第二节　气候变化与博斯腾湖水资源的关系

一、博斯腾湖流域气候变化特征

博斯腾湖流域及附近地区总共有9个气象站点（见图1-17）。对9个气象站点的降水、蒸发和日平均温度的变化规律进行统计分析，由于各个站点起始观测时间不等，因此选择了从1960年1月起开始统计直至2009年12月。

首先对9个站点日平均温度、降水和蒸发进行逐月统计，得到1960年1月至2009年12月9个站点平均的600个月的平均气温、降水和蒸发资料。由于各个站点在不同时段使用了大蒸发皿或者小蒸发皿观测蒸发，而且有些时段有缺失值，因此在统计蒸发资料的过程中，首先剔除了当月中无效值，然后对剩下的有效值求均值，并乘以该月天数得到该月总蒸发量。

1.气候因子年际变化规律

对月尺度的气温和降水数据按年进行统计，得到1960～2009年的年平均气温和降水（见图1-18和图1-19）。

从总体上看，1960～1986年期间博斯腾湖流域的年均气温基本上在6℃上下波动，呈缓慢递减趋势，从1986年以后呈现出明显的递增趋势。降水的年际波动幅度较大，在1960～1986年期间基本呈现出下降趋势，1987年和1988年的降水量大幅度上升，然后直至2009年也呈现出缓慢下降趋势。

焉耆、和静、和硕、博斯腾湖4站年均降水量见图1-20。博斯腾湖地区降水总量偏小，年际变化较大。

焉耆、和静、和硕、博斯腾湖4站年均蒸发量见图1-21。4站蒸发总量很大，年际变化总体呈现出波动上升趋势。

根据9个气象站的海拔和地理位置，将其分为3类：海拔大于3000m的大西沟站单独为一类；海拔在1500～3000m之间的巴音布鲁克站和巴伦台站为一类；海拔小于1500m的其余6个站点为一类。对这3类气象站点的平均气温、降水的年际变化趋势进行统计，结果见图1-22和图1-23。

从图1-22可以看出，海拔<1500m的站点平均气温在10℃左右，海拔在1500～3000m之间的站点平均气温在2℃左右，海拔>3000m的站点平均气温在-5℃左右。这3类不同海拔气象站点的气温虽然在数值上存在明显差异，但是体现了相似的时间变化趋势。从图1-23可以看出，海拔<1500m的站点平均降水量很小（100mm以内），在1960～1986年期间呈现出缓慢的下降趋势，1987年和1988年的降水量大幅度上升，然后直至2009年仍然呈现出下降趋势，并且下降幅度要大于前一段时期；海拔在1500～3000m之间的站点平均降水量要显著高于低海拔站点（>200mm），在1960～1985年期间呈现出缓慢的下降趋势，其后则呈现出缓慢的上升趋势；海拔>3000m的站点平均降水量最高（400～600mm），在1960～1985年期间呈现出缓慢的下降趋势，其后则体现出较为显著的上升趋势。

2.气候因子月际变化规律

根据月尺度的气温和降水数据进行多年平均处理，得到12个月的多年平均气温、平均降水（见图1-24、图1-25）。

从总体上看，博斯腾湖流域的气温从1月至7月逐渐升高，7月达到最高值（20.36℃），然后缓慢下降。降水主要集中在5～9月，其中6～8月的降水量最高。1～3月、10～12月这6个月的降水量非常少，均在4mm以内。蒸发量从1月至5月迅速升高，5～8月的蒸发量均维持在一个较高的水平上，其中6月的蒸发量最高（300.31mm），然后从8月起直至12月迅速下降。

焉耆、和静、和硕、博斯腾湖4站降水量月际变化较大（见图1-26），降水均集中在一年的5～9月，占总量的78%以上，各站降水最多的月份均出现在7月，降水量大约在16mm以上，最小值出现的月份则不尽相同，焉耆站出现在11月，降水量为1.00mm±2.47mm，和静站出现在11月，为1.00mm±2.87mm，和硕站出现在12月，降水量为1.84mm±3.00mm，博斯腾湖站出现在2月，数值为0.7mm±1.84mm。

焉耆、和静、和硕、博斯腾湖4站的蒸发量月际变化幅度很大（见图1-27），蒸发主要集中在4～9月，占总量的80%以上，季节分配不均，4站的蒸发量均在4月迅速增加，10月之后迅速下降，季节变化十分显著。

图1-28和图1-29分别为博斯腾湖站与焉耆水文站春夏秋冬四季蒸发量的季节变化。由图可以看出，博斯腾湖与焉耆2站的蒸发量四季变化分明，蒸发主要集中在春季和夏季，夏季蒸发量最大，分别为（955.32±184.14）mm、（808.56±96.10）mm；秋季蒸发量迅速减少，分别为（407.40±84.09）mm、（355.76±37.68）mm；冬季蒸发量降至最低，分别为（72.29±16.12）mm、（73.12±15.41）mm。对于博斯腾湖站来说，夏秋两季最大蒸发量均出现在1993年，最小值分别出现在1959年与1966年；而春季最大值出现在1987年，最小值出现在1964年；从1958年开始到20世纪80年代中期，春夏两季蒸发量处于波浪式上升阶段，随后蒸发量不断上下波动，在1997年之后迅速下降。对于焉耆站来说，四季变化相对平稳，但在2002年，春、夏、秋三季的蒸发量急剧下降，出现了历史上的最小值；随后蒸发量迅速上升，春季、夏季、秋季分别在2007年、2004年、2006年达到了蒸发量的最大值，且仍有继续上升趋势。博斯腾湖、焉耆两站相比，博斯腾湖站春夏两季的蒸发量明显高于焉耆站，说明博斯腾湖蒸发更强烈，气候更干旱。

这3类气象站点的多年平均月气温、降水量的年内变化趋势见图1-30和图1-31。从图1-30可以看出，3类站点的气温变化趋势相似，1月的气温最低，7月的气温最高。海拔>3000m的站点气温年内波动幅度要比前2类站点小很多。从图1-31可以看出，3类站点的降水主要集中在5～9月，其余月份的降水量非常低。海拔<1500m的站点降水量很低，海拔1500～3000m的站点降水量较高，海拔>3000m的站点降水量最高，7月份降水可达120mm。

二、博斯腾湖库容与汇入流出水量的关系

开都河在汇入博斯腾湖之前，分为2个分支分别汇入博斯腾湖大湖区和小湖区，东支水文站记录了汇入博斯腾湖大湖区的流量。东泵站和西泵站则记录了博斯腾湖大湖区的流出量。由于东支水文站数据从1995年开始，时间较短，因此用大山口水文站代替东支水文站数据作为汇入水量进行分析。大山口水文站是本流域控制性水文站，控制本流域主要来水河流开都河的径流量，其观测资料序列最长，且观测的月径流量基本是天然径流量（很少受人类扰动），因此在分析该流域径流量及丰平枯变化特征时，主要依据大山口水文站观测资料。对于流出水量而言，由于东泵站数据缺乏，因此只有用西泵站数据来代表流出水量。

对1995～2009年期间的东支、西泵水文站流量进行统计，计算年总流量。2个站的年均总流量分别为18.00×108m3和8.89×108m3，可见开都河入湖总流量要大于西泵站的出湖流量。

以1995～2009年期间博斯腾湖年均库容为因变量，东支站年总流量减去西泵站年总流量为自变量，进行回归统计分析，得到两者之间的经验方程（R2=0.4989，n=15，P<0.01）：

y=0.7046x+71.076　　（1-3）

式中　y——湖容，108m3；

x——东支与西泵站年流量之差，108m3。

可见博斯腾湖水资源总量与汇入水量及流出水量之间存在明显的正相关关系，其中流出水量主要取决于水资源管理政策（向塔里木河流域调水及农业灌溉等），开都河流量则取决于其流域气候因子以及土地覆盖状况。人类活动改变了土地覆盖状况，影响了开都河流量，进而影响了博斯腾湖的水资源，改变了博斯腾湖及周边地区的生态环境。

三、博斯腾湖水位变化的分型和可能机制

在全球变暖的气候背景下，水资源的变化趋势受到越来越多的关注。近几十年来新疆呈现出了与全球一致的变暖趋势。水资源的变化主要受气候和人类活动的影响，但是在西北高海拔区域，人类活动的影响相对较少，可见该区域高山径流形成的水资源变化主要受气候变化的影响。开都河主要是由冰雪融水和雨水混合补给的特征也间接证明了这一点。因此选择位于开都河的上游位置、具有长期完整观测资料巴音布鲁克气象站数据，以探讨高海拔的降水、融雪等气候状况对博斯腾湖水位变化的影响。

图1-32是巴音布鲁克气象站年平均温度和降水距平的变化曲线，从中可以看出2002年之后降水基本处于负距平状态，但负距平的值很小，即该区域的降水年际变化不大。

博斯腾湖年平均水位与巴音布鲁克气象站年平均气温呈现明显的正相关，相关系数为0.406（样本数为22）。说明博斯腾湖的年平均水位主要受天山融雪和冰川融化的影响，当开都河上游温度偏高时，融雪量增加，开都河流量增多，博斯腾湖入湖水量增加，博斯腾湖年平均水位较高；反之，博斯腾湖年平均水位较低。

利用模糊聚类的方法将22年博斯腾湖水位逐年的月变化分为5类，如图1-33所示。其中第一类包括1986年、1993年、1995年、2001年、2003年、2004年、2005年、2006年、2007年，共9年；第二类包括1987年、1991年、1992年、1994年、1996年、1998年、1999年、2000年、2002年，共9年；第三类为1988年1年；第四类为1989年1年；第五类为1989年、1997年，共2年。

第一类为递减型，其特点是季节变化不明显，水位在春季较高，以后逐渐降低。第二类为递增型，其特点是季节变化较第一类明显，水位在夏末秋初的时候较高，整体呈现上升趋势，且12月份的水位明显高于1月份。第三类属于单峰型，在6～8月份水位较高。第四类为N型，其特征基本与多年平均的特征相反，主要体现在3个方面：①在农业耗水的高峰期呈现为一明显的峰；②在融雪及降水均为高值时却呈现一明显的谷；③在秋季及冬初时却呈现出水位增高的现象。第五类基本属于马鞍型。针对各类平均状况而言，水位特征与上述也基本一致。为进一步探讨泊湖水位月际变化的原因，下面将针对每一类所对应的气象资料进行分析。

为了探讨博斯腾湖水位逐年的月际变化规律，主要针对的对象是递增型、递减型2大类的特点，所以通过对各类每年的水位月际变化的线性拟合，以其斜率描述其变化率。变化率与博斯腾湖附近5个气象站的年平均降水量距平以及巴音布鲁克站年平均降水量距平呈较明显的线性相关，如图1-34所示。博斯腾湖水位系数的变化趋势与博斯腾湖周围5站的降水距平以及巴音布鲁克站降水距平的变化趋势基本一致，其中与博斯腾湖周围5个站（库尔勒、焉耆、和硕、和静、尉犁）年平均降水量的相关系数为0.419；与巴音布鲁克站年平均降水量的相关系数为0.624。

以上讨论了降水对博斯腾湖水位年内月际变化的影响，然而对博斯腾湖水位影响还存在另一个重要因子，即融雪的补给，因而还需对影响融雪的另一个关键因子即温度进行讨论。为此，针对前2类的温度做月平均变化图（见图1-35）。

如图1-35所示，巴音布鲁克站的平均气温在春季和夏季递减型比递增型的高，而在冬季递减型比递增型的低，这也从侧面证明了递减型的年内的前半段融雪补给比后半段大，由此可见此2类温度的月际变化特点与水位的月际变化特点相吻合。

四、开都河径流量的季节变化特征及其与气候因子的关系

开都河作为博斯腾湖主要汇入湖流，其径流量变化对于博斯腾湖具有重要影响。分析开都河径流量的变化特征及其与气候因子之间的关系对于博斯腾湖水资源的时空优化配置及生态环境的修复保护具有重要意义。

开都河发源于新疆天山南坡焉耆盆地边缘，属于雪冰融水和雨水混合补给的河流。融雪主要是受温度控制，降水也有明显的季节变化特征，两者的时空变化对开都河流量有着直接的影响。以开都河流域为研究区，估算了1986～2007年期间季节面雨量及温度的空间分布，分析面雨量和温度对开都河流量的影响机制，为博斯腾湖水资源的有效利用及水环境的改善提供科学依据和有效思路。

（一）数据与方法

1.资料

由于开都河流域只有一个气象站点（巴音布鲁克站），为了尽可能地反映山区地形对气候要素分布的影响及插值的稳定性，在研究中使用了开都河流域及其附近的9个气象站点1986～2007年的气象资料（站点空间分布见图1-36）。

气象资料为逐日的平均气温和降水，将其按照季节进行统计，得到22年共88个季节的平均气温和降水数据。水文数据采用的大山口水文站1986～2007年的逐月流量数据，同样按照季节进行统计以表征开都河的季节平均径流量。

2.方法

气象站点观测的气温和降水资料只具有局部代表性，并不能很好的反映一个较大范围的天气状况，需要通过GIS的空间插值运算对其进行空间化处理。国内外学者对面雨量的空间插值方法进行了大量研究，并在多个流域进行了应用。开都河流域气象站点稀少，地表海拔变化剧烈，加上降水量较少，使得常规的面雨量估算方法难以在此区域得到推广应用。考虑到山区气候的主要影响因素包括地理位置（水平坐标）、局地海拔高度等，根据GIS的空间插值原理，降水量P的空间差异可表达为式（1-4）：

P=（ax+by）+ε　　（1-4）

ε=cz+d　　（1-5）

式中　x，y——气象站的平面坐标；

ε——降水总量与地理位置引起的降水差异。

根据气象站点的季节降雨量与站点地理坐标、海拔高度通过最小二乘法拟合出系数a、b、c的值，即可计算出各个像元的降水量数据，得到开都河流域季节面雨量的时空数据集。采用同样的插值方法对气温进行空间插值，得到季节平均气温的时空数据集。

3.精度验证

根据开都河流域内巴音布鲁克气象站22年的季节气温和降水数据对空间插值得到的结果进行精度验证，观测值与插值结果值的散点图见图1-37。

从图1-37可以看出，大部分样本分布在1∶1线附近，判定系数分别为0.99和0.90（样本数88），可见该插值方法在开都河流域具有适用性。

（二）结果与讨论

1.面雨量和气温的空间分布特征

根据GIS空间插值得到的开都河流域气温和降水栅格数据进行统计，得到该地区22年平均季节气温和季节总降水的空间分布（见图1-38和图1-39）。

将温度分布与研究区DEM进行叠加分析可以发现，温度的空间分布特征与海拔存在明显的关联，高海拔区域的温度明显低于低海拔区域。海拔高于3000m的区域的所有季节平均温度低于0℃，海拔在2000m左右的区域温度多在3～5℃之间，而海拔在1000m左右的区域温度一般在5℃以上。降水的空间分布特征也与海拔有着密切关系，不过跟温度分布相反，高海拔区域的降水量大于低海拔地区。海拔高于3000m的区域降水一般大于100mm，海拔在2000m左右的区域降水分布在80～100mm之间，而海拔在1000m左右的区域降水一般低于80mm，如大山口的降水量小于50mm。

2.开都河流量和流域内面雨量的关系

为进一步分析面雨量对开都河流量的影响，绘制了开都河的季节流量和流域季节面雨量的时间变化曲线（见图1-40）。

从图中可以看出，开都河流量在夏季达到最高，冬季最低，具有明显的季节变化特征。流域内面雨量的季节变化特征与开都河流量非常相似，可见开都河流量的时间变化与流域面雨量之间具有密切关系。

尽管季节面雨量和开都河流量呈现相同的序列趋势，但其峰值、谷值等的变化并不完全一致。因为开都河流量除了受到降水因素的影响之外，还与融雪量密切相关。温度是影响积雪融化的关键因子，因此也是开都河流量的另一重要影响因子。

按照4个季节分别讨论降水和温度对开都河流量的影响。开都河流量在不同季节具有不同的时间变化特征，图1-41（a）给出了开都河4个季节径流量的时间变化曲线。从图中可见，夏季流量具有显著的增加趋势，而且波动幅度最大；春季、秋季和冬季流量则体现出缓慢的增加趋势，并且波动幅度较小。图1-41（b）给出了开都河流域4个季节面雨量的时间变化曲线，夏季面雨量同样具有显著地增加趋势，而其余3个季节的面雨量却呈现较缓的递减趋势。流量和面雨量的时间变化趋势比较相似，但也存在一定差异，需要进一步分析影响开都河流量变化趋势与气候因子的响应关系。

3.开都河流量的季节变化对气候因子的响应

为了分析温度、面雨量对开都河流量的影响，对22年所有季节、各季节的温度、面雨量与开都河流量进行多元相关统计，计算得到的偏相关系数与复相关系数见表1-2。

22年所有季节的温度及面雨量与开都河流量之间的偏相关系数分别为0.45和0.92，复相关系数为0.91。温度、面雨量与开都河流量均为正相关关系，说明降水和温度的增加均是开都河流量增加的主要关键因素，并且面雨量对开都河流量的贡献要大于气温。

在冬季和春季，复相关系数相对较小（0.23和0.20），说明在这2个季节中温度和面雨量对开都河流量贡献并不明显，主要原因是冬、春两季温度相对较低导致积雪融化较少，另外这两季的降水量也相对较小，径流可能主要来源于地下水补给，所以开都河流量变化与这2个气候因子的相关程度较低。尽管如此，从偏相关系数可以看出，这2个季节温度对于开都河流量的贡献要大于降水。夏季的复相关系数为0.65，可见开都河的夏季流量主要来源于积雪融化和降水。从偏相关系数来看，两者的贡献度比较接近（0.98和0.96），温度的贡献度略大。在秋季，温度和降水依然是开都河流量的重要影响因子，两者与流量的偏向关系数分别为0.70、0.82，降水对流量的贡献都要大于温度，与秋季温度下降造成融雪速度减弱的事实相吻合。

图1-42为夏季和秋季降水的空间分布。降水随海拔升高而增加，而且夏季的降水量普遍高于秋季，即使是大尤尔都斯盆地也不例外。

图1-43为夏季和秋季气温的空间分布。从图中可见，即使是海拔大于4000m的区域其夏季温度仍然高于0℃，因此夏季高海拔地区的冰川和积雪仍然会融化，产生大量融水。冰雪融水加上较高的降水量使得开都河夏季流量大大增加。秋季高海拔区域温度低于0℃，高海拔区域的冰雪融水相对较少，加上降水也减少，因此该季节开都河流量小于夏季。与降水的降低相比，秋季气温降低使得冰雪融水下降的幅度更大，降水对于开都河秋季流量的影响大于温度。

五、小结

根据博斯腾湖流域及附近9个气象站点1960～2009年共50年的观测资料，统计了该地区气温、降水和蒸发的年际变化与年内变化特征。在此基础上，对博斯腾湖水位与开都河径流量的变化特征及其与气温、降水等气候因子的关系进行了分析讨论，得出如下结论。

（1）在1960～2009年期间，博斯腾湖流域的年平均气温在总体上呈现出上升趋势，高海拔区域的气温显著低于低海拔区域；年降水的波动幅度较大，高海拔区域的降水量显著高于低海拔地区；高海拔区域的年蒸发量要比低海拔区域高，呈现出缓慢增加的趋势，而中低海拔区域的蒸发量则表现出显著的递减趋势。流域气温年内变化趋势比较和缓，1月份最低，7月份最高，高海拔区域气温的年内季节波动幅度较小；降水主要集中在5～9月，其余月份降水量非常小；蒸发不像降水那样集中在高温的几个月中，其年内变化趋势相对和缓。

（2）焉耆、和静、和硕、博斯腾湖四站的降水量和蒸发量的季节变化均比较显著，降水和蒸发高值出现的时间并不同步，降水量最大值一般出现在每年的7月，而蒸发量则是在每年的5、6月份就达到了最大值。湖区春季随着气温较快回升和风速的增大，其蒸发量迅速升高，5、6月份达到一年中的最大值。7月随着气温的继续升高，风速减弱，蒸发量开始下降，到了冬季，蒸发量降至最低。

（3）对于焉耆、和静、和硕、博斯腾湖四站来说，年降水量很少，年际变化不大；蒸发量情况恰好相反，年蒸发量很高，年际变化较大。这是由于博斯腾湖地处亚欧大陆中心，气候十分干旱。

（4）博斯腾湖水位逐年的月变化基本上可以分为五类：第一类为递减型，其特点是季节变化不甚明显，水位在春季较高，以后逐渐降低；第二类为递增型，其特点是季节变化较第一大类明显，水位在夏末秋初的时候较高，整体呈现上升趋势；第三类属于单峰型；第四类为N型；第五类基本属于马鞍型。影响递增、递减出现分形的主要原因是高海拔区域的降水。即当高海拔区域降水较少时，水位月际变化出现递减型，而高海拔区域降水较多时，则出现递增型。

（5）博斯腾湖水资源总量与汇入水量及流出水量之间存在明显的正相关关系，其中流出水量主要取决于水资源管理政策（向塔里木河流域调水及农业灌溉等），而开都河流量则取决于其流域气候因子以及土地覆盖状况。

（6）温度和降水这2个气候因子是开都河径流量的主要影响因子。冬季和春季，开都河流量与温度和降水之间不存在明显的相关性；夏季和秋季，开都河流量与温度和降水之间具有明显的相关性。在夏季温度和降水对径流量的贡献相差不大，而在秋季降水对径流量的贡献要高于温度。