開(kāi)都河徑流量對(duì)氣候變化的響應(yīng)分析

馮 娟

（新疆塔里木河流域干流管理局，新疆 庫(kù)爾勒 841000）

0 引言

氣候變化不僅會(huì)影響人類生存的生態(tài)環(huán)境系統(tǒng)，而且會(huì)對(duì)人類社會(huì)的經(jīng)濟(jì)發(fā)展產(chǎn)生極大影響。出現(xiàn)水資源短缺，土壤侵蝕極速加劇，生物多樣性減少，大氣化學(xué)組成改變等[1~3]。近幾十年以來(lái)，西北干旱區(qū)水資源的供需矛盾日益突出，水資源的開(kāi)發(fā)和利用、管理以及保護(hù)已經(jīng)受到更多人的關(guān)注[4]。西北地區(qū)降水量較小，而且降水主要集中分布在幾大山區(qū)，是我國(guó)水資源最為短缺的地區(qū)，缺水問(wèn)題非常突出[5]。

在全球氣候變暖的背景下，新疆天山山區(qū)水循環(huán)過(guò)程出現(xiàn)了較大程度的波動(dòng)，勢(shì)必會(huì)對(duì)新疆的社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展產(chǎn)生極大的影響[6]。開(kāi)都河位于我國(guó)新疆維吾爾自治區(qū)南部[7]，是新疆巴音郭楞蒙古自治州產(chǎn)水量最大的一條河流，也是流入焉耆盆地最大的河流[8]。開(kāi)都河是當(dāng)?shù)剞r(nóng)業(yè)灌溉、發(fā)電，生態(tài)環(huán)境建設(shè)以及排污和地下水補(bǔ)給的主要水源，又是焉耆盆地博斯騰湖天然調(diào)節(jié)水庫(kù)的源泉。

開(kāi)都河流域作為一個(gè)典型的內(nèi)陸河流域，研究開(kāi)都河地區(qū)氣候變化下徑流量變化規(guī)律，揭示氣候變化、水文水資源和生態(tài)環(huán)境變化之間的關(guān)系，預(yù)測(cè)未來(lái)開(kāi)都河流域氣候變化對(duì)其流域內(nèi)水資源的影響，具有重要的科學(xué)價(jià)值和應(yīng)用前景[9~12]。對(duì)合理開(kāi)發(fā)并利用水資源進(jìn)行地區(qū)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境保護(hù)具有重大的理論意義和實(shí)際意義[13~15]。故本文基于開(kāi)都河上游大山口水文站1955年~2007年的實(shí)測(cè)資料，采用Mann-Kendall趨勢(shì)檢驗(yàn)法、不均勻系數(shù)法和集中度法分析其徑流變化特征。

1 概況

開(kāi)都河位于新疆維吾爾自治區(qū)南部的巴音郭楞蒙古自治州境內(nèi)天山南麓焉耆盆地北緣，是博斯騰湖流域的第一大支流[2]，也是塔里木河流域的主要源流之一。開(kāi)都河流域處于中亞歐內(nèi)陸荒漠，此地日照充足，太陽(yáng)輻射強(qiáng)烈，夏季炎熱，冬季寒冷，因海洋水汽被天山山脈，青藏高原和帕米爾高原所阻擋，導(dǎo)致水分蒸發(fā)量大，風(fēng)大和無(wú)霜期長(zhǎng)。山區(qū)年均氣溫3.6℃，年均降水量296 mm，綠洲區(qū)年均氣溫8.7℃，年均降水量為75.9 mm。多年平均徑流量達(dá)34.2×108m3，被稱為巴州的“母親河”，是國(guó)家恢復(fù)塔里木綠色走廊和實(shí)施新疆南水北調(diào)工程的關(guān)鍵河流。

2 數(shù)據(jù)來(lái)源與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

選用開(kāi)都河大山口水文站1955年~2007年的徑流量數(shù)據(jù)為研究對(duì)象，大山口站的氣象、溫度數(shù)據(jù)由巴音郭楞蒙古自治州氣象局提供。

2.2 研究方法

（1）Mann-kendall趨勢(shì)檢驗(yàn)法（M-K法）

Mann-kendall法是一種非參數(shù)統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)方法，變量可以不具有正態(tài)分布特征，因此適用于水文氣象資料的趨勢(shì)成分，包括水質(zhì)、流量、氣溫和降水序列等[4~5]。假定 X1，X2，…，Xn為時(shí)間序列變量，n為時(shí)間序列的長(zhǎng)度，M-K法定義了統(tǒng)計(jì)量S：

其中：

式中：xj、xk分別為 j、k 年的相應(yīng)測(cè)量值，且 k>j。

式中：Z為一個(gè)正態(tài)分布的統(tǒng)計(jì)量，Var(s)為方差。在給定的α置信水平上，如果│Z│≥Z1-α/2，則拒絕原假設(shè)，即在α置信水平上，時(shí)間序列數(shù)據(jù)存在明顯的上升或下降趨勢(shì)。其變化趨勢(shì)的大小用β表示，計(jì)算如下：

β>0，表示呈上升趨勢(shì)；若β<0，表示呈下降趨勢(shì)。

（2）不均勻性計(jì)算方法

采用年內(nèi)分配不均勻系數(shù)和年內(nèi)分配完全調(diào)節(jié)系數(shù)兩個(gè)指標(biāo)來(lái)分析各要素年內(nèi)分配不均勻性。年內(nèi)分配不均勻系數(shù)為CV，其計(jì)算公式如下：

式中：CV表示年內(nèi)分配不均勻系數(shù)；R(t)表示年內(nèi)各月平均值；R軍表示年平均值；i表示為月數(shù)；σ則為表均方差。由上式可知，CV越大，表明年內(nèi)各月平均相差越懸殊，年內(nèi)分配越不均勻。

（3）集中度計(jì)算方法

集中度是用徑流量來(lái)反映河流年內(nèi)徑流量集中程度的一個(gè)重要標(biāo)志，它是將各月的徑流量分月并按一定的角度以向量的方式累計(jì)求和，其各分量和的合成量占年徑流量的百分?jǐn)?shù)。1月~12月每個(gè)月的方位角θ分別為0°、30°、60°、…360°，將每個(gè)月的徑流量分解為x和y方向上的分量，則x和y方向上的向量合成分別為：

徑流量的合成為：

集中度計(jì)算公式為：

式中：Cn為集中度。

3 結(jié)果與分析

3.1 開(kāi)都河徑流量變化特征

開(kāi)都河1955年~2007年間平均徑流量見(jiàn)圖1（a），其中年均徑流量最大值出現(xiàn)在2002年，年均徑流量上升線性趨勢(shì)較大；最小值出現(xiàn)在1986年。1955年~1973年間水量偏豐，1974年~1995年水量偏枯，1996年~2007年間水量偏豐；在前兩個(gè)階段中不存在單調(diào)趨勢(shì)，而在1996年~2007年間表現(xiàn)出明顯的遞增趨勢(shì)。

圖1(b)為2002年月平均徑流量變化趨勢(shì)。由圖1(b)可知，開(kāi)都河不同季節(jié)的徑流量變化有一定的差異性。夏季和春季徑流量遠(yuǎn)遠(yuǎn)多于冬季和秋季，即大山口站徑流量最大為5月~8月。在6月、7月、8月的徑流量最為集中。最大徑流量會(huì)出現(xiàn)在7月份。每年1月~3月和10月~12月之間徑流量較少。由圖可知，大山口站四個(gè)季節(jié)中春冬兩個(gè)季節(jié)年內(nèi)徑流量所占比例較少，其多年平均徑流量分別為9.42×108m3和5.1×108m3，約占年總徑流量的22.39%和11.53%。由此可以得出大山口站秋冬季節(jié)徑流量較少，且沒(méi)有徑流量顯著增加或減少趨勢(shì)，而春夏季徑流量有明顯增加的變化趨勢(shì)。所以在徑流的年內(nèi)變化中夏季和春季為大山口的豐水期，而冬秋季則為大山口的枯水期。

圖1 大山口站年和月平均徑流量變化趨勢(shì)

對(duì)大山口站年平均流量進(jìn)行Mann-kendall趨勢(shì)分析可知，1957年~2007年大山口站年際徑流量平均值為35.14×108m3，變異系數(shù)為0.185，檢驗(yàn)統(tǒng)計(jì)量Z=2.265，變化率為0.14。故在置信水平α=0.05情況下，大山口水文站徑流量逐年波動(dòng)起伏，大山口站年際徑流量總體變化趨勢(shì)是顯著增加的。

根據(jù)式（1）和式（4）計(jì)算大山口徑流各年的年內(nèi)分配不均勻系數(shù)和集中度，見(jiàn)圖2。由圖2可知：大山口徑流最大不均勻系數(shù)為3.01，最小值為0.44，徑流量的年內(nèi)分配逐漸趨向均勻；徑流量總體上呈減少的趨勢(shì)，開(kāi)都河流域徑流量越來(lái)越集中。

圖2 大山口站徑流量年內(nèi)分配不均勻性（a）和集中度(b)

3.2 開(kāi)都河氣溫變化特征

近50年來(lái)開(kāi)都河流域中游大山口站年平均氣溫為8.43℃，氣溫總體呈上升趨勢(shì)，見(jiàn)圖3。由圖3（a）可知：多年平均最低氣溫出現(xiàn)在1984年，為6.8℃；最高年平均氣溫出現(xiàn)在1990年，為10.0℃，與最低年平均氣溫相差3.2℃。50年來(lái)最低氣溫出現(xiàn)在20世紀(jì)七八十年代，表明九十年代以來(lái)氣溫明顯上升。

開(kāi)都河四季氣溫變化存在明顯差異，差異最大的為冬季和夏季。夏季20世紀(jì)八九十年代總體呈上升的趨勢(shì)；冬季平均氣溫變化一直是趨于平緩。同時(shí)，四季出現(xiàn)最大值和最小值的時(shí)間也不一致。由圖3（b）可知（2002年月平均氣溫變化）：冬季最高平均氣溫-11.83℃，最低平均氣溫-5.77℃；春季最高平均氣溫12.97℃，最低氣溫8.47℃；秋季最高平均氣溫10.33℃，最低平均氣溫5.93℃；夏季最高平均氣溫23.40℃，最低平均氣溫21℃。

圖3 大山口站年和月平均氣溫變化趨勢(shì)

3.3 降水量變化特征

在過(guò)去的50年，開(kāi)都河流域的降水量有明顯的時(shí)空變化，總體上呈增加的趨勢(shì)，區(qū)域差異性比較顯著，其線性增加趨勢(shì)自西北向東南遞減。20世紀(jì)90年代是大山口過(guò)去的半個(gè)多世紀(jì)以來(lái)降水最豐沛的10年（圖4），在2001年~2010年，降水量的增幅呈現(xiàn)出明顯的下降趨勢(shì)，與溫度的持續(xù)升高形成明顯的對(duì)照。

由年降雨資料圖4（a）知，1955年~1972年降水偏多，1973年~1988年偏少，1989年~2005年偏多。近50年（1957年~2007年）來(lái)多年平均降水量為93.1 mm，自1957年以來(lái)降水量的變化起伏較大，整體的變化趨勢(shì)呈現(xiàn)增加趨勢(shì)，到2007年增加了67.5mm。

從2002年月降水資料圖4（b）可知，大山口站在冬季與夏季的降水量差異很大，降水主要集中在夏季即6月、7月、8月三個(gè)月份。夏季的降水量呈比較穩(wěn)定的增長(zhǎng)趨勢(shì)，表現(xiàn)出與年降水量相同的變化趨勢(shì)。

圖4 大山口站年和月平均降水量變化趨勢(shì)

開(kāi)都河流域各年降水量的年內(nèi)分配不均勻系數(shù)見(jiàn)圖5。降水最大不均勻系數(shù)為1.34，最小為0.15。隨著時(shí)間的推移，開(kāi)都河流域降水的年內(nèi)分配大體上是均勻的?？偟膩?lái)說(shuō)，大山口降水量逐年在增加，而且降水的年內(nèi)分配逐漸趨向均勻。

圖5 開(kāi)都河流域大山口站降水量不均勻性

3.4 開(kāi)都河徑流量對(duì)氣溫和降水量的響應(yīng)分析

由圖6可以看出，徑流量與氣溫和降水量表現(xiàn)出線性相關(guān)性。徑流隨氣溫的離散度比較大，說(shuō)明徑流與氣溫的關(guān)系較強(qiáng)；徑流隨降水的離散程度比氣溫更好，且更集中，這表明降水對(duì)徑流的影響非常顯著。

圖6 開(kāi)都河流域大山口站氣溫，降水與徑流量關(guān)系

4 結(jié)論

1）在過(guò)去的50年里，開(kāi)都河流域年平均氣溫一直呈現(xiàn)出增加的趨勢(shì)，增溫率為0.024/a。年均氣溫呈高低高趨勢(shì)。20世紀(jì)60年代年平均氣溫在趨勢(shì)線以上—高溫期，20世紀(jì)70年代以及80年代初呈現(xiàn)出明顯的下降趨勢(shì)而且基本上趨勢(shì)線以下—低溫期，20世紀(jì)80年代末到90年代初氣溫明顯上升并在趨勢(shì)線以上—高溫期。夏季平均氣溫在80年代明顯上升，而其它季節(jié)平均氣溫變化一直是趨于平緩。

2）在過(guò)去的50年來(lái)開(kāi)都河流域降水有明顯的時(shí)空變化，總體上呈上升趨勢(shì)。其中1989年和2003年之間降水量的偏多最為顯著。另外夏季和冬季降水有明顯的差異，降水大體上集中在夏季，而且夏季降水呈穩(wěn)定的增長(zhǎng)趨勢(shì)，而冬季降水稀少，年分布也不均勻。

3）開(kāi)都河流域最近50年來(lái)的徑流量總體上呈上升的趨勢(shì)，但徑流量的變化呈現(xiàn)出極不均衡的狀態(tài)。

4）通過(guò)研究徑流變化和各氣象要素的相關(guān)關(guān)系得知，夏季降水和冬季氣溫對(duì)開(kāi)都河徑流的影響最為顯著。