哈爾騰河蘇干湖水系水資源分析評價及趨勢研究

胡士輝，張照璽

(1.黃河水利委員會水文局，河南 鄭州 450004；2.河南黃河水文勘測規劃設計院有限公司，河南 鄭州 450004)

水是生命之源、生產之要、生態之基，水資源是人類賴以生存的重要因素，人們對有限水資源開發利用不合理，生態環境進一步惡化，水資源供需矛盾日益突出，嚴重影響社會經濟的持續發展，因此對區域水資源評價和分析極為重要，水資源方面的研究也越來越受到學者們的廣泛關注。蔣鳴等研究了滇中調水規劃區水資源分析評價；蔣海英等分析了喀什噶爾河流域水資源利用現狀，總結梳理水資源利用開發存在的問題，結合社會經濟發展需求，對合理利用開發流域水資源，提出了深化水利改革等措施對策；陶云等分析了云南水資源變化對氣候變暖的響應，為云南社會經濟持續發展以及水資源保護提供科學依據；胡東來等對宜賓以上流域降水量、水資源特點、總水資源量以及未來的變化趨勢進行了綜合對比分析，為南水北調西線工程提供必要的技術支撐。

哈爾騰河蘇干湖水系是柴達木盆地西北端一個獨立水系，主要由平行流向的大、小哈爾騰河及其尾閭大、小蘇干湖組成。大、小蘇干湖是西北干旱區為數不多的2塊天然濕地，生態系統脆弱。本文通過分析評價蘇干湖盆地水資源量，分析研究變化環境下區域徑流和兩湖水域演變趨勢，對敦煌水資源管理與生態保護、“引哈濟黨”調水決策等具有重要意義。

1 流域概況

1.1 基本情況

哈爾騰河蘇干湖水系流域面積20835km2，其中青海省2833km2，甘肅省18002km2。大哈爾騰河是柴達木盆地第5條大河，出山口花海子以上集水面積5967km2，河長340余km；小哈爾騰河河長60km，流域面積1320km2，兩河潛流后進入大小蘇干湖。大蘇干湖長21.2km，最大寬7.0km，平均寬5.0km，水域面積106.0km2，pH值8.9，礦化度32.25g/L，屬咸水湖；小蘇干湖長6.3km，最大湖水寬度3.2km，平均寬1.68km，水域面積10.6km2，湖水pH7.4，礦化度1.63g/L，屬微咸水湖。大、小哈爾騰河以冰雪融水補給為主，河源區有冰川250條，冰川面積322.46km2，儲量185.82億m3，年融水量1.54億m3。

1.2 水資源分區

哈爾騰河蘇干湖為獨立水系，可作為1個完整的水資源分區進行水資源評價，其中平原區面積9403km2，山丘區面積11432km2。鑒于山丘區是流域水資源的重要補給源，為深入探索區內降水、地表水資源空間分布規律和特征，綜合考慮區域年降水總量、河川徑流總量、年地下水總量、蒸發量、降水徑流比等因素，對山丘區分區進一步細化，表1、圖1給出7個次一級分區及面積區劃。

表1 哈爾騰河蘇干湖水系山區水資源分區表

2 水資源分析評價

2.1 降水與蒸發

(1)降水量

基于哈爾騰河蘇干湖水系8處水文、氣象站點61年(1956—2016年)降水數據系列插補展延，結合地形、地貌、氣候、植被等因素綜合分析，流域多年平均降水總量為27.17億m3，平均年降水深為130.4mm；20%、50%、75%、95%不同保證率條件下相應降水量分別為166.5、125.1、97.4、65.4mm。

降水地區分布極不均勻，降水量由東南部向西北部、四周山區向盆地中心遞減，東南部山丘區降水在100～250mm之間，山前洪積扇的降水介于50～100mm之間，西北部平原區降水在25mm左右，盆地中心大面積荒漠區降水多在20～50mm之間，大蘇干湖湖區年平均降水不足20mm。降水在垂直變化上隨海拔升高而增加，且多雨區降水隨海拔升高的增率大于少雨區。

流域降水年內分配不均，各代表站連續最大4個月降水量均出現在5—8月，占全年降水量的71.4%～84.6%；年降水量Cv值在0.36～0.58之間，最大年降水量與最小年降水量比值在5.0～16.5之間，極值比最大的敦煌氣象站達16.5，年際變化較大。

(2)蒸發量

水面蒸發量地區分布與降水量相反，由東南向西北，由四周山區向盆地中心遞增，蒸發量從四周1000mm向盆地中心大蘇干湖附近遞增到最高值(冷湖站蒸發量為1757mm)。

各代表站蒸發量年內分配不均勻，連續最大4個月蒸發量基本上都出現在5—8月，占年蒸發量的比例在55.68%～58.93%之間。各代表站水面蒸發量年際變化較穩定，最大水面蒸發量與最小水面蒸發量極值比在1.24～1.36之間，Cv值在0.05～0.08之間。

2.2 地表水資源量

(1)大哈爾騰河徑流分析

流域內徑流實測資料稀少，歷史上在大哈爾騰河曾設有花海子水文站，但資料系列不連續。為合理插補展延資料系列，如圖2所示為流域外臨近黨城灣、德令哈水文站和花海子水文站同期年徑流量趨勢，花海子水文站與黨城灣水文站年徑流量趨勢相關較好，故以此站為參證站，采用倍比法建立花海子水文站1956—2016年徑流量系列。適線統計大哈爾騰河徑流量年均徑流量3.228億m3；20%、50%、75%、95%不同保證率條件下相應年徑流量分別為3.577億、3.1607億、2.8997億、2.618億m3。

圖2 黨城灣、德令哈和花海子水文站同期年徑流量趨勢圖

大哈爾騰河徑流年內分配極不均勻，連續最大4個月(6—9月)徑流量占全年徑流量的77%。在干旱少雨的年份，氣溫較高，冰雪消融起到調節年際間水量的作用，Cv值相對較小(0.14)，年際變化相對穩定，年徑流量連豐、連枯年數不是很長，一般在2～4年，連枯期總年數為連豐期總年數的2倍。

(2)流域徑流地區分布

在大哈爾騰河徑流分析的基礎上，統籌降水量地區分布、地形以及植被變化等，如圖3所示為流域1956—2016年多年平均徑流深等值線圖，年徑流深在地域上的分布規律與降水基本一致，盆地年徑流深變化在2～80mm之間，四周山區徑流深多在10～50mm之間，其他四周山區徑流深多在10～50mm之間，河流出山口后，徑流大量下滲，降水以補給地下水為主。

徑流形成區與散失區相分離，山口成為界限。山區是徑流的形成區，自河源至河流出山口，河流水量逐漸增加。平原區則是地表徑流的轉化散失區，基本不產流，大部分中、小河流出山口后，大量蒸發、滲漏、消失，以垂直滲漏方式補給地下水。

(3)分區地表水資源量

依據花海子水文站1956—2016年年徑流量系列，通過倍比縮放建立流域1956—2016年地表水資源量系列，結合流域徑流深等值線圖，計算得出哈爾騰河蘇干湖區分區地表水資源量見表2，山區面積11432km2，地表水資源量4.329億m3；按省級行政區分，多年平均徑流量青海境內為1.322億m3，甘肅2.747億m3。

表2 哈爾騰河蘇干湖區分區地表水資源量成果表

適線推求流域不同保證率的地表水資源量，區域豐水年(P=20%)地表水資源量為4.797億m3，平水年(P=50%)地表水資源量為4.238億m3，偏枯年(P=75%)地表水資源量為3.887億m3，枯水年(P=95%)地表水資源量為3.511億m3。

2.3 地下水資源量

(1)山丘區地下水資源量

山區地下水資源量采用排泄法計算，近似等于河川基流量、山前基巖裂隙水側向排泄量、出山口處的河床潛流排泄量、淺層地下水實際開采量和潛水蒸發量等各排泄量之和。柴達木山區多數為高寒凍土地區，潛水蒸發量、淺層地下水實際開采量極小可忽略不計。

河川基流量指由地下水滲透補給河水的部分，是地下水的主要排泄量，采用直線斜割法計算盆地多年平均河川基流總量為2.1698億m3；采用格爾木近山地段的觀49孔資料推算盆地山前基巖裂隙水側向補給量0.2209億m3；河床潛流量采用剖面法利用達西公式計算結果為0.5475億m3；經分析評價，山丘區多年平均地下水資源量為2.9382億m3。

圖3 1956—2016年多年平均徑流深等值線

(2)平原區地下水資源量

平原區地下水資源量采用補給法計算，主要包括降水入滲補給量、山前基巖裂隙水側向補給量、河床潛流補給量、地表水體補給量等；其中山前基巖裂隙水側向補給量、河床潛流補給量同山丘區一致。

降水入滲補給量是指降水滲入到土壤中，并在重力作用下滲透補給地下水的水量，降水入滲計算面積在充分分析前人資料的基礎上，對埋深小于5m的地區在地形圖上量算，多年平均降水入滲補給量為0.1555億m3；地表水體補給量主要指河道滲漏補給量，全盆地河流出山后河道滲漏補給量為1.1424億m3；經分析評價，平原區多年平均地下水總補給量2.0664億m3。

(3)地下水資源總量

盆地多年平均地下水資源總量為3.3451億m3。其中，山丘區地下水資源量為2.9382億m3，平原區地下水資源量為2.0664億m3，平原區與山丘區地下水之間重復量為1.6595億m3。

2.4 水資源總量

水資源總量是指區域降水形成的地表和地下產水量，即地表徑流量與降水入滲補給量之和。基于以上成果，哈爾騰河蘇干湖水系水資源總量5.253億m3，其中地表水資源量為4.329億m3，地下水資源量為3.3451億m3，兩者之間的重復量為2.4211億m3。

3 水資源變化趨勢分析

3.1 徑流量變化趨勢分析

流域徑流主要由冰川融雪補給，氣溫直接影響冰川消融，是徑流變化的最主要因素。本次采用德令哈氣象站、冷湖氣象站、大柴旦氣象站和敦煌氣象站1956—2016年氣溫資料分析，如圖4所示為1956—2016年流域年平均氣溫過程線，區域多年平均氣溫為-0.14℃，年平均氣溫呈現增加區域，增加速率為0.054℃/a，且增加趨勢顯著。

圖4 1956—2016年流域年平均氣溫過程線

為分析區域氣溫升高對徑流的影響程度，依據大哈爾騰河2008年5月—2016年12月實測月徑流量資料和月平均氣溫資料，建立哈爾騰河月徑流量與月平均氣溫的相關關系如圖5所示，分析發現兩者呈指數關系，且相關關系密切，相關系數R2=0.86，表明大哈爾騰河徑流量主要取決于氣溫；當平均氣溫大于10℃后，月徑流量迅速增加，且增加速率遠遠超過平均氣溫低于10℃時的增加速率。

圖5 大哈爾騰河月徑流量與月平均氣溫相關關系

1956—2016年各月平均氣溫統計成果見表3，區域各月平均氣溫都呈現顯著上升趨勢。上升速率最快的為2月，達到0.085℃/a，1月、2月、11月和12月的平均氣溫變化速率較其他月份大，平均氣溫高于10℃的6月、7月和8月增加速率在12個月中處于平均水平，在評價區域平均氣溫迅速上升的條件下，流域徑流量呈增加趨勢，但增加量不大。

表3 評價區域月平均氣溫統計表

3.2 大小蘇干湖面積變化趨勢分析

蘇干湖盆地是嵌套在柴達木盆地中的一個封閉盆地，大、小蘇干湖是盆地地表水和地下水的匯集中心，兩湖相距20km，大蘇干湖為咸水湖、小蘇干湖為淡水湖。為探究氣溫、徑流變化對蘇干湖湖域的影響，本文采用Landst系列衛星遙感影像，解譯提取大、小蘇干湖湖面面積，分析其變化趨勢。

如圖6所示為1986—2016年大、小蘇干湖區衛星遙感影像，結果表明大蘇干湖湖面面積在101.6037～113.7651km2之間變化，小蘇干湖湖面面積在11.4579～12.2278km2之間。小蘇干湖湖面面積幾乎保持穩定；大蘇干湖湖面面積呈現穩步增加狀態，面積變化主要集中在湖泊東側，其余方向的水體邊界變化不大。

圖6 部分年份衛星遙感影像

如圖7所示為2008—2016年大小蘇干湖湖面面積與實測徑流量過程線，大小蘇干湖流域面積主要受冰川融雪和地下水補給影響，氣溫升高是蘇干湖流域冰川退縮的主導因素，隨著近年氣溫增加，大小蘇干湖流域冰川融雪速度加快，徑流量增加，進入大小蘇干湖的水量增加，水域面積增大。

圖7 2008—2016年大小蘇干湖湖面面積與實測徑流量過程線

4 結論

(1)區域多年平均降水量為130.4mm，年內分布不均，汛期降水量約占全年的80%；年際變化較大，最大與最小降水量極值比5.0～16.5之間；地區分布極不均勻，降水量由四周山區向盆地中心遞減。蒸發量地區分布與降水量相反，從四周1000mm向盆地中心1700mm遞增。

(2)大哈爾騰河徑流量年均徑流量3.228億m3，年內分配極不均勻，汛期徑流量占全年徑流量的77%；年際變化較為穩定；年徑流深地域分布規律與降水基本一致，年徑流深變化在2～80mm之間。

(3)區域水資源總量5.253億m3，地表水資源量4.329億m3，地下水資源量3.3451億m3，重復計算量2.4211億m3。

(4)大哈爾騰河徑流量主要取決于氣溫，且平均氣溫大于10℃后的月徑流量增加速率遠遠超過低于10℃時；區域多年月平均氣溫呈現顯著上升趨勢，但平均氣溫高于10℃的月份年際間增加速率并不大，故區域徑流量年際間總體呈增加趨勢，增加量不大。

(5)大小蘇干湖流域冰川融雪速度與溫度增加趨勢一致，融雪加快和徑流量的增加，引起大小蘇干湖水量增容，兩湖水域面積也呈增大趨勢。

研究成果能夠為“引哈濟黨”調水決策提供支撐；本文僅對哈爾騰河蘇干湖水資源影響因素及變化趨勢進行了宏觀分析，未考慮地形、地貌等因素的影響，仍需進一步深入研究。