開都河流域汛期徑流量演變研究

張瑋煊 刁鵬 劉長庸

摘 要：根據(jù)1982—2017年汛期（5—9月）大山口水電站水文資料及巴音布魯克氣象站降水、氣溫資料，運(yùn)用數(shù)理統(tǒng)計(jì)、累積距平分析等方法研究了開都河徑流量與降雨量的變化。結(jié)果表明，汛期開都河徑流量與降水、氣溫呈明顯正相關(guān)，且開都河徑流量隨時(shí)間呈現(xiàn)出增長趨勢;汛期降水量是影響開都河徑流量的最主要因子，但降水量對徑流量的補(bǔ)給在相對減少，而氣溫的升高導(dǎo)致冰雪融水影響徑流量增多;雖然隨著時(shí)間人為活動呈逐漸增加狀態(tài)，但2006—2017年期間對徑流量的影響程度逐漸減少，說明開展修復(fù)與保護(hù)當(dāng)?shù)厣鷳B(tài)環(huán)境的措施，已取得了一定成效。

關(guān)鍵詞：開都河流域;徑流量;降水;氣溫

中圖分類號：S16 ? ? ? 文獻(xiàn)標(biāo)識碼：A

DOI：10.19754/j.nyyjs.20200430044

20世紀(jì)以來，全球氣候變化異常，引起水文循環(huán)的變化，已有研究顯示，氣溫與降水的變化對干旱地區(qū)河流流域徑流的影響很大[1]。而新疆地處中緯度歐亞大陸腹地，其水資源十分緊缺，隨著人口增長、社會經(jīng)濟(jì)的發(fā)展，對水需求程度逐漸增加，因此亟待更深入的研究水資源變化，以更好地可持續(xù)發(fā)展利用。開都河是天山南坡水量比較豐富的河流之一，全長530km，平均年徑流量33.62×108m3，其總水量的70%以上產(chǎn)于巴音布魯克山區(qū)，而開都河又占巴州地表水量的41%[2]，因此開都河又被稱呼為巴州的母親河。目前，已有一些有關(guān)開都河流域徑流變化的研究，張玉娜等[3]、王倩[4]、韓鑫等[5]、王維霞等[6]先后從不同角度對開都河流域氣候變化對徑流量變化的影響進(jìn)行了研究。然而考慮到氣候變化和人類活動是影響徑流時(shí)間序列變化的2大因素[7]，造成徑流量變化有一定的人為影響因素。因此，本文在上述研究的基礎(chǔ)上，采用較長徑流時(shí)間序列，結(jié)合開都河天然徑流量模擬及流域各時(shí)期人類活動變化，以期進(jìn)一步揭示開都河徑流量的演變特征，以便開都河流域水資源能科學(xué)合理開發(fā)，有效促進(jìn)當(dāng)?shù)亟?jīng)濟(jì)社會可持續(xù)發(fā)展。

1 資料與方法

1.1 數(shù)據(jù)資料

由于開都河每年5—9月的徑流量占年水量的65%以上，而巴音布魯克山區(qū)5—9月的平均雨量占全年雨量的87.38%，與河流徑流量的季節(jié)分布基本一致，因此本文選擇的1982—2017年5—9月的月均徑流量、月均降雨量、月均氣溫等研究資料主要來自基層水文站大山口水文觀測站和國家基本氣象站巴音布魯克氣象站，氣象水文數(shù)據(jù)都經(jīng)過了嚴(yán)格的質(zhì)量控制，用于分析降雨量對開都河徑流量的影響具有代表性。

1.2 研究方法

1.2.1 徑流量模擬方程

目前，多位學(xué)者已對河流徑流量演變特征[8]、徑流量變化及其影響因素[9，10]、徑流量演變模型構(gòu)建[11-14]等有所成果。運(yùn)用上述研究成果可知在純自然狀態(tài)下，區(qū)域氣候變化對地表徑流量的影響是相對穩(wěn)定的，區(qū)域內(nèi)地表徑流的減少與氣候參數(shù)之間存在穩(wěn)定的比例關(guān)系，故可用水量平衡模型來評估自然因子對地表徑流量的影響[15]。Rogger等[16]、傅國斌等[17]以統(tǒng)計(jì)建模的方式建立了徑流R與降水P、氣溫T之間的線性關(guān)系：

由圖1可得，開都河各月均徑流量開都河模擬的天然月均徑流量和實(shí)測月均徑流量變化趨勢具有同步性，均隨時(shí)間推移呈緩慢增長趨勢，每年的6—8月為開都河徑流量的高峰期。1994年后，出現(xiàn)徑流量實(shí)測值遠(yuǎn)高于模擬值，而在2006年以后，模擬月均徑流量則逐步高于實(shí)測值，并且開都河徑流量呈現(xiàn)出逐漸增長趨勢。

從圖2可知，將月均徑流量、月均氣溫和月均降雨量與歷年各月均值對比分析得到各年相對變率（距平百分率），發(fā)現(xiàn)氣溫相對變率波動較為平穩(wěn)，呈穩(wěn)步增長趨勢，而徑流量和降雨量突變波動較多，且兩者相對變率變化波動相似，當(dāng)徑流量大幅度增加時(shí)，降雨量也呈劇烈增長趨勢，這進(jìn)一步說明開都河徑流量變化主要受降水波動的影響，而氣溫變化對徑流量變化影響較弱。

在1982—1993年，月均徑流量相對變率均值為-12%，月均降雨量相對變率均值為-9.6%，月均氣溫相對變率均值為-6.3%，這表明該期間降雨量、徑流量及氣溫均處于較低狀態(tài)，且徑流量比降雨量減少的多。而在1994—2005年，月均徑流量相對變率均值為11.3%，月均降雨量相對變率均值為0.6%，月均氣溫相對變率均值為1.8%，這表明該期間降雨量、徑流量及氣溫均處于增加狀態(tài)，但徑流量增加明顯。在2006—2017年，月均徑流量相對變率均值為0.8%，月均降雨量相對變率均值為9%，月均氣溫相對變率均值為4.5%，這表明該期間降雨量、徑流量及氣溫依然均處于增加狀態(tài)，但降雨量增加明顯，并且氣溫升高也較為明顯。

2.2 人為活動對徑流量的影響

據(jù)公式（2）得出的η值變動趨勢點(diǎn)，繪出1982—2017年人為活動對開都河地表徑流量的影響程度（圖3）。

由圖3來看，在不同年份，由于自然、人為活動雙重因子對河流的影響程度不同，開都河徑流量變化速率也不同。在1982—1994年，人為活動對開都河徑流量的平均影響程度為-9.83%（負(fù)值表示人類活動使河流徑流量增多），但在1994—2005年，人為活動對開都河徑流量的平均影響程度為5.26%，尤其是1998—2003年期間，平均人為影響程度達(dá)到16.42%，但在圖2中得出，該期間降雨量增加不多，而徑流量增加明顯，因此其原因可能與溫度升高導(dǎo)致冰雪融水有關(guān)。在2006—2017年，影響程度減少到-4.9%，這可能與政府進(jìn)一步改善養(yǎng)殖、礦業(yè)發(fā)展方法，嚴(yán)格落實(shí)生態(tài)保護(hù)措施有關(guān)，表明生態(tài)保護(hù)與恢復(fù)卓有成效?？傮w來看，雖然人為活動對開都河徑流量的平均影響程度為-3.16%，但隨著時(shí)間人為影響程度依然處于緩慢增加狀態(tài)，表明修復(fù)與保護(hù)當(dāng)?shù)厣鷳B(tài)環(huán)境還需要繼續(xù)開展。

3 結(jié)論

通過模擬天然徑流量與實(shí)測徑流量對比，發(fā)現(xiàn)在1982—2017年期間，徑流量與降雨、氣溫呈明顯正相關(guān)，開都河徑流量隨時(shí)間呈現(xiàn)出增長趨勢，且整體變化相對穩(wěn)定。

在1982—1993年期間，降雨量與徑流量的相對變率差值為2.4%，自1994年后，降雨量與徑流量的相對變率差分別為-10.7%與8.2%，這說明該流域降雨量對徑流量的補(bǔ)給在相對減少。

通過分析人為活動對開都河徑流量的影響，發(fā)現(xiàn)1994—2005年期間，人為活動對開都河徑流量的影響程度增高，但徑流量增加明顯，說明該期間開都河流域因氣溫升高導(dǎo)致冰雪融水的影響程度增加。

隨著時(shí)間人為活動呈逐漸增加狀態(tài)，但在2006—2017年期間，人為活動對開都河徑流量影響程度卻減小，這說明開都河流域在人為活動的各種修復(fù)與保護(hù)當(dāng)?shù)厣鷳B(tài)環(huán)境的措施下，取得了一定的成效。

參考文獻(xiàn)

[1] 王國慶，張建云，劉九夫，等.中國不同氣候區(qū)河川徑流對氣候變化的敏感性[J].水科學(xué)進(jìn)展，2011，22（5）：307-314.

[2]陶輝，王國亞，邵春，等.開都河源區(qū)氣候變化及徑流響應(yīng)[J].冰川凍土，2007，29（3）：413-417.

[3]張玉娜，徐長春，李衛(wèi)紅，等.開都河流域氣候變化特征及其對徑流的影響[J].中國水土保持科學(xué)，2014，12（1）：81-89.

[4]王倩.開都河流域近50年徑流變化特征及對氣候變化的響應(yīng)[D].青島：山東科技大學(xué)，2015.

[5]韓鑫.GIS支持下開都河流域水文特征定量分析[D].成都：四川師范大學(xué)，2014.

[6]王維霞，王秀君，姜逢清，等.開都河流域上下游過去50a氣溫降水變化特征分析[J].干旱區(qū)地理（漢文版），2012，35（5）：746-753.

[7]張一馳，周成虎，李寶林.基于Brown-Forsythe檢驗(yàn)的水文序列變異點(diǎn)識別[J].地理研究，2005，24（5）：741-748.

[8]蘇念良，馬文進(jìn)，蔡文彥，等.窟野河水文特性分析[J].水資源與水工程學(xué)報(bào)，2007，18（2）：65-68.

[9]聶樹人.榆林地區(qū)河流徑流的基本特征[J].河南大學(xué)學(xué)報(bào)（自然科學(xué)版），1983（1）：52-58.

[10]汪麗娜，王勇，高鵬，等.黃土高原粗泥沙集中來源區(qū)水沙變化特征及趨勢性分析[J].水土保持通報(bào)，2008，28（2）：11-16.

[11]趙曉坤，王隨繼，范小黎.1954—1993年間窟野河徑流量變化趨勢及其影響因素分析[J].水資源與水工程學(xué)報(bào)，2010，21（5）：32-36.

[12]劉二佳，張曉萍，張建軍，等.1956—2005年窟野河徑流變化及人類活動對徑流的影響分析[J].自然資源學(xué)報(bào)，2013，28（7）：1159-1168.

[13]邢肖鵬，張文忠，唐芳芳，等.月水量平衡模型在窟野河流域的水文模擬[J].水資源與水工程學(xué)報(bào)，2012，23（6）：73-78.

[14]柳麗英，張靜.烏蘭木倫河流域產(chǎn)流產(chǎn)沙模型研究[J].水土保持學(xué)報(bào)，1997（2）：75-83.

[15]劉曉瓊，劉彥隨，李同昇，等.高強(qiáng)度能源開發(fā)區(qū)河流徑流量演變及其減流成因——以窟野河為例[J].蘭州大學(xué)學(xué)報(bào)（自科版），2014（3）：299-304.

[16]Roogger R，Paul W E. Eects of a carbon dioxide induced climate change on water supply in the Western United State[M]. Washington D C：National Acodeiny Press， 1983.

[17]傅國斌，劉昌明.全球變暖對區(qū)域水資源影響的計(jì)算分析——以海南島萬泉河為例[J].地理學(xué)報(bào)，1991（3）：277-288.

（責(zé)任編輯 周康）