年平均降水量為94.7 mm，年均潛在蒸散發(fā)量為1800 mm(以靠近博湖最近的博湖縣監(jiān)測數(shù)據(jù)為準).博湖呈深碟狀，水域遼闊，東西長達55 km，南北平均寬20 km，博湖水位在海拔1048.75 m 時，水域面積為1002.4 km2，容積為88×108m3，平均水深為8.8 m，最深為17 m.博湖入湖河流有開都河、黃水溝、清水河等，常年性入湖河流只有開都河，孔雀河是博湖的唯一出湖口.隨著焉耆盆地人類活動的大規(guī)模開展和全球氣候變化的作用，湖泊濕地退化、湖水礦化度升高、富營養(yǎng)化趨勢加劇，生態(tài)環(huán)境急劇惡化，嚴重影響了流域生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定和生態(tài)服務功能.

2 數(shù)據(jù)收集與分析方法

2.1 數(shù)據(jù)收集

博湖流域(本文指和碩、和靜、焉耆和博湖北四縣所轄區(qū)域)氣溫和降水等氣象數(shù)據(jù)取自四縣氣象站(代表平原區(qū))和巴音布魯克氣象站(代表高山區(qū))的平均值，計算平均值時某氣象站某年沒有監(jiān)測數(shù)據(jù)的按缺省值處理;開都河大山口徑流量、博湖入湖水量、出湖水量、湖泊水位、湖水礦化度、湖泊水域面積等來自塔里木河流域管理局和巴音郭楞蒙古自治州水利局;農(nóng)業(yè)灌溉面積、農(nóng)業(yè)灌溉引水量、農(nóng)業(yè)廢水排放量、工業(yè)廢水排放量、生活污水排放量和地下水井、渠道損失率等數(shù)據(jù)來自巴音郭楞蒙古自治州水資源管理處;1951-1957、1959-1974、1976-1979年湖水礦化度采用線性插值獲取[9].

2.2 數(shù)據(jù)分析

趨勢檢驗采用非參數(shù)Mann-Kendall 方法，時間序列突變分析采用GPS 7.05 軟件的非參數(shù)Mann-Kendall-Sneyers 突變檢驗[24]，相關分析等其他數(shù)理統(tǒng)計分析利用SPSS 13.0 完成;作圖采用Sigmaplot 12.0 完成.其中Mann-Kendall 趨勢檢驗是世界通用的廣泛用于評估氣象因素和水文因素時間序列單調趨勢顯著性的檢測方法.對于一時間序列X={x2，x3，x4……xn}，其中n ＞10，標準正態(tài)統(tǒng)計量Z 定義為:

其中，

式中，t 是給定時間序列里等值數(shù)據(jù)的個數(shù).統(tǒng)計量Z 為正值表示呈增加趨勢，負值表示呈減少趨勢.|Z|≥1.96 表示在α=5%上具有顯著水平.

Mann-Kendall-Sneyers 突變檢驗具體計算方法如下:

設有一時間序列如下:x2，x3，x4……xn，構造一秩序列 rj，rj表示 xi＞xj(1≤j≤i)的樣本累積數(shù).Sk定義為:

Sk均值E(Sk)以及方差var(Sk)定義為:

在時間序列隨機獨立假定下，定義統(tǒng)計量為:

式中，U1=0，Uk為標準正態(tài)分布，給定一顯著水平α，查正態(tài)分布表得到臨界值Uα，當|Uk| ＞Uα時，表明序列存在一個明顯的增長或減少趨勢，所有Uk將組成一條曲線，x 通過信度檢驗可知其是否具有趨勢.把此方法引用到反序列中，再重復上述計算過程，并使計算值乘以-1，得到U-k.分析繪出的Uk和U-k曲線圖，若Uk值大于0，則表明序列呈上升趨勢，小于0 則表明序列呈下降趨勢;當Uk超過信度線時，即表示存在明顯的上升或下降趨勢;在超過信度線基礎上，若Uk和U-k的交點位于信度線之間，則此點可能就是突變點的開始.

3 結果與分析

3.1 博湖流域氣候變化趨勢

焉耆縣氣象局建站于1951年，和靜縣、和碩縣氣象局建立于1960年，博湖縣氣象局成立于1996年，巴音布魯克氣象站建站于1958年.四縣氣象局的數(shù)據(jù)代表平原區(qū)，巴音布魯克氣象站數(shù)據(jù)代表高山區(qū).由于平原區(qū)和高山區(qū)的氣溫與降水空間分布差異比較大，因此為使博湖流域的氣象數(shù)據(jù)在時間序列上更具有可比性，流域年降水量和年均氣溫的趨勢分析和突變分析從1960年開始.博湖流域氣象監(jiān)測數(shù)據(jù)表明，1960s以來，博湖流域氣溫呈上升趨勢(圖1A)，Mann-Kendall 趨勢檢驗結果顯示，近50年年均氣溫上升趨勢達到極顯著水平，Z 值為4.33(表1)，增加趨勢為0.30℃/10 a.進一步用Mann-Kendall-Sneyers 突變檢驗發(fā)現(xiàn)，氣溫的突變點在1993年(圖1B).根據(jù)突變時間，可將氣溫分為兩個變化階段，1960-1993年平均氣溫為5.05℃，1994-2010年平均氣溫達5.92℃，升高幅度達17.23%.

Mann-Kendall 趨勢檢驗和曲線擬合結果表明，1960年以來的近50年間，博湖流域年均降水變化趨勢以5.71 mm/10 a 的速率也呈增加趨勢，但增加趨勢并未達到顯著水平(圖2A 和表1);M-K 突變檢驗也顯示，降水在50年來并沒有明顯的突變點(圖2B).這表明博湖流域降水在長期的動態(tài)變化中有升高的趨勢，但與溫度變化過程不同，降水的變化過程是循序漸進的，并未表現(xiàn)出明顯的突變.

圖1 博斯騰湖流域年均氣溫變化趨勢(A)及突變檢驗(B)Fig.1 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of annual average temperature in Lake Bosten basin

表1 博斯騰湖流域氣溫和降水M-K 趨勢檢驗結果Tab.1 Results of M-K trend test of temperature and precipitation in Lake Bosten basin

圖2 博斯騰湖流域年降水量變化趨勢(A)及突變檢驗(B)Fig.2 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of annual precipitation in Lake Bosten basin

3.2 博湖水位動態(tài)變化及對氣候變化的響應

M-K 趨勢檢驗表明，博湖水位在過去60年里呈極顯著下降趨勢，Z 值為-3.25(P ＜0.01).M-K 突變檢驗顯示，60年來博湖水位經(jīng)歷了兩個突變點，分別為1974年和1994年(圖3B).根據(jù)突變點，可以將博湖水位變化過程分為3 個階段(圖3A).1951-1974年博湖平均水位為1047.78 m，處于較穩(wěn)定水平;1975-1994年博湖水位急劇下降，平均水位降至1046.11 m，下降速率為0.09 m/a，1987年博湖水位下降到歷史最低值，為1044.73 m，比1975年前最高水位下降了3.71 m;1995-2011年博湖水位再次上升，且上升速度較快，平均水位為1047.24 m，2002年博湖達到了歷史最高水位，為1049.26 m.另外，從M-K 突變圖和趨勢圖還可以看出，從2003年開始，博湖水位又開始出現(xiàn)突然下降的趨勢，2009年下降到1045.35 m，比東西揚水泵站的最低運行水位僅高出0.35 m.

圖3 博斯騰湖流域水位動態(tài)變化趨勢(A)及突變檢驗(B)Fig.3 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of water level in Lake Bosten basin

博湖水位與氣溫呈極顯著負相關(P ＜0.01).從博湖水量平衡關系可知(表2)，影響湖泊水位變化的因素是多方面的，但有些影響因素在水量平衡中所占比重較大，有些影響因素比重很小，還有一些因素的多年變化不大.基于此，本文可將驅動博湖水位變化的因素分為三類:一是入湖水量，二是出湖水量，三是湖面蒸發(fā)量.下面本文將分別分析這三大要素的變化及其對流域氣溫變化的響應.

3.2.1 博湖入湖水量對氣候變化的響應 博湖入湖水量主要包括三部分，一為河流匯入量，二為農(nóng)田排水量，三為承壓補給和湖面降水.其中第二、三部分所占比重較小，多年來承壓補給和湖面降水量較穩(wěn)定，變化并不顯著，盡管農(nóng)田排水量近幾十年來有增加的趨勢，但其占入湖總水量的比重也未超過10%，且直接排入大湖的量相對較小，如2007年北四縣共向博湖排入污水共3.5×108m3，其中，排入小湖區(qū)1.35×108m3，排入黃水區(qū)1.92×108m3，排入大湖區(qū)0.23×108m3[25].因此，本文的入湖水量主要考慮河流向博湖的匯入量.

表2 博斯騰湖1996年水量平衡狀況*Tab.2 Water balance of Lake Bosten in 1996

1980-2011年博湖入湖水量變化趨勢與湖水水位基本一致，1980s 至1994年，博湖入湖水量呈減少趨勢，年均入湖水量為19.99×108m3;1995年后，入湖水量呈增加趨勢，年均入湖水量為26.12×108m3，較1980-1994年年均入湖水量增加了30.67%，到2002年入湖水量達到歷史最高，為44.90×108m3(圖4A)，與水位變化相同，2002年后入湖水量開始下降.

從入湖水量的組成來看，博湖水源主要有開都河、黃水溝和清水河等.開都河多年(1956-2004年)平均出山徑流量為34.8×108m3，占博湖流域總徑流量的近85%，是博湖主要的常年性補給水源[26]，其他補給因素的影響相對較小，且補給不穩(wěn)定.開都河出山口(大山口水文站)水文資料表明(圖4B)，開都河徑流量在1955-2011年間呈增加趨勢，M-K 趨勢檢驗的Z 值為2.87，達到0.01 的顯著水平.M-K 突變檢驗結果表明，開都河徑流量的突變時間為1993年[24].根據(jù)突變點可以發(fā)現(xiàn)，1955-1993年開都河年均徑流量為33.41×108m3，而1994-2011年均徑流量為40.46×108m3，較前一階段增加了7.96×108m3，增幅達20%以上.Pearson 相關分析結果顯示，開都河徑流量與入湖水量呈極顯著正相關(P ＜0.01)，且兩者均與湖區(qū)水位呈顯著正相關(P ＜0.05)，這表明開都河徑流量是影響博湖入湖水量和水位變化的直接因素.

圖4 博斯騰湖年入湖水量(A)和開都河出山口年徑流量(B)的動態(tài)變化Fig.4 Change trend of annual inflow in Lake Bosten(A)and annual runoff from mountainous watershed in Kaidu River(B)

開都河發(fā)源于天山中部的依連哈比爾尕山和薩爾賓山，冰川融雪水占出山徑流量的比重較大，達15%以上[25].從突變時間點來看，博斯騰湖的氣溫和大山口年徑流量的突變時間一致，均為1993年.1993年前氣溫較低，冰川積雪消融較慢，開都河年徑流量一直處于較穩(wěn)定水平，1990s 隨著氣溫顯著升高，冰川積雪加速消融，加之降水量也逐漸增加，開都河出山口年徑流量不斷增加，到2002年達到60年來年徑流量的歷史最高值，為57.13×108m3，同期博湖入湖水量和湖水水位也達到了歷史最高值.然而，隨著氣溫的持續(xù)升高，盡管中山帶降水有增加趨勢，但冰川面積快速消退，雪線上移，積雪面積急劇減少，使得開都河出山口徑流量仍然呈現(xiàn)了不可逆的減少趨勢，僅2006年10月至2007年4月，開都河流域徑流量減少42% ～70.5%，入湖水量為 13.97×108m3，比 2006年 4月入湖水量減少 1.75×108m3，減幅為 11%[27].

3.2.2 博湖出湖水量對氣候變化的響應 博湖的出湖水量包括兩部分，一是通過揚水泵站向湖外的輸水量(出流量)，二是湖水外滲量.博湖出流量主要分為兩大方面，一是博湖經(jīng)東西揚水泵站出湖進入孔雀河，負責孔雀河流域的的工農(nóng)業(yè)和生活用水;二是2000年開始，為拯救塔里木河下游生態(tài)環(huán)境，塔里木河流域管理局決定每年從博湖向塔里木河下游進行生態(tài)輸水4.5×108m3.從出湖水量(1980-2009年)分析來看(圖5A)，近20年來博湖的輸出水量呈顯著增加趨勢，2000年之前出湖水量增加幅度相對比較緩慢，年均出湖水量為11.01×108m3，但2000年后，博湖出湖水量大幅度增加，尤其是2000-2004年的4年間，年均出湖水量達25.26×108m3，較2000年前增加2 倍多，這主要是由于此期向塔里木河下游輸送生態(tài)用水導致的，2005年后由于博湖水資源緊張，向塔里木河下游輸水較少，總輸出水量相對減少并趨于穩(wěn)定.Pearson 相關分析結果表明出湖水量與湖區(qū)水位呈顯著負相關(P ＜0.05)，這表明湖泊出流量的增加也是導致湖區(qū)水位降低的主要因素之一.

博湖流域農(nóng)業(yè)灌溉面積和灌溉引水量動態(tài)變化表明(圖5B)，1950s-1980s 期間，博湖流域耕地面積不斷擴張，灌溉定額的居高不下使得灌溉用水呈持續(xù)增加趨勢，這是導致博湖1990s 前湖泊輸出水量增加的主要因素;1980s 后期開始，盡管灌溉面積呈持續(xù)增加態(tài)勢，但由于流域內農(nóng)業(yè)灌溉節(jié)水工程大面積實施和節(jié)水技術不斷提高以及巴州水資源管理嚴格限制農(nóng)業(yè)用水總量，灌溉引水量開始逐漸減少并趨于穩(wěn)定，這應該是導致2005年后博湖出流量趨于穩(wěn)定的關鍵原因.

在湖水外滲方面，1955-1995年博湖的多年湖水外滲量平均值為0.52×108m3/a[28]，所占比例較小，且地下水抽取點距開都河及博湖都比較遠，因此對博湖水位的影響很小，可以忽略不計[29].然而自1990s 以來，由于當?shù)卣畬﹂_都河-孔雀河流域農(nóng)業(yè)用水總量的嚴格限制，使得灌區(qū)內多開荒的土地不得不采用大量抽取地下水的方式進行灌溉.開都河沿岸、博湖周邊和孔雀河沿岸現(xiàn)有機井6000 余眼，人工壓井2000 余眼.1996-2003年，開都河平均河道損失率為6.41%，2003-2011年河道損失率高達14.1%，特別是近幾年，開都河出山口至博斯騰湖入湖口河段水量損失達到8×108m3，孔雀河河道輸水平均損失率達31.5%，河道水量損失量較1998年前增加了3×108m3(數(shù)據(jù)來自巴州水管處).對于開都河-孔雀河流域這樣降水匱乏，地下水完全依賴地表徑流補給的地區(qū)，地下水大量的抽取，無疑會大幅度增加湖水外滲量，加速博湖水位的降低，尤其是開都河地表徑流補給不足的情況下.

圖5 博斯騰湖年出湖水量(A)及流域農(nóng)業(yè)灌溉面積和農(nóng)業(yè)引水量變化(B)Fig.5 Change trend of annual outflow(A)，agricultural irrigation area and diverted water(B)in Lake Bosten basin

3.2.3 博湖蒸發(fā)量對氣候變化的響應 1996年的博湖水量平衡數(shù)據(jù)顯示，大小湖的蒸發(fā)蒸騰量高達13.09×108m3，是湖泊出流量的1.15 倍，占博湖總入湖水量的48.67%，這充分表明博湖蒸發(fā)蒸騰對于湖泊水位具有重要影響.采用王容利用焉耆縣E601 型水面蒸發(fā)桶、20 mm 蒸發(fā)皿和阿克蘇上游水庫水平衡實驗站20 m2蒸發(fā)池觀測資料折算的博湖水面蒸發(fā)系數(shù)0.4680[30]，結合焉耆國家氣象站20 mm 蒸發(fā)皿觀測數(shù)據(jù)和博湖大湖區(qū)的水域面積計算了1980-2001年博湖的水面實際蒸發(fā)量(圖6)，結果表明博湖水面蒸發(fā)量呈顯著增加趨勢，M-K 趨勢檢驗的Z 值為 2.43(P ＜ 0.05).Pearson 相關性分析表明，博湖水面蒸發(fā)量與流域氣溫呈顯著正相關，相關系數(shù)為0.403，sig.值為0.063，顯著性水平達0.1.因此，在流域氣溫持續(xù)升高的狀態(tài)下，博湖的水面蒸發(fā)量有可能會呈升高的趨勢，將直接增加博湖的水量損失，導致博湖水位降低，但這在很大程度上還取決于水域面積的大小(其大小受水位直接控制).因為在未來氣溫升高的趨勢下，開都河徑流將面臨減少趨勢，導致博湖的入湖水量減小，使得水位可能面臨降低的局面，這有可能沖抵氣溫對水面蒸發(fā)量的影響，甚至會使湖面蒸發(fā)損耗變小.

圖6 博斯騰湖水面蒸發(fā)量變化趨勢Fig.6 Change trend of evaporation in Lake Bosten

3.3 湖水礦化度動態(tài)變化及對氣候變化的響應

M-K 趨勢檢驗顯示，博湖湖水礦化度Z 值為3.09，呈極顯著升高趨勢(P ＜0.01).由1955-2011年博湖湖水礦化度動態(tài)變化過程可看出(圖7A)，湖水礦化度也主要經(jīng)歷了三個階段的變化.1955-1988年，礦化度呈上升趨勢，其中1970s 以前，博湖湖水礦化度低于1.0 g/L，是典型的淡水湖，而自1970s 后，湖水礦化度持續(xù)上升，博湖由淡水湖逐漸轉變?yōu)槲⑾趟?980s 湖水礦化度達到最高，湖區(qū)平均高達1.87 g/L;1989-2003年，湖水礦化度出現(xiàn)降低趨勢，2003年出現(xiàn)了1972年以來的(過去30年)最低值，為1.17 g/L;2004年后，湖水礦化度又開始呈現(xiàn)上升趨勢.

對比博湖水位變化趨勢可以看出，湖水礦化度變化趨勢與湖泊水位相反，兩者呈極顯著負相關(P ＜0.01).1955-1987年博湖水位下降，1955-1988年湖水礦化度增加;1988-2002年，博湖水位上升，1989-2003年湖水礦化度呈下降趨勢;2003年后水位又開始下降，而2004年后湖水礦化度也呈現(xiàn)出上升趨勢，表明湖水礦化度的變化滯后于水位變化1年.

圖7 博斯騰湖湖水礦化度(A)和湖泊含鹽量(B)變化趨勢Fig.7 Change trend of water mineralizition(A)and salt content(B)in Lake Bosten

湖泊含鹽量變化趨勢與湖水礦化度變化趨勢一致(圖7B)，兩者呈極顯著正相關(P ＜0.01).湖泊含鹽量主要源自北四縣的廢水排入，相關分析表明，博湖湖水礦化度與工業(yè)廢水、生活廢水和農(nóng)業(yè)廢水排入有顯著關系(表3)，表明廢水排放是影響湖水水質的一大主要因素.博湖流域1999-2009年廢水排放量表明(圖8)，博湖流域2000-2002年廢水排放量呈下降趨勢，2003年開始，廢水排放量開始逐年增加，2009年達到2002年的近2 倍，其通過地表徑流或地下水最終流入博湖，污染博湖水體，致使博湖水質惡化，其中農(nóng)業(yè)廢水排放量是廢水排放總量的主體.

表3 博斯騰湖湖水礦化度與其影響因素的Pearson 相關性分析Tab.3 Pearson correlation analysis between the water salinity of Lake Bosten and their effect factors

圖8 博斯騰湖流域1999-2009年廢水排放量Fig.8 The waste water quantity from 1999 to 2009 in Lake Bosten basin

博湖湖水礦化度與溫度呈顯著正相關，與大山口來水量、出湖水量、湖泊水位和湖面蒸發(fā)量均呈顯著負相關(表3，P ＜0.01).由于大山口水量、出湖水量與湖面蒸發(fā)量都直接控制著湖泊水位，且氣溫與開都河徑流以及湖面蒸發(fā)量也呈顯著負相關，這表明氣溫主要通過改變湖泊水位來調控湖水水質.當氣溫升高時，主要由冰雪融水和降水組成的開都河徑流增大，大量的低礦化度淡水進入博湖，使得湖泊保持水位高，排污量得到有效稀釋，湖水水質變好，但當氣溫持續(xù)升高，開都河冰川積雪面積銳減后，開都河徑流將減少，這將導致博湖水位降低，加之博湖的出湖水量穩(wěn)中有升和高居不下的農(nóng)業(yè)污水排放量，湖水水質將面臨急劇惡化的態(tài)勢.

4 討論與建議

博湖是一個典型的內陸吞吐型湖泊，區(qū)域內降水稀少，對湖區(qū)水位貢獻不顯著，湖泊水位主要受入湖水量、出湖水量和蒸發(fā)量三者綜合影響.入湖水量主要來自于開都河徑流向博湖的淡水輸入.開都河徑流主要由冰川積雪和降雨補給，冰川作為開都河上游重要的水資源形式，造就了開都河穩(wěn)定的基流，因此對氣候變化非常敏感，尤其是氣溫[24].1963-1986年，開都河流域的8 條典型冰川只有2 條冰川呈后退趨勢，后退速度不超過5 m/a;而1986-2000年中有 7 條冰川表現(xiàn)為后退，平均后退速度為 10 ～15 m/a 左右[26].同時，全球氣候變化使得開都河流域的積雪面積在2000-2010年呈線性下降趨勢，且氣溫是影響開都河流域積雪面積變化的主要因素[31].氣溫升高過程中產(chǎn)生的冰川融水和積雪融化加劇了1990s 以來開都河的徑流增勢，博湖也呈現(xiàn)水位持續(xù)上升趨勢[32].盡管有研究稱，未來由于氣候變暖，開都河流域降水可能會增多[33]，開都河年徑流量將呈38.6%增大趨勢，其中夏季增加71.8%，冬季增加11.4%[34].然而，當開都河流域上游山區(qū)冰雪消融到一定程度，冰蓋變薄雪線升高，形成新的平衡，尤其是對氣溫變化最為敏感的低海拔中小冰川消失殆盡時，這種氣溫升高導致的冰雪快速消融引發(fā)的弊要大于氣溫升高導致的降水增加引發(fā)的利，冰雪融水補給效應將會減弱，開都河徑流已于2003年開始減少，造成了博湖水位的持續(xù)下降[35].SDSM 統(tǒng)計降尺度模型預測2020s、2050s、2090s 氣溫和降水趨勢表明，博湖流域未來幾十年日均氣溫將明顯上升，且A2 情景下氣溫增幅略大于B2 情景，但年降水量呈明顯減少趨勢[36]，這表明博湖水位將進一步面臨降低的危險.事實上，據(jù)焉耆大橋水文站監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示(數(shù)據(jù)來自巴州水利局和巴州水管處)，2012年開都河來水比2011年同期減少20%，由于受開都河來水少和上游電站發(fā)電調峰影響，截止11月底，開都河全年斷流32 d，特別是9月28日至10月9日，開都河下游段河道持續(xù)斷流12 d，導致焉耆盆地呼爾墩渠春灌斷流61 d，夏灌斷流65 d，秋、冬灌斷流45 d;友誼渠春灌斷流34 d，夏灌斷流13 d，秋、冬灌斷流22 d;五號渠春灌斷流8 d，秋、冬灌斷流17 d;永寧渠秋、冬灌斷流8 d.2009年以來，博湖水位一再下降，已臨近東西揚水泵站的臨界運行水位，2012年開都河若無水輸送入博湖，博湖水位很可能再度達到歷史最低值，東西泵站將無法正常揚水，孔雀河流域將陷入全面斷流的危境.

從出湖水量來看，1990s 前，人類活動對湖泊水位的影響較大.博湖流域水土大規(guī)模開發(fā)主要集中在1950s-1960s 中期和 1970s 后期至 1980s 初期，到 2002年灌溉面積較 1958年增加了近 2 倍[29].博湖流域灌區(qū)引水量以1970s 最高，1980s 次之，1990s 后趨于穩(wěn)定(圖5).若按引水量占開都河同期徑流量的比例來看，1970s、1980s 比例大致相當，但1980s 湖泊水位下降量大于1970s.1990s 以來開都河徑流量有較大幅度的增加，而開都河灌區(qū)進水量卻比1980s 減少了12.8%，致使博湖水位上升[29].因此，自1958年以來人類活動對博湖水位變化的影響經(jīng)歷了弱-強-弱的變化過程，其中1970s-1980s 人類活動對水位變化影響最為顯著，1990s 以后影響強度有所減弱.

結合入湖水量和出湖水量的分析，1993年前博湖流域氣溫相對較低，開都河徑流量相應較低，尤其是1974-1986年間，開都河徑流屬于偏枯年，但博湖流域的農(nóng)業(yè)灌溉引水量較大，尤其是1970s-1980s.因此在1993年前博湖水位主要受氣候變化和人類活動的雙重影響，1994年后灌區(qū)農(nóng)業(yè)引水量趨于穩(wěn)定，博湖水位主要是受流域氣溫變化的影響，這與Chen 等[24]研究提出的1990s 后人類活動對開都河流域地表徑流影響率不到10%的結論是一致的.由于流域氣溫的顯著升高，冰川融雪快速消融，開都河徑流激增，導致了此期博湖水位的迅速增加，到2002年達到歷史最高值，然而2003年后氣溫持續(xù)升高導致了中小冰川的快速消失，開都河徑流減小，博湖水位降低，尤其是2009年后，博湖水位一直徘徊在1045 ～1046 m 之間.因此，在未來氣候變化下，要維持博湖水位，必須繼續(xù)嚴格控制灌區(qū)引水量，減少出湖水量;控制地下水水井的數(shù)量，禁止對依靠地表水補給的地下水的大量無序開采，提高河道輸水效率，以增加入湖水量和減少湖水外滲.

根據(jù)入湖量與湖面蒸騰蒸發(fā)量的比例來看，博湖的蒸發(fā)蒸騰損耗對于博湖的水位變化有著非常重要的影響.僅大湖而言，1980-2001年的年均蒸發(fā)損耗量為8.36×108m3，約占開都河年均徑流量的25%，占年均入湖水量的30%以上.除此之外，大湖周圍的濕地植物，尤其是蘆葦?shù)雀邨U水生植物，耗水量極大.僅1985年博湖大小湖的周邊濕地面積為3.58×104hm2，蘆葦?shù)戎参锏恼趄v量即達到近3×108m3[37-38].近年來，有學者提出為保護濕地生態(tài)功能的正常發(fā)揮和發(fā)揮蘆葦?shù)乃|凈化作用大量營建人工蘆葦，擴大人工蘆葦面積[18].然而，在營建蘆葦時其強烈的蒸騰耗水量不容小覷.截止2012年博湖周邊人工種植蘆葦超過4×104hm2，根據(jù)博湖沼澤蘆葦?shù)脑抡舭l(fā)量[39]，粗略估算蘆葦?shù)哪暾趄v耗水量已超過5×108m3.這些蒸騰損耗量將直接由博湖水資源供給，對于降低博湖水位有著直接作用.濕地的生態(tài)功能與博湖水位高低相互反饋，相互制約.因此，為減少博湖蒸騰損耗，不應盲目擴大蘆葦?shù)葷竦刂参锏姆N植面積.

當水域面積較大時，湖面的蒸發(fā)量也大，尤其是在氣溫較高時.因此，如何協(xié)調湖泊水位和湖面蒸發(fā)量之間的關系，是減少水資源損失，提高利用率的一個有效方法.研究表明開都河年徑流量主要集中在夏季(6-8月)，此時氣溫高，冰川積雪融化加速，降雨頻率較高，夏季發(fā)生洪水危險大大增加[34].此時也正好是主要農(nóng)作物生長季，以及孔雀河流域農(nóng)業(yè)灌溉的高峰時期.因此，可以利用此規(guī)律，在調水時間分配上，將博湖向孔雀河的調水時間集中在5-9月.即在主要農(nóng)作物生長季且湖水蒸發(fā)最強的5-9月進行大規(guī)模的調水，在10月之前將博湖保持在最低的水位，這樣既能有效避免湖水泛溢，也能在氣溫最高時段縮小博湖水域面積，從而有效減少蒸發(fā)損耗，提高水資源利用率;進入農(nóng)作物已收獲的秋季后(10-次年3月)，使博湖大量蓄水，在冬季保持最高水位，此時，氣溫低、湖區(qū)蒸發(fā)弱，可以有效減少湖水的蒸發(fā)損耗.

另外，由湖水礦化度與出湖水量的關系可知，降低湖水礦化度的一個有效方式是加速湖水循環(huán)，維持湖水的快速更新.集中時間調水(5-9月)可實現(xiàn)此目的.集中調水期間，大量湖水被調出，既可以帶走湖水中的大量礦物質和鹽分，還可以促進湖水的快速流動，使得開都河徑流帶入博湖的淡水能迅速與湖水進行交換，加速湖水的周轉率和更新速度，有效降低湖水礦化程度.而且，北四縣排入博湖的農(nóng)業(yè)灌溉廢水也集中在作物生長期內，在此期間進行大量調水可以使農(nóng)業(yè)廢水中的鹽分得以快速擴散并隨水調出湖區(qū)，在進入10月后的蓄水期后，大量的淡水匯入也可有效地稀釋湖水的礦化度，改善博湖水質.未來氣溫升高情景下，由于博湖水位面臨降低趨勢，大量農(nóng)業(yè)廢水的排入必然將導致湖水礦化度的升高，因此，要緩解博湖湖水礦化度，還必須進一步致力于焉耆盆地排水系統(tǒng)的優(yōu)化和完善，優(yōu)化種植結構，合理施肥，控制農(nóng)田化肥、農(nóng)藥的使用量，減少氮、磷元素流失和入湖量;再次，采取田間工程措施，控制灌溉廢水進入博湖;另外，對工、礦企業(yè)嚴格實施達標排放、加大管理檢查和執(zhí)法力度，加大對污染物達標排放情況、污染源排放情況、污染轉移情況的監(jiān)督和檢查，制定管理審批制度，對新建項目嚴格執(zhí)行環(huán)境影響評價制度，限定保護區(qū)內的生產(chǎn)開發(fā)活動，包括石油勘探開發(fā)、工農(nóng)業(yè)開發(fā)等，以真正從根本上使博湖水質最終走向良性循環(huán).

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