謝軍健

(甘肅省水文水資源局，甘肅 蘭州 730000)

氣候變化引起了多種陸表過(guò)程的變化［1］，對(duì)水文過(guò)程的影響尤其顯著，然而氣候變化對(duì)不同地區(qū)的水文過(guò)程的影響有著較大的差異性［2］。對(duì)于我國(guó)北方大多數(shù)地區(qū)影響的結(jié)果往往是降水量減少，河川徑流減少的態(tài)勢(shì)［3－6］。對(duì)于深處內(nèi)陸腹地的河西內(nèi)陸河流域，氣候變化由暖干型氣候類(lèi)型向暖濕型氣候類(lèi)型轉(zhuǎn)變［7］，處于河西走廊西端的疏勒河顯得更加明顯［8］。進(jìn)行氣候變化對(duì)河流水文特性關(guān)系影響的研究，對(duì)于深入研究氣候變化對(duì)區(qū)域水文過(guò)程的影響，制定水資源開(kāi)發(fā)利用戰(zhàn)略，加強(qiáng)水資源管理，都具有十分重要的意義。

1 研究區(qū)概況

昌馬河屬甘肅省河西內(nèi)陸河流域西端的疏勒河水系玉門(mén)以上河段。發(fā)源于西北內(nèi)陸祁連山脈西側(cè)的崗格爾肖合力嶺，與大通河、布哈河和黑河源頭相鄰，河源高程4 737m。河流由東南向西北穿行于討賴(lài)南山與疏勒南山之間，兩山峰終年積雪且有冰川發(fā)育。疏勒南山的最高峰宰吾吉勒峰高達(dá)5 808m，是祁連山脈的最高峰。昌馬堡鄉(xiāng)以上流域呈“羽毛狀”，集水面積10 961 km2，河流穿行于狹長(zhǎng)型山谷和山前沖積扇中(圖1)，河長(zhǎng)328.1 km。

圖1 昌馬河水系圖

2 氣象水文要素變化特征

2.1 降水量

用昌馬堡水文站1956～2008年的53年水文資料分析，多年平均降水量93.5 mm，總體上呈弱增加的趨勢(shì)。但是從6個(gè)10年的平均值看(表1)，上世紀(jì)50、60年代降水量均偏少，分別只有70.9 mm和80.7 mm，比均值分別偏少31.8%和15.9%;到了70和80年代降水明顯增加，分別達(dá)到99.8 mm和104 mm，比均值分別增多6.32%和10.1%;90年代又有所減少，只有90.0 mm，比均值少3.89%;21世紀(jì)降水增多達(dá)到103 mm，比均值多9.06%。降水呈現(xiàn)出約20年的大周期性豐枯變化規(guī)律，見(jiàn)圖2。

圖2 降水量、蒸發(fā)量、輸沙量及氣溫年代變化過(guò)程線

2.2 蒸發(fā)量

昌馬河流域水面蒸發(fā)能力的時(shí)空變化趨勢(shì)與降水量的時(shí)空變化趨勢(shì)相反，降水量大的地方，蒸發(fā)能力較小;降水量小的地方，蒸發(fā)能力較大。多年平均蒸發(fā)能力在1 300～2 000 mm之間。隨著氣溫的逐步升高，蒸發(fā)量總體上在逐步增大，多年平均蒸發(fā)量為1 650 mm，總體上呈逐年增加的趨勢(shì)，見(jiàn)圖2。

2.3 輸沙量

昌馬河發(fā)源于祁連山區(qū)西部，上游植被相對(duì)較好，侵蝕能力較弱，含沙量不大，河水所挾帶的泥沙主要是由流域內(nèi)降水沖刷所形成，用昌馬堡現(xiàn)有觀測(cè)資料的1956年至2008年53年的輸沙量資料作對(duì)比分析，得出:輸沙量的年際變化與氣溫的年際變化基本相似，隨著氣溫的逐步升高，輸沙量總體上在逐步增大，多年平均輸沙量為340萬(wàn)t，最大年輸沙量為1 360萬(wàn)t，發(fā)生在2002年，最小年輸沙量為44萬(wàn) t，發(fā)生在1956年，見(jiàn)圖2。

表1 昌馬河流域氣候變化表

2.4 河川徑流變化

昌馬河的徑流量主要由降水形成的地表徑流、冰雪融水徑流和山前沖積扇淺層地下水補(bǔ)給徑流三個(gè)部分組成。降水形成的地表徑流主要集中在5～10月，約占總補(bǔ)給量的71.2%，冰雪融水補(bǔ)給主要集中在6～9月，占總補(bǔ)給量的8.9%，山前沖積扇淺層地下水補(bǔ)給主要反映在非汛期的2～4月、11～12月以及基流中(每年的1月份)，占總補(bǔ)給量的19.9% 。

從年際變化來(lái)看，總體上徑流是增加的趨勢(shì)。上世紀(jì)50、60年代徑流量相對(duì)較小，年均只有24.85m3/s;70～90年代相對(duì)平穩(wěn)沒(méi)有明顯的上升趨勢(shì)，年均為28.59m3/s;進(jìn)入21世紀(jì)以來(lái)包括1999年在內(nèi)的年徑流量顯著增加，年均達(dá)到了 40.13m3/s，比上世紀(jì)的 70～90年代增加了40.39%。見(jiàn)表2。

表2 疏勒河昌馬以上流量變化表

多年來(lái)各類(lèi)徑流組份均存在著增加的趨勢(shì)，但增加的幅度不盡相同。由于基流量最小絕對(duì)增幅也是最小，年均增量只有0.12m3/s，而相對(duì)增幅卻是最大，達(dá)到1.92%。非汛期徑流量年均增量是0.145m3/s，相對(duì)增幅僅次于基流達(dá)到1.87%。汛期徑流量年均增量達(dá)到0.407m3/s，相對(duì)增幅只有1.13%，汛期徑流量相對(duì)增幅是最小的。

2.5 氣溫

氣溫變化從總體上來(lái)看，上世紀(jì)60、70、80年代相對(duì)比較穩(wěn)定，到90年代和21世紀(jì)出現(xiàn)了顯著的升溫變化，這與河西內(nèi)陸氣候從暖干氣候向暖濕氣候變化的推斷是相同的。并且從變化趨勢(shì)線來(lái)看，53年來(lái)氣溫升高了2.7℃，以每年0.05℃的速度升高。如果除去2001～2008年，在2000年以前的45年間氣溫升高了1.1℃，比 IPCC［9］提出的全球氣溫平均升高0.8℃還要高0.3℃。特別是進(jìn)入21世紀(jì)的8年間氣溫快速升高，達(dá)到了6.1℃，升幅又增加了1.6℃，比上世紀(jì)后半葉增幅的2倍還要多。

3 氣溫變化對(duì)徑流的影響

從圖3降水量、蒸發(fā)量、輸沙量及氣溫年代變化過(guò)程線上可以看出，隨著氣溫的逐步升高，昌馬河流域降水量、蒸發(fā)量、輸沙量總體上都呈上升趨勢(shì)，其中主要影響關(guān)系通過(guò)徑流表現(xiàn)。主要原因是祁連山深山區(qū)多年積雪、冰川、凍土及山前深厚的沖積層對(duì)降水形成多年調(diào)節(jié)的作用，迫使大量的降水在年際間產(chǎn)生了產(chǎn)匯流的延時(shí)效應(yīng)。從氣溫和徑流的多年變化過(guò)程圖上可以明顯地看出，氣溫與徑流有著良好的持續(xù)性增加的趨勢(shì)。氣溫升高是增加融雪徑流與冰川消溶徑流最好的氣候因素。應(yīng)用線性相關(guān)分析，比較明顯的是氣溫與非汛期徑流量，相關(guān)系數(shù)0.487;其次是氣溫與基流，相關(guān)系數(shù)0.42;最差的是氣溫與年均徑流量的關(guān)系，相關(guān)系數(shù)只有 0.38，見(jiàn)圖 3。

圖3 氣溫與徑流組份關(guān)系

4 結(jié)論

疏勒河上游山區(qū)段昌馬河徑流量受氣候變化的影響最為明顯，在1956－2008年的53年間，呈現(xiàn)出顯著的增多趨勢(shì)，年徑流量平均以每年0.174億m3的速度增加。氣溫升高成為影響徑流的主要因素，其中對(duì)基流的影響最大，使基流的增幅以每年1.92%的速度增加;其次是對(duì)非汛期徑流的影響，使其以年均1.87%的增幅增加;對(duì)汛期徑流的影響只有年均1.13%。

［1］秦大河.中國(guó)氣候與環(huán)境演變［J］.資源環(huán)境與發(fā)展，2007(3).

［2］施雅風(fēng).氣候變化對(duì)西北華北水資源的影［M］.濟(jì)南:山東科學(xué)技術(shù)出版社，1995:13－135.

［3］陳利群，劉昌明.黃河源區(qū)氣候和土地覆被變化對(duì)徑流的影響［J］.中國(guó)環(huán)境科學(xué) 2007，27(4):559 ～565.

［4］任健美，尤莉，高建峰，等.鄂爾多斯高原近40年氣候中國(guó)變化研究［J］.中國(guó)沙漠，2006，25(6):874－879

［5］林紓，陸登榮.近40年來(lái)甘肅省降水變化的基本特征［J］.高原氣象.2004，23(6):898－904.

［6］劉進(jìn)琪，牛最榮.內(nèi)陸干旱區(qū)土地利用及覆被變化對(duì)水資源影響研究［M］.甘肅人民出版社.2009.

［7］施雅風(fēng)，沈永平，李棟梁，等.中國(guó)西北地區(qū)氣候由暖干向暖濕轉(zhuǎn)型問(wèn)題的評(píng)估［M］.北京:氣象出版社，2003.

［8］宋連春，張存杰.20世紀(jì)西北地區(qū)降水量變化特征［J］.冰川凍土，2003，25(2):143－148.

［9］丁一匯，孫穎.國(guó)際氣候變化研究新進(jìn)展［J］.氣候變化研究進(jìn)展，2006，4(2):161－167.