博斯騰湖流域氣候變化及其對徑流的影響

郭 冬，吐爾遜·哈斯木，張同文，尚華明，喻樹龍，姜盛夏，劉 蕊，石仁娜·加汗，王兆鵬，3，郭玉琳

（1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所/中國氣象局樹木年輪理化研究重點實驗室/新疆樹木年輪生態(tài)實驗室，新疆烏魯木齊 830002；2.新疆大學資源與環(huán)境科學學院，新疆 烏魯木齊 830046；3.新疆師范大學地理科學與旅游學院，新疆 烏魯木齊 830054；4.阿勒泰地區(qū)氣象局，新疆 阿勒泰 836500；5.成都信息工程大學大氣科學學院，四川 成都 610225）

水資源是保障人民生產(chǎn)生活、保護生態(tài)環(huán)境及維持生態(tài)平衡的基礎性資源[1]。其中，河川徑流是人類水資源開發(fā)和利用的重要組成部分。20世紀末，由于氣候變化和人類活動的干擾，塔里木河流域出現(xiàn)了徑流量減少、下游河道斷流等一系列生態(tài)環(huán)境問題[2]。全球氣候變化導致地表徑流產(chǎn)生顯著的時空變化，進而影響流域水資源總量[3]。IPCC第五次評估報告指出，21世紀末全球平均地表溫度在1986—2005年基礎上將升高0.3~4.8℃[4]。我國西北干旱區(qū)處于全球氣候變化的敏感區(qū)[5]，氣候變化對域內的影響更為顯著。干旱區(qū)內陸河流域產(chǎn)流主要集中于山區(qū)[6]，山區(qū)產(chǎn)流大小直接影響下游綠洲可利用水資源的多寡。氣候變化背景下的區(qū)域性內陸河徑流演變規(guī)律與機理研究，已成為當前氣候變化和水文水資源領域的重要科學問題[7]。

新疆水資源80%以上形成于盆地周圍山區(qū)[8]，其中氣溫和降水量的變化對河流主要補給源有重要影響[9]。博斯騰湖流域是中天山南坡主要水系之一，其入湖徑流主要來自開都河、黃水溝和清水河等。同時，該流域也是塔里木河“四源一干”[10]的重要組成部分。因此，開展博斯騰湖流域氣候變化對徑流的影響研究，對域內水資源合理開發(fā)利用[11]、經(jīng)濟社會可持續(xù)發(fā)展、保障綠洲農業(yè)[12]及塔里木河下游生態(tài)環(huán)境保護[13]等具有重要意義。目前，圍繞該流域的主要入湖河流已經(jīng)開展了一些氣候水文研究。研究發(fā)現(xiàn)，開都河上游徑流呈明顯增加趨勢，其年徑流量的大部分集中在夏季[14]，并且徑流變化與降水量的相關性強于氣溫、潛在蒸發(fā)等因子[15]。流域內夏季氣溫變化所導致的冰川融水變化也是影響其年徑流量的重要因素[16]?；趯邓?、地下水、河流、冰雪融水的同位素分析，結果證明分別處于天山南北坡的黃水溝和烏魯木齊河流域在不同季節(jié)徑流組成成分表現(xiàn)出較大差異[17]。對黃水溝徑流變化的相關研究，還發(fā)現(xiàn)了黃水溝徑流量季節(jié)間的不平衡性[18]。周京武等[19]通過對天山南坡黃水溝與清水河寒區(qū)流域的極端水文事件進行了分析，發(fā)現(xiàn)年內最大徑流與夏季降水量關系密切，而最小徑流與冬春季的氣溫關系密切。李玉平等[20]開展的清水河和阿拉溝流域徑流變化氣候響應研究，表明冰川的調節(jié)作用使得徑流對氣溫變化具有一定滯后性。

考慮到降水和氣溫是氣候變化的主要體現(xiàn)，氣溫的作用主要是加速山區(qū)冰川融化和影響流域蒸發(fā)量，而降水的作用主要是增加整個流域水資源總的補給。因此，本文通過分析博斯騰湖流域入湖徑流和山區(qū)氣候資料，探索不同氣候因子對流域內主要河流年徑流量的影響，并計算河流徑流量對氣候因子的響應模擬方程，以期為流域水資源規(guī)劃利用及生態(tài)環(huán)境保護提供參考。

1 研究區(qū)概況

博斯騰湖流域地處中天山南坡的焉耆盆地，位于82°52′~88°23′E、40°44′~43°48′N[21]，東部和南部為荒漠戈壁，北部和西部為天山山脈、那拉提山、霍拉山，流域地勢是北高南低、西高東低，高山、峽谷和盆地交錯，地形復雜（圖1），是南疆地區(qū)重要的水資源區(qū)之一，流域面積4.54×104km2，海拔856~4 798 m[22]。博斯騰湖主要入湖河流有開都河、黃水溝、清水河等，流域內河流補給主要依靠高山冰雪融水及降雨。

圖1 研究區(qū)示意圖

2 資料與方法

2.1 數(shù)據(jù)資料

本文氣象資料選取了巴侖臺氣象站（42°40′N，86°20′E，1 738.3 m）1958—2012年和巴音布魯克氣象站（43°02′N，84°09′E，2 458.9 m）1958—2010年的逐月平均溫度和降水量，數(shù)據(jù)來源于新疆氣候中心；水文資料選取大山口水文站（42°15′N，82°44′E）1972—2010年、黃水溝水文站（42°27′N，86°14′E）1955—2013年和克爾古提水文站（42°25′N，86°53′E）1956—2013年的逐月徑流量，數(shù)據(jù)來源于新疆水文水資源局。

2.2 研究方法

氣溫、降水量和徑流量變化采用一元線性回歸進行趨勢傾向率估計。Mann-Kendall突變檢驗具有明確指出突變開始時間點的優(yōu)點[23]，運用Mann-Kendall突變檢驗對氣溫、降水量和徑流量的年際變化進行突變檢驗。通過對氣候因子和域內主要入湖河流徑流量之間進行相關分析和偏相關分析，篩選出主要影響因子，并建立氣候因子—徑流量多元線性回歸模型。

3 結果與討論

3.1 氣候水文要素年際變化特征

巴侖臺站和巴音布魯克站年內最高月均溫出現(xiàn)在7月，最低月均溫出現(xiàn)在1月（圖2a，2b）；年內最大月降水量出現(xiàn)在7月，最小月降水量出現(xiàn)在12月。說明博斯騰湖流域山區(qū)氣候夏季雨熱同期，冬季寒冷干燥。巴侖臺站全年和四季的平均氣溫均呈上升趨勢，增溫速率為秋季>冬季>全年（0.337℃/10 a）>夏季>春季（圖2c、2d，表1）。巴音布魯克站全年和四季的平均氣溫均呈上升趨勢，其中春季和冬季氣溫變化趨勢不顯著；增溫速率為秋季>夏季>春季>全年（0.231℃/10 a）>冬季。巴侖臺站和巴音布魯克站全年和四季的降水量趨勢變化中，僅有巴音布魯克站冬季降水量趨勢變化達到顯著性水平，并呈上升趨勢，增加速率為1.48 mm/10 a（圖2e、2f，表1）。博斯騰湖流域山區(qū)氣候變化主要以氣溫上升為主，秋季氣溫增幅快于其他季節(jié)；而降水量增加趨勢不顯著，這與Xu等[24]1957—2002年開都河年徑流量和年平均氣溫呈顯著上升趨勢，而年降水量變化不大的結果相吻合。由于年際降水量變化經(jīng)歷濕潤—干旱—濕潤的過程[16]，因此其線性增加趨勢并不顯著。

博斯騰湖流域主要入湖河流年內最大月徑流量出現(xiàn)在7月；開都河和黃水溝最小月徑流量出現(xiàn)在2月，而清水河最小月徑流量出現(xiàn)在4月（圖3a、3c、3e）。結合圖2a、2b可知，3條入湖河流的年內最大月徑流量與其流域最高月均溫和最大月降水量同步發(fā)生在7月，開都河和黃水溝最小月徑流量發(fā)生時間相較于其流域的最低月均溫滯后1個月，清水河最小月徑流量發(fā)生時間則滯后于最低月均溫3個月。除開都河和清水河春季徑流量、黃水溝夏季徑流量在線性趨勢變化上不顯著相關外，博斯騰湖流域3條河流在全年和其他季節(jié)的徑流量變化均呈上升趨勢（表1）。其中開都河春季徑流量變化不顯著是受上游春季氣溫變化較小，導致冰雪消融補給量無顯著變化；清水河春季徑流量變化不顯著是由于最小徑流量主要受冬春季氣溫影響，而清水河流域的冰川面積小于開都河和黃水溝[11，19，20]，造成冰川融水在年徑流量中貢獻較小，使得其春季徑流量變化不蒸發(fā)量增大從而抵消夏季降水量增加對徑流量增大的作用。

圖2 巴侖臺站（a、c、e）和巴音布魯克站（b、d、f）月平均氣溫和降水量的年內分布及年際變化

圖3 開都河（a、b）、黃水溝（c、d）和清水河（e、f）月徑流量的年內分布及年際變化

表1 博斯騰湖流域主要入湖河流四季氣溫、降水和徑流量變化趨勢系數(shù)a及相關系數(shù)平方r2

3.2 年代際氣候水文要素變化特征

顯著；黃水溝夏季降水量增加不顯著，而冰川補給占比較低[17]，所以可能存在流域內因氣溫升高導致的以當年4—10月為暖半年，11月—次年3月為冷半年[25]。由表2可知，巴侖臺站年均溫從20世紀50年代開始變冷，直至到達最低點（70年代為6.1℃），隨后氣溫變暖至最高點（21世紀初為7.8℃）；巴音布魯克站年均溫先變暖，然后變冷至最低點（20世紀80年代，-4.3℃），隨后氣溫變暖至最高點（21世紀初，-2.6℃）。兩站在暖半年均溫從20世紀50年代至21世紀初持續(xù)變暖。巴侖臺站冷半年均溫20世紀50年代開始變冷，直至達到最低點（20世紀70年代，-4.9℃），隨后氣溫變暖至最高點（21世紀初，-2.5℃）；巴音布魯克站年均溫先變暖，然后變冷至最低點（20世紀80年代，-19.6℃），隨后進入偏暖時期。博斯騰湖流域（兩站）冷半年變暖趨勢大于暖半年，符合新疆、甘肅等區(qū)域在冬半年氣溫上升快于夏半年的特征變化[26]。并且其年代際年均溫和冷半年均溫冷暖變化趨勢一致，所以認為氣溫年代際變化主要受冷半年均溫影響。從降水距平年代際可以看出，巴侖臺站和巴音布魯克站年降水量從20世紀60年代開始進入一個偏干時期，到80年代結束，隨后進入偏濕時期，與我國內蒙古中西部20世紀80—90年代降水量恢復上升[27]、新疆西部暖濕化[28]等干濕變化趨勢相同。

表2 巴侖臺站和巴音布魯克站氣溫和降水量年代際變化

采用多年平均徑流量±10%浮動量作為判別年代徑流量豐枯的標準。較多年平均徑流量偏小10%定義為枯水時段，偏大10%為豐水時段，其間為平水時段[25]。如表3所示，博斯騰湖主要入湖河流在20世紀70—80年代處于枯水期，并在80年代達到最低值，隨后年均徑流量上升并進入偏豐時期，并與同時期天山北坡精河徑流變化具有相同趨勢[29]。結合表2，博斯騰湖流域主要入湖河流徑流量年代際變化與其流域降水量變化趨勢表現(xiàn)一致，說明降水量年代際變化是影響徑流量年代際變化的主要因素。

表3 開都河、黃水溝和清水河年代際年平均徑流量變化

3.3 氣候水文要素突變檢驗

由圖4a～4j可知，巴侖臺站全年和四季氣溫突變年分別為1996、2000、2002、1996、1991年，巴音布魯克站全年和四季氣溫突變年分別為2000、2004、1982（不顯著）、1993、2005年。通過對巴侖臺站和巴音布魯克站全年和四季的突變檢驗，發(fā)現(xiàn)兩站春季氣溫突變年均晚于全年氣溫，其中巴侖臺站夏季氣溫突變年晚于全年氣溫，而冬季氣溫突變年則早于全年氣溫；巴音布魯克站冬季氣溫突變年晚于全年氣溫，而秋季氣溫突變年則早于全年氣溫。巴侖臺站全年、夏季、秋季、冬季降水量突變年分別為1986、1991、2001、1993年，巴音布魯克站春季、夏季、冬季降水突變年分別為1982、1998、1992年，其中巴侖臺站春季、巴音布魯克站全年和秋季降水無顯著突變年，巴侖臺站夏季、秋季、冬季降水量突變年均晚于全年降水（圖4k～4t）。博斯騰湖流域地處天山東部“暖干”中心和西部的“暖濕”中心[30]之間，氣溫突變檢驗均較為顯著，但降水突變檢驗普遍沒有氣溫變化顯著，同時也說明研究區(qū)的氣候變化以增溫為主，增濕為輔。

圖4 巴侖臺站（a～e、k～o）和巴音布魯克站（f～j、p～t）全年及季節(jié)氣溫（a～j）和降水量（k～j）突變檢驗

由圖5可知，開都河全年和四季徑流量突變年分別為1993、1993、1991、1996、1991年，其中夏季和冬季兩季徑流量突變年早于全年，春季徑流量突變年與全年變化相同，秋季徑流量突變年則晚于全年徑流量；黃水溝全年和四季徑流量突變年分別為1988、1984、1989、1992、1993年，其中春季徑流量突變年早于全年，其他三季徑流量突變年晚于全年；清水河全年和四季徑流量突變年分別為1987、1988、1986、1988、1990年，其中春季、秋季、冬季三季徑流量突變年晚于全年，夏季徑流量突變年早于全年。結合圖4，降水量突變年基本在各條河流徑流量的突變年之前，而氣溫的突變年在年際變化和季節(jié)變化上普遍晚于各條河流徑流量的突變年。表明博斯騰湖流域20世紀90年代之前徑流量增加主要受降水量增加的影響，隨后受氣溫上升導致冰川凍土加速消融，也加速了年徑流量的增加，有研究表明夏季降雨量和氣溫變化是開都河徑流量變化的主導因素[16]，暖季降水量是其源區(qū)濕地的主要水源[31]，也說明夏季氣候變化是徑流量變化的主要影響因素。

3.4 年徑流量與月氣候因子相關性分析

為探討開都河、黃水溝、清水河流域河流的年徑流量與不同月氣候因子之間的相關性，利用相關分析方法對開都河、黃水溝和清水河年徑流量與當年、上一年中不同月份氣溫、降水因子進行分析。由圖5a、5b可知，開都河年徑流量與上一年6、9月、當年8、10月的氣溫因子和上一年7月、當年1、4、7、8月的降水因子呈顯著正相關；黃水溝年徑流量與上一年2、9、11、12月、當年1、11、12月的氣溫因子和當年4、6、7、8月的降水因子呈顯著正相關；清水河年徑流量與上一年1、2、9、11、12月及當年1、9、11、12月的氣溫因子和當年4、6、7、8月的降水因子呈顯著正相關。

圖5 開都河、黃水溝和清水河年徑流量與月氣候因子的相關分析（a、b）和偏相關分析（c、d）

年徑流量由于受氣溫和降水量的共同影響，所以通過將年徑流量和氣溫/降水因子作為相關變量，同降水/氣溫因子作為控制變量進行偏相關分析排除其他氣候因子的影響。通過偏相關分析（圖5c、5d），發(fā)現(xiàn)與開都河年徑流量變化呈顯著正相關的氣候因子增加了上一年8月及當年11、12月的氣溫因子和上一年8月、當年12月的降水因子；與黃水溝年徑流量變化顯著正相關的氣候因子增加了上一年6月的氣溫因子和上一年7、8月的降水因子；與清水河年徑流量變化顯著正相關的氣候因子增加了與上一年6、7月及當年10月的氣溫因子和上一年7月的降水因子，但與當年9月氣溫因子之間的相關性不再顯著。結合相關分析和偏相關分析結果，開都河年徑流量變化主導因子為當年8月氣溫（TC8）、4月降水（PC4）、7月降水（PC7）、8月降水（PC8），表明開都河年徑流變化主要受4月及夏季降水、8月冰川融水影響；黃水溝和清水河年徑流量變化主導因子是PC4、PC7，表明黃水溝和清水河年徑流變化主要受春季4月和夏季7月降水影響。其中有研究表明開都河流域的中低山區(qū)（3 500 m以下）積雪在5月初基本融化[32]，說明4月降水基本轉化為當月的徑流。綜合博斯騰湖三條入湖河流主導因子，開都河受TC8影響是由于冰川融水補給的影響大于黃水溝和清水河。開都河、黃水溝和清水河出山口前的集水區(qū)面積分別是18 827、4 311和1 016 km2[11，19，20]，冰川面積分別為4 384、23.8和5.64 km2[11，19，20]，集水區(qū)中冰川占比分別為2.36%、0.55%和0.56%。冰川在開都河流域的面積和集水區(qū)占比都遠高于黃水溝和清水河，這表明冰川融水補給在開都河占比較大。

3.5 年徑流量與氣候因子的模擬

為表征氣候因子對年徑流量的綜合影響，選取相關分析和偏相關分析與博斯騰湖流域主要入湖河流年徑流量均呈顯著相關（P<0.05）的氣候因子，使用后向剔除法建立多元線性回歸模型，結果如下：

式中，QKDH、QHSG和QQSH分別代表開都河、黃水溝和清水河的年徑流量（108m3），TP2、TP11、TC8、TC12分別代表上一年的2、11月和當年8、12月的月平均氣溫（℃），PP7、PC1、PC4、PC6、PC7、PC8分別代表上一年的7月和當年1、4、6、7、8月的降水量（mm）。方程（1）的R2=74.5%，R2adj=69.7%，F(xiàn)=15.567，達到0.001的顯著性水平；方程（2）的R2=75.4%，R2adj=72.2%，F(xiàn)=23.998，通過0.001的顯著性檢驗；方程（3）的R2=78.6%，R2adj=75.9%，F(xiàn)=28.832，通過0.001的顯著性檢驗。由圖6可知，模擬值與實測值吻合較好。

圖6 開都河（a）、黃水溝（b）和清水河（c）年徑流量模擬值與實測值

4 結論

基于氣象水文觀測資料，對博斯騰湖流域的氣候變化及其對徑流的影響進行了分析，主要結論如下：

（1）博斯騰湖流域年際氣候變化以氣溫上升為主，其中秋季氣溫增幅大于其他季節(jié)；降水量增加趨勢不顯著；同時期域內主要河流徑流量持續(xù)上升。域內年代際氣溫變化主要受冷半年氣溫影響，年代際徑流量與降水量具有同步變化特征。

（2）通過突變分析，研究區(qū)徑流量20世紀90年代之前增加主要是降水量增加的影響，隨后受氣溫上升導致冰川凍土加速消融也加速了徑流量的增加。

（3）博斯騰湖3條入湖河流年徑流量變化主要受4、7月降水影響。其中開都河還受8月氣溫和降水影響，同時開都河流域集水區(qū)冰川的面積和占比均大于黃水溝和清水河流域，表明冰川融水補給對開都河影響大于黃水溝和清水河。

（4）利用線性回歸模型建立的開都河、黃水溝和清水河氣候因子—徑流量多元線性回歸模型，能夠很好地模擬其徑流變化過程，證明了博斯騰湖流域水文變化受氣候因子的影響顯著。