天山北坡中段融雪徑流敏感性分析
——以軍塘湖流域?yàn)槔?/h1>
2014-01-26 08:43孟現(xiàn)勇吉曉楠孫志群孔祥盛劉志輝
水土保持通報(bào) 2014年3期
孟現(xiàn)勇，吉曉楠，孫志群，孔祥盛，劉志輝
（1.新疆大學(xué) 資源與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，新疆 烏魯木齊830046；2.新疆大學(xué) 教育部綠洲生態(tài)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，新疆 烏魯木齊830046；3.中國科學(xué)院 新疆生態(tài)與地理研究所，新疆 烏魯木齊830011；4.四川大學(xué) 建筑與環(huán)境學(xué)院，四川 成都610207；5.新鄉(xiāng)學(xué)院 計(jì)算機(jī)與信息工程學(xué)院，河南 新鄉(xiāng)453003；6.干旱生態(tài)環(huán)境研究所，新疆 烏魯木齊830046）
新疆維吾爾自治區(qū)位于歐亞大陸腹地，遠(yuǎn)離大洋，東至太平洋約3 400km，南距印度洋約2 200km，西到大西洋約6 900km，北至北冰洋約3 400km［1］。降水稀少且時(shí)空分布不均，沙漠廣布，其特殊的地理位置和水文分布特點(diǎn)及氣候的條件決定了融雪過程的復(fù)雜性。中亞天山帶是全球水循環(huán)變化和氣候變化的熱點(diǎn)區(qū)域。根據(jù)觀測資料表明，到21世紀(jì)全球平均增溫約1.1～6.4℃［2］，而1990—1999年是近1 000a來北半球平均氣溫最高的10a，其中1998年最熱［3］。中國西部環(huán)境隨著全球氣候變暖必然會受到影響，引發(fā)水資源在時(shí)空上的水資源空間和數(shù)量的重新變化與分布，從而對人類社會環(huán)境也起到一定的影響作用。國內(nèi)許多學(xué)者［4－8］針對氣候變化下的徑流特征也做過相關(guān)研究，并提出綜合治理對策［9－10］。由于高緯度、高海拔地區(qū)在氣候變化影響下的水文循環(huán)變化過程較為明顯，因此，針對高海拔地區(qū)水文循環(huán)與氣候變化的研究尤其重要。
新疆融雪型洪水頻次在全球變暖的影響下有增加的趨勢。近幾十年來，在瑪納斯、呼圖壁、塔城、烏蘇等地均發(fā)生了嚴(yán)重的春季混合型融雪洪水災(zāi)害，造成該地區(qū)房屋倒塌、交通阻斷、群眾傷亡等巨大損失［11－12］。研究全球氣候變化條件下的天山北坡山區(qū)春季融雪徑流敏感性變化不僅可以合理開發(fā)水資源，還可以有效地預(yù)防自然災(zāi)害。由于天山北坡地區(qū)為高寒山區(qū)，積雪對氣候的變化響應(yīng)十分敏感。此外，由于地形較為復(fù)雜，每個高程帶的太陽輻射亦不相同，加之重凍結(jié)現(xiàn)象的發(fā)生，導(dǎo)致高山融雪徑流不確定性大大增加。
本文以天山北坡中段為氣候大背景，將軍塘湖流域作為典型研究區(qū)，利用天山北坡10個站點(diǎn)近1961—2010年的月平均溫度、降水量數(shù)據(jù)分析天山北坡中部地區(qū)氣象與徑流過去50a突變點(diǎn)及趨勢變化。此外，結(jié)合水和土壤評估模型（SWAT）模型對天山北坡軍塘湖流域融雪徑流進(jìn)行融雪徑流敏感性分析，此外，在不同氣候場景分析其對高山融雪徑流的影響與相互作用。
1 研究區(qū)概況
軍塘湖河，又稱為圖古里克河，是天山西段新疆呼圖壁縣境內(nèi)的一條小河，發(fā)源自天山北坡特爾斯蓋南緣三道馬場以西的特力斯喀達(dá)板，支流呈線狀分布，分東溝、西溝兩條，這兩條支流在低山帶的納扎爾匯集后在出山口處被紅山水庫攔蓄，出庫后流經(jīng)呼圖壁縣西部的前山丘陵后進(jìn)入平原。全流域除源頭高程在3 400m，大多高程在1 000～1 500m。軍塘湖位于塔西河與呼圖壁河的中低山帶，山勢平緩，土質(zhì)類型有栗鈣土、棕鈣土、灌溉棕鈣土和灰鈣土等，植被以苔草狐草、鐵桿蒿、琵琶柴、梭梭等為主。軍塘湖河從源頭至紅山水庫河長約60km，紅山水庫以上集水面積約861km2，流域總面積約1 218km2，流域平均高程約1 503m，東西兩大支渠匯集口以上河道縱坡為62.5%，匯管口以下至紅山水庫河道縱坡為52.6‰，多年平均徑流量3.27×106m3，經(jīng)水庫調(diào)節(jié)后被下游灌區(qū)所利用。軍塘湖河具有明顯的干旱區(qū)河流水文特征，并可分為徑流形成區(qū)和徑流散失區(qū)，兩區(qū)的分界線在河流出山口附近。
研究區(qū)地處北半球中緯度區(qū)域，受北冰洋冷空氣和溫帶天氣系統(tǒng)影響，夏季酷熱，冬季寒冷，降水量小，氣候干燥，晝夜溫差大。河川徑流的主要補(bǔ)給是流域降水，軍塘湖河上游分布有冰川，而冰川、融雪水常年補(bǔ)給河道徑流。此外，在春季融雪期間，冰雪融水對地表徑流貢獻(xiàn)也不容忽視。
2 數(shù)據(jù)來源
本研究土壤數(shù)據(jù)來源于世界土壤數(shù)據(jù)庫（harmonized world soil database，HWSD），經(jīng)過ArcGIS軟件重分類，其精度可達(dá)30m。土地利用／覆被數(shù)據(jù)采用IGBP分類系統(tǒng)2000年中國土地覆蓋數(shù)據(jù)，由國家自然科學(xué)基金委員會環(huán)境與生態(tài)科學(xué)數(shù)據(jù)中心提供。經(jīng)過重采樣處理，空間分辨率為30m。DEM數(shù)據(jù)采用30m分辨率的ASTER GDEM第1版本（V1），以上所有數(shù)據(jù)均統(tǒng)一為 WGS＿1984＿UTM＿Zone＿45N投影。氣象數(shù)據(jù)來自新疆氣象局，主要包括研究區(qū)溫度、輻射、降水、風(fēng)速等。此外，徑流數(shù)據(jù)由新疆呼圖壁縣紅山水庫提供。
3 研究方法
3.1 Mann－Kendall檢驗(yàn)法
根據(jù)天山北坡10個站點(diǎn)（烏蘇、石河子、沙灣、瑪納斯、呼圖壁、昌吉、米泉、小渠子、大西溝、天池）50a（1961—2010年）月平均溫度和降水量作為分析資料，采用非參數(shù)Mann—Kendall（M—K）檢驗(yàn)法檢驗(yàn)天山北坡中段年平均溫度及降水的趨勢及突變情況。由于Mann—Kendall檢驗(yàn)法適用于非正態(tài)分布的數(shù)據(jù)（如氣象數(shù)據(jù)、水文數(shù)據(jù)等），計(jì)算方法簡易［13－14］，很多學(xué)者利用Mann—Kendall檢驗(yàn)法分析徑流、氣溫、降水等要素時(shí)間序列的趨勢變化。
3.2 Mann－Kendall趨勢檢驗(yàn)結(jié)果及分析
3.2.1 天山北坡年際溫度特征分析 根據(jù)Mann—Kendall分析結(jié)果（圖1），天山北坡中段地區(qū)年平均溫度自1961—2010年通過了0.001的顯著水平檢驗(yàn)，增長率達(dá)到0.39℃／10a，突變點(diǎn)發(fā)生在1995年且通過了0.01顯著水平檢驗(yàn)。天山北坡平均溫度的增長和中國西北部地區(qū)平均溫度保持同步0.34℃／10a。但該溫度略微高于全球溫度平均值0.14℃／10a。在高山和綠洲地形中，綠洲的溫度上升率最高，可達(dá)0.42℃／10a，而山地是最低的，達(dá)0.21℃／10a，這可能是因?yàn)樵诟呱椒e雪、冰川的影響及高山生態(tài)系統(tǒng)的緩沖作用。從四季角度分析，溫度在夏季變化率最大，在春季變化率最小。變差系數(shù)（Cv）值是統(tǒng)計(jì)學(xué)中常用的分析參數(shù)，主要用來分析水文及其后特征的年紀(jì)變化情況。分析表明，天山北坡整體溫度是穩(wěn)定的，Cv值為0.168。溫度變差系數(shù)在每個季節(jié)并不高，范圍從0.073～0.246。溫度變差系數(shù)在夏季較小，表現(xiàn)出微弱的變化而在秋季則最大表現(xiàn)出了穩(wěn)定的變化。
圖1 天山北坡中段地區(qū)1961－2010年均溫度Mann－Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)
3.2.2 天山北坡年際降水特征分析 根據(jù)M—K分析結(jié)果（圖2），在過去50a中，天山北坡中段年均降水增長率為14.18mm／10a，突變點(diǎn)出現(xiàn)在1991年，并通過了0.05的顯著水平檢驗(yàn)。降水增長率在山區(qū)最大，可達(dá)21.10mm／10a，在綠州地區(qū)則為最小增長率，只有12.17mm／10a。從四季角度看，降水增長率在冬季最大、秋季最小。降水變差系數(shù)（Cv）是指年降水量的距平數(shù)與多年平均降水量之比的百分?jǐn)?shù)，用以表征某一地區(qū)降水的年際變化程度，天山北坡總體降水變化趨于穩(wěn)定，降水變差系數(shù)為0.178，降水變差系數(shù)在每個季節(jié)并不高，范圍從0.221～0.443，亦屬穩(wěn)定變化。此外，降水變差系數(shù)在夏季最小在冬季最大。
圖2 天山北坡中段地區(qū)1961－2010年年均降水量Mann－Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)
以上得出的結(jié)論為，氣溫在1961—2010年呈明顯上升趨勢，降水亦呈現(xiàn)較大增加趨勢。
3.3 基于差積曲線的天山北坡中段地區(qū)氣象水文要素的變化趨勢分析
通過對天山北坡近10個站點(diǎn)的1986—2010年月均降水量、氣溫及紅山水庫年徑流量等要素使用模比差積曲線進(jìn)行分析，結(jié)果見圖3。從圖3中可以發(fā)現(xiàn)：1986—2010年氣溫、降水和徑流大體分別呈現(xiàn)5，2及3個變化階段，降水與徑流具有較好的同步性，1986—1988年降水和徑流呈現(xiàn)出明顯增加趨勢，而從1989—1997年降水和徑流出現(xiàn)明顯波動減少的趨勢，降水在1998—2010年波動上升，而徑流則在1997—2003年緩慢上升并經(jīng)歷震蕩后，在2010年突然上升。1986—1996年溫度呈現(xiàn)波動降低并在1996年到達(dá)溫度最低點(diǎn)，這與天山北坡中段地區(qū)1961—2010年年均溫度Mann—Kendall突變點(diǎn)檢驗(yàn)結(jié)果一致。從1996—2010年，溫度呈現(xiàn)出快速上升趨勢。1986—1996年平均氣溫為5.296，低于1997—2010年平均溫度的6.196，增幅為17%。由于模比系數(shù)差積曲線分析周期（1986—2010年）略小于 Mann—Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)周期（1961—2010年），可能檢驗(yàn)結(jié)果并不明顯，但可發(fā)現(xiàn)M—K檢驗(yàn)中，年均溫度突變點(diǎn)發(fā)生在1995年，而模比差積曲線顯示在1996年溫度發(fā)生了突變。于此相同的是，M—K檢驗(yàn)中年均降水量過去50a的突變點(diǎn)發(fā)生在1991年，而模比差積曲線顯示在1991年溫度趨勢相對與1990年迅速下降。從圖3中可以發(fā)現(xiàn)，盡管徑流和降水具有較好的一致性，但徑流往往具有滯后性，氣候變化在一定程度上可影響降水并間接影響徑流量。
圖3 天山北坡中段地區(qū)年均降水量、氣溫及徑流量模比系數(shù)差積曲線分析
4 流域水文模型
半個多世紀(jì)以來，流域水文模型已經(jīng)得到了越來越廣泛的應(yīng)用，其在水文學(xué)中扮演的角色也越來越廣泛。流域水文模型通常分為3類：系統(tǒng)理論模型、概念模型、物理模型［15－17］。前兩者一般可稱為集總模型，而物理模型都是分布式模型。此外還有介與其之間的半分布式水文模型。如SWAT，TOPMODEL等。由于SWAT模型在國內(nèi)研究趨于成熟且對于大尺 度 流 域 預(yù) 測 精 準(zhǔn) 等 特 性［18－19］，本 研 究 擬 采 用SWAT模型作為本研究后續(xù)工作。
4.1 水和土壤評估模型（SWAT）
SWAT 模型是美國農(nóng)業(yè)部（USDA）農(nóng)業(yè)研究中心（agricultural research services，ARS），Jeff Amonld開發(fā)的流域尺度模型。該模型是目前國內(nèi)外應(yīng)用較多的半分部式流域模型。該模型可模擬沒有觀測數(shù)據(jù)的流域（如高寒山區(qū)）。此外，該模型具有較高的計(jì)算效率，可對流域進(jìn)行長期連續(xù)性模擬。
全球氣候變化對水資源供給的影響是一個重要研究領(lǐng)域，SWAT模型通過Manipulating模型所讀取的氣候輸入變量（降水、溫度、太陽輻射、風(fēng)速、相對濕度、潛在蒸散發(fā)及天氣發(fā)生器參數(shù)等）模擬氣候變化。各個子流域氣象場要素調(diào)整可通過下式實(shí)現(xiàn)：
式中：Rday′——某天子流域的降水累積變化量（mm）；Rday——某天子流域的降水量（mm）；adjpcp——降水量的變化率（%）。
式中：ˉTav′——日平均氣溫累積變化量（℃）；ˉTav——日平均氣溫（℃）；adjtmp——溫度變化量（℃）。
4.1.1 SWAT水文陸地循環(huán)階段 SWAT水文循環(huán)基于水量平衡方程：
式中：SWt——土壤最終含水量（mm）；SW0——第i天的土壤初始含水量（mm）；t——模擬時(shí)間（d）；Rday——第i天的降水量（mm）；Qsurf——第i天的地表徑流量（mm）；Ea——第i天的蒸發(fā)量（mm）；Wseep——第i天從土壤剖面進(jìn)入包氣帶的水量（mm）；Qgw——第i天回歸流的水量（mm）。
4.1.2 積雪覆蓋 SWAT根據(jù)日均溫度將降水劃分為降雨、凍雨與凍雪。臨界溫度Ts－r根據(jù)研究區(qū)實(shí)際情況確定，是劃分降雨與降雪的依據(jù)。如果日均氣溫低于臨界溫度，則HEU內(nèi)為降雪，雪水當(dāng)量加在積雪上。積雪質(zhì)量守恒方程為：
式中：SNO——某天積雪含水量；SNO0——某天前一天積雪含水量；Rday——第i天的降水量（mm，僅當(dāng)Tav′≤Ts－r時(shí)計(jì)算此項(xiàng)）；Esub——某天積雪的升華量（mm）；SNOmlt——某天的融雪量（mm）。積雪量用覆蓋在整個HRU（水文響應(yīng)單元）區(qū)域上的深度表示。
由于影響積雪范圍變化的因子每年均相似，可將特定時(shí)段子流域積雪面積與現(xiàn)存積雪建立關(guān)系，并用面積消退曲線表示，即用子流域中現(xiàn)存積雪表示季節(jié)性增長和消退［20］。
面積消退曲線基于自然對數(shù)，方程如下：
式中：SNOcov——積雪覆蓋面積占 HRU面積的分?jǐn)?shù)；SNO——某天積雪含水量（mm）；SNO100——積雪100%覆蓋區(qū)域時(shí)的雪深溫度（mm）；cov1，cov2——定義曲線形狀的系數(shù)。
4.1.3 融雪過程 SWAT模型融雪模塊認(rèn)為融雪量取決于積雪溫度、空氣溫度、融雪速率及融雪面積。假設(shè)積雪溫度為前期日均空氣溫度的函數(shù)，變化參照氣溫的阻尼函數(shù)變化。
積雪溫度計(jì)算方程如下：
式中：Tsnow（dn）——某天的積雪溫度（℃）；Tsnow（dn－1）——前一天的積雪溫度（℃）；?sno——積雪溫度滯后因子；ˉTav——當(dāng)天平均氣溫（℃），隨著其值接近1.0，平均氣溫對積雪溫度的影響越來越大，但前一天積雪溫度的影響越來越小。
SWAT通過線性函數(shù)計(jì)算融雪量，即融雪量是積雪溫度和最高氣溫的均值與積雪基溫或閾值溫度值溫度之差的線性函數(shù)：
式中：SNOmlt——模擬日的融雪量（mm）；Bmlt——模擬日的融雪因子（mm／d·℃）；SNOcov——積雪覆蓋HRU的分?jǐn)?shù)；TSNOW——模擬日的雪蓋溫度（℃）；TMX——模擬日的最高氣溫（℃）；Tmlt——融雪溫度閾值（℃）。
融雪因子由于存在季節(jié)性變化，冬至和夏至分別達(dá)到最小值和最大值：
式 中：bmlt——模 擬 日 融 雪 因 子 〔mm／（d·℃）〕；bmax——6月21日融雪因子〔mm／（d·℃）〕；bmin——12月21日融雪因子〔mm／（d·℃）〕；n——模擬日在1a中的天數(shù)。
4.2 SWAT模擬及分析
在本次研究中，天山北坡軍塘湖流域被劃分為33個子流域，SWAT模型以軍塘湖流域紅山水庫徑流量為參照，利用2000—2010年徑流數(shù)據(jù)作為模型校準(zhǔn)與驗(yàn)證，其中2000年1月1日至2004年12月31日為模型的校準(zhǔn)期，2006年1月1日至2010年12月31日為模型的驗(yàn)證期。
在模型的校準(zhǔn)期，SWAT模型Nash—Sutcliffe效率系數(shù)（NSE）為0.65，確定性系數(shù)（R2）為0.70，在模型的驗(yàn)證期，SWAT模型的 （NSE）為效率系數(shù)為0.61，確定性系數(shù)（R2）為0.75。說明模型已經(jīng)達(dá)到了模擬的精度要求。圖4為2000年春季洪峰期間模擬及實(shí)測情況。
由于天山北坡軍塘湖流域徑流高峰期一般在春季融雪期（每年2月20日—3月20日），因此從模擬結(jié)果中抽取該時(shí)段作為研究分析時(shí)期，由于空氣溫度和降水作為融雪最重要影響因子，可將不同溫度和降水場景下的徑流變化加以預(yù)測及分析。
圖4 軍塘湖流域2000年春季洪峰期模擬與觀測值對比
4.3 不同場景下融雪徑流變化趨勢分析
由于氣候變化變量主要包括空氣溫度、降水量及積雪覆蓋。從圖1可發(fā)現(xiàn)年均溫度在1996年呈現(xiàn)出明顯的持續(xù)上升趨勢，自此將SWAT模型空氣溫度數(shù)據(jù)分別升高1及3℃，由于降水相對于空氣具有更大的不確定性，在此將降水?dāng)?shù)據(jù)分別設(shè)置為（降水＋10%，降水－10%）。
4.3.1 溫度變化場景下融雪徑流的變化 為了驗(yàn)證溫度對融雪徑流的變化，原始數(shù)據(jù)分別增加了1及3℃，在保證其他氣象場數(shù)據(jù)不變的情況下，利用SWAT 2009對融雪徑流進(jìn)行模擬（圖5）。
圖5 不同溫度情景變化下的融雪模擬狀況
如圖5所示，當(dāng)日均空氣溫度升高的情況下，融雪徑流在融雪期間會發(fā)生較大的變化，而在其余時(shí)段并無變化，可見溫度升高導(dǎo)致融雪過程增強(qiáng)，融雪徑流量增大。在27d，當(dāng)溫度升高1℃的情況下，融雪徑流量由原來的3.62m3／s增加至升溫后的7.78m3／s。此外在第34d出現(xiàn)了融雪徑流提前的現(xiàn)象，并在第38d達(dá)到最高洪峰17.37m3／s，比未升溫前增加了4.27m3／s徑流量。當(dāng)溫度升高3℃的情況下，融雪現(xiàn)象會大大提前，由原來的25d提前到18d；且在26d洪峰量為12.393m3／s，大大超過原溫度情況下的6.148m3／s，后期在第33d亦發(fā)生提前現(xiàn)象，在35d提前到達(dá)洪峰，但并未超過原溫度模擬的第二次洪峰值，可以考慮為早期雪蓋已經(jīng)融化完的原因。此外可以發(fā)現(xiàn)，在非融雪期間，不同溫度場景下融雪過程差異較小。
4.3.2 降水變化下融雪徑流的變化 由于降水的不穩(wěn)定性，將降水的值分別增加10%，減少10%，在保持空氣溫度等參數(shù)不變的情況下，并在保證其他氣象場數(shù)據(jù)不變的情況下，利用SWAT 2009對融雪徑流進(jìn)行模擬。從圖6可以發(fā)現(xiàn)，降水量的增加或減小并未對融雪徑流產(chǎn)生太大的影響，降水量的減小影響了模型在第35d對徑流的模擬，由觀測值的1.5m3／s低估為模擬值0.48m3／s。降水的增加在26日對融雪徑流產(chǎn)生了高估影響，由原來的10m3／s提高到10.2m3／s，第46—61d也具有類似表現(xiàn)（如圖6所示）。
圖6 不同降水情景變化下的融雪模擬狀況
5 結(jié)論
以天山北坡中段地區(qū)為氣候大背景，分析其氣候在過去50a的變化，通過Mann—Kendall趨勢檢驗(yàn)和突變點(diǎn)檢驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，天山北坡中段在1961—2010年持續(xù)升溫，突變點(diǎn)發(fā)生在1995年，而降水量在過去50a里亦有增長趨勢，突變點(diǎn)出現(xiàn)在1991年。利用模比差積曲線分析了天山北坡10個站點(diǎn)近期（1986—2010年）年均降水量、年均氣溫及紅山水庫年凈流量等要素關(guān)系其在近25a中（1986—2010年）的變化趨勢；并利用模比差積曲線方法對之前的Mann—Kendall方法進(jìn)行驗(yàn)證。分析結(jié)果發(fā)現(xiàn)，Mann—Kendall溫度突變點(diǎn)與模比差積曲線檢驗(yàn)結(jié)果相一致。盡管徑流和降水具有較好的一致性，但徑流往往具有滯后性；通過校準(zhǔn)后的SWAT模型在不同溫度及降水量場景下對融雪徑流進(jìn)行模擬，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，溫度變化對于融雪的影響較降水對融雪徑流的影響大。由于軍塘湖流域位于天山北坡中段典型地區(qū)，因此，以上場景分析可近似適用于整個天山北坡中段中山帶地區(qū)。在全球氣候變化前提下，天山北坡中段融雪的變化將會隨溫度的變化而發(fā)生巨大改變。由于積雪融化過程中，洪水發(fā)生與否與季節(jié)性凍土、雪蓋持水量、下墊面（如坡面、坡向、流域面積）有密切的關(guān)系，在未來研究中將會深入研究積雪—凍土演變過程中，不同坡面、坡向、流域面積，不同溫度、降水及融雪徑流之間的相關(guān)關(guān)系。
［1］ 許崇海，徐影，羅勇.新疆地區(qū)21世紀(jì)氣候變化分析［J］.沙漠與綠洲氣象，2008，2（3）：1－7.
［2］ 孟慶偉，劉繼朝，苗長軍，等.豫北平原地下水與地表水聯(lián)合調(diào)度初探［J］.地下水，2004，26（4）：232－235.
［3］ 袁玉江，穆桂金.新疆天山山區(qū)近40年春季氣候變化特征與平原區(qū)的比較［J］.干旱區(qū)地理，2004，27（1）：35－40.
［4］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝.基于柵格尺度的沙漠化預(yù)警模型研究：以塔里木河下游中段區(qū)域?yàn)槔跩］.中國沙漠，2013，33（1）：24－32.
［5］ 時(shí)興合，秦寧生，汪青春，等.黃河上游徑流變化特征及其影響因素初步分析［J］.中國沙漠，2007（4）：690－697.
［6］ 藍(lán)永超，丁永建，劉進(jìn)琪，等.全球氣候變暖情景下黑河山區(qū)流域水資源的變化［J］.中國沙漠，2005（6）：71－76.
［7］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝.塔里木河流域沙漠化監(jiān)測預(yù)警系統(tǒng)設(shè)計(jì)與實(shí)現(xiàn)［J］.計(jì)算機(jī)技術(shù)與發(fā)展，2013，23（5）：159－162，171.
［8］ 韓海濤，祝小妮.氣候變化與人類活動對瑪曲地區(qū)生態(tài)環(huán)境的影響［J］.中國沙漠，2007（4）：608－613.
［9］ 錢鞠，王根緒，馬金珠.黃河上游瑪曲縣生態(tài)環(huán)境問題與綜合治理對策［J］.生態(tài)學(xué)雜志，2002（3）：69－72.
［10］ 李瑜琴，趙景波.過度放牧對生態(tài)環(huán)境的影響與控制對策［J］.中國沙漠，2005（3）：404－408.
［11］ 吳素芬，張國威.新疆河流洪水與洪災(zāi)的變化趨勢［J］.冰川凍土，2003（2）：199－203.
［12］ 仇家琪，顏新.天山北坡中段春季融雪洪水及其災(zāi)害成因研究［J］.干旱區(qū)地理，1994（3）：35－42.
［13］ Sheng Yue，Pilona P，Cavadiasb G.Power of the Mann—Kendall and Spearman’s rho tests for detecting monotonic trends in hydrological series［J］.Journal of Hydrology，2002，259（1／4）：254－271.
［14］ 康淑媛，張勃，柳景峰，等.基于 Mann—Kendall法的張掖市降水量時(shí)空分布規(guī)律分析［J］.資源科學(xué)，2009，31（3）：501－508.
［15］ 石教智，陳曉宏.流域水文模型研究進(jìn)展［J］.水文，2006，26（1）：18－23.
［16］ 孫志群，劉志輝，孟現(xiàn)勇.基于MODIS的亞像元雪表面溫度反演方法研究［J］.干旱區(qū)資源與環(huán)境，2014，28（5）：166－170.
［17］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝，喬鵬，等.基于柵格尺度的雙層融雪徑流模型研究及應(yīng)用［J］.水文，2013，33（4）10－15，31.
［18］ 孟現(xiàn)勇，吉曉楠，劉志輝，等.SWAT模型融雪模塊的改進(jìn)與應(yīng)用研究［J］.自然資源報(bào)，2014，29（3）：528－539.
［19］ 唐芳芳，徐宗學(xué)，左德鵬.黃河上游流域氣候變化對徑流的影響［J］.資源科學(xué)，2012，34（6）：1079－1088.
［20］ Eric A Anderson.A point of energy and mass balance model of a snow cover［R］.NOAA Technical Report NOAA Technical Report—NWS，1976，19：138－144.
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孟現(xiàn)勇，吉曉楠，孫志群，孔祥盛，劉志輝
（1.新疆大學(xué) 資源與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，新疆 烏魯木齊830046；2.新疆大學(xué) 教育部綠洲生態(tài)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，新疆 烏魯木齊830046；3.中國科學(xué)院 新疆生態(tài)與地理研究所，新疆 烏魯木齊830011；4.四川大學(xué) 建筑與環(huán)境學(xué)院，四川 成都610207；5.新鄉(xiāng)學(xué)院 計(jì)算機(jī)與信息工程學(xué)院，河南 新鄉(xiāng)453003；6.干旱生態(tài)環(huán)境研究所，新疆 烏魯木齊830046）
新疆維吾爾自治區(qū)位于歐亞大陸腹地，遠(yuǎn)離大洋，東至太平洋約3 400km，南距印度洋約2 200km，西到大西洋約6 900km，北至北冰洋約3 400km［1］。降水稀少且時(shí)空分布不均，沙漠廣布，其特殊的地理位置和水文分布特點(diǎn)及氣候的條件決定了融雪過程的復(fù)雜性。中亞天山帶是全球水循環(huán)變化和氣候變化的熱點(diǎn)區(qū)域。根據(jù)觀測資料表明，到21世紀(jì)全球平均增溫約1.1～6.4℃［2］，而1990—1999年是近1 000a來北半球平均氣溫最高的10a，其中1998年最熱［3］。中國西部環(huán)境隨著全球氣候變暖必然會受到影響，引發(fā)水資源在時(shí)空上的水資源空間和數(shù)量的重新變化與分布，從而對人類社會環(huán)境也起到一定的影響作用。國內(nèi)許多學(xué)者［4－8］針對氣候變化下的徑流特征也做過相關(guān)研究，并提出綜合治理對策［9－10］。由于高緯度、高海拔地區(qū)在氣候變化影響下的水文循環(huán)變化過程較為明顯，因此，針對高海拔地區(qū)水文循環(huán)與氣候變化的研究尤其重要。
新疆融雪型洪水頻次在全球變暖的影響下有增加的趨勢。近幾十年來，在瑪納斯、呼圖壁、塔城、烏蘇等地均發(fā)生了嚴(yán)重的春季混合型融雪洪水災(zāi)害，造成該地區(qū)房屋倒塌、交通阻斷、群眾傷亡等巨大損失［11－12］。研究全球氣候變化條件下的天山北坡山區(qū)春季融雪徑流敏感性變化不僅可以合理開發(fā)水資源，還可以有效地預(yù)防自然災(zāi)害。由于天山北坡地區(qū)為高寒山區(qū)，積雪對氣候的變化響應(yīng)十分敏感。此外，由于地形較為復(fù)雜，每個高程帶的太陽輻射亦不相同，加之重凍結(jié)現(xiàn)象的發(fā)生，導(dǎo)致高山融雪徑流不確定性大大增加。
本文以天山北坡中段為氣候大背景，將軍塘湖流域作為典型研究區(qū)，利用天山北坡10個站點(diǎn)近1961—2010年的月平均溫度、降水量數(shù)據(jù)分析天山北坡中部地區(qū)氣象與徑流過去50a突變點(diǎn)及趨勢變化。此外，結(jié)合水和土壤評估模型（SWAT）模型對天山北坡軍塘湖流域融雪徑流進(jìn)行融雪徑流敏感性分析，此外，在不同氣候場景分析其對高山融雪徑流的影響與相互作用。
1 研究區(qū)概況
軍塘湖河，又稱為圖古里克河，是天山西段新疆呼圖壁縣境內(nèi)的一條小河，發(fā)源自天山北坡特爾斯蓋南緣三道馬場以西的特力斯喀達(dá)板，支流呈線狀分布，分東溝、西溝兩條，這兩條支流在低山帶的納扎爾匯集后在出山口處被紅山水庫攔蓄，出庫后流經(jīng)呼圖壁縣西部的前山丘陵后進(jìn)入平原。全流域除源頭高程在3 400m，大多高程在1 000～1 500m。軍塘湖位于塔西河與呼圖壁河的中低山帶，山勢平緩，土質(zhì)類型有栗鈣土、棕鈣土、灌溉棕鈣土和灰鈣土等，植被以苔草狐草、鐵桿蒿、琵琶柴、梭梭等為主。軍塘湖河從源頭至紅山水庫河長約60km，紅山水庫以上集水面積約861km2，流域總面積約1 218km2，流域平均高程約1 503m，東西兩大支渠匯集口以上河道縱坡為62.5%，匯管口以下至紅山水庫河道縱坡為52.6‰，多年平均徑流量3.27×106m3，經(jīng)水庫調(diào)節(jié)后被下游灌區(qū)所利用。軍塘湖河具有明顯的干旱區(qū)河流水文特征，并可分為徑流形成區(qū)和徑流散失區(qū)，兩區(qū)的分界線在河流出山口附近。
研究區(qū)地處北半球中緯度區(qū)域，受北冰洋冷空氣和溫帶天氣系統(tǒng)影響，夏季酷熱，冬季寒冷，降水量小，氣候干燥，晝夜溫差大。河川徑流的主要補(bǔ)給是流域降水，軍塘湖河上游分布有冰川，而冰川、融雪水常年補(bǔ)給河道徑流。此外，在春季融雪期間，冰雪融水對地表徑流貢獻(xiàn)也不容忽視。
2 數(shù)據(jù)來源
本研究土壤數(shù)據(jù)來源于世界土壤數(shù)據(jù)庫（harmonized world soil database，HWSD），經(jīng)過ArcGIS軟件重分類，其精度可達(dá)30m。土地利用／覆被數(shù)據(jù)采用IGBP分類系統(tǒng)2000年中國土地覆蓋數(shù)據(jù)，由國家自然科學(xué)基金委員會環(huán)境與生態(tài)科學(xué)數(shù)據(jù)中心提供。經(jīng)過重采樣處理，空間分辨率為30m。DEM數(shù)據(jù)采用30m分辨率的ASTER GDEM第1版本（V1），以上所有數(shù)據(jù)均統(tǒng)一為 WGS＿1984＿UTM＿Zone＿45N投影。氣象數(shù)據(jù)來自新疆氣象局，主要包括研究區(qū)溫度、輻射、降水、風(fēng)速等。此外，徑流數(shù)據(jù)由新疆呼圖壁縣紅山水庫提供。
3 研究方法
3.1 Mann－Kendall檢驗(yàn)法
根據(jù)天山北坡10個站點(diǎn)（烏蘇、石河子、沙灣、瑪納斯、呼圖壁、昌吉、米泉、小渠子、大西溝、天池）50a（1961—2010年）月平均溫度和降水量作為分析資料，采用非參數(shù)Mann—Kendall（M—K）檢驗(yàn)法檢驗(yàn)天山北坡中段年平均溫度及降水的趨勢及突變情況。由于Mann—Kendall檢驗(yàn)法適用于非正態(tài)分布的數(shù)據(jù)（如氣象數(shù)據(jù)、水文數(shù)據(jù)等），計(jì)算方法簡易［13－14］，很多學(xué)者利用Mann—Kendall檢驗(yàn)法分析徑流、氣溫、降水等要素時(shí)間序列的趨勢變化。
3.2 Mann－Kendall趨勢檢驗(yàn)結(jié)果及分析
3.2.1 天山北坡年際溫度特征分析 根據(jù)Mann—Kendall分析結(jié)果（圖1），天山北坡中段地區(qū)年平均溫度自1961—2010年通過了0.001的顯著水平檢驗(yàn)，增長率達(dá)到0.39℃／10a，突變點(diǎn)發(fā)生在1995年且通過了0.01顯著水平檢驗(yàn)。天山北坡平均溫度的增長和中國西北部地區(qū)平均溫度保持同步0.34℃／10a。但該溫度略微高于全球溫度平均值0.14℃／10a。在高山和綠洲地形中，綠洲的溫度上升率最高，可達(dá)0.42℃／10a，而山地是最低的，達(dá)0.21℃／10a，這可能是因?yàn)樵诟呱椒e雪、冰川的影響及高山生態(tài)系統(tǒng)的緩沖作用。從四季角度分析，溫度在夏季變化率最大，在春季變化率最小。變差系數(shù)（Cv）值是統(tǒng)計(jì)學(xué)中常用的分析參數(shù)，主要用來分析水文及其后特征的年紀(jì)變化情況。分析表明，天山北坡整體溫度是穩(wěn)定的，Cv值為0.168。溫度變差系數(shù)在每個季節(jié)并不高，范圍從0.073～0.246。溫度變差系數(shù)在夏季較小，表現(xiàn)出微弱的變化而在秋季則最大表現(xiàn)出了穩(wěn)定的變化。
圖1 天山北坡中段地區(qū)1961－2010年均溫度Mann－Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)
3.2.2 天山北坡年際降水特征分析 根據(jù)M—K分析結(jié)果（圖2），在過去50a中，天山北坡中段年均降水增長率為14.18mm／10a，突變點(diǎn)出現(xiàn)在1991年，并通過了0.05的顯著水平檢驗(yàn)。降水增長率在山區(qū)最大，可達(dá)21.10mm／10a，在綠州地區(qū)則為最小增長率，只有12.17mm／10a。從四季角度看，降水增長率在冬季最大、秋季最小。降水變差系數(shù)（Cv）是指年降水量的距平數(shù)與多年平均降水量之比的百分?jǐn)?shù)，用以表征某一地區(qū)降水的年際變化程度，天山北坡總體降水變化趨于穩(wěn)定，降水變差系數(shù)為0.178，降水變差系數(shù)在每個季節(jié)并不高，范圍從0.221～0.443，亦屬穩(wěn)定變化。此外，降水變差系數(shù)在夏季最小在冬季最大。
圖2 天山北坡中段地區(qū)1961－2010年年均降水量Mann－Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)
以上得出的結(jié)論為，氣溫在1961—2010年呈明顯上升趨勢，降水亦呈現(xiàn)較大增加趨勢。
3.3 基于差積曲線的天山北坡中段地區(qū)氣象水文要素的變化趨勢分析
通過對天山北坡近10個站點(diǎn)的1986—2010年月均降水量、氣溫及紅山水庫年徑流量等要素使用模比差積曲線進(jìn)行分析，結(jié)果見圖3。從圖3中可以發(fā)現(xiàn)：1986—2010年氣溫、降水和徑流大體分別呈現(xiàn)5，2及3個變化階段，降水與徑流具有較好的同步性，1986—1988年降水和徑流呈現(xiàn)出明顯增加趨勢，而從1989—1997年降水和徑流出現(xiàn)明顯波動減少的趨勢，降水在1998—2010年波動上升，而徑流則在1997—2003年緩慢上升并經(jīng)歷震蕩后，在2010年突然上升。1986—1996年溫度呈現(xiàn)波動降低并在1996年到達(dá)溫度最低點(diǎn)，這與天山北坡中段地區(qū)1961—2010年年均溫度Mann—Kendall突變點(diǎn)檢驗(yàn)結(jié)果一致。從1996—2010年，溫度呈現(xiàn)出快速上升趨勢。1986—1996年平均氣溫為5.296，低于1997—2010年平均溫度的6.196，增幅為17%。由于模比系數(shù)差積曲線分析周期（1986—2010年）略小于 Mann—Kendall趨勢及突變點(diǎn)檢驗(yàn)周期（1961—2010年），可能檢驗(yàn)結(jié)果并不明顯，但可發(fā)現(xiàn)M—K檢驗(yàn)中，年均溫度突變點(diǎn)發(fā)生在1995年，而模比差積曲線顯示在1996年溫度發(fā)生了突變。于此相同的是，M—K檢驗(yàn)中年均降水量過去50a的突變點(diǎn)發(fā)生在1991年，而模比差積曲線顯示在1991年溫度趨勢相對與1990年迅速下降。從圖3中可以發(fā)現(xiàn)，盡管徑流和降水具有較好的一致性，但徑流往往具有滯后性，氣候變化在一定程度上可影響降水并間接影響徑流量。
圖3 天山北坡中段地區(qū)年均降水量、氣溫及徑流量模比系數(shù)差積曲線分析
4 流域水文模型
半個多世紀(jì)以來，流域水文模型已經(jīng)得到了越來越廣泛的應(yīng)用，其在水文學(xué)中扮演的角色也越來越廣泛。流域水文模型通常分為3類：系統(tǒng)理論模型、概念模型、物理模型［15－17］。前兩者一般可稱為集總模型，而物理模型都是分布式模型。此外還有介與其之間的半分布式水文模型。如SWAT，TOPMODEL等。由于SWAT模型在國內(nèi)研究趨于成熟且對于大尺 度 流 域 預(yù) 測 精 準(zhǔn) 等 特 性［18－19］，本 研 究 擬 采 用SWAT模型作為本研究后續(xù)工作。
4.1 水和土壤評估模型（SWAT）
SWAT 模型是美國農(nóng)業(yè)部（USDA）農(nóng)業(yè)研究中心（agricultural research services，ARS），Jeff Amonld開發(fā)的流域尺度模型。該模型是目前國內(nèi)外應(yīng)用較多的半分部式流域模型。該模型可模擬沒有觀測數(shù)據(jù)的流域（如高寒山區(qū)）。此外，該模型具有較高的計(jì)算效率，可對流域進(jìn)行長期連續(xù)性模擬。
全球氣候變化對水資源供給的影響是一個重要研究領(lǐng)域，SWAT模型通過Manipulating模型所讀取的氣候輸入變量（降水、溫度、太陽輻射、風(fēng)速、相對濕度、潛在蒸散發(fā)及天氣發(fā)生器參數(shù)等）模擬氣候變化。各個子流域氣象場要素調(diào)整可通過下式實(shí)現(xiàn)：
式中：Rday′——某天子流域的降水累積變化量（mm）；Rday——某天子流域的降水量（mm）；adjpcp——降水量的變化率（%）。
式中：ˉTav′——日平均氣溫累積變化量（℃）；ˉTav——日平均氣溫（℃）；adjtmp——溫度變化量（℃）。
4.1.1 SWAT水文陸地循環(huán)階段 SWAT水文循環(huán)基于水量平衡方程：
式中：SWt——土壤最終含水量（mm）；SW0——第i天的土壤初始含水量（mm）；t——模擬時(shí)間（d）；Rday——第i天的降水量（mm）；Qsurf——第i天的地表徑流量（mm）；Ea——第i天的蒸發(fā)量（mm）；Wseep——第i天從土壤剖面進(jìn)入包氣帶的水量（mm）；Qgw——第i天回歸流的水量（mm）。
4.1.2 積雪覆蓋 SWAT根據(jù)日均溫度將降水劃分為降雨、凍雨與凍雪。臨界溫度Ts－r根據(jù)研究區(qū)實(shí)際情況確定，是劃分降雨與降雪的依據(jù)。如果日均氣溫低于臨界溫度，則HEU內(nèi)為降雪，雪水當(dāng)量加在積雪上。積雪質(zhì)量守恒方程為：
式中：SNO——某天積雪含水量；SNO0——某天前一天積雪含水量；Rday——第i天的降水量（mm，僅當(dāng)Tav′≤Ts－r時(shí)計(jì)算此項(xiàng)）；Esub——某天積雪的升華量（mm）；SNOmlt——某天的融雪量（mm）。積雪量用覆蓋在整個HRU（水文響應(yīng)單元）區(qū)域上的深度表示。
由于影響積雪范圍變化的因子每年均相似，可將特定時(shí)段子流域積雪面積與現(xiàn)存積雪建立關(guān)系，并用面積消退曲線表示，即用子流域中現(xiàn)存積雪表示季節(jié)性增長和消退［20］。
面積消退曲線基于自然對數(shù)，方程如下：
式中：SNOcov——積雪覆蓋面積占 HRU面積的分?jǐn)?shù)；SNO——某天積雪含水量（mm）；SNO100——積雪100%覆蓋區(qū)域時(shí)的雪深溫度（mm）；cov1，cov2——定義曲線形狀的系數(shù)。
4.1.3 融雪過程 SWAT模型融雪模塊認(rèn)為融雪量取決于積雪溫度、空氣溫度、融雪速率及融雪面積。假設(shè)積雪溫度為前期日均空氣溫度的函數(shù)，變化參照氣溫的阻尼函數(shù)變化。
積雪溫度計(jì)算方程如下：
式中：Tsnow（dn）——某天的積雪溫度（℃）；Tsnow（dn－1）——前一天的積雪溫度（℃）；?sno——積雪溫度滯后因子；ˉTav——當(dāng)天平均氣溫（℃），隨著其值接近1.0，平均氣溫對積雪溫度的影響越來越大，但前一天積雪溫度的影響越來越小。
SWAT通過線性函數(shù)計(jì)算融雪量，即融雪量是積雪溫度和最高氣溫的均值與積雪基溫或閾值溫度值溫度之差的線性函數(shù)：
式中：SNOmlt——模擬日的融雪量（mm）；Bmlt——模擬日的融雪因子（mm／d·℃）；SNOcov——積雪覆蓋HRU的分?jǐn)?shù)；TSNOW——模擬日的雪蓋溫度（℃）；TMX——模擬日的最高氣溫（℃）；Tmlt——融雪溫度閾值（℃）。
融雪因子由于存在季節(jié)性變化，冬至和夏至分別達(dá)到最小值和最大值：
式 中：bmlt——模 擬 日 融 雪 因 子 〔mm／（d·℃）〕；bmax——6月21日融雪因子〔mm／（d·℃）〕；bmin——12月21日融雪因子〔mm／（d·℃）〕；n——模擬日在1a中的天數(shù)。
4.2 SWAT模擬及分析
在本次研究中，天山北坡軍塘湖流域被劃分為33個子流域，SWAT模型以軍塘湖流域紅山水庫徑流量為參照，利用2000—2010年徑流數(shù)據(jù)作為模型校準(zhǔn)與驗(yàn)證，其中2000年1月1日至2004年12月31日為模型的校準(zhǔn)期，2006年1月1日至2010年12月31日為模型的驗(yàn)證期。
在模型的校準(zhǔn)期，SWAT模型Nash—Sutcliffe效率系數(shù)（NSE）為0.65，確定性系數(shù)（R2）為0.70，在模型的驗(yàn)證期，SWAT模型的 （NSE）為效率系數(shù)為0.61，確定性系數(shù)（R2）為0.75。說明模型已經(jīng)達(dá)到了模擬的精度要求。圖4為2000年春季洪峰期間模擬及實(shí)測情況。
由于天山北坡軍塘湖流域徑流高峰期一般在春季融雪期（每年2月20日—3月20日），因此從模擬結(jié)果中抽取該時(shí)段作為研究分析時(shí)期，由于空氣溫度和降水作為融雪最重要影響因子，可將不同溫度和降水場景下的徑流變化加以預(yù)測及分析。
圖4 軍塘湖流域2000年春季洪峰期模擬與觀測值對比
4.3 不同場景下融雪徑流變化趨勢分析
由于氣候變化變量主要包括空氣溫度、降水量及積雪覆蓋。從圖1可發(fā)現(xiàn)年均溫度在1996年呈現(xiàn)出明顯的持續(xù)上升趨勢，自此將SWAT模型空氣溫度數(shù)據(jù)分別升高1及3℃，由于降水相對于空氣具有更大的不確定性，在此將降水?dāng)?shù)據(jù)分別設(shè)置為（降水＋10%，降水－10%）。
4.3.1 溫度變化場景下融雪徑流的變化 為了驗(yàn)證溫度對融雪徑流的變化，原始數(shù)據(jù)分別增加了1及3℃，在保證其他氣象場數(shù)據(jù)不變的情況下，利用SWAT 2009對融雪徑流進(jìn)行模擬（圖5）。
圖5 不同溫度情景變化下的融雪模擬狀況
如圖5所示，當(dāng)日均空氣溫度升高的情況下，融雪徑流在融雪期間會發(fā)生較大的變化，而在其余時(shí)段并無變化，可見溫度升高導(dǎo)致融雪過程增強(qiáng)，融雪徑流量增大。在27d，當(dāng)溫度升高1℃的情況下，融雪徑流量由原來的3.62m3／s增加至升溫后的7.78m3／s。此外在第34d出現(xiàn)了融雪徑流提前的現(xiàn)象，并在第38d達(dá)到最高洪峰17.37m3／s，比未升溫前增加了4.27m3／s徑流量。當(dāng)溫度升高3℃的情況下，融雪現(xiàn)象會大大提前，由原來的25d提前到18d；且在26d洪峰量為12.393m3／s，大大超過原溫度情況下的6.148m3／s，后期在第33d亦發(fā)生提前現(xiàn)象，在35d提前到達(dá)洪峰，但并未超過原溫度模擬的第二次洪峰值，可以考慮為早期雪蓋已經(jīng)融化完的原因。此外可以發(fā)現(xiàn)，在非融雪期間，不同溫度場景下融雪過程差異較小。
4.3.2 降水變化下融雪徑流的變化 由于降水的不穩(wěn)定性，將降水的值分別增加10%，減少10%，在保持空氣溫度等參數(shù)不變的情況下，并在保證其他氣象場數(shù)據(jù)不變的情況下，利用SWAT 2009對融雪徑流進(jìn)行模擬。從圖6可以發(fā)現(xiàn)，降水量的增加或減小并未對融雪徑流產(chǎn)生太大的影響，降水量的減小影響了模型在第35d對徑流的模擬，由觀測值的1.5m3／s低估為模擬值0.48m3／s。降水的增加在26日對融雪徑流產(chǎn)生了高估影響，由原來的10m3／s提高到10.2m3／s，第46—61d也具有類似表現(xiàn)（如圖6所示）。
圖6 不同降水情景變化下的融雪模擬狀況
5 結(jié)論
以天山北坡中段地區(qū)為氣候大背景，分析其氣候在過去50a的變化，通過Mann—Kendall趨勢檢驗(yàn)和突變點(diǎn)檢驗(yàn)發(fā)現(xiàn)，天山北坡中段在1961—2010年持續(xù)升溫，突變點(diǎn)發(fā)生在1995年，而降水量在過去50a里亦有增長趨勢，突變點(diǎn)出現(xiàn)在1991年。利用模比差積曲線分析了天山北坡10個站點(diǎn)近期（1986—2010年）年均降水量、年均氣溫及紅山水庫年凈流量等要素關(guān)系其在近25a中（1986—2010年）的變化趨勢；并利用模比差積曲線方法對之前的Mann—Kendall方法進(jìn)行驗(yàn)證。分析結(jié)果發(fā)現(xiàn)，Mann—Kendall溫度突變點(diǎn)與模比差積曲線檢驗(yàn)結(jié)果相一致。盡管徑流和降水具有較好的一致性，但徑流往往具有滯后性；通過校準(zhǔn)后的SWAT模型在不同溫度及降水量場景下對融雪徑流進(jìn)行模擬，結(jié)果發(fā)現(xiàn)，溫度變化對于融雪的影響較降水對融雪徑流的影響大。由于軍塘湖流域位于天山北坡中段典型地區(qū)，因此，以上場景分析可近似適用于整個天山北坡中段中山帶地區(qū)。在全球氣候變化前提下，天山北坡中段融雪的變化將會隨溫度的變化而發(fā)生巨大改變。由于積雪融化過程中，洪水發(fā)生與否與季節(jié)性凍土、雪蓋持水量、下墊面（如坡面、坡向、流域面積）有密切的關(guān)系，在未來研究中將會深入研究積雪—凍土演變過程中，不同坡面、坡向、流域面積，不同溫度、降水及融雪徑流之間的相關(guān)關(guān)系。
［1］ 許崇海，徐影，羅勇.新疆地區(qū)21世紀(jì)氣候變化分析［J］.沙漠與綠洲氣象，2008，2（3）：1－7.
［2］ 孟慶偉，劉繼朝，苗長軍，等.豫北平原地下水與地表水聯(lián)合調(diào)度初探［J］.地下水，2004，26（4）：232－235.
［3］ 袁玉江，穆桂金.新疆天山山區(qū)近40年春季氣候變化特征與平原區(qū)的比較［J］.干旱區(qū)地理，2004，27（1）：35－40.
［4］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝.基于柵格尺度的沙漠化預(yù)警模型研究：以塔里木河下游中段區(qū)域?yàn)槔跩］.中國沙漠，2013，33（1）：24－32.
［5］ 時(shí)興合，秦寧生，汪青春，等.黃河上游徑流變化特征及其影響因素初步分析［J］.中國沙漠，2007（4）：690－697.
［6］ 藍(lán)永超，丁永建，劉進(jìn)琪，等.全球氣候變暖情景下黑河山區(qū)流域水資源的變化［J］.中國沙漠，2005（6）：71－76.
［7］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝.塔里木河流域沙漠化監(jiān)測預(yù)警系統(tǒng)設(shè)計(jì)與實(shí)現(xiàn)［J］.計(jì)算機(jī)技術(shù)與發(fā)展，2013，23（5）：159－162，171.
［8］ 韓海濤，祝小妮.氣候變化與人類活動對瑪曲地區(qū)生態(tài)環(huán)境的影響［J］.中國沙漠，2007（4）：608－613.
［9］ 錢鞠，王根緒，馬金珠.黃河上游瑪曲縣生態(tài)環(huán)境問題與綜合治理對策［J］.生態(tài)學(xué)雜志，2002（3）：69－72.
［10］ 李瑜琴，趙景波.過度放牧對生態(tài)環(huán)境的影響與控制對策［J］.中國沙漠，2005（3）：404－408.
［11］ 吳素芬，張國威.新疆河流洪水與洪災(zāi)的變化趨勢［J］.冰川凍土，2003（2）：199－203.
［12］ 仇家琪，顏新.天山北坡中段春季融雪洪水及其災(zāi)害成因研究［J］.干旱區(qū)地理，1994（3）：35－42.
［13］ Sheng Yue，Pilona P，Cavadiasb G.Power of the Mann—Kendall and Spearman’s rho tests for detecting monotonic trends in hydrological series［J］.Journal of Hydrology，2002，259（1／4）：254－271.
［14］ 康淑媛，張勃，柳景峰，等.基于 Mann—Kendall法的張掖市降水量時(shí)空分布規(guī)律分析［J］.資源科學(xué)，2009，31（3）：501－508.
［15］ 石教智，陳曉宏.流域水文模型研究進(jìn)展［J］.水文，2006，26（1）：18－23.
［16］ 孫志群，劉志輝，孟現(xiàn)勇.基于MODIS的亞像元雪表面溫度反演方法研究［J］.干旱區(qū)資源與環(huán)境，2014，28（5）：166－170.
［17］ 孟現(xiàn)勇，劉志輝，喬鵬，等.基于柵格尺度的雙層融雪徑流模型研究及應(yīng)用［J］.水文，2013，33（4）10－15，31.
［18］ 孟現(xiàn)勇，吉曉楠，劉志輝，等.SWAT模型融雪模塊的改進(jìn)與應(yīng)用研究［J］.自然資源報(bào)，2014，29（3）：528－539.
［19］ 唐芳芳，徐宗學(xué)，左德鵬.黃河上游流域氣候變化對徑流的影響［J］.資源科學(xué)，2012，34（6）：1079－1088.
［20］ Eric A Anderson.A point of energy and mass balance model of a snow cover［R］.NOAA Technical Report NOAA Technical Report—NWS，1976，19：138－144.
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