博斯騰湖流域氣候水文變化及對湖泊水位的影響研究

姚俊強，陳 靜，迪麗努爾·托列吾別克，胡文峰,2

(1.中國氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所，新疆 烏魯木齊 830002；2.阜陽師范大學，安徽 阜陽 236000)

湖泊是全球水文循環(huán)過程的重要組成部分，其變化會影響到區(qū)域生態(tài)環(huán)境、生物多樣性、水生動物保護、湖區(qū)經(jīng)濟發(fā)展和人類福祉[1-3]。湖泊對氣候變化和人類活動影響異常敏感，也可以作為表征區(qū)域氣候變化和人類活動影響的關鍵指標[4-7]。干旱地區(qū)的淡水湖泊有特殊的功能，不僅可以作為寶貴而有限的淡水資源，而且還具有區(qū)域生態(tài)和環(huán)境功能。此外，湖泊還可以作為水圈、大氣圈、冰凍圈、生物圈和人類圈之間聯(lián)系的紐帶[8]。

學者們已經(jīng)開展了針對全球主要湖泊的研究報道，如維多利亞湖、北美五大湖、新西德爾湖、青海湖、鄱陽湖等[9-13]。針對青藏高原湖泊也開展了系統(tǒng)性的研究[14-18]?；诤催b感監(jiān)測、野外觀測和模型模擬結(jié)果顯示，自20世紀70年代到90年代中期青藏高原湖泊面積、水位和水量略有下降，隨后呈持續(xù)快速增長的態(tài)勢，其中高原中北部湖泊整體增長，而南部湖泊減少，降水和冰川融水是湖泊變化的主要因素[19-20]。然而，這些湖泊大多位于降水豐富的濕潤地區(qū)，湖泊變化相對穩(wěn)定。相比之下，干旱區(qū)的湖泊變化明顯，但關注相對較小。亞洲中部干旱區(qū)湖泊眾多，被稱為“中亞大湖區(qū)”。研究發(fā)現(xiàn)中亞高山湖泊面積擴張，平原湖泊面積下降，且高山湖泊的面積變化率小于平原湖泊，其中氣候暖濕化是高山湖泊面積擴張的主因，降水對于高山湖泊的補給大于冰川的融水補給，而氣候變化和人類活動共同作用導致平原湖泊面積萎縮[21-22]。中亞平原湖泊以內(nèi)陸尾閭湖泊為主，但這些湖泊正在干涸，甚至有些已經(jīng)消失[23]。20世紀60年代以來，咸海水面水位下降了23 m，20世紀50年代瑪納斯湖消失，艾比湖也逐漸萎縮[24-27]。中亞干旱區(qū)湖泊退化已經(jīng)引起了嚴重的生態(tài)破壞和環(huán)境危機。

博斯騰湖是中國最大的內(nèi)陸淡水湖。在古氣候與環(huán)境演變領域，博斯騰湖作為中亞干旱區(qū)重要的環(huán)境演變指示器，揭示了“西風模態(tài)”的相關成果[28]；有觀測以來，相關研究在博斯騰湖流域氣候變化、湖泊水位變化、水環(huán)境、生態(tài)水位、水資源供需平衡、水資源調(diào)度與管理等方面取得了顯著的研究成果[29-36]，但在干濕氣候轉(zhuǎn)型對湖泊水位的影響、湖泊水量平衡和冰川退縮對湖泊水位影響等方面還有待深入研究。

研究發(fā)現(xiàn)博斯騰湖水位在急劇變化，如在1988—2003年水位增加了3.7 m[37]，這種大幅度的自然波動與中國的其他湖泊(包括青藏高原的湖泊)顯著不同，在世界上也很少見[38]。湖泊的急劇變化可歸因于降水、蒸發(fā)、冰川融水、入湖和出湖水量，以及人類活動的影響，如輸水、灌溉用水和水污染等。目前針對博斯騰湖水位急劇變化的因素并不完全清晰，對水文循環(huán)過程和水量平衡了解非常有限，針對湖泊水量平衡變化尚未有定量評估。為此，本研究基于1961—2019年博斯騰湖流域水文氣候觀測數(shù)據(jù)，研究流域水文氣候要素的變化特征，定量分析湖泊水量平衡關系，探討了湖泊水文變化的可能影響因素，揭示博斯騰湖不同時期水位變化的主要驅(qū)動因素。

1 研究區(qū)概況

博斯騰湖位于天山南麓的博湖縣境內(nèi)。博斯騰湖流域地處封閉的山間盆地——焉耆盆地，地形北高南低。博斯騰湖湖濱帶年均氣溫8.2～11.5℃，1月份最低，7月份最高，最高氣溫極端值達40.0℃以上。年降水量70 mm左右，主要集中在5—9月，年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量達1 880 mm以上。博斯騰湖是焉耆盆地大小河流的匯集地，盆地集水面積約為2.7×104km2，進入盆地的地表總徑流量為40×108m3，由于流域自然地理條件的差異，從盆地四周進入的水量不同，90%以上的水來自開都河，其余則來自天山南坡的烏拉斯臺河、黃水溝、清水河、曲惠溝和烏什塔拉河等小河[26]。同時，湖水從湖的西部溢出，穿鐵門關峽谷流經(jīng)庫爾勒市，形成孔雀河。博斯騰湖水位年內(nèi)變化幅度有較大差異。隨著全球變化和人類活動影響，博斯騰湖生態(tài)環(huán)境問題凸顯，如湖泊萎縮、水體污染、土壤鹽漬化等，嚴重影響著博斯騰湖生態(tài)系統(tǒng)和生態(tài)安全[39]。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 研究數(shù)據(jù)

2.1.1氣象和水文數(shù)據(jù)

氣象數(shù)據(jù)來自博斯騰湖流域6個常規(guī)氣象觀測站1961—2019年逐月觀測資料，分別是地處平原的站點和靜、和碩、焉耆、博湖和庫爾勒，以及山區(qū)站點巴音布魯克(圖1)。氣象要素包括平均溫度、最高溫度、最低溫度、降水量、氣壓和相對濕度，數(shù)據(jù)由新疆氣象信息中心提供，經(jīng)過了嚴格的質(zhì)量控制，可以滿足氣候變化科學研究的需要。徑流數(shù)據(jù)來自流域水文站的監(jiān)測資料，分別是開都河、黃水溝和清水河，數(shù)據(jù)范圍為1961—2018年。

圖1 研究區(qū)示意

2.1.2冰川數(shù)據(jù)

冰川數(shù)據(jù)源于冰川編目數(shù)據(jù)和文獻研究成果，其中開都河流域冰川面積變化數(shù)據(jù)來自中國第一次和第二次冰川編目數(shù)據(jù)[40]，1961—2012年的冰川物質(zhì)平衡數(shù)據(jù)來自文獻研究結(jié)果[41]。

2.2 氣候彈性方法

根據(jù)氣候彈性理論，對于某一流域，不同階段的徑流量變化量(ΔR)可表示為:

ΔR=ΔRC+ΔRH

(1)

式中 ΔRC、ΔRH——氣候變化、人類活動引起的徑流量的變化量[42]。

博斯騰湖流域上游源區(qū)處于自然系統(tǒng)中，人為干擾較小，徑流主要受山區(qū)降水和冰川融水補給。因此，徑流量變化量主要受氣候變化的影響。由氣候變化引起的徑流量變化量可以表示為：

(2)

因此，三者之間的關系可表示為：

(3)

根據(jù)Budyko水熱耦合理論，降水量和潛在蒸散發(fā)量對徑流量變化的敏感性系數(shù)分別為：

(4)

(5)

因此，冰川融水量對徑流變化的敏感性系數(shù)為：

(6)

3 結(jié)果與分析

3.1 博斯騰湖流域氣候變化

3.1.1氣溫和降水量變化

1961—2019年博斯騰湖流域年平均氣溫呈顯著上升趨勢，升溫速率為0.24℃/10a(p<0.01)。20世紀90年代后期出現(xiàn)明顯增暖，21世紀之后比之前年平均氣溫偏高了0.9℃，是有觀測記錄以來最暖的19年(圖2)。從年代際變化來看，20世紀60年代至80年代初期有微弱下降趨勢，80年代中后期至世紀末明顯增加，升溫速率高達0.86℃/10a(p<0.05)；21世紀以來氣溫增加趨勢停滯且在高位震蕩，增幅減緩，速率僅為0.15℃/10a(p>0.05)。

1961—2019年博斯騰湖流域年降水量呈增加趨勢，增加速率為5.68 mm/10a(p<0.05)(圖2)。20世紀60年代至70年代中期波動下降，之后至90年代初明顯增加，增加速率為36.24 mm/10a(p<0.05)；但在90年代中期至今降水年際變化幅度明顯增加，變化趨勢不明顯。值得注意的是，降水量在2013年之后有明顯增加的態(tài)勢，2016年達到了有觀測記錄以來最大值。

a)氣溫

3.1.2干濕氣候變化

標準化降水指數(shù)(SPI)和標準化降水蒸發(fā)指數(shù)(SPEI)被廣泛用來評估區(qū)域干濕氣候變化[43]。其中SPEI 指數(shù)中使用了Penman-Monteith方法計算潛在蒸散發(fā)量。SPEI和SPI指數(shù)揭示的博斯騰湖流域1961—2019年干濕變化特征基本一致，表現(xiàn)出4個明顯的變化階段：1961—1987年、1988—2002年、2003—2012年和2013年之后，其中1988年之前干濕變化不明顯；1988—2002年受降水增加影響，為相對暖濕化時期；而2003—2013年氣溫急劇增加，蒸發(fā)需求旺盛，區(qū)域氣候趨向變干；2013年之后隨著降水增加趨勢恢復，區(qū)域氣候又趨向暖濕化(圖3)。

圖3 基于SPI和SPEI的博斯騰湖流域干濕氣候變化

總體來看，1961—2019年博斯騰湖流域干濕變化不明顯，2種指數(shù)反映的變化趨勢存在差異，其中SPEI指數(shù)趨勢率為-0.07/10a，而SPI指數(shù)趨勢率為0.21/10a，均沒有通過顯著性檢驗。差異主要因為SPI指數(shù)僅考慮降水量，而SPEI指數(shù)綜合考慮了區(qū)域降水量和蒸發(fā)需求。但從1993年開始有明顯的變干趨勢，SPEI和SPI指數(shù)的變化趨勢分別為-0.42/10a和-0.58/10a(p<0.01)。SPI指數(shù)監(jiān)測變干更明顯，主要是受降水量急劇減少的影響。

從干濕頻率變化來看，1987—2002年偏濕的頻率明顯大于1961—1986年，從9.3月/10a增加到37.1月/10a。相對于1987—2002年，2003年以來區(qū)域性干旱事件明顯增加，干旱頻率增加了6.1～14.7倍，極端干旱發(fā)生頻率從0.3倍增加到1.3倍；2013年之后干旱頻率逐漸減少。

3.2 博斯騰湖水位變化

圖4給出了1961—2019年博斯騰湖湖泊水位、水面面積和湖泊水儲量的逐年變化。1961—2019年平均湖泊水位為(1 048.04±1.00)m，其中1987、2013年水位最低，為1 045.0 m；2002年水位最高，為1 049.39 m。根據(jù)湖泊水位變化被劃分為4個不同的階段，分別為1961—1987、1988—2002、2003—2012、2013—2019年?？傮w來看，1961—2019年博斯騰湖水位有下降趨勢，趨勢率為-0.016 m/a，其中1961—1987年湖泊水位有下降趨勢，然后經(jīng)歷了急劇上升(1988—2002年)、急劇下降(2003—2012年)和近期的上升態(tài)勢(2013—2019年)，湖泊水位變化率分別為-0.083、0.263、-0.309、0.570 m/a。

a)水位

1961—2019年博斯騰湖湖泊水面面積經(jīng)歷了類似的變化，湖泊水面多年平均面積為(1 058.95±93.10) km2。1961—1987年湖泊水面變化率為-7.720 km2/a，1988—2002、2003—2012、2013—2019年分別為24.575、28.898、53.270 km2/a。利用Landsat衛(wèi)星數(shù)據(jù)顯示[44]，1988—2002年湖泊逐年擴大，變化率為19.98 km2/a，而在2003—2014年急劇萎縮，變化率為-14.49 km2/a。MODIS數(shù)據(jù)顯示2003—2014年博斯騰湖整體萎縮，變化率為-16.79 km2/a[44]。此外，博斯騰湖多年平均水儲量為(7.27±1.06)km3，4個階段的變化率分別為-0.088、0.279、-0.309、0.604 km2/a。

總體而言，博斯騰湖水位、水面面積和水儲量分為4個變化階段：逐漸下降(1961—1987年)、快速上升(1988—2002年)、急劇下降(2003—2012年)和近期持續(xù)上升(2013—2019年)。

3.3 博斯騰湖入湖徑流的變化

入湖徑流是影響湖泊水位變化的主要因素之一。1961—2018年博斯騰湖年入湖徑流量為39.2×108m3。變化趨勢來看，1961—2018年入湖徑流量總體呈增加趨勢，增加速率為1.77×108m3/10a(p<0.05)，但也存在明顯的階段性變化特征，具體表現(xiàn)出4個明顯的變化階段，其中1961—1987年入湖徑流量有波動下降趨勢，速率為-2.55×108m3/10a；1988—2002年徑流迅速增加，趨勢為16.4×108m3/10a，之后至2012年又明顯減小，變化趨勢為-12.28×108m3/10a；2013年至今入湖徑流量又經(jīng)歷了一個快速的增加，增加趨勢達到25.49×108m3/10a，其中1988年之后的3個階段變化均通過了顯著性檢驗(圖5)。開都河、黃水溝和清水河的徑流變化與總?cè)牒搅髁炕疽恢?，其中開都河年際變化相對較大，而黃水溝和清水河在21世紀之前變化穩(wěn)定，之后有較大的年際波動。

a)開都河

c)清水河

博斯騰湖入湖徑流量的90%以上來自開都河，開都河的徑流主要以山區(qū)降水和冰雪融水補給為主，分別占61.5%、38.5%[39]。因此，開都河的徑流變化主要受降水量、冰雪融水量和蒸發(fā)量變化的影響。以開都河為例，來分析氣候要素對徑流變化的影響?；跉夂驈椥苑ǎ糠治隽松鲜鲆蛩貙﹂_都河徑流的影響。結(jié)果表明降水量、蒸發(fā)量和冰川融水對徑流變化的敏感性系數(shù)分別為0.78±0.005、-0.05±0.01和0.27±0.01。這意味著降水量(或冰川融水量)增加10%可以導致徑流量增加7.8%(或2.7%)，而蒸發(fā)量增加10%可以導致徑流量減少0.5%。這說明山區(qū)降水量和冰川物質(zhì)平衡變化對入湖水量的變化更為敏感，蒸發(fā)量的變化相對影響較小，這與山區(qū)常年氣溫較低一致。

3.4 氣候水文要素對博斯騰湖水位變化的影響

博斯騰湖水位的劇烈變化受氣候變化的影響，1987年以來，西北西部的氣候發(fā)生了暖濕化轉(zhuǎn)型，降水量明顯增加，湖泊水位也明顯上升[45]。21世紀以來，氣溫在高位波動，引起的蒸發(fā)需求增大加劇了區(qū)域干旱的程度，而降水量的增加趨勢有所減弱，引起區(qū)域氣候發(fā)生“濕干轉(zhuǎn)折”，引起湖泊水位相對下降。因此，區(qū)域干濕氣候改變可能是引起湖泊水文要素變化的主要原因。

SPEI指數(shù)結(jié)合了SPI的多尺度特征和PDSI對蒸發(fā)需求變化的敏感性，是監(jiān)測全球變暖下干濕氣候的最有效工具[43]。1988年以來SPEI指數(shù)明顯上升，區(qū)域氣候增濕，湖泊水位迅速上升；而21世紀以來氣溫的顯著升高和降水的不顯著增加使得SPEI指數(shù)下降，區(qū)域氣候變干，湖泊水位明顯下降(圖6)，這證實干濕氣候轉(zhuǎn)型是導致湖泊水位變化的主要原因之一。

圖6 博斯騰湖水位、SPEI指數(shù)、降水量和徑流量的變化

1988—2002、2003—2013年是湖泊水量劇烈變化的2個階段，其中1988—2002年降水量明顯增加，入湖徑流量明顯大于湖區(qū)蒸發(fā)量和出湖水量，因此博斯騰湖呈擴張態(tài)勢；而在2003—2013年入湖水量減少，且出湖水量增加，兩者共同導致博斯騰湖萎縮。

冰川融水在發(fā)源于天山的河流徑流總量中占有重要地位。氣候變暖加速了中國西北地區(qū)冰川的融化和退縮，其中約82.2%的冰川正在退縮，總面積減少了4.5%[40]。冰川消退趨勢加劇，博斯騰湖流域也不例外。在1963—2000年，博斯騰湖流域的冰川退縮，冰川面積減少38.5 km2，減少率為0.31%/a[46]。20世紀60年代至21世紀初，流域冰川面積和體積變化速率分別減少了15.3%、19.5%[46]。流域內(nèi)大部分冰川為小型冰川，占冰川總數(shù)的72%，而冰川面積小于1 km2的小型冰川退縮明顯，1963—2004年冰川面積和體積變化率分別為23.9%、31.4%[46]。

基于集合模型模擬的湖泊流域冰川平衡變化來看，1961—2012年冰川物質(zhì)平衡變化率(-0.87±0.31)×103kg/(m2·a)?；谀Ｐ湍M結(jié)果和ICESat 衛(wèi)星結(jié)果揭示，2003—2009年冰川物質(zhì)平衡變化率為(-0.69±0.28)×103、(-0.68±0.43)×103kg/(m2·a)[41]。從冰川變化分析來看，1961—2012年冰川物質(zhì)平衡下降，而湖泊經(jīng)歷了面積的急劇擴大(1988—2002年)和急劇縮小(2003—2013年)。因此，博斯騰湖劇烈變化與流域內(nèi)冰川退縮并不完全一致。初步推斷，作為湖泊的主要補給來源，降水量是影響湖泊補給的最主要因素，在很大程度上引起了博斯騰湖的擴張或萎縮；而冰川退縮對湖泊劇烈變化有關鍵的影響，冰川融化速率對博斯騰湖變化影響次之,這與青藏高原羊卓雍錯湖的研究結(jié)果一致[47]。

3.5 人類活動對博斯騰湖水位變化的影響

通過農(nóng)業(yè)灌溉、工業(yè)用水和生活用水等方式，焉耆綠洲的用水量明顯影響著博斯騰湖入湖水量。1961—2010年平均耗水量為1.31 km3，耗水量占流域總徑流量的37.3%。1990年博斯騰湖流域農(nóng)田面積約為5.47×104hm2，而2010年達到11.75×104hm2[39]。灌溉用水占了整個流域耗水量的90%，農(nóng)業(yè)灌溉耗水量的增加使得進入博斯騰湖的徑流有所減少。

博斯騰湖流域是塔里木河的四大源流之一。2000年，為恢復塔里木河下游的“綠色走廊”，國家實施了生態(tài)輸水工程，規(guī)定每年要從博斯騰湖向塔里木河輸送2×108m3生態(tài)水。該工程將博斯騰湖的水輸送到大西海子水庫，最后輸送到臺特瑪湖。自2000—2009年9次向塔里木河下游累計輸送生態(tài)水20.36×108m3(圖7)，生態(tài)輸水工程的實施顯著提高了塔里木河下游地下水位，有效恢復了退化植被。2010年以后，受開都河來水減少和國民經(jīng)濟用水增加等多種因素疊加影響，博斯騰湖水位持續(xù)走低，孔雀河流域用水趨緊，博斯騰湖未向塔里木河干流實施生態(tài)輸水。隨著博斯騰湖水位不斷下降，孔雀河中下游水資源極度緊缺，下游河道基本處于斷流狀態(tài)，地下水位大幅下降，天然林、草場嚴重退化，孔雀河中下游兩岸以胡楊為主體的荒漠河岸林生態(tài)系統(tǒng)嚴重受損，孔雀河流域生態(tài)環(huán)境面臨嚴峻挑戰(zhàn)。2016—2019年博斯騰湖向孔雀河中下游生態(tài)輸水累積達17×108m3，及時遏制了孔雀河下游流域持續(xù)惡化。

圖7 2000—2009年博斯騰湖向下游生態(tài)輸水量

農(nóng)業(yè)灌溉和生態(tài)輸水加劇了博斯騰湖流域的水資源短缺，污水排放導致水體鹽堿化加劇。研究表明博斯騰湖流域人為干擾強度約為62.0%～67.7%，而在21世紀達到80.8%以上[39]。博斯騰湖流域的水循環(huán)系統(tǒng)非常脆弱，而全球變暖加劇了水資源不確定性。因此，人類活動在很大程度上改變著博斯騰湖流域的自然水循環(huán)系統(tǒng)，博斯騰湖的未來主要取決于人類活動的影響。

4 結(jié)論

基于1961—2019年博斯騰湖流域的水文氣候要素和湖泊水文觀測數(shù)據(jù)，分析了1961—2019年博斯騰湖流域氣候、水文和湖泊的變化特征；基于彈性理論和水量平衡分析，探討了湖泊水文變化的可能影響因素，得出以下主要結(jié)論。

a)博斯騰湖流域氣候存在明顯的階段性變化特征，其中1988—2002年降水明顯增加，氣候相對暖濕化，而2003—2013年氣溫急劇增加，蒸發(fā)需求旺盛，區(qū)域氣候趨向變干；2013年之后隨著降水增加趨勢恢復，區(qū)域氣候又趨向暖濕化。

b)博斯騰湖水位(水面面積和水儲量)發(fā)生了4個明顯變化階段，其中1961—1987年有下降(萎縮)趨勢，1988—2002年迅速上升(擴張)，在2003—2012年期間大幅下降(萎縮)，但在2013年之后有明顯上升(擴張)。

c)區(qū)域干濕氣候轉(zhuǎn)型和人類干擾共同引起湖泊水位急劇變化。降水量和冰川融水量變化影響著湖泊的擴張或萎縮，降水量的影響最明顯。其中氣候增濕引起了1988—2002年的湖泊擴張；而2013年以來湖泊水位上升受降水增加和增溫加劇引起的冰雪融水補給增加的共同影響。

d)農(nóng)業(yè)灌溉用水增加使得博斯騰湖入湖徑流有所減少，塔里木河流域生態(tài)輸水工程增加了博斯騰湖的出湖水量，而降水減少導致干旱頻率增加，這些因素共同導致了2003—2012年湖泊水位大幅下降。工農(nóng)業(yè)排放廢水導致水質(zhì)退化，進而改變了博斯騰湖自然水循環(huán)系統(tǒng)。因此，博斯騰湖未來的水安全很大程度上依賴于人類活動的影響。