开都河径流量对气候变化的响应分析

冯 娟

（新疆塔里木河流域干流管理局，新疆 库尔勒 841000）

0 引言

气候变化不仅会影响人类生存的生态环境系统，而且会对人类社会的经济发展产生极大影响。出现水资源短缺，土壤侵蚀极速加剧，生物多样性减少，大气化学组成改变等[1~3]。近几十年以来，西北干旱区水资源的供需矛盾日益突出，水资源的开发和利用、管理以及保护已经受到更多人的关注[4]。西北地区降水量较小，而且降水主要集中分布在几大山区，是我国水资源最为短缺的地区，缺水问题非常突出[5]。

在全球气候变暖的背景下，新疆天山山区水循环过程出现了较大程度的波动，势必会对新疆的社会经济发展产生极大的影响[6]。开都河位于我国新疆维吾尔自治区南部[7]，是新疆巴音郭楞蒙古自治州产水量最大的一条河流，也是流入焉耆盆地最大的河流[8]。开都河是当地农业灌溉、发电，生态环境建设以及排污和地下水补给的主要水源，又是焉耆盆地博斯腾湖天然调节水库的源泉。

开都河流域作为一个典型的内陆河流域，研究开都河地区气候变化下径流量变化规律，揭示气候变化、水文水资源和生态环境变化之间的关系，预测未来开都河流域气候变化对其流域内水资源的影响，具有重要的科学价值和应用前景[9~12]。对合理开发并利用水资源进行地区工农业生产发展和生态环境保护具有重大的理论意义和实际意义[13~15]。故本文基于开都河上游大山口水文站1955年~2007年的实测资料，采用Mann-Kendall趋势检验法、不均匀系数法和集中度法分析其径流变化特征。

1 概况

开都河位于新疆维吾尔自治区南部的巴音郭楞蒙古自治州境内天山南麓焉耆盆地北缘，是博斯腾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。开都河流域处于中亚欧内陆荒漠，此地日照充足，太阳辐射强烈，夏季炎热，冬季寒冷，因海洋水汽被天山山脉，青藏高原和帕米尔高原所阻挡，导致水分蒸发量大，风大和无霜期长。山区年均气温3.6℃，年均降水量296 mm，绿洲区年均气温8.7℃，年均降水量为75.9 mm。多年平均径流量达34.2×108m3，被称为巴州的“母亲河”，是国家恢复塔里木绿色走廊和实施新疆南水北调工程的关键河流。

2 数据来源与研究方法

2.1 数据来源

选用开都河大山口水文站1955年~2007年的径流量数据为研究对象，大山口站的气象、温度数据由巴音郭楞蒙古自治州气象局提供。

2.2 研究方法

（1）Mann-kendall趋势检验法（M-K法）

Mann-kendall法是一种非参数统计检验方法，变量可以不具有正态分布特征，因此适用于水文气象资料的趋势成分，包括水质、流量、气温和降水序列等[4~5]。假定 X1，X2，…，Xn为时间序列变量，n为时间序列的长度，M-K法定义了统计量S：

其中：

式中：xj、xk分别为 j、k 年的相应测量值，且 k>j。

式中：Z为一个正态分布的统计量，Var(s)为方差。在给定的α置信水平上，如果│Z│≥Z1-α/2，则拒绝原假设，即在α置信水平上，时间序列数据存在明显的上升或下降趋势。其变化趋势的大小用β表示，计算如下：

β>0，表示呈上升趋势；若β<0，表示呈下降趋势。

（2）不均匀性计算方法

采用年内分配不均匀系数和年内分配完全调节系数两个指标来分析各要素年内分配不均匀性。年内分配不均匀系数为CV，其计算公式如下：

式中：CV表示年内分配不均匀系数；R(t)表示年内各月平均值；R軍表示年平均值；i表示为月数；σ则为表均方差。由上式可知，CV越大，表明年内各月平均相差越悬殊，年内分配越不均匀。

（3）集中度计算方法

集中度是用径流量来反映河流年内径流量集中程度的一个重要标志，它是将各月的径流量分月并按一定的角度以向量的方式累计求和，其各分量和的合成量占年径流量的百分数。1月~12月每个月的方位角θ分别为0°、30°、60°、…360°，将每个月的径流量分解为x和y方向上的分量，则x和y方向上的向量合成分别为：

径流量的合成为：

集中度计算公式为：

式中：Cn为集中度。

3 结果与分析

3.1 开都河径流量变化特征

开都河1955年~2007年间平均径流量见图1（a），其中年均径流量最大值出现在2002年，年均径流量上升线性趋势较大；最小值出现在1986年。1955年~1973年间水量偏丰，1974年~1995年水量偏枯，1996年~2007年间水量偏丰；在前两个阶段中不存在单调趋势，而在1996年~2007年间表现出明显的递增趋势。

图1(b)为2002年月平均径流量变化趋势。由图1(b)可知，开都河不同季节的径流量变化有一定的差异性。夏季和春季径流量远远多于冬季和秋季，即大山口站径流量最大为5月~8月。在6月、7月、8月的径流量最为集中。最大径流量会出现在7月份。每年1月~3月和10月~12月之间径流量较少。由图可知，大山口站四个季节中春冬两个季节年内径流量所占比例较少，其多年平均径流量分别为9.42×108m3和5.1×108m3，约占年总径流量的22.39%和11.53%。由此可以得出大山口站秋冬季节径流量较少，且没有径流量显著增加或减少趋势，而春夏季径流量有明显增加的变化趋势。所以在径流的年内变化中夏季和春季为大山口的丰水期，而冬秋季则为大山口的枯水期。

图1 大山口站年和月平均径流量变化趋势

对大山口站年平均流量进行Mann-kendall趋势分析可知，1957年~2007年大山口站年际径流量平均值为35.14×108m3，变异系数为0.185，检验统计量Z=2.265，变化率为0.14。故在置信水平α=0.05情况下，大山口水文站径流量逐年波动起伏，大山口站年际径流量总体变化趋势是显著增加的。

根据式（1）和式（4）计算大山口径流各年的年内分配不均匀系数和集中度，见图2。由图2可知：大山口径流最大不均匀系数为3.01，最小值为0.44，径流量的年内分配逐渐趋向均匀；径流量总体上呈减少的趋势，开都河流域径流量越来越集中。

图2 大山口站径流量年内分配不均匀性（a）和集中度(b)

3.2 开都河气温变化特征

近50年来开都河流域中游大山口站年平均气温为8.43℃，气温总体呈上升趋势，见图3。由图3（a）可知：多年平均最低气温出现在1984年，为6.8℃；最高年平均气温出现在1990年，为10.0℃，与最低年平均气温相差3.2℃。50年来最低气温出现在20世纪七八十年代，表明九十年代以来气温明显上升。

开都河四季气温变化存在明显差异，差异最大的为冬季和夏季。夏季20世纪八九十年代总体呈上升的趋势；冬季平均气温变化一直是趋于平缓。同时，四季出现最大值和最小值的时间也不一致。由图3（b）可知（2002年月平均气温变化）：冬季最高平均气温-11.83℃，最低平均气温-5.77℃；春季最高平均气温12.97℃，最低气温8.47℃；秋季最高平均气温10.33℃，最低平均气温5.93℃；夏季最高平均气温23.40℃，最低平均气温21℃。

图3 大山口站年和月平均气温变化趋势

3.3 降水量变化特征

在过去的50年，开都河流域的降水量有明显的时空变化，总体上呈增加的趋势，区域差异性比较显著，其线性增加趋势自西北向东南递减。20世纪90年代是大山口过去的半个多世纪以来降水最丰沛的10年（图4），在2001年~2010年，降水量的增幅呈现出明显的下降趋势，与温度的持续升高形成明显的对照。

由年降雨资料图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）来多年平均降水量为93.1 mm，自1957年以来降水量的变化起伏较大，整体的变化趋势呈现增加趋势，到2007年增加了67.5mm。

从2002年月降水资料图4（b）可知，大山口站在冬季与夏季的降水量差异很大，降水主要集中在夏季即6月、7月、8月三个月份。夏季的降水量呈比较稳定的增长趋势，表现出与年降水量相同的变化趋势。

图4 大山口站年和月平均降水量变化趋势

开都河流域各年降水量的年内分配不均匀系数见图5。降水最大不均匀系数为1.34，最小为0.15。随着时间的推移，开都河流域降水的年内分配大体上是均匀的。总的来说，大山口降水量逐年在增加，而且降水的年内分配逐渐趋向均匀。

图5 开都河流域大山口站降水量不均匀性

3.4 开都河径流量对气温和降水量的响应分析

由图6可以看出，径流量与气温和降水量表现出线性相关性。径流随气温的离散度比较大，说明径流与气温的关系较强；径流随降水的离散程度比气温更好，且更集中，这表明降水对径流的影响非常显著。

图6 开都河流域大山口站气温，降水与径流量关系

4 结论

1）在过去的50年里，开都河流域年平均气温一直呈现出增加的趋势，增温率为0.024/a。年均气温呈高低高趋势。20世纪60年代年平均气温在趋势线以上—高温期，20世纪70年代以及80年代初呈现出明显的下降趋势而且基本上趋势线以下—低温期，20世纪80年代末到90年代初气温明显上升并在趋势线以上—高温期。夏季平均气温在80年代明显上升，而其它季节平均气温变化一直是趋于平缓。

2）在过去的50年来开都河流域降水有明显的时空变化，总体上呈上升趋势。其中1989年和2003年之间降水量的偏多最为显著。另外夏季和冬季降水有明显的差异，降水大体上集中在夏季，而且夏季降水呈稳定的增长趋势，而冬季降水稀少，年分布也不均匀。

3）开都河流域最近50年来的径流量总体上呈上升的趋势，但径流量的变化呈现出极不均衡的状态。

4）通过研究径流变化和各气象要素的相关关系得知，夏季降水和冬季气温对开都河径流的影响最为显著。