博斯腾湖水盐动态变化(1951-2011年)及对气候变化的响应*

2014-05-28周洪华李卫红陈亚宁付爱红

湖泊科学 2014年1期

周洪华，李卫红，陈亚宁，付爱红

(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，乌鲁木齐 830011)

博斯腾湖(41°44' ～42°14'N，86°19' ～87°28'E;以下简称博湖)位于新疆天山山脉中段南麓的一个半封闭山间盆地——焉耆盆地的最低凹处，曾是我国最大的内陆淡水湖泊，也是我国干旱区最具代表性的湖泊之一.博湖既是开都河的尾闾，又是孔雀河的发源地，是新疆巴音郭勒蒙古自治州各族人民生活、生产的主要水源，同时也对该区抗旱、防洪有着重要的调节作用.博湖作为中国“塔里木河流域综合治理”项目最重要的水源地，已纳入21 世纪“湖泊治理规划议程”和新疆“1311”环保行动计划[1]，2012年被列入国家首批“生态环境保护试点湖泊”.

在过去几十年的大规模开发过程中，博湖发挥着巨大的生态、环境、经济和社会效益.然而，在开发的同时也导致了一系列的环境问题，如湖水水位波动剧烈[2-3]、富营养化程度加剧、矿化度增加[4]、生物多样性减少[5]，逐渐咸化的湖水严重影响着该区人民生活用水和工农业的发展.尽管不少学者就博湖生态环境开展了一系列研究，如博湖水量和水质变化趋势[6-14]、生态健康状况评价[15]、湖水面积动态变化[16-17]、湿地演变[18-20]等，也有学者通过对湖相沉积物的研究，反演了博湖水环境和气象的变化历史[21-23].但这些研究多基于湖水现状或历史时间序列的描述性分析，对博湖水量与水质对气候变化的响应和变化趋势涉及较少，这将不利于博湖未来水资源的持续开发与管理.因此，本文分析了近60年(1951-2011年)博湖水位和湖水矿化度的动态变化趋势及影响因素，探讨了气候变化对博湖水量与水质的驱动作用，并提出了在未来气候变化趋势下的博湖水资源管理建议，以期为综合治理博湖流域生态环境及实现流域水资源的可持续开发和管理提供科学决策依据.

1 研究区概况

博湖地处欧亚大陆中心，以博湖为水源中心的博斯腾湖流域横跨北四县，包括博湖县、和静县、和硕县和焉耆县，辖区为内陆荒漠气候，热量丰沛，空气干燥，雨量稀少.湖区多年平均气温达8.4℃，多年平均降水量为94.7 mm，年均潜在蒸散发量为1800 mm(以靠近博湖最近的博湖县监测数据为准).博湖呈深碟状，水域辽阔，东西长达55 km，南北平均宽20 km，博湖水位在海拔1048.75 m 时，水域面积为1002.4 km2，容积为88×108m3，平均水深为8.8 m，最深为17 m.博湖入湖河流有开都河、黄水沟、清水河等，常年性入湖河流只有开都河，孔雀河是博湖的唯一出湖口.随着焉耆盆地人类活动的大规模开展和全球气候变化的作用，湖泊湿地退化、湖水矿化度升高、富营养化趋势加剧，生态环境急剧恶化，严重影响了流域生态系统的稳定和生态服务功能.

2 数据收集与分析方法

2.1 数据收集

博湖流域(本文指和硕、和静、焉耆和博湖北四县所辖区域)气温和降水等气象数据取自四县气象站(代表平原区)和巴音布鲁克气象站(代表高山区)的平均值，计算平均值时某气象站某年没有监测数据的按缺省值处理;开都河大山口径流量、博湖入湖水量、出湖水量、湖泊水位、湖水矿化度、湖泊水域面积等来自塔里木河流域管理局和巴音郭楞蒙古自治州水利局;农业灌溉面积、农业灌溉引水量、农业废水排放量、工业废水排放量、生活污水排放量和地下水井、渠道损失率等数据来自巴音郭楞蒙古自治州水资源管理处;1951-1957、1959-1974、1976-1979年湖水矿化度采用线性插值获取[9].

2.2 数据分析

趋势检验采用非参数Mann-Kendall 方法，时间序列突变分析采用GPS 7.05 软件的非参数Mann-Kendall-Sneyers 突变检验[24]，相关分析等其他数理统计分析利用SPSS 13.0 完成;作图采用Sigmaplot 12.0 完成.其中Mann-Kendall 趋势检验是世界通用的广泛用于评估气象因素和水文因素时间序列单调趋势显著性的检测方法.对于一时间序列X={x2，x3，x4……xn}，其中n ＞10，标准正态统计量Z 定义为:

其中，

式中，t 是给定时间序列里等值数据的个数.统计量Z 为正值表示呈增加趋势，负值表示呈减少趋势.|Z|≥1.96 表示在α=5%上具有显著水平.

Mann-Kendall-Sneyers 突变检验具体计算方法如下:

设有一时间序列如下:x2，x3，x4……xn，构造一秩序列 rj，rj表示 xi＞xj(1≤j≤i)的样本累积数.Sk定义为:

Sk均值E(Sk)以及方差var(Sk)定义为:

在时间序列随机独立假定下，定义统计量为:

式中，U1=0，Uk为标准正态分布，给定一显著水平α，查正态分布表得到临界值Uα，当|Uk| ＞Uα时，表明序列存在一个明显的增长或减少趋势，所有Uk将组成一条曲线，x 通过信度检验可知其是否具有趋势.把此方法引用到反序列中，再重复上述计算过程，并使计算值乘以-1，得到U-k.分析绘出的Uk和U-k曲线图，若Uk值大于0，则表明序列呈上升趋势，小于0 则表明序列呈下降趋势;当Uk超过信度线时，即表示存在明显的上升或下降趋势;在超过信度线基础上，若Uk和U-k的交点位于信度线之间，则此点可能就是突变点的开始.

3 结果与分析

3.1 博湖流域气候变化趋势

焉耆县气象局建站于1951年，和静县、和硕县气象局建立于1960年，博湖县气象局成立于1996年，巴音布鲁克气象站建站于1958年.四县气象局的数据代表平原区，巴音布鲁克气象站数据代表高山区.由于平原区和高山区的气温与降水空间分布差异比较大，因此为使博湖流域的气象数据在时间序列上更具有可比性，流域年降水量和年均气温的趋势分析和突变分析从1960年开始.博湖流域气象监测数据表明，1960s以来，博湖流域气温呈上升趋势(图1A)，Mann-Kendall 趋势检验结果显示，近50年年均气温上升趋势达到极显著水平，Z 值为4.33(表1)，增加趋势为0.30℃/10 a.进一步用Mann-Kendall-Sneyers 突变检验发现，气温的突变点在1993年(图1B).根据突变时间，可将气温分为两个变化阶段，1960-1993年平均气温为5.05℃，1994-2010年平均气温达5.92℃，升高幅度达17.23%.

Mann-Kendall 趋势检验和曲线拟合结果表明，1960年以来的近50年间，博湖流域年均降水变化趋势以5.71 mm/10 a 的速率也呈增加趋势，但增加趋势并未达到显著水平(图2A 和表1);M-K 突变检验也显示，降水在50年来并没有明显的突变点(图2B).这表明博湖流域降水在长期的动态变化中有升高的趋势，但与温度变化过程不同，降水的变化过程是循序渐进的，并未表现出明显的突变.

图1 博斯腾湖流域年均气温变化趋势(A)及突变检验(B)Fig.1 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of annual average temperature in Lake Bosten basin

表1 博斯腾湖流域气温和降水M-K 趋势检验结果Tab.1 Results of M-K trend test of temperature and precipitation in Lake Bosten basin

图2 博斯腾湖流域年降水量变化趋势(A)及突变检验(B)Fig.2 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of annual precipitation in Lake Bosten basin

3.2 博湖水位动态变化及对气候变化的响应

M-K 趋势检验表明，博湖水位在过去60年里呈极显著下降趋势，Z 值为-3.25(P ＜0.01).M-K 突变检验显示，60年来博湖水位经历了两个突变点，分别为1974年和1994年(图3B).根据突变点，可以将博湖水位变化过程分为3 个阶段(图3A).1951-1974年博湖平均水位为1047.78 m，处于较稳定水平;1975-1994年博湖水位急剧下降，平均水位降至1046.11 m，下降速率为0.09 m/a，1987年博湖水位下降到历史最低值，为1044.73 m，比1975年前最高水位下降了3.71 m;1995-2011年博湖水位再次上升，且上升速度较快，平均水位为1047.24 m，2002年博湖达到了历史最高水位，为1049.26 m.另外，从M-K 突变图和趋势图还可以看出，从2003年开始，博湖水位又开始出现突然下降的趋势，2009年下降到1045.35 m，比东西扬水泵站的最低运行水位仅高出0.35 m.

图3 博斯腾湖流域水位动态变化趋势(A)及突变检验(B)Fig.3 Change trend(A)and M-K Sneyers test(B)of water level in Lake Bosten basin

博湖水位与气温呈极显著负相关(P ＜0.01).从博湖水量平衡关系可知(表2)，影响湖泊水位变化的因素是多方面的，但有些影响因素在水量平衡中所占比重较大，有些影响因素比重很小，还有一些因素的多年变化不大.基于此，本文可将驱动博湖水位变化的因素分为三类:一是入湖水量，二是出湖水量，三是湖面蒸发量.下面本文将分别分析这三大要素的变化及其对流域气温变化的响应.

3.2.1 博湖入湖水量对气候变化的响应博湖入湖水量主要包括三部分，一为河流汇入量，二为农田排水量，三为承压补给和湖面降水.其中第二、三部分所占比重较小，多年来承压补给和湖面降水量较稳定，变化并不显著，尽管农田排水量近几十年来有增加的趋势，但其占入湖总水量的比重也未超过10%，且直接排入大湖的量相对较小，如2007年北四县共向博湖排入污水共3.5×108m3，其中，排入小湖区1.35×108m3，排入黄水区1.92×108m3，排入大湖区0.23×108m3[25].因此，本文的入湖水量主要考虑河流向博湖的汇入量.

表2 博斯腾湖1996年水量平衡状况*Tab.2 Water balance of Lake Bosten in 1996

1980-2011年博湖入湖水量变化趋势与湖水水位基本一致，1980s 至1994年，博湖入湖水量呈减少趋势，年均入湖水量为19.99×108m3;1995年后，入湖水量呈增加趋势，年均入湖水量为26.12×108m3，较1980-1994年年均入湖水量增加了30.67%，到2002年入湖水量达到历史最高，为44.90×108m3(图4A)，与水位变化相同，2002年后入湖水量开始下降.

从入湖水量的组成来看，博湖水源主要有开都河、黄水沟和清水河等.开都河多年(1956-2004年)平均出山径流量为34.8×108m3，占博湖流域总径流量的近85%，是博湖主要的常年性补给水源[26]，其他补给因素的影响相对较小，且补给不稳定.开都河出山口(大山口水文站)水文资料表明(图4B)，开都河径流量在1955-2011年间呈增加趋势，M-K 趋势检验的Z 值为2.87，达到0.01 的显著水平.M-K 突变检验结果表明，开都河径流量的突变时间为1993年[24].根据突变点可以发现，1955-1993年开都河年均径流量为33.41×108m3，而1994-2011年均径流量为40.46×108m3，较前一阶段增加了7.96×108m3，增幅达20%以上.Pearson 相关分析结果显示，开都河径流量与入湖水量呈极显著正相关(P ＜0.01)，且两者均与湖区水位呈显著正相关(P ＜0.05)，这表明开都河径流量是影响博湖入湖水量和水位变化的直接因素.

图4 博斯腾湖年入湖水量(A)和开都河出山口年径流量(B)的动态变化Fig.4 Change trend of annual inflow in Lake Bosten(A)and annual runoff from mountainous watershed in Kaidu River(B)

开都河发源于天山中部的依连哈比尔尕山和萨尔宾山，冰川融雪水占出山径流量的比重较大，达15%以上[25].从突变时间点来看，博斯腾湖的气温和大山口年径流量的突变时间一致，均为1993年.1993年前气温较低，冰川积雪消融较慢，开都河年径流量一直处于较稳定水平，1990s 随着气温显著升高，冰川积雪加速消融，加之降水量也逐渐增加，开都河出山口年径流量不断增加，到2002年达到60年来年径流量的历史最高值，为57.13×108m3，同期博湖入湖水量和湖水水位也达到了历史最高值.然而，随着气温的持续升高，尽管中山带降水有增加趋势，但冰川面积快速消退，雪线上移，积雪面积急剧减少，使得开都河出山口径流量仍然呈现了不可逆的减少趋势，仅2006年10月至2007年4月，开都河流域径流量减少42% ～70.5%，入湖水量为 13.97×108m3，比 2006年 4月入湖水量减少 1.75×108m3，减幅为 11%[27].

3.2.2 博湖出湖水量对气候变化的响应博湖的出湖水量包括两部分，一是通过扬水泵站向湖外的输水量(出流量)，二是湖水外渗量.博湖出流量主要分为两大方面，一是博湖经东西扬水泵站出湖进入孔雀河，负责孔雀河流域的的工农业和生活用水;二是2000年开始，为拯救塔里木河下游生态环境，塔里木河流域管理局决定每年从博湖向塔里木河下游进行生态输水4.5×108m3.从出湖水量(1980-2009年)分析来看(图5A)，近20年来博湖的输出水量呈显著增加趋势，2000年之前出湖水量增加幅度相对比较缓慢，年均出湖水量为11.01×108m3，但2000年后，博湖出湖水量大幅度增加，尤其是2000-2004年的4年间，年均出湖水量达25.26×108m3，较2000年前增加2 倍多，这主要是由于此期向塔里木河下游输送生态用水导致的，2005年后由于博湖水资源紧张，向塔里木河下游输水较少，总输出水量相对减少并趋于稳定.Pearson 相关分析结果表明出湖水量与湖区水位呈显著负相关(P ＜0.05)，这表明湖泊出流量的增加也是导致湖区水位降低的主要因素之一.

博湖流域农业灌溉面积和灌溉引水量动态变化表明(图5B)，1950s-1980s 期间，博湖流域耕地面积不断扩张，灌溉定额的居高不下使得灌溉用水呈持续增加趋势，这是导致博湖1990s 前湖泊输出水量增加的主要因素;1980s 后期开始，尽管灌溉面积呈持续增加态势，但由于流域内农业灌溉节水工程大面积实施和节水技术不断提高以及巴州水资源管理严格限制农业用水总量，灌溉引水量开始逐渐减少并趋于稳定，这应该是导致2005年后博湖出流量趋于稳定的关键原因.

在湖水外渗方面，1955-1995年博湖的多年湖水外渗量平均值为0.52×108m3/a[28]，所占比例较小，且地下水抽取点距开都河及博湖都比较远，因此对博湖水位的影响很小，可以忽略不计[29].然而自1990s 以来，由于当地政府对开都河-孔雀河流域农业用水总量的严格限制，使得灌区内多开荒的土地不得不采用大量抽取地下水的方式进行灌溉.开都河沿岸、博湖周边和孔雀河沿岸现有机井6000 余眼，人工压井2000 余眼.1996-2003年，开都河平均河道损失率为6.41%，2003-2011年河道损失率高达14.1%，特别是近几年，开都河出山口至博斯腾湖入湖口河段水量损失达到8×108m3，孔雀河河道输水平均损失率达31.5%，河道水量损失量较1998年前增加了3×108m3(数据来自巴州水管处).对于开都河-孔雀河流域这样降水匮乏，地下水完全依赖地表径流补给的地区，地下水大量的抽取，无疑会大幅度增加湖水外渗量，加速博湖水位的降低，尤其是开都河地表径流补给不足的情况下.

图5 博斯腾湖年出湖水量(A)及流域农业灌溉面积和农业引水量变化(B)Fig.5 Change trend of annual outflow(A)，agricultural irrigation area and diverted water(B)in Lake Bosten basin

3.2.3 博湖蒸发量对气候变化的响应 1996年的博湖水量平衡数据显示，大小湖的蒸发蒸腾量高达13.09×108m3，是湖泊出流量的1.15 倍，占博湖总入湖水量的48.67%，这充分表明博湖蒸发蒸腾对于湖泊水位具有重要影响.采用王容利用焉耆县E601 型水面蒸发桶、20 mm 蒸发皿和阿克苏上游水库水平衡实验站20 m2蒸发池观测资料折算的博湖水面蒸发系数0.4680[30]，结合焉耆国家气象站20 mm 蒸发皿观测数据和博湖大湖区的水域面积计算了1980-2001年博湖的水面实际蒸发量(图6)，结果表明博湖水面蒸发量呈显著增加趋势，M-K 趋势检验的Z 值为 2.43(P ＜ 0.05).Pearson 相关性分析表明，博湖水面蒸发量与流域气温呈显著正相关，相关系数为0.403，sig.值为0.063，显著性水平达0.1.因此，在流域气温持续升高的状态下，博湖的水面蒸发量有可能会呈升高的趋势，将直接增加博湖的水量损失，导致博湖水位降低，但这在很大程度上还取决于水域面积的大小(其大小受水位直接控制).因为在未来气温升高的趋势下，开都河径流将面临减少趋势，导致博湖的入湖水量减小，使得水位可能面临降低的局面，这有可能冲抵气温对水面蒸发量的影响，甚至会使湖面蒸发损耗变小.

图6 博斯腾湖水面蒸发量变化趋势Fig.6 Change trend of evaporation in Lake Bosten

3.3 湖水矿化度动态变化及对气候变化的响应

M-K 趋势检验显示，博湖湖水矿化度Z 值为3.09，呈极显著升高趋势(P ＜0.01).由1955-2011年博湖湖水矿化度动态变化过程可看出(图7A)，湖水矿化度也主要经历了三个阶段的变化.1955-1988年，矿化度呈上升趋势，其中1970s 以前，博湖湖水矿化度低于1.0 g/L，是典型的淡水湖，而自1970s 后，湖水矿化度持续上升，博湖由淡水湖逐渐转变为微咸水湖，1980s 湖水矿化度达到最高，湖区平均高达1.87 g/L;1989-2003年，湖水矿化度出现降低趋势，2003年出现了1972年以来的(过去30年)最低值，为1.17 g/L;2004年后，湖水矿化度又开始呈现上升趋势.

对比博湖水位变化趋势可以看出，湖水矿化度变化趋势与湖泊水位相反，两者呈极显著负相关(P ＜0.01).1955-1987年博湖水位下降，1955-1988年湖水矿化度增加;1988-2002年，博湖水位上升，1989-2003年湖水矿化度呈下降趋势;2003年后水位又开始下降，而2004年后湖水矿化度也呈现出上升趋势，表明湖水矿化度的变化滞后于水位变化1年.

图7 博斯腾湖湖水矿化度(A)和湖泊含盐量(B)变化趋势Fig.7 Change trend of water mineralizition(A)and salt content(B)in Lake Bosten

湖泊含盐量变化趋势与湖水矿化度变化趋势一致(图7B)，两者呈极显著正相关(P ＜0.01).湖泊含盐量主要源自北四县的废水排入，相关分析表明，博湖湖水矿化度与工业废水、生活废水和农业废水排入有显著关系(表3)，表明废水排放是影响湖水水质的一大主要因素.博湖流域1999-2009年废水排放量表明(图8)，博湖流域2000-2002年废水排放量呈下降趋势，2003年开始，废水排放量开始逐年增加，2009年达到2002年的近2 倍，其通过地表径流或地下水最终流入博湖，污染博湖水体，致使博湖水质恶化，其中农业废水排放量是废水排放总量的主体.

表3 博斯腾湖湖水矿化度与其影响因素的Pearson 相关性分析Tab.3 Pearson correlation analysis between the water salinity of Lake Bosten and their effect factors

图8 博斯腾湖流域1999-2009年废水排放量Fig.8 The waste water quantity from 1999 to 2009 in Lake Bosten basin

博湖湖水矿化度与温度呈显著正相关，与大山口来水量、出湖水量、湖泊水位和湖面蒸发量均呈显著负相关(表3，P ＜0.01).由于大山口水量、出湖水量与湖面蒸发量都直接控制着湖泊水位，且气温与开都河径流以及湖面蒸发量也呈显著负相关，这表明气温主要通过改变湖泊水位来调控湖水水质.当气温升高时，主要由冰雪融水和降水组成的开都河径流增大，大量的低矿化度淡水进入博湖，使得湖泊保持水位高，排污量得到有效稀释，湖水水质变好，但当气温持续升高，开都河冰川积雪面积锐减后，开都河径流将减少，这将导致博湖水位降低，加之博湖的出湖水量稳中有升和高居不下的农业污水排放量，湖水水质将面临急剧恶化的态势.

4 讨论与建议

博湖是一个典型的内陆吞吐型湖泊，区域内降水稀少，对湖区水位贡献不显著，湖泊水位主要受入湖水量、出湖水量和蒸发量三者综合影响.入湖水量主要来自于开都河径流向博湖的淡水输入.开都河径流主要由冰川积雪和降雨补给，冰川作为开都河上游重要的水资源形式，造就了开都河稳定的基流，因此对气候变化非常敏感，尤其是气温[24].1963-1986年，开都河流域的8 条典型冰川只有2 条冰川呈后退趋势，后退速度不超过5 m/a;而1986-2000年中有 7 条冰川表现为后退，平均后退速度为 10 ～15 m/a 左右[26].同时，全球气候变化使得开都河流域的积雪面积在2000-2010年呈线性下降趋势，且气温是影响开都河流域积雪面积变化的主要因素[31].气温升高过程中产生的冰川融水和积雪融化加剧了1990s 以来开都河的径流增势，博湖也呈现水位持续上升趋势[32].尽管有研究称，未来由于气候变暖，开都河流域降水可能会增多[33]，开都河年径流量将呈38.6%增大趋势，其中夏季增加71.8%，冬季增加11.4%[34].然而，当开都河流域上游山区冰雪消融到一定程度，冰盖变薄雪线升高，形成新的平衡，尤其是对气温变化最为敏感的低海拔中小冰川消失殆尽时，这种气温升高导致的冰雪快速消融引发的弊要大于气温升高导致的降水增加引发的利，冰雪融水补给效应将会减弱，开都河径流已于2003年开始减少，造成了博湖水位的持续下降[35].SDSM 统计降尺度模型预测2020s、2050s、2090s 气温和降水趋势表明，博湖流域未来几十年日均气温将明显上升，且A2 情景下气温增幅略大于B2 情景，但年降水量呈明显减少趋势[36]，这表明博湖水位将进一步面临降低的危险.事实上，据焉耆大桥水文站监测数据显示(数据来自巴州水利局和巴州水管处)，2012年开都河来水比2011年同期减少20%，由于受开都河来水少和上游电站发电调峰影响，截止11月底，开都河全年断流32 d，特别是9月28日至10月9日，开都河下游段河道持续断流12 d，导致焉耆盆地呼尔墩渠春灌断流61 d，夏灌断流65 d，秋、冬灌断流45 d;友谊渠春灌断流34 d，夏灌断流13 d，秋、冬灌断流22 d;五号渠春灌断流8 d，秋、冬灌断流17 d;永宁渠秋、冬灌断流8 d.2009年以来，博湖水位一再下降，已临近东西扬水泵站的临界运行水位，2012年开都河若无水输送入博湖，博湖水位很可能再度达到历史最低值，东西泵站将无法正常扬水，孔雀河流域将陷入全面断流的危境.

从出湖水量来看，1990s 前，人类活动对湖泊水位的影响较大.博湖流域水土大规模开发主要集中在1950s-1960s 中期和 1970s 后期至 1980s 初期，到 2002年灌溉面积较 1958年增加了近 2 倍[29].博湖流域灌区引水量以1970s 最高，1980s 次之，1990s 后趋于稳定(图5).若按引水量占开都河同期径流量的比例来看，1970s、1980s 比例大致相当，但1980s 湖泊水位下降量大于1970s.1990s 以来开都河径流量有较大幅度的增加，而开都河灌区进水量却比1980s 减少了12.8%，致使博湖水位上升[29].因此，自1958年以来人类活动对博湖水位变化的影响经历了弱-强-弱的变化过程，其中1970s-1980s 人类活动对水位变化影响最为显著，1990s 以后影响强度有所减弱.

结合入湖水量和出湖水量的分析，1993年前博湖流域气温相对较低，开都河径流量相应较低，尤其是1974-1986年间，开都河径流属于偏枯年，但博湖流域的农业灌溉引水量较大，尤其是1970s-1980s.因此在1993年前博湖水位主要受气候变化和人类活动的双重影响，1994年后灌区农业引水量趋于稳定，博湖水位主要是受流域气温变化的影响，这与Chen 等[24]研究提出的1990s 后人类活动对开都河流域地表径流影响率不到10%的结论是一致的.由于流域气温的显著升高，冰川融雪快速消融，开都河径流激增，导致了此期博湖水位的迅速增加，到2002年达到历史最高值，然而2003年后气温持续升高导致了中小冰川的快速消失，开都河径流减小，博湖水位降低，尤其是2009年后，博湖水位一直徘徊在1045 ～1046 m 之间.因此，在未来气候变化下，要维持博湖水位，必须继续严格控制灌区引水量，减少出湖水量;控制地下水水井的数量，禁止对依靠地表水补给的地下水的大量无序开采，提高河道输水效率，以增加入湖水量和减少湖水外渗.

根据入湖量与湖面蒸腾蒸发量的比例来看，博湖的蒸发蒸腾损耗对于博湖的水位变化有着非常重要的影响.仅大湖而言，1980-2001年的年均蒸发损耗量为8.36×108m3，约占开都河年均径流量的25%，占年均入湖水量的30%以上.除此之外，大湖周围的湿地植物，尤其是芦苇等高杆水生植物，耗水量极大.仅1985年博湖大小湖的周边湿地面积为3.58×104hm2，芦苇等植物的蒸腾量即达到近3×108m3[37-38].近年来，有学者提出为保护湿地生态功能的正常发挥和发挥芦苇的水质净化作用大量营建人工芦苇，扩大人工芦苇面积[18].然而，在营建芦苇时其强烈的蒸腾耗水量不容小觑.截止2012年博湖周边人工种植芦苇超过4×104hm2，根据博湖沼泽芦苇的月蒸发量[39]，粗略估算芦苇的年蒸腾耗水量已超过5×108m3.这些蒸腾损耗量将直接由博湖水资源供给，对于降低博湖水位有着直接作用.湿地的生态功能与博湖水位高低相互反馈，相互制约.因此，为减少博湖蒸腾损耗，不应盲目扩大芦苇等湿地植物的种植面积.

当水域面积较大时，湖面的蒸发量也大，尤其是在气温较高时.因此，如何协调湖泊水位和湖面蒸发量之间的关系，是减少水资源损失，提高利用率的一个有效方法.研究表明开都河年径流量主要集中在夏季(6-8月)，此时气温高，冰川积雪融化加速，降雨频率较高，夏季发生洪水危险大大增加[34].此时也正好是主要农作物生长季，以及孔雀河流域农业灌溉的高峰时期.因此，可以利用此规律，在调水时间分配上，将博湖向孔雀河的调水时间集中在5-9月.即在主要农作物生长季且湖水蒸发最强的5-9月进行大规模的调水，在10月之前将博湖保持在最低的水位，这样既能有效避免湖水泛溢，也能在气温最高时段缩小博湖水域面积，从而有效减少蒸发损耗，提高水资源利用率;进入农作物已收获的秋季后(10-次年3月)，使博湖大量蓄水，在冬季保持最高水位，此时，气温低、湖区蒸发弱，可以有效减少湖水的蒸发损耗.

另外，由湖水矿化度与出湖水量的关系可知，降低湖水矿化度的一个有效方式是加速湖水循环，维持湖水的快速更新.集中时间调水(5-9月)可实现此目的.集中调水期间，大量湖水被调出，既可以带走湖水中的大量矿物质和盐分，还可以促进湖水的快速流动，使得开都河径流带入博湖的淡水能迅速与湖水进行交换，加速湖水的周转率和更新速度，有效降低湖水矿化程度.而且，北四县排入博湖的农业灌溉废水也集中在作物生长期内，在此期间进行大量调水可以使农业废水中的盐分得以快速扩散并随水调出湖区，在进入10月后的蓄水期后，大量的淡水汇入也可有效地稀释湖水的矿化度，改善博湖水质.未来气温升高情景下，由于博湖水位面临降低趋势，大量农业废水的排入必然将导致湖水矿化度的升高，因此，要缓解博湖湖水矿化度，还必须进一步致力于焉耆盆地排水系统的优化和完善，优化种植结构，合理施肥，控制农田化肥、农药的使用量，减少氮、磷元素流失和入湖量;再次，采取田间工程措施，控制灌溉废水进入博湖;另外，对工、矿企业严格实施达标排放、加大管理检查和执法力度，加大对污染物达标排放情况、污染源排放情况、污染转移情况的监督和检查，制定管理审批制度，对新建项目严格执行环境影响评价制度，限定保护区内的生产开发活动，包括石油勘探开发、工农业开发等，以真正从根本上使博湖水质最终走向良性循环.

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