开都河流域气候变化特征及其对径流的影响

张玉娜，徐长春†，李卫红，赵杰

(1.新疆大学资源与环境科学学院，绿洲生态教育部重点实验室，830046，乌鲁木齐;2.中国科学院新疆生态与地理研究所，荒漠与绿洲生态国家重点实验室，830011，乌鲁木齐)

全球气候变化是当今国际社会的热点话题。气候变化问题以及应对气候变化所需采取的措施，涉及自然生态系统和人类生产生活各方面，已成为当今人类社会亟待解决的重大问题［1］。IPCC 第4 次评估报告［2］指出，1906—2005 年全球地表平均气温升高约0.74 ℃，近50 年来的变暖率为近100 年的2倍，预计到21 世纪末全球气温将升高1.1 ～6.4 ℃。此外，气候变化具有明显的区域差异性［3-4］。

北半球中纬度干旱半干旱区，作为全球干旱半干旱区近100 年来增温最显著的地区，其增温幅度是全球陆地年平均增温幅度的2 ～3 倍，对全球陆地平均增温的贡献率大于50%［5］。据近50 年实测记录，我国西北干旱区变暖的强度高于全国平均值，以0.034 3 ℃/a 的趋势升温［6］，而20 世纪80—90 年代升温尤其迅速。除此之外，全球降水量的区域差异化也更加显著。近50 年来，中国降水量呈减少趋势，但西北干旱区则是降水比较充沛的时期，尤其是气候变化剧烈的80—90 年代，以新疆为主要代表的西北干旱区气候明显由暖干向暖湿转型［7-8］，冰川加速消融，冰雪融水型河流径流量急剧增多［9-12］。

通过长时间历史资料分析各水循环要素的变化趋势、周期及其空间分异的特征是研究气候变化对区域水资源影响的基础，国内外学者也对此展开了大量的研究工作。W.A.Nigel［13］和李峰平等［14］通过对径流变化趋势的研究表明在不同的区域气候变化对径流量的影响不同。徐东霞等［15］根据嫩江的主要水文站50 年径流资料，应用数理统计、Mann-Kendall 秩相关法及小波分析法等，分析了嫩江径流年内、年际变化特征及其影响因素。虽然很多学者研究了水循环要素的演变规律，但是地域站点的有限、历史资料的长短及质量在一定程度上限制了水循环要素变化的研究。

开都河位于天山南麓东段，是天山南坡水量最丰富的河流之一，对新疆巴音郭楞蒙古自治州的经济发展和生态环境建设有着极其重要的意义。开都河是一条以雪冰融水和降水混合补给为主的河流，对气候变化的响应非常敏感。近年来有学者对开都河流域的气温、降水及径流变化做过研究，从不同角度开展过许多有益的讨论［16-21］;但由于以往研究中所用数据序列长度及方法各不相同，所得结果有一定差异性，并且，大部分研究通常以流域整体作为研究对象，并未区分山区和绿洲区进行气候变化特征对比分析。笔者选择分布于开都河流域内的6 个气象水文站，选用1960—2010 年的逐月气温、降水和径流资料，采用线性回归、滑动平均等趋势分析方法以及Mann-Kendall 趋势和突变检验方法、R/S 法对开都河流域山区和绿洲区近50 年来气温和降水2个气象要素以及地表径流进行趋势和突变分析，揭示区域气候变化对地表径流带来的影响，为流域规划和水资源利用提供科学依据。

1 研究区概况

开都河流域位于新疆维吾尔自治区天山南麓焉耆盆地北缘，介于E 82°58＇～86°05＇，N 42°14＇～43°21＇之间，是塔里木河流域的主要源流之一。开都河发源于天山中部海拔5 000 m 的萨尔明山的哈尔尕特和扎克斯台沟，上游流经巴音布鲁克草原，下游流经焉耆盆地，最后注入中国最大的内陆淡水湖——博斯腾湖。流域面积4 万7 878 km2，河流全长560 km。大山口水文站是开都河流域的控制性水文站，分布在出山口，地理坐标位于E 85.7°、N 42.2°。大山口水文站以上流域集水面积约1.9 万km2，多年平均径流量为35.05 亿m3。山区年均气温为3.6 ℃，年均降水量为196 mm;绿洲区年均气温为8.7 ℃，年均降水量为75.9 mm。

2 数据与方法

2.1 数据来源与处理

考虑到气象数据记录的起始时间不尽一致，为建立稳定的气候序列，并保证气象数据的一致性，选取开都河流域6 个气象、水文站点(表1)近50 a(1960—2010 年)的气象水文资料进行分析，其中，巴音布鲁克气象站、巴伦台气象站和大山口水文站为山区代表站，焉耆、和静、和硕气象站为绿洲区代表站。各台站气象要素平均值作为本区该要素值。

对研究区6 个气象、水文站的气温和降水资料按月、年整理，个别缺失的数据按照线性回归法进行插补［22］。按3—5 月为春季、6—8 月为夏季、9—11月为秋季、12—翌年2 月为冬季对各站点气温资料进行四季划分;分山区和绿洲区对流域气温和降水资料进行年际变化趋势与突变特征分析;水文资料主要为地表径流，来自大山口水文站，时段为1960—2010 年。

表1 开都河流域主要气象、水文站点相关信息Tab.1 Related information of meteorological and hydrological stations in the Kaidu River Basin

2.2 研究方法

1)Mann-Kendall 单调趋势检验。Mann-Kendall单调趋势检验法主要用于检验气候变化趋势的显著性［23-24］。因其适用于水文、气象等非正态分布的数据，计算较为简便而得到广泛应用。检验公式为

其中:

式中:xk和xi为连续的数据值;n 为数据集合的长度;t 为每个单位的宽度。衡量趋势大小的指标

式中:1 ＜j ＜i ＜n;β 为斜率，正值表示上升趋势，负值表示下降趋势。

Mann-Kendall 趋势检验判断依据如下:

零假设H0:时间序列不存在显著的长期趋势。

当|ZC|＞Z1时拒绝H0，即时间序列存在显著的增加(β ＞0)或减少(β ＜0)趋势。其中，±Z1-α/2为标准正态方差，α 为显著性检验水平。

2)Mann-Kendall 突变检验。Mann-Kendall 突变检验对于变化要素从一个相对稳定状态变化到另一个状态的检验非常有效，已被广泛应用于气候、水文等领域的研究［25-26］。

对于具有m 个样本的时间序列x，构造一个秩序列

其中

可见，秩序列SK是第i 时刻数值大于j 时刻数值个数的累计数。

在时间序列随机独立的假定下，定义统计量

其中UF，1=0，E(sk)和Var(sk)是累计数sk的均值和方差，在x1，x2，…，xn相互独立，且有相同连续分布时，它们可由下式算出:

UF，i为标准正态分布，它是按时间序列x 顺序x1，x2，…，xm计算出的统计量序列，给定显著性水平a，查正态分布表，若UF，i＞Ua，则表明序列存在明显的趋势变化。按时间序列x 顺序xn，xn-1，…，x1，再重复上述过程，同时使UB，k=UF，k，(k=n，n-1，…，1)，UB，1=0。这一方法的优点在于不仅计算简便，而且可以明确突变开始的时间，并指出突变区域。

3)基于R/S 分析的Hurst 指数计算。Hurst 指数能定量描述时间序列的长期依赖性，运用Hurst指数判断未来变化趋势［27-30］。

定义时间序列为:{Xi}，i=1，2，3，…，p，对于任意正整数n≥1，则均值序列为

累积离差序列为

定义极差序列为

标准差序列为

对于比值序列

如果存在Rξ/Sξ=(cξ)H(c 为常数)关系，则时间序列存在Hurst 现象，H 为Hurst 指数，取值范围为［0，1］。当H=0.5 时，表示时间序列是随机的，不具有长程依赖性，未来发展趋势与过去不存在延续性;当0.5 ＜H≤1 时，表明未来事件会继续保持过去发生事件的变化趋势，H 值越接近于1，其持续性越强;当0≤H ＜0.5 时，表示时间序列具反持续性，即未来变化的总体趋势与过去相反，H 值越接近于0，表明其反持续性越强。

3 结果与分析

3.1 气温的长期趋势及突变检测

3.1.1 气温的变化特征 在过去50 年，开都河流域的气温总体呈上升趋势(图1)，增温率为0.027℃/a，是近50 年全球陆地年平均增温率的2 倍［2］。其中，山区增温幅度较大，增温率达0.031 ℃/a，绿洲区较小，为0.023 ℃/a。比较不同季节的增温可见(表2)，山区秋季的增温率较大，其次为冬季;绿洲区则冬季增温率最高，是四季中增温最高的季节，对年均增温率贡献最大，增温率达0.045 ℃/a，而春季和夏季的增温率较小。

表2 开都河流域气温年值、四季平均值年际线性变化增温率Tab.2 Annual and seasonal average temperature change trend rate in the Kaidu River Basin ℃/a

图1 开都河流域、山区和绿洲年平均气温变化趋势Fig.1 Trends of annual mean temperature in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis area

分析可能与因人类活动而导致温室气体排放量增加有密切关系［31］。冬季我国北方主要以燃煤方式取暖，此外冬季森林碳汇作用急剧减弱，致使温室气体浓度增加及大气保温作用增强，引起了冬季增温率的增高。也有学者［6］提出，西北干旱区冬季温度的显著升高与西伯利亚高压活动减弱有关。

3.1.2 气温的突变检验及趋势分析 从表3 可知，开都河流域及其山区和绿洲区的多年平均气温分别为6.2、3.6 和8.7 ℃，在0.01 的检验水平下都极显著地拒绝了原假设。对气温的突变检测可见(图2)，气温的顺序统计值UF曲线均远远超过信度线，UF、UB曲线分别交于1993、1993 和1996 年，且都交于2 个信度线之间，这就说明开都河流域及其山区和绿洲区的气温变化趋势都存在明显的状态改变。突变前后相比，开都河流域的温度平均升高了0.8℃。其中，山区升高了0.9 ℃，平原绿洲区升高了0.7 ℃。R/S 分析结果表明，流域气温的Hurst 指数分别为0.89、0.90 和0.87，均远远大于0.5，表明开都河流域的气温在未来一段时间内可能还将保持继续升高的趋势。

表3 气温Mann-Kendall 单调趋势检验、突变检验及R/S 分析Tab.3 Mann-Kendall monotonic trend test，abrupt change test and R/S analysis of temperature

图2 开都河流域、山区和绿洲气温变化突变图Fig.2 Abrupt change of temperature in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis area

3.2 降水的长期变化趋势及突变检测

3.2.1 降水的变化特征 在过去50 年，开都河流域降水量总体呈增加趋势(图3)，但区域的差异性显著，其线性增加趋势自西北向东南递减。其中，山区降水量增加明显(表4)，这种变化主要受海拔影响，开都河上游高大的山体有助于拦截空中水汽，由印度洋环流及西风环流带来的水汽遇到高山阻挡水汽上升而成云致雨，进而使环流经过的开都河流域山区降水增加。绿洲区降水量变化趋势与山区相比，年份均稍显提前。对流域降水的年际变化分析可见，20 世纪90 年代是过去半个多世纪降水最丰沛的10 年(图4)，而近10 年(2001—2010 年)，开都河流域的降水量增幅呈现明显下降趋势，较20 世纪90 年代减少了约8.96%，与温度的持续升高形成鲜明对照。短期内降水是继续增多，还是波动性变化尚不得而知。

3.2.2 降水的突变检验及趋势分析 由对开都河流域降水时间序列的突变检测(图5)可见，开都河流域及其山区和绿洲区降水的UF曲线均已超过信度线，其UF、UB曲线分别交于1986、1988 和1980 年，且均交于2 个信度线之间，说明其降水变化存在明显突变(表4)。突变前后，流域的降水增加了31.5 mm，其中，山区增加了38.9 mm，平原绿洲区增加了24.2 mm。通过R/S 分析，流域、山区和绿洲区的降水Hurst 指数分别为0.93、0.84和0.86，均远大于0.5。说明这种变化具有持续性，整个流域及其山区和绿洲区在长期变化中降水仍为增加趋势。

3.3 径流的长期变化趋势及突变检验

3.3.1 径流趋势及突变分析 河川径流是降水、蒸发和其他水循环组成成分的合成［32］。开都河是一条由冰雪融水和降水混合型补给的河流，从图6(a)可以看出，开都河年径流时间序列变化趋势与气温、降水变化整体趋势比较吻合，也表现出显著增加趋势，增加系数值为0.625(表5)。20 世纪90 年代中期以来至21 世纪初，径流量增加趋势尤为显著。开都河流域山区发育着大面积的冰川和季节性积雪，山区气温升高和降水增加对径流量增加有着积极的促进作用。

图3 开都河流域、山区和绿洲降水量的变化趋势Fig.3 Changing trends of the annual precipitation in the Kaidu River Basin，mountainous area and oasis

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

图5 开都河流域、山区和绿洲降水变化突变图Fig.5 Abrupt change of precipitation in the Kaidu River basin，mountainous area and Oasis area

对开都河径流的突变检测(图6(b))可见，开都河径流突变年份为1995 年，与气温突变时间基本一致，但略滞后于降水。突变后的1995—2011 年期间的年平均径流量比1994 年以前的多年平均数增加了9.96 亿m3。流域径流Hurst 指数为0.88，远大于0.5，表明未来一段时间内，开都河径流的这种变化趋势可能还会持续。

图6 开都河流域多年平均径流变化及突变图Fig.6 Average annual runoff and abrupt change in the Kaidu River Basin

表4 降水Mann-Kendall 单调趋势检验、突变检验及R/S 分析Tab.4 Mann-Kendall monotonic trend test，abrupt change test and R/S analysis of precipitation

表5 开都河径流Mann-Kendall 单调趋势、突变检验及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 径流与气温、降水的相关性分析 基于1960—2010 年开都河大山口站径流量和流域内6个站点(巴音布鲁克、巴伦台、大山口、和静、和硕和焉耆)的气温、降水时间序列数值，对径流量与气候变化进行了Pearson 相关分析(表6)，可知，在相关系数检验中，年均温、四季气温和年降水、夏季降水与径流的相关性均通过了0.01 水平下的显著性检验，冬季降水通过了0.05 水平下的显著性检验。在气温要素中，春季气温与年径流量的相关系数最大，为0.65，春季温度的升高使得山区大面积积雪融化补给了河川径流。在开都河山区流域，平均海拔为2 995 m。其中，中高山带的地势较为平坦，地形坡度在0 ～5°之间的面积达6 879 km2，约占流域山区集水面积的36%，海拔平均为2 658 m。这里在冬、春季节积累了大量积雪，当春季气温迅速回升时，大面积季节性积雪融化补给了径流，从而表现出与春季气温较好的同步性和相关性。在降水要素中，夏季降水量与年径流量的相关系数最大，为0.52。

由此可知，春季气温和夏季降水是开都河流域径流量变化的主要影响因素。上述结果与相关研究的有关结论一致［19，33］。

4 结论与讨论

1)在过去50 年，开都河流域的年平均气温均呈增加趋势，增温率为0.027 ℃/a，是全球气温增温率的2 倍［2］。其中，山区增温率(0.031 ℃/a)大于平原绿洲区(0.023 ℃/a)。山区秋季的增温率最大，而绿洲区主要是冬季增温率十分显著，增温率高达0.045 ℃/a。

2)开都河流域降水量总体呈增加趋势，山区增加趋势尤为显著，值得指出的是，开都河流域的降水在过去10 年(2001—2010 年)的增幅较20 世纪90年代明显减小，由20 世纪90 年代的158.68 mm 降至21 世纪初(2001—2010 年)的144.46 mm，开都河径流自2002 年以后，随着山区降水变化开始出现明显波动甚或减少趋势，而且，随着全球变化，开都河流域水资源的波动和不确定性还将会进一步增大，这对流域水资源管理者来说，将面临着更严峻的挑战。

表6 大山口站年径流量与流域各站气象因子的单相关系数Tab.6 Correlation coefficients between annual runoff at Dashankou Station and meteorological factors at other stations

3)开都河主要由山区冰雪融水和降水混合型补给，分析径流变化与各个气象因子的相关性可见，春季气温对开都河径流量的影响最为显著。

4)在过去50 年，开都河径流量表现出增加趋势，突变后的1995—2011 年期间的年平均径流量比1994 年以前的多年平均数增加了9.96 亿m3。突变时间较气温和降水时间略有滞后，表现了流域径流对气候变化的强烈响应。开都河径流形成于山区，山区既是气温增温最大的地区，也是降水增加最显著的地区。在过去的10 年(2001—2010 年)，随着全球气候变暖，开都河流域山区的气温继续处在升高态势，但降水增加幅度较小，开都河径流量自2003 年以来的增加趋势已不甚明显，且波动性增大。

5)开都河流域气温升高、降水增加导致径流量呈增加趋势，但从长期来看，随着冰川消融的加剧，冰川面积萎缩直至消亡，可能会出现冰川消融拐点，河流由于失去冰川的调节作用，径流可能会出现骤然减少的变化，随着气候极端化，发生丰水、枯水频率的几率会大大增加［34-35］。

本文主要研究了开都河流域过去50 a 的气候变化及其径流响应，由于气候变化及其对水资源的影响存在极大的不确定性，因此应进一步加强未来气候变化下的水资源预测及其不确定性研究。此外，随着人口及经济规模的扩大，水资源需求量的不断增加，用水矛盾将进一步激化。作为开都-孔雀河流域工农业发展、生活以及生态用水的重要水源，开都河流域未来气候与水资源变化发展将对当地的经济、社会及生态可持续发展产生重大影响;因此还应进一步加强流域尺度的气候水文过程及水资源供需平衡研究。