對博斯湖水位影響分析_塔河流域干旱預警

8　塔河流域干旱災害效應

8．1　干旱災害對農(nóng)業(yè)及生態(tài)環(huán)境影響分析

8．1．1　對農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的影響

干旱作為一種自然災害，在對國民經(jīng)濟各部門影響中，對農(nóng)業(yè)有著廣泛和最顯著的影響，它不僅影響農(nóng)業(yè)結(jié)構(gòu)、作物布局和種植制度，而且對作物生長發(fā)育有著直接和間接的影響。干旱使作物缺水減產(chǎn)，影響農(nóng)事活動，如影響肥料的使用及其有效性，導致病蟲害和森林、草地火災的發(fā)生等。

1）對糧食生產(chǎn)的影響

（1）旱災對糧食生產(chǎn)的影響

1980—2010年塔河流域由于旱災所帶來的糧食損失總計為1　129．81萬t，占同期塔里木河流域糧食總產(chǎn)量的9．97%，如圖8．1所示。

圖8．1　1980—2010年因旱災糧食減產(chǎn)量

從因旱減產(chǎn)糧食量占糧食總產(chǎn)量的比例和單位播種面積上減產(chǎn)糧食量看，1980—2010年因旱減產(chǎn)糧食總量占全塔里木河流域30年糧食總產(chǎn)量的9．97%，年均每畝播種面積減產(chǎn)糧食14．56kg。因旱災減產(chǎn)糧食最多的年份是1993年，占當年糧食總產(chǎn)量的24．48%，平均年均每畝播種面積減產(chǎn)糧食51．47kg，其次是2002年，占當年糧食總產(chǎn)量的18．32%，平均每畝播種面積減產(chǎn)糧食40．42kg。

（2）對糧食減產(chǎn)影響的年代演變

從20世紀80年代至21世紀10年代旱災引發(fā)糧食量減產(chǎn)是一個逐年增加的過程，見表8．1，圖8．2所示。20世紀90年代因旱災糧食減產(chǎn)量為451．29萬t，為80年代減產(chǎn)量151．68萬t的2．98倍；21世紀10年代因旱災糧食減產(chǎn)量為563．65 萬t，為90年代減產(chǎn)量的1．25倍，80年代的3．72倍。

表8．1　塔河流域各年代因旱災糧食損失統(tǒng)計

圖8．2　塔河流域各年代因旱災糧食減產(chǎn)統(tǒng)計

塔河流域每年因為旱災造成的糧食減產(chǎn)數(shù)不斷上升，損失量占糧食總產(chǎn)量比重由20世紀80年代的1．34%上升為21世紀10年代的4．97%。80年代，平均每年糧食損失量為51．17萬t，占糧食總產(chǎn)量的1．34%；90年代，平均每年糧食損失量為45．13萬t，占糧食總產(chǎn)量的3．98%，比80年代減少了6．04萬t；10（2000—2010年）年代，平均每年因旱災而造成的糧食損失量為56．37萬t，約占總產(chǎn)量的4．97%，比80年代增加了5．20萬t，高出了3．63個百分點，比90年代增加了11．24萬t，高出了0．99個百分點。從上述分析可以看出，由于干旱災害受災面積和成災面積不斷增加，以及糧食單產(chǎn)的提高，使糧食損失量呈上升趨勢，直接影響糧食產(chǎn)量的波動［6－9］。

（3）糧食減產(chǎn)與受災率的關(guān)系

旱災受災率與因旱災糧食減產(chǎn)量的關(guān)系見圖8．3，旱災受災率與旱災減產(chǎn)糧食占全塔河流域糧食總產(chǎn)量的比例關(guān)系見圖8．4。從兩圖可見，旱災的受災率與旱災造成的糧食減產(chǎn)量之間存在著很大的相關(guān)性，受災率愈高，造成的糧食減產(chǎn)也就越多，如圖8．3、圖8．4所示。

圖8．3　塔河流域旱災受災率與因旱災糧食減產(chǎn)量

圖8．4　塔河流域旱災受災率與因旱災減產(chǎn)糧食占糧食總產(chǎn)量的比例

（4）糧食減產(chǎn)量與受災面積及成災面積的關(guān)系

從旱災受災面積、成災面積與糧食減產(chǎn)量之間的相關(guān)分析看，旱災成災面積與糧食減產(chǎn)相關(guān)分析的判定系數(shù)比受災面積與糧食減產(chǎn)之間的更高，說明旱災的成災面積對糧食生產(chǎn)的影響更為顯著，見圖8．5、圖8．6所示。

圖8．5　塔河流域旱災受災面積與因旱災糧食減產(chǎn)量

圖8．6　塔河流域旱災成災面積與因旱災糧食減產(chǎn)量

2）對農(nóng)業(yè)經(jīng)濟的影響

塔河流域1990—2007年因旱糧食損失976．23萬t（年平均54．24萬t），是糧食總產(chǎn)量7　212．05萬t的13．54%，造成農(nóng)業(yè)直接經(jīng)濟損失2　214．06億元（年平均123．01億元），占全塔河流域生產(chǎn)總值66　928．18億元（年平均3　718．23億元）的3．31%；工業(yè)直接經(jīng)濟損失1　169．20億元（年平均64．96億元），占流域生產(chǎn)總值的1．75%，牧業(yè)直接經(jīng)濟損失636．47億元（年平均35．36億元），占流域生產(chǎn)總值的0．95%，經(jīng)濟總損失4　019．73億元（年平均223．32億元），占流域生產(chǎn)總值的6．01%，見圖8．7、圖8．8。

圖8．7　塔河流域1990—2007年因旱災糧食損失量

圖8．8　塔河流域1990—2007年旱災經(jīng)濟損失柱狀圖

8．1．2　對生態(tài)環(huán)境的影響

1）生態(tài)系統(tǒng)主要類型

塔河流域生態(tài)系統(tǒng)類型的劃分采用水生生態(tài)系統(tǒng)和陸地生態(tài)系統(tǒng)相結(jié)合的原則，即河流作為一種水體，可按水生生態(tài)系統(tǒng)劃分；同時又是一個占據(jù)一定陸地面積的區(qū)域，也可按陸地生態(tài)系統(tǒng)劃分。作為一個水體，河流按水資源形成、消耗、轉(zhuǎn)化、蓄積、排泄，劃分為徑流形成區(qū)、消耗轉(zhuǎn)化區(qū)、排泄蒸散區(qū)和無流缺水區(qū)；作為陸地地域又可以按地貌類型、自然和人工植被，劃分為山地、人工綠洲、自然綠洲、荒漠等類型。本研究以自然綠洲為主體，通過分析塔河流域干旱災害發(fā)生時自然綠洲系統(tǒng)的生態(tài)響應來表征干旱災害對塔河綠洲生態(tài)環(huán)境的影響。自然綠洲位于干旱區(qū)的沖擊平原，這類生態(tài)系統(tǒng)是由不依賴天然降水的非地帶性植被構(gòu)成，主要由中生、中旱生等具有一定覆蓋性的天然喬、灌、草植物構(gòu)成，主要依靠洪水灌溉或地下水維持生命，植被的生長情況隨著河流和水分條件變化而變化。它們伴河而生、伴河而存，沿著塔河形成連續(xù)、寬窄不一的綠色植被帶，或者稱為綠色走廊，其次一級生態(tài)系統(tǒng)單元有以下方面。

（1）鹽化草甸

鹽化草甸是隱域性自然植被的主體，主要群種包括蘆葦、脹果甘草、花花柴、大花羅布麻、疏葉駱駝刺等，這些植物都是參與組成鹽化草甸的種類，塔河流域的草甸植被都帶有鹽化性質(zhì)，這類草場總面積有45．57萬hm2，不同種類的草本植物對地下水的依賴程度是有差別的。當?shù)叵滤裆顬?～2m時，其平均土壤含水量為23．59%，大多數(shù)鹽生草甸中的草本植物適宜生長；2～4m時地下水埋深部分植物仍然能夠生長；地下水埋深降至4m時，多數(shù)草本植物近于停止生長或者死亡，只有少數(shù)深根系植物能夠存活。

（2）灌叢

塔河流域灌木主要為檉柳屬植物、白刺、黑刺、鈴鐺刺等。常見的檉柳有多怪檉柳、剛毛檉柳、長穗檉柳、多花檉柳等，他們是構(gòu)成檉柳灌木叢植被的主要建群種。檉柳適生于河漫灘、低階地和扇緣地下水溢出帶，有廣泛的生態(tài)適應性。隨著地下水的下降，檉柳向超旱生荒漠植被過度，隨著地下水上升，鹽漬化加重，它向鹽生荒漠過度。地下水埋深1～2m的地方，檉柳分布數(shù)量不多，蓋度較??；地下水埋深2～4m處，灌木所占比例逐漸增大，蓋度也相應地加大；當?shù)叵滤宦裆钪?m時，除喬木外地上植被占統(tǒng)治地位的則是灌木，這種狀況一直延伸至地下水位更深的區(qū)域，但是這一區(qū)域的檉柳生長并不處于最佳狀態(tài)，長勢較弱，生長良好的檉柳95%分布于地下水埋深小于5m的區(qū)域內(nèi)。

（3）荒漠河岸林

塔河流域的喬木樹種有胡楊、灰楊、尖果沙棗，前兩者是構(gòu)成荒漠河岸林的主要建群種，在塔河干流區(qū)胡楊分布最廣。實生胡楊幼林皆發(fā)生在河漫灘上，其地下水埋深一般為1～3m，胡楊幼林表現(xiàn)出良好的生長勢頭；隨著河水改道，形成現(xiàn)代沖擊平原1～2級階地，此階段的地下水埋深一般為3～5m，此時胡楊林正處于中齡階段，生長最為旺盛；分布在古老沖積平原高階地上的胡楊林為近熟林，地下水埋深一般在5～8m，其長勢明顯低于中齡林；胡楊的成熟林與過熟林，都分布在古老的沖擊平原上，地下水埋深多在8m以下，長勢最差，呈現(xiàn)出衰敗的景象。

2）對生態(tài)環(huán)境的主要影響

對于深處內(nèi)陸區(qū)域的塔河流域，水是保持生態(tài)平衡和生態(tài)系統(tǒng)正常運行中不可或缺的要素，流域內(nèi)的主要生態(tài)環(huán)境問題都與水資源有著密切的關(guān)系，如水土流失、土地荒漠化、土地鹽堿化、沙塵暴、湖泊礦化度增高，地表水環(huán)境質(zhì)量下降等都在不同程度上與干旱缺水有關(guān)，若干旱成災則會使上述各類生態(tài)環(huán)境問題進一步加劇，其中較為突出的問題包括以下幾點。

（1）導致地表水與地下水環(huán)境惡化

影響水質(zhì)的因素是多方面的，包括地質(zhì)構(gòu)造、土壤鹽分、土壤結(jié)構(gòu)、土壤質(zhì)地等因子，塔河流域水質(zhì)惡化主要是由于長期干旱以及人類經(jīng)濟活動的影響，引發(fā)地表徑流量和地下徑流量不斷減少。目前塔里木河僅在洪水期的水質(zhì)為淡水，至洪水末期，水質(zhì)已變?yōu)槿醯V化水，而枯水期全為較高的礦化水。從塔河各站月平均礦化度監(jiān)測數(shù)據(jù)可以看出，每年7～9月的汛期河水礦化度最低，其中在8月份礦化度＜1，枯水期礦化度均很高，尤其以4～6月為最高，可達6．326g/L。據(jù)調(diào)查34團農(nóng)業(yè)灌溉水質(zhì)在5月底到8月初這一重要的生產(chǎn)季節(jié)灌渠水的礦化度平均在2g/L以上，最高達到6．24g/L，導致農(nóng)作物出現(xiàn)大面積死亡。

灌區(qū)地下水主要以灌溉用水的垂直滲漏補給為主，而非灌區(qū)則以河道流水的側(cè)漏補給為主，由于地表水減少了對地下水補給，從而使塔河干流區(qū)地下水位不斷下降，隨著地下水位下降，地下水礦化度也逐漸升高，調(diào)查顯示20世紀50—60年代，英蘇至阿拉干河段的地下水水位約為3～5m，1973年為6～7m，1998年為8～10．4m，1999年為9．4m～12．65m，從而導致阿拉干井水的礦化度由1984年的1．25g/L上升至1998年4．5g/L。

（2）引發(fā)地表生態(tài)系統(tǒng)退化

由于塔河下游特殊的干旱環(huán)境，天然植被生長所需的水分主要依靠地下水的補給，地下水是該地區(qū)天然植被維持和延續(xù)生命活動最主要、最根本的來源，地下水又是依靠河道滲漏補給。塔河流域1972年英蘇以下246km長的塔河斷流，阿拉爾以南的地下水位由50年代的3～5m下降至6～11m，超過了植被賴以生存的地下水位，大面積濕地喪失，多年生植被退化，生態(tài)系統(tǒng)已失去再生能力，以胡楊為主體的荒漠河岸植被和以檉柳為代表的平原地灌叢等天然植被大面積死亡，天然胡楊林銳減，從50年代的5．4萬hm2減至70年代的1．64萬hm2，至90年代僅剩0．67萬hm2。天然草地嚴重退化，蘆葦草甸干枯，僅1988—2000年間，塔河下游天然草地就減少106　75hm2，天然草地減少面積之中17．2%變成流沙地，4．03%變成裸地，14．1%變成鹽堿地。

（3）加速綠洲縮減和沙漠化面積擴張

隨著天然植被的全面衰敗和大片死亡，塔河下游成了風沙活動的場所，沙漠化面積迅速擴大，塔河流域下游，1958—1993年期間，流動沙丘面積從土地面積的44．3%上升到64．47%，強度和極強度沙漠化土地增加了3．12%和3．56%，土地沙化擴展速率年增長率達4%以上。自上世紀80年代以來，塔河中下游地區(qū)大風沙塵暴強度明顯加強，1998年4月13日～28日發(fā)生在新疆包括塔里木盆地的大風沙塵暴天氣，最大風速達到40m/s，最小能見度為0m，直接造成全疆經(jīng)濟損失超過10億元，塔河中下游地區(qū)的損失達2億元。以尉犁縣為例，70年代平均每年風沙日數(shù)0．8天，揚沙日數(shù)49天，浮塵日數(shù)44．7天，比60年代的平均值增加兩倍，80年代和90年代又有顯著增長。

3）不同地下水埋深對地表植被的影響

在塔河流域，干旱的暖溫帶大陸性氣候及其變化和不斷加劇的人類活動，深刻地影響著該地區(qū)的景觀格局與過程。在氣候與人類活動的綜合影響下，塔里木河下游以天然植被為主體的生態(tài)系統(tǒng)和生態(tài)過程因自然水資源時空格局的改變而受到嚴重影響，表現(xiàn)在植被蓋度、物種豐富度、多樣性及均勻度等方面。塔河流域降水稀少，大部分地區(qū)年蒸發(fā)量在2　100～2　900mm，顯然只依靠天然降水無法維持植物生命的延續(xù)。就該區(qū)空間和時間的整體來說，地下水是天然植被維持和延續(xù)生命活動主要的、根本的來源，然而植物根部環(huán)境的土壤水是依靠地下水來補充。地下水主要采取向上運移的形式補充土壤水分，來滿足植物的需要。當?shù)叵滤裆钶^高時，植物的根可直接吸收、利用地下水。埋深較低時，地下潛水通過毛管作用向上運動來影響各土層含水量，進而間接影響了植物的生長狀況。

（1）鹽化草甸植被凈第一生產(chǎn)力與地下水關(guān)系

用實際測定的草甸植被凈第一生產(chǎn)力（NNP）與地下水埋深建立模型，從表8．2和圖8．9中可以看出，隨著地下水埋深的增加，潛水蒸發(fā)減少，土壤水分含量降低，植被吸收越來越困難，凈第一生產(chǎn)力逐漸下降；當?shù)叵滤裆畛^3．5m時，其微小變化均能使NNP產(chǎn)生較大反應；當?shù)叵滤裆钭兓?%時，NNP變化10%，因此將這一深度定為草甸植被生長脅迫深度。

表8．2　塔河流域鹽化草甸植被生產(chǎn)力實測值

續(xù)表8．2

圖8．9　草甸植被凈第一生產(chǎn)力（NPP）與地下水關(guān)系

（2）檉柳生長發(fā)育與地下水關(guān)系

運用數(shù)理統(tǒng)計的方法，在野外實際調(diào)查的基礎(chǔ)上，建立檉柳生長于地下水埋深的關(guān)系模型，結(jié)果見表8．3和圖8．10。從表圖中可見，有43%的檉柳植被分布在地下水埋深處于3m以內(nèi)的環(huán)境中，有83．4%的檉柳分布在地下水埋深為5m以內(nèi)的環(huán)境中，因此在考慮維持檉柳種群的基本生存狀況的條件下，可以將地下水埋深為5m作為檉柳生長的脅迫深度。

表8．3　不同長勢的檉柳在不同地下水埋深范圍內(nèi)出現(xiàn)的頻率

圖8．10　塔河地區(qū)不同長勢檉柳在不同地下水埋深條件下的頻率分布

（3）胡楊生長與地下水關(guān)系

根據(jù)《新疆森林志》描述（見表8．4），地下水水位1～3m，胡楊生長良好；3～4m，胡楊生長中等；5～6m胡楊生長停滯；6m以下，大部分枯死，這僅是一個粗略的估計。本次計算根據(jù)野外調(diào)查數(shù)據(jù)，建立胸徑生長與地下水埋深的關(guān)系模型，當?shù)叵滤裆钤?．5m以內(nèi)時，30年樹齡的天然胡楊最后5年平均直徑生長量在0．59～0．57cm，變化幅度不大；當?shù)叵滤裆畛^4．5m時，很快降至0．238～0．143cm，6m以下為0．08～0．05cm，基本停止生長，因此可以將4．5m看成胡楊生長的脅迫深度。

表8．4　不同地下水埋深胡楊胸徑生長量

4）徑流變化與地下水位關(guān)系

（1）塔河干流地下水位監(jiān)測

根據(jù)塔管局提供的塔河中游地下水位的監(jiān)測資料，選取沙吉力克河口斷面布設的6眼地下水觀測井的觀測數(shù)據(jù)。觀測井位于沙吉力克河口以下200m處河道上，在河道北岸，垂直河道延伸1．5km，距堤防距離分別為100m、300m、500m、800m、1　000m、1　500m。數(shù)據(jù)為每年每兩個月對地下水位監(jiān)測1～2次，能夠?qū)λ又邢掠味蔚叵滤坏臅r空動態(tài)變化過程、變化趨勢進行研究分析。

（2）徑流變化及其地下水位的響應

塔河地表水是區(qū)內(nèi)地下水的主要補給源，地表水轉(zhuǎn)化地下水的途徑主要有兩種形式。一是線性滲漏補給，河道主要引水渠在輸水過程中下滲和向兩側(cè)滲漏直接轉(zhuǎn)化為地下水，其補給范圍沿水系兩側(cè)呈線型，補給寬度和補給量取決于地表徑流的大??；二是面狀滲入補給：水庫、湖泊、季節(jié)性池塘、積水洼地和農(nóng)田灌溉滲入轉(zhuǎn)化補給地下水。灌區(qū)引水量比較穩(wěn)定，有一部分水量通過田間滲漏，不斷的滲入轉(zhuǎn)化補給地下水。本次研究根據(jù)已有的觀測資料，建立起地表徑流與地下水埋深的曲線方程，其目的是通過典型斷面的水文資料了解塔河干流中段地下水埋深的變化情況。

通過對徑流數(shù)據(jù)和觀測地下水位埋深數(shù)據(jù)的分析研究發(fā)現(xiàn)，塔河干流徑流與各觀測井地下水位埋深均呈良好的線性關(guān)系，用指數(shù)函數(shù)擬合能夠很好地表示二者之間的關(guān)系，本次研究考慮數(shù)據(jù)的完整性和典型性，將英巴扎斷面2005—2009年的徑流量與沙吉力克河口斷面各監(jiān)測井年均地下水埋深的數(shù)據(jù)擬合，結(jié)果見表8．5和圖8．11。

表8．5　塔河干流徑流量與地下水埋深的相關(guān)方程

注：y為徑流量，單位為億m3；x為地下水埋深，單位為m。

圖8．11　英巴扎徑流量與沙吉力克河口地下水埋深關(guān)系圖

從表圖中可以看出，英巴扎斷面年徑流量與沙吉力克河口斷面地下水埋深的年變化相關(guān)性較高，在各種曲線方程的擬合中指數(shù)函數(shù)的精度較高，R2均值達到0．86，結(jié)果表明指數(shù)函數(shù)擬合能較好的表達二者之間的關(guān)系，2005—2009年塔河干流兩岸的地下水埋深隨著塔河干流徑流量增加而升高，這是因為地表徑流是地下水的主要補給來源，年徑流量的大小基本能夠反映當年地下水埋深的情況，通過對數(shù)據(jù)分析研究發(fā)現(xiàn)，距離河岸堤防800m以內(nèi)的范圍，地下水埋深與當年徑流量相關(guān)性較好，這表明地表徑流對地下水埋深影響顯著，當距離河岸堤防大于800m之外的范圍，地下水埋深與上一年的徑流相關(guān)性較好，地下水受地表徑流的影響有一定的滯后性，但是地表徑流依然是影響地下水埋深的主要因子。

（3）不同干旱年塔河干流徑流量

本次研究以英巴扎斷面作為研究基準斷面，將不同干旱年塔河干流來水量折算至英巴扎斷面，再通過英巴扎斷面的徑流量計算距堤防不同距離的地下水埋深。

根據(jù)目前塔河干流河道耗水研究，單位河長是一可比的參數(shù)。各河段平均年耗水量及單位河長耗水量見表8．6。從表中可以看出，塔河上游段河道長447km，多年平均耗水16．59億m3，每1km河道耗水量為0．037　1億m3；中游段河道長398km，平均年耗水量23．04億m3，每1km河道耗水量為0．058億m3，本次研究的河道耗水主要發(fā)生在塔河干流的上游段。

表8．6　塔里木河干流平均年耗水量及單位河長耗水量

不同來水保證率下塔河流域各源流來水量見表8．7。根據(jù)不同干旱年下的塔河各源流來水量，結(jié)合塔河干流平均耗水量及單位河長耗水量，可計算出不同保證率下的英巴扎斷面徑流量。在75%保證率下塔河“四源一干”共注入干流水量37．30 億m3，隨著干旱程度的加深，注入干流水量逐漸減少，90%保證率下各源流注入塔河干流水量合計31．74億m3，95%保證率下各源流注入塔河干流水量降至29．81 億m3。由于本次研究的基準斷面為英巴扎斷面，而開—孔河位于塔干流中下游，故計算塔河干流英巴扎斷面來水量時需扣除開孔河補給水量，計算結(jié)果見表8．8。

表8．7　不同來水保證率下塔河流域各源流來水量

塔河干流上中游總長度為845km，其中上游段河道長447km，中游段河道長398km，上游河段年耗水量為16．59億m3，單位長度耗水量為0．037　1（億m3）/km，把75%保證率水平年折算至英巴扎斷面徑流量為16．21億m3，90%保證率水平年徑流量為10．65億m3，95%保證率水平年徑流量降至8．72億m3。

表8．8　不同來水保證率下英巴扎斷面徑流量

5）干旱影響下生態(tài)情景分析

人類活動對生態(tài)環(huán)境產(chǎn)生積累性和廣泛性的影響，塔河流域的生態(tài)環(huán)境完全是依靠地表徑流轉(zhuǎn)化為地下徑流來維持，若沒有地表徑流，環(huán)境演變的最終結(jié)果將是沙漠。要使有限的水量在改善生態(tài)中發(fā)揮其應有的作用，把地表水轉(zhuǎn)化為地下水，儲存在土壤中供植物利用，為植物生長創(chuàng)造一個良好的生態(tài)地下水位是非常重要的。本次研究根據(jù)不同干旱程度下的來水量，計算出距河堤岸不同距離的地下水位，分析相應的植被狀況，作為生態(tài)環(huán)境的表征，顯示干旱災害發(fā)生時的生態(tài)特征，為不同干旱年份生態(tài)環(huán)境的保護提供參考，結(jié)果見表8．9。

表8．9　塔河干流段不同干旱年份兩岸生態(tài)情景分析

續(xù)表8．9

8．2　對內(nèi)陸湖泊流域水資源影響——以博斯騰湖為例

8．2．1　引言

內(nèi)陸干旱區(qū)湖泊流域的水資源不僅是當?shù)厣鐣?jīng)濟發(fā)展的重要制約因素，而且是湖泊—流域生態(tài)系統(tǒng)賴以存在的基礎(chǔ)。湖泊作為降水和有效降水的歷史和現(xiàn)代記錄，更能反映氣候的空間變化和區(qū)域特征。近幾十年來，由于土地資源的大規(guī)模開發(fā)，人類通過修筑大量水利設施攔截入湖地表徑流，加劇下游湖泊水資源的短缺，導致湖泊萎縮、咸化甚至干涸等問題，嚴重危及湖泊及其相鄰區(qū)域的生態(tài)環(huán)境，造成湖泊生物多樣性喪失、湖濱地區(qū)荒漠化加劇等問題。實施以湖泊流域水資源為核心的優(yōu)化調(diào)控戰(zhàn)略是改善湖泊生態(tài)環(huán)境、協(xié)調(diào)湖泊流域可持續(xù)發(fā)展和湖泊水資源可持續(xù)利用的關(guān)鍵。

塔河流域的多數(shù)湖泊，如博斯騰湖、臺特瑪湖等，由源自天山等山地的河流補給，與東部長江流域的鄱陽湖、洞庭湖、太湖等通江湖泊不同，其擁有獨立的水循環(huán)系統(tǒng)，流域水文情勢的變化必然導致湖泊水資源發(fā)生變化。由于缺少現(xiàn)代監(jiān)測數(shù)據(jù)，對未來湖泊及環(huán)境變化預測存在很大的不確定性。從干旱對湖泊影響的角度來認識湖泊變化，可以為未來氣候條件下的湖泊情景提供參照，從而有助于認識我國干旱區(qū)湖泊演化趨勢，預防或解決目前湖泊流域資源開發(fā)利用中出現(xiàn)的問題。

塔河流域地域遼闊，地質(zhì)構(gòu)造復雜，地形高差大。受地貌及氣候影響與控制，分布了類型眾多的湖泊。據(jù)《中國湖泊志》記載，塔河流域大于1km2的湖泊總數(shù)為137個，面積為5　072km2，占全國湖泊總面積的7．1%，大于10km2的湖泊總數(shù)為32個，面積為4　828km2。按湖泊鹽度分，從淡水湖到半咸水湖、鹽湖、干鹽湖均有分布。該地區(qū)湖泊主要由山地降水和冰雪融水通過河流補給，湖泊多為河流的尾閭。由于氣候長期干旱，水體蒸發(fā)量大，平原地區(qū)的湖泊多為咸湖，河流湖泊多為封閉水系。塔里木河沿天山山脈走向縱貫塔里木盆地，接納天山和昆侖山冰雪融水及其山地降水，最終注入羅布泊。塔里木河及其支流構(gòu)成了南疆主要水系，而羅布泊及其周邊湖泊博斯騰湖、臺特瑪湖等成為水系中的主要積水洼地。

羅布泊于1972年前干涸，干涸前水面約660km2，約88km2水面的臺特瑪湖也于1974年前后干涸。2001年，由于山地降水增加，上游湖泊/水庫余水向下游釋放，羅布泊在2001年出現(xiàn)了一定的水面，而臺特瑪湖的水面達到約30km2。這種湖泊的變化過程反映了流域水資源量的變化，湖泊的消亡或再生與流域的人類活動有密切的關(guān)系。但是，湖泊作為自然的產(chǎn)物有其自身的發(fā)展規(guī)律。在自然狀況下，湖泊也經(jīng)歷形成、演化、消亡的過程。由于現(xiàn)代儀器觀測僅僅是記錄了有限的氣候環(huán)境變化歷史，它所描繪的只是氣候環(huán)境系統(tǒng)過程的一個短暫的階段。歷史上一些有研究價值的氣候突變現(xiàn)象及其湖泊響應過程無法被器測記錄，使得對目前湖泊變化的狀態(tài)及未來的變化趨勢難以把握。因此，以博斯騰湖為例，從干旱角度對博司騰湖近50年來變遷進行分析探討。

8．2．2　數(shù)據(jù)與方法

觀測數(shù)據(jù)采用計算潛在蒸散發(fā)所需的氣溫、降水、風速、日照時數(shù)、相對濕度及實際水氣壓逐日數(shù)據(jù)。

SPEI是對月降水量與潛在蒸散的差值進行正態(tài)標準化得到的。首先是計算逐月的潛在蒸散量，一般是基于Thornthwaite方法，通過月平均氣溫計算逐月的潛在蒸散量。但這種計算潛在蒸散的方法只考慮溫度因素，且假設溫度低于零度時沒有蒸散。即使月平均溫度小于零度，潛在蒸散仍然存在（如一月中某天溫度高于零度，但月氣溫低于零度）。本次采用了較為通用的彭門（Penman－Monteith）公式進行日潛在蒸散量的計算。計算公式為：

式中：Rn——地表凈輻射；

G——土壤熱通量；

T——平均氣溫；

U2——2m高度處的風速；

es——飽和水氣壓；

ea——實際水氣壓；

Δ——飽和水氣壓曲線斜率；

r——干濕表常數(shù)。

由此可得到逐月的降水量與潛在蒸散量的差值為：

式中：Di——降水與潛在蒸散的差值（mm）；

Pi——降水量（mm）；

PETi——月蒸散量（mm）。

下面是對Di數(shù)據(jù)序列進行正態(tài)化，并計算對應的SPEI值。Vicente－Serrano比較皮爾遜Ⅲ（PearsonⅢ）、Lognormal、Log－logistic及廣義極值分布后發(fā)現(xiàn)，Log－logistic分布對Di數(shù)據(jù)序列擬合效果最好，故本次研究采用該分布。Loglogistic概率分布累積函數(shù)為：

式中：尺度參數(shù)α、形狀參數(shù)β及初始狀態(tài)參數(shù)γ由線性距法（L－moment）估算得到：

γ＝w0－αΓ（1＋1/β）Γ（1－1/β）　?。?．6）

式中：Γ（β）為Gamma函數(shù)。原始數(shù)據(jù)序列Di的概率加權(quán)矩w0、w1、w2計算如下：

式中：N為參與計算的月份數(shù)

基于（15．3）式，計算出SPEI值。計算公式如下：

當P≤0．5時，

式中：c0＝2．515　517；c1＝0．802　853；c2＝0．010　328；d1＝1．432　788；d2＝0．189　269；d3＝0．001　308。

當P＞0．5時，P由1－P代替，w不變，SPEI變換符號。SPEI等級劃分及相應的累計概率見表8．10。

表8．10　SPEI干濕等級劃分表

首先對塔河流域近50年SPEI年時間序列采用Man－Kendall和CUSUM法進行趨勢檢驗和突變分析，并采用Mann－Whitney法對突變點進行顯著性檢驗。

8．2．3　對博斯湖水位影響分析

（1）SPEI趨勢分析

對塔河流域1961—2010年SPEI區(qū)域年平均值的趨勢分析表明：近50年來，塔河流域SPEI呈顯著上升（95%置信水平）趨勢，并在1986年發(fā)生突變，見圖8．12。顯著性檢驗表明該突變點顯著性達到99%的置信度水平。

圖8．12　塔河流域1961—2010年SPEI均值變化

（2）對博斯騰湖水位影響分析

圖8．13　1955—2010年博斯騰湖水位變化

1955—2010年期間年博斯騰湖平均水位為1　047．03m，其中最高水位為1　048．90m，出現(xiàn)在2002年；最低水位為1　044．95m，出現(xiàn)在1986年，見圖8．13。從圖中可看出博斯騰湖水位與塔里木河流域干濕指數(shù)變化具有一致性，博斯騰湖水位變化的總趨勢是：1955—1986年期間逐年水位以下降為主；1987—2002年期間逐年水位以上升為主，近10年來水位持續(xù)下降。

8．2．4　對博斯騰湖流域徑流影響分析

隨著全球升溫，博斯騰湖流域的水文水資源不可避免地會受到氣候變化的影響。博斯騰湖作為實施塔河流域生態(tài)恢復工程的關(guān)鍵水源地，其源流開都河的出山口徑流量的變化不僅對流域經(jīng)濟發(fā)展產(chǎn)生影響，同時也將影響到塔河下游生態(tài)環(huán)境恢復，因此在全球大氣環(huán)流調(diào)整過程中，研究未來氣候變化情景下博斯騰湖徑流量變化具有重要的意義。利用全球氣候模式HadCM3在A2和B2情景下的日數(shù)據(jù)，采用統(tǒng)計降尺度模型SD氣候要素SM，結(jié)合HBV水文模型對博斯騰湖流域未來徑流量進行模擬，并分析其對未來氣候變化的響應。

1）數(shù)據(jù)

地形數(shù)據(jù)是在SRTM網(wǎng)站（http：//srtm．csi．cgiar．org）下載的90m×90m 的DEM。土地利用數(shù)據(jù)選取中國科學院資源環(huán)境科學數(shù)據(jù)中心提供的1986年和2000年2期研究區(qū)1∶10萬土地利用類型數(shù)據(jù)。開都河流域氣象觀測數(shù)據(jù)為中國氣象局國家氣候中心提供的開都河流域內(nèi)和附近的6個氣象測站（巴音布魯克、巴侖臺、輪臺、焉耆、和靜、和碩）逐日最高、最低及平均氣溫、日降水數(shù)據(jù)。覆蓋塔河流域的NCEP數(shù)據(jù)（1961—2001年）和英國Hadley氣候預測與研究中心的全球氣候模式HadCM3在A2和B2情景下的氣候要素日數(shù)據(jù)，其中A2反映區(qū)域性合作，對新技術(shù)的適應較慢，人口繼續(xù)增長；B2假定生態(tài)環(huán)境的改善具有區(qū)域性。NCEP數(shù)據(jù)經(jīng)過網(wǎng)格再劃分與HadCM3的網(wǎng)格尺度一致，見圖8．14，它包含了500hPa、850hPa高度場，比濕，經(jīng)向風速，緯向風速，渦度以及海平面氣壓等環(huán)流因子。

圖8．14　HadCM3在塔河流域和開都河流域的格點分布

2）HBV－D模型

本研究采用由德國PIK研究所Krysanova．V博士改進的HBV－D模型。HBV－D模型由子氣候資料插值、積雪和融化、蒸散發(fā)估算、土壤濕度計算過程、產(chǎn)流過程、匯流過程等子模塊組成。模型具有Routing（匯流時間）模塊，分別模擬各子流域的徑流過程，后經(jīng)過河道匯流（Musking－h(huán)um　flow　routing）形成流域出口斷面的徑流過程。模型應用相對簡便，輸入數(shù)據(jù)主要是DEM、日均氣溫、降雨、土地利用、土壤最大含水量和河流匯流時間等參數(shù)。模型可將DEM劃分的子流域再次劃分10個不同的高程帶，而這10個不同高程帶又將被細化為多達15個不同的植被覆蓋面積，經(jīng)過多次劃分子流域，有利于考慮下墊面和降雨空間分布的差異，并分別模擬各子流域的徑流過程，然后經(jīng)過河道匯流形成流域總出口的徑流過程。

3）HBV－D模型及參數(shù)率定

模型性能使用由Nash和Sutcliffe于1979年提出的效率系數(shù)R2值來判斷。該方法用來解釋模型的誤差，擬合完美時R2＝1，一般當觀測資料較好時R2能夠達到0．8以上。R2計算公式為：

式中：Qobs——實測徑流量（m3/s）；

Qsim——模擬徑流量（m3/s）。

模型使用多年徑流統(tǒng)計量相對誤差r來評價模型的模擬精度，相對誤差r的值越小模擬精度越高，而且r為正值時計算流量高于實測流量，為負值則反之。

利用HBV模型對開都河流域出山口（大山口水文站）徑流量進行模擬，選取4個站1967—1987年日降水量、日最高氣溫、日最低氣溫、日蒸發(fā)皿蒸散發(fā)和日徑流量數(shù)據(jù)以及1980年的土地利用類型數(shù)據(jù)進行參數(shù)率定。其中，日蒸發(fā)皿蒸發(fā)量數(shù)據(jù)也可使用月平均值。參數(shù)率定結(jié)果表明，徑流模擬對氣溫、降水隨海拔遞減率、β值、上層土壤的快速和慢速消退系數(shù)（KUZ2、KUZ1）、下層土壤的消退系數(shù)（KLZ1）、直接徑流閾值（UZ1）、下層土壤下滲能力（PERC）等參數(shù)響應敏感。對月尺度的模擬結(jié)果分析得出，R2＝0．64，r＝2．79%，率定期日徑流量模擬結(jié)果見圖8．15所示。

圖8．15　開都河流域1966—1986年率定期日徑流量模擬與觀測值

4）HBV－D模型驗證

本節(jié)選取2000—2007年為模型驗證期，由于研究區(qū)海拔較高，受人類活動影響相對較小，因此驗證期土地利用類型數(shù)據(jù)采用2000年的數(shù)據(jù)。對驗證期的月尺度模擬結(jié)果分析得出：R2＝0．60，r＝5．32%，驗證期日徑流量模擬結(jié)果見圖8．16所示。

圖8．16　開都河流域2000—2007年驗證期日徑流量模擬與觀測值

可以看出有些時段的模型模擬效果并不好，特別是驗證期的開始年份，原因主要包括：模型模擬預熱；氣象站點的空間分布密度；DEM和土地利用類型數(shù)據(jù)等空間分辨率以及模型參數(shù)率定過程中存在的不確定性等?？偟膩碚f，模型經(jīng)參數(shù)率定后，模擬結(jié)果有著較好的精度，可以用于開都河流域徑流的模擬。

5）徑流對未來氣候變化的響應

（1）未來氣候情景生成

首先是預報因子的選擇。根據(jù)篩選的結(jié)果可以發(fā)現(xiàn)，無論是日最低、最高氣溫，還是日平均氣溫，篩選出的偏相關(guān)系數(shù)絕對值較高（0．6～0．9之間）的前3個預報因子均是mslp（平均海平面氣壓）、p500（500hPa位勢高度）和temp（平均氣溫）；而相對于氣溫，降水量篩選的預報因子較多，包括p5＿vas（500hPa經(jīng)向風速）、zas（渦度）、shum（地表比濕）、r500（500hPa的相對濕度）等，但與預報因子之間的偏相關(guān)系數(shù)絕對值比較低（0．1～0．2之間）。其次是對SDSM模型的率定和驗證。SDSM模型采用解釋方差和標準誤差來反映預報量與環(huán)流因子之間的關(guān)系。模型的解釋方差表示預報量與預報因子之間的相關(guān)性大小，而標準誤差則反映預報量對預報因子的敏感性。表8．11列出了模型率定期（1961—1990）流域各個站點日最高氣溫、最低氣溫和日平均氣溫的解釋方差（r2）和標準誤差（SE）。由表可知，篩選的環(huán)流因子對日最高氣溫和日平均氣溫的方差解釋較好，所有站點的解釋方差都在40%以上。但對降水的方差解釋略差，模型的解釋方差在0．1～0．25之間。

表8．11　SDSM模型率定的各站解釋方差（r2）和標準誤差（SE）

驗證期采用1991—2000年時段的站點數(shù)據(jù)和NECP再分析數(shù)據(jù)。采用相關(guān)系數(shù)（r1）和效率系數(shù)（Ce）來檢驗模型精度，檢驗結(jié)果見表8．12和圖8．17。從表8．12中可以看出SDSM模型的氣溫變化模擬能力較好。

表8．12　SDSM模型驗證期結(jié)果與實測數(shù)據(jù)關(guān)系統(tǒng)計

從圖8．17也可看出，SDSM模型的氣溫變化模擬能力較好，對日降水的模擬量值偏小，這有可能在一定程度上與受驗證時段（1991—2000年）流域降水相對于率定時段（1961—1990年）顯著增加有關(guān)。這表明用SDSM模型預測開都河流域未來日最高、日最低及日平均氣溫變化是可行的。

圖8．17　巴侖臺站日最高、最低、平均氣溫及日降水量驗證結(jié)果與實測數(shù)據(jù)比較

最后生成未來氣候情景：A2、B2情景下氣溫、降水數(shù)據(jù)相對于基準期的變化見表8．13。

表8．13　不同情景下6站平均日最高、最低、平均氣溫及年降水量相對于基準期變化

從表8．13可以看出，未來日平均、日最高氣溫在兩種情景下均呈上升趨勢，日最低氣溫在B2情景下呈下降趨勢，兩種情景下的年降水量在2020年、2030年均呈下降趨勢，在2010年幾乎無變化。

（2）未來徑流量模擬

利用上述的SDSM模型模擬的未來氣候情景數(shù)據(jù)，結(jié)合HBV－D模型對未來徑流量進行模擬，見圖8．18，從圖可看出在A2情景下，開都河流域出山口日徑流量呈下降趨勢，在B2情景下，日徑流量在2010年時段呈現(xiàn)增加趨勢，在2020年、2030年呈持續(xù)下降。將日徑流量合成年徑流量進一步分析其在2012—2038年的變化：在A2、B2情景下，該時段年徑流量均呈現(xiàn)顯著下降趨勢，在B2情景下，在2010年年徑流量呈現(xiàn)增加趨勢。

圖8．18　未來日徑流量的變化

結(jié)合未來徑流量的預測結(jié)果的年平均值可看出，兩種情景下模擬出的年徑流量在2010年平均值更接近由基準期實測數(shù)據(jù)計算得到的平均值。由于SDSM模型在開都河流域降水的模擬方面效果不是太好，因此在未來徑流量變化趨勢上僅能簡單結(jié)論，對于未來徑流量模擬精度的提高，還需采用更高精度的日降水量預測數(shù)據(jù)。

8．3　本章小結(jié)

本章在干旱災害對塔河流域農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、生態(tài)環(huán)境、干流徑流量、地下水位和內(nèi)陸湖泊水資源影響分析的基礎(chǔ)上，以博斯騰湖為例，采用SDSM模型對氣溫和日降水進行了模擬；結(jié)合HBV－D模型對未來徑流量變化趨勢分別進行了模擬和預測。