区域气候与水文环境演化

西北区域气候演变是黑河流域总水资源变化、地下水循环演化的驱动力之一 。本节通过对考古 、树木年轮
、历史文献和古水文与古地理等前人不同类型的资料分析 ，了解万年、数千年来黑河流域的气候 、水文和水循环条件变化
，揭示黑河流域地下水形成和循环演化历史过程，进而奠定研究现代水循环变化
、识别与剥离人类活动对地下水循环影响状况的基础
。

一、万年尺度水文环境

根据测年资料 ，末次冰盛期（记作LGM）位于距今2.1万～1.6万年间
，那时青藏高原冰川面积为350000 km2左右，是现代冰川面积的7.5倍（王绍武等 ，1995）。其中青藏高原东部的横断山系和东昆仑山
，LGM面积比现代大40～144倍（施雅风等，1996） ，西北部昆仑山西中段比现代大2.2～3.6倍（王绍武等，1995） 。在末次冰盛期之后
，气候转入波动升温时期，大陆冰盖消融 ，海平面上升
，气候回暖
。古里雅冰芯氧同位素测定表明，现代气温比LGM时期高5℃。大量冰融水和夏季降水增加 ，促进了湖泊扩张
，在黑河流域下游区一度出现2600 km2的湖泊水域 。

在黑河流域采集的第四系深层承压水14C年龄表明，大部分深层地下水形成于距今14000～5000年期间 ，与上述的气候变化具有对应性
。

二 、千年尺度水文环境演化特征

在距今1.22万～1.08万年间
，发生了新仙女木（YD）降温事件，δ18O从LGM时期的-16‰急剧降至-21‰ ，相当于降温12℃。在距今1.08万年前后
，δ18O急剧上升至-14‰，相当于升温12℃（王绍武等 ，1995） 。YD事件结束之后，随即进入间冰期
，即全新世，出现新的冷暖
、干湿交替时期。其中早全新世为升温期、中全新世为大暖期和晚全新世为降温期
。

在距今8000～7000年的早全新世末期 ，气候由冷干变为暖湿
，降水开始明显增加。

距今7000～4500年时期为中全新世气候最佳时期，气候温暖湿润 、降水量大、湖泊发育
、水草茂盛 ，期间出现过暂短的冷期 。张掖东灰山遗址的孢粉研究也表明
，距今4000年前黑河流域水文环境和生态环境较现代优越
。在距今7000～3500年期间至少有4次明显的多雨期，经14C测定分别为距今6580年、5730年 、4800年和4545年 ，这与印度拉贾斯坦多雨期
、中国东部高海面及世界高海面的几个时期都很接近。根据曹兴山（1996）的研究成果
，第四纪以来甘肃共有5次造炭期，最近的3次是距今8000～7000年、5800～4500年和3500～2500年 。在全新世大暖期 ，气温比现代温度高2～5℃
，降水量增多，青藏高原普遍出现湖水淡化与扩张 ，冰川大幅度后退
。

距今5000～4000年期间在甘肃民乐东和西灰山地区出现小麦，表明原始农业在该时段有了很大的发展
，同时森林植被遭到人为大范围的破坏。进入距今4000～3000年期间，气温波动下降 ，出现湖沼收缩
，草原或半荒漠植被扩大 。

中全新世晚期（距今3500～2500年）是向晚全新世过渡前的一次温暖湿润期，这一时期降水较多 ，动植物得到发展
，普遍形成0.5米的泥炭层
。

三 、百年尺度水文环境变化

（一）3000年以来变化

晚全新世以来，黑河流域的区域气候持续干旱 ，致使湿地大面积萎缩
，草地植被迅速退化和土地沙漠化。有文献记载，额济纳盆地的古居延海是西北最大的湖泊之一 。早期居延海湖面曾达到2600 km2 ，至秦汉时期
，其湖面仍有726 km2
。

在距今3000～600年期间，北半球大部分地区曾迅速转冷 ，先后进入较严寒的新冰期。在西北干旱区亦有类似的气候波动 。其中在距今2000～1230年期间气候冷暖
、干湿变化持续的时间较短，转变较快
，处于旱涝灾多发期。距今1230年以后，气候时段持续时间增长 ，转变次数变少
，基本形成了西北气候干旱特点（施雅风等，1996）
。

自公元6世纪以后 ，中国许多地区又逐渐进入一个较温暖的时期。在祁连山、河西走廊等地区
，多有偏暖偏干的记载 。

根据祁连山敦德冰芯记录（图3-2），1428～1532年 、1622～1740年和1797～1865年出现过3次冷期
。小冰期以来 ，祁连山冰川面积减少338.4 km2
，为17.5%，高于西部地区冰川面积平均减少值（13%～16%）。其中祁连山东部（石羊河流域）冰川面积减少比例大于中段黑河流域和西段疏勒河流域 ，西段减少比例最小（表3-6） 。黑河流域上游区冰川面积减少100.8 km2
，变化率为19%
。

在西北地区，高山冰川经过小温暖期的退缩阶段以后 ，又重新向低海拔地区扩张，出现多次冰进。在祁连山
、天山等地
，普遍存在着这一时期的冰渍，最近几次冰进约距今400多年、200多年和100多年（图3-3） ，雪线高度较现代要低 。这些都表明该时期气候是寒冷的
。

图3-2 祁连山敦德冰芯气候记录曲线

表3-6 小冰期最盛期以来祁连山区冰川面积变化特征（km2）

图3-3 黑河流域百年尺度研究区水循环条件演化过程

据历史资料记载
，在百年尺度气候变化过程中，公元1226年以来该区降水相对增多的时段为：1495～1557年 、1652～1772年
、1850～1890年和1919～1939年（施雅风 ，1995）。祁连山树木年轮资料显示的多雨期是：1428～1532年、1622～1740年 、1797～1865年和1924～1944年 。近百年来的气候变化趋势是暖干
。

近500年来
，祁连山区气温升高约1～1.2℃，冰川面积减少33%～46% ，冰川储量减少31%～51%
，降水量减少50～80 mm，冰川融水减少35%～46% ，陆面蒸发约增加7%
，源头冰川消融速度加快，冰川面积仅存291 km2 ，冰雪水资源量持续减少，其中1940～1960年期间减少最明显。

据张祥松等（1996）研究表明
，小冰期最盛期至1956年期间祁连山柳泉沟河流域冰川面积减少19.2%，条数减少9.3% ，长度减少11.4%
，冰储量减少30.1%，平衡线升高60 m ，石羊河流域平衡线升高140 m 。

这一时期内的降水状况
，基本维持少雨干燥。根据树木年轮宽度变异可见，近300年来存在两个相对多雨期和3个相对少雨期（图3-4）
。

图3-4 近200年以来西北不同地区旱涝动态变化过程对比

（二）近百年来变化特征

自19世纪末以来 ，西北内陆地区气候基本上维持较为温暖状态
，西北地区的高山冰川普遍以退缩为主，雪线高度多有上升。例如天山西段木扎尔特冰川在1909～1959年的50多年内退缩了约750 m ，平均每年后退15 m之多
，上升约200 m 。祁连山冰川亦大体如此（施雅风等，1995）
。1956～1984年期间 ，祁连山水管河4号、“七一”和老虎沟12号地表性冰川分别减少0.81%
、0.06%和0.04%。1960～1995年期间石羊河流域、黑河流域和疏勒河流域的冰川面积分别减少12.93 km2（占19.9%） 、29.44 km2占（7.0%）和35.67 km2（占4.2%） 。

1940年前的气温上升趋势是明显的，1940年后进入一个相对冷期（表3-7和图3-3）
，20世纪70年代开始回升（图3-5）
。从各季情况来看，20～30年代突然增暖 ，夏季较其他季节明显
，冬季则主要出现在30年代。

表3-7 20世纪以来每10年西北地区
、黑河流域气候特征值

图3-5 近50年以来黑河流域年气温变化过程

近50年以来，西北区域气候变化总的特征是：湿冷→干暖→干冷→湿暖→湿冷 ，循环周期约40年
，即50年代升温，60年代、70年代降温 ，80年代升温
，90年代降温 。从全国尺度来看，大部分地区的年气温差都在逐步下降 ，西北地区平均下降速度为0.83℃/10 a
。在20世纪80年代后期
，受“温室效应 ”影响，升温趋势加强（图3-6）。

从西北地区的延安 、西安
、兰州、西宁 、张掖5个代表站的旱涝统计分析结果来看 ，20世纪以来各站干旱次数无明显上升趋势 。在20世纪20年代，西北地区干旱频繁
，而且影响面广，但是80年代以来各站的干旱次数都明显减少
。

王绍武等（2002）研究表明 ，西北地区降水频率增多是明显的
，普遍超过（5～10）%/10a。韦志刚等（2002）研究结果，西北地区20世纪60年代初多雨 ，70年代少雨
，80年代又多雨，90年代少雨 ，并存在降水量变化的准8.5年和准3～4年周期 。而黑河流域60年代降水偏少
，80年代偏丰，进入90年代之后降水量再度偏少（图3-7）。丁永建等（1999b）对黑河流域山区和平原
、东部与西部降水变化的研究结果 ，与图3-7规律相似（图3-8）
。

图3-6 1951～1999年中国西部、东部气温变化对比

图3-7 黑河流域年降水量距平变化过程

四 、近50年以来气候变化

（一）黑河流域大气水资源变化特征

王可丽（2003）研究表明
，20世纪60～90年代黑河流域（37.5°～40°N，100°～102.5°E）大气水资源（整层大气水汽输送的收支情况）区域平均年输入水量为6678×108m3 ，输出水量为6502×108m3，净输入水量为176×108m3。输入的水汽量呈逐年减少的态势
，尤其在20世纪70～80年代有明显的下降，而水汽的净输入量是波动式变化（图3-9） ，与区域水汽输入输出动态变化不具有线性相关关系
，而是与当地水文循环条件有一定的联系 。

图3-8 黑河流域年降水变化的时间序列

图3-9 1958年以来黑河流域（40°N，100°E格点）大气水汽含量动态变化

从图3-9可见 ，近40年来黑河流域大气水汽含量也具有明显减少的趋势
，其中以20世纪60年代后期下降最为剧烈，80年代后期有所回升 ，90年代后仍呈下降趋势
。据王可丽等（2003）研究结果
，张掖地区大气水汽变化与图3-9规律基本一致，只是90年代水汽含量减少更为明显。张掖
、临泽、高台和祁连站的年平均气温年际和年代际变化规律完全一致 ，其相关系数为0.73
，超过0.001的信度，由此表明黑河流域平原区与祁连山山区属于同一个气候子系统 ，有着相同的影响因子和背景 。

（二）气温与降水变化过程

1.时空变化规律

根据自1935年以来酒泉站气象观测资料记录，20世纪30年代中期至40年代中期黑河流域处于高温期
，其中1941年的年均气温达到10.0℃，40年代末开始强降温 ，至1967年达到5.8℃
。以后
，进入波动升温过程，至90年代达到7.4℃ ，但是仍低于30～40年代的气温（龚家栋等
，2001）。

综合黑河流域不同区域的气温变化，在20世纪60年代初以来的升温过程中 ，下游尾闾段荒漠区的升温最为显著
，其次为祁连山前的荒漠区，中游和下游上段的人工绿洲区气温升高幅度约为上述区域的1/2 。但是中游绿洲面积较大 ，其上升幅度略低于下游上段的小型绿洲区
，表现出与绿洲规模大小相关的效应
。山区的气温升高幅度相对较小，中低山区因森林带的作用 ，升温幅度略低于中高山区（表3-8）。

表3-8 黑河流域不同区域气温变化（℃）

黑河流域西部山区的气温升幅远大于降水增幅，气温上升导致蒸腾量增加
，加之西部山区下垫面本身要比黑河流域东部山区干燥，使得气温上升消耗的水量远大于降水增加对径流的贡献率 。尽管春 、夏季气温上升增加了融雪和冰川径流 ，但是两者相加对径流的贡献率只占1%左右
，而气温变化引起径流量的增减约为多年平均径流量的10.4%，降水和冰雪融水的增加不足以抵消气温上升对径流强烈的负面影响
。

降水对气温变化的响应 ，具有显著的地域特征。在黑河流域东部的扁都口（海拔3200 m）地区
，降水量增加最为显著，平均每年增加3.49 mm ，民乐地区为1.54 mm/a
，双树寺为0.79 mm/a 。但是在瓦房城地区降水量呈逐年下降过程，平均每年减少1.15 mm。在黑河上游山区 ，包括讨赖河上游区
，年均降水量都呈增加趋势，其中野牛沟地区增加幅度最大 ，为1.58 mm/a，其他几个站平均增幅为0.80 mm/a
。低山丘陵和平原区
，包括绿洲区，降水量也表现为上升趋势 ，幅度在0.5 mm/a左右。在下游区上段
，增加幅度介于0.2～0.5 mm/a范围 。在下游尾闾端，降水量呈逐年下降的趋势 ，下降幅度为0.5 mm/a左右
。

20世纪50～90年代
，黑河流域山区和平原降水量呈增加趋势，如表3-9所示。20世纪60年代是黑河流域降水普遍偏枯水时期 ，80年代是偏丰水时期 。

表3-9 20世纪50～90年代黑河流域山区、平原区降水量变化特征

从区域特征分析
，黑河流域降水量总体上表现为由西向东增大的特点，但是在山区和山前平原区有所不同
。在山区（约38.5°N以南地区）降水沿纬线方向的变化明显增大 ，由西向东增加。在38.5°～39.5°N之间狭长地带
，主要为山麓和中低山区，受地形影响降水等值线由东向西平行展布 ，且与祁连山走向相同 。在经线方向上，降水量由北向南增加
，且山区降水的增加幅度比平原区大
。在99.5°E经线以西地区，降水量沿经线基本上为单调向南增加。在99.5°E经线以东地区 ，这种变化较为复杂
，在山区出现了最大降水带 。在39.5°N以北平原区，降水量稀少 ，东西方向变化不大
。但是在东部地区
，降水梯度明显增加（丁永建等，1999）。

在纬向上（南北向） ，由于受祁连山走向的影响
，黑河流域降水随高度的变化明显 。在99.5°E经线以西，沿经线方向降水随高度而增加 ，降水增加梯度是非线性的。沿98°E经线平均降水梯度约为10.0 mm/100 m
，沿99.5°E经线平均降水梯度17.0 mm/100 m
。在99.5°E经线以东地区，由平原区向山区降水梯度明显增大 ，且在2400～3400 m的高度区间内出现最大降水带。若以99.5°E经线为界，则黑河流域西部地区降水呈现出较好的递增规律
，平均降水梯度为15.9 mm/100 m；在东部地区，降水随高度呈现出非线性增加 ，最大降水高度带为2880 m
，与森林带下限高度基本一致，反映了该地区的水汽凝结高度（丁永建等 ，1999a） 。据计算（丁良福等
，1996），祁连山水汽凝结高度平均约为3000 m ，在此高度带以下
，降水量随高度递增
。

在经向上（东西向），黑河流域降水也表现出明显的地区性差异。以39°N线为界 ，在39°N以北的平原区
，降水量随高度呈单调递增，增加幅度为10～12mm/100 m 。在39°N以南的山区 ，降水量随高度递增的幅度明显增大
。在最大降水高度带以下，山区降水增加幅度为17～20 mm/100 m。若以2000 m地形等高线为界
，把黑河流域分为山区和平原区两部分，则在平原区降水量由西向东呈现出S形分布 ，先是由西向东降水量减少
，在99°～99.5°E之间出现全区降水低值带，向东降水又逐渐增加 ，在100.5°～101°E之间出现降水高值区 。再向东至流域东界
，降水呈减少迹象
。在山区，由东向西降水量基本上呈现出增加之势 ，只是101°E以东出现与平原区相似的变化特征
，降水减少（丁永建等，1999b）。

丁永建等（1999a）研究表明 ，黑河流域年降水量（P）与高度（g）
、纬度（φ）和经度（λ）之间存在下列量化关系：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

即随地面高度的增加、经度增大和纬度减小
，年降水量呈增加趋势 。高度每增加100 m 、经度每增加1°和纬度每减小1°，降水量分别增加14.9 mm
、38.9 mm和20.1 mm
。

2.降水季节性变化

从40多年以来黑河流域不同地区各季降水系列变化可见 ，尽管夏季降水量最大，但其Cv值却最小
，这种相对稳定而集中的降水补给对黑河流域水循环过程和平原区地下水补给与更新具有重要作用。相对而言，春、秋季降水波动较大（表3-10） 。山区降水系列Cv值小于平原区 ，东部Cv值小于西部。

3.降水变化动因

由于黑河流域地处内陆腹地
，除东南季风输送来的夏季暖湿气流外，还受西风环流带来的大西洋冷湿气流和印度洋暖湿气团的影响 ，使得黑河流域降水年内分配差异较大
。无论是山区还是平原区
，从东向西，6月降水比例逐渐增大 ，最大降水月份为7～8月
，由东向西，7月份降水比例逐渐增大 ，8月份降水比例逐渐减小
，而9月份降水比例逐渐减小。这种情况正好反映了东亚季风对该地区影响向西逐渐减弱和西风环流逐渐增强的特征 。在10月至翌年3月，西部降水比例明显较高 ，由西向东减小
。这一变化在平原地区尤为明显，向东可延续到流域东部边界。

表3-10 黑河流域不同地区各季降水量主要统计值（mm）

祁连山呈南东-北西走向
，有利于截获东来的水汽，加之夏季印度洋暖湿气流的影响 ，使得山区在6～8月降水集中 。在黑河流域西部
，无论从何种路径所获得的水汽都十分有限
。另一方面，青藏高原对该地区环流也会产生影响（汤奇成等 ，1992）
，夏季在疏勒河地区形成降水较少的高压区，而在张掖地区形成降水相对较多的低压区 ，加之东亚季风和祁连山地形的综合影响
，以至在99°～99.5°E之间的平原区形成降水低值带，使得黑河流域东 、西部降水状况明显不同。

（三）气温变化对降雪量影响

黑河流域以海拔3600 m为高山冰雪冻土带和山区植被带的分界线 ，高山冰雪冻土带下垫面主要由冰川
、积雪、多年冻土和高山草垫等组成
，而山区植被带下垫面主要由草丛 、灌木和水源涵养林等组成 。按照积雪分布特征，可分为3个垂直高度带（表3-11）
。

表3-11 黑河流域垂直高度分带

黑河流域气温上升并没有带来降水的强烈波动 ，但是降雪量变化目前正处在一个高值区波动。当气温变化主要集中在冬季的气温上升时，降雪量相应增加
，其增加的幅度和过程与1～2月份的平均气温变化相关 。据王建等研究结果（2002），气温上升引起的降雪量增加达7%～10%
。

在黑河流域 ，季节性融雪径流是春汛期间河流的主要补给源
，积雪消融对平原地下水补给具有积极作用。黑河流域西部是以冰雪融水补给为主，尤其在春季消融季节 ，降水稀少
，60%以上的地表径流来源于积雪消融，而在3～6月降水补给地下水较少 ，农业开采消耗地下水较大 。

由于冬季气温的上升
，也导致了季节性积雪消融在时间上相应的提前，融雪径流的开始时间已从传统的4月中旬前移10天左右（王建等 ，2002）。利用SRM（Snowmelt Runoff Model）模型研究表明
，气温上升带来融雪径流变化情势，在时间上造成前移和消融前期流量的增加 ，以及后期流量的减少（王建等，2002）
。