博斯騰湖流域徑流變化及年內分配特征

莫銀雪,姚俊強,曲良璐,周桂香

(1.新疆大學 生態(tài)與環(huán)境學院,新疆 烏魯木齊 830046;2.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所,新疆 烏魯木齊 830002;3.甘肅省綠洲資源環(huán)境與可持續(xù)發(fā)展重點實驗室,甘肅 蘭州 730070;4.成都信息工程大學 大氣科學學院,四川 成都 610225;5.新疆師范大學 地理科學與旅游學院,新疆 烏魯木齊 830054)

近年來氣候變暖使水汽循環(huán)速度加快,加大極端水文事件的發(fā)生頻數(shù),導致區(qū)域水資源重新分配,干旱半干旱區(qū)擴張,進一步激化區(qū)域水資源的供需矛盾[1-4]。而中國水資源總量在減少,全球變暖使整體干旱缺水的問題更加突出[5]。特別是中國西北干旱半干旱地區(qū),在過去半個世紀以來年平均氣溫為10.4 ℃[6],整個西北干旱區(qū)的氣溫以0.34 ℃/10a的速度增加[7]。天山山區(qū)變濕趨勢顯著,河西走廊降水量顯著增加,而西北東部地區(qū)出現(xiàn)變干趨勢[8-10]。其中有中亞水塔之稱的天山山脈冰川總體表現(xiàn)為后退和萎縮,冰川面積和儲量明顯呈減少趨勢[4,11-14]。

博斯騰湖位于西北干旱半干旱地區(qū),遠離海洋、降水稀少、蒸發(fā)強烈,是中國最大內陸淡水湖,同時也是新疆巴音郭楞蒙古自治州及其下游地區(qū)賴以生存和發(fā)展的水源地,湖水補給主要依靠開都河、黃水溝、清水河以及周邊小河流,其中開都河和黃水溝是博斯騰湖主要補給河源。因西北干旱半干旱區(qū)降水稀少、蒸發(fā)強烈,河流補給主要依賴天山中部冰雪融水和山地降水[15-16],對氣候變化響應十分敏感。氣候變化不僅引起徑流補給方式和水資源數(shù)量的改變,還會改變徑流年內分配規(guī)律。近年來也有學者研究開都河和黃水溝對氣候變化的響應、人類活動對開都河的影響等[17-21]。而本文主要以博斯騰湖主要補水源開都河和黃水溝為研究區(qū)域,以開都河和黃水溝1956—2021年逐月實測徑流量數(shù)據(jù)為基礎,結合集中度、不均勻系數(shù)、線性回歸和Mann-Kendall秩次相關檢驗法等方法,在西北整體表現(xiàn)出暖濕化背景下分析和探討開都河和黃水溝徑流序列演變的趨勢特征及年內分配變化,分析降水和氣溫變化對徑流的影響,為流域水資源開發(fā)利用提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

開都河是博斯騰湖主要的補水流源,補水量占博斯騰湖全年補水量的90%以上[22-23]。開都河發(fā)源于天山中部,流經(jīng)巴音布魯克草原和焉耆盆地,最后流入博斯騰湖,全長為560 km,地理坐標為東經(jīng)82°58′～86°55′,北緯41°47′～43°21′[24],是博斯騰湖唯一常年補水源的河流[20],上下游設有巴音布魯克氣象站、大山口水文站和焉耆水文站(圖1)。黃水溝位于新疆巴音郭楞蒙古自治州和靜縣境內(黃水溝水文站),補水量占博斯騰湖全年補水量的6%左右[25],其地理位置處于東經(jīng)85°55′～86°54′,北緯42°12′～43°09′,發(fā)源于天山中部的天格爾山南坡,為雨雪混合型河流,流域位處背風,降水較少。黃水溝東鄰清水河、西鄰開都河,地勢較高,其最高海拔為4 398 m,海拔高于3 600 m以上為常年積雪,2 000～3 600 m為降雨區(qū),從發(fā)源地到流入博斯騰湖全長為175 km,是博斯騰湖重要補水河源[26]。

圖1 研究區(qū)示意

2 數(shù)據(jù)與方法

開都河和黃水溝的逐月實測數(shù)據(jù)均來源于新疆塔里木河流域管理局,氣象數(shù)據(jù)來源于巴音布魯克氣象站、和靜氣象站。文中采用的分析方法有集中度、不均勻系數(shù)、完全調節(jié)系數(shù)、變化幅度、累積距平法、線性回歸法和Mann-Kendall秩次相關檢驗法等來分析博斯騰湖流域徑流序列演變的趨勢特征及顯著性。

集中度反映開都河和黃水溝年內徑流量的集中程度,當數(shù)值接近1表示年內徑流量分配集中,接近0則表示年內徑流量分配平均[27],計算見式(1)、(2):

(1)

(2)

式中 RCDyear——集中度;Ryear——年徑總流量,m3;Rx、Ry——年徑流量在水平與垂直方向的合成向量;ri——第i月徑流量,m3,i為時間序列(i=1,2,3,…,11,12);θi——對應月份的矢量角度(θi=0,30,60,…,300,330°)。

采用徑流年內分配不均勻系數(shù)和完全調節(jié)系數(shù)來描述年內徑流量變化特征[28-30]。Cv表示年內月平均徑流量的均衡性,當Cv的值越大則表明年內月平均徑流量相差越大,年內分配越不均勻。當完全調節(jié)系數(shù)Cr值越大月徑流量差異越大,徑流年內分配越集中。年內分配不均勻系數(shù)和完全調節(jié)系數(shù)計算公式見式(3)、(4):

(3)

(4)

采用相對變化幅度和絕對變化幅度2個指標來衡量徑流變化幅度[31],見式(5):

(5)

式中Cm、ΔR——相對、絕對變化幅度;Rmax、Rmin——年內最大、最小月徑流量,m3。

本文采用累積距平法分析徑流量變化趨勢,見式(6):

(6)

采用Mann-Kendall突變檢驗法分析開都河和黃水溝年徑流量突變趨勢及顯著性。該方法不需樣本服從特定分布,在使用中也不受少數(shù)異常值的干擾,比較適合順序變量的趨勢分析[32]。顯著性取值為0.05,臨界值則為±1.96。

(7)

E(Sk)=k(k-1)/4,Var(Sk)=k(k-1)(2k+5)/72

(8)

式中 UFk——定義統(tǒng)計量;Sk——第i時刻數(shù)值大于j時刻數(shù)值個數(shù)的累計數(shù);E(Sk)、Var(Sk)——累計數(shù)Sk的均值和方差,按時間序列的逆序,使UBk=-UFk,取UB1=0。

假設存在時間序列X=(x1,x2,x3,...,xn),建立標準正太分布統(tǒng)計量Z:

(9)

在趨勢檢驗中,給定顯著性水平α,當|Z|≥Z1-α/2,則原假設不成立,說明該序列具有顯著的變化趨勢;當Z>0時,說明該序列的上升趨勢顯著;當Z<0時,說明該序列的下降趨勢顯著;當|Z|

3 結果與分析

3.1 徑流年際變化及突變分析

3.1.1變化趨勢

1956—2021年開都河和黃水溝年徑流量總體呈增加趨勢,開都河年徑流量增加趨勢大于黃水溝徑流量增加趨勢,增加趨勢分別為0.13和0.02的傾斜率增長(圖2),但未通過顯著性檢驗。從距平值變化上看(圖3a),20世紀50—90年代中期,開都河和黃水溝年徑流量距平值大部分為負值,累積距平曲線呈下降趨勢(圖3b),此時段年徑流量減小;從90年代中期開始,距平值轉為正值,累積距平值曲線上升,徑流量整體增加并在21世紀初出現(xiàn)峰值,其中開都河在2002年出現(xiàn)徑流量峰值,為6.82×1010m3,黃水溝在2000年出現(xiàn)徑流量峰值,為7.62×109m3,之后在2010年前后徑流量出現(xiàn)短時間減小。累計距平曲線整體呈“V”型(圖3b),說明開都河和黃水溝年徑流量有明顯階段性變化,20世紀50—90年代中期,年徑流量為減少階段;20世紀90年代中期往后年徑流量整體呈增加,但在此階段出現(xiàn)間斷減小,在整個研究時段內開都河和黃水溝年徑流量呈現(xiàn)“減少—增加—減少”變化趨勢。降水和氣溫是開都河和黃水溝徑流量變化的主要影響因素[16,33],其中降水量是引起徑流量變化的決定因素[34]。20世紀60—90年代大山口、黃水溝和焉耆站降水量主要以枯水期和平水期為主,90年代后各站點降水量明顯偏豐,21世紀近20 a各站降水量以豐轉平演進[35]。而氣溫上升導致冰雪融水加快,增加了河流補給源[27,36]。在冰雪消融初期,出山口徑流隨冰雪融水的增加而增加;但隨著河源區(qū)冰川嚴重退縮,冰雪消融中后期,冰雪融水隨著冰川面積減小、變薄,最終致使開都河徑流量下降而減少[37]。

a)開都河

3.1.2突變分析

從圖4可知,開都河徑流量在20世紀70年代以前,UF曲線呈“U”型變化,表明徑流量經(jīng)過減少后又增加,70年代后UF曲線下降,徑流量呈減少趨勢,80年代中期UF曲線轉為上升狀態(tài),說明徑流量呈增加趨勢,并從UF曲線變化上得知徑流量在2010年出現(xiàn)顯著增加趨勢,2條曲線UF和UB相交于1996年;黃水溝徑流量在20世紀80年代中期之前,UF曲線呈波動下降,表明徑流量呈下降趨勢,80年代中期以后,UF曲線上升,在21世紀初超過 0.05顯著水平線,之后出現(xiàn)短暫下降后又恢復上升,表明徑流量呈增加趨勢,在21世紀初出現(xiàn)顯著增加之后出現(xiàn)幾年的下降后又恢復增加趨勢,在1994年2條曲線UF、UB相交。結合開都河和黃水溝年徑流量累積距平曲線,確定1996、1994年分別為開都河、黃水溝年徑流量突變時間點。

通過圖5發(fā)現(xiàn),開都河和黃水溝突變前年徑流量呈波動減小的趨勢,發(fā)生突變后年徑流量出現(xiàn)短暫增加,到21世紀初出現(xiàn)最大年徑流量后開始呈下降趨勢。從年際變化分析得知,開都河和黃水溝突變前徑流量年際變化較小,突變后年徑流量年際變化很大。從開都河和黃水溝總體變化上看,博斯騰湖的兩大主要入湖河源的年徑流量階段性變化總體一致,都在20世紀90年代前是下降趨勢,此后年徑流量回升并在21世紀初出現(xiàn)最大年徑流量后再次出現(xiàn)下降趨勢,表現(xiàn)出“減少—增加—減少”的階段性變化,其中突變后年徑流量比突變前高。從21世紀初開始,突變后的階段年徑流量整體處于上升顯著階段。

a)開都河

3.2 徑流年內分配變化特征

3.2.1年內變化特征

為了進一步了解博斯騰湖流域月徑流量變化趨勢,對開都河和黃水溝逐月實測徑流量進行M-K趨勢檢驗,臨界值Zc取值2.567。趨勢檢驗結果見表1、2。結果顯示開都河和黃水溝月徑流量在1956—2021年期間呈增加趨勢,其中開都河在1、2、3、10、11、12月的Zc值超過臨界值,月徑流量增加趨勢顯著;黃水溝除了1、5、6、7、8月之外其他月份徑流量均表現(xiàn)為顯著增加。對開都河和黃水溝突變前后月徑流量進行趨勢檢驗。結果表明:開都河突變前月徑流量只有1、2、5、6月是增加趨勢,其余月份均出現(xiàn)減小的趨勢,變化趨勢不顯著;突變后只有7月是增加趨勢,其余月份均出現(xiàn)減小趨勢,其中1、12月減小趨勢顯著。黃水溝月徑流量突變前只有5、6、7月出現(xiàn)增加趨勢,其余月份均表現(xiàn)減小趨勢,突變后除了4月份是增加趨勢以及8、11月無變化之外其余月份均是減小趨勢,但不管增加還是減小變化都不顯著。對開都河和黃水溝逐月徑流量進行趨勢檢驗表明:突變前月徑流量變化總體是增加趨勢。但開都河和黃水溝在突變前后2個階段的逐月徑流量變化卻表現(xiàn)為減小趨勢,趨勢變化表現(xiàn)不顯著。氣溫升高及降水量增加是開都河和黃水溝月徑流量增加的主要因素,其中降水是夏季對徑流影響最大的因素,而在春秋季氣溫是對徑流影響最大的因素[38-39]。西北干旱區(qū)過去50 a冬季氣溫變化對年平均氣溫升高的貢獻率達57.01%[40],冬季溫度的大幅度升高導致冬季冰雪融水提前,河源區(qū)冬季降水增加與早春升溫是導致流域冬季、初春徑流增加的主要誘因[38]。焉耆盆地近60 a來的降水量雖呈增加趨勢,但年際變化中60年代到80年代為平枯交替,90年代后豐水期占據(jù)主導地位,開都河和黃水溝徑流量在90年代突變增加,進入21世紀后降水增加幅度減緩,焉耆盆地各站降水量出現(xiàn)豐轉平演進,這可能導致開都河和黃水溝突變前后年內徑流量變化不顯著有關[35]。進入21世紀后上游農業(yè)灌溉、工農業(yè)開發(fā)活動以及人口的迅速增加對徑流量變化也產生了一定影響[41]。

表1 1956—2021年開都河逐月徑流量M-K檢驗顯著性

表2 1956—2021年黃水溝逐月徑流量M-K檢驗顯著性

3.2.2年內分配特征

從博斯騰湖流域在突變前后和多年月平均徑流量分布來看(圖6),開都河和黃水溝各月平均徑流量分布呈單峰型,開都河和黃水溝突變后各月平均徑流量均高于突變前和多年平均值。開都河枯水期開始于每年11月到次年3月,徑流量占全年的20%左右,豐水期主要集中在每年6—8月,占全年徑流量的45%左右,其中最高徑流量出現(xiàn)在每年7月;黃水溝每年的枯水期較長,從每年10月到次年4月,枯水期總徑流量占全年27%左右,汛期主要集中在每年的6—8月,約占全年徑流量的57%。從圖6看出,黃水溝從每年10月到次年4月變化不明顯,從5月開始,月平均徑流量開始有明顯的增加,突變后的月平均徑流量在7月增加最為明顯,說明黃水溝徑流量在年內分配較為集中。

a)開都河

從季節(jié)分配比例來看,開都河和黃水溝徑流量主要集中在夏季,分別占全年徑流量的44.04%～45.20%和56.54%～57.23%,冬季徑流量最小,分別占全年徑流量的10.82%～12.50%和9.89%～10.44%,開都河的春季和秋季在全年徑流量占比中均在22%左右,黃水溝的秋季徑流量大于冬季徑流量,分別是20%和14%左右。

從開都河和黃水溝的集中度(RCD)、不均勻系數(shù)(Cv)、完全調節(jié)系數(shù)(Cr)、相對變幅(Cm)和絕對變幅(ΔR)等指標特征值來看,發(fā)現(xiàn)開都河和黃水溝指標特征值分配存在差異(圖7)。開都河RCD、Cv、Cr、Cm、ΔR指標變化過程表現(xiàn)為下降趨勢,黃水溝除了絕對變幅變化較大之外,其他指標特征值均無明顯變化,表明開都河年內徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢,黃水溝年內徑流量分配無明顯變化,但年內徑流量最大值與最小值相差越來越大。黃水溝除了絕對變幅之外,其他指標特征值均比開都河高,說明黃水溝年內徑流量比開都河集中。

3.3 降水、氣溫與徑流之間的相關性分析

1960—2021年,巴音布魯克、和靜年平均氣溫分別為-4.29 ℃、9.20 ℃,年平均降水量分別為281.40、65.38 mm。見圖8,巴音布魯克降水量和氣溫分別以8.71 mm/10a、0.17 ℃/10a的傾向率增加,和靜降水量和氣溫分別以5.02 mm/10a、0.28 ℃/10a的傾向率增加。見表3,降水、氣溫與徑流量相關性分析結果表明:在年際尺度上,開都河徑流量和巴音布魯克降水量及氣溫之間均存在顯著正相關,即降水量和氣溫升高都會使徑流量增加,黃水溝徑流量、和靜氣溫呈顯著正相關,與降水量呈正相關但未經(jīng)過顯著性檢驗,說明黃水溝徑流增加的主導因素是氣溫;在季節(jié)尺度上,開都河徑流與春季、夏季、秋季降水有顯著正相關性,與夏季、秋季氣溫也呈顯著正相關關系,表明開都河徑流受到季節(jié)性降水和氣溫共同影響,其中降水主要表現(xiàn)在春季、夏季和秋季影響開都河徑流,氣溫主要表現(xiàn)在夏季和秋季影響開都河徑流。黃水溝徑流與夏季降水有較強相關性,與其他季節(jié)降水之間相關性不明顯,與夏季、秋季、冬季氣溫有顯著的正相關關系,說明夏季、秋季和冬季氣溫主要通過引起冰川和積雪消融的間接影響方式調控補給河流徑流,即黃水溝徑流補給主要依賴冰雪融水。

表3 巴音布魯克、和靜的氣溫、降水量與徑流量的相關系數(shù)

利用巴音布魯克、和靜的年降水量、年平均氣溫分別與開都河、黃水溝年平均徑流量建立多元線性回歸模型,其表達式分別為:y1=60.003+0.266X1+5.214X2,y2=-11.548+0.031X1+2.062X2,回歸模型中各變量均通過檢驗(y1:F=40.193,P<0.001;y2:F=15.391,P<0.001)。式中,y1為開都河年徑流量計算值;y2為黃水溝年徑流量計算值;X1為年平均降水量;X2為年平均氣溫。

4 討論

開都河和黃水溝是博斯騰湖主要補水源,其徑流量變化對博斯騰湖水位及下游孔雀河的出水量有直接影響。因河源主要依賴山區(qū)降水和高山冰雪融水補給,對全球氣候變化的響應十分敏感。其年徑流量總體呈增加趨勢,但增加幅度小,并不能改變博斯騰湖流域未來水資源開發(fā)利用過程中生態(tài)維護與經(jīng)濟發(fā)展的矛盾[8]。自20世紀80年代中期以來,受全球氣候變化影響,西北干旱區(qū)極端降水事件發(fā)生強度、持續(xù)時間和發(fā)生頻率均表現(xiàn)為增加趨勢[42]。其中天山地區(qū)極端水文事件頻次最高,年極端降水量最大,并且極端降水頻率隨時間呈現(xiàn)緩慢增加的趨勢,極端降水強度主要分布在天山山區(qū)中部,極端降水頻率大則極端降水強度也大[11,43]。而年降水量增加是降水頻率和降水強度共同增加的結果[44],極端降水事件頻發(fā)是開都河徑流年際變率增大的主要因素,另外開都河流域農牧業(yè)和生產用水等也是其中的一個原因。

降水和冰雪融水作為博斯騰湖流域重要補給源,其降水量和冰雪融水量對徑流年內分配上產生一定影響。在開都河下游的焉耆盆地近60 a降水量年內分配極不均勻,降水量主要集中在夏季[36];而開都河流域冬季氣溫總體上升,夏季氣溫相對穩(wěn)定[45],降水量和徑流量集中度都有緩慢的下降趨勢[46],這與開都河年內徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢一致;黃水溝年內降水量集中在夏季,汛期降水量占全年降水量最高可達到90%,年內月降水量絕對變幅極值為135倍[20],使得年內年內降水量分配不均勻,主要受到年內氣溫變化的影響,黃水溝冬季徑流量雖呈顯著增加,依然不能改變黃水溝年內徑流集中的現(xiàn)象。

5 結論

a)開都河和黃水溝年徑流量總體呈增加趨勢。2002年開都河出現(xiàn)年徑流量峰值,為6.82×1010m3,2000年黃水溝出現(xiàn)年徑流量峰值,為7.62×109m3,年徑流量整體出現(xiàn)“減少—增加—減少”的階段性變化。

b)開都河和黃水溝年徑流量分別在1996、1994年發(fā)生突變,突變后徑流量年際變率大,年平均徑流量比突變前高。

c)徑流量分配上,開都河和黃水溝逐月徑流量整體呈增加趨勢,冬季月徑流量增加趨勢顯著;全年各月徑流分布呈單峰型,年內徑流量主要集中在夏季,徑流量峰值均出現(xiàn)在7月;突變后各月平均徑流量均高于突變前和多年平均值;通過各項指標特征值表明,開都河年內徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢,黃水溝年內徑流量依然集中。

d)在年際尺度上,降水量和氣溫升高都會使開都河徑流量增加,氣溫是黃水溝年徑流量增加的主導因素。在季節(jié)尺度上,降水量主要在春季、夏季和秋季影響開都河徑流量,氣溫主要在夏季和秋季影響開都河徑流量;降水量主要在夏季影響黃水溝徑流量,氣溫主要在夏季、秋季和冬季影響黃水溝徑流量。