哈尔腾河苏干湖水系水资源分析评价及趋势研究

胡士辉，张照玺

(1.黄河水利委员会水文局，河南 郑州 450004；2.河南黄河水文勘测规划设计院有限公司，河南 郑州 450004)

水是生命之源、生产之要、生态之基，水资源是人类赖以生存的重要因素，人们对有限水资源开发利用不合理，生态环境进一步恶化，水资源供需矛盾日益突出，严重影响社会经济的持续发展，因此对区域水资源评价和分析极为重要，水资源方面的研究也越来越受到学者们的广泛关注。蒋鸣等研究了滇中调水规划区水资源分析评价；蒋海英等分析了喀什噶尔河流域水资源利用现状，总结梳理水资源利用开发存在的问题，结合社会经济发展需求，对合理利用开发流域水资源，提出了深化水利改革等措施对策；陶云等分析了云南水资源变化对气候变暖的响应，为云南社会经济持续发展以及水资源保护提供科学依据；胡东来等对宜宾以上流域降水量、水资源特点、总水资源量以及未来的变化趋势进行了综合对比分析，为南水北调西线工程提供必要的技术支撑。

哈尔腾河苏干湖水系是柴达木盆地西北端一个独立水系，主要由平行流向的大、小哈尔腾河及其尾闾大、小苏干湖组成。大、小苏干湖是西北干旱区为数不多的2块天然湿地，生态系统脆弱。本文通过分析评价苏干湖盆地水资源量，分析研究变化环境下区域径流和两湖水域演变趋势，对敦煌水资源管理与生态保护、“引哈济党”调水决策等具有重要意义。

1 流域概况

1.1 基本情况

哈尔腾河苏干湖水系流域面积20835km2，其中青海省2833km2，甘肃省18002km2。大哈尔腾河是柴达木盆地第5条大河，出山口花海子以上集水面积5967km2，河长340余km；小哈尔腾河河长60km，流域面积1320km2，两河潜流后进入大小苏干湖。大苏干湖长21.2km，最大宽7.0km，平均宽5.0km，水域面积106.0km2，pH值8.9，矿化度32.25g/L，属咸水湖；小苏干湖长6.3km，最大湖水宽度3.2km，平均宽1.68km，水域面积10.6km2，湖水pH7.4，矿化度1.63g/L，属微咸水湖。大、小哈尔腾河以冰雪融水补给为主，河源区有冰川250条，冰川面积322.46km2，储量185.82亿m3，年融水量1.54亿m3。

1.2 水资源分区

哈尔腾河苏干湖为独立水系，可作为1个完整的水资源分区进行水资源评价，其中平原区面积9403km2，山丘区面积11432km2。鉴于山丘区是流域水资源的重要补给源，为深入探索区内降水、地表水资源空间分布规律和特征，综合考虑区域年降水总量、河川径流总量、年地下水总量、蒸发量、降水径流比等因素，对山丘区分区进一步细化，表1、图1给出7个次一级分区及面积区划。

表1 哈尔腾河苏干湖水系山区水资源分区表

2 水资源分析评价

2.1 降水与蒸发

(1)降水量

基于哈尔腾河苏干湖水系8处水文、气象站点61年(1956—2016年)降水数据系列插补展延，结合地形、地貌、气候、植被等因素综合分析，流域多年平均降水总量为27.17亿m3，平均年降水深为130.4mm；20%、50%、75%、95%不同保证率条件下相应降水量分别为166.5、125.1、97.4、65.4mm。

降水地区分布极不均匀，降水量由东南部向西北部、四周山区向盆地中心递减，东南部山丘区降水在100～250mm之间，山前洪积扇的降水介于50～100mm之间，西北部平原区降水在25mm左右，盆地中心大面积荒漠区降水多在20～50mm之间，大苏干湖湖区年平均降水不足20mm。降水在垂直变化上随海拔升高而增加，且多雨区降水随海拔升高的增率大于少雨区。

流域降水年内分配不均，各代表站连续最大4个月降水量均出现在5—8月，占全年降水量的71.4%～84.6%；年降水量Cv值在0.36～0.58之间，最大年降水量与最小年降水量比值在5.0～16.5之间，极值比最大的敦煌气象站达16.5，年际变化较大。

(2)蒸发量

水面蒸发量地区分布与降水量相反，由东南向西北，由四周山区向盆地中心递增，蒸发量从四周1000mm向盆地中心大苏干湖附近递增到最高值(冷湖站蒸发量为1757mm)。

各代表站蒸发量年内分配不均匀，连续最大4个月蒸发量基本上都出现在5—8月，占年蒸发量的比例在55.68%～58.93%之间。各代表站水面蒸发量年际变化较稳定，最大水面蒸发量与最小水面蒸发量极值比在1.24～1.36之间，Cv值在0.05～0.08之间。

2.2 地表水资源量

(1)大哈尔腾河径流分析

流域内径流实测资料稀少，历史上在大哈尔腾河曾设有花海子水文站，但资料系列不连续。为合理插补展延资料系列，如图2所示为流域外临近党城湾、德令哈水文站和花海子水文站同期年径流量趋势，花海子水文站与党城湾水文站年径流量趋势相关较好，故以此站为参证站，采用倍比法建立花海子水文站1956—2016年径流量系列。适线统计大哈尔腾河径流量年均径流量3.228亿m3；20%、50%、75%、95%不同保证率条件下相应年径流量分别为3.577亿、3.1607亿、2.8997亿、2.618亿m3。

图2 党城湾、德令哈和花海子水文站同期年径流量趋势图

大哈尔腾河径流年内分配极不均匀，连续最大4个月(6—9月)径流量占全年径流量的77%。在干旱少雨的年份，气温较高，冰雪消融起到调节年际间水量的作用，Cv值相对较小(0.14)，年际变化相对稳定，年径流量连丰、连枯年数不是很长，一般在2～4年，连枯期总年数为连丰期总年数的2倍。

(2)流域径流地区分布

在大哈尔腾河径流分析的基础上，统筹降水量地区分布、地形以及植被变化等，如图3所示为流域1956—2016年多年平均径流深等值线图，年径流深在地域上的分布规律与降水基本一致，盆地年径流深变化在2～80mm之间，四周山区径流深多在10～50mm之间，其他四周山区径流深多在10～50mm之间，河流出山口后，径流大量下渗，降水以补给地下水为主。

径流形成区与散失区相分离，山口成为界限。山区是径流的形成区，自河源至河流出山口，河流水量逐渐增加。平原区则是地表径流的转化散失区，基本不产流，大部分中、小河流出山口后，大量蒸发、渗漏、消失，以垂直渗漏方式补给地下水。

(3)分区地表水资源量

依据花海子水文站1956—2016年年径流量系列，通过倍比缩放建立流域1956—2016年地表水资源量系列，结合流域径流深等值线图，计算得出哈尔腾河苏干湖区分区地表水资源量见表2，山区面积11432km2，地表水资源量4.329亿m3；按省级行政区分，多年平均径流量青海境内为1.322亿m3，甘肃2.747亿m3。

表2 哈尔腾河苏干湖区分区地表水资源量成果表

适线推求流域不同保证率的地表水资源量，区域丰水年(P=20%)地表水资源量为4.797亿m3，平水年(P=50%)地表水资源量为4.238亿m3，偏枯年(P=75%)地表水资源量为3.887亿m3，枯水年(P=95%)地表水资源量为3.511亿m3。

2.3 地下水资源量

(1)山丘区地下水资源量

山区地下水资源量采用排泄法计算，近似等于河川基流量、山前基岩裂隙水侧向排泄量、出山口处的河床潜流排泄量、浅层地下水实际开采量和潜水蒸发量等各排泄量之和。柴达木山区多数为高寒冻土地区，潜水蒸发量、浅层地下水实际开采量极小可忽略不计。

河川基流量指由地下水渗透补给河水的部分，是地下水的主要排泄量，采用直线斜割法计算盆地多年平均河川基流总量为2.1698亿m3；采用格尔木近山地段的观49孔资料推算盆地山前基岩裂隙水侧向补给量0.2209亿m3；河床潜流量采用剖面法利用达西公式计算结果为0.5475亿m3；经分析评价，山丘区多年平均地下水资源量为2.9382亿m3。

图3 1956—2016年多年平均径流深等值线

(2)平原区地下水资源量

平原区地下水资源量采用补给法计算，主要包括降水入渗补给量、山前基岩裂隙水侧向补给量、河床潜流补给量、地表水体补给量等；其中山前基岩裂隙水侧向补给量、河床潜流补给量同山丘区一致。

降水入渗补给量是指降水渗入到土壤中，并在重力作用下渗透补给地下水的水量，降水入渗计算面积在充分分析前人资料的基础上，对埋深小于5m的地区在地形图上量算，多年平均降水入渗补给量为0.1555亿m3；地表水体补给量主要指河道渗漏补给量，全盆地河流出山后河道渗漏补给量为1.1424亿m3；经分析评价，平原区多年平均地下水总补给量2.0664亿m3。

(3)地下水资源总量

盆地多年平均地下水资源总量为3.3451亿m3。其中，山丘区地下水资源量为2.9382亿m3，平原区地下水资源量为2.0664亿m3，平原区与山丘区地下水之间重复量为1.6595亿m3。

2.4 水资源总量

水资源总量是指区域降水形成的地表和地下产水量，即地表径流量与降水入渗补给量之和。基于以上成果，哈尔腾河苏干湖水系水资源总量5.253亿m3，其中地表水资源量为4.329亿m3，地下水资源量为3.3451亿m3，两者之间的重复量为2.4211亿m3。

3 水资源变化趋势分析

3.1 径流量变化趋势分析

流域径流主要由冰川融雪补给，气温直接影响冰川消融，是径流变化的最主要因素。本次采用德令哈气象站、冷湖气象站、大柴旦气象站和敦煌气象站1956—2016年气温资料分析，如图4所示为1956—2016年流域年平均气温过程线，区域多年平均气温为-0.14℃，年平均气温呈现增加区域，增加速率为0.054℃/a，且增加趋势显著。

图4 1956—2016年流域年平均气温过程线

为分析区域气温升高对径流的影响程度，依据大哈尔腾河2008年5月—2016年12月实测月径流量资料和月平均气温资料，建立哈尔腾河月径流量与月平均气温的相关关系如图5所示，分析发现两者呈指数关系，且相关关系密切，相关系数R2=0.86，表明大哈尔腾河径流量主要取决于气温；当平均气温大于10℃后，月径流量迅速增加，且增加速率远远超过平均气温低于10℃时的增加速率。

图5 大哈尔腾河月径流量与月平均气温相关关系

1956—2016年各月平均气温统计成果见表3，区域各月平均气温都呈现显著上升趋势。上升速率最快的为2月，达到0.085℃/a，1月、2月、11月和12月的平均气温变化速率较其他月份大，平均气温高于10℃的6月、7月和8月增加速率在12个月中处于平均水平，在评价区域平均气温迅速上升的条件下，流域径流量呈增加趋势，但增加量不大。

表3 评价区域月平均气温统计表

3.2 大小苏干湖面积变化趋势分析

苏干湖盆地是嵌套在柴达木盆地中的一个封闭盆地，大、小苏干湖是盆地地表水和地下水的汇集中心，两湖相距20km，大苏干湖为咸水湖、小苏干湖为淡水湖。为探究气温、径流变化对苏干湖湖域的影响，本文采用Landst系列卫星遥感影像，解译提取大、小苏干湖湖面面积，分析其变化趋势。

如图6所示为1986—2016年大、小苏干湖区卫星遥感影像，结果表明大苏干湖湖面面积在101.6037～113.7651km2之间变化，小苏干湖湖面面积在11.4579～12.2278km2之间。小苏干湖湖面面积几乎保持稳定；大苏干湖湖面面积呈现稳步增加状态，面积变化主要集中在湖泊东侧，其余方向的水体边界变化不大。

图6 部分年份卫星遥感影像

如图7所示为2008—2016年大小苏干湖湖面面积与实测径流量过程线，大小苏干湖流域面积主要受冰川融雪和地下水补给影响，气温升高是苏干湖流域冰川退缩的主导因素，随着近年气温增加，大小苏干湖流域冰川融雪速度加快，径流量增加，进入大小苏干湖的水量增加，水域面积增大。

图7 2008—2016年大小苏干湖湖面面积与实测径流量过程线

4 结论

(1)区域多年平均降水量为130.4mm，年内分布不均，汛期降水量约占全年的80%；年际变化较大，最大与最小降水量极值比5.0～16.5之间；地区分布极不均匀，降水量由四周山区向盆地中心递减。蒸发量地区分布与降水量相反，从四周1000mm向盆地中心1700mm递增。

(2)大哈尔腾河径流量年均径流量3.228亿m3，年内分配极不均匀，汛期径流量占全年径流量的77%；年际变化较为稳定；年径流深地域分布规律与降水基本一致，年径流深变化在2～80mm之间。

(3)区域水资源总量5.253亿m3，地表水资源量4.329亿m3，地下水资源量3.3451亿m3，重复计算量2.4211亿m3。

(4)大哈尔腾河径流量主要取决于气温，且平均气温大于10℃后的月径流量增加速率远远超过低于10℃时；区域多年月平均气温呈现显著上升趋势，但平均气温高于10℃的月份年际间增加速率并不大，故区域径流量年际间总体呈增加趋势，增加量不大。

(5)大小苏干湖流域冰川融雪速度与温度增加趋势一致，融雪加快和径流量的增加，引起大小苏干湖水量增容，两湖水域面积也呈增大趋势。

研究成果能够为“引哈济党”调水决策提供支撑；本文仅对哈尔腾河苏干湖水资源影响因素及变化趋势进行了宏观分析，未考虑地形、地貌等因素的影响，仍需进一步深入研究。