开都河流域径流对气候变化的响应研究张一驰1 , 李宝林1 , 程维明1 ,张学仁2 (11 中国科学院地理科学与资源研究所资源与环境信息系统国家重点实验室 ,北京 100101 ; 21 新疆塔里木河流域管理局科研信息所 ,库尔勒 841000)

26 卷第 6 期资源科学 Vol. 26 ,No. 6 2004 年 11 月 RESOURCES SCIENCE Nov. ,2004

摘要 :开都河属塔里木河的源流之一 ,随着塔里木河流域近期综合治理的深入进行 ,开都河径流变化对气候的响应关系已逐渐成为国内外科学家关注的热点问题之一。鉴于此目的 ,该文采用经典的 Mann2 Kendall 和 Mann2Whitney 检验方法 ,利用该流域巴音布鲁克气象站和大山口水文站 1958～2002 年的实测资料 ,分析对比了气温、降雨和径流序列变化特征。结果表明 :除春季外 ,其他季节的年径流基本表现为 1958 ～1973 年偏丰、1974 年～1986 年偏枯和 1987 年～2000 年偏丰 ,并在 1987 年～2000 年间表现为显著上升的趋势 ;年平均气温经历了高2低2高三阶段 ,其中夏季气温总体呈上升趋势 ;降雨的空间差异性明显 ,上游年降雨量 1973 后跳变减少 ,其中夏季降雨量于 1977 年～1988 年间为多年最小值 ;中游夏季降雨量 1987 年后跳变增加。以径流自身的特征变化为时段划分基础 ,对比了径流、降雨和气温变化过程 ,研究表明 :夏季年际降雨与气温变化是引起夏、秋、冬季径流变化的根本原因 ;其中年降雨变化对径流变化起主导作用 ,夏季气温变化导致的冰川融水变化对径流具有一定调节作用 ,70 年代～80 年代冰川融水减少使径流减少幅度大于降水减少幅度 ,而 90 年代冰川融水增加使径流增加幅度大于降水增加幅度。关键词 :开都河 ; 径流变化 ; 气候变化 ; 响应中图分类号 :P461 + 15(45KDHLY) 文献标识码 :A 文章编号 :1007 - 7588(2004) 06 - 0069 - 08

气候变化对径流过程的影响是全球变化研究的重要部分 ,气候变化将导致水分循环的变化 ,引起水资源在时空上的重新分布和水资源数量的改变 ,进而影响生态环境和社会经济的发展。开都河作为天山南坡水量最丰富的河流之一 ,既是新疆巴音郭愣蒙古自治州生态环境建设、农业灌溉、发电、排污和地下水补给的主要水源 ,又是博斯腾湖天然调节水库的源泉。大山口水文站上游山区为开都河产流区 ,该地区除放牧外并无其他显著的人类活动 ,因此径流年月变化主要由山区气候变化引起 ,研究和了解气候变化对开都河径流变化影响规律 ,对合理开发利用水资源进行地区工农业生产发展和生态环境保护具有重大的理论意义和现实意义。然而 ,目前有关开都河径流多年变化特征及成因的具体研究还很缺乏。在夏德康对巴州河流枯水特征和规律分析中、李燕对新疆河流洪水变化研究中～以及吴素芬对新疆河流径流量 30 年变化研究中[1 3] ,虽都对开都河径流特征有所提及 ,但研究重点在于揭示新疆径流的总体特征 ,对径流变化的原因分析也是从区域气候条件出发 ,并未得出开都河径流与气温变化之间的准确响应关系。周聿超[4] 、李宇安等[5] 对开都河的研究中 ,分别探讨了径流多年平均特征和 3 个典型年份的径流特征 ,而并未对开都河径流多年变化过程进行研究。在较大时空尺度上或资料缺乏情况下 ,常通过对比不同时段径流、降雨和气温等特征值的变化来分析径流对气候变化的响应规律。对于时段划分 ,多数研究中以 10 年为一时段 ,进行 60 、70 和 80 等各年代之间自然要素平均值的对比[2 ,7 ,11] ,其缺陷在于 :自然要素不会以固定的时间间隔发生变化 ,以 10 年为间隔的主观性时段变化分析不符合客观规律 ,在此基础上进行的其它分析也就值得商榷。显

收稿日期 :2004 - 08 - 20 ;修订日期 :2004 - 09 - 29 基金项目 :国家自然科学基金项目(编号 :40101028) ;中国科学院地理科学与资源研究所知识创新项目 (编号 :CXI0G2D02202) ; 世界银行合作项目(编号 :THSD27) 。作者简介 :张一驰(1978～ ) ,男 ,山西省文水县人 ,博士生 ,主要从事地理信息系统应用研究。

然 ,合理的时段划分应依据自然要素的变化 ,以特征变化点作为时段分界点。时间序列分析是研究自然要素特征值变化的常用方法。单一序列分析通过对序列结构特征的识别揭示某一自然现象的变化～规律 ,主要包括趋势特征分析、周期识别和自相关分析、丰枯水划分[6 8] ,以及在此基础上的时间序列建模等[9] 。其中序列趋势分析用于把握自然要素变化发展的总体特征 ,又不易受次要或偶然因素影响 ,而得到广泛应用[10 ,11] 。对于不同时段自然要素变化对比 ,常采用序列相关分析、要素特征平均值对比、序列结构特征对比和回归分析等多序列分析方法[12～15] 。故本文利用开都河大山口水文站和巴音布鲁克气象站 1958 年～2002 年的实测资料 ,采用目前经典的 Mann2Kendall 和 Mann2Whitney 检验方法 ,对开都河多年来的降雨、气温和径流进行趋势分析 ;利用各要素的特征变化来进行时段划分 ,探讨趋势变化特征分析的新方法 ;通过对比不同时段开都河流域三要素之间的变化关系 ,分析和探讨径流对气候变化的响应 ,为进一步模拟和预测气候变化与水文过程之间的响应关系提供基础。 1 研究区概况开都河流域位于新疆天山南坡焉耆盆地北缘 ,介于 82°58′～86°55′E、41°47′～43°21′N 之间。其发源于天山中部海拔 5 000 米的萨尔明山的哈尔尕特和扎克斯台沟 ,主流自东向西经小尤尔都斯盆地至巴音布鲁克水文站 ,而后折转东南 ,经大尤尔都斯盆地至呼斯台西里 ,再经峡谷段至大山口水文站后流出山口。从河源至呼斯台西里为开都河上游 ( I 区) ,之后至出山口为中游 ( II 区)(图 1) 。出山口以上流域集水面积 19 012km2 ,山区流域平均海拔 3 100m。流域总地势是北面高 ,南面低 ,高山、峡谷和盆地交错 ,地形复杂。开都河属雪冰融水和雨水混合补给为主的河流 :4 月随气温升高 ,季节性积雪融化补给河流 ;进入夏季 ,高山冰川融水和降雨补给河流。流域山区降雨丰富 ,诸河源冰川积雪主要集中分布在海拔4 000m～4 500m的艾尔宾、依连哈比尔尕、科克铁克和那拉提等山脉。开都河出山口水文站 1972 年前为拜尔基站 ,之后上移至大山口 ,由于两站距离很近 ,文中将两站实测径流资料直接合并使用。流域内具有长期完整气象观测资料的测站只有巴音布鲁克站和大山口站 (表 1) 。巴音布鲁克站位于开都河上游中心位置 ,其资料可反映流域上游气候状况 ,由于上游地域开阔而地势平缓 ,因此降雨和气温变化都对径流产生较大影响。流域中游区为狭窄河谷 ,坡降较大、水流湍急 ,影响径流的主要因素为降雨 ,采用大山口处实测降雨来代表该区域面降雨。测站及研究资料如表 1 所示 : 2 分析方法与技术路线单调趋势 (monotonic trends) 和跳跃趋势 ( step trends) ,后者也称突变分析 ,是序列趋势的两种基本形式 , 对二者进行识别是趋势分析的主要内容[16] 。在众多趋势分析方法中 ,非参数统计方法 Mann2Kendall 检验和 Mann2Whitney 检验是应用最广泛的两种方法 ,分别用于单调趋势和跳跃趋势图 1 开都河流域示意 Fig. 1 Position of the Kaidu Catchment ～检验[11 ,16 18] 。两者的优点在于对数据要求较少 , 表测站资料信息数据偏离正态性不会对结果产生很大影响 ,且易 1 (km2) 于处理具有季节周期的数据[19 ,20] 。 Table 1 Data Information of field stations 测站东经北纬集水面积资料类型资料年限 2. 1 Mann2Kendall 检验巴音布鲁克 84°08′43°01′ 6 833 气温、降雨 1958～2000 将序列 xi ( i = 1 ,2 , ⋯, n) 看作是一组按顺序大山口 85°44′42°13′ 19 022 流量、降雨 1958～2002 抽得的样本 , Fi ( x) 为样本 xi 的分布函数 ,则在

Mann2Kendall 假设检验中 , H0 ∶Fi ( x) = ⋯= Fn ( x) ,即 xi ( i = 1 ,22 , ⋯, n) 为独立同分布随机样本 ; H1 ∶

Fi ( x) > ⋯> Fn ( x) 或 H1 ∶Fi ( x) < ⋯< Fn ( x) ,即序列存在趋势。在零假设下 ,当 n ≥10 时 ,统计量 θ n- 1 n 1 > 0 其中 θ θ S = ∑∑sgn( xk - xj ) , sgn( ) = 0 = 0 (1) i = 1 k = i +1 - 1 θ < 0 近似服从正态分布 ,该统计量的期望和方差分别为 : n ( n - 1) (2 n + 5) E[ S ] = 0 var[ S ] = 18 将 S 标准化得到 :

S - 1 S > 0 Var( S)

Zc = 0 S = 0 (2) S + 1 Var( S) S < 0

在双边检验中 ,当 - Z1 - αΠ2 ≤Zc ≤Z1 - αΠ2 时 ,接受零假定 H0 ;否则 , Zc < - Z1 - αΠ2 表明序列有显著下降趋

势 , Zc > Z1 - αΠ2 表明序列有显著上升趋势。α是显著性水平。 2. 2 Mann2Whitney 检验

设序列 xi ( i = 1 ,2 , ⋯, n) 存在变异点 ,在 Mann2Whitney 假设检验中 ,将该变异点前后的子序列看

作两个样本 Yi ( i = 1 , ⋯, m) 和 Zi ( i = 1 , ⋯, k) ,有 m + k = n ,分布函数分别为 F1 ( x) 和 F2 ( x) ,则

H0 : F1 ( x) = F2 ( x) ; H1 ∶F1 ( x) > F2 ( x) 或 H1 < F1 ( x) < F2 ( x) 。假设统计量构造如下 :将样本 Yi 和

Zi 合并 ,并从小到大排序 ,初步确定所有数值的秩 ,对于连续相同的数值 ,用他们秩的平均值代替各

自的秩 ;然后用 Ri ( i = 1 , ⋯, m) 纪录 Yi 在整个合并样本中的秩 ,得到 T = ∑Ri ,由此可计算统计量 : m ( m + 1) U = mk + - T (3) 2

当 m , k 都小于 10 时 ,可查表直接得到上下临界值 Z1 和 Z2 ,若 Z2 < U < Z1 ,则接受零假设 ,认为两者间无差异 ;当 m , k 之一大于 10 时 , U 近似服从正态分布 ,可计算 U 的期望和方差为 : mk mk ( m + k + 1) E( U) = Var( U) = 2 12

将 U 标准化得 Zu ,在双边检验中 ,当 - Z1 - αΠ2 ≤Zu ≤Z1 - αΠ2 时 ,接受零假定 H0 ,α为显著性水平。 2. 3 趋势分析及时段划分进行跳跃趋势识别 ,理论上需要对所有可能的相邻成对子序列进行检验 ,但在跳变次数不确定时 ,这样做无疑是费时费力的。同时 ,如果某子序列本身存在单调趋势 ,进行其与相邻子序列的跳跃分析并不合理。因此 ,为快速准确识别各要素序列中存在的趋势特征 ,并在此基础上进行时段划分 , 本文首先通过目视分析确定可能的序列分割点 ,在此基础上进行序列趋势特征分析 ,具体步骤如下 : ①各序列对时间进行多项式回归拟合 ,以显著性检验 (F) 和残差独立性检验 (Durbin2Watson) 为标准确定回归方程 ; ②结合 5 年滑动平均曲线 ,在回归曲线上选择拐点 ,以此点为界初步将序列分为多个子序列 ; ③采用 Mann2Kendall 检验对各子序列进行单调趋势识别 ;如果相临两子序列都不存在单调趋势 ,则采用 Mann2Whitney 检验对两者间是否存在跳跃进行识别 ;如果跳跃趋势也不存在 ,则将两子序列合二为一 ; ④对步骤 3 中通过合并产生的新序列重复步骤 3 ,进行单调趋势检验和与相邻序列的阶跃趋势检验。通过上述步骤最终得到的各子序列即对应自然要素发展变化的不同时段。

3 开都河流域降雨、气温和径流变化特征分析开都河径流在春季主要由季节性融雪补给 ,而在夏季为降雨和高山冰雪融水补给 ,两者间具有较明显的时间界限。因此除对年径流、气温和降雨变化进行分析外 ,还需对季节径流多年变化及原因进行研究。考虑到大山口站 12 月～3 月径流量都很接近 ,从 4 月开始才有较大增加 ,故文中以 4 月～5 月为春季 ,6 月～8 月为夏季 ,9 月～11 月为秋季 ,12 月～3 月为冬季。 3. 1 开都河径流变化特征对开都河大山口站 45 年、季节平均流量序列进行趋势分析 ,显著性水平取α= 0105 ,序列平稳的接受域为 ( - 1196 ,1196) 。计算结果表明 (表 2) :春季径流多年保持稳定 ;夏、秋、冬三季径流及年径流则经历了先减少后增加的相似过程 :1958 年～1973 年 (1974 年) 年间水量偏丰 , 1974 年 (1975 年) ～ 1986 年 (1987 年) 年间水量偏枯 ,1987 年 (1988 年) ～2002 年间水量偏丰 ;在前两个时段中都不存在单调趋势 ,而在 1987 年～2002 年间表现出显著上升趋势。表 2 大山口站流量序列趋势分析及时段划分结果 Table 2 Trend analysis and period partition for discharge series of Dashankou station

序列时段 1 MK 均值时段 2 MK 均值时段 3 MK 均值 MW122 MW223 冬季 58274 - 0178 4715 75287 - 0106 4116 88202 4146 5714 - 3127 — 春季 58202 1135 12511 — — — — — — — — 夏季 58273 0132 20415 74286 - 0185 16117 87202 2107 22416 - 3111 — 秋季 58275 - 0145 9513 76289 - 0138 8015 90202 3148 10313 - 2196 — 年均 58273 0132 11217 74286 - 0155 9411 87202 2129 12213 - 3133 — 3. 2 流域降雨变化特征对巴音布鲁克站 43 年、季节降雨序列趋势分析表明 (表 3) :夏季降雨在 1977～1988 年间较前期有所减少 ,1989 年之后又有显著增加 ,其它季节降雨多年变化较稳定 ;年降雨在 1973 年后较前期显著减少。对大山口站 45 年、季节降雨序列趋势分析表明 (表 4) :夏季降雨量在 1987 年后跳变增加 ,其他季节降水多年无明显变化 ;年降雨量在 1987 年后跳变增加。对比两测站降雨特征 ,可看到明显的流域降雨空间差异性 : ①巴音布鲁克站各季降雨量都明显高于同期大山口站降雨量 ; ②两站都仅夏季降雨具有显著时段差异性 ,但巴音布鲁克站处降水序列具有三时段特征 ,而大山口站降水序列为两时段特征 ; ③虽然两站年降雨序列都具有两时段特征 , 表 3 巴音布鲁克站降雨序列趋势分析及时段划分结果 Table 3 Trend analysis and period partition for precipitation series of Bayinbuluke station

序列时段 1 MK 均值时段 2 MK 均值时段 3 MK 均值 MW122 MW223 春季 58200 - 1105 38120 — — — — — — — — 夏季 58276 - 0177 198140 77288 0189 148150 89200 0121 209120 - 3165 - 2194 秋季 58200 - 0154 34110 — — — — — — — — 冬季 58200 1124 13160 — — — — — — — — 年总 58272 - 0120 291160 73200 1160 263170 — — — - 2124 — 表 4 大山口站降雨序列趋势分析及时段划分结果 Table 4 Trend analysis and period partition for precipitation series of Dashankou station

序列时段 1 MK 均值时段 2 MK 均值 MW122 MW223 春季 58202 1173 20170 — — — — — 夏季 58286 - 1142 61130 87202 1112 86120 - 2178 — 秋季 58202 1124 15130 — — — — — 冬季 58202 0128 5127 — — — — — 年总 58286 - 0145 97100 87202 0100 137190 - 3196 —

但发生跳变的年份并不一致 ,分别为 1973 年和 1987 年 ,且巴音布鲁克处是跳变减少 ,大山口处为跳变增加。 3. 3 流域气温变化特征对巴音布鲁克站 43 年、季节平均气温序列趋势分析表明 (表 5) :夏季气温在 1977 年后较前期有明显提升 ,其它三季平均气温多年变化都较平稳。年均气温最终表现为 1975 年～1988 年间相对前后期的显著低温。表 5 巴音布鲁克站气温序列趋势分析及时段划分结果 Table 5 Trend analysis and period partition for temperature series of Bayinbuluke station

序列时段 1 MK 均值时段 2 MK 均值时段 3 MK 均值 MW122 MW223 春季 58200 0138 2183 — — — — — — — — 夏季 58276 1147 9139 77200 1156 10104 — — — - 4100 — 秋季 58200 0192 - 2169 — — — — — — — — 冬季 58200 - 1121 - 20140 — — — — — — — — 年均 58274 1144 - 4136 75288 - 1164 - 5107 89200 - 0134 - 4127 - 2148 - 2103 3. 4 开都河径流变化原因分析前文对径流和气候的变化分析表明 ,流域气温、降雨变化都发生在夏季 ,其他季节的气候条件近 45 年来都比较稳定。因此 , 夏季气候变化是开都河径流变化的根本原因。对比年径流、气温和降雨趋势分析结果 (图 2) ,径流和气温变化的 3 个阶段在发生时间上有很好的对应关系 ,巴音布鲁克和大山口降雨序列虽都只有两个阶段 , 但各自变异点位置与径流、气温序列的两个变异点位置都很接近。对于巴音布鲁克降雨 ,虽然 Mann2 Whitney 检验表明 1974 年～ 1986 年与 1987 年～2000 年间降雨差异不显著 ,但从图中降雨序列与平均值的对比来看 ,87 年之后降雨要图 2 年降雨、气温和流量趋势图 3 夏季降雨、气温和流量趋势高于前期。同样 ,夏季径流、气温 Fig. 2 Tends of yearly precipitation , Fig. 3 Tends of precipitation ,temperature 和降雨序列尽管随时间变化过程 temperature and discharge series and discharge in summer 表相邻阶段水文气象要素的平均值变化上不完全一致但变异点位置也都 6 , Table 6 The average change of hydrological and meteorological 比较接近 (图 3) 。这些充分表明 elements between neighboring stage 夏季流域降雨和气温变化是开都径流 % 降雨 % 气温 ℃ 夏季时段 1～时段 2 - 2119 - 2113 0145 河径流变化的主导因素。时段 2～时段 3 3213 3012 0125 为进一步区分径流变化中降秋季时段 1～时段 2 - 1915 912 - 0103 时段 2～时段 3 2415 - 1019 0136 雨和气温的作用 ,对相邻时段间三年时段 1～时段 2 - 1615 - 1312 - 0154 者的变化量进行对比 (表 6) 。流时段 2～时段 3 2415 1613 0148 域平均降雨量按面积加权平均得注 :表中采用径流的时段划分方式

到 :

f I P1 + FII P2 P = (4) f I + f II

式中 : f I ,f II 分别为图 1 中流域上游和中游面积 , P1 、P2 为巴音布鲁克站和大山口站实测降雨量。开都河夏季 (6 月～8 月) 径流为降雨和冰川融水补给 ,其中 7 、8 月是冰川消融最强烈的时期。从表 6 可看到 ,一方面 ,相邻时段间径流变化量与降雨变化量非常接近 ,表明径流变化主要由降水变化引起 ;另一方面 ,径流变化幅度都要略大于降雨变化幅度。由于流域蒸发量很小 ,因此径流与降水变化幅度上的差异需从冰川融水补给变化方面寻求原因。根据苏珍[21] 等的研究 ,大陆性冰川对气候变化的响应具有 10 年～20 年的滞后期 ,据此可推断 1976 年之前的夏季低温将导致 76 年后 10 多年内冰川退缩缓慢 ,而 77 年后的气温升高将使冰川在 80 年代末开始加速退缩。该推断可从刘潮海等[22] 的研究中得到证明 ,其利用航空像片对比成图方法对近 50 年天山山区冰川变化研究表明 :50 年代末到 70 年代初 ,后退冰川数量多 ,退缩幅度大 ;70 年代初到 80 年代末 ,冰川退缩速度减缓 ;进入 90 年代 ,冰川退缩又有加剧之势。显然 ,冰川退缩快慢与冰川融水多寡是直接对应的。由此可知 ,1974 年～1986 年较前期径流减少幅度大于降水减少幅度是冰川融水补给减少的结果 ,冰川融水补给增加又使得 1987 年～2000 年较前期径流增加幅度大于降水增加幅度。夏季降雨和冰川融水的增减不仅使同期地表径流发生同步变化 ,也引起了地下水量的同步变化。开都河秋季 (9 月～11 月) 径流主要由同期降雨和地下水补给。由表 6 可知 ,相邻时段间秋季降雨量变化与径流变化呈相反关系 ,表明秋季径流的变化是由地下水量的变化决定。与夏季径流完全相同的变化趋势 ,表明秋季径流的变化在根本上讲也是夏季气候变化的结果。开都河冬季 (12 月～3 月) 径流处于枯水期 ,同期流域冬季平均气温为 - 2014 ℃,蒸发微弱 ,降雪不能即时融化补给径流 ,径流完全靠地下水补给。冬季径流表现出与夏、秋季径流相同变化特征 ,而时段分界点推后一年 ,表明夏季气候变化对径流影响一直延续到冬季。开都河春季 (4 月～5 月) 径流主要靠季节性融雪补给 ,流域春季平均气温、降雨以及前一年冬季降雨量的稳定性决定了春季径流的稳定性。夏季径流占全年径流的 45 % ,秋、冬季径流变化也与之相同 ,年径流变化趋势与夏季径流保持一致是必然结果。 4 结论与讨论在大时空尺度上研究径流变化及其对气候变化响应 ,一般以 10 年为单位时段 ,通过不同时段自然要素对比进行。但时段划分显然应以自然要素的变化特征为基础 ,故本文在采用 Mann2Kendall 和 Mann2Whitney 检验方法对开都河流域 1958 年～2002 年的气温、降雨和径流变化进行了趋势分析的基础上 ,进行了时段划分 ,通过时段间要素对比分析初步得出以下结论 : (1) 年径流变化经历 3 个阶段 :1958 年～1973 年偏丰期、1974 年～1986 年偏枯期和 1987 年～2000 年偏丰期 ,且在第三阶段序列具有显著单调上升趋势。除春季径流未表现出趋势特征外 ,夏、秋、冬季径流与年径流具有相同的趋势特征。 (2) 年均气温变化经历 3 个阶段 :1958 年～1974 年高温期、1975 年～1988 年低温期和 1989 年～ 2000 年高温期。夏季气温 1977 年后有明显升高 ,其他季度气温随时间变化平稳。 (3) 流域降雨空间差异较明显 ,相比中游地区 ,上游降雨量更充足 ,时间变化性也更强。流域上游年降雨在 1973 年发生跳变减少 ,中游年降雨在 1987 年发生跳变增加。上游地区夏季降雨在 1977 年～1988 年间较前后两时期明显偏少 ,中游地区则在 1987 年后有显著增加。 (4) 夏季气候变化是夏、秋、冬季径流以及年径流变化的根本原因 ;春季降雨、气温稳定和前期季

节性积雪累积量稳定是春季径流稳定的保证。降雨变化是径流变化的主导因素 ,气温变化引起的冰川融水变化对径流起一定的调节作用 ,70 年代～80 年代冰川融水减少使径流减少幅度大于降水减少幅度 ,而 90 年代冰川融水增加使径流增加幅度大于降水增加幅度。由于长期测站数量稀少 ,以及冰、雪、降雨和径流形成的复杂性及其相互作用 ,本文仅对年、季节气候变化对径流的影响进行了定性讨论。目前正采用一些短期测站资料进行流域气候空间分布研究 ,将其与分布式水文模型结合可望得到更为详细的径流响应结果 ,并对本文所得结论进行进一步验证。除气候条件外 ,土地利用Π覆被 (LUCC) 变化也会通过对蒸发的影响直接作用于水文过程 ,考虑该区域年蒸发量本身很小 ,LUCC 引起的蒸发量变化将更小 ,因此文中未对 LUCC 的作用予以讨论。同时 ,由于 LUCC 会对流域产流产生很大影响 ,在未来日、时尺度的研究中其作用必须予以考虑。另外 , 很多流域的研究表明冰川融水对气温一般呈非线性关系 ,如何在缺乏实测资料情况下确定开都河流域两者间具体响应关系还有待研究 ,这对于了解冰川径流在总径流中的比重变化有重要意义。对 80 年代末以来降水、气温序列比较平稳、而径流呈单调上升趋势的现象 ,还需通过进一步工作从各径流组分的变化上寻找原因。参考文献 ( References) : [ 1 ] 夏德康. 巴州主要河流枯水分析 [J]. 干旱区研究 ,1997 ,14 (2) :56～62. [ XIA De2kang. The low water analysis of major rivers in Bayinguoleng prefecture[J ]. Arid Zone Research , 1997 , 14(2) :56～62. ] [ 2 ] 李燕. 近 40 年来新疆河流洪水变化[J]. 冰川冻土 ,2003 ,25 (3) :342～346. [LI Yan. Change of river flood and disaster in Xinjiang during past 40 years[J ]. Journal of Glaciology and Geocryology , 2003 , 25(3) :342～346. ] [ 3 ] 吴素芬. 新疆河流径流量三十余年来的变化[J]. 干旱区地理 ,1995 ,18 (2) :36～41. [ WU Su2fen. The change of river runoff during recent 30 years in Xinjiang[J ]. Arid Land Geography , 1995 , 18(2) :36～41. ] [ 4 ] 周聿超. 新疆河流水文水资源[M]. 新疆 :新疆科技卫生出版社 ,1999. [ ZHOU Yu2chao. River Hydrology and Water Resource in Xinjiang[M]. Xinjiang : Xinjiang Science and Hygiene Press , 1999. ] [ 5 ] 李宇安 ,谭芫 ,姜逢清 , 等. 20 世纪下半叶开都河与博斯腾湖的水文特征[J]. 冰川冻土 ,2003 ,25 (2) : 215～218. [LI Yu2an , TAN Yuan ,JIANG Feng2qing , et al. Study on hydrological feature of the Kaidu river and the Bosten lake in the second half of 20th century[J ]. Journal of Glaciology and Geocryology , 2003 ,25(2) : 215～218. ] [ 6 ] 李栋梁 ,张佳丽 ,全建瑞 ,等. 黄河上游径流量演变特征及成因研究 [J]. 水科学进展 ,1998 ,9 (1) :23～26. [LI Dong2liang , ZHANGJia2li , QUAN Jian2rui , et al. A study on the feature and cause of runoff in the upper reaches of Yellow River[J ]. Advances in Water Science , 1998 , 9(1) :23～26. ] [ 7 ] 蓝永超 ,康尔泗. 河西内陆干旱区主要河流出山径流特征及变化趋势分析[J]. 冰川冻土 ,2000 , 22 (2) : 147～150. [LAN Yong2 chao , KANG Er2si. Changing trend and features of the runoff from mountain areas of some main rivers in the Hexi inland region[J ]. Journal of Glaciology and Geocryology , 2000 , 22(2) : 147～150. ] [ 8 ] 蓝永超 ,康尔泗 ,金会军 ,等. 黑河出山径流量年际变化特征和趋势研究[J]. 冰川冻土 ,1993 ,21 (1) :49～53. [LAN Yong2chao , KANG Er2si , J IN Hui2jun , et al. Study on the variation characteristics and trend of mountainous runoff in the Heihe river basin[J ]. Journal of Glaciology and Geocryology , 1993 , 21(1) :49～53. ] [ 9 ] 甄宝龙 ,尚松浩 ,吐尔洪 ,等. 叶尔羌河年径流量动态变化趋势分析[J]. 灌溉排水 ,1999 ,18 (2) :7～9. [ ZHEN Bao2long , SHANG Song2hao , TU Er2hong , et al. Analysis of the dynamic trend of annual runoff Yerqiang river[J ]. Journal of Irrigation and Drainage , 1999 , 18 (2) :7～9. ] [10] AizenV , AzeizE. Climatic and hydrological changes in the Tien Shan[J ]. Central Asia J of Climate , 1997 , 10(6) :1 393～1 404. [11] Donald H. Bum ,Mohamed A. Hag Elnur. Detection of hydrologic trends and variability[J ]. Journal of Hydrology ,2002 , 255 :107～122. [12] 叶佰生 ,丁永建 ,康尔泗 ,等. 近 40 年来新疆地区冰雪径流对气候变暖的响应[J]. 中国科学 (D 辑) ,1999 , 29 (增刊 1) :40～46. [ YE Bai2sheng , DING Yong2jian , KANG Er2si , et al. The response of ice2snow runoff to climate change during past 40 years in Xinjiang[J ]. Science in China ( Series D) , 1999 ,29(Suppl. 1) : 40～46. ] [13] 刘昌明 , 成立. 黄河干流下游断流的径流序列分析[J]. 地理学报 , 2000 ,55 (3) :257～265. [LIU Chang2ming , CHENGLi. Analysis on runoff series with special reference to drying up course of lower Huanghe river[J ]. Acta Geographica Sinica , 2000 , 55(3) :257～265. ] [14] 李丽娟 ,郑红星. 华北典型河流年径流演变规律及其驱动力分析[J ]. 地理学报 ,2000 ,55 (3) : 309～316. [LI Li2juan , ZHENG Hong2 xing. Characteristics and driving forces of annual funoff changes of rivers in north china[J ]. Acta Geographica Sinica , 2000 , 55(3) : 309～316. ] [ 15] Pelto M A. Change in glacier and alpine runoff in the north Cascade range , Washington , USA 1985～1993[J ]. Hydrological Process , 1996 , 10 (9) :1 173～1 180. [16] Hirsch ,R. M. ,Alexander , R. B. ,R. A. Smith. Selection of methods for the detection and estimation of trends in water quality[J ]. Water Resources Research , 1991 , 27(5) : 803～813.

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Hydrological Response of Runoff to Climate Variation in Kaidu Catchment

ZHANG Yi2chi1 , LI Bao2lin1 , CHENG Wei2ming1 ,ZHANG Xue2ren2 (1. State Key Laboratory of Resources and Environmental Information System , Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research , CAS , Beijing 100101 , China ; 2. Institute of Scientific Research Information of Administration for Tarim Basin in Xinjiang , Korla 841000 , China)

Abstract :With recent comprehensive investigation of TaLimu river , the response of runoff to climate variation of KaiDu river , an important source of TaLimu river , has been a research focus for many scientists. Because a few human activities happened in KaiDu catchment , the variation of runoff is mainly caused by climate change , especially in yearly and seasonal temporal scale. KaiDu catchment is located in the middle of TianShan mountain in XinJiang municipality and has only one meteorological station and one hydrological station within the range of 19 012km2 . On the large spatial2 temporal scale or in the case of data absence , researchers often divide runoff , precipitation and temperature series per ten years into several periods , then acquire the rule of runoff response to climate though comparing the changes of natural elements between difference periods. Obviously , it is impossible for natural elements to take substaintial changes every ten years , it is reasonable to partition the periods of series according to the varition feature of natural elements. In this paper , Mann2Kend all test and Mann2Whitney test is applied to detection the monotonic trends and step trends of yearly and seasonal runoff , precipitation and temperature series from 1958 to 2000 and take the changes point of trends feature as the boundary of periods. The analysis result show that spring runoff is stable in past 45a , other seasonal runoff and yearly runoff are much smaller during 1974 and 1986 than other periods and show significant monotonic increasing trends after 1987. Yearly average temperature during 1975 and 1988 is lower than other periods and average temperature in summer take step increase after 1977. Precipitation show great spatial differences : upstream area has more precipitation than middle2stream area , yearly precipitation decreased after 1973 and aestival precipitation during 1977 and 1988 is fewer than other periods in upstream area , both yearly and aestival precipitation of middle2stream area increased after 1987. By comparing the variation of runoff , precipitation and temperature on the base of runoff periods partition , it is found that climate variation in summer is key reason for runoff change in summer , autumn and winter , precipitation directly influences the runoff but temperature does it through glacier wastage , precipitation has more weight than temperature in influencing runoff change. The reduction of glacier wastage during 1974 and 1986 make the decrease percentage of runoff greater than precipitation , and the augment of glacier wastage during 1986 and 2000 make the increase percentage of runoff greater than precipitation. Key words : Kaidu river ; Runoff change ; Climate variation ; Response

开都河流域径流对气候变化的响应研究 张一驰1 , 李宝林1 , 程维明1 ,张学仁2 (11 中国科学院地理科学与资源研究所 资源与环境信息系统国家重点实验室 ,北京 100101 ; 21 新疆塔里木河流域管理局科研信息所 ,库尔勒 841000)

开都河流域径流对气候变化的响应研究张一驰1 , 李宝林1 , 程维明1 ,张学仁2 (11 中国科学院地理科学与资源研究所资源与环境信息系统国家重点实验室 ,北京 100101 ; 21 新疆塔里木河流域管理局科研信息所 ,库尔勒 841000)