張玉娜，徐長春?，李衛(wèi)紅，趙杰

(1.新疆大學(xué)資源與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，綠洲生態(tài)教育部重點實驗室，830046，烏魯木齊;2.中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所，荒漠與綠洲生態(tài)國家重點實驗室，830011，烏魯木齊)

全球氣候變化是當(dāng)今國際社會的熱點話題。氣候變化問題以及應(yīng)對氣候變化所需采取的措施，涉及自然生態(tài)系統(tǒng)和人類生產(chǎn)生活各方面，已成為當(dāng)今人類社會亟待解決的重大問題［1］。IPCC 第4 次評估報告［2］指出，1906—2005 年全球地表平均氣溫升高約0.74 ℃，近50 年來的變暖率為近100 年的2倍，預(yù)計到21 世紀(jì)末全球氣溫將升高1.1 ～6.4 ℃。此外，氣候變化具有明顯的區(qū)域差異性［3-4］。

北半球中緯度干旱半干旱區(qū)，作為全球干旱半干旱區(qū)近100 年來增溫最顯著的地區(qū)，其增溫幅度是全球陸地年平均增溫幅度的2 ～3 倍，對全球陸地平均增溫的貢獻(xiàn)率大于50%［5］。據(jù)近50 年實測記錄，我國西北干旱區(qū)變暖的強度高于全國平均值，以0.034 3 ℃/a 的趨勢升溫［6］，而20 世紀(jì)80—90 年代升溫尤其迅速。除此之外，全球降水量的區(qū)域差異化也更加顯著。近50 年來，中國降水量呈減少趨勢，但西北干旱區(qū)則是降水比較充沛的時期，尤其是氣候變化劇烈的80—90 年代，以新疆為主要代表的西北干旱區(qū)氣候明顯由暖干向暖濕轉(zhuǎn)型［7-8］，冰川加速消融，冰雪融水型河流徑流量急劇增多［9-12］。

通過長時間歷史資料分析各水循環(huán)要素的變化趨勢、周期及其空間分異的特征是研究氣候變化對區(qū)域水資源影響的基礎(chǔ)，國內(nèi)外學(xué)者也對此展開了大量的研究工作。W.A.Nigel［13］和李峰平等［14］通過對徑流變化趨勢的研究表明在不同的區(qū)域氣候變化對徑流量的影響不同。徐東霞等［15］根據(jù)嫩江的主要水文站50 年徑流資料，應(yīng)用數(shù)理統(tǒng)計、Mann-Kendall 秩相關(guān)法及小波分析法等，分析了嫩江徑流年內(nèi)、年際變化特征及其影響因素。雖然很多學(xué)者研究了水循環(huán)要素的演變規(guī)律，但是地域站點的有限、歷史資料的長短及質(zhì)量在一定程度上限制了水循環(huán)要素變化的研究。

開都河位于天山南麓東段，是天山南坡水量最豐富的河流之一，對新疆巴音郭楞蒙古自治州的經(jīng)濟(jì)發(fā)展和生態(tài)環(huán)境建設(shè)有著極其重要的意義。開都河是一條以雪冰融水和降水混合補給為主的河流，對氣候變化的響應(yīng)非常敏感。近年來有學(xué)者對開都河流域的氣溫、降水及徑流變化做過研究，從不同角度開展過許多有益的討論［16-21］;但由于以往研究中所用數(shù)據(jù)序列長度及方法各不相同，所得結(jié)果有一定差異性，并且，大部分研究通常以流域整體作為研究對象，并未區(qū)分山區(qū)和綠洲區(qū)進(jìn)行氣候變化特征對比分析。筆者選擇分布于開都河流域內(nèi)的6 個氣象水文站，選用1960—2010 年的逐月氣溫、降水和徑流資料，采用線性回歸、滑動平均等趨勢分析方法以及Mann-Kendall 趨勢和突變檢驗方法、R/S 法對開都河流域山區(qū)和綠洲區(qū)近50 年來氣溫和降水2個氣象要素以及地表徑流進(jìn)行趨勢和突變分析，揭示區(qū)域氣候變化對地表徑流帶來的影響，為流域規(guī)劃和水資源利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

開都河流域位于新疆維吾爾自治區(qū)天山南麓焉耆盆地北緣，介于E 82°58＇～86°05＇，N 42°14＇～43°21＇之間，是塔里木河流域的主要源流之一。開都河發(fā)源于天山中部海拔5 000 m 的薩爾明山的哈爾尕特和扎克斯臺溝，上游流經(jīng)巴音布魯克草原，下游流經(jīng)焉耆盆地，最后注入中國最大的內(nèi)陸淡水湖——博斯騰湖。流域面積4 萬7 878 km2，河流全長560 km。大山口水文站是開都河流域的控制性水文站，分布在出山口，地理坐標(biāo)位于E 85.7°、N 42.2°。大山口水文站以上流域集水面積約1.9 萬km2，多年平均徑流量為35.05 億m3。山區(qū)年均氣溫為3.6 ℃，年均降水量為196 mm;綠洲區(qū)年均氣溫為8.7 ℃，年均降水量為75.9 mm。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源與處理

考慮到氣象數(shù)據(jù)記錄的起始時間不盡一致，為建立穩(wěn)定的氣候序列，并保證氣象數(shù)據(jù)的一致性，選取開都河流域6 個氣象、水文站點(表1)近50 a(1960—2010 年)的氣象水文資料進(jìn)行分析，其中，巴音布魯克氣象站、巴倫臺氣象站和大山口水文站為山區(qū)代表站，焉耆、和靜、和碩氣象站為綠洲區(qū)代表站。各臺站氣象要素平均值作為本區(qū)該要素值。

對研究區(qū)6 個氣象、水文站的氣溫和降水資料按月、年整理，個別缺失的數(shù)據(jù)按照線性回歸法進(jìn)行插補［22］。按3—5 月為春季、6—8 月為夏季、9—11月為秋季、12—翌年2 月為冬季對各站點氣溫資料進(jìn)行四季劃分;分山區(qū)和綠洲區(qū)對流域氣溫和降水資料進(jìn)行年際變化趨勢與突變特征分析;水文資料主要為地表徑流，來自大山口水文站，時段為1960—2010 年。

表1 開都河流域主要氣象、水文站點相關(guān)信息Tab.1 Related information of meteorological and hydrological stations in the Kaidu River Basin

2.2 研究方法

1)Mann-Kendall 單調(diào)趨勢檢驗。Mann-Kendall單調(diào)趨勢檢驗法主要用于檢驗氣候變化趨勢的顯著性［23-24］。因其適用于水文、氣象等非正態(tài)分布的數(shù)據(jù)，計算較為簡便而得到廣泛應(yīng)用。檢驗公式為

其中:

式中:xk和xi為連續(xù)的數(shù)據(jù)值;n 為數(shù)據(jù)集合的長度;t 為每個單位的寬度。衡量趨勢大小的指標(biāo)

式中:1 ＜j ＜i ＜n;β 為斜率，正值表示上升趨勢，負(fù)值表示下降趨勢。

Mann-Kendall 趨勢檢驗判斷依據(jù)如下:

零假設(shè)H0:時間序列不存在顯著的長期趨勢。

當(dāng)|ZC|＞Z1時拒絕H0，即時間序列存在顯著的增加(β ＞0)或減少(β ＜0)趨勢。其中，±Z1-α/2為標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)方差，α 為顯著性檢驗水平。

2)Mann-Kendall 突變檢驗。Mann-Kendall 突變檢驗對于變化要素從一個相對穩(wěn)定狀態(tài)變化到另一個狀態(tài)的檢驗非常有效，已被廣泛應(yīng)用于氣候、水文等領(lǐng)域的研究［25-26］。

對于具有m 個樣本的時間序列x，構(gòu)造一個秩序列

其中

可見，秩序列SK是第i 時刻數(shù)值大于j 時刻數(shù)值個數(shù)的累計數(shù)。

在時間序列隨機獨立的假定下，定義統(tǒng)計量

其中UF，1=0，E(sk)和Var(sk)是累計數(shù)sk的均值和方差，在x1，x2，…，xn相互獨立，且有相同連續(xù)分布時，它們可由下式算出:

UF，i為標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)分布，它是按時間序列x 順序x1，x2，…，xm計算出的統(tǒng)計量序列，給定顯著性水平a，查正態(tài)分布表，若UF，i＞Ua，則表明序列存在明顯的趨勢變化。按時間序列x 順序xn，xn-1，…，x1，再重復(fù)上述過程，同時使UB，k=UF，k，(k=n，n-1，…，1)，UB，1=0。這一方法的優(yōu)點在于不僅計算簡便，而且可以明確突變開始的時間，并指出突變區(qū)域。

3)基于R/S 分析的Hurst 指數(shù)計算。Hurst 指數(shù)能定量描述時間序列的長期依賴性，運用Hurst指數(shù)判斷未來變化趨勢［27-30］。

定義時間序列為:{Xi}，i=1，2，3，…，p，對于任意正整數(shù)n≥1，則均值序列為

累積離差序列為

定義極差序列為

標(biāo)準(zhǔn)差序列為

對于比值序列

如果存在Rξ/Sξ=(cξ)H(c 為常數(shù))關(guān)系，則時間序列存在Hurst 現(xiàn)象，H 為Hurst 指數(shù)，取值范圍為［0，1］。當(dāng)H=0.5 時，表示時間序列是隨機的，不具有長程依賴性，未來發(fā)展趨勢與過去不存在延續(xù)性;當(dāng)0.5 ＜H≤1 時，表明未來事件會繼續(xù)保持過去發(fā)生事件的變化趨勢，H 值越接近于1，其持續(xù)性越強;當(dāng)0≤H ＜0.5 時，表示時間序列具反持續(xù)性，即未來變化的總體趨勢與過去相反，H 值越接近于0，表明其反持續(xù)性越強。

3 結(jié)果與分析

3.1 氣溫的長期趨勢及突變檢測

3.1.1 氣溫的變化特征 在過去50 年，開都河流域的氣溫總體呈上升趨勢(圖1)，增溫率為0.027℃/a，是近50 年全球陸地年平均增溫率的2 倍［2］。其中，山區(qū)增溫幅度較大，增溫率達(dá)0.031 ℃/a，綠洲區(qū)較小，為0.023 ℃/a。比較不同季節(jié)的增溫可見(表2)，山區(qū)秋季的增溫率較大，其次為冬季;綠洲區(qū)則冬季增溫率最高，是四季中增溫最高的季節(jié)，對年均增溫率貢獻(xiàn)最大，增溫率達(dá)0.045 ℃/a，而春季和夏季的增溫率較小。

表2 開都河流域氣溫年值、四季平均值年際線性變化增溫率Tab.2 Annual and seasonal average temperature change trend rate in the Kaidu River Basin ℃/a

圖1 開都河流域、山區(qū)和綠洲年平均氣溫變化趨勢Fig.1 Trends of annual mean temperature in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis area

分析可能與因人類活動而導(dǎo)致溫室氣體排放量增加有密切關(guān)系［31］。冬季我國北方主要以燃煤方式取暖，此外冬季森林碳匯作用急劇減弱，致使溫室氣體濃度增加及大氣保溫作用增強，引起了冬季增溫率的增高。也有學(xué)者［6］提出，西北干旱區(qū)冬季溫度的顯著升高與西伯利亞高壓活動減弱有關(guān)。

3.1.2 氣溫的突變檢驗及趨勢分析 從表3 可知，開都河流域及其山區(qū)和綠洲區(qū)的多年平均氣溫分別為6.2、3.6 和8.7 ℃，在0.01 的檢驗水平下都極顯著地拒絕了原假設(shè)。對氣溫的突變檢測可見(圖2)，氣溫的順序統(tǒng)計值UF曲線均遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過信度線，UF、UB曲線分別交于1993、1993 和1996 年，且都交于2 個信度線之間，這就說明開都河流域及其山區(qū)和綠洲區(qū)的氣溫變化趨勢都存在明顯的狀態(tài)改變。突變前后相比，開都河流域的溫度平均升高了0.8℃。其中，山區(qū)升高了0.9 ℃，平原綠洲區(qū)升高了0.7 ℃。R/S 分析結(jié)果表明，流域氣溫的Hurst 指數(shù)分別為0.89、0.90 和0.87，均遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于0.5，表明開都河流域的氣溫在未來一段時間內(nèi)可能還將保持繼續(xù)升高的趨勢。

表3 氣溫Mann-Kendall 單調(diào)趨勢檢驗、突變檢驗及R/S 分析Tab.3 Mann-Kendall monotonic trend test，abrupt change test and R/S analysis of temperature

圖2 開都河流域、山區(qū)和綠洲氣溫變化突變圖Fig.2 Abrupt change of temperature in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis area

3.2 降水的長期變化趨勢及突變檢測

3.2.1 降水的變化特征 在過去50 年，開都河流域降水量總體呈增加趨勢(圖3)，但區(qū)域的差異性顯著，其線性增加趨勢自西北向東南遞減。其中，山區(qū)降水量增加明顯(表4)，這種變化主要受海拔影響，開都河上游高大的山體有助于攔截空中水汽，由印度洋環(huán)流及西風(fēng)環(huán)流帶來的水汽遇到高山阻擋水汽上升而成云致雨，進(jìn)而使環(huán)流經(jīng)過的開都河流域山區(qū)降水增加。綠洲區(qū)降水量變化趨勢與山區(qū)相比，年份均稍顯提前。對流域降水的年際變化分析可見，20 世紀(jì)90 年代是過去半個多世紀(jì)降水最豐沛的10 年(圖4)，而近10 年(2001—2010 年)，開都河流域的降水量增幅呈現(xiàn)明顯下降趨勢，較20 世紀(jì)90 年代減少了約8.96%，與溫度的持續(xù)升高形成鮮明對照。短期內(nèi)降水是繼續(xù)增多，還是波動性變化尚不得而知。

3.2.2 降水的突變檢驗及趨勢分析 由對開都河流域降水時間序列的突變檢測(圖5)可見，開都河流域及其山區(qū)和綠洲區(qū)降水的UF曲線均已超過信度線，其UF、UB曲線分別交于1986、1988 和1980 年，且均交于2 個信度線之間，說明其降水變化存在明顯突變(表4)。突變前后，流域的降水增加了31.5 mm，其中，山區(qū)增加了38.9 mm，平原綠洲區(qū)增加了24.2 mm。通過R/S 分析，流域、山區(qū)和綠洲區(qū)的降水Hurst 指數(shù)分別為0.93、0.84和0.86，均遠(yuǎn)大于0.5。說明這種變化具有持續(xù)性，整個流域及其山區(qū)和綠洲區(qū)在長期變化中降水仍為增加趨勢。

3.3 徑流的長期變化趨勢及突變檢驗

3.3.1 徑流趨勢及突變分析 河川徑流是降水、蒸發(fā)和其他水循環(huán)組成成分的合成［32］。開都河是一條由冰雪融水和降水混合型補給的河流，從圖6(a)可以看出，開都河年徑流時間序列變化趨勢與氣溫、降水變化整體趨勢比較吻合，也表現(xiàn)出顯著增加趨勢，增加系數(shù)值為0.625(表5)。20 世紀(jì)90 年代中期以來至21 世紀(jì)初，徑流量增加趨勢尤為顯著。開都河流域山區(qū)發(fā)育著大面積的冰川和季節(jié)性積雪，山區(qū)氣溫升高和降水增加對徑流量增加有著積極的促進(jìn)作用。

圖3 開都河流域、山區(qū)和綠洲降水量的變化趨勢Fig.3 Changing trends of the annual precipitation in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis

圖4 開都河流域不同年代降水量距平分析Fig.4 Precipitation anomaly in the Kaidu River Basin

圖5 開都河流域、山區(qū)和綠洲降水變化突變圖Fig.5 Abrupt change of precipitation in the Kaidu River basin，mountainous area and Oasis area

對開都河徑流的突變檢測(圖6(b))可見，開都河徑流突變年份為1995 年，與氣溫突變時間基本一致，但略滯后于降水。突變后的1995—2011 年期間的年平均徑流量比1994 年以前的多年平均數(shù)增加了9.96 億m3。流域徑流Hurst 指數(shù)為0.88，遠(yuǎn)大于0.5，表明未來一段時間內(nèi)，開都河徑流的這種變化趨勢可能還會持續(xù)。

圖6 開都河流域多年平均徑流變化及突變圖Fig.6 Average annual runoff and abrupt change in the Kaidu River Basin

表4 降水Mann-Kendall 單調(diào)趨勢檢驗、突變檢驗及R/S 分析Tab.4 Mann-Kendall monotonic trend test，abrupt change test and R/S analysis of precipitation

表5 開都河徑流Mann-Kendall 單調(diào)趨勢、突變檢驗及R/S 分析Tab.5 Mann-Kendall monotonic trend test，abrupt change test and R/S analysis of streamflow in the Kaidu River Basin

3.3.2 徑流與氣溫、降水的相關(guān)性分析 基于1960—2010 年開都河大山口站徑流量和流域內(nèi)6個站點(巴音布魯克、巴倫臺、大山口、和靜、和碩和焉耆)的氣溫、降水時間序列數(shù)值，對徑流量與氣候變化進(jìn)行了Pearson 相關(guān)分析(表6)，可知，在相關(guān)系數(shù)檢驗中，年均溫、四季氣溫和年降水、夏季降水與徑流的相關(guān)性均通過了0.01 水平下的顯著性檢驗，冬季降水通過了0.05 水平下的顯著性檢驗。在氣溫要素中，春季氣溫與年徑流量的相關(guān)系數(shù)最大，為0.65，春季溫度的升高使得山區(qū)大面積積雪融化補給了河川徑流。在開都河山區(qū)流域，平均海拔為2 995 m。其中，中高山帶的地勢較為平坦，地形坡度在0 ～5°之間的面積達(dá)6 879 km2，約占流域山區(qū)集水面積的36%，海拔平均為2 658 m。這里在冬、春季節(jié)積累了大量積雪，當(dāng)春季氣溫迅速回升時，大面積季節(jié)性積雪融化補給了徑流，從而表現(xiàn)出與春季氣溫較好的同步性和相關(guān)性。在降水要素中，夏季降水量與年徑流量的相關(guān)系數(shù)最大，為0.52。

由此可知，春季氣溫和夏季降水是開都河流域徑流量變化的主要影響因素。上述結(jié)果與相關(guān)研究的有關(guān)結(jié)論一致［19，33］。

4 結(jié)論與討論

1)在過去50 年，開都河流域的年平均氣溫均呈增加趨勢，增溫率為0.027 ℃/a，是全球氣溫增溫率的2 倍［2］。其中，山區(qū)增溫率(0.031 ℃/a)大于平原綠洲區(qū)(0.023 ℃/a)。山區(qū)秋季的增溫率最大，而綠洲區(qū)主要是冬季增溫率十分顯著，增溫率高達(dá)0.045 ℃/a。

2)開都河流域降水量總體呈增加趨勢，山區(qū)增加趨勢尤為顯著，值得指出的是，開都河流域的降水在過去10 年(2001—2010 年)的增幅較20 世紀(jì)90年代明顯減小，由20 世紀(jì)90 年代的158.68 mm 降至21 世紀(jì)初(2001—2010 年)的144.46 mm，開都河徑流自2002 年以后，隨著山區(qū)降水變化開始出現(xiàn)明顯波動甚或減少趨勢，而且，隨著全球變化，開都河流域水資源的波動和不確定性還將會進(jìn)一步增大，這對流域水資源管理者來說，將面臨著更嚴(yán)峻的挑戰(zhàn)。

表6 大山口站年徑流量與流域各站氣象因子的單相關(guān)系數(shù)Tab.6 Correlation coefficients between annual runoff at Dashankou Station and meteorological factors at other stations

3)開都河主要由山區(qū)冰雪融水和降水混合型補給，分析徑流變化與各個氣象因子的相關(guān)性可見，春季氣溫對開都河徑流量的影響最為顯著。

4)在過去50 年，開都河徑流量表現(xiàn)出增加趨勢，突變后的1995—2011 年期間的年平均徑流量比1994 年以前的多年平均數(shù)增加了9.96 億m3。突變時間較氣溫和降水時間略有滯后，表現(xiàn)了流域徑流對氣候變化的強烈響應(yīng)。開都河徑流形成于山區(qū)，山區(qū)既是氣溫增溫最大的地區(qū)，也是降水增加最顯著的地區(qū)。在過去的10 年(2001—2010 年)，隨著全球氣候變暖，開都河流域山區(qū)的氣溫繼續(xù)處在升高態(tài)勢，但降水增加幅度較小，開都河徑流量自2003 年以來的增加趨勢已不甚明顯，且波動性增大。

5)開都河流域氣溫升高、降水增加導(dǎo)致徑流量呈增加趨勢，但從長期來看，隨著冰川消融的加劇，冰川面積萎縮直至消亡，可能會出現(xiàn)冰川消融拐點，河流由于失去冰川的調(diào)節(jié)作用，徑流可能會出現(xiàn)驟然減少的變化，隨著氣候極端化，發(fā)生豐水、枯水頻率的幾率會大大增加［34-35］。

本文主要研究了開都河流域過去50 a 的氣候變化及其徑流響應(yīng)，由于氣候變化及其對水資源的影響存在極大的不確定性，因此應(yīng)進(jìn)一步加強未來氣候變化下的水資源預(yù)測及其不確定性研究。此外，隨著人口及經(jīng)濟(jì)規(guī)模的擴(kuò)大，水資源需求量的不斷增加，用水矛盾將進(jìn)一步激化。作為開都-孔雀河流域工農(nóng)業(yè)發(fā)展、生活以及生態(tài)用水的重要水源，開都河流域未來氣候與水資源變化發(fā)展將對當(dāng)?shù)氐慕?jīng)濟(jì)、社會及生態(tài)可持續(xù)發(fā)展產(chǎn)生重大影響;因此還應(yīng)進(jìn)一步加強流域尺度的氣候水文過程及水資源供需平衡研究。