氣候變化和人類活動對開都河徑流的影響

洪 波，海米提·依米提，馬 蓉，張一瓊 （1．新疆大學資源與環境科學學院，新疆烏魯木齊 830046;2．綠洲生態教育部重點實驗室，新疆烏魯木齊 830046;3．干旱區湖泊環境與資源重點實驗室，新疆烏魯木齊 830054）

在全球氣候變暖的當下，我國西北地區氣候發生了很大變化，逐漸由暖干向暖濕型轉變［1－3］。西北干旱區氣溫對氣候變暖的敏感性明顯強于東部季風區，是氣候變化的敏感地帶［4］。對于西北干旱區而言，地表徑流對氣候變化的響應極為敏感，由于空氣濕度較低，輕微的降水和溫度變化均會引起河流徑流量的明顯改變;與此同時人類活動對水資源的重新分配同樣對水資源的變化有重大影響。我國最大的內陸淡水湖是位于新疆庫爾勒市的博斯騰湖，湖區蒸發量大且降水量少。開都河是博斯騰湖的最大入湖河流，近年來，有的學者對開都河流域中上游的氣溫和降水變化進行了一些研究［5－10］。但氣候變化以及人類活動對開都河水源區流量影響的程度未見報道。筆者在此利用Mann-Kendall和雙累積曲線等方法分離了1960～2007年氣候變化和人類活動對開都河徑流影響的貢獻率。

1 資料與方法

1．1 研究區概況 開都河處于新疆維吾爾自治區的巴州（82°58'～86°55'E、41°47'～43°21'N），全長 610 km，是雪融水和雨水補給為主的河流［11］。流域內的冰川總數為722條，面積可達445 km2，主要分布于開都河水源地4 000～4 500 m地區。積雪、冰川和地下水補給在河流水源中占相當大的比重，冰川融水補給占15%左右［12］。開都河水量年內變化較為分散，呈單峰弧線，高水量多發生在高溫多雨的夏季，約占年總量的50%，而在寒冷且降水稀少的冬季，主要補給源是地下水回流。該研究的研究區域為大山口水文站以上區域，區域面積約為18 311 km2（圖1）。

1．2 數據處理與研究方法

1．2．1 氣象觀測數據。開都河流域的氣象觀測數據來源于新疆氣象局，包括了巴音布魯克、和碩、和靜、焉耆以及大山口氣象站1960～2007年的逐日氣溫、降水量等氣象要素，其中氣溫和降水數據均求取算術平均值作為流域的平均值。

1．2．2 水文氣象要素的M-K突變檢驗。采用M-K檢驗法以及距平百分比來研究水文氣象要素變化特征。距平百分比能夠輕易獲得各水文氣象要素的變化趨勢，并可對各要素間的相互關系進行簡要分析;M-K檢驗可以發現水文氣象要素的變化趨勢和突變年份，為雙累積曲線法提供臨界年份。在此利用統計軟件DPS對大山口水文站1960～2007年的觀測徑流數據進行M-K檢驗。檢驗的置信水平設為0．05。

1．2．3 氣候變化和人類活動對徑流影響的分離。采用雙累積曲線法將氣候變化和人類活動對開都河水量的影響進行分離［13－14］。根據M-K檢驗獲得的突變分析結果，將實測時段分為突變點前段和突變點后段兩段（簡稱為標準期和變化期）。將標準期的累積徑流量∑R1以及累積降水量∑P1通過線性回歸得到以下方程:

將（1）中的方程式帶入到變化期（即包含氣候變化和人類活動的影響成分的部分），以變化期的累積降水量∑P2得到累積徑流量∑R2，此時計算得到的累計徑流量∑R2可認為是與標準期下墊面相同情況下的人類活動較小時期的徑流。用計算得到的∑R2可以得出年平均徑流，再分別算出標準期和變化期的實測和演算得到的年徑流量的均值ˉR，并對這些均值求差，即

α值則表示非降水要素變化在總變化中所占的比重。通過（4）式獲取的非降水變化要素的影響大小，就可知降水要素對徑流的影響，前提是要判斷非降水和降水要素對徑流變化影響的趨勢。將這2種變化要素的綜合影響當作是1，其中非降水要素對徑流的影響看作α，當這2種要素導致徑流向相同方向變化時，即同時增加或同時減小，那么降水對徑流的影響為（1－|α|）。當2種要素使徑流的大小向不同方向變化時，還需要看徑流量是向大變還是向小變化，當非降水要素對徑流的影響趨勢增大（或減?。覐搅髁客瑫r增大（或減?。r，降水對徑流的影響為（|α|－1）;當非降水要素對徑流的影響趨勢增大（或減小），而徑流卻減?。ɑ蛟龃螅r，降水要素對徑流的影響是（1+|α|）。

2 結果與分析

2．1 水文氣象要素的變化分析 1960～2007年開都河流域平均降水、徑流和溫度分別是 121．19 mm、110．09 m3/s、6．06℃，從極值比、標準偏差和變異系數（表1）來看，三者均有較為緩和的變化。徑流的變異程度和降水的變異程度差不多，說明研究區的徑流變化受降水因素影響程度較高。從年際變化的線性趨勢（圖2）來看，降水和溫度均有升高的趨勢，說明在未來一段時間內開都河流域的氣候會向暖濕方向發展。降水的變化增加了河流水源的補給，而溫度的增高會使水源區的冰雪融水增加，因此，開都河流域的這種氣候變化導致了河流徑流的增加。

表1 1960～2007年開都河流域水文氣象要素的特征值

2．2 水文氣象要素的距平百分比變化 分析1960～2007年研究區水文氣象要素的距平百分比（圖3）可以看出，開都河流域的溫度變化相對平穩，最大和最小變幅均為多年平均值的20%左右。降水變化較大，20世紀60～80年代中期以負距平為主，說明這一時期開都河流域降水低于多年平均降水，可能會出現旱災;80年代中期～21世紀初，距平值以正值為主，說明這一時期的降水量高于多年平均水平，水量充足;正負距平的極值分別為1992年的43．12%和1985年的－44．40%，說明1985～1992年降水變化明顯，可能是徑流量發生突變的主要原因之一。徑流變化規律與降水變化規律基本一致，一定程度上其變幅小于降水，正負距平的極值分別為2002年的63．75%和1986年的－29．31%?？傮w上，降水量和徑流量的變化方向是一致的，表明降水對徑流有決定性的影響。一般而言降水變化會被放大到徑流變化中［15］，但開都河流域降水的變化與徑流的變化相差不大，有些時段降水距平百分率的絕對值大于徑流，說明非降水要素如水利工程建設、農業用水等擾動了降水與徑流的關系，且緩和了降水與徑流之間的關系，如部分降水低于平均值的年份（2001、2004和2006年）徑流卻高于平均值。

2．3 水文氣象要素的突變分析 從M-K突變性檢驗結果（圖4）可看出，徑流自1985年以來不斷減少，在2000年左右開始增加，并在1997年發生突變性增加;在1979年以來，開都河流域的降水在總體上呈上升趨勢，并在1988年發生突變性升高;而溫度自1986年以來一直有升高趨勢，且在1998年發生升高的突變;從這3個要素的變化趨勢來看，徑流增加與降水增加和溫度升高的趨勢基本同步，說明1960～2007年氣候變化必然會對開都河徑流產生重要影響。

以1997年為分界，將1960～1996和1997～2007年2個階段的水文氣象要素進行對比分析，降水、徑流和氣溫分別從116．84 mm、103．26 m3/s 和 5．85 ℃ 變化至 135．82 mm、133．05 m3/s和 6．77 ℃，其中降水量增加了 16．3%、徑流量增加28．8%，降水量的輕微變化將導致徑流相應的變化，這與相關結論一致［15］;溫度上升0．92 ℃，這會使蒸發增加而導致徑流量減少，但有研究指出溫度每提高1℃可導致5% ～6%空氣濕度的增加［16］。那么，以研究區的多年平均降水量121．19 mm作為實際蒸散量，且以溫度升高1℃來計算的話，最多只可能減少7 mm左右的水量，而降水增幅（18．98 mm）和徑流增幅（29．79 mm）的差值為 －10．81 mm，可見單一的溫度變化是不可能使徑流變化為目前的狀態。溫度變化導致的冰雪融水以及人類活動必然在其中扮演重要角色。

2．4 氣候變化和人類活動的水文效應評價 根據M-K突變性檢驗得到的結論，將1997年定為臨界年份，把水文要素劃分為1960～1996和1997～2007年兩段。根據雙累積曲線，由公式（1）建立起來的1960～1996年累積降水量與累積徑流量的線性關系（圖5）相關性較好（R2=0．996），說明可以用于將1997～2007年徑流還原至1960～1996年期間的受人類活動影響水平的狀態。根據該回歸關系，可以計算得到1997～2007年的累積徑流量（圖6），計算值大致等同于臨界年份之前的受人類活動影響較小時的狀態值，可見，該時段得到的計算徑流值大于實際測量值。然后，按照前面提到的方法，對1997～2007年的徑流進行反推、還原并根據公式（2）和（3）計算2個差值，結果顯示（表2），通過還原得到的前段年徑流量均值為106．31 m3/s，對比相應的實測值103．26 m3/s，誤差僅3%，說明該方法的精確性較好。后段的實測徑流均值為133．05 m3/s，計算均值為126．60 m3/s，因而人類活動的影響將會導致徑流量減小6．55 m3/s，但由表2可知實測的徑流共減小29．78 m3/s，因此，根據公式（4）可得人類活動對徑流的最大貢獻率為－22%，同時從表2可以看出氣候變化對徑流的貢獻率為122%。

表2 氣候變化和人類活動對開都河徑流的影響

3 結論

1960～2007年開都河水源區氣候向暖濕方向發展，以1997年為界，降水增加了18．98 mm，溫度升高0．92℃，徑流在1997年開始突變性增加，截至2007年平均增加29．78 m3/s。氣候變化使水量增加而人類活動致使水量減少，其貢獻率分別為122%和－22%。盡管氣候變化對開都河水源區徑流的影響具有主導性，但人類活動是徑流減少的重要影響因素，可見，開都河水源區在進行生態建設時應充分考慮其不利影響。該研究采用雙累積曲線法建立受人類活動影響較小時期的降雨徑流模型后，將受人類活動影響較大時期的徑流還原至人類活動影響較小的前一階段水平，進而可分別求出氣候變化和人類活動對水量變化的影響大小。一般情況下，采用該方法可能會導致人類活動貢獻率的最終結果變高，而氣候變化的貢獻率偏低。這是因為該方法分離的是非降水要素和降水要素的水文效應，影響徑流變化的決定性因素是降水，但溫度的升高將導致蒸發增加而徑流減少，該方法卻沒有考慮到溫度升高將導致的效應。但由于該研究區存在冰川和積雪，溫度升高可增加冰雪融水對徑流的補給，這將縮小氣候變化對徑流的影響?？偟膩碚f，這種方法獲得的評估結果是基本準確的，具有重要的參考價值?？梢?，該研究中氣候變化因素對徑流的影響占主導地位，這主要是由于開都河水源區海拔高、地理環境復雜，極大程度上限制了人類活動導致的。

［1］竇睿音，延軍平，王鵬濤．全球變化背景下甘肅近半個世紀氣溫時空變化特征［J］．干旱區研究，2015，32（1）:73 －79．

［2］郝振純，王加虎，李麗，等．氣候變化對黃河源區水資源的影響［J］．冰川凍土，2006，28（1）:1 －7．

［3］陳亞寧，李稚，范煜婷，等．西北干旱區氣候變化對水文水資源影響研究進展［J］．地理學報，2014，69（9）:1295 －1304．

［4］張強，鄧振鏞，趙映東，等．全球氣候變化對我國西北地區農業的影響［J］．生態學報，2008，28（3）:1210 －1218．

［5］薛杰，李蘭海，李雪梅，等．開都河流域降水與徑流年內分配特征及其變化的同步性分析［J］．干旱區資源與環境，2014，28（12）:99 －104．

［6］趙直，徐晗．新疆開都河流域近50a徑流量年際年內變化及其對氣候變化的響應分析［J］．干旱區資源與環境，2014，28（10）:151 －156．

［7］李新國，阿斯耶姆·圖爾迪，劉彬，等．近50年開都河流域下游降水和氣溫變化特征分析［J］．干旱地區農業研究，2013，31（3）:252 －259．

［8］王維霞，王秀君，姜逢清，等．開都河流域上下游過去50a氣溫降水變化特征分析［J］．干旱區地理，2012，35（5）:746 －753．

［9］黃粵，陳曦，包安明，等．開都河流域山區徑流模擬及降雨輸入的不確定性分析［J］．冰川凍土，2010，32（3）:567 －572．

［10］姚亞楠，徐俊榮，郭玲鵬，等．氣溫與降水形態關系研究——以開都河流域為例［J］．干旱區研究，2015，32（1）:94 －101．

［11］王莉．基于SWAT模型的氣候變化對水資源響應研究——以開都河流域為例［D］．南京:南京信息工程大學，2012:9－10．

［12］黃粵，陳曦，包安明．干旱區資料稀缺流域日徑流過程模擬［J］．水科學進展，2009，20（3）:332 －336．

［13］穆興民，張秀勤，高鵬，等．雙累積曲線方法理論及在水文氣象領域應用中應注意的問題［J］．水文，2010，30（4）:47 －51．

［14］冉大川，劉斌．雙累積曲線計算水土保持減水減沙效益方法探討［J］．人民黃河，1996，18（6）:24 －25．

［15］CHIEW F H S，MCMAHON T A．Modelling the impacts of climate change on Australian streamflow［J］．Hydrological Processes，2002，16（6）:1235 －1245．

［16］陳亞寧，徐宗學．全球氣候變化對新疆塔里木河流域水資源的可能性影響［J］．中國科學 D 輯，2004，34（11）:1047 －1053．