莫銀雪,姚俊強(qiáng),曲良璐,周桂香

(1.新疆大學(xué) 生態(tài)與環(huán)境學(xué)院,新疆 烏魯木齊 830046;2.中國(guó)氣象局烏魯木齊沙漠氣象研究所,新疆 烏魯木齊 830002;3.甘肅省綠洲資源環(huán)境與可持續(xù)發(fā)展重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,甘肅 蘭州 730070;4.成都信息工程大學(xué) 大氣科學(xué)學(xué)院,四川 成都 610225;5.新疆師范大學(xué) 地理科學(xué)與旅游學(xué)院,新疆 烏魯木齊 830054)

近年來(lái)氣候變暖使水汽循環(huán)速度加快,加大極端水文事件的發(fā)生頻數(shù),導(dǎo)致區(qū)域水資源重新分配,干旱半干旱區(qū)擴(kuò)張,進(jìn)一步激化區(qū)域水資源的供需矛盾[1-4]。而中國(guó)水資源總量在減少,全球變暖使整體干旱缺水的問(wèn)題更加突出[5]。特別是中國(guó)西北干旱半干旱地區(qū),在過(guò)去半個(gè)世紀(jì)以來(lái)年平均氣溫為10.4 ℃[6],整個(gè)西北干旱區(qū)的氣溫以0.34 ℃/10a的速度增加[7]。天山山區(qū)變濕趨勢(shì)顯著,河西走廊降水量顯著增加,而西北東部地區(qū)出現(xiàn)變干趨勢(shì)[8-10]。其中有中亞水塔之稱的天山山脈冰川總體表現(xiàn)為后退和萎縮,冰川面積和儲(chǔ)量明顯呈減少趨勢(shì)[4,11-14]。

博斯騰湖位于西北干旱半干旱地區(qū),遠(yuǎn)離海洋、降水稀少、蒸發(fā)強(qiáng)烈,是中國(guó)最大內(nèi)陸淡水湖,同時(shí)也是新疆巴音郭楞蒙古自治州及其下游地區(qū)賴以生存和發(fā)展的水源地,湖水補(bǔ)給主要依靠開都河、黃水溝、清水河以及周邊小河流,其中開都河和黃水溝是博斯騰湖主要補(bǔ)給河源。因西北干旱半干旱區(qū)降水稀少、蒸發(fā)強(qiáng)烈,河流補(bǔ)給主要依賴天山中部冰雪融水和山地降水[15-16],對(duì)氣候變化響應(yīng)十分敏感。氣候變化不僅引起徑流補(bǔ)給方式和水資源數(shù)量的改變,還會(huì)改變徑流年內(nèi)分配規(guī)律。近年來(lái)也有學(xué)者研究開都河和黃水溝對(duì)氣候變化的響應(yīng)、人類活動(dòng)對(duì)開都河的影響等[17-21]。而本文主要以博斯騰湖主要補(bǔ)水源開都河和黃水溝為研究區(qū)域,以開都河和黃水溝1956—2021年逐月實(shí)測(cè)徑流量數(shù)據(jù)為基礎(chǔ),結(jié)合集中度、不均勻系數(shù)、線性回歸和Mann-Kendall秩次相關(guān)檢驗(yàn)法等方法,在西北整體表現(xiàn)出暖濕化背景下分析和探討開都河和黃水溝徑流序列演變的趨勢(shì)特征及年內(nèi)分配變化,分析降水和氣溫變化對(duì)徑流的影響,為流域水資源開發(fā)利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

開都河是博斯騰湖主要的補(bǔ)水流源,補(bǔ)水量占博斯騰湖全年補(bǔ)水量的90%以上[22-23]。開都河發(fā)源于天山中部,流經(jīng)巴音布魯克草原和焉耆盆地,最后流入博斯騰湖,全長(zhǎng)為560 km,地理坐標(biāo)為東經(jīng)82°58′～86°55′,北緯41°47′～43°21′[24],是博斯騰湖唯一常年補(bǔ)水源的河流[20],上下游設(shè)有巴音布魯克氣象站、大山口水文站和焉耆水文站(圖1)。黃水溝位于新疆巴音郭楞蒙古自治州和靜縣境內(nèi)(黃水溝水文站),補(bǔ)水量占博斯騰湖全年補(bǔ)水量的6%左右[25],其地理位置處于東經(jīng)85°55′～86°54′,北緯42°12′～43°09′,發(fā)源于天山中部的天格爾山南坡,為雨雪混合型河流,流域位處背風(fēng),降水較少。黃水溝東鄰清水河、西鄰開都河,地勢(shì)較高,其最高海拔為4 398 m,海拔高于3 600 m以上為常年積雪,2 000～3 600 m為降雨區(qū),從發(fā)源地到流入博斯騰湖全長(zhǎng)為175 km,是博斯騰湖重要補(bǔ)水河源[26]。

圖1 研究區(qū)示意

2 數(shù)據(jù)與方法

開都河和黃水溝的逐月實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)均來(lái)源于新疆塔里木河流域管理局,氣象數(shù)據(jù)來(lái)源于巴音布魯克氣象站、和靜氣象站。文中采用的分析方法有集中度、不均勻系數(shù)、完全調(diào)節(jié)系數(shù)、變化幅度、累積距平法、線性回歸法和Mann-Kendall秩次相關(guān)檢驗(yàn)法等來(lái)分析博斯騰湖流域徑流序列演變的趨勢(shì)特征及顯著性。

集中度反映開都河和黃水溝年內(nèi)徑流量的集中程度,當(dāng)數(shù)值接近1表示年內(nèi)徑流量分配集中,接近0則表示年內(nèi)徑流量分配平均[27],計(jì)算見(jiàn)式(1)、(2):

(1)

(2)

式中 RCDyear——集中度;Ryear——年徑總流量,m3;Rx、Ry——年徑流量在水平與垂直方向的合成向量;ri——第i月徑流量,m3,i為時(shí)間序列(i=1,2,3,…,11,12);θi——對(duì)應(yīng)月份的矢量角度(θi=0,30,60,…,300,330°)。

采用徑流年內(nèi)分配不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)來(lái)描述年內(nèi)徑流量變化特征[28-30]。Cv表示年內(nèi)月平均徑流量的均衡性,當(dāng)Cv的值越大則表明年內(nèi)月平均徑流量相差越大,年內(nèi)分配越不均勻。當(dāng)完全調(diào)節(jié)系數(shù)Cr值越大月徑流量差異越大,徑流年內(nèi)分配越集中。年內(nèi)分配不均勻系數(shù)和完全調(diào)節(jié)系數(shù)計(jì)算公式見(jiàn)式(3)、(4):

(3)

(4)

采用相對(duì)變化幅度和絕對(duì)變化幅度2個(gè)指標(biāo)來(lái)衡量徑流變化幅度[31],見(jiàn)式(5):

(5)

式中Cm、ΔR——相對(duì)、絕對(duì)變化幅度;Rmax、Rmin——年內(nèi)最大、最小月徑流量,m3。

本文采用累積距平法分析徑流量變化趨勢(shì),見(jiàn)式(6):

(6)

采用Mann-Kendall突變檢驗(yàn)法分析開都河和黃水溝年徑流量突變趨勢(shì)及顯著性。該方法不需樣本服從特定分布,在使用中也不受少數(shù)異常值的干擾,比較適合順序變量的趨勢(shì)分析[32]。顯著性取值為0.05,臨界值則為±1.96。

(7)

E(Sk)=k(k-1)/4,Var(Sk)=k(k-1)(2k+5)/72

(8)

式中 UFk——定義統(tǒng)計(jì)量;Sk——第i時(shí)刻數(shù)值大于j時(shí)刻數(shù)值個(gè)數(shù)的累計(jì)數(shù);E(Sk)、Var(Sk)——累計(jì)數(shù)Sk的均值和方差,按時(shí)間序列的逆序,使UBk=-UFk,取UB1=0。

假設(shè)存在時(shí)間序列X=(x1,x2,x3,...,xn),建立標(biāo)準(zhǔn)正太分布統(tǒng)計(jì)量Z:

(9)

在趨勢(shì)檢驗(yàn)中,給定顯著性水平α,當(dāng)|Z|≥Z1-α/2,則原假設(shè)不成立,說(shuō)明該序列具有顯著的變化趨勢(shì);當(dāng)Z>0時(shí),說(shuō)明該序列的上升趨勢(shì)顯著;當(dāng)Z<0時(shí),說(shuō)明該序列的下降趨勢(shì)顯著;當(dāng)|Z|

3 結(jié)果與分析

3.1 徑流年際變化及突變分析

3.1.1變化趨勢(shì)

1956—2021年開都河和黃水溝年徑流量總體呈增加趨勢(shì),開都河年徑流量增加趨勢(shì)大于黃水溝徑流量增加趨勢(shì),增加趨勢(shì)分別為0.13和0.02的傾斜率增長(zhǎng)(圖2),但未通過(guò)顯著性檢驗(yàn)。從距平值變化上看(圖3a),20世紀(jì)50—90年代中期,開都河和黃水溝年徑流量距平值大部分為負(fù)值,累積距平曲線呈下降趨勢(shì)(圖3b),此時(shí)段年徑流量減小;從90年代中期開始,距平值轉(zhuǎn)為正值,累積距平值曲線上升,徑流量整體增加并在21世紀(jì)初出現(xiàn)峰值,其中開都河在2002年出現(xiàn)徑流量峰值,為6.82×1010m3,黃水溝在2000年出現(xiàn)徑流量峰值,為7.62×109m3,之后在2010年前后徑流量出現(xiàn)短時(shí)間減小。累計(jì)距平曲線整體呈“V”型(圖3b),說(shuō)明開都河和黃水溝年徑流量有明顯階段性變化,20世紀(jì)50—90年代中期,年徑流量為減少階段;20世紀(jì)90年代中期往后年徑流量整體呈增加,但在此階段出現(xiàn)間斷減小,在整個(gè)研究時(shí)段內(nèi)開都河和黃水溝年徑流量呈現(xiàn)“減少—增加—減少”變化趨勢(shì)。降水和氣溫是開都河和黃水溝徑流量變化的主要影響因素[16,33],其中降水量是引起徑流量變化的決定因素[34]。20世紀(jì)60—90年代大山口、黃水溝和焉耆站降水量主要以枯水期和平水期為主,90年代后各站點(diǎn)降水量明顯偏豐,21世紀(jì)近20 a各站降水量以豐轉(zhuǎn)平演進(jìn)[35]。而氣溫上升導(dǎo)致冰雪融水加快,增加了河流補(bǔ)給源[27,36]。在冰雪消融初期,出山口徑流隨冰雪融水的增加而增加;但隨著河源區(qū)冰川嚴(yán)重退縮,冰雪消融中后期,冰雪融水隨著冰川面積減小、變薄,最終致使開都河徑流量下降而減少[37]。

a)開都河

3.1.2突變分析

從圖4可知,開都河徑流量在20世紀(jì)70年代以前,UF曲線呈“U”型變化,表明徑流量經(jīng)過(guò)減少后又增加,70年代后UF曲線下降,徑流量呈減少趨勢(shì),80年代中期UF曲線轉(zhuǎn)為上升狀態(tài),說(shuō)明徑流量呈增加趨勢(shì),并從UF曲線變化上得知徑流量在2010年出現(xiàn)顯著增加趨勢(shì),2條曲線UF和UB相交于1996年;黃水溝徑流量在20世紀(jì)80年代中期之前,UF曲線呈波動(dòng)下降,表明徑流量呈下降趨勢(shì),80年代中期以后,UF曲線上升,在21世紀(jì)初超過(guò) 0.05顯著水平線,之后出現(xiàn)短暫下降后又恢復(fù)上升,表明徑流量呈增加趨勢(shì),在21世紀(jì)初出現(xiàn)顯著增加之后出現(xiàn)幾年的下降后又恢復(fù)增加趨勢(shì),在1994年2條曲線UF、UB相交。結(jié)合開都河和黃水溝年徑流量累積距平曲線,確定1996、1994年分別為開都河、黃水溝年徑流量突變時(shí)間點(diǎn)。

通過(guò)圖5發(fā)現(xiàn),開都河和黃水溝突變前年徑流量呈波動(dòng)減小的趨勢(shì),發(fā)生突變后年徑流量出現(xiàn)短暫增加,到21世紀(jì)初出現(xiàn)最大年徑流量后開始呈下降趨勢(shì)。從年際變化分析得知,開都河和黃水溝突變前徑流量年際變化較小,突變后年徑流量年際變化很大。從開都河和黃水溝總體變化上看,博斯騰湖的兩大主要入湖河源的年徑流量階段性變化總體一致,都在20世紀(jì)90年代前是下降趨勢(shì),此后年徑流量回升并在21世紀(jì)初出現(xiàn)最大年徑流量后再次出現(xiàn)下降趨勢(shì),表現(xiàn)出“減少—增加—減少”的階段性變化,其中突變后年徑流量比突變前高。從21世紀(jì)初開始,突變后的階段年徑流量整體處于上升顯著階段。

a)開都河

3.2 徑流年內(nèi)分配變化特征

3.2.1年內(nèi)變化特征

為了進(jìn)一步了解博斯騰湖流域月徑流量變化趨勢(shì),對(duì)開都河和黃水溝逐月實(shí)測(cè)徑流量進(jìn)行M-K趨勢(shì)檢驗(yàn),臨界值Zc取值2.567。趨勢(shì)檢驗(yàn)結(jié)果見(jiàn)表1、2。結(jié)果顯示開都河和黃水溝月徑流量在1956—2021年期間呈增加趨勢(shì),其中開都河在1、2、3、10、11、12月的Zc值超過(guò)臨界值,月徑流量增加趨勢(shì)顯著;黃水溝除了1、5、6、7、8月之外其他月份徑流量均表現(xiàn)為顯著增加。對(duì)開都河和黃水溝突變前后月徑流量進(jìn)行趨勢(shì)檢驗(yàn)。結(jié)果表明:開都河突變前月徑流量只有1、2、5、6月是增加趨勢(shì),其余月份均出現(xiàn)減小的趨勢(shì),變化趨勢(shì)不顯著;突變后只有7月是增加趨勢(shì),其余月份均出現(xiàn)減小趨勢(shì),其中1、12月減小趨勢(shì)顯著。黃水溝月徑流量突變前只有5、6、7月出現(xiàn)增加趨勢(shì),其余月份均表現(xiàn)減小趨勢(shì),突變后除了4月份是增加趨勢(shì)以及8、11月無(wú)變化之外其余月份均是減小趨勢(shì),但不管增加還是減小變化都不顯著。對(duì)開都河和黃水溝逐月徑流量進(jìn)行趨勢(shì)檢驗(yàn)表明:突變前月徑流量變化總體是增加趨勢(shì)。但開都河和黃水溝在突變前后2個(gè)階段的逐月徑流量變化卻表現(xiàn)為減小趨勢(shì),趨勢(shì)變化表現(xiàn)不顯著。氣溫升高及降水量增加是開都河和黃水溝月徑流量增加的主要因素,其中降水是夏季對(duì)徑流影響最大的因素,而在春秋季氣溫是對(duì)徑流影響最大的因素[38-39]。西北干旱區(qū)過(guò)去50 a冬季氣溫變化對(duì)年平均氣溫升高的貢獻(xiàn)率達(dá)57.01%[40],冬季溫度的大幅度升高導(dǎo)致冬季冰雪融水提前,河源區(qū)冬季降水增加與早春升溫是導(dǎo)致流域冬季、初春徑流增加的主要誘因[38]。焉耆盆地近60 a來(lái)的降水量雖呈增加趨勢(shì),但年際變化中60年代到80年代為平枯交替,90年代后豐水期占據(jù)主導(dǎo)地位,開都河和黃水溝徑流量在90年代突變?cè)黾?進(jìn)入21世紀(jì)后降水增加幅度減緩,焉耆盆地各站降水量出現(xiàn)豐轉(zhuǎn)平演進(jìn),這可能導(dǎo)致開都河和黃水溝突變前后年內(nèi)徑流量變化不顯著有關(guān)[35]。進(jìn)入21世紀(jì)后上游農(nóng)業(yè)灌溉、工農(nóng)業(yè)開發(fā)活動(dòng)以及人口的迅速增加對(duì)徑流量變化也產(chǎn)生了一定影響[41]。

表1 1956—2021年開都河逐月徑流量M-K檢驗(yàn)顯著性

表2 1956—2021年黃水溝逐月徑流量M-K檢驗(yàn)顯著性

3.2.2年內(nèi)分配特征

從博斯騰湖流域在突變前后和多年月平均徑流量分布來(lái)看(圖6),開都河和黃水溝各月平均徑流量分布呈單峰型,開都河和黃水溝突變后各月平均徑流量均高于突變前和多年平均值。開都河枯水期開始于每年11月到次年3月,徑流量占全年的20%左右,豐水期主要集中在每年6—8月,占全年徑流量的45%左右,其中最高徑流量出現(xiàn)在每年7月;黃水溝每年的枯水期較長(zhǎng),從每年10月到次年4月,枯水期總徑流量占全年27%左右,汛期主要集中在每年的6—8月,約占全年徑流量的57%。從圖6看出,黃水溝從每年10月到次年4月變化不明顯,從5月開始,月平均徑流量開始有明顯的增加,突變后的月平均徑流量在7月增加最為明顯,說(shuō)明黃水溝徑流量在年內(nèi)分配較為集中。

a)開都河

從季節(jié)分配比例來(lái)看,開都河和黃水溝徑流量主要集中在夏季,分別占全年徑流量的44.04%～45.20%和56.54%～57.23%,冬季徑流量最小,分別占全年徑流量的10.82%～12.50%和9.89%～10.44%,開都河的春季和秋季在全年徑流量占比中均在22%左右,黃水溝的秋季徑流量大于冬季徑流量,分別是20%和14%左右。

從開都河和黃水溝的集中度(RCD)、不均勻系數(shù)(Cv)、完全調(diào)節(jié)系數(shù)(Cr)、相對(duì)變幅(Cm)和絕對(duì)變幅(ΔR)等指標(biāo)特征值來(lái)看,發(fā)現(xiàn)開都河和黃水溝指標(biāo)特征值分配存在差異(圖7)。開都河RCD、Cv、Cr、Cm、ΔR指標(biāo)變化過(guò)程表現(xiàn)為下降趨勢(shì),黃水溝除了絕對(duì)變幅變化較大之外,其他指標(biāo)特征值均無(wú)明顯變化,表明開都河年內(nèi)徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢(shì),黃水溝年內(nèi)徑流量分配無(wú)明顯變化,但年內(nèi)徑流量最大值與最小值相差越來(lái)越大。黃水溝除了絕對(duì)變幅之外,其他指標(biāo)特征值均比開都河高,說(shuō)明黃水溝年內(nèi)徑流量比開都河集中。

3.3 降水、氣溫與徑流之間的相關(guān)性分析

1960—2021年,巴音布魯克、和靜年平均氣溫分別為-4.29 ℃、9.20 ℃,年平均降水量分別為281.40、65.38 mm。見(jiàn)圖8,巴音布魯克降水量和氣溫分別以8.71 mm/10a、0.17 ℃/10a的傾向率增加,和靜降水量和氣溫分別以5.02 mm/10a、0.28 ℃/10a的傾向率增加。見(jiàn)表3,降水、氣溫與徑流量相關(guān)性分析結(jié)果表明:在年際尺度上,開都河徑流量和巴音布魯克降水量及氣溫之間均存在顯著正相關(guān),即降水量和氣溫升高都會(huì)使徑流量增加,黃水溝徑流量、和靜氣溫呈顯著正相關(guān),與降水量呈正相關(guān)但未經(jīng)過(guò)顯著性檢驗(yàn),說(shuō)明黃水溝徑流增加的主導(dǎo)因素是氣溫;在季節(jié)尺度上,開都河徑流與春季、夏季、秋季降水有顯著正相關(guān)性,與夏季、秋季氣溫也呈顯著正相關(guān)關(guān)系,表明開都河徑流受到季節(jié)性降水和氣溫共同影響,其中降水主要表現(xiàn)在春季、夏季和秋季影響開都河徑流,氣溫主要表現(xiàn)在夏季和秋季影響開都河徑流。黃水溝徑流與夏季降水有較強(qiáng)相關(guān)性,與其他季節(jié)降水之間相關(guān)性不明顯,與夏季、秋季、冬季氣溫有顯著的正相關(guān)關(guān)系,說(shuō)明夏季、秋季和冬季氣溫主要通過(guò)引起冰川和積雪消融的間接影響方式調(diào)控補(bǔ)給河流徑流,即黃水溝徑流補(bǔ)給主要依賴冰雪融水。

表3 巴音布魯克、和靜的氣溫、降水量與徑流量的相關(guān)系數(shù)

利用巴音布魯克、和靜的年降水量、年平均氣溫分別與開都河、黃水溝年平均徑流量建立多元線性回歸模型,其表達(dá)式分別為:y1=60.003+0.266X1+5.214X2,y2=-11.548+0.031X1+2.062X2,回歸模型中各變量均通過(guò)檢驗(yàn)(y1:F=40.193,P<0.001;y2:F=15.391,P<0.001)。式中,y1為開都河年徑流量計(jì)算值;y2為黃水溝年徑流量計(jì)算值;X1為年平均降水量;X2為年平均氣溫。

4 討論

開都河和黃水溝是博斯騰湖主要補(bǔ)水源,其徑流量變化對(duì)博斯騰湖水位及下游孔雀河的出水量有直接影響。因河源主要依賴山區(qū)降水和高山冰雪融水補(bǔ)給,對(duì)全球氣候變化的響應(yīng)十分敏感。其年徑流量總體呈增加趨勢(shì),但增加幅度小,并不能改變博斯騰湖流域未來(lái)水資源開發(fā)利用過(guò)程中生態(tài)維護(hù)與經(jīng)濟(jì)發(fā)展的矛盾[8]。自20世紀(jì)80年代中期以來(lái),受全球氣候變化影響,西北干旱區(qū)極端降水事件發(fā)生強(qiáng)度、持續(xù)時(shí)間和發(fā)生頻率均表現(xiàn)為增加趨勢(shì)[42]。其中天山地區(qū)極端水文事件頻次最高,年極端降水量最大,并且極端降水頻率隨時(shí)間呈現(xiàn)緩慢增加的趨勢(shì),極端降水強(qiáng)度主要分布在天山山區(qū)中部,極端降水頻率大則極端降水強(qiáng)度也大[11,43]。而年降水量增加是降水頻率和降水強(qiáng)度共同增加的結(jié)果[44],極端降水事件頻發(fā)是開都河徑流年際變率增大的主要因素,另外開都河流域農(nóng)牧業(yè)和生產(chǎn)用水等也是其中的一個(gè)原因。

降水和冰雪融水作為博斯騰湖流域重要補(bǔ)給源,其降水量和冰雪融水量對(duì)徑流年內(nèi)分配上產(chǎn)生一定影響。在開都河下游的焉耆盆地近60 a降水量年內(nèi)分配極不均勻,降水量主要集中在夏季[36];而開都河流域冬季氣溫總體上升,夏季氣溫相對(duì)穩(wěn)定[45],降水量和徑流量集中度都有緩慢的下降趨勢(shì)[46],這與開都河年內(nèi)徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢(shì)一致;黃水溝年內(nèi)降水量集中在夏季,汛期降水量占全年降水量最高可達(dá)到90%,年內(nèi)月降水量絕對(duì)變幅極值為135倍[20],使得年內(nèi)年內(nèi)降水量分配不均勻,主要受到年內(nèi)氣溫變化的影響,黃水溝冬季徑流量雖呈顯著增加,依然不能改變黃水溝年內(nèi)徑流集中的現(xiàn)象。

5 結(jié)論

a)開都河和黃水溝年徑流量總體呈增加趨勢(shì)。2002年開都河出現(xiàn)年徑流量峰值,為6.82×1010m3,2000年黃水溝出現(xiàn)年徑流量峰值,為7.62×109m3,年徑流量整體出現(xiàn)“減少—增加—減少”的階段性變化。

b)開都河和黃水溝年徑流量分別在1996、1994年發(fā)生突變,突變后徑流量年際變率大,年平均徑流量比突變前高。

c)徑流量分配上,開都河和黃水溝逐月徑流量整體呈增加趨勢(shì),冬季月徑流量增加趨勢(shì)顯著;全年各月徑流分布呈單峰型,年內(nèi)徑流量主要集中在夏季,徑流量峰值均出現(xiàn)在7月;突變后各月平均徑流量均高于突變前和多年平均值;通過(guò)各項(xiàng)指標(biāo)特征值表明,開都河年內(nèi)徑流量分配有均勻發(fā)展態(tài)勢(shì),黃水溝年內(nèi)徑流量依然集中。

d)在年際尺度上,降水量和氣溫升高都會(huì)使開都河徑流量增加,氣溫是黃水溝年徑流量增加的主導(dǎo)因素。在季節(jié)尺度上,降水量主要在春季、夏季和秋季影響開都河徑流量,氣溫主要在夏季和秋季影響開都河徑流量;降水量主要在夏季影響黃水溝徑流量,氣溫主要在夏季、秋季和冬季影響黃水溝徑流量。