塔里木河下游气候变化与生态输水之间的关系分析

平均流量
时长
/ ( ｍ３ / ｓ)
输水
次数
输水时间
平均流量
３８９５２
１３９
３２ ４
８５２１１
１６９
５８ ４
６６７１６
２１４
３６ １
４８８００
１２５
４５ ２
水量
/ｄ
/ ( ｍ３ / ｓ)
１９ ５
１１
９４
２７ ９
１２
３８２２５
１６３
２７ １
１３
３３１２９
１１３
３３ ９
１４
６２０２７
２２１
１２１４６１
２５２
５５ ８
２０１８ ５ １７ ~ ２０１８ ２７、
７０５８５
１２４
６５ ９
８
２００６ ９ ２５ ~ ２００６ １１ ２１
２３４００
５７
４７ ５
１８
９
２００７ １０ １０ ~ ２００７ １０ ２１
１４１１
１２
１３ ６
１９
１０
２００９ １２ ５ ~ ２００９ １２ ３１
微上升
Ｍａｎｎ￣Ｋｅｎｄａｌｌ 突变检验方法对铁干里克气象站
气温和降水量进行趋势检验ꎬ 如图 ２—３ 所示ꎬ 图 ２
和图 ３ 中 ＵＦ ｋ 、 ＵＢ ｋ 两实线的交点可反映径流序列
的突变情况ꎮ
图 ３ 铁干里克降水量突变趋势检验结果
根据图 ２ꎬ １９５７—２０１８ 年之间ꎬ 铁干里克气温
极显著的增加趋势ꎬ 且 ＵＦ ｋ 、 ＵＢ ｋ 两实线的交叉点
间 τ 作为分界线将原有序列分为两个时序ꎬ 重复
上述方 法 继 续 检 测 新 的 突 变 点ꎬ 将 得 到 多 级 突
变点ꎮ
３ ２ ２ 气候要素分析方法
图 １ ２０００—２０１８ 年大西海子下泄生态水量
４ ２ 下游气候变化分析
４ ２ １ 气温及降水量变化特征
(１) 趋势变化特征
基于 １９５７—２０１８ 年铁干里下游整体呈湿润化发展ꎬ 而干旱化的区域主要分布于喀尔达依及阿拉
干区间内及台特玛湖湖区南侧ꎮ 该研究确定了生态输水对塔里木河下游气候变化的影响ꎬ 为今后下游水资源合理
分配提供指导ꎮ
关键词: 生态输水ꎻ 气候变化ꎻ 塔里木河下游
中图分类号: Ｓ１６２ 文献标识码: Ａ 文章编号: １６７２￣２４６９(２０２１)０２￣００５５￣０８
３ ５ 亿 ｍ３ 以上ꎬ 特别是 ２０１０—２０１８ 年ꎬ 年均的下
Ｕ ｔꎬｎ ＝
小ꎬ 仅为 ０ ０７ 亿 ｍ３ ꎬ 输水时长仅为 ９ｄꎬ 平均流量
ｔ
ｎ
∑
∑ ｓｇｎ( ｘ ｊ
ｉ ＝ １ ｊ ＝ ｔ ＋１
－ ｘ ｉ ) １ ≤ ｔ ≤ ｎ (１)
式中ꎬ ｘ ｉ 、ｘ ｊ —待检验序列中的变量ꎻ ｎ—序列长度ꎻ
００１) 、 中国科学院 科 技 服 务 网 络 计 划 ( ＳＴＳ 计 划) 项 目 ( ＫＦＪ￣ＳＴＳ￣
ＱＹＺＤ￣１１４) 共同资助
作者简介: 王光焰(１９６７ 年—) ꎬ 男ꎬ 高级工程师ꎮ
Ｅ￣ｍａｉｌ: ３２１９６９１７３９＠ ｑｑ ｃｏｍ
５５
２０２１ 年第 ２ 期
科研与管理
水利规划与设计
本研究使用 ＴＶＤＩ 来反映不同土壤干旱条件下
及降水数据ꎬ 利用 Ｍ￣Ｋ 单调趋势检验ꎬ 得到气温
气温数据计算了研究区的 ＳＰＥＩꎮ ＳＰＥＩ 具有多时间
１９５７—２０１８ 年之间铁干里克气温均值为 １１ １２℃ ꎬ
ＳＰＥＩꎬ 分析研究区生长季和年际干旱时空演变特
下的检验值( Ｚ ＝ ２ ５８) ꎬ 呈极显著的增加趋势ꎬ 其
１０２７
１６
７ ４
２０１０ ６ ２５ ~ ２０１０ １１ １１
时长
输水
２０１１ １ ７ ~ ２０１１ １ ２５、
２０１１ ６ ２５ ~ ２０１１ １１ ２３
２０１２ ４ ２７ ~ ２０１２ １１ ２７
２０１３ ４ ２５ ~ ２０１３ ５ ２９、
２０１３ ８ ６ ~ ２０１３ １１ ５
ꎮ 生态输水在满足下游植被正常生长的基础
上ꎬ 也会改变该区域水循环过程ꎬ 从而导致区域小
[５￣６]
塔里木河故道进行单通道( 向其中一条河道输水)
或双通道( 同时向两条河道输水) 输水ꎬ 下游生态环
气候发生变化 [７] ꎮ 针对塔里木河干流输水ꎬ 多数研
究从输水效益及评估开展了大量的研究 [８￣１２] ꎬ 也有
３２ ５
１５
２０１４ ６ １７ ~ ２０１４ ６ ２６
７２７
９
９ ３
１０５２８
６０
２０ ３
１６
２０１５ ８ １８ ~ ２０１５ １１ ５
４６１００
７９
６７ ５
２８２３４
１１４
２８ ７
１７
２０１６ ８ １１ ~ ２０１６ １１ １６
６７６１１
９７
８０ ７
２０１７ ４ ２７ ~ ２０１８ １ ４
断流等生态问题
[３￣４]
年大西海子拦河水库建成后ꎬ 河道内基本无水下
ꎮ 迄今为止ꎬ 塔里木河下游开
泄ꎬ 塔里木河下游开始出现断流、 台特马湖干涸ꎮ
展生态 输 水 工 程 ２０ 余 次ꎬ 恢 复 了 下 游 的 生 态 环
自 ２０００ 年以 来ꎬ 从 大 西 海 子 水 库 向 其 文 阔 尔 河、
境
２０１８ ２ ２６ ~ ２０１８ ３ １４、
８ ６ ~ １１ １２
表 ３ 铁干里克气象站气温及降水 Ｍａｎｎ￣Ｋｅｎｄａｌｌ
单调趋势检验结果
检验值
气温
降水
ｎ
６２
６２
Ｚｃ
β
平均值
Ｈ０
趋势
６ ４２
１ ２８
０ ０２７℃ / ａ
０ １５ｍｍ / ａ
Ｒ
Ａ
１１ １２℃
极显著上升
３６ １５ｍｍ
为 ９ ３ｍ３ / ｓꎻ 而 ２０１７ 年下泄水量最大ꎬ 达到 １２ １５
亿 ｍ３ ꎬ 下泄水量天数达到 ２５２ｄꎬ 平均流量也为历
年之最ꎬ 达到了 ８０ ７ｍ３ / ｓꎮ
(２)
(３)
如果 ｐ≤０ ０５ ꎬ 突变 点 τ 在 统 计 意 义 上 是 显
著的ꎮ τ 点为被检验 序 列 的 第 一 级 突 变 点ꎻ 以 时
水资源总量发生变化ꎬ 使极端灾害性事件如洪水、
内涝、 旱灾等发生频率和强度大幅度增加 [２] ꎬ 这将
里木河下游属典型的大陆性干旱气候ꎬ 年降水量为
更加加重干旱地区流域水资源短缺的问题ꎬ 影响着
１７ ４ ~ ４２ ０ ｍｍꎬ 而年蒸发潜势达 ２５００ ~ ３０００ ｍｍꎬ
自 ２０ 世纪 ５０ 年代起ꎬ 气候变化的驱动与人类
植被的分布特征ꎬ 并利用气候因子ꎬ 即月均降水与
尺度的特征ꎬ 本研究选用 ６ 个月和 １２ 个月尺度的
征ꎬ 并根据表 １ 中的标准进行等级划分ꎮ 此外ꎬ 本
研究还使用 ＭＡＴＬＡＢ 软件中的 Ｗａｖｅｌｅｔ 工具来实现
对极端降水指数的小波周期分析
５６
[１７￣１８]
ꎮ
及降 水 变 化 趋 势 检 验 结 果ꎬ 见 表 ３ꎮ 根 据 表 ３ꎬ
水利规划与设计
表 ２ ２０００—２０１８ 年历次生态输水持续时间及平均流量
输水
输水
输水时间
次数
水量
/ｄ
１
２０００ ５ １４ ~ ２０００ ７ １２
９９２３
５９
２
２０００ １１ ３ ~ ２００１ ２ ５
２２６５５
２００１ ４ １ ~ ２００１ ７ ６、
３
２００１ ９ １２ ~ ２００１ １１ １８
析以上因子在生态输水前后的变化特征ꎬ 揭示塔里
标准化降水蒸散指数( ＳＰＥＩ) 等气候因子ꎬ 对比分
木河下游的径流变化与气候因子之间的相关关系ꎮ
采取 ＧＩＳ 空间分析ꎬ 分析了气候因子的时空特性ꎮ
本文旨在研究生态输水对塔里木河下游局部小气候
收稿日期: ２０２０￣１１￣０４
基金项目: 中 国 科 学 院 “ 西 部 青 年 学 者” 项 目 ( ２０１９￣ ＸＢＱＮＸＺ￣ Ａ￣
其趋势检验值 Ｚ ｃ 为 ６ ４２ꎬ 远大于在 ０ ０１ 检验水平
年 均 增 加 量 为 ０ ０２７℃ ꎻ 而 降 水 量 年 均 值 为
３６ １５ｍｍꎬ 其趋势检验值 Ｚ ｃ 为 １ ２８ ( < １ ９８) ꎬ 呈
不显著的上升趋势ꎬ 其年均增加量为 ０ １５ｍｍꎮ
科研与管理
２０２１ 年第 ２ 期
的影响ꎬ 为塔里木河下游水资源可持续利用提供科
１ 概述
学支撑ꎮ
气候变化可以改变区域的水文循环过程ꎬ 例如
２ 研究区概况
气温升高、 蒸散发加剧ꎬ 水量耗散增加ꎬ 在降水一
定的前提下ꎬ 产汇流的减少 [１] ꎮ 气候也会导致流域
塔里木河下游位于塔克拉玛干沙漠和库姆塔格
沙漠之间ꎬ 大西海子水库以下输水河段 ３５７ ｋｍꎮ 塔
４
２００２ ７ ２０ ~ ２００２ １１ １０
２００３ ３ ３ ~ ２００３ ７ １１、
５
２００３ ８ ４ ~ ２００３ １１ ３
６
２００４ ４ ２３ ~ ２００４ ６ ２２
２００５ ４ １８ ~ ２００５ ６ ７、
７
２００５ ８ ３０ ~ ２００５ １１ ２
已进行 ２０ 年ꎬ 至 ２０１８ 年底ꎬ 共实施生态输水 １９
采用 Ｐｅｔｔｉｔｔ 突变检验法对塔里木河流域径流长时间
亿 ｍ３ ꎬ 实现了塔里木河综合治理规划制定的 ３ ５
数检验方法进行时间序列的突变检验
[１５￣１６]
ꎮ 此外ꎬ
序列的突变现象进行分析ꎮ 该方法不仅能够判断出
突变点的位置和数量ꎬ 也能判断突变点在统计意义
本文利用 Ｍａｎｎ￣Ｋｅｎｄａｌｌ 非参数检验方法ꎬ 对各
ＳＰＥＩ 值
( － ０ ５ꎬ ＋ ∞ )
( － １ ０ꎬ ０ ５]
( － １ ５ꎬ １ ０]
( － ２ ０ꎬ － １ ５]
( － ∞ ꎬ － ２ ０]
２０００ 年开始起ꎬ 塔里木河下游生态输水至今
时间序列进行趋势检验ꎬ 利用 Ｍａｎｎ￣Ｗｈｉｔｎｅｙ 非参
科研与管理
２０２１ 年第 ２ 期
水利规划与设计
ＤＯＩ: １０ ３９６９ / ｊ ｉｓｓｎ １６７２￣２４６９ ２０２１ ０２ ０１３
塔里木河下游气候变化与生态输水之间的关系分析
王光焰ꎬ 徐生武ꎬ 谢志勇
( 新疆塔里木河流域干流管理局ꎬ 新疆 库尔勒 ８４１０００)
摘要: 研究利用塔里木河下游各水文断面径流、 气象资料ꎬ 分析塔里木河下游的气候变化与生态输水的关系ꎮ 结
Ｕ ｔꎬｎ —根据第一个样本序列超过第二个样本序列次
数统计组成的新序列ꎮ
Ｐｅｔｔｉｔｔ 法原假设 Ｈ０ 为序列不存在突变点ꎮ 若 τ
时刻满足:
Ｋτ ＝
Ｕ τꎬｎ ＝ ｍａｘ Ｕ ｔꎬｎ
则 τ 点处为突变点ꎮ 同时可计算统计量:
ｐ ＝ ２ｅｘｐ(
－ ６Ｋ２τ
)
Ｔ２ ＋ Ｔ３
泄水量达到 ６ ０７ 亿 ｍ３ ꎮ 其中ꎬ ２０１４ 年输水水量最
表 １ 标准化降水蒸散指数干旱等级划分
铁干里克国家气象站的逐月气温和降水数据ꎬ 来源
于国家气象信息中心ꎮ
等级
类型
(２) 遥感影像数据: 选取 ２０００—２０１８ 年的增强
１
无旱
数据来源于美国 ＮＡＳＡ ＥＯＳ 数据中心发布的 ＭＯＤＩＳ
３
中旱
５
特旱
型植被指数( ＥＶＩ) 及地表温度( ＬＳＴ) 时间序列数据ꎮ
上是否显著ꎮ
次ꎬ 累计生态输水 ７７ ６７ 亿 ｍ３ ꎬ 年均输水量 ４ ３２
亿 ｍ３ 下泄水量目标ꎮ 根据图 １ 和表 ２ꎬ 除 ２００８ 年
外ꎬ 其余年份均有水量下泄ꎬ 其中 ２００１ 年、 ２００３
年、 ２０１０—２０１３ 年及 ２０１５—２０１８ 年下泄水量均在
Ｐｅｔｔｉｔｔ 法定义检验统计量 Ｕ ｔꎬｎ 公式
塔里木河源流来水量的减少和干流上中游耗水量的
人类社会水资源的开发、 利用以及规划和管理 ꎮ
生态环境极为脆弱 [４ ꎬ １３] ꎮ ２０ 世纪 ７０ 年代初ꎬ 由于
持续增加ꎬ 导致下游的来水量锐减ꎮ 尤其在 １９７２
过度的水土资源开发引起塔里木河下游水资源盐渍
化、 湖泊干涸、 地下水位下降、 沙漠化加剧及河道
研究探讨了气候变化对塔里木河下游生态水文过程
３ 数据来源及研究方法
的影响ꎮ 然而ꎬ 生态输水后ꎬ 塔里木河下游气候变
３ １ 数据来源
境明显改善 [１４] ꎮ
(１) 气象数据: 气象数据主要为 １９５７—２０１８ 年
化与生态输水之间的关系尚不清楚ꎮ
本文利用塔里木河下游各水文断面径流、 气象
资料ꎬ 选 取 气 温、 降 水、 土 壤 干 旱 指 数 ( ＴＶＤＩ) 、
ＭＯＤ１３Ｑ１( ＥＶＩ) 及 ＭＯＤ１１Ａ２( ＬＳＴ) 数据集ꎮ ＥＶＩ 和
ＬＳＴ 数据时间间隔分别为 １６ｄ 和 ８ｄꎬ 其空间分辨率
２
轻旱
４
重旱
为 ２５０ｍ 和 １０００ｍꎬ 分别 ３６８ 副和 ７３６ 副ꎮ
４ 结果与分析
３ ２ １ 非参数检验
４ １ 下游生态输水分析
３ ２ 研究方法
在 １９９６ 年ꎬ 即气温的突变年发生在 １９９６ 年ꎮ １９９６
年之前 ＵＦ ｋ 曲线在 ＵＢ ｋ 曲线之下ꎬ 而 １９９６ 年后ꎬ