姚俊強(qiáng)，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(xué)，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(hù)、湖區(qū)經(jīng)濟(jì)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(guān)鍵指標(biāo)[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(xué)者們已經(jīng)開展了針對全球主要湖泊的研究報(bào)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(jì)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(guān)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(kuò)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(kuò)張的主因，降水對于高山湖泊的補(bǔ)給大于冰川的融水補(bǔ)給，而氣候變化和人類活動共同作用導(dǎo)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(jì)60年代以來，咸海水面水位下降了23 m，20世紀(jì)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(yán)重的生態(tài)破壞和環(huán)境危機(jī)。

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(lǐng)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(fēng)模態(tài)”的相關(guān)成果[28]；有觀測以來，相關(guān)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(guān)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(shí)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(dá)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(dá)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(jìn)入盆地的地表總徑流量為40×108m3，由于流域自然地理?xiàng)l件的差異，從盆地四周進(jìn)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(shí)，湖水從湖的西部溢出，穿鐵門關(guān)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(yán)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(gè)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(diǎn)和靜、和碩、焉耆、博湖和庫爾勒，以及山區(qū)站點(diǎn)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(yán)格的質(zhì)量控制，可以滿足氣候變化科學(xué)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(xiàn)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(xiàn)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——?dú)夂蜃兓?、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(bǔ)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(guān)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(jì)90年代后期出現(xiàn)明顯增暖，21世紀(jì)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(jì)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(jì)末明顯增加，升溫速率高達(dá)0.86℃/10a(p<0.05)；21世紀(jì)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(jì)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(dá)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(biāo)準(zhǔn)化降水指數(shù)(SPI)和標(biāo)準(zhǔn)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(jì)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(gè)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(shí)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(fù)，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(yàn)。差異主要因?yàn)镾PI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(gè)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(kuò)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(gè)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(gè)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(gè)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(gè)快速的增加，增加趨勢達(dá)到25.49×108m3/10a，其中1988年之后的3個(gè)階段變化均通過了顯著性檢驗(yàn)(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(jì)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(bǔ)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(dǎo)致徑流量增加7.8%(或2.7%)，而蒸發(fā)量增加10%可以導(dǎo)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(jì)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(jì)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(shí)干濕氣候轉(zhuǎn)型是導(dǎo)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(gè)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(kuò)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(dǎo)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(jì)60年代至21世紀(jì)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(kuò)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(bǔ)給來源，降水量是影響湖泊補(bǔ)給的最主要因素，在很大程度上引起了博斯騰湖的擴(kuò)張或萎縮；而冰川退縮對湖泊劇烈變化有關(guān)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(cuò)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(dá)到11.75×104hm2[39]。灌溉用水占了整個(gè)流域耗水量的90%，農(nóng)業(yè)灌溉耗水量的增加使得進(jìn)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(fù)塔里木河下游的“綠色走廊”，國家實(shí)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(jì)輸送生態(tài)水20.36×108m3(圖7)，生態(tài)輸水工程的實(shí)施顯著提高了塔里木河下游地下水位，有效恢復(fù)了退化植被。2010年以后，受開都河來水減少和國民經(jīng)濟(jì)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(shí)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(yán)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(yán)重受損，孔雀河流域生態(tài)環(huán)境面臨嚴(yán)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(dá)17×108m3，及時(shí)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(dǎo)致水體鹽堿化加劇。研究表明博斯騰湖流域人為干擾強(qiáng)度約為62.0%～67.7%，而在21世紀(jì)達(dá)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(fù)，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(gè)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(kuò)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(kuò)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(kuò)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(kuò)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(bǔ)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(dǎo)致干旱頻率增加，這些因素共同導(dǎo)致了2003—2012年湖泊水位大幅下降。工農(nóng)業(yè)排放廢水導(dǎo)致水質(zhì)退化，進(jìn)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。