新疆精河流域河川径流及对气候变化的响应

胡文峰，陈玲玲，姚俊强，何 清

（1.阜阳师范大学，安徽 阜阳236037；2.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐830013；3.中亚大气科学研究中心，新疆 乌鲁木齐830013）

气候变化及其对生态环境的影响已经引起科学家和各国政府的关注与重视[1]。气温、径流和降水是水文循环过程研究中的主要核心内容，而地表径流变化又是水文循环过程中最敏感的因素。河川径流作为水循环的关键环节，是水资源科学管理、综合开发利用、优化调度的重要依据[2，3]。

不少学者对新疆地区近50 a 的水文与气候变化开展了相关研究[4-6]，研究表明新疆天山西部地区在20 世纪80—90 年代气候转暖，造成冰川融化加速，部分地区降水变多，从而导致径流增加的趋势，1987—2000 年平均年径流总量比1956—1986 年增加约7%。但对于天山北坡年径流量在3 亿m3以下的中小河流特点研究不够深入。天山北坡的精河是艾比湖流域的一部分，是新疆北部生态环境最为敏感的地区之一，也是天山西部气候变化的指示器。本文以天山北坡精河为研究对象，利用近50 a 来精河气象、水文资料，研究精河流域径流变化对气候变化的响应，揭示精河水文过程与气候变化相互作用的耦合机制，为其生态系统保护和可持续发展提供理论依据与科学指导，为流域水资源开发利用及制定“三条红线”提供参考依据。

1 研究区概况

精河流域位于新疆准噶尔盆地西南边缘，婆罗科努山北麓（图1），其主要发源于婆罗科努山北坡，向北注入艾比湖，河流集水面积1419 km2，流域面积2150 km2。水系呈扇形，河网密度为0.091，坡降为25‰～8.3‰，全长114 km，径流由冰雪融水、降水和地下水组成，其中降水补给、地下水补给、冰川和永久积雪融水补给分别占总补给量的70%、20%、10%；流域内有129 条冰川，冰川面积91 km2，冰川总储量54.598 亿m3，冰雪年融水量为0.96 亿m3，占河川径流量的20.6%。据精河山口水文站近50 a 的水文资料统计，精河流域多年平均降水量156 mm，多年平均年径流量4.74 亿m3。春旱限制了灌溉面积扩大，导致在夏季有相对丰富水资源[7]。精河水资源总量为12.9 亿m3，水能资源理论储藏量为16.27 万kW[8]。

图1 精河流域水系分布

2 资料与方法

精河流域水文数据来自精河山口水文站，时间序列从1957—2012 年，气象数据来自精河山口水文站和精河气象站，包括逐月温度和降水量资料；代表四季的尺度分别是春季为3—5 月，夏季为6—8 月，秋季为9—11 月，冬季为12 月—次年2 月。精河的出山口控制站为山口水文站，位于精河县托里乡山口村，建立于1956 年，其控制断面在1966 年上迁了550 m，坐标为85°55′E、44°22′N，海拔619.2 m。

内陆河径流一般产流位于人类活动干扰较少的山区，而平原盆地产生径流较少，故河流出山口的径流变化能直观反映气候要素决定的天然径流的变化[9]。精河流域的水文站位于出山口，站点控制断面以上，其水资源受人类干扰较少，因此，该水文站点的水文资料能够反映精河流域的天然径流变化趋势。该站点水文资料有50 a，其变化可以代表长时间系列的变化趋势。采用相关系数、小波分析等[10-12]方法进行分析。

3 结果与分析

3.1 径流年内变化

精河流域径流在年内分配不均匀（表1），其中6—9 月为径流较大的4 个月，是主要产流时期，占全年径流量的74%，其中7、8 月的径流量更是占全年径流量的50%以上，7 月径流量最大，其多年平均径流量是最小月（2 月）径流量的12.7 倍。因此，在6—9 月期间出现洪水的概率也最多，其中在1999 年7 月实测的最大洪峰流量达到390 m3/s，占当年径流量的3.63%。此外，12 月—次年4 月为径流较小时期，在长达6 个月的多年平均总径流量仅占其全年径流量的17.46%，枯水期时间长、径流量小。

表1 精河流域1957—2012 年月平均径流量变化

从季节变化来看，精河流域径流量的季节变化显著，集中于夏季，冬季径流量极小。春汛在精河流域出现情况不多，春季径流量仅占全年径流量的10.5%；夏季是丰水期，径流量占全年径流量的63.9%；冬季是枯水期，仅占全年径流量的6.8%，主要是由于在冬季降水是以降雪为主，难以形成径流，其径流主要依靠浅层地下水补给，径流量很小；秋季径流量高于冬春两季，占全年径流量的18.7%。

3.2 径流的年际及年代际变化

从精河流域1957—2012 年径流量距平变化（图2）可以看出，精河流域径流量在20 世纪50 年代末、60 年代初为其丰水期，呈现增加趋势；在60 年代后期呈下降趋势，开始进入枯水期，说明在此期间，精河径流量呈减少趋势；这种减少趋势持续到80 年代初开始回升，再进入丰水期；期间径流量波动变化，在80 年代末期至90 年代前中期呈现缓慢下降趋势，到90 年代后期呈上升趋势，说明精河流域开始进入又一个丰水期，进入21 世纪以后，河川径流波动较大，丰枯相间变化。

图2 精河流域1957—2012 年径流量距平变化

20 世纪60 年代之后，精河径流量较多年平均值偏高1%～3%，其中60 年代偏高1.04%（表2），70年代径流量较多年平均值偏少3.18%，是近50 多年来径流量最小的10 a，与60 年代相比，10 a 内减少了0.2×108m3的来水量。80 年代以来径流增加趋势显著，在此期间，1987 年和1988 年为最大连年丰水年，1988 年年径流量达到6.05×108m3；90 年代持续增加，并趋于稳定，高于多年平均径流量的2.28%，但在1992 年出现了最大枯水年，年径流量仅为3.68×108m3，比多年平均值偏少22%。21 世纪以来精河径流量有下降的趋势，21 世纪最初10 a 是仅次于20 世纪70 年代的第二枯水年代，径流量比20世纪90 年代减少了0.16×108m3的来水量。从20 世纪80 年代开始精河流域径流量增加，持续至90 年代，但21 世纪以来有减小的趋势；进一步分析发现自1981 年开始径流量呈现明显增加趋势，1981—2005 年平均年径流总量比1957—1980 年增加了3.24%。也有研究[13]表明，天山北坡河流大多径流量在20 世纪80 年代以后呈增加趋势，增加幅度为10%～20%。

表2 精河径流量年代际变化

3.3 径流的多时间尺度分析

复值Morlet 小波可用于时间序列分析，小波系数实部能够反映径流在不同时间尺度的周期变化及在时间域中的分布，其变化趋势与信号的起伏是一致的，中心值的大小可以反映波动的振荡强度，正值代表丰水期，负值表示枯水期。而Morlet 小波系数模表示不同时间尺度变化周期所对应的能量密度在时间域上的分布，反映了对应时间尺度的周期性强弱，模值的大小与周期显著性的强弱成正比。

图3 为精河流域年均径流量序列的复值Morlet小波变换实部及对应的模值，能够明显地反映出周期振荡及时间尺度特征，图4 是小波方差图，可以看出主周期。从图3、图4 结合图5 可以看出，精河流域年径流量序列在21 a 和13 a 左右的振荡周期最为明显，其次是32 a 和9 a；而其中的21 a 和13 a时间尺度上的振荡是全时域的。在21 a 时间尺度上存在着4 个明显的丰水中心和4 个枯水中心，丰水中心分别是1957、1971、1985 年和1999 年，枯水中心分别是1964、1978、1993 年和2006 年，流域径流变化的平均周期为14 a 左右，大约经历了4 个周期的丰—枯变化；13 a 尺度上存在6 个丰水中心和6个枯水中心，其中丰水中心为1964、1972、1981、1989、1998 年和2007 年，枯水中心为1959、1968、1977、1985、1994 年和2003 年，流域径流变化的平均周期为8 a 左右，大约经历了6 个周期的丰—枯转换期。9 a 时间尺度上的振荡在20 世纪50 年代后期和80 年代之后时段内相对较强，其他时段较弱，存在着8 个丰水中心和8 个枯水中心，平均周期为6 a 左右，大约经历了9 个周期的丰—枯转换期。此外，精河流域年径流量还存在准32 a 的振荡周期。

3.4 径流变化对气候变化的响应

图3 精河流域年均径流量的小波分析

图4 精河流域年径流量变化小波方差图

图5 精河流域年径流量变化主要时间尺度小波实部过程线

河流出山径流的年际变化与山区气候变化有密切的关系。以精河山口水文站的气温和降水时间序列资料作为山区的主要气候因子，以出山天然径流量来研究径流变化对气候变化的响应。气温和降水是基本的气候因子，降水直接影响径流，是产生径流的直接原因，而气温通过影响蒸散发间接影响径流，两者共同影响着流域径流过程。

1957—2012 年精河流域山区的气温、降水与出山径流的相关分析（图6、图7）可知，气温与径流的相关系数为0.13，呈不显著的相关关系。而降水与出山径流呈正相关关系，降水曲线的波峰、波谷走向与径流量的波动变化基本吻合，相关系数为0.40，通过了P＜0.01 的显著性水平检验，表明两者之间有着极显著的正相关，山区降水越多，出山径流量越大；反之，降水越少径流量也就相应地越小。这也在精河流域得到体现，在1958、1964、1969、1978、1981、1988、1990、1993、1998、2000、2005 年等降水较多，对应的出山径流也越大；而1961、1967、1976、1985、1989、1992、1994、2003 年等典型年降水较少，则相应年份的出山径流量较小[14]。

图6 精河流域山区气温、降水和径流的变化

河川径流对气候变化的响应过程虽然十分复杂的，但通过建立模型，近似地去模拟原型仍然是一种可行的途径[15-16]。基于资料的代表性和完整性，对精河山口水文站1957—2012 年近50 a 的径流、气温和降水资料进行分析，并利用1957—2000 年的径流、气温和降水资料初步建立径流与降水、气温的多变量自回归CAR 模型：

图7 精河流域山区气温、降水和径流的相关性

式中，t 为时间序列编号，t＞1；R 为年径流量，P 为年降水量，T 为年均气温。图8 为1957—2000 年精河流域的实测径流量和上式模拟径流量的比较，发现两者趋势基本一致，该模型通过了F-test 检验和残差检验，说明建立的多变量自回归CAR 模型是合理的。

图8 1957—2000 年精河流域的实测径流量和上式模拟径流量的比较

为了进一步验证模型的适用性，采用精河出山口水文站2001—2012 年年径流量观测资料。图9 为年径流量的模拟值和观测值的相对误差图和观测值与模拟值的拟合图。可以看出年径流量的模拟值和观测值的平均绝对误差为0.84×108m3，平均相对误差为6.54%，均方根误差为0.039。可以看出观测值和模拟值的拟合效果很好，整体趋势吻合，偏离程度很小。用CAR 模型模拟河流年径流量误差在可接受范围内，可以利用该模型对精河流域年径流量进行模拟。

4 结论

（1）精河径流在年内分配不均，季节变化明显，夏季集中，枯水期长且枯季径流量小，6—9 月为丰水期，占全年径流量的74%。从20 世纪80 年代开始，河川径流量增加，持续至90 年代，21 世纪以来有减小的趋势。1981 年开始径流量出现了明显增加趋势，1981—2005 年平均年径流总量比1957—1980年增加了3.24%。

（2）精河流域年径流量序列在21 a 和13 a 左右的振荡周期最为明显，其次是32 a 和9 a，21 a 和13 a 时间尺度上的振荡是全时域的，其中，在21 a时间尺度上存在4 个明显的丰水中心和4 个枯水中心，13 a 尺度上存在6 个丰水中心和6 个枯水中心。

（3）利用精河流域径流、气温和降水资料，建立了径流与降水和气温的多变量自回归CAR 模型，模拟的年径流量平均相对误差为6.54%，均方根误差为0.039，模拟效果较好。

由于气候和下垫面条件是影响流域水循环的两个重要方面，在不同的流域二者对流域径流影响作用存在差异，在本文中仅仅只考虑了气候因素中降水和气温对精河径流的影响，而没有考虑潜在蒸散发量、日照时数、近地表平均风速等因素对径流的影响，下垫面条件的变化在本文中也让没有考虑，这也将是下一步研究的内容。

图9 2001—2012 年年径流量的模拟值和观测值的误差分析