開都河徑流量對氣候變化的響應分析

馮 娟

（新疆塔里木河流域干流管理局，新疆 庫爾勒 841000）

0 引言

氣候變化不僅會影響人類生存的生態環境系統，而且會對人類社會的經濟發展產生極大影響。出現水資源短缺，土壤侵蝕極速加劇，生物多樣性減少，大氣化學組成改變等[1~3]。近幾十年以來，西北干旱區水資源的供需矛盾日益突出，水資源的開發和利用、管理以及保護已經受到更多人的關注[4]。西北地區降水量較小，而且降水主要集中分布在幾大山區，是我國水資源最為短缺的地區，缺水問題非常突出[5]。

在全球氣候變暖的背景下，新疆天山山區水循環過程出現了較大程度的波動，勢必會對新疆的社會經濟發展產生極大的影響[6]。開都河位于我國新疆維吾爾自治區南部[7]，是新疆巴音郭楞蒙古自治州產水量最大的一條河流，也是流入焉耆盆地最大的河流[8]。開都河是當地農業灌溉、發電，生態環境建設以及排污和地下水補給的主要水源，又是焉耆盆地博斯騰湖天然調節水庫的源泉。

開都河流域作為一個典型的內陸河流域，研究開都河地區氣候變化下徑流量變化規律，揭示氣候變化、水文水資源和生態環境變化之間的關系，預測未來開都河流域氣候變化對其流域內水資源的影響，具有重要的科學價值和應用前景[9~12]。對合理開發并利用水資源進行地區工農業生產發展和生態環境保護具有重大的理論意義和實際意義[13~15]。故本文基于開都河上游大山口水文站1955年~2007年的實測資料，采用Mann-Kendall趨勢檢驗法、不均勻系數法和集中度法分析其徑流變化特征。

1 概況

開都河位于新疆維吾爾自治區南部的巴音郭楞蒙古自治州境內天山南麓焉耆盆地北緣，是博斯騰湖流域的第一大支流[2]，也是塔里木河流域的主要源流之一。開都河流域處于中亞歐內陸荒漠，此地日照充足，太陽輻射強烈，夏季炎熱，冬季寒冷，因海洋水汽被天山山脈，青藏高原和帕米爾高原所阻擋，導致水分蒸發量大，風大和無霜期長。山區年均氣溫3.6℃，年均降水量296 mm，綠洲區年均氣溫8.7℃，年均降水量為75.9 mm。多年平均徑流量達34.2×108m3，被稱為巴州的“母親河”，是國家恢復塔里木綠色走廊和實施新疆南水北調工程的關鍵河流。

2 數據來源與研究方法

2.1 數據來源

選用開都河大山口水文站1955年~2007年的徑流量數據為研究對象，大山口站的氣象、溫度數據由巴音郭楞蒙古自治州氣象局提供。

2.2 研究方法

（1）Mann-kendall趨勢檢驗法（M-K法）

Mann-kendall法是一種非參數統計檢驗方法，變量可以不具有正態分布特征，因此適用于水文氣象資料的趨勢成分，包括水質、流量、氣溫和降水序列等[4~5]。假定 X1，X2，…，Xn為時間序列變量，n為時間序列的長度，M-K法定義了統計量S：

其中：

式中：xj、xk分別為 j、k 年的相應測量值，且 k>j。

式中：Z為一個正態分布的統計量，Var(s)為方差。在給定的α置信水平上，如果│Z│≥Z1-α/2，則拒絕原假設，即在α置信水平上，時間序列數據存在明顯的上升或下降趨勢。其變化趨勢的大小用β表示，計算如下：

β>0，表示呈上升趨勢；若β<0，表示呈下降趨勢。

（2）不均勻性計算方法

采用年內分配不均勻系數和年內分配完全調節系數兩個指標來分析各要素年內分配不均勻性。年內分配不均勻系數為CV，其計算公式如下：

式中：CV表示年內分配不均勻系數；R(t)表示年內各月平均值；R軍表示年平均值；i表示為月數；σ則為表均方差。由上式可知，CV越大，表明年內各月平均相差越懸殊，年內分配越不均勻。

（3）集中度計算方法

集中度是用徑流量來反映河流年內徑流量集中程度的一個重要標志，它是將各月的徑流量分月并按一定的角度以向量的方式累計求和，其各分量和的合成量占年徑流量的百分數。1月~12月每個月的方位角θ分別為0°、30°、60°、…360°，將每個月的徑流量分解為x和y方向上的分量，則x和y方向上的向量合成分別為：

徑流量的合成為：

集中度計算公式為：

式中：Cn為集中度。

3 結果與分析

3.1 開都河徑流量變化特征

開都河1955年~2007年間平均徑流量見圖1（a），其中年均徑流量最大值出現在2002年，年均徑流量上升線性趨勢較大；最小值出現在1986年。1955年~1973年間水量偏豐，1974年~1995年水量偏枯，1996年~2007年間水量偏豐；在前兩個階段中不存在單調趨勢，而在1996年~2007年間表現出明顯的遞增趨勢。

圖1(b)為2002年月平均徑流量變化趨勢。由圖1(b)可知，開都河不同季節的徑流量變化有一定的差異性。夏季和春季徑流量遠遠多于冬季和秋季，即大山口站徑流量最大為5月~8月。在6月、7月、8月的徑流量最為集中。最大徑流量會出現在7月份。每年1月~3月和10月~12月之間徑流量較少。由圖可知，大山口站四個季節中春冬兩個季節年內徑流量所占比例較少，其多年平均徑流量分別為9.42×108m3和5.1×108m3，約占年總徑流量的22.39%和11.53%。由此可以得出大山口站秋冬季節徑流量較少，且沒有徑流量顯著增加或減少趨勢，而春夏季徑流量有明顯增加的變化趨勢。所以在徑流的年內變化中夏季和春季為大山口的豐水期，而冬秋季則為大山口的枯水期。

圖1 大山口站年和月平均徑流量變化趨勢

對大山口站年平均流量進行Mann-kendall趨勢分析可知，1957年~2007年大山口站年際徑流量平均值為35.14×108m3，變異系數為0.185，檢驗統計量Z=2.265，變化率為0.14。故在置信水平α=0.05情況下，大山口水文站徑流量逐年波動起伏，大山口站年際徑流量總體變化趨勢是顯著增加的。

根據式（1）和式（4）計算大山口徑流各年的年內分配不均勻系數和集中度，見圖2。由圖2可知：大山口徑流最大不均勻系數為3.01，最小值為0.44，徑流量的年內分配逐漸趨向均勻；徑流量總體上呈減少的趨勢，開都河流域徑流量越來越集中。

圖2 大山口站徑流量年內分配不均勻性（a）和集中度(b)

3.2 開都河氣溫變化特征

近50年來開都河流域中游大山口站年平均氣溫為8.43℃，氣溫總體呈上升趨勢，見圖3。由圖3（a）可知：多年平均最低氣溫出現在1984年，為6.8℃；最高年平均氣溫出現在1990年，為10.0℃，與最低年平均氣溫相差3.2℃。50年來最低氣溫出現在20世紀七八十年代，表明九十年代以來氣溫明顯上升。

開都河四季氣溫變化存在明顯差異，差異最大的為冬季和夏季。夏季20世紀八九十年代總體呈上升的趨勢；冬季平均氣溫變化一直是趨于平緩。同時，四季出現最大值和最小值的時間也不一致。由圖3（b）可知（2002年月平均氣溫變化）：冬季最高平均氣溫-11.83℃，最低平均氣溫-5.77℃；春季最高平均氣溫12.97℃，最低氣溫8.47℃；秋季最高平均氣溫10.33℃，最低平均氣溫5.93℃；夏季最高平均氣溫23.40℃，最低平均氣溫21℃。

圖3 大山口站年和月平均氣溫變化趨勢

3.3 降水量變化特征

在過去的50年，開都河流域的降水量有明顯的時空變化，總體上呈增加的趨勢，區域差異性比較顯著，其線性增加趨勢自西北向東南遞減。20世紀90年代是大山口過去的半個多世紀以來降水最豐沛的10年（圖4），在2001年~2010年，降水量的增幅呈現出明顯的下降趨勢，與溫度的持續升高形成明顯的對照。

由年降雨資料圖4（a）知，1955年~1972年降水偏多，1973年~1988年偏少，1989年~2005年偏多。近50年（1957年~2007年）來多年平均降水量為93.1 mm，自1957年以來降水量的變化起伏較大，整體的變化趨勢呈現增加趨勢，到2007年增加了67.5mm。

從2002年月降水資料圖4（b）可知，大山口站在冬季與夏季的降水量差異很大，降水主要集中在夏季即6月、7月、8月三個月份。夏季的降水量呈比較穩定的增長趨勢，表現出與年降水量相同的變化趨勢。

圖4 大山口站年和月平均降水量變化趨勢

開都河流域各年降水量的年內分配不均勻系數見圖5。降水最大不均勻系數為1.34，最小為0.15。隨著時間的推移，開都河流域降水的年內分配大體上是均勻的。總的來說，大山口降水量逐年在增加，而且降水的年內分配逐漸趨向均勻。

圖5 開都河流域大山口站降水量不均勻性

3.4 開都河徑流量對氣溫和降水量的響應分析

由圖6可以看出，徑流量與氣溫和降水量表現出線性相關性。徑流隨氣溫的離散度比較大，說明徑流與氣溫的關系較強；徑流隨降水的離散程度比氣溫更好，且更集中，這表明降水對徑流的影響非常顯著。

圖6 開都河流域大山口站氣溫，降水與徑流量關系

4 結論

1）在過去的50年里，開都河流域年平均氣溫一直呈現出增加的趨勢，增溫率為0.024/a。年均氣溫呈高低高趨勢。20世紀60年代年平均氣溫在趨勢線以上—高溫期，20世紀70年代以及80年代初呈現出明顯的下降趨勢而且基本上趨勢線以下—低溫期，20世紀80年代末到90年代初氣溫明顯上升并在趨勢線以上—高溫期。夏季平均氣溫在80年代明顯上升，而其它季節平均氣溫變化一直是趨于平緩。

2）在過去的50年來開都河流域降水有明顯的時空變化，總體上呈上升趨勢。其中1989年和2003年之間降水量的偏多最為顯著。另外夏季和冬季降水有明顯的差異，降水大體上集中在夏季，而且夏季降水呈穩定的增長趨勢，而冬季降水稀少，年分布也不均勻。

3）開都河流域最近50年來的徑流量總體上呈上升的趨勢，但徑流量的變化呈現出極不均衡的狀態。

4）通過研究徑流變化和各氣象要素的相關關系得知，夏季降水和冬季氣溫對開都河徑流的影響最為顯著。