氣候變化背景下中亞跨境河流平原區(qū)水文變化特征：以楚河為例

高志鴻，張合理,2，陳 峰,2**，Bakhtiyorov Zulfiyor,3，岳偉鵬，趙曉恩

(1.云南大學 國際河流與生態(tài)安全研究院 云南省國際河流與跨境生態(tài)安全重點實驗室，云南 昆明 650500；2.中國氣象局 烏魯木齊沙漠氣象研究所 樹木年輪理化研究重點實驗室，新疆 烏魯木齊 830002；3.塔吉克斯坦共和國科學院 胡占德科學中心，索格特 胡占德 747802)

中亞深居亞歐大陸腹地，屬于干旱半干旱地區(qū)，其氣候深受西風環(huán)流影響[1].中亞水資源稀缺且分布不均，是世界上跨境水體最密集的區(qū)域之一，如錫爾河、阿姆河、楚河、塔拉斯河、澤拉夫尚河等.同時，中亞跨境河流多發(fā)源于上游的塔吉克斯坦和吉爾吉斯斯坦兩國[2].在前蘇聯(lián)時期，上下游能夠在統(tǒng)一的框架下實現(xiàn)各加盟共和國之間能源與水資源共享.然而前蘇聯(lián)解體后，由于缺乏對水資源進行統(tǒng)一管理，上游國家通過興修水利設(shè)施，在用電量大的冬季加大水力發(fā)電，造成下游國家的農(nóng)業(yè)發(fā)展因耕種季節(jié)水量不足而受到限制，使得跨境河流水資源分配矛盾日益突出.雖然中亞各國已經(jīng)意識到只有合作才能共贏，但跨境水資源爭端一直未得到解決[3].

在全球氣候變暖背景下，中亞地區(qū)的增暖趨勢明顯，增溫幅度達到0.3 ℃/10 a，高于北半球的平均增溫速率[4].盡管河流徑流的形成是多重因素綜合作用的結(jié)果，包括地理環(huán)境、氣候條件以及人類活動等，這使其水文特征變化呈現(xiàn)出非線性、不平穩(wěn)的狀態(tài)，但基于長期水文觀測數(shù)據(jù)分析，其變化又具有一定的周期規(guī)律.氣候變暖對以冰雪消融為重要補給源的中亞跨境河流產(chǎn)生了不可忽略的影響[5].陳亞寧等[6]研究了氣候變化下天山山區(qū)水資源變化，發(fā)現(xiàn)超過95%的冰川表現(xiàn)出退縮，水儲量以-3.72 mm/a 的速度減少，相關(guān)研究成果引起了水資源管理者以及學者對中亞水資源變化的關(guān)注.因此，準確掌握氣候變化下跨境河流徑流變化特征以及預估未來變化趨勢成為關(guān)系到中亞社會穩(wěn)定與可持續(xù)發(fā)展的重要課題.

目前，相關(guān)學者對于中亞地區(qū)氣候變化及中亞水資源安全問題進行大量研究[7-9].因為降水量和冰川體積的減少，錫爾河夏季缺水趨于嚴重化，影響區(qū)域水資源分配[10].姚俊強等[11]研究發(fā)現(xiàn)20 世紀70 年代之后錫爾河和阿姆河入咸海水量驟減，1987 年之后由于氣溫升高、降水增多，入湖徑流回升.王曉蕾等[12]研究了阿姆河1951—2005 年上游產(chǎn)流過程特征，發(fā)現(xiàn)氣溫上升導致蒸散量加大，降水產(chǎn)流減少，1995 年之后阿姆河徑流呈減少趨勢，氣溫升高對中亞河流的影響不可忽視.在高排放情景下，預計到2070—2099 年夏季氣溫將上升5 ℃，流域作物需水量上升，氣候變化將影響作物灌溉[13].

楚河作為中亞重要的跨境河流之一，河流類型為冰雪融水補給型，國內(nèi)鮮有對其水文特征的研究.Ma 等[14]研究了氣候變化對楚河上游冰川流域地區(qū)影響，預測未來楚河流域源區(qū)年均徑流呈下降趨勢，且最大流量提前一個月.本文基于哈薩克斯坦境內(nèi)的楚河流域平原區(qū)徑流器測資料，分析其水文氣候要素變化特征以及兩者之間的響應關(guān)系，揭示其徑流周期變化規(guī)律，以期能夠在一定程度上認識氣候變化背景下中亞跨境河流平原區(qū)的河流徑流變化，為哈吉兩國跨境水資源分配提供科學數(shù)據(jù)支持.

1 材料與研究方法

1.1 研究區(qū)概況楚河發(fā)源于吉爾吉斯斯坦天山北坡，由朱瓦納雷克河和科奇科爾河匯合而成，出山口年平均流量為130 m3/s，經(jīng)緯度范圍為73°24′～77°04′ E，41°45′～43°11′ N，流域占地面積6.25×104km2.楚河橫跨吉爾吉斯斯坦的楚河州和哈薩克斯坦的江布爾州及南哈薩克斯坦州，全長1 067 km，其中731 km 分布在哈薩克斯坦境內(nèi)，但高達75.3%的徑流量分布在吉爾吉斯斯坦境內(nèi)（圖1）[15].楚河流域為典型溫帶大陸性氣候，日照充足，水分蒸發(fā)量大，降水稀少，但河流源區(qū)的天山山區(qū)受西風氣流影響，相對于流域中下游地區(qū)更為濕潤[2].楚河盆地是吉爾吉斯斯坦和哈薩克斯坦兩國重要的農(nóng)業(yè)生產(chǎn)基地，灌溉農(nóng)業(yè)發(fā)達，平原地區(qū)人口稠密.天山山區(qū)冰川對于該流域水資源供給有著重要影響，其中15%的徑流量來自于冰川，在暖季消融期，冰雪融水對于徑流量貢獻更是提升了1.5～3 倍[16].

圖1 研究區(qū)及水文站分布Fig.1 Overview map of Chu River basin and Chapaevo hydrological station

1.2 數(shù)據(jù)與方法本研究采用的地圖來自中國科學院資源環(huán)境與數(shù)據(jù)中心（https://www.resdc.cn/data.aspx?DATAID=123）.基于楚河流域1936—2015 年的逐月徑流氣候數(shù)據(jù)，其中逐月降水和氣溫數(shù)據(jù)來自于英國East Anglia 大學Climatic Research Unit（CRU）TS 4.04 的空間高分辨率柵格（0.5°×0.5°）數(shù)據(jù)集，選取范圍為73°24′～77°04′E，41°45′～43°11′N.該數(shù)據(jù)結(jié)合了中亞地區(qū)高海拔特點，進行高度訂正，已經(jīng)廣泛應用于中亞氣候變化研究，數(shù)據(jù)可靠性和適用性已經(jīng)得到驗證[7-9].逐月徑流數(shù)據(jù)來自哈薩克斯坦境內(nèi)平原區(qū)的楚河流域Chapaevo 水文站（73.09° E，43.42° N，493 m），控制面積2.67×104km2.

采用趨勢分析等數(shù)理統(tǒng)計方法分析水文氣候要素變化特征.其中，基于連續(xù)小波變換對器測徑流序列進行多尺度時-頻的分析，研究其周期變化規(guī)律，小波系數(shù)為正代表徑流豐水期，為負代表徑流枯水期；同時，繪制徑流數(shù)據(jù)距平處理后的小波系數(shù)實部和方差圖，實部圖顯示不同時間尺度徑流豐枯變化及其時間域分布，方差圖表示徑流序列的波動能量隨序列尺度年變化的情況[17-18]；雙累積曲線法[19]是檢驗兩變量在同一時間長度逐步累加下關(guān)系是否一致的研究方法，可通過雙累積曲線斜率變化對徑流變化進行階段性劃分；Mann-Kendall 檢驗法[20]是世界氣象組織（WMO）推薦并已經(jīng)廣泛應用的一種非參數(shù)統(tǒng)計檢驗方法，該方法對數(shù)據(jù)的分布類型不敏感，不需要服從某個標準分布，且不會受到樣本中少數(shù)異常值的影響，在分析氣象水文時間序列趨勢變化中得到了廣泛的應用；滑動t檢驗[21]，步長設(shè)置為5 a，查詢目標顯著性水平下的臨界值，超過臨界值的部分可能存在突變.Mann-Kendall 檢驗和滑動t檢驗結(jié)合確定突變年；計算年徑流量與氣候要素不同月份組合的相關(guān)系數(shù)，確定主要氣候驅(qū)動因子及相關(guān)性最高的組合月份.設(shè)置滑動相關(guān)法[22]時間步長為12 a，分析徑流氣候隨時間的響應變化.

2 結(jié)果

2.1 徑流特征變化分析

2.1.1 徑流整體變化特征 如圖2（a）所示，年徑流波動明顯，以年代際為單位，徑流在1936—1969年偏大、1970—1989 年偏小、1990—2009 年偏大、2010—2015 年偏小.受20 世紀80 年代干旱影響，1975 年是器測期徑流最小值的年份，為34.6 m3/s.20 世紀80 年代以來，徑流量波動增大，到2003 年達最大值，為125 m3/s，年平均流量極差為90.4 m3/s，極值比為3.61，年際極值比較大.1936—2015 年期間流量年傾向率為負，說明年平均流量呈下降趨勢，幅度為-0.49（m3/s）/10 a，但趨勢不顯著.

如圖2（b）所示，徑流主要集中在春、冬季，占全年徑流的62%，夏季是月平均徑流值最小的季節(jié).如表1 所示，楚河年徑流分配集中度偏小，隨著時間推移，集中度有增大趨勢，2010—2015 年間變異明顯.從變化幅度看，楚河徑流內(nèi)年變化幅度大，絕對變化幅度有減小趨勢，相對變化幅度呈現(xiàn)出波動性減小.

圖2 楚河徑流變化過程Fig.2 Characteristics of Chu River runoff

表1 楚河徑流年內(nèi)分配特征值Tab.1 Annual distribution characteristics of Chu River runoff

2.1.2 徑流周期變化特征 如圖3（a）所示，楚河流域徑流存在20～32 a、18～23 a、8～18 a 和5～8 a的周期變化規(guī)律，周期中心分別是27、20、12 a 和7 a.其中，20～32 a 尺度在1965 年后豐枯交替非常穩(wěn)定，覆蓋時間最長；18～23 a 和5～8 a 的周期可以忽略，8～18 a 時間尺度在1972 年以后表現(xiàn)非常穩(wěn)定.從20～32 a 尺度分析，1965 年至2015 年出現(xiàn)過3 次豐枯交替.具體表現(xiàn)為1965—1970 年偏豐、1971—1983 年偏枯、1984—1990 年偏豐、1991—

圖3 楚河年徑流小波分析Fig.3 Wavelet analysis of Chu River annual runoff

1999 年偏枯、2000—2007 年偏豐、2008—2015 年偏枯.8～18 a 尺度在1974 年后周期中心上移，且時間域擴大，1974 年至2015 年發(fā)生了5 次豐枯交替演變.小波方差圖（圖3（b））中26 a 對應的峰值最大，說明26 a 周期震蕩最強，為年徑流變化的第 1主周期；12 a 對應第2 峰值，為第2 主周期.

2.1.3 徑流變化趨勢及突變分析 由圖4（a）可知，年徑流在1936—1944 年和1973—2015 年呈減小趨勢，其中1978—2002 年徑流顯著減少，1941—1972 年徑流增加.UF 和UB 在區(qū)間外相交于2001年；由圖4（b）可知，時間序列在1951、1971—1974、1986、2001 年和2005—2007 年超過了95%置信度檢驗，結(jié)合M-K 檢驗結(jié)果，確定2001 年徑流發(fā)生由多到少的突變，整體呈現(xiàn)減少趨勢.

圖4 楚河徑流突變檢驗Fig.4 Mutation test of Chu River runoff

2.2 氣候要素變化特征分析

2.2.1 氣候要素變化特征 楚河流域1936—2015 年間多年平均氣溫為8.1 ℃，氣溫的年傾向率為正，變化速率為0.2 ℃/10 a.如圖5（a）所示，20 世紀70 年代溫度高于多年平均值，隨后氣溫下降，至1997 年開始氣溫一直保持高位震蕩.如圖5（b）所示，楚河流域月平均氣溫隨時間有緩慢上升趨勢，氣溫最高值出現(xiàn)在7 月份，最低值出現(xiàn)在1 月，呈單峰變化，夏季平均（6—8 月）氣溫為22 ℃，冬季（12 月—次年2 月）平均氣溫為-6 ℃，季節(jié)性溫差可高達40 ℃.

圖5 楚河流域氣溫變化過程Fig.5 Characteristics of Chu River temperature

楚河流域1936—2015 年間多年平均降水量為338.0 mm，降水的年傾向率為正，變化速率為0.4 mm/10 a.如圖6（a）所示，1971、1995 年和2000 年降水量急劇下降，對應氣溫大幅度上升.另外，降水自2004 年開始有所下降，而氣溫仍保持高位震蕩.如圖6（b）所示，月平均降水與月平均徑流年內(nèi)分配一致性較高，降水峰值出現(xiàn)在3—4 月份，春季降水總量達135.1 mm，約占總量的40%，春冬兩季總降水量占年總降水量的69%.最小值出現(xiàn)在7—9 月份，夏季降水總量約為47.9 mm，僅占全年的 14%.

圖6 楚河流域降水變化過程Fig.6 Characteristics of Chu River precipitation

2.2.2 氣候要素變化趨勢及突變分析 由圖7（a）可知，氣溫在1965—2015 年處于上升狀態(tài)，1977年開始上升趨勢增強，在1981 年之后超過95%置信度檢驗.UF 和UK 在檢驗區(qū)間外交于1987、1988、1989 年.金紅梅等[21]研究了70 年來中亞極端高溫事件時空分布，得到中亞的極端高溫事件在1970 年以后呈上升趨勢，極端高溫事件增強趨勢在1977 年以后更為顯著，與本文結(jié)果一致；由圖7（b）可知，在子序列長度為5 時，氣溫在1948、1976、1978、1996 年和1997 年超過95%置信度檢驗，結(jié)合M-K 曲線圖可判斷，氣溫在1987 年發(fā)生由低溫向高溫突變，整體呈現(xiàn)增高趨勢.

圖7 楚河流域氣溫突變檢驗Fig.7 Mutation test of Chu River temperature

由圖8（a）可知，1939 年開始UF 保持正值，其中1953—1954、1959—1960、1968—1970 年及1972 年超過95%顯著性檢驗.UF 和UB 在區(qū)間外無交點；由圖8（b）可知年降水序列在1975、1981年超過了0.05 置信度檢驗.綜合可知，研究區(qū)域8 0 a 的降水序列平穩(wěn)上升，無明顯突變.

圖8 楚河流域降水量突變檢驗Fig.8 Mutation test of Chu River precipitation

2.3 徑流對氣候要素的響應如圖9 所示，降水-徑流雙累積曲線可分為3 個階段.斜率由第1 階段的2.566 降為第2 階段的1.710，又升為第3 階段的2.576，說明1969—1990 年人類活動對徑流的影響增強，與圖2（a）中1970—1989 年偏小和圖3（a）中1971—1983 年偏枯一致，1991 年后降水的影響程度則逐漸增強.

圖9 楚河流域降水量與徑流雙累積曲線圖Fig.9 Double cumulative curve of Chu River precipitation and runoff

如圖10 所示，氣溫對徑流的影響集中在春、夏兩季，當年2 月氣溫與徑流呈顯著正相關(guān)，當年4 月、5 月和7 月呈顯著負相關(guān)，在當年的4—7 月與徑流相關(guān)性最高（r=-0.37，P＜ 0.01）.降水量在大多數(shù)月份對楚河徑流變化有積極貢獻，主要集中在春、夏兩季，且高于氣溫對徑流的影響，其中在上一年7 月、12 月、當年2—8 月之間呈顯著正相關(guān)，上年6 月到當年5 月降水量與徑流的相關(guān)性最好，相關(guān)系數(shù)達0.61（P＜ 0.01）.

圖10 1936—2015 年楚河年平均徑流與氣候因子相關(guān)系數(shù)Fig.10 Correlations between the annual runoff and the climate factors of Chu River from 1936 to 2015

本研究以上年6 月到當年5 月降水量，當年的4—7 月的氣溫為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)，時間步長設(shè)為12 a，采用滑動相關(guān)法探究氣象因子在年際尺度上對徑流的影響.由圖11 可知，降水量在80 a 間與年平均徑流保持正相關(guān)，1958—1961 年、2006 年、2009年相關(guān)性不顯著，其余年份均通過0.05 顯著性檢驗，且正相關(guān)系數(shù)呈增大趨勢；氣溫在1946 年與徑流呈不顯著正相關(guān)，其余年份均呈負相關(guān)，1991—2003 年持續(xù)了13 a 顯著負相關(guān)，負相關(guān)系數(shù)整體呈 減小趨勢.

圖11 楚河年平均徑流與氣候因子12 a 滑動相關(guān)Fig.11 12-years moving correlations between the annual mean discharge and the climate factors of Chu River

3 討論

氣溫對楚河流域徑流的影響分為兩方面：一是春季氣溫升高增加冰川產(chǎn)流能力和延長冰川融水期增加徑流[23-26]；二是夏季降水減少，氣溫升高，流域內(nèi)蒸發(fā)量加大，徑流下降.綜上，氣溫在過去80 a對徑流的貢獻為負，且這種趨勢保持上升是研究期間徑流減少的重要原因.氣溫在1987 年產(chǎn)生由低值到高值的突變開始，一直保持高位震蕩，氣候變暖給楚河流域水資源可持續(xù)利用帶來挑戰(zhàn).通過趨勢分析結(jié)果來看，氣溫在1965—2017 年持續(xù)上升，降水自1939 年開始保持上升趨勢，可得到楚河流域在過去80 a 氣候呈現(xiàn)“暖濕”趨勢，這與天山山區(qū)氣候的整體變化相一致.楚河流域年降水和季節(jié)性降水主要受到西伯利高壓影響，在全球氣候持續(xù)變暖的背景下，西伯利亞高壓強度呈減弱趨勢，其位置也會發(fā)生變化[27-28].楚河流域降水呈緩慢上升趨勢，原因可能與西伯利亞高壓氣團減弱和位移有關(guān)，使其對降水的影響減小，西風環(huán)流的影響增加，帶來更多的濕氣團，使得該地區(qū)氣候向暖濕方向發(fā)展[29].在寒冷季節(jié)，大范圍天氣過程對西伯利亞西部和天山地區(qū)的降水具有類似的影響，兩個地區(qū)的降水長期變化具有空間同步性；在暖季期間，由于氣團路線不同，兩個地區(qū)的降水變化不具有同期性，所以西伯利亞地區(qū)和楚河流域地區(qū)的降水變化可以作為對比研究[28].然而，實測徑流并沒有如降水一樣呈現(xiàn)上升趨勢，反而在2000 年之后呈現(xiàn)下降趨勢，這需要我們進一步深入研究徑流變化的氣候驅(qū)動機制.通過相關(guān)分析結(jié)果來看，哈薩克斯坦境內(nèi)楚河徑流變化主要受到降水控制，兩者季節(jié)分配特征一致，這種關(guān)系在過去80 a 中保持相對穩(wěn)定.

冰川作為氣候變化的重要指示器，對于楚河流域徑流變化有著重要影響，近30 a 中全球大多數(shù)冰川出現(xiàn)萎縮，氣候變暖對冰川造成的影響遠超過對降水的影響[30-35].天山山區(qū)的冰川自19 世紀中葉小冰期結(jié)束以來一直在退縮，持續(xù)的冰川收縮影響了流域產(chǎn)流機制[7,36-37].中亞地區(qū)暖季氣溫上升顯著，造成融雪期延長，冰川融雪量增大，冰川收縮速度加快，冬季氣溫上升尤其明顯，有利于融雪期提前[38-41].由于冰川融化加快，水循環(huán)加速，冬季降水增加，這些都有利于楚河冬春季的徑流增加.然而如前所述，這種升溫所帶來的徑流增加并沒有使得年徑流一直呈現(xiàn)上升趨勢；相反由于4—7 月暖季溫度上升，造成流域內(nèi)水分蒸發(fā)量加大，使得暖季徑流異常減少，從而造成楚河下游平原區(qū)年徑流在最近十多年呈現(xiàn)下降趨勢.因此，在氣候變暖背景下，中亞冰川補給型河流不同流域徑流量變化及其影響因素可能變得更為復雜，需要我們對于中亞跨境流域徑流變化進行持續(xù)關(guān)注.

楚河由吉爾吉斯斯坦流向哈薩克斯坦，大部分徑流產(chǎn)于上游吉爾吉斯斯坦天山山區(qū)，下游國來水量受到上游國家水資源開發(fā)利用的影響.前蘇聯(lián)時期，吉國水資源主要用于滿足哈國發(fā)電及春夏季農(nóng)業(yè)灌溉用水，1991 年前蘇聯(lián)解體后，吉國在夏季蓄水到冬季放水發(fā)電，造成下游國冬季洪水及夏季灌溉缺水嚴重，引起下游國家不滿[42].本研究結(jié)果顯示1969—1990 年人類活動對徑流的影響增強，1991 年以來人類活動對徑流的影響減弱，降水對徑流變化的主導作用變強，說明人類對跨界流域的合理調(diào)控是有效解決上下游國家水資源爭端的有效途徑.而已有研究結(jié)果顯示，到2025 年，吉國冰川面積將縮小30%～40%，導致水資源減少25%～30%[43].吉國在水資源上的優(yōu)勢將會下降，下游國來水量同樣受到威脅，上下游國家只有基于彼此對水資源和能源的需求上，在水資源開發(fā)利用上達成共 識，才能更好地應對水資源危機.

4 結(jié)論

在全球氣候變暖的大背景下，以冰雪融水為重要補給源的楚河受到了不可忽視的影響，研究其徑流變化規(guī)律對哈薩克斯坦和吉爾吉斯斯坦兩國社會經(jīng)濟的發(fā)展具有重要意義.本文基于楚河流域1936—2015 年的徑流氣候數(shù)據(jù)，研究徑流變化特征及其對氣候變化響應關(guān)系，得到的結(jié)論如下：

（1）在過去80 a，年徑流在哈薩克斯坦境內(nèi)間呈不顯著減少趨勢，氣候呈“暖濕”趨勢.徑流主要集中在春季和冬季，占全年總量的62%.

（2）徑流變化第1 主周期是20～32 a，周期中心是26 a；第2 主周期是8～18 a，周期中心是12 a.

（3）年平均氣溫在1987 年發(fā)生由低值向高值的突變，年平均徑流在2001 年發(fā)生由高值向低值的突變，年降水保持穩(wěn)定狀態(tài)，未出現(xiàn)突變年份.

（4）1936—2015 年內(nèi)降水與楚河平原區(qū)徑流的正相關(guān)關(guān)系保持穩(wěn)定，對徑流量變化起到主導作用；氣溫與楚河平原區(qū)徑流呈現(xiàn)出波動，氣溫上升通過增大區(qū)域蒸發(fā)量，造成暖季徑流量減少，從而影響流域年徑流變化趨勢.4—7 月氣溫升高是年徑流減少的重要驅(qū)動力.