博斯腾湖流域气候水文变化及对湖泊水位的影响研究

姚俊强，陈 静，迪丽努尔·托列吾别克，胡文峰,2

(1.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆 乌鲁木齐 830002；2.阜阳师范大学，安徽 阜阳 236000)

湖泊是全球水文循环过程的重要组成部分，其变化会影响到区域生态环境、生物多样性、水生动物保护、湖区经济发展和人类福祉[1-3]。湖泊对气候变化和人类活动影响异常敏感，也可以作为表征区域气候变化和人类活动影响的关键指标[4-7]。干旱地区的淡水湖泊有特殊的功能，不仅可以作为宝贵而有限的淡水资源，而且还具有区域生态和环境功能。此外，湖泊还可以作为水圈、大气圈、冰冻圈、生物圈和人类圈之间联系的纽带[8]。

学者们已经开展了针对全球主要湖泊的研究报道，如维多利亚湖、北美五大湖、新西德尔湖、青海湖、鄱阳湖等[9-13]。针对青藏高原湖泊也开展了系统性的研究[14-18]。基于湖泊遥感监测、野外观测和模型模拟结果显示，自20世纪70年代到90年代中期青藏高原湖泊面积、水位和水量略有下降，随后呈持续快速增长的态势，其中高原中北部湖泊整体增长，而南部湖泊减少，降水和冰川融水是湖泊变化的主要因素[19-20]。然而，这些湖泊大多位于降水丰富的湿润地区，湖泊变化相对稳定。相比之下，干旱区的湖泊变化明显，但关注相对较小。亚洲中部干旱区湖泊众多，被称为“中亚大湖区”。研究发现中亚高山湖泊面积扩张，平原湖泊面积下降，且高山湖泊的面积变化率小于平原湖泊，其中气候暖湿化是高山湖泊面积扩张的主因，降水对于高山湖泊的补给大于冰川的融水补给，而气候变化和人类活动共同作用导致平原湖泊面积萎缩[21-22]。中亚平原湖泊以内陆尾闾湖泊为主，但这些湖泊正在干涸，甚至有些已经消失[23]。20世纪60年代以来，咸海水面水位下降了23 m，20世纪50年代玛纳斯湖消失，艾比湖也逐渐萎缩[24-27]。中亚干旱区湖泊退化已经引起了严重的生态破坏和环境危机。

博斯腾湖是中国最大的内陆淡水湖。在古气候与环境演变领域，博斯腾湖作为中亚干旱区重要的环境演变指示器，揭示了“西风模态”的相关成果[28]；有观测以来，相关研究在博斯腾湖流域气候变化、湖泊水位变化、水环境、生态水位、水资源供需平衡、水资源调度与管理等方面取得了显著的研究成果[29-36]，但在干湿气候转型对湖泊水位的影响、湖泊水量平衡和冰川退缩对湖泊水位影响等方面还有待深入研究。

研究发现博斯腾湖水位在急剧变化，如在1988—2003年水位增加了3.7 m[37]，这种大幅度的自然波动与中国的其他湖泊(包括青藏高原的湖泊)显著不同，在世界上也很少见[38]。湖泊的急剧变化可归因于降水、蒸发、冰川融水、入湖和出湖水量，以及人类活动的影响，如输水、灌溉用水和水污染等。目前针对博斯腾湖水位急剧变化的因素并不完全清晰，对水文循环过程和水量平衡了解非常有限，针对湖泊水量平衡变化尚未有定量评估。为此，本研究基于1961—2019年博斯腾湖流域水文气候观测数据，研究流域水文气候要素的变化特征，定量分析湖泊水量平衡关系，探讨了湖泊水文变化的可能影响因素，揭示博斯腾湖不同时期水位变化的主要驱动因素。

1 研究区概况

博斯腾湖位于天山南麓的博湖县境内。博斯腾湖流域地处封闭的山间盆地——焉耆盆地，地形北高南低。博斯腾湖湖滨带年均气温8.2～11.5℃，1月份最低，7月份最高，最高气温极端值达40.0℃以上。年降水量70 mm左右，主要集中在5—9月，年蒸发皿蒸发量达1 880 mm以上。博斯腾湖是焉耆盆地大小河流的汇集地，盆地集水面积约为2.7×104km2，进入盆地的地表总径流量为40×108m3，由于流域自然地理条件的差异，从盆地四周进入的水量不同，90%以上的水来自开都河，其余则来自天山南坡的乌拉斯台河、黄水沟、清水河、曲惠沟和乌什塔拉河等小河[26]。同时，湖水从湖的西部溢出，穿铁门关峡谷流经库尔勒市，形成孔雀河。博斯腾湖水位年内变化幅度有较大差异。随着全球变化和人类活动影响，博斯腾湖生态环境问题凸显，如湖泊萎缩、水体污染、土壤盐渍化等，严重影响着博斯腾湖生态系统和生态安全[39]。

2 数据与方法

2.1 研究数据

2.1.1气象和水文数据

气象数据来自博斯腾湖流域6个常规气象观测站1961—2019年逐月观测资料，分别是地处平原的站点和静、和硕、焉耆、博湖和库尔勒，以及山区站点巴音布鲁克(图1)。气象要素包括平均温度、最高温度、最低温度、降水量、气压和相对湿度，数据由新疆气象信息中心提供，经过了严格的质量控制，可以满足气候变化科学研究的需要。径流数据来自流域水文站的监测资料，分别是开都河、黄水沟和清水河，数据范围为1961—2018年。

图1 研究区示意

2.1.2冰川数据

冰川数据源于冰川编目数据和文献研究成果，其中开都河流域冰川面积变化数据来自中国第一次和第二次冰川编目数据[40]，1961—2012年的冰川物质平衡数据来自文献研究结果[41]。

2.2 气候弹性方法

根据气候弹性理论，对于某一流域，不同阶段的径流量变化量(ΔR)可表示为:

ΔR=ΔRC+ΔRH

(1)

式中 ΔRC、ΔRH——气候变化、人类活动引起的径流量的变化量[42]。

博斯腾湖流域上游源区处于自然系统中，人为干扰较小，径流主要受山区降水和冰川融水补给。因此，径流量变化量主要受气候变化的影响。由气候变化引起的径流量变化量可以表示为：

(2)

因此，三者之间的关系可表示为：

(3)

根据Budyko水热耦合理论，降水量和潜在蒸散发量对径流量变化的敏感性系数分别为：

(4)

(5)

因此，冰川融水量对径流变化的敏感性系数为：

(6)

3 结果与分析

3.1 博斯腾湖流域气候变化

3.1.1气温和降水量变化

1961—2019年博斯腾湖流域年平均气温呈显著上升趋势，升温速率为0.24℃/10a(p<0.01)。20世纪90年代后期出现明显增暖，21世纪之后比之前年平均气温偏高了0.9℃，是有观测记录以来最暖的19年(图2)。从年代际变化来看，20世纪60年代至80年代初期有微弱下降趋势，80年代中后期至世纪末明显增加，升温速率高达0.86℃/10a(p<0.05)；21世纪以来气温增加趋势停滞且在高位震荡，增幅减缓，速率仅为0.15℃/10a(p>0.05)。

1961—2019年博斯腾湖流域年降水量呈增加趋势，增加速率为5.68 mm/10a(p<0.05)(图2)。20世纪60年代至70年代中期波动下降，之后至90年代初明显增加，增加速率为36.24 mm/10a(p<0.05)；但在90年代中期至今降水年际变化幅度明显增加，变化趋势不明显。值得注意的是，降水量在2013年之后有明显增加的态势，2016年达到了有观测记录以来最大值。

a)气温

3.1.2干湿气候变化

标准化降水指数(SPI)和标准化降水蒸发指数(SPEI)被广泛用来评估区域干湿气候变化[43]。其中SPEI 指数中使用了Penman-Monteith方法计算潜在蒸散发量。SPEI和SPI指数揭示的博斯腾湖流域1961—2019年干湿变化特征基本一致，表现出4个明显的变化阶段：1961—1987年、1988—2002年、2003—2012年和2013年之后，其中1988年之前干湿变化不明显；1988—2002年受降水增加影响，为相对暖湿化时期；而2003—2013年气温急剧增加，蒸发需求旺盛，区域气候趋向变干；2013年之后随着降水增加趋势恢复，区域气候又趋向暖湿化(图3)。

图3 基于SPI和SPEI的博斯腾湖流域干湿气候变化

总体来看，1961—2019年博斯腾湖流域干湿变化不明显，2种指数反映的变化趋势存在差异，其中SPEI指数趋势率为-0.07/10a，而SPI指数趋势率为0.21/10a，均没有通过显著性检验。差异主要因为SPI指数仅考虑降水量，而SPEI指数综合考虑了区域降水量和蒸发需求。但从1993年开始有明显的变干趋势，SPEI和SPI指数的变化趋势分别为-0.42/10a和-0.58/10a(p<0.01)。SPI指数监测变干更明显，主要是受降水量急剧减少的影响。

从干湿频率变化来看，1987—2002年偏湿的频率明显大于1961—1986年，从9.3月/10a增加到37.1月/10a。相对于1987—2002年，2003年以来区域性干旱事件明显增加，干旱频率增加了6.1～14.7倍，极端干旱发生频率从0.3倍增加到1.3倍；2013年之后干旱频率逐渐减少。

3.2 博斯腾湖水位变化

图4给出了1961—2019年博斯腾湖湖泊水位、水面面积和湖泊水储量的逐年变化。1961—2019年平均湖泊水位为(1 048.04±1.00)m，其中1987、2013年水位最低，为1 045.0 m；2002年水位最高，为1 049.39 m。根据湖泊水位变化被划分为4个不同的阶段，分别为1961—1987、1988—2002、2003—2012、2013—2019年。总体来看，1961—2019年博斯腾湖水位有下降趋势，趋势率为-0.016 m/a，其中1961—1987年湖泊水位有下降趋势，然后经历了急剧上升(1988—2002年)、急剧下降(2003—2012年)和近期的上升态势(2013—2019年)，湖泊水位变化率分别为-0.083、0.263、-0.309、0.570 m/a。

a)水位

1961—2019年博斯腾湖湖泊水面面积经历了类似的变化，湖泊水面多年平均面积为(1 058.95±93.10) km2。1961—1987年湖泊水面变化率为-7.720 km2/a，1988—2002、2003—2012、2013—2019年分别为24.575、28.898、53.270 km2/a。利用Landsat卫星数据显示[44]，1988—2002年湖泊逐年扩大，变化率为19.98 km2/a，而在2003—2014年急剧萎缩，变化率为-14.49 km2/a。MODIS数据显示2003—2014年博斯腾湖整体萎缩，变化率为-16.79 km2/a[44]。此外，博斯腾湖多年平均水储量为(7.27±1.06)km3，4个阶段的变化率分别为-0.088、0.279、-0.309、0.604 km2/a。

总体而言，博斯腾湖水位、水面面积和水储量分为4个变化阶段：逐渐下降(1961—1987年)、快速上升(1988—2002年)、急剧下降(2003—2012年)和近期持续上升(2013—2019年)。

3.3 博斯腾湖入湖径流的变化

入湖径流是影响湖泊水位变化的主要因素之一。1961—2018年博斯腾湖年入湖径流量为39.2×108m3。变化趋势来看，1961—2018年入湖径流量总体呈增加趋势，增加速率为1.77×108m3/10a(p<0.05)，但也存在明显的阶段性变化特征，具体表现出4个明显的变化阶段，其中1961—1987年入湖径流量有波动下降趋势，速率为-2.55×108m3/10a；1988—2002年径流迅速增加，趋势为16.4×108m3/10a，之后至2012年又明显减小，变化趋势为-12.28×108m3/10a；2013年至今入湖径流量又经历了一个快速的增加，增加趋势达到25.49×108m3/10a，其中1988年之后的3个阶段变化均通过了显著性检验(图5)。开都河、黄水沟和清水河的径流变化与总入湖径流量基本一致，其中开都河年际变化相对较大，而黄水沟和清水河在21世纪之前变化稳定，之后有较大的年际波动。

a)开都河

c)清水河

博斯腾湖入湖径流量的90%以上来自开都河，开都河的径流主要以山区降水和冰雪融水补给为主，分别占61.5%、38.5%[39]。因此，开都河的径流变化主要受降水量、冰雪融水量和蒸发量变化的影响。以开都河为例，来分析气候要素对径流变化的影响。基于气候弹性法，定量分析了上述因素对开都河径流的影响。结果表明降水量、蒸发量和冰川融水对径流变化的敏感性系数分别为0.78±0.005、-0.05±0.01和0.27±0.01。这意味着降水量(或冰川融水量)增加10%可以导致径流量增加7.8%(或2.7%)，而蒸发量增加10%可以导致径流量减少0.5%。这说明山区降水量和冰川物质平衡变化对入湖水量的变化更为敏感，蒸发量的变化相对影响较小，这与山区常年气温较低一致。

3.4 气候水文要素对博斯腾湖水位变化的影响

博斯腾湖水位的剧烈变化受气候变化的影响，1987年以来，西北西部的气候发生了暖湿化转型，降水量明显增加，湖泊水位也明显上升[45]。21世纪以来，气温在高位波动，引起的蒸发需求增大加剧了区域干旱的程度，而降水量的增加趋势有所减弱，引起区域气候发生“湿干转折”，引起湖泊水位相对下降。因此，区域干湿气候改变可能是引起湖泊水文要素变化的主要原因。

SPEI指数结合了SPI的多尺度特征和PDSI对蒸发需求变化的敏感性，是监测全球变暖下干湿气候的最有效工具[43]。1988年以来SPEI指数明显上升，区域气候增湿，湖泊水位迅速上升；而21世纪以来气温的显著升高和降水的不显著增加使得SPEI指数下降，区域气候变干，湖泊水位明显下降(图6)，这证实干湿气候转型是导致湖泊水位变化的主要原因之一。

图6 博斯腾湖水位、SPEI指数、降水量和径流量的变化

1988—2002、2003—2013年是湖泊水量剧烈变化的2个阶段，其中1988—2002年降水量明显增加，入湖径流量明显大于湖区蒸发量和出湖水量，因此博斯腾湖呈扩张态势；而在2003—2013年入湖水量减少，且出湖水量增加，两者共同导致博斯腾湖萎缩。

冰川融水在发源于天山的河流径流总量中占有重要地位。气候变暖加速了中国西北地区冰川的融化和退缩，其中约82.2%的冰川正在退缩，总面积减少了4.5%[40]。冰川消退趋势加剧，博斯腾湖流域也不例外。在1963—2000年，博斯腾湖流域的冰川退缩，冰川面积减少38.5 km2，减少率为0.31%/a[46]。20世纪60年代至21世纪初，流域冰川面积和体积变化速率分别减少了15.3%、19.5%[46]。流域内大部分冰川为小型冰川，占冰川总数的72%，而冰川面积小于1 km2的小型冰川退缩明显，1963—2004年冰川面积和体积变化率分别为23.9%、31.4%[46]。

基于集合模型模拟的湖泊流域冰川平衡变化来看，1961—2012年冰川物质平衡变化率(-0.87±0.31)×103kg/(m2·a)。基于模型模拟结果和ICESat 卫星结果揭示，2003—2009年冰川物质平衡变化率为(-0.69±0.28)×103、(-0.68±0.43)×103kg/(m2·a)[41]。从冰川变化分析来看，1961—2012年冰川物质平衡下降，而湖泊经历了面积的急剧扩大(1988—2002年)和急剧缩小(2003—2013年)。因此，博斯腾湖剧烈变化与流域内冰川退缩并不完全一致。初步推断，作为湖泊的主要补给来源，降水量是影响湖泊补给的最主要因素，在很大程度上引起了博斯腾湖的扩张或萎缩；而冰川退缩对湖泊剧烈变化有关键的影响，冰川融化速率对博斯腾湖变化影响次之,这与青藏高原羊卓雍错湖的研究结果一致[47]。

3.5 人类活动对博斯腾湖水位变化的影响

通过农业灌溉、工业用水和生活用水等方式，焉耆绿洲的用水量明显影响着博斯腾湖入湖水量。1961—2010年平均耗水量为1.31 km3，耗水量占流域总径流量的37.3%。1990年博斯腾湖流域农田面积约为5.47×104hm2，而2010年达到11.75×104hm2[39]。灌溉用水占了整个流域耗水量的90%，农业灌溉耗水量的增加使得进入博斯腾湖的径流有所减少。

博斯腾湖流域是塔里木河的四大源流之一。2000年，为恢复塔里木河下游的“绿色走廊”，国家实施了生态输水工程，规定每年要从博斯腾湖向塔里木河输送2×108m3生态水。该工程将博斯腾湖的水输送到大西海子水库，最后输送到台特玛湖。自2000—2009年9次向塔里木河下游累计输送生态水20.36×108m3(图7)，生态输水工程的实施显著提高了塔里木河下游地下水位，有效恢复了退化植被。2010年以后，受开都河来水减少和国民经济用水增加等多种因素叠加影响，博斯腾湖水位持续走低，孔雀河流域用水趋紧，博斯腾湖未向塔里木河干流实施生态输水。随着博斯腾湖水位不断下降，孔雀河中下游水资源极度紧缺，下游河道基本处于断流状态，地下水位大幅下降，天然林、草场严重退化，孔雀河中下游两岸以胡杨为主体的荒漠河岸林生态系统严重受损，孔雀河流域生态环境面临严峻挑战。2016—2019年博斯腾湖向孔雀河中下游生态输水累积达17×108m3，及时遏制了孔雀河下游流域持续恶化。

图7 2000—2009年博斯腾湖向下游生态输水量

农业灌溉和生态输水加剧了博斯腾湖流域的水资源短缺，污水排放导致水体盐碱化加剧。研究表明博斯腾湖流域人为干扰强度约为62.0%～67.7%，而在21世纪达到80.8%以上[39]。博斯腾湖流域的水循环系统非常脆弱，而全球变暖加剧了水资源不确定性。因此，人类活动在很大程度上改变着博斯腾湖流域的自然水循环系统，博斯腾湖的未来主要取决于人类活动的影响。

4 结论

基于1961—2019年博斯腾湖流域的水文气候要素和湖泊水文观测数据，分析了1961—2019年博斯腾湖流域气候、水文和湖泊的变化特征；基于弹性理论和水量平衡分析，探讨了湖泊水文变化的可能影响因素，得出以下主要结论。

a)博斯腾湖流域气候存在明显的阶段性变化特征，其中1988—2002年降水明显增加，气候相对暖湿化，而2003—2013年气温急剧增加，蒸发需求旺盛，区域气候趋向变干；2013年之后随着降水增加趋势恢复，区域气候又趋向暖湿化。

b)博斯腾湖水位(水面面积和水储量)发生了4个明显变化阶段，其中1961—1987年有下降(萎缩)趋势，1988—2002年迅速上升(扩张)，在2003—2012年期间大幅下降(萎缩)，但在2013年之后有明显上升(扩张)。

c)区域干湿气候转型和人类干扰共同引起湖泊水位急剧变化。降水量和冰川融水量变化影响着湖泊的扩张或萎缩，降水量的影响最明显。其中气候增湿引起了1988—2002年的湖泊扩张；而2013年以来湖泊水位上升受降水增加和增温加剧引起的冰雪融水补给增加的共同影响。

d)农业灌溉用水增加使得博斯腾湖入湖径流有所减少，塔里木河流域生态输水工程增加了博斯腾湖的出湖水量，而降水减少导致干旱频率增加，这些因素共同导致了2003—2012年湖泊水位大幅下降。工农业排放废水导致水质退化，进而改变了博斯腾湖自然水循环系统。因此，博斯腾湖未来的水安全很大程度上依赖于人类活动的影响。