博斯腾湖流域径流变化及年内分配特征

莫银雪,姚俊强,曲良璐,周桂香

(1.新疆大学 生态与环境学院,新疆 乌鲁木齐 830046;2.中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所,新疆 乌鲁木齐 830002;3.甘肃省绿洲资源环境与可持续发展重点实验室,甘肃 兰州 730070;4.成都信息工程大学 大气科学学院,四川 成都 610225;5.新疆师范大学 地理科学与旅游学院,新疆 乌鲁木齐 830054)

近年来气候变暖使水汽循环速度加快,加大极端水文事件的发生频数,导致区域水资源重新分配,干旱半干旱区扩张,进一步激化区域水资源的供需矛盾[1-4]。而中国水资源总量在减少,全球变暖使整体干旱缺水的问题更加突出[5]。特别是中国西北干旱半干旱地区,在过去半个世纪以来年平均气温为10.4 ℃[6],整个西北干旱区的气温以0.34 ℃/10a的速度增加[7]。天山山区变湿趋势显著,河西走廊降水量显著增加,而西北东部地区出现变干趋势[8-10]。其中有中亚水塔之称的天山山脉冰川总体表现为后退和萎缩,冰川面积和储量明显呈减少趋势[4,11-14]。

博斯腾湖位于西北干旱半干旱地区,远离海洋、降水稀少、蒸发强烈,是中国最大内陆淡水湖,同时也是新疆巴音郭楞蒙古自治州及其下游地区赖以生存和发展的水源地,湖水补给主要依靠开都河、黄水沟、清水河以及周边小河流,其中开都河和黄水沟是博斯腾湖主要补给河源。因西北干旱半干旱区降水稀少、蒸发强烈,河流补给主要依赖天山中部冰雪融水和山地降水[15-16],对气候变化响应十分敏感。气候变化不仅引起径流补给方式和水资源数量的改变,还会改变径流年内分配规律。近年来也有学者研究开都河和黄水沟对气候变化的响应、人类活动对开都河的影响等[17-21]。而本文主要以博斯腾湖主要补水源开都河和黄水沟为研究区域,以开都河和黄水沟1956—2021年逐月实测径流量数据为基础,结合集中度、不均匀系数、线性回归和Mann-Kendall秩次相关检验法等方法,在西北整体表现出暖湿化背景下分析和探讨开都河和黄水沟径流序列演变的趋势特征及年内分配变化,分析降水和气温变化对径流的影响,为流域水资源开发利用提供科学依据。

1 研究区概况

开都河是博斯腾湖主要的补水流源,补水量占博斯腾湖全年补水量的90%以上[22-23]。开都河发源于天山中部,流经巴音布鲁克草原和焉耆盆地,最后流入博斯腾湖,全长为560 km,地理坐标为东经82°58′～86°55′,北纬41°47′～43°21′[24],是博斯腾湖唯一常年补水源的河流[20],上下游设有巴音布鲁克气象站、大山口水文站和焉耆水文站(图1)。黄水沟位于新疆巴音郭楞蒙古自治州和静县境内(黄水沟水文站),补水量占博斯腾湖全年补水量的6%左右[25],其地理位置处于东经85°55′～86°54′,北纬42°12′～43°09′,发源于天山中部的天格尔山南坡,为雨雪混合型河流,流域位处背风,降水较少。黄水沟东邻清水河、西邻开都河,地势较高,其最高海拔为4 398 m,海拔高于3 600 m以上为常年积雪,2 000～3 600 m为降雨区,从发源地到流入博斯腾湖全长为175 km,是博斯腾湖重要补水河源[26]。

图1 研究区示意

2 数据与方法

开都河和黄水沟的逐月实测数据均来源于新疆塔里木河流域管理局,气象数据来源于巴音布鲁克气象站、和静气象站。文中采用的分析方法有集中度、不均匀系数、完全调节系数、变化幅度、累积距平法、线性回归法和Mann-Kendall秩次相关检验法等来分析博斯腾湖流域径流序列演变的趋势特征及显著性。

集中度反映开都河和黄水沟年内径流量的集中程度,当数值接近1表示年内径流量分配集中,接近0则表示年内径流量分配平均[27],计算见式(1)、(2):

(1)

(2)

式中 RCDyear——集中度;Ryear——年径总流量,m3;Rx、Ry——年径流量在水平与垂直方向的合成向量;ri——第i月径流量,m3,i为时间序列(i=1,2,3,…,11,12);θi——对应月份的矢量角度(θi=0,30,60,…,300,330°)。

采用径流年内分配不均匀系数和完全调节系数来描述年内径流量变化特征[28-30]。Cv表示年内月平均径流量的均衡性,当Cv的值越大则表明年内月平均径流量相差越大,年内分配越不均匀。当完全调节系数Cr值越大月径流量差异越大,径流年内分配越集中。年内分配不均匀系数和完全调节系数计算公式见式(3)、(4):

(3)

(4)

采用相对变化幅度和绝对变化幅度2个指标来衡量径流变化幅度[31],见式(5):

(5)

式中Cm、ΔR——相对、绝对变化幅度;Rmax、Rmin——年内最大、最小月径流量,m3。

本文采用累积距平法分析径流量变化趋势,见式(6):

(6)

采用Mann-Kendall突变检验法分析开都河和黄水沟年径流量突变趋势及显著性。该方法不需样本服从特定分布,在使用中也不受少数异常值的干扰,比较适合顺序变量的趋势分析[32]。显著性取值为0.05,临界值则为±1.96。

(7)

E(Sk)=k(k-1)/4,Var(Sk)=k(k-1)(2k+5)/72

(8)

式中 UFk——定义统计量;Sk——第i时刻数值大于j时刻数值个数的累计数;E(Sk)、Var(Sk)——累计数Sk的均值和方差,按时间序列的逆序,使UBk=-UFk,取UB1=0。

假设存在时间序列X=(x1,x2,x3,...,xn),建立标准正太分布统计量Z:

(9)

在趋势检验中,给定显著性水平α,当|Z|≥Z1-α/2,则原假设不成立,说明该序列具有显著的变化趋势;当Z>0时,说明该序列的上升趋势显著;当Z<0时,说明该序列的下降趋势显著;当|Z|

3 结果与分析

3.1 径流年际变化及突变分析

3.1.1变化趋势

1956—2021年开都河和黄水沟年径流量总体呈增加趋势,开都河年径流量增加趋势大于黄水沟径流量增加趋势,增加趋势分别为0.13和0.02的倾斜率增长(图2),但未通过显著性检验。从距平值变化上看(图3a),20世纪50—90年代中期,开都河和黄水沟年径流量距平值大部分为负值,累积距平曲线呈下降趋势(图3b),此时段年径流量减小;从90年代中期开始,距平值转为正值,累积距平值曲线上升,径流量整体增加并在21世纪初出现峰值,其中开都河在2002年出现径流量峰值,为6.82×1010m3,黄水沟在2000年出现径流量峰值,为7.62×109m3,之后在2010年前后径流量出现短时间减小。累计距平曲线整体呈“V”型(图3b),说明开都河和黄水沟年径流量有明显阶段性变化,20世纪50—90年代中期,年径流量为减少阶段;20世纪90年代中期往后年径流量整体呈增加,但在此阶段出现间断减小,在整个研究时段内开都河和黄水沟年径流量呈现“减少—增加—减少”变化趋势。降水和气温是开都河和黄水沟径流量变化的主要影响因素[16,33],其中降水量是引起径流量变化的决定因素[34]。20世纪60—90年代大山口、黄水沟和焉耆站降水量主要以枯水期和平水期为主,90年代后各站点降水量明显偏丰,21世纪近20 a各站降水量以丰转平演进[35]。而气温上升导致冰雪融水加快,增加了河流补给源[27,36]。在冰雪消融初期,出山口径流随冰雪融水的增加而增加;但随着河源区冰川严重退缩,冰雪消融中后期,冰雪融水随着冰川面积减小、变薄,最终致使开都河径流量下降而减少[37]。

a)开都河

3.1.2突变分析

从图4可知,开都河径流量在20世纪70年代以前,UF曲线呈“U”型变化,表明径流量经过减少后又增加,70年代后UF曲线下降,径流量呈减少趋势,80年代中期UF曲线转为上升状态,说明径流量呈增加趋势,并从UF曲线变化上得知径流量在2010年出现显著增加趋势,2条曲线UF和UB相交于1996年;黄水沟径流量在20世纪80年代中期之前,UF曲线呈波动下降,表明径流量呈下降趋势,80年代中期以后,UF曲线上升,在21世纪初超过 0.05显著水平线,之后出现短暂下降后又恢复上升,表明径流量呈增加趋势,在21世纪初出现显著增加之后出现几年的下降后又恢复增加趋势,在1994年2条曲线UF、UB相交。结合开都河和黄水沟年径流量累积距平曲线,确定1996、1994年分别为开都河、黄水沟年径流量突变时间点。

通过图5发现,开都河和黄水沟突变前年径流量呈波动减小的趋势,发生突变后年径流量出现短暂增加,到21世纪初出现最大年径流量后开始呈下降趋势。从年际变化分析得知,开都河和黄水沟突变前径流量年际变化较小,突变后年径流量年际变化很大。从开都河和黄水沟总体变化上看,博斯腾湖的两大主要入湖河源的年径流量阶段性变化总体一致,都在20世纪90年代前是下降趋势,此后年径流量回升并在21世纪初出现最大年径流量后再次出现下降趋势,表现出“减少—增加—减少”的阶段性变化,其中突变后年径流量比突变前高。从21世纪初开始,突变后的阶段年径流量整体处于上升显著阶段。

a)开都河

3.2 径流年内分配变化特征

3.2.1年内变化特征

为了进一步了解博斯腾湖流域月径流量变化趋势,对开都河和黄水沟逐月实测径流量进行M-K趋势检验,临界值Zc取值2.567。趋势检验结果见表1、2。结果显示开都河和黄水沟月径流量在1956—2021年期间呈增加趋势,其中开都河在1、2、3、10、11、12月的Zc值超过临界值,月径流量增加趋势显著;黄水沟除了1、5、6、7、8月之外其他月份径流量均表现为显著增加。对开都河和黄水沟突变前后月径流量进行趋势检验。结果表明:开都河突变前月径流量只有1、2、5、6月是增加趋势,其余月份均出现减小的趋势,变化趋势不显著;突变后只有7月是增加趋势,其余月份均出现减小趋势,其中1、12月减小趋势显著。黄水沟月径流量突变前只有5、6、7月出现增加趋势,其余月份均表现减小趋势,突变后除了4月份是增加趋势以及8、11月无变化之外其余月份均是减小趋势,但不管增加还是减小变化都不显著。对开都河和黄水沟逐月径流量进行趋势检验表明:突变前月径流量变化总体是增加趋势。但开都河和黄水沟在突变前后2个阶段的逐月径流量变化却表现为减小趋势,趋势变化表现不显著。气温升高及降水量增加是开都河和黄水沟月径流量增加的主要因素,其中降水是夏季对径流影响最大的因素,而在春秋季气温是对径流影响最大的因素[38-39]。西北干旱区过去50 a冬季气温变化对年平均气温升高的贡献率达57.01%[40],冬季温度的大幅度升高导致冬季冰雪融水提前,河源区冬季降水增加与早春升温是导致流域冬季、初春径流增加的主要诱因[38]。焉耆盆地近60 a来的降水量虽呈增加趋势,但年际变化中60年代到80年代为平枯交替,90年代后丰水期占据主导地位,开都河和黄水沟径流量在90年代突变增加,进入21世纪后降水增加幅度减缓,焉耆盆地各站降水量出现丰转平演进,这可能导致开都河和黄水沟突变前后年内径流量变化不显著有关[35]。进入21世纪后上游农业灌溉、工农业开发活动以及人口的迅速增加对径流量变化也产生了一定影响[41]。

表1 1956—2021年开都河逐月径流量M-K检验显著性

表2 1956—2021年黄水沟逐月径流量M-K检验显著性

3.2.2年内分配特征

从博斯腾湖流域在突变前后和多年月平均径流量分布来看(图6),开都河和黄水沟各月平均径流量分布呈单峰型,开都河和黄水沟突变后各月平均径流量均高于突变前和多年平均值。开都河枯水期开始于每年11月到次年3月,径流量占全年的20%左右,丰水期主要集中在每年6—8月,占全年径流量的45%左右,其中最高径流量出现在每年7月;黄水沟每年的枯水期较长,从每年10月到次年4月,枯水期总径流量占全年27%左右,汛期主要集中在每年的6—8月,约占全年径流量的57%。从图6看出,黄水沟从每年10月到次年4月变化不明显,从5月开始,月平均径流量开始有明显的增加,突变后的月平均径流量在7月增加最为明显,说明黄水沟径流量在年内分配较为集中。

a)开都河

从季节分配比例来看,开都河和黄水沟径流量主要集中在夏季,分别占全年径流量的44.04%～45.20%和56.54%～57.23%,冬季径流量最小,分别占全年径流量的10.82%～12.50%和9.89%～10.44%,开都河的春季和秋季在全年径流量占比中均在22%左右,黄水沟的秋季径流量大于冬季径流量,分别是20%和14%左右。

从开都河和黄水沟的集中度(RCD)、不均匀系数(Cv)、完全调节系数(Cr)、相对变幅(Cm)和绝对变幅(ΔR)等指标特征值来看,发现开都河和黄水沟指标特征值分配存在差异(图7)。开都河RCD、Cv、Cr、Cm、ΔR指标变化过程表现为下降趋势,黄水沟除了绝对变幅变化较大之外,其他指标特征值均无明显变化,表明开都河年内径流量分配有均匀发展态势,黄水沟年内径流量分配无明显变化,但年内径流量最大值与最小值相差越来越大。黄水沟除了绝对变幅之外,其他指标特征值均比开都河高,说明黄水沟年内径流量比开都河集中。

3.3 降水、气温与径流之间的相关性分析

1960—2021年,巴音布鲁克、和静年平均气温分别为-4.29 ℃、9.20 ℃,年平均降水量分别为281.40、65.38 mm。见图8,巴音布鲁克降水量和气温分别以8.71 mm/10a、0.17 ℃/10a的倾向率增加,和静降水量和气温分别以5.02 mm/10a、0.28 ℃/10a的倾向率增加。见表3,降水、气温与径流量相关性分析结果表明:在年际尺度上,开都河径流量和巴音布鲁克降水量及气温之间均存在显著正相关,即降水量和气温升高都会使径流量增加,黄水沟径流量、和静气温呈显著正相关,与降水量呈正相关但未经过显著性检验,说明黄水沟径流增加的主导因素是气温;在季节尺度上,开都河径流与春季、夏季、秋季降水有显著正相关性,与夏季、秋季气温也呈显著正相关关系,表明开都河径流受到季节性降水和气温共同影响,其中降水主要表现在春季、夏季和秋季影响开都河径流,气温主要表现在夏季和秋季影响开都河径流。黄水沟径流与夏季降水有较强相关性,与其他季节降水之间相关性不明显,与夏季、秋季、冬季气温有显著的正相关关系,说明夏季、秋季和冬季气温主要通过引起冰川和积雪消融的间接影响方式调控补给河流径流,即黄水沟径流补给主要依赖冰雪融水。

表3 巴音布鲁克、和静的气温、降水量与径流量的相关系数

利用巴音布鲁克、和静的年降水量、年平均气温分别与开都河、黄水沟年平均径流量建立多元线性回归模型,其表达式分别为:y1=60.003+0.266X1+5.214X2,y2=-11.548+0.031X1+2.062X2,回归模型中各变量均通过检验(y1:F=40.193,P<0.001;y2:F=15.391,P<0.001)。式中,y1为开都河年径流量计算值;y2为黄水沟年径流量计算值;X1为年平均降水量;X2为年平均气温。

4 讨论

开都河和黄水沟是博斯腾湖主要补水源,其径流量变化对博斯腾湖水位及下游孔雀河的出水量有直接影响。因河源主要依赖山区降水和高山冰雪融水补给,对全球气候变化的响应十分敏感。其年径流量总体呈增加趋势,但增加幅度小,并不能改变博斯腾湖流域未来水资源开发利用过程中生态维护与经济发展的矛盾[8]。自20世纪80年代中期以来,受全球气候变化影响,西北干旱区极端降水事件发生强度、持续时间和发生频率均表现为增加趋势[42]。其中天山地区极端水文事件频次最高,年极端降水量最大,并且极端降水频率随时间呈现缓慢增加的趋势,极端降水强度主要分布在天山山区中部,极端降水频率大则极端降水强度也大[11,43]。而年降水量增加是降水频率和降水强度共同增加的结果[44],极端降水事件频发是开都河径流年际变率增大的主要因素,另外开都河流域农牧业和生产用水等也是其中的一个原因。

降水和冰雪融水作为博斯腾湖流域重要补给源,其降水量和冰雪融水量对径流年内分配上产生一定影响。在开都河下游的焉耆盆地近60 a降水量年内分配极不均匀,降水量主要集中在夏季[36];而开都河流域冬季气温总体上升,夏季气温相对稳定[45],降水量和径流量集中度都有缓慢的下降趋势[46],这与开都河年内径流量分配有均匀发展态势一致;黄水沟年内降水量集中在夏季,汛期降水量占全年降水量最高可达到90%,年内月降水量绝对变幅极值为135倍[20],使得年内年内降水量分配不均匀,主要受到年内气温变化的影响,黄水沟冬季径流量虽呈显著增加,依然不能改变黄水沟年内径流集中的现象。

5 结论

a)开都河和黄水沟年径流量总体呈增加趋势。2002年开都河出现年径流量峰值,为6.82×1010m3,2000年黄水沟出现年径流量峰值,为7.62×109m3,年径流量整体出现“减少—增加—减少”的阶段性变化。

b)开都河和黄水沟年径流量分别在1996、1994年发生突变,突变后径流量年际变率大,年平均径流量比突变前高。

c)径流量分配上,开都河和黄水沟逐月径流量整体呈增加趋势,冬季月径流量增加趋势显著;全年各月径流分布呈单峰型,年内径流量主要集中在夏季,径流量峰值均出现在7月;突变后各月平均径流量均高于突变前和多年平均值;通过各项指标特征值表明,开都河年内径流量分配有均匀发展态势,黄水沟年内径流量依然集中。

d)在年际尺度上,降水量和气温升高都会使开都河径流量增加,气温是黄水沟年径流量增加的主导因素。在季节尺度上,降水量主要在春季、夏季和秋季影响开都河径流量,气温主要在夏季和秋季影响开都河径流量;降水量主要在夏季影响黄水沟径流量,气温主要在夏季、秋季和冬季影响黄水沟径流量。