賽米熱·托合提 迪麗努爾·阿吉 , 2

1 新疆師范大學地理科學與旅游學院，烏魯木齊 830054 2 新疆干旱區(qū)湖泊環(huán)境與資源重點實驗室，烏魯木齊 830054

1 引言

氣候變化已不再局限在理論上的探討（秦伯強, 1993），IPCC第五次評估報告指出，氣候變暖是毋庸置疑的事實，全球所有地區(qū)幾乎都有升溫現(xiàn)象，從1901～2012年期間全球陸地和海洋溫度平均上升了0.89°C（王潤等, 2006）。國內(nèi)學者（張強等, 2000; 丁一匯等, 2006; 秦大河等, 2007）研究表明，20世紀以來中國地表年平均氣溫升高了0.5～0.8°C，略高于同期的全球平均值。氣候變暖影響氣候系統(tǒng)各圈層間的關(guān)系（李紅梅和李林, 2015），尤其對內(nèi)陸干旱區(qū)河流徑流量影響較大。全球氣候變化所導(dǎo)致的氣溫升高、降水量變率增加、冰川積雪面積退縮（Yu and Lu, 2015）極大程度影響了區(qū)域水資源量及水文循環(huán)過程，并直接改變河川的徑流過程，使氣候變化對徑流量的影響研究得到了進一步關(guān)注。吳立鈺等（2020）研究表明，水量豐沛的年份伊遜河流域徑流有穩(wěn)定的基流，降水量的增加使徑流量隨之增加，而平、枯水期，降水量下滲，減少地表徑流對徑流量的補充，從而導(dǎo)致流域徑流減少。王玉潔（2017）對西北干旱區(qū)典型流域研究顯示，徑流量與年降水量和年均氣溫呈顯著正相關(guān)關(guān)系，使黑河和疏勒河流域徑流量呈增加趨勢。金慶日（2020）對塔里木河流域徑流量的研究顯示，61年間流域徑流量增加了39. 85×108m3，溫度變化是影響流域徑流的主要氣候因素。

博斯騰湖是我國內(nèi)陸最大的吞吐型淡水湖，也是南疆工農(nóng)業(yè)、居民生活的主要水源地。開都河以粒雪冰的形式儲存源頭高大山脈的冰雪，并常年向博斯騰湖供水。然而在生態(tài)環(huán)境中有著多重角色的博斯騰湖近年來面臨著一系列的環(huán)境問題，氣候變暖雖為干旱、半干旱地區(qū)帶來了濕潤的雨季，但也帶來了諸多方面的環(huán)境問題，不能徹底的改變一個區(qū)域的氣候特征，反而會使其區(qū)域的氣候逐漸惡化；流域人口的增加、耕地面積的擴張和各種水利工程等人類活動減少了入湖流量。本文利用博斯騰湖流域具有代表性的氣象站及水文站數(shù)據(jù)，重點對流域年均氣溫、年降水量、年蒸發(fā)量（蒸發(fā)皿蒸發(fā)）及徑流量進行趨勢分析和突變檢驗，系統(tǒng)揭示博斯騰湖流域1980～2018年氣候變化對開都河徑流量的影響，為博斯騰湖流域水資源保持、合理開發(fā)利用和可持續(xù)發(fā)展提供科學支撐。

2 數(shù)據(jù)來源與方法

2.1 研究區(qū)概況

博斯騰湖位于天山南簏焉耆盆地東南部（榮其瑞, 1989; 努 爾 比 耶·艾 合 買 提 等, 2014; 趙 慧 等,2020），是孔雀河源頭也是開都河的尾閭，更是我國最大的內(nèi)陸吞吐型淡水湖，中心位置在 （41°45'N～42°10'N，86°15'E～86°55'E），流域面積2.7×104km（喬瀘等, 2016, 2017; 李波和迪麗努爾·阿吉, 2017）。氣候類型屬于溫帶大陸性干旱氣候，整個流域干燥少雨，平原盆地降水稀少，多年實測平均降水量約70 mm、年蒸發(fā)量達1141 mm、年均氣溫8.2～10.5°C。開都河是新疆年徑流量超過30×108m3的六大河流之一。其中流入博斯騰湖的水量95%均來自開都河，其次來自黃水溝和清水河等（左其亭等, 2003; 夏庫熱·塔伊爾, 2014;迪麗努爾·阿吉等, 2014）。

2.2 數(shù)據(jù)來源

本文分析博斯騰湖流域內(nèi)（圖1）焉耆、庫爾勒、庫米什、和碩、和靜、巴侖臺、巴音布魯克和尉犁8個氣象站點1980～2018年的年均氣溫、年降水量和年蒸發(fā)量（本文統(tǒng)一將蒸發(fā)皿測得蒸發(fā)量簡稱為蒸發(fā)量）。原始氣象數(shù)據(jù)來自于中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)，為逐日資料。本研究先根據(jù)逐日數(shù)據(jù)計算月均值，再得到年均值。原始數(shù)據(jù)中，2003～2013年4～9月間焉耆、巴侖臺、庫米什、庫爾勒和巴音布魯克等站點蒸發(fā)量數(shù)據(jù)缺失。本研究使用線性插值法根據(jù)3月和10月月值，依次插補得到缺失月份的月值氣象數(shù)據(jù)（插補數(shù)據(jù)用紅色點區(qū)分）。開都河徑流量數(shù)據(jù)來自開都河大山口水文站、相關(guān)參考文獻及新疆統(tǒng)計年鑒。利用Excel、Spss軟件進行數(shù)據(jù)處理、插值和分析，利用Origin2018、Arcgis10. 5軟件進行制圖。

圖1 新疆博斯騰湖流域氣象站點分布Fig. 1 Distribution of meteorological stations in the Bosten Lake basin in Xinjiang

2.3 研究方法

2.3.1 線性回歸分析法

線性趨勢分析法是用一元線性方法描述年均氣溫、年降水、年蒸發(fā)量的變化趨勢，即

其中，y為氣象要素（年均氣溫、年降水量、年蒸發(fā)量），b為回歸系數(shù)，x為時間序列?；貧w系數(shù)b表示氣象要素y的趨勢傾向，b＞0為上升趨勢，b＜0為下降趨勢。通常用10b表示y的變化速率，單位為°C/10 a或mm/10 a（康麗娟等, 2018）。

2.3.2 M-K突變檢驗法

Mann-Kendall突變檢驗法在氣候突變的普適定義為：氣候從一種穩(wěn)定狀態(tài)跳躍式地轉(zhuǎn)變到另一種穩(wěn)定狀態(tài)的現(xiàn)象，它表現(xiàn)為氣候在時空上從一個統(tǒng)計特性到另一個統(tǒng)計特性的急劇變化（符淙斌和王強, 1992），找出各站點氣溫、降水和蒸發(fā)要素的突變年限，不僅能表明突變開始的時間，同時也能夠反映發(fā)生突變的區(qū)域，在統(tǒng)計中，給定顯著性水平α，當UF及UB兩條曲線在臨界線范圍之內(nèi)存在交點，可認為這一相交點顯著，有突變出現(xiàn)。曲線UF＞0，結(jié)果呈上升趨勢；相反，則呈下降趨勢，大于或小于±1. 96，表示上升或下降趨勢顯著。

3 分析與結(jié)果

3.1 氣候變化趨勢分析

3.1.1 流域氣溫變化趨勢分析

以每5年為變化曲線，分析了博斯騰湖流域年均氣溫變化。結(jié)果顯示（圖2a-2h），焉耆、和靜、和碩、巴侖臺、庫米什、巴音布魯克、庫爾勒、尉犁最高年均氣溫依次出現(xiàn)在2017年的11. 13°C、2002年的11. 12°C、2006年的9. 43°C、2007年的8. 36°C、2017年的11. 01°C、1998年的-1. 85°C、2015年的13. 46°C和1999年的11. 88°C，研究時段內(nèi)流域年均氣溫最高為2013年的13. 29°C，最低記錄則是1996年的-6. 38°C。其中焉耆、和靜、庫米什、巴音布魯克和尉犁年均氣溫變化幅度大，氣溫呈明顯上升趨勢，和碩、巴侖臺和庫爾勒年均氣溫變化幅度小，除巴音布魯克年均氣溫為-4. 11°C外，其余各站點年均氣溫在5. 38～12. 09°C之間，其變化速率為0. 03～0. 44°C （10 a）-1，均呈上升趨勢。氣溫平均距平值逐年變化顯示（圖2i、2j），結(jié)合表1，整個研究期間流域年均氣溫為7. 85°C，變化速率為0. 15°C （10 a）-1，流域氣溫增暖趨勢明顯。

表1 1980～2018年新疆博斯騰湖流域氣溫、降水量、蒸發(fā)量年際變化速率Table 1 Interannual variations in temperature, precipitation, and evaporation in the Bosten Lake basin, Xinjiang from 1980 to 2018

圖2 1980～2018年新疆博斯騰湖流域（a）焉耆、（b）和靜、（c）和碩、（d）巴侖臺、（e）庫米什、（f）巴音布魯克、（g）庫爾勒、（h）尉犁年均氣溫（點）及其變化趨勢（直線），（i）流域年均氣溫變化趨勢及（j）流域年均氣溫距平Fig. 2 Annual average air temperature (points) and trend (straight lines) in (a) Yanqi, (b) Hejing, (c) Hoxud, (d) Balguntay, (e) Kümüx, (f)Bayanbulak, (g) Korla, and (h) Yuli, (i) annual average temperature trends and (j) yearly changes of the whole Bosten Lake basin, Xinjiang from 1980 to 2018

3.1.2 流域降水量變化趨勢分析

年降水量變化趨勢（圖3a-3h）顯示，焉耆、和靜、和碩、巴侖臺、庫米什、巴音布魯克、庫爾勒、尉犁最高年降水量依次出現(xiàn)在2016年的154.50 mm、1992年的161.30 mm、1992年的184.30 mm、2000年的350.70 mm、1998年的108.20 mm、1999年的406.6 mm、2016年的141.10 mm、1987年的151 mm。就降水量變化速率而言，除和碩年均降水量95.65 mm，變化速率為-0.7 mm （10 a）-1外，其余各站點年均降水量在50.31～285.16 mm之間，其變化速率為0.3～3.74 mm （10 a）-1。

除和碩外，其他站點降水量速率均緩慢增加。降水量距平值逐年變化顯示（圖3i、3j），博斯騰湖流域年降水量呈緩慢增加趨勢，整個研究期間年均降水量115.69 mm，增長速率為0.765 mm （10 a）-1，呈較濕潤狀態(tài)。

圖3 同圖2，但為年降水量Fig. 3 Same as Fig. 2, but for annual precipitation

3.1.3 流域蒸發(fā)量變化趨勢分析

年蒸發(fā)量變化趨勢顯示（圖4a-4h），整個研究期間年蒸發(fā)量變化中出現(xiàn)兩個最高和最低值，最高值分別是和靜2001年的3081.2 mm和庫米什1997年的3294.8 mm，最低值則分別是焉耆2002年的1195 mm和巴音布魯克2018年的727.5 mm。焉耆、和靜與和碩年蒸發(fā)量變化幅度較小，年蒸發(fā)量均處于逐漸下降趨勢。就變化速率而言，除焉耆、和碩、尉犁年均蒸發(fā)量1843.62～2325.51 mm之間，其變化速率為0. 32～10.31 mm （10 a）-1外，其余站點年均蒸發(fā)量均在1091.2～2960.30 mm之間，其 變 化 速 率 為-36.63～-7.38 mm （10 a）-1，2003～2013年4～9月蒸發(fā)量插值結(jié)果顯示，該時段內(nèi)年均蒸發(fā)量2091. 2 mm，變化速率為-5. 65 mm （10 a）-1，呈下降趨勢。蒸發(fā)量距平值逐年變化顯示（圖4i、4j），結(jié)合表1，整個研究期間流域年均蒸發(fā)量為2070.72 mm，變化速率為-11. 6 mm （10 a）-1，蒸發(fā)量呈減少趨勢。

圖4 同圖2，但為年蒸發(fā)量Fig. 4 Same as Fig. 2, but for annual evaporation

3.2 開都河徑流量變化趨勢

開都河徑流量20世紀50年代至90年代中期總體偏少，后期偏多，徑流量變化呈V形（邱慧瓊和劉俊, 2016）。從大山口水文站年徑流量（努爾比耶·艾合買提等, 2014）、新疆統(tǒng)計年鑒主要河流基本情況等資料中獲取開都河年徑流量數(shù)據(jù)，并對其1980～2018年的年徑流量數(shù)據(jù)進行整理分析，結(jié)果表明，1980～2018年開都河年徑流量為36.77×108m3，呈波動中增加態(tài)勢（圖5a）。自20世紀80年代初至90年代中期，各年徑流量處于平均值以下（圖5b），20世紀80年代末至90年代初，其徑流量增加幅度較小，而20世紀90年代末至2010年開都河徑流量處于平均值以上，2010～2018年正負距平均勻出現(xiàn)，表現(xiàn)出年徑流量以0.204×108m3（10 a）-1的速率平穩(wěn)增加。

圖5 1980～2018年新疆開都河年徑流量（a）變化趨勢與（b）距平Fig. 5 (a) Annual trend of runoff volume and (b) yearly change of Kaidu River in Xinjiang from 1980 to 2018

3.3 氣候變化對徑流量的影響

3.3.1 氣候變化趨勢對徑流量的影響

年均氣溫和徑流量變化趨勢分析表明，博斯騰湖流域年均氣溫持續(xù)呈現(xiàn)波動性增溫趨勢，隨流域氣溫不斷上升，開都河徑流量也呈波動中增加態(tài)勢 （圖6），2002年流域年均氣溫為8. 66°C時，其年徑流量峰值為57.1×108m3，2003～2018年氣溫及徑流量變化趨向降低，當2007年最高氣溫為8. 86°C時，年徑流量達40×108m3，突破2013～2016年的徑流量均值33. 5×108m3。初步認為，流域氣溫的升高，加速了上游冰川積雪的融化速度，使得開都河徑流量出現(xiàn)逐漸增加的明顯跡象，此結(jié)果與高聞宇（2011）、朱彎彎等（2014）結(jié)論基本一致，從1970～2009年對開都河流域冰川面積及其蓄水量研究顯示，1970～2000和2000～2009年間冰川面積退縮率為0. 9% a-1和1. 1% a-1，而導(dǎo)致此變化的主要原因是氣溫的升高。

年降水量和徑流量變化趨勢分析表明，降水量的緩慢增加，使開都河徑流量也呈波動中增加態(tài)勢 （圖6）。博斯騰湖流域最高年降水量為2015年的153.5 mm，最低年降水量為1984年的79.03 mm，整個研究期間年均降水量為115.69 mm，增長速率為0.765 mm（10 a）-1。徑流量在1988年、1995年、2001年、2007年、2010年和2018年隨相應(yīng)年份降水量的增加而逐漸增加，伴隨流域氣候呈現(xiàn)由干轉(zhuǎn)濕的轉(zhuǎn)變。

年蒸發(fā)量和徑流量變化趨勢分析表明，博斯騰湖流域年蒸發(fā)量呈減少趨勢（圖6），最高年蒸發(fā)量為1985年的2328.7 mm，最低年蒸發(fā)量為2018年的1655.5 mm，整個研究期間年均蒸發(fā)量為2070.72 mm，增長速率為-11. 6 mm（10 a）-1。蒸發(fā)量在1982年、1989年、1994年、2001年、2005年、2013年出現(xiàn)峰值時徑流量出現(xiàn)低值，而蒸發(fā)量出現(xiàn)低值時徑流量結(jié)果相反。

圖6 1980～2018年新疆博斯騰湖流域（a）年均氣溫、（b）年降水量、（c）年蒸發(fā)量與開都河徑流量變化趨勢Fig. 6 Trends of (a) annual mean temperature, (b) annual precipitation, and (c) annual evaporation and runoff of Kaidu River in Bosten Lake Basin, Xinjiang from 1980 to 2018

3.3.2 氣候突變對徑流量的影響

氣溫突變檢驗結(jié)果（圖7）顯示，博斯騰湖流域1980～2018年年均氣溫與徑流量UF、UB值均超出U0.05=±1.96顯著性置信區(qū)間，甚至超過U0.01=±2.56顯著性水平，氣溫與徑流量UF值從1985年開始處于上升趨勢，在U0.05=±1.96區(qū)間內(nèi)均有突變點。氣溫1993年間發(fā)生突變，徑流量1996年發(fā)生突變，自突變年開始氣溫與徑流量增加趨勢顯著。1996年開始的氣溫顯著增溫趨勢說明在該時間段氣溫發(fā)生由冷變暖的突變并使年徑流量呈明顯增加態(tài)勢。

降水量突變檢驗結(jié)果（圖7）顯示，1980～2018年年降水量UF、UB值有短期超出U0.05顯著性置信區(qū)間，除1986年發(fā)生的突變外，其余年均不能滿足突變要求，不能作為突變點。因此發(fā)生突變點為1986年，降水量顯著增加，與此同時徑流量從1986年開始迅速增加，表明該時間段研究區(qū)處于濕潤態(tài)勢。

蒸發(fā)量突變檢驗結(jié)果（圖7）顯示，1980～2018年年蒸發(fā)量UF、UB值均超過U0.05和U0.01置信區(qū)間。1986～1996年、2009～2018年蒸發(fā)量UF值顯著下降，1996～2009年顯著上升，且UF、UB曲線在U0.05的置信區(qū)間內(nèi)有3個突變點。對比分析發(fā)現(xiàn)1991年、2014年不滿足突變要求，不能成為突變點，因此蒸發(fā)量突變點為1996年，蒸發(fā)量出現(xiàn)降低時徑流量增加趨勢顯著。

圖7 1980～2018年新疆博斯騰湖流域年均氣溫、年降水量、年蒸發(fā)量及年徑流量突變Fig. 7 Abrupt changes in annual mean temperature, annual precipitation, annual evaporation and runoff in the Bosten Lake basin, Xinjiang from 1980 to 2018

3.3.3 氣候各要素與徑流量的相關(guān)性分析

根據(jù)表2，氣溫、降水量、蒸發(fā)量和徑流量間的相關(guān)性分析顯示，流域年均氣溫和開都河年徑流量間的相關(guān)性最大，相關(guān)系數(shù)為0. 463，年降水量和年蒸發(fā)量呈負相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為-0.516，均通過0.01的顯著性水平檢驗；年徑流量與降水量相關(guān)系數(shù)為0.276，與蒸發(fā)量相關(guān)系數(shù)為-0.03，相關(guān)性不大。對比分析發(fā)現(xiàn)，博斯騰湖流域氣候變化對開都河徑流量的影響從大到小依次為年均氣溫＞年降水量＞年蒸發(fā)量。

表2 1980～2018年新疆博斯騰湖流域氣象因子變化趨勢與徑流量相關(guān)性分析Table 2 Correlation analysis of meteorological factor trends and runoff in the Bosten Lake basin, Xinjiang from 1980 to 2018

4 結(jié)論與討論

2003～2013年4～9月間對流域蒸發(fā)量的插值結(jié)果顯示，插值年內(nèi)年均蒸發(fā)量2091.2 mm，其變化速率為-5.65 mm （10 a）-1，其余年份年均蒸發(fā)量2067.8 mm，其變化速率為-7.7 mm （10 a）-1，均呈負值，蒸發(fā)量出現(xiàn)降低趨勢。

蒸發(fā)量增減變化與流域相對濕度和風速有密切聯(lián)系，結(jié)合流域相對濕度和風速研究（表3）發(fā)現(xiàn)，流域降水量與蒸發(fā)量的相關(guān)系數(shù)為-0. 516，與相對濕度的相關(guān)系數(shù)0. 453，均通過0.01的顯著性檢驗；相對濕度與蒸發(fā)量呈負相關(guān)，相關(guān)系數(shù)為-0.165；風速與降水量的相關(guān)系數(shù)為-0. 072，與相對濕度的相關(guān)系數(shù)為-0. 220，均呈負相關(guān)，因此可推斷，降水量的增加使流域相對濕度增多，濕潤的空氣中弱風不易將水汽帶到大氣，因而降低蒸發(fā)速度導(dǎo)致蒸發(fā)量的減少。

表3 1980～2018年新疆博斯騰湖流域蒸發(fā)量與降水量、相對濕度、風速間的相關(guān)性分析Table 3 Correlation analysis between evapotranspiration and precipitation, relative humidity, and wind speed in the Bosten Lake basin, Xinjiang from 1980 to 2018

20世紀80年代和90年代氣溫處于遞增趨勢，到90年代末轉(zhuǎn)為正距平；降水量20世紀80年代為-9.70%的負距平，說明此階段為降水量偏少時期，90年代轉(zhuǎn)為正距平為10.61%，降水量逐漸增加；蒸發(fā)量從20世紀80年代正距平轉(zhuǎn)入90年代負距平。氣候因子距平百分率與流域內(nèi)不同區(qū)域氣候年均變化趨勢一致。對徑流變差系數(shù)分析中得知，開都河流域變差系數(shù)為0.17，年徑流量變化小，處于平穩(wěn)狀態(tài)。努爾比耶·艾合麥提托合提（2015）1960～2012年根據(jù)氣候變化與人類活動對開都河徑流的影響研究得出，不同年代由于人類活動影響時間的不同，自然因素（如：氣候變化）在徑流增減趨勢上占主導(dǎo)地位，后期人為因素占主導(dǎo)地位；洪波等（2015）在相似的研究中得出，氣候變化使水量增加，其貢獻率為122%，而人類活動使水量減少，其貢獻率為22% ，雖然氣候變化在徑流增減過程中有重要作用，但隨社會經(jīng)濟的發(fā)展，人類活動將成為影響徑流變化的主導(dǎo)因素。

現(xiàn)階段根據(jù)氣候變化對徑流的影響研究發(fā)現(xiàn)，氣候變化為博斯騰湖流域添加了濕潤的特征，同時也加劇了流域的高溫悶熱，降水量的增加沒有使高溫條件有所改善，反而使其越來越高。這種氣候變化未來可能會引起一些極端氣候事件的發(fā)生（王英等, 2006; 王蕊等, 2015; 趙丹丹, 2019），因此進一步研究氣候變化對徑流量的影響是必要的。本文定量分析博斯騰湖流域氣候變化對徑流量的關(guān)系，得出結(jié)論如下:

（1）1980～2018年博斯騰湖流域年均氣溫呈波動中上升趨勢，其變化速率為0.15°C（10 a）-1，相關(guān)系數(shù)為0.563，增暖趨勢顯著，年降水量則以0.765 mm（10 a）-1的速率增加，而年蒸發(fā)量出現(xiàn)以-11.6 mm（10 a）-1的速率逐漸下降態(tài)勢，流域氣候出現(xiàn)由干向濕的趨勢；

（2）開都河徑流量對氣候因子突變的響應(yīng)表明，1980～2018年間開都河徑流量通過0.05的水平上呈顯著增加態(tài)勢；

（3）流域氣候變化與開都河徑流量的關(guān)系研究表明，流域年均氣溫和開都河徑流量間的相關(guān)性最顯著，相關(guān)系數(shù)為0.463，年降水量、年蒸發(fā)量與徑流量之間相關(guān)不大，相關(guān)系數(shù)分別為0.276、-0. 03。對比分析發(fā)現(xiàn)，博斯騰湖流域氣候變化對開都河徑流量的影響從大到小依次為年均氣溫＞年降水量＞年蒸發(fā)量。