基于樹輪寬度的伊塞克湖入湖徑流量重建與分析

尹仔鋒 ，尚華明 ，魏文壽 *，何 清 ，袁玉江 ，張瑞波 ，張同文 ，Bakyt.Ermenbaev，Rysbek Satylkanov

（1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所；新疆樹木年輪生態實驗室；中國氣象局樹木年輪理化研究重點實驗室，新疆 烏魯木齊830002；2.新疆氣象學會，新疆 烏魯木齊830002；3.吉爾吉斯斯坦國家科學院水問題與水能研究所，吉爾吉斯斯坦 比什凱克720033）

中亞地區氣候干旱，水資源矛盾突出。在全球氣候變暖的背景下，中亞區域氣候與水文變化的響應成為研究的熱點問題。王勁松等利用插補延長的百年尺度氣溫序列研究了亞洲中部干旱半干旱區氣溫變化，發現中亞干旱區增溫率比東部季風區、蒙古高原和塔里木干旱區較低[1]，陳發虎等分析了中亞地區近80 a來降水變化特征及其空間差異，指出了中亞干旱區降水對全球變化響應的復雜性[2]。王國亞等[3-4]利用器測資料對比分析了開都河、烏魯木齊河和伊塞克湖流域氣候變化與水文響應特征。以上研究均表明中亞區域氣候與水文變化的獨特性和復雜性，器測資料和格點資料長度僅約百年，不能滿足對區域氣候與水溫變化規律認識的需要，因此需要尋找更長時間尺度的高分辨率代用資料。天山山區廣泛分布著天山云杉原始森林，由于地處干旱半干旱區，樹木年輪寬度對水分狀況敏感，被大量應用于降水和徑流量重建[5-7]。袁玉江[8-9]、喻樹龍[10]、張瑞波等[11]發現了天山山區樹輪寬度與河川徑流量的顯著正相關關系，并重建了過去幾百年來烏魯木齊河、瑪納斯河、奎屯河、阿克蘇河的徑流量變化歷史。

伊塞克湖流域地處天山山區，流域周邊廣泛分布的天山云杉原始森林，為過去幾百年氣候水文序列重建提供了良好的代用資料。本文利用位于中亞伊塞克湖周邊山區4個點的樹木年輪寬度資料，基于對樹輪指數與區域水文和氣候要素響應關系分析，揭示地處中亞干旱區伊塞克湖流域的徑流量變化歷史，分析其變化特征，并與周邊區域水文氣候記錄進行對比，進一步認識中亞干旱區氣候水文變化規律，為流域水資源開發利用和水資源管理提供基礎科學依據。

1 資料和方法

1.1 伊塞克湖流域概況

伊塞克湖位于亞洲中部吉爾吉斯斯坦東北部的天山山脈北麓的山間盆地，屬內陸封閉咸水湖。湖泊中心位置 42°25′N，78°57′E，湖面海拔 1 608 m。湖泊面積6 236 km2，最大深度702 m，是世界最深的高山湖泊。湖泊為天山山脈所圍，北面昆格山脈（Kungei Ala-Too）最高處達4 771 m，南面的泰爾斯凱山脈（Terskei Ala-Too）最高處為5 216 m。流域山區發育的現代冰川面積約為650.4 km2，冰川總儲量為480×108m3[12]。共有102條河流匯入伊塞克湖，最大的為東北部的卡拉科爾河和秋普河[13]。流域位于大陸性氣候帶中部，氣候溫和干燥。年降水量約200～300 mm，山區可達800～1 000 mm，蒸發量達820 mm。

1.2 樹木年輪資料

2012年10月在伊塞克湖東北的天山山區采集了1個點的天山云杉（Picea schrenkiana）樹木年輪樣本，共采集了來自30株健康活樹的57個樹芯標本，該采樣點海拔2 900 m，接近天山云杉分布的上樹線，坡向為W，坡度約40°，土層較薄。此外，還從國際樹木年輪資料數據庫（ITRDB，http://www.ncdc.noaa.gov）下載了伊塞克湖周邊3個點的樹木年輪寬度資料。表1給出采樣點位置、樣本量、年表長度等信息，一共包含來自91棵樹的174個樣芯序列。

按照樹木年輪學研究的規范程序[14]，將新采集的樣本經過晾干、粘貼固定、打磨、初步查年等前處理程序后，利用精度為0.001 mm的Velmex輪寬測量儀獲取原始的樹輪寬度數據，用COFECHA程序[15-16]進行交叉定年檢驗。將定年準確的4個點的樹輪寬度資料采用WinARSTAN程序[17]建立樹輪寬度年表，采用的負指數或線性函數擬合樹木的生長趨勢，去除樹木生長趨勢的影響，再對去趨勢序列以雙權重平均法進行合成，分別得到4個點樹輪寬度年表。所有采樣點的海拔高度均位于2 800～2 900 m，且公共區間內（1753—1995年）互相關系數0.5以上，對氣候響應特征也是一致的，因此將所有年表資料合并，采用上文的年表研制方法得到伊塞克湖合成區域年表（YSK），下文的響應與重建分析均選用差值年表。合成區域年表的公共區間（1800—1995年）分析表明，序列的信噪比為21.9，所有樣芯間相關系數（Rbar）為 0.40，樣本的總體代表性（EPS）為0.973，以EPS>0.85為標準[18]，得到合成區域年表可信的時段為1658—2012年，起始年包括11個樹芯。

圖1 研究區位置圖

表1 采樣點概況和樹輪寬度標準年表特征

1.3 氣象和水文資料

雖然流域內分布有長期監測的氣象站，但由于站點的資料缺測較多，不連續，本文采用的氣候資料為英國 East Anglia大學Climatic Research Unit（簡稱 CRU）提供的 0.5°×0.5°格點氣象資料[19]，要素為月降水量和月平均溫度。考慮到流域內氣象站資料時段，所用資料的時段選為1935—2012年。以76°～79.5°E、42～43°N范圍CRU資料的平均值代表流域氣候狀況，以采樣點所在格點代表采樣點氣候狀況。北大西洋年代際濤動（AMO）、北極濤動（AO）和北大西洋濤動（NAO）氣候指數來源于CRU[19]。AMO定義為 25°～60°N，7°～70°W 范圍平均海溫與全球平均溫度線性趨勢之差[20]。水文資料為伊塞克湖入湖年徑流深度，資料時段為1935—2000年[5]。圖2a為伊塞克湖流域（76°～79.5°E，42°～43°N）多年平均氣溫和降水的年內分布狀況，可以看出該區域為典型的大陸性氣候，雨熱同期，年平均氣溫為1.5℃，年降水量為325 mm。月降水峰值出現在5—7月（占年降水量的42.3%），7月溫度最高（15.1℃），1月溫度最低（-14.7℃）。圖3為流域1935—2012年降水量和年平均氣溫的變化曲線，可以看出溫度升高、降水增加的趨勢，升溫率為0.30℃/10 a，降水增加速率為7.73 mm/10 a，入湖徑流量也呈現出與降水量一致的增加趨勢。溫度增加趨勢達到了0.001的顯著性水平，年降水量和年入湖徑流量增加的趨勢達到了0.01的顯著性水平。

圖2 伊塞克湖流域樹木年輪寬度年表、樣本量、Rbar和EPS值

2 結果

2.1 樹輪寬度對氣候與水文要素的響應分析

采用相關函數分析氣候、水文要素與樹木徑向生長的關系。其中氣象資料的時段為1935—2012年，徑流量資料時段為1935—2000年，樹輪年表時段為 1935—2012 年 （KBK、SKG、SJK） 和 1935—1995年（TBK、YSK）。同時考慮到氣候、水文條件對樹木生長影響可能存在的滯后效應，單月氣象資料的時段為上年6月至當年9月，徑流量資料為當年（t）和次年（t+1）。相關分析結果表明（圖4），4個采樣點與區域合成寬度年表對CRU格點氣象條件的響應基本是一致的：與上年7月至當年5月的降水量呈正相關關系，同時與上年7、8月和當年4、5月的平均溫度呈一致的負相關關系。計算樹輪寬度指數與伊塞克湖流域上年7月至當年5月降水量組合以及伊塞克湖的入湖流量的相關系數發現（表2），4個點的年表和區域合成年表與區域降水組合和當年徑流量的相關系數均達到了0.01的顯著性水平。綜合以上結果表明：區域樹木生長主要受水分條件制約，與溫度的負相關也是由于高溫導致土壤蒸發和植物蒸騰作用加劇了水分的限制作用所致。樹輪寬度指數與降水相關最好的時段為上年7月至當年5月，當年生長季前期的降水對樹木生長正影響的原因是：（1）上年生長季晚期（上年7—9月）豐富的降水增加營養物質積累，有利于樹木來年的生長；（2）上年10月至當年5月，山區的降水主要以積雪的形式儲存，在當年生長季前期積雪消融，對樹木的早材形成起關鍵作用，進而有利于形成寬年輪[21]。在天山山區以及柴達木盆地等中國西北干旱區，都發現了類似的樹木年輪寬度與上年7月（或8月）至當年5月（或6月）降水量以及年徑流量的正相關關系[22-25]。

圖3 伊塞克湖流域氣候和水文變化背景

圖4 樹輪寬度指數與其所在CRU格點資料的上年6月至當年9月的溫度和降水的相關系數

表2 樹輪寬度指數與伊塞克湖入湖徑流量和上年7月至當年5月降水量的相關系數

2.2 徑流量重建與檢驗

以樹輪資料和流量資料的公共期為校準期（1935—2000年），采用一元線性回歸方法建立二者之間的轉換方程：R=218.34×YSKres+384.06。其中R為伊塞克湖入湖年徑流量，YSKres為區域樹木年輪差值年表，該轉換方程的方差解釋量為30.2%，調整方差為29.1%，F檢驗值為27.63（P<0.000 1）。

將校準期分為 1935—1967年和1968—2000年，分別作為建模期和獨立檢驗期，對重建方程的穩定性進行檢驗[26]，檢驗參數包括相關系數（r）、方差解釋量（R2）、乘積平均數（PMT）、誤差縮減值（RE）、和符號檢驗（ST）。檢驗統計結果表明（表3），驗證期的相關系數分別為0.584和0.552，PMT、RE值均為正值，符號檢驗均達到了0.05的置信水平，以上統計量均表明了重建方程穩定有效。整段時期內重建值和實測值的一階差序列的相關系數為0.596，證明了二者的高頻變化特征是一致的。

表3 轉換方程的參數和獨立檢驗統計量

校驗期內（1935—2000年）徑流量實測值與重建值的對比（圖5）發現，重建序列與實測序列在高低頻變化上均能較好的對應，二者的平均值一致，但實測序列的變化幅度高于重建序列，實測序列的極差和標準差參數高于重建值，表明了樹木年輪在反應極端豐水和枯水年份的能力不強。重建值和實測值偏差最大的3個年份分別為1998年（偏少115.7 mm），1981年（偏少 98.5 mm）和 1943年（偏多 94.7 mm），這3個年份分別為器測徑流量序列中排名第3、第4和第65的年份。由于本文所用的樹輪資料都來源于海拔2800 m以上，位于該區域天山云杉森林分布的上限區，在中高緯度干旱區的森林上限，雖然主要的影響因子為水分條件，同時也受溫度條件的限制作用[27]，圖4中樹輪指數與當年生長季晚期（7—9月）溫度較弱的正相關也表明了溫度對樹木生長的正貢獻，導致了樹輪寬度記錄徑流極值變化的能力不足。

圖5 伊塞克湖年入湖徑流量實測值與重建值的對比

3 討論

3.1 徑流量的豐枯階段與周期變化特征

根據上文建立的轉換方程重建了過去355 a來伊塞克湖徑流量變化歷史，考慮到上樹線樹木年輪寬度對徑流變化極值記錄能力不足，將重建的徑流量序列標準化處理（Z-scores）后進行21 a滑動平均處理，分析低頻的豐枯階段變化特征。將徑流量序列分為5個豐水期（1668—1685年、1725—1761年、1785—1801年、1926—1966年、1984—2002年）和 4個枯水期（1686—1724年、1762—1784年、1802—1925年、1967—1983年）。采用多窗譜分析法[28]分析徑流量序列的周期特征，發現以低于8 a的高頻周期為主，在95%的置信水平上，存在顯著的15.5 a、7.4 a、6 a、5.2 a、3.2～3.5 a 和 2.1～2.8 a 的周期（圖6）。

圖6 伊塞克湖入湖徑流量序列多窗譜方法周期分析

3.2 伊塞克湖徑流量序列與天山山區徑流量序列的對比

為了理解中亞天山山區水文氣候要素變化時空異同及其與大尺度氣候系統的聯系，將本文重建的序列與基于樹輪寬度重建的天山北坡瑪納斯河[8]、烏魯木齊河[9]、伊犁地區[29]以及天山南坡阿克蘇河[11]出山口徑流量標準化序列處理后對比（圖7）。結果表明，伊塞克湖入湖徑流量的5個偏枯階段（圖7中的陰影條），均能與天山北坡的瑪納斯河和烏魯木齊河徑流量的偏枯階段對應，但相位并不完全一致。僅有20世紀之后的兩個枯水期與天山南坡的阿克蘇河對應，1650—1900年間的3個偏枯階段并不能對應，甚至出現反相位的變化。這表明，伊塞克湖流域和位于天山北坡的瑪納斯河流域和烏魯木齊河流域同位于天山主脈的北坡，直接受到西風氣流的影響，位于天山南坡的阿克蘇河流域雖然與本文的研究區地理位置更為接近，但西風環流系統受到天山山脈的阻擋，翻山才能進入塔里木盆地，同時該區域還受到青藏高原北側下沉氣流的影響。

圖7 天山北坡主要河流的徑流量變化序列的對比

3.3 重建序列的空間代表性及其與AMO的關系

重建序列與CRU格點降水資料的空間相關分析（1950—2012年）發現，伊塞克湖流域重建徑流量變化能較好地代表中亞天山北坡以及哈薩克斯坦東南部和新疆北部平原區降水變化（圖8）。這也與上文的區域徑流量水文序列對比結果對應：伊塞克湖入湖徑流量與天山北坡的瑪納斯河和烏魯木齊河徑流量的豐枯階段一致。為了進一步探討伊塞克湖流域徑流量變化的氣候驅動因子，將本文重建徑流量序列與AO、NAO）、歐亞緯向環流指數、AMO等氣候因子和環流指數進行對比，發現伊塞克湖徑流量的低頻變化與AMO的關系最為密切（圖9）。AMO本身是一個低頻的變化過程，將AMO指數和重建的徑流量序列（1874—2012年）進行11 a滑動平均處理后，比較發現二者的低頻變化趨勢一致，公共區間內相關系數為0.431。AMO是指發生在北大西洋區域空間上具有海盆尺度、時間上具有數十年尺度的海表溫度的準周期性冷暖異常變化[30]。AMO在局地、區域乃至全球氣候變化中發揮了重要作用，大量的研究論述其對歐亞大陸氣溫、北美、南亞、西非等地的降水、北大西洋颶風以及亞洲季風區的影響，但還未見關于AMO對中亞干旱區氣候影響的相關研究[31]。關于本文發現的AMO與中亞地區水文變化關系的物理機制還需要氣候模式進一步的驗證。

圖8 重建徑流量序列與CRU上年7月到當年5月降水量的空間相關分析

圖9 伊塞克湖入湖徑流量的序列（11 a滑動平均）與北大西洋長周期年代際振蕩（11 a滑動平均）的對比

4 結論

（1）伊塞克湖流域周邊山區的樹木年輪寬度對流域的降水信息敏感，能較好的反應伊塞克湖入湖徑流量的變化，但記錄徑流極值的能力不足。這是由于本文所用樹輪資料主要來源于海拔較高的森林上限區，且伊塞克湖與冰川補給有關。

（2）基于伊塞克湖流域區域樹輪寬度差值年表重建了伊塞克湖355 a來的入湖徑流量變化歷史，二者線性轉換方程的方差解釋量為30.2%。徑流量序列存在15.5的年代際周期以及7.4 a、6 a、5.2 a、3.2～3.5 a和2.1～2.8 a的高頻周期，其豐枯階段變化特征與天山北坡的瑪納斯河、烏魯木齊河徑流量的枯水期一致，但與天山南坡的阿克蘇河流域的徑流量的低頻變化特征不一致，在1850年前的變化趨勢相反。

（3）伊塞克湖徑流量與AMO的年代際變化趨勢是一致的，二者在1874—2012年11 a的滑動平均序列的相關系數為0.431。

[1]王勁松，陳發虎，張強，等.亞洲中部干旱半干旱區近100年來的氣溫變化研究[J].高原氣象，2008，27（5）：1035-1045.

[2]陳發虎，黃偉，靳立亞，等.全球變暖背景下中亞干旱區降水變化特征及其空間差異 [J].中國科學:地球科學，2011，41（11）：1647-1657.

[3]王國亞，沈永平，秦大河，等.1860—2005年伊塞克湖水位波動與區域水文氣候變化的關系 [J].、冰川凍土，2006，28（6）：854-860.

[4]王國亞.中亞天山高山區近期氣候變化與河流水文響應[D].蘭州，2007：43-49.

[5]魏文壽，袁玉江，喻樹龍.中國天山山區235 a氣候變化及降水趨勢預測[J].中國沙漠，2008，28（5）：803-808.

[6]陳峰，袁玉江，魏文壽，等.特克斯河流域近236 a降水變化及其趨勢預測[J].山地學報，2010，28（5）：545-551.

[7]尚華明，魏文壽，袁玉江，等.樹輪記錄的中天山150年降水變化特征[J].干旱區研究，2010，27（3）：43-449.

[8]袁玉江，喻樹龍，穆桂金，等.天山北坡瑪納斯河355 a來年徑流量的重建與分析[J].冰川凍土，2005，27（3）：411-417.

[9]袁玉江，魏文壽，陳峰，等.天山北坡烏魯木齊河年徑流總量的樹輪重建[J].第四紀研究，2013，33（3）：501-510.

[10]喻樹龍，袁玉江，龔原，何清.奎屯河近379 a 9月徑流量的重建與特征分析 [J].干旱區資源與環境，2008，22（7）：115-119.

[11]張瑞波，魏文壽，袁玉江，等.樹輪記錄的天山南坡阿克蘇河過去300 a徑流變化特征 [J].冰川凍土，2011，33（4）：744-751.

[12]王國亞，沈永平，王寧練，等.氣候變化和人類活動對伊塞克湖水位變化的影響及其演化趨勢 [J].冰川凍土，2010，32（6）：1085-1097.

[13]Giralt S，Riera S, Klerkx J，et al.Recent paleoenvironmental evolution of Lake Issyk-Kul.In:J.Klerkx.and B.Imanackunov （Editors）Lake Issyk-Kul:its natural environment[J].NATO Science Series,Kluwer Academic Publishers, Netherlands, Earth and Environmental Sciences 2002（13）：125-145.

[14]Fritts H C.Tree rings and climate [M].Elsevier，1976：258-270.

[15]Holmes RL.Computer-assisted quality control in treering dating and measurement[J].Tree-ring Bulletin,1983，43：69-75.

[16]Stokes M A.An introduction to tree-ring dating[M].University of Arizona Press,1996:1-61.

[17]Cook E.R.Methods of Dendrochronology [M].The Netherlands,Dordrecht:Kluwer Academic Publishers,1990：1-200.

[18]Wigley TM，Briffa KR,Jones PD.On the average value of correlated time series, with applications in dendroclimatology and hydrometeorology[J].Journal of Climate and Applied Meteorology，1984，23：201-213.

[19]MitchellTD,JonesPD.An improved method of constructing a database of monthly climate observations and associated high-resolution grids[J].International Journal of Climatology,2005，25：693-712.

[20]van Oldenborgh,G J,te Raa L A,Dijkstra H A,et al.Frequency- or amplitude-dependent effects of the Atlantic meridional overturning on the tropical Pacific Ocean[J].Ocean Sci.5：293-301.

[21]吳祥定.樹木年輪與氣候變化[M].北京：氣象出版社，1990：171-172.

[22]張瑞波，尚華明，魏文壽，等.吉爾吉斯斯坦西天山上下樹線樹輪對氣候的響應差異 [J].沙漠與綠洲氣象，2013，7（4）：1-6.

[23]邵雪梅，梁爾源，黃磊，等.柴達木盆地東北部過去1437 a 的降水變化重建[J].氣候變化研究進展，2006，2（3）：122-126.

[24]張同文，王麗麗，袁玉江，等.利用樹輪寬度資料重建天山中段南坡巴侖臺地區過去645年來的降水變化[J].地理科學，2011，31（2）：251-256.

[25]張瑞波，魏文壽，袁玉江，等.1396—2005年天山南坡阿克蘇河流域降水序列重建與分析[J].冰川凍土，2009，31（1）：27-33.

[26]Meko D M,Graybill D A.Tree-ring reconstruction of upper Gila River discharge[J].Water Resource Bulletin，1995，31：605-616.

[27]喻樹龍，袁玉江，秦莉，等.新疆沙灣夏季最低氣溫的重建與分析[J].地球環境學報，2012，3（3）：868-873.

[28]Mann M E,Lees J M.Robust estimation of background noise and signal detection in climatic time series[J].Climatic Change，1996，33（3）：409-445.

[29]李江風，袁玉江，馬慧明，等.伊犁地區歷史徑流深度場的重建[J].自然資源學報，1994，9（1）：67-76.

[30]Kerr R A.North Atlantic climate pacemaker for the centuries[J].Science，2000，288：1984-1986.

[31]李雙林，王彥明，郜永祺.北大西洋年代際振蕩（AMO）氣候影響的研究評述 [J].大氣科學學報，2009，32（3）：458-465.