新疆精河流域河川徑流及對氣候變化的響應

胡文峰，陳玲玲，姚俊強，何 清

（1.阜陽師范大學，安徽 阜陽236037；2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊830013；3.中亞大氣科學研究中心，新疆 烏魯木齊830013）

氣候變化及其對生態(tài)環(huán)境的影響已經(jīng)引起科學家和各國政府的關(guān)注與重視[1]。氣溫、徑流和降水是水文循環(huán)過程研究中的主要核心內(nèi)容，而地表徑流變化又是水文循環(huán)過程中最敏感的因素。河川徑流作為水循環(huán)的關(guān)鍵環(huán)節(jié)，是水資源科學管理、綜合開發(fā)利用、優(yōu)化調(diào)度的重要依據(jù)[2，3]。

不少學者對新疆地區(qū)近50 a 的水文與氣候變化開展了相關(guān)研究[4-6]，研究表明新疆天山西部地區(qū)在20 世紀80—90 年代氣候轉(zhuǎn)暖，造成冰川融化加速，部分地區(qū)降水變多，從而導致徑流增加的趨勢，1987—2000 年平均年徑流總量比1956—1986 年增加約7%。但對于天山北坡年徑流量在3 億m3以下的中小河流特點研究不夠深入。天山北坡的精河是艾比湖流域的一部分，是新疆北部生態(tài)環(huán)境最為敏感的地區(qū)之一，也是天山西部氣候變化的指示器。本文以天山北坡精河為研究對象，利用近50 a 來精河氣象、水文資料，研究精河流域徑流變化對氣候變化的響應，揭示精河水文過程與氣候變化相互作用的耦合機制，為其生態(tài)系統(tǒng)保護和可持續(xù)發(fā)展提供理論依據(jù)與科學指導，為流域水資源開發(fā)利用及制定“三條紅線”提供參考依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

精河流域位于新疆準噶爾盆地西南邊緣，婆羅科努山北麓（圖1），其主要發(fā)源于婆羅科努山北坡，向北注入艾比湖，河流集水面積1419 km2，流域面積2150 km2。水系呈扇形，河網(wǎng)密度為0.091，坡降為25‰～8.3‰，全長114 km，徑流由冰雪融水、降水和地下水組成，其中降水補給、地下水補給、冰川和永久積雪融水補給分別占總補給量的70%、20%、10%；流域內(nèi)有129 條冰川，冰川面積91 km2，冰川總儲量54.598 億m3，冰雪年融水量為0.96 億m3，占河川徑流量的20.6%。據(jù)精河山口水文站近50 a 的水文資料統(tǒng)計，精河流域多年平均降水量156 mm，多年平均年徑流量4.74 億m3。春旱限制了灌溉面積擴大，導致在夏季有相對豐富水資源[7]。精河水資源總量為12.9 億m3，水能資源理論儲藏量為16.27 萬kW[8]。

圖1 精河流域水系分布

2 資料與方法

精河流域水文數(shù)據(jù)來自精河山口水文站，時間序列從1957—2012 年，氣象數(shù)據(jù)來自精河山口水文站和精河氣象站，包括逐月溫度和降水量資料；代表四季的尺度分別是春季為3—5 月，夏季為6—8 月，秋季為9—11 月，冬季為12 月—次年2 月。精河的出山口控制站為山口水文站，位于精河縣托里鄉(xiāng)山口村，建立于1956 年，其控制斷面在1966 年上遷了550 m，坐標為85°55′E、44°22′N，海拔619.2 m。

內(nèi)陸河徑流一般產(chǎn)流位于人類活動干擾較少的山區(qū)，而平原盆地產(chǎn)生徑流較少，故河流出山口的徑流變化能直觀反映氣候要素決定的天然徑流的變化[9]。精河流域的水文站位于出山口，站點控制斷面以上，其水資源受人類干擾較少，因此，該水文站點的水文資料能夠反映精河流域的天然徑流變化趨勢。該站點水文資料有50 a，其變化可以代表長時間系列的變化趨勢。采用相關(guān)系數(shù)、小波分析等[10-12]方法進行分析。

3 結(jié)果與分析

3.1 徑流年內(nèi)變化

精河流域徑流在年內(nèi)分配不均勻（表1），其中6—9 月為徑流較大的4 個月，是主要產(chǎn)流時期，占全年徑流量的74%，其中7、8 月的徑流量更是占全年徑流量的50%以上，7 月徑流量最大，其多年平均徑流量是最小月（2 月）徑流量的12.7 倍。因此，在6—9 月期間出現(xiàn)洪水的概率也最多，其中在1999 年7 月實測的最大洪峰流量達到390 m3/s，占當年徑流量的3.63%。此外，12 月—次年4 月為徑流較小時期，在長達6 個月的多年平均總徑流量僅占其全年徑流量的17.46%，枯水期時間長、徑流量小。

表1 精河流域1957—2012 年月平均徑流量變化

從季節(jié)變化來看，精河流域徑流量的季節(jié)變化顯著，集中于夏季，冬季徑流量極小。春汛在精河流域出現(xiàn)情況不多，春季徑流量僅占全年徑流量的10.5%；夏季是豐水期，徑流量占全年徑流量的63.9%；冬季是枯水期，僅占全年徑流量的6.8%，主要是由于在冬季降水是以降雪為主，難以形成徑流，其徑流主要依靠淺層地下水補給，徑流量很??；秋季徑流量高于冬春兩季，占全年徑流量的18.7%。

3.2 徑流的年際及年代際變化

從精河流域1957—2012 年徑流量距平變化（圖2）可以看出，精河流域徑流量在20 世紀50 年代末、60 年代初為其豐水期，呈現(xiàn)增加趨勢；在60 年代后期呈下降趨勢，開始進入枯水期，說明在此期間，精河徑流量呈減少趨勢；這種減少趨勢持續(xù)到80 年代初開始回升，再進入豐水期；期間徑流量波動變化，在80 年代末期至90 年代前中期呈現(xiàn)緩慢下降趨勢，到90 年代后期呈上升趨勢，說明精河流域開始進入又一個豐水期，進入21 世紀以后，河川徑流波動較大，豐枯相間變化。

圖2 精河流域1957—2012 年徑流量距平變化

20 世紀60 年代之后，精河徑流量較多年平均值偏高1%～3%，其中60 年代偏高1.04%（表2），70年代徑流量較多年平均值偏少3.18%，是近50 多年來徑流量最小的10 a，與60 年代相比，10 a 內(nèi)減少了0.2×108m3的來水量。80 年代以來徑流增加趨勢顯著，在此期間，1987 年和1988 年為最大連年豐水年，1988 年年徑流量達到6.05×108m3；90 年代持續(xù)增加，并趨于穩(wěn)定，高于多年平均徑流量的2.28%，但在1992 年出現(xiàn)了最大枯水年，年徑流量僅為3.68×108m3，比多年平均值偏少22%。21 世紀以來精河徑流量有下降的趨勢，21 世紀最初10 a 是僅次于20 世紀70 年代的第二枯水年代，徑流量比20世紀90 年代減少了0.16×108m3的來水量。從20 世紀80 年代開始精河流域徑流量增加，持續(xù)至90 年代，但21 世紀以來有減小的趨勢；進一步分析發(fā)現(xiàn)自1981 年開始徑流量呈現(xiàn)明顯增加趨勢，1981—2005 年平均年徑流總量比1957—1980 年增加了3.24%。也有研究[13]表明，天山北坡河流大多徑流量在20 世紀80 年代以后呈增加趨勢，增加幅度為10%～20%。

表2 精河徑流量年代際變化

3.3 徑流的多時間尺度分析

復值Morlet 小波可用于時間序列分析，小波系數(shù)實部能夠反映徑流在不同時間尺度的周期變化及在時間域中的分布，其變化趨勢與信號的起伏是一致的，中心值的大小可以反映波動的振蕩強度，正值代表豐水期，負值表示枯水期。而Morlet 小波系數(shù)模表示不同時間尺度變化周期所對應的能量密度在時間域上的分布，反映了對應時間尺度的周期性強弱，模值的大小與周期顯著性的強弱成正比。

圖3 為精河流域年均徑流量序列的復值Morlet小波變換實部及對應的模值，能夠明顯地反映出周期振蕩及時間尺度特征，圖4 是小波方差圖，可以看出主周期。從圖3、圖4 結(jié)合圖5 可以看出，精河流域年徑流量序列在21 a 和13 a 左右的振蕩周期最為明顯，其次是32 a 和9 a；而其中的21 a 和13 a時間尺度上的振蕩是全時域的。在21 a 時間尺度上存在著4 個明顯的豐水中心和4 個枯水中心，豐水中心分別是1957、1971、1985 年和1999 年，枯水中心分別是1964、1978、1993 年和2006 年，流域徑流變化的平均周期為14 a 左右，大約經(jīng)歷了4 個周期的豐—枯變化；13 a 尺度上存在6 個豐水中心和6個枯水中心，其中豐水中心為1964、1972、1981、1989、1998 年和2007 年，枯水中心為1959、1968、1977、1985、1994 年和2003 年，流域徑流變化的平均周期為8 a 左右，大約經(jīng)歷了6 個周期的豐—枯轉(zhuǎn)換期。9 a 時間尺度上的振蕩在20 世紀50 年代后期和80 年代之后時段內(nèi)相對較強，其他時段較弱，存在著8 個豐水中心和8 個枯水中心，平均周期為6 a 左右，大約經(jīng)歷了9 個周期的豐—枯轉(zhuǎn)換期。此外，精河流域年徑流量還存在準32 a 的振蕩周期。

3.4 徑流變化對氣候變化的響應

圖3 精河流域年均徑流量的小波分析

圖4 精河流域年徑流量變化小波方差圖

圖5 精河流域年徑流量變化主要時間尺度小波實部過程線

河流出山徑流的年際變化與山區(qū)氣候變化有密切的關(guān)系。以精河山口水文站的氣溫和降水時間序列資料作為山區(qū)的主要氣候因子，以出山天然徑流量來研究徑流變化對氣候變化的響應。氣溫和降水是基本的氣候因子，降水直接影響徑流，是產(chǎn)生徑流的直接原因，而氣溫通過影響蒸散發(fā)間接影響徑流，兩者共同影響著流域徑流過程。

1957—2012 年精河流域山區(qū)的氣溫、降水與出山徑流的相關(guān)分析（圖6、圖7）可知，氣溫與徑流的相關(guān)系數(shù)為0.13，呈不顯著的相關(guān)關(guān)系。而降水與出山徑流呈正相關(guān)關(guān)系，降水曲線的波峰、波谷走向與徑流量的波動變化基本吻合，相關(guān)系數(shù)為0.40，通過了P＜0.01 的顯著性水平檢驗，表明兩者之間有著極顯著的正相關(guān)，山區(qū)降水越多，出山徑流量越大；反之，降水越少徑流量也就相應地越小。這也在精河流域得到體現(xiàn)，在1958、1964、1969、1978、1981、1988、1990、1993、1998、2000、2005 年等降水較多，對應的出山徑流也越大；而1961、1967、1976、1985、1989、1992、1994、2003 年等典型年降水較少，則相應年份的出山徑流量較小[14]。

圖6 精河流域山區(qū)氣溫、降水和徑流的變化

河川徑流對氣候變化的響應過程雖然十分復雜的，但通過建立模型，近似地去模擬原型仍然是一種可行的途徑[15-16]?；谫Y料的代表性和完整性，對精河山口水文站1957—2012 年近50 a 的徑流、氣溫和降水資料進行分析，并利用1957—2000 年的徑流、氣溫和降水資料初步建立徑流與降水、氣溫的多變量自回歸CAR 模型：

圖7 精河流域山區(qū)氣溫、降水和徑流的相關(guān)性

式中，t 為時間序列編號，t＞1；R 為年徑流量，P 為年降水量，T 為年均氣溫。圖8 為1957—2000 年精河流域的實測徑流量和上式模擬徑流量的比較，發(fā)現(xiàn)兩者趨勢基本一致，該模型通過了F-test 檢驗和殘差檢驗，說明建立的多變量自回歸CAR 模型是合理的。

圖8 1957—2000 年精河流域的實測徑流量和上式模擬徑流量的比較

為了進一步驗證模型的適用性，采用精河出山口水文站2001—2012 年年徑流量觀測資料。圖9 為年徑流量的模擬值和觀測值的相對誤差圖和觀測值與模擬值的擬合圖。可以看出年徑流量的模擬值和觀測值的平均絕對誤差為0.84×108m3，平均相對誤差為6.54%，均方根誤差為0.039。可以看出觀測值和模擬值的擬合效果很好，整體趨勢吻合，偏離程度很小。用CAR 模型模擬河流年徑流量誤差在可接受范圍內(nèi)，可以利用該模型對精河流域年徑流量進行模擬。

4 結(jié)論

（1）精河徑流在年內(nèi)分配不均，季節(jié)變化明顯，夏季集中，枯水期長且枯季徑流量小，6—9 月為豐水期，占全年徑流量的74%。從20 世紀80 年代開始，河川徑流量增加，持續(xù)至90 年代，21 世紀以來有減小的趨勢。1981 年開始徑流量出現(xiàn)了明顯增加趨勢，1981—2005 年平均年徑流總量比1957—1980年增加了3.24%。

（2）精河流域年徑流量序列在21 a 和13 a 左右的振蕩周期最為明顯，其次是32 a 和9 a，21 a 和13 a 時間尺度上的振蕩是全時域的，其中，在21 a時間尺度上存在4 個明顯的豐水中心和4 個枯水中心，13 a 尺度上存在6 個豐水中心和6 個枯水中心。

（3）利用精河流域徑流、氣溫和降水資料，建立了徑流與降水和氣溫的多變量自回歸CAR 模型，模擬的年徑流量平均相對誤差為6.54%，均方根誤差為0.039，模擬效果較好。

由于氣候和下墊面條件是影響流域水循環(huán)的兩個重要方面，在不同的流域二者對流域徑流影響作用存在差異，在本文中僅僅只考慮了氣候因素中降水和氣溫對精河徑流的影響，而沒有考慮潛在蒸散發(fā)量、日照時數(shù)、近地表平均風速等因素對徑流的影響，下墊面條件的變化在本文中也讓沒有考慮，這也將是下一步研究的內(nèi)容。

圖9 2001—2012 年年徑流量的模擬值和觀測值的誤差分析