中国西北地区的历史性洪水及干旱事件

坂井亚规子、井上充幸、藤田耕史、奈良间千之、窪田顺平、中尾正义、姚檀栋

1 引言

在中国的干旱地区，周边山脉中的降水起到了供给沙漠及绿洲城市水源的关键作用。中国西北地区的黑河流域就属于这种干旱地区（图1（a））。该流域可被分为三部分：上游、中游和下游。处于上游的祁连山山峰被冰川覆盖。祁连山区北麓山脚的中游区域，坐落着绿洲城市张掖和酒泉。最后的下游河段被广阔的戈壁沙漠占据，黑河最终穿沙漠流入河口湖图（1（b））。

戈壁沙漠以南的高海拔山区降水量相对较大（300～500mm/a）。与之形成对照的是北部的下游沙漠地带，几乎无降水（30～50mm/a）（Wang、Cheng，1999）。沙漠地带的大部分降水都迅速蒸发，以至于水无法以地下水或河流的形式蓄积。因此，附近山地冰川中储存的降水就成了重要的水源（Wang、Cheng，1999）。而且，这些山区冰川和积雪的融水长期以来起着为居住在沙漠和绿洲城市中的人们提供饮用和灌溉水源的重要作用。然而，到了19世纪后期，由于灌溉面积的增加，黑河一些主要支流的径流水量都有所减少（Wang，Cheng，1999）。产生了季节性缺水等不利的环境影响，妨碍了祁连山区下游河段的农业生产。

Endo等（2005）分析湖泊沉积物后，将黑河流域下游河段的演变历史总结如下：下游河段可被分为两个主要部分，即居延三角洲（旧居延海湖）和额济纳三角洲（嘎顺淖尔和索果淖尔）（图2）。距今7500年前，居延海湖开始了急剧的扩张。然而，公元300年起随着居延三角洲沙丘的发展，河道逐渐向西转向额济纳三角洲，导致旧居延海湖的水位出现了下降。相反距今2500年前，河水开始流入索果淖尔，于是索果淖尔和嘎顺淖尔于公元1200年形成了较大的湖泊。如此这般，黑河流域的河道变化，使其下游河段的水文条件发生了显著变化。这些变化将在下一节阐述。

图1 中国黑河流域树木年轮及支流图

图2 黑河流域下游河段的湖泊和三角洲（笔者编辑作图，原图出自Endo等（2005），图1）

黑河上游河段由莺落峡、北大河和洪水白河流域（图1（b））组成。Sakai等（2010）建立了计算黑河集水区中最大流域——莺落峡流域出水量的方法。Kang等（1999）使用水文局水平衡部门模型（HVB水文模型）模拟了气候变化导致的祁连山区的径流变化。他们得出的结论是：即使降水量维持一定水平，如果年气温升高0.5℃，蒸发量的增加便会导致山区的年出水量减少。

学者们使用大量的冰川模拟数值，尝试给过去几十年中的冰川活动建模，并预测其对未来变化的反应（如：Greuell， 1992；Raperetal，1996；Oerlmans，1997；Schmeits、Oerlemans，1997；Zuo、Oerle-mans，1997；Smedt、Pattyn，2003；Linderholm、Jansson，2007；Yamaguchi etal，2008）。这些研究人员再现了既往冰川的长度或物料平衡的变动，并研讨了冰川长度对降水量变化的敏感度。然而，他们并未尝试再现冰川面积的变动，或是评估冰川出水量的变动。本文使用温度及降水量的代用数据，计算出了过去两千年间黑河水系3个流域的出水量。然后，对比计算出的出水量数据和历史记录，考察水文事件的发生时期是否与其吻合。我们研讨了这两组数据集间的相似性，结果表明这种方法可被用于分析包括黑河流域在内的中国西北地区的历史性洪水及干旱事件。

2 历史资料

Nakawo（2011）就黑河流域的气候变化和水环境，整理概述了《居延汉简》《隋书》《通典》中相关的历史记录。下文将简述其中与水环境相关的内容。

汉朝晚期（公元25—公元220年）的历史文献现已存世不多。然而，研究人员分析科罗纳卫星图像后，识别出了一个位于居延三角洲的古老居住点和灌溉网。当地出土陶器的年代分析和碳14年代测定的结果显示，居延三角洲上曾出现过两个灌溉农业的活跃时期，一个是汉朝，另一个则是西夏 元朝（公元1032—公元1368年）。而且早在2000多年前，就已形成了一个较大的灌溉系统（Endoetal， 2005；Nakawo，2011）。在魏、晋、南北朝时期（公元220—公元589年），黑河水开始流入现在的索果淖尔（Endoetal， 2005），因此公元300年前后，旧居延海湖出现了较为迅速的缩小。位于居延三角洲的灌溉用地随后被弃用，不过之后又有一个游牧民族迁居至此。在此期间（三国时期），河西走廊地段一共发生了4次旱灾（公元271年、公元369年、公元399年、公元405年）。到了隋朝（公元581—公元618年），《隋书》（公元605年—公元616年）中仅提到了一次河西走廊，书中写道，那里有大片的土地，却几乎无人居住。该文献还记录了当时该地区小规模重置前线士兵的一些情况。

唐朝时期（公元618—公元907年），陈子昂于公元685年上报了黑河中流域额济纳、甘州（今张掖）段等处的地情，他写道，灌溉农业仅开展到甘州（今张掖），这里是河西走廊的粮仓。陈子昂的上谏书中还对下游地区做了如下描述：居延湖在额济纳与黑河相汇；此处的农地以草地的形式延伸，可开展畜牧业；河湖之中还有很多鱼和大量的盐分。Endo等（2005）发现，到了公元300年旧居延海湖的面积已经缩小了很多。陈子昂在上谏书中也提到，公元685年经历了蒙古高原为时3年的旱灾后，众多（具体人数不明）流离失所的人们来到了额济纳。

宋朝（公元960—公元1279年）时期，中国的东部处于朝廷管治下，而黑河地区则主要被党项族人占据，为西夏王朝（公元1038—公元1227年）所统。公元1182年，西夏在颁布的全书《圣立义海》中，描述了冰川覆盖的山区地带和人们的生活方式，书中记载当地居民进行灌溉农耕，还畜养羊、马等动物。位于现张掖的大佛寺建于西夏年间，寺内有一块名为“黑水桥碑”的石碑，其年代可追溯至公元1176年，上面刻有黑河屡次引发洪灾的记录。在下游河段，畜牧业占主导地位，耕地很少。然而西夏年间，灌溉农业的增多带来了农作物种植的扩张，随之发展起来的便是“哈拉浩特”（黑城）和“绿城”等（图2）。在古水道中采集到的小麦和木炭断片的年代测定结果表明，这一轮种植扩张发生于公元1160—公元1185年间（Endoet al，2005）。然而，对嘎顺淖尔湖泊沉积物进行的硅藻分析表明，公元1200年间一处沙丘逐渐形成，使得黑河的主河道从居延三角洲移向额济纳三角洲流入嘎顺淖尔（Endoetal，2005）。因此，居延三角洲的耕地便无水可用了。

学界曾认为此后的元朝（公元1271—公元1368年）当地处于游牧民族统治下；然而，很显然当时人们曾试图增加耕种所需的农业用地。屯田的士兵们于公元1281年驻扎至张掖，并于公元1285年及公元1288年驻扎至额济纳。此外，当时“沤田法”这种对修建灌溉系统起到促进作用的精耕方法，在全国范围内都有所应用。居延三角洲上的绿城附近，发现了“沤田法”的遗迹（Sohmaetal，2007）。而且，为了适应这一相对缺水的时代，元朝的灌溉系统可以对水进行循环利用（Endo etal，2005），这不同于那些建于汉朝的灌溉系统，那时气候更加湿润，无须循环用水。哈拉浩特出土的文献中写道，“如今黑河几乎无水”，这表明当时下游河段可供使用的水相当少。此外，还有公元1299年和公元1331年额济纳旱灾的记录和公元1326年缺水的记录。《混一疆历代国都之图》（汇集历史上各国疆域及首都所在的地图，公元1402年作图）、《雍大记》（陕西省地方志，公元1522年）、《秦边纪略》（西北边境地方志，公元1684年）这3部历史文献显示，旧居延海湖的面积已极为显著地缩小，到了13至14世纪被分成了3个较小的湖泊。这些小湖的深度仅为1～2m，如同沼泽一般（Nakawo， 2011）。

明朝（公元1368—公元1644年）期间，从公元1390年开始，黑河流域中游河段（张掖和酒泉段）灌溉农田的数量急速扩增，以弥补居延三角洲的耕地损失（图3）。明朝留有许多旱灾记录，然而碳14年代测定表明，额济纳三角洲大约形成于公元1350年至公元1400年前后，源于一场发于索果淖尔和嘎顺淖尔分界处的洪水（Endoetal，2005）。在下游河段，更多前线士兵于公元1406年被派至额济纳三角洲驻扎，而且绿城附近水道壁上古植物残片的碳 14年代测定，证实了公元1413年灌溉渠道仍处于使用状态（Endo et al， 2005）。然而，公元1475年红棘灌木丛和草丛覆盖住了哈拉浩特和绿城附近开凿出的灌溉渠道（图2），这表明当时已经弃耕，因为如果水道得到了积极的维护，是不会长出红棘灌木丛的（Endo et al， 2005）。

图3 黑河流域水文环境总图

注：含山区地带出水量的计算值、冰川出水量所占比例、中下游河段农业活动（Nakawo，2011）和下游河段河口湖的面积。

图2标示出了下游河段三角洲和湖泊的位置。图3则标示出了嘎顺淖尔、旧居延海湖的水平面变化（Endo et al， 2007）和索果淖尔的水平面变化（Misch-ke，2001）。

到了清朝（公元1644—公元1912年）统治下的公元1712年，围绕灌溉用水产生了诸多问题和冲突，而且河水也无法流至黑河流域的下游河段。为此，制定出了用水分配规则，这些规则及其后的修订内容（公元1955—公元1957年、公元1960年、公元1962—公元1963年、公元1966—公元1989年、公元2000—公元2006年）时至今日仍在发挥效力（Inoue et al，2007）。公元1726年，额济纳周边以游牧为生的土尔扈特部落抱怨河水会在春夏两季干涸。到了18世纪，人口有了显著的增长，而且从可供使用的水量来看，驻扎前方的兵员已经到达上限。另外，对嘎顺淖尔湖泊沉积物进行的硅藻分析也证实了，公元1740—公元1900年间流入该湖的河水水量极少，这与中游河段过度抽取河水用于灌溉农业的时期相符。以2.5°经/纬度网格为单位绘制的亚洲季风性干旱图谱（Cook et al，2010）显示，东印度旱灾发生于公元1792—公元1796年间。而大旱灾则发生于公元1876—公元1878年间。这些旱灾都严重影响了黑河流域的收成（Inoue et al，2007）。

图4 都兰降水量情况（资料源自Yatagai等（2009））

受同治陕甘回民起义（公元1862—公元1877年）影响，现张掖和酒泉的人口约为明朝时期的1/5。自公元1912年至今，黑河中、下游河段的人口和农业用地均有显著增长，北大河的水不再流到黑河下游区间，索果淖尔和嘎顺淖尔湖也已经干涸。中、下游河段灌溉农业用地及人口规模的急剧增长，曾引发地下水位和植被覆盖的急剧减少（Kubota，2007）。1930年中游到下游河段发生了一场大规模洪水（Endo et al，2005）。

3 方法

3.1 过去两千年的气象资料

Yang等（2002）使用冰芯、树木年轮、湖泊沉积物等多种代用数据，再现了温度距平值[2]的年代变化。其中，年度温度距平值是通过假设线性变化插值得出的。在这里，我们依据Yang等（2002）获得的温度距平值数据，和NCEP/NCAR（美国国家环境预报中心/国家大气研究中心）对1980年与1990年的海拔4300m处温度再分析项目数据的差值，对温度变化进行估算。此海拔高度的温度，是按照600h Pa大气压和温度递减率计算得出的，而温度递减率则分别根据600h Pa和700h Pa下的温度和位势高度计算得出。

在中国的干旱地区，生长季节的水分应力是年轮增长的主要限制因素。因此，树木年轮宽度的变动可作为代用数据计算并再现生长季节期的降水量。Zhang等（2003）报告了一个纵跨2326年的树木年轮宽度年表，此表是根据距黑河流域300km位于北纬35°50′—36°30′，东经97°40′—98°20′的都兰（图1）的考古木材及活立木数据绘制的。树木年轮系数与春季（5—6月）降水量紧密相关（r=0.58，p＜0.001，皮尔逊相关系数）。

我们对都兰树木采样点（北纬36°00′—36°30′，东经97°30′—98°00′）的月降水量数据进行了分析（Yatagai et al， 2009）。如图4（a）所示，1978—2002年间的5月降水量与树木年轮指数有很高的关联性（n=25，r=0.61，p＜0.01） （Zhang et al，2003）。我们发现5月降水量（P5月）与树木年轮指数（TRI）之间存在如下关联：

P5月=14.963×e（1.9991TRI）（1）

如图4（b）所示，5月降水量也显示出了与年降水量（P年）相对较高的关联性（n=25，r=0.54，p＜0.01），该关联的方程式如下：

P年=1.4519×P5月+135.53（2）

我们用式（1）和式（2）从TRI中再现了都兰年降水量的变动。根据出水量算出的过去两千年间的降水量及温度波动如图5所示。

图5 依据树木年轮宽度指数算出的都兰年降水量（Zhangetal，2003）

注：图中亦显示了温度波动（Yang et al，2002）。

3.2 降水量的区域分布

我们以网格为单位估算了都兰采样点（北纬36°00′—36°30′，东经97°30′—98°00′）的月降水量数据，并用多元回归分析的手法估算了海拔5000m处的月温度。月温度的估算是假定温度递减率均匀，分别使用500h Pa和600h Pa下的温度（NCEP/NCAR再分析数据）和位势高度算出的。

关于降水量的垂直分布曲线，Sakai等（2010）建立的海拔zm处日降水量的垂直分布曲线如下式所示：

Pr（z）=[1+C（z-zb）]Prx（3）

式中，C=1/1600m-1，zb表示0.5°经/纬度网格的平均海拔高度，Prx表示日降水量数据（Yatagai et al，2009）。

3.3 根据年度数据估算日气象数据

冰川物质平衡模型和出水量模型源自Sakai等（2009，2010）的相关研究，而依据热平衡手法建立的冰川物质平衡模型只需具备日温和数据便可对降水量建模。目前，只有过去两千年间都兰的年降水量数据和整个中国的年温度数据可供计算（图5）。然而，如果要计算冰川出水量和物质平衡，就需要日数据。

图6是依据都兰的年降水量和中国的年温度对各网格内的日降水量和温度进行估算的步骤流程图。此处，我们假定流域各处温度均匀，然后使用Yatagai等（2009）给出的1978—2002年期间的降水量数据，以0.5°经/纬度网格为单位估算了降水量。

我们依据1978—2002年间都兰采样点（北纬36°00′—36°30′，东经97°30′—98°00′）的降水量数据（Yatagai et al， 2009）、1978—2000年期间500h Pa和600 h Pa下年平均温度的NCEP/NCAR再分析数据和500h Pa和600h Pa下的位势数据，假设降水量的月度比例和月 年温度差值在过去的两千年中始终保持一定，再用年温度和降水量的代用数据，对都兰的月温度和降水量进行了估算。

各网格内的日降水量是根据1978年日降水量、月降水量的比例估算得出的。日温度是根据1978年日温度与月温度的差值估算得出的。

3.4 冰川和流域的分布现状

在计算各流域出水量之前，我们首先在研究对象——黑河三支流域（图1（b））内设立了两个区域：冰川覆盖区域（冰川区域）和无冰川区域。我们使用了数字高程模型（DEM）分析海拔区域分布和这3个支流域中冰川所处的位置。这些流域的DEM是由航天飞机雷达地形测绘任务（SRTM）和先进星载热发射、反射辐射仪（ASTER）生成的。我们还将SRTM生成的DEM叠加在原有的DEM上，填补SRTMDEM的空缺。这两组高程的最大差值为5m。

图6 估算各网格内日降水量和日温度所需的步骤流程汇总图

注：图中分别使用了都兰的年降水量及中国的年温度（图5）。

我们把地图（比例尺：1∶1000000）叠加到ASTER卫星图像生成的DEM上，估算出了流域范围的边界。以50m为间隔推算出这些支流域的海拔分布。莺落峡、北大河和洪水白河的流域面积分别为9983km2，5981km2和1569km2。

冰川区域是通过叠加美国陆地卫星（Landsat）于1995—2001年期间拍摄的可见光图像和ASTER卫星图像生成的DEM确定出来的。我们尽可能选取了那些没有云层或季节性积雪的陆地卫星图像。卫星图像无法监测面积小于0.01km2的冰川。莺落峡、北大河、洪水白河流域的冰川面积分别为39km2，117km2和111km2。且莺落峡、北大河、洪水白河流域冰川面积所占的比例分别为0.4%，1.7%和7.1%。

4 结果

4.1 冰川面积的变化

一些研究人员 （Van de Wal、Wild2001，2001；Ye et al，2003；Raper、Braithwate，2006）开发出的模型显示，冰川面积对气候变动的响应度取决于冰川的大小。因此，在每0.5°经/纬度网格内，我们将3个支流域中的冰川面积按大小分为5个等级，即0.01～0.049km2、0.05～0.099km2、0.10～0.499km2、0.50～0.999km2、＞1.00km2。

我们根据冰川的最低、最高海拔高度和最大冰川区域处的海拔，将不同海拔高度的冰川区域分布形状假设为菱形（图7）。鉴于我们将各海拔冰川区域分布的间隔设为50m，在一个50m的垂直下降内，冰川两端点间的水平距离（HD）可按以下方程式算出：

位于最大冰川区域所处海拔上的冰川宽度W（图7），可用冰川斜率β（单位：度）按以下方程式算出：

七一冰川的平均斜率为10°，然而我们的研究对象黑河三支流域的冰川平均倾斜度未知。因此，我们用5个斜率8.0°、9.7°、11.3°、14.0°、18.3°，分别计算了冰川的面积波动。

我们假定冰川面积的变化符合以下模式，即高于最大冰川面积区域（AMG）所在海拔高度的冰川面积恒定不变，而低于AMG处的冰川面积和末端冰川面积是变化的，假设冰川区域是菱形的，其波动形状如图7所示。

图7 各海拔冰川区域分布和冰川面积变化的简化示意图

注：HD表示在一个50m的垂直下降内，冰川两端间的水平距离；

W表示每50m间隔内的冰川宽度；

AH和AL分别表示冰川的最高点和最低点；

AMAX表示最大冰川面积。只有海拔低于最大冰川面积（AMAX）区域的冰川才会呈现出面积变化。

此外，我们还假设冰川面积随冰川体积的变化而变化，下面的方程式表示这两者间的关联（Chen、Ohmura，1990；Liuet al，2003）：

图8 分别用5个冰川倾斜度（8.0°、9.7°、11.3°、14.0°、18.3°）计算出的过去1000年间的冰川面积波动

注：灰线和黑点分别表示LIA期冰川面积的最大值和现今的冰川面积。

v=cαγ（6）

式中 v——冰川体积，m3；

α——冰川面积，km2；

c——常数，c=0.04；

γ——常数，γ=1.36。

图8表示分别用5个斜率、小冰期（LIA）最大冰川面积和现今冰川面积算出的冰川面积波动。其中，用倾斜角度11.3°算出的冰川面积波动与LIA期和现今的冰川面积最相符。因此，下文中我们将最大冰川面积区域设为倾斜角11.3°的长方形。并且这个倾斜角为11.3°的简化冰川面积与实际冰川面积的相符度较高（图9）。

4.2 冰川初始面积和响应时间

图9 卫星图像中提取出的实际冰川区域和假设为菱形的简化冰川区域的关系图

注：数据为各网格、各冰川面积大小的合计值。

由于尚无可用于计算过去两千年间冰川面积变动的冰川初始面积的经验数据，我们便用过去两千年间的温度、降水量平均值运行了一个出水量模型，并假设冰川初始面积等于过去两千年的平均值，图10给出了计算的示例。然而，最初几百年的计算，冰川面积的变动是受模型初始条件影响的。我们将在下一节讨论冰川面积的响应时间。5个等级冰川区域（图11）的响应时间均随冰川面积的增大而变长，于是，所有网格中算出的较小冰川（0.01～0.49km2）的响应时间平均值约为21年，而较大冰川（＞1.00km2）的响应时间则增长到了约69年。除少数例外，无论冰川体积大小如何，各网格中的冰川响应时间均处于101年数量级。计算得出的最大响应时间为230年，也就是说远短于两千年。

图10 对5个冰川大小等级分别进行冰川区域计算示例

图11 5个等级冰川面积各自的响应时间

注：误差线表示各网格各大小等级冰川面积的最大和最小值。

图12（a）表示都兰的温度和降水量变动情况，用于计算冰川物质平衡和冰川区、无冰川区的出水量。图12（b）—图12（d）表示计算出的冰川面积、冰川出水量和各流域总出水量的变动。

图12 都兰冰川面积及各流域出水量

注：（b）图中的水平线表示冰川最大面积的持续时间。

5 讨论

本研究中冰川面积的最大响应时间为230年（图11），因此计算得出的冰川出水量和最初数百年间的冰川面积变动受到了冰川初始面积的影响。而冰川初始面积是用过去两千年的平均温度和降水量算出的。这样，计算出的过去两千年间冰川出水量和冰川物质平衡的变动，至少反映出了300年前的气象条件。下文我们将对公元300年至今的水环境进行讨论。

由图12（b）可见冰川面积在3种情况下出现了显著扩大，分别发生于公元500年、公元1000年和18世纪末期前后。计算得出的冰川面积在LIA期的公元1520—公元1690年达到了最大值。在欧洲，LIA末期出现的冰川缩小源于冬季降水量的减少（Vincent et al，2005）。而通过我们的计算表明，在中国出现的冰川减少主要源于温度的增高。

过去两千年间中国祁连山区冰川最大值形成的准确时期尚未确定，不过图12 （b）中的水平线标出了冰川达到了最大面积的时期。我们根据从科罗纳卫星图像中识别出的冰碛位置对每一个流域的最大冰川面积进行了估算。计算出的LIA （公元1520—公元1690年）期的最大冰川面积与冰碛位置显示出的冰川面积最大值相同。虽然，我们没有LIA期间冰川达到最大值的确切年代数据。但我们对冰川面积变化进行的计算与冰川面积在公元1520—公元1690年间达到最大值的这一见解一致。

Grove（2001）根据在念青唐古拉山脉和贡嘎山脉进行的碳14年代测定，总结了Iwata、Jiao（1993）、Zhou等（1991）、Su等（1992）的成果后指出，公元1000—公元1200年间发生了一次冰川前移，其后的13世纪末期到15世纪前期又发生了一次。我们计算出的冰川面积变动的结果（图12（b））与“冰川前移大约始于公元1200年”这一看法一致，尽管我们注意到了并无祁连山冰川冰碛的碳14年代测定数据。我们的数据与根据冰碛和碳14分析确定出的冰川前移数据也有较高的吻合度，这表明我们的方法有效且可行。

由于冰川面积仅占整个流域的1.4%，过去两千年间莺落峡、北大河和洪水白河流域的平均冰川出水量分别仅占各流域总径流量的0.3%、2.3%和9.3%。计算得出这些流域总出水量的变动受降水量变动的控制。与此类似，Col-lins（2008）观察瑞士阿尔卑斯山脉的出水量后指出冰川面积相对比例较低时可能影响出水量。

冰水出水量在冰川面积增大时相对较少。尤其是公元300年、公元1300年和公元1500年前后莺落峡流域无冰水流出。与之形成对照的是，冰川扩张后如果随即出现温度的骤然升高则可能会使出水量增加，正如公元1038—公元1714年间的情形。

目前，尚无冰川出水量的经验数据可供测试我们的模型。然而，我们算出的冰川面积变化与对同一区域面积变化进行直接测量的结果具有较高的一致性。因此，我们对计算得出的各冰川、各流域出水量的结果非常有信心，这也是鉴于冰川物质平衡量是由剩余的降水、出水和蒸发算出的。也就是说，计算出的各冰川、流域出水量的结果得到了冰川面积变化的间接验证。

我们将出水量的计算结果与中国历朝历代的历史记录进行了对比。图3总括了计算得出的山区地带出水量、冰川出水量的比例、中下游河段的农业活动（Nakawo，2011）和下游河段河口湖的面积。

Inoue等（2007）依据历史文献，总结了人口更为稠密的黑河流域中下游河段的干旱事件。关于魏、晋、南北朝时期（公元220—公元589年），我们算出的结果表明公元300—公元360年间山区地带出水量呈减少趋势，这可能导致了居延三角洲的干旱化。而关于这一时期沿河西走廊发生的4场旱灾（公元271年、公元369年、公元399年、公元405年），我们的计算结果与公元369年、公元399年和公元405年的旱灾吻合。唐朝（公元618—公元907年）时期蒙古高原上发生的那一场历史性旱灾（公元685—公元687年）则与公元686—公元691年间山区地带较低出水量的计算结果一致。宋朝时期（公元960—公元1279年），“大佛寺”的年度洪水记录与我们计算得出的山区地带总出水量结果不相符，记录数据低于计算值。然而，计算得出的冰川出水量却于公元1153—公元1178年间出现了显著增加，这是冰川物质平衡量缩小导致的。由于融水季节集中在夏季的几个月中，因此，这种融水可能引发了洪水。

到了元朝时期（公元1271—公元1368年），我们计算得出的低出水量与历史记录中的公元1288年的甘肃旱灾和公元1299年、公元1331年的额济纳旱灾相符。之后的明朝（公元1368—公元1644年）和清朝（公元1644—公元1912年）留下了许多干旱和洪水的记录。旧居延三角洲上繁荣一时的老城哈拉浩特和绿城在公元1413—公元1475年间出现了衰退。这不单是河道从居延三角洲改流至额济纳三角洲（Endo et al，2005）造成的，还源于嘎顺淖尔于公元1440—公元1530年间出现的干涸（Endo et al，2005）所导致的山区地带水流入量减少（公元1410—公元1450年，图3）。额济纳三角洲形成于公元1350—公元1400年期间发生的一场洪水中，这与我们计算出的公元1355—公元1430年间山区出水量较大的这一结果相符。公元1710—公元1720年间山区地带出水量较低的计算结果印证了18世纪早期的水资源匮乏。我们的计算结果也对应了公元1876—公元1878年间的大旱灾。中华民国成立（1912）后的这一时段内，计算得出的山区地带出水量呈减少趋势。1930年发生的洪水很可能不是山区出水引发的，因为当时出水量相对较低。然而，计算得出的冰川融水在当时达到了峰值，这场洪水有可能是这种夏季集中出水引发的，而干旱的土地使得径流最大化又加剧了这一点。

图13显示了公元1200—公元2000年（这一时期的历史文献数量较多）黑河流域上游河段（莺落峡、北大河、洪水白河流域）出水量变化的计算结果和干旱事件。我们选取了间断持续几年至几十年的长期干旱事件，并将其汇总于表1中。干旱事件A、C、E（表1）期间的出水量计算值相对较小，因此，我们很有信心地认为这些旱灾是干旱的气候引发的。与之形成对照的是，干旱事件B、D期间出水量的计算值较大。这些干旱事件有可能是人类活动，例如过度抽取河水用于灌溉等造成的，而不是气候因素导致的。事实上，这一地区对于农业用地的开拓始于14世纪（图3），这也支持了上述分析。显然我们需要对这些旱灾进行进一步考察，确定它们是否是中游河段过度用水这一人为行为造成的。

图13 全流域出水量5年移动平均值的计算值和历史文献所载的5次干旱事件（A—E）

注：方块表示出水量较大时期。

表1 历史文献所载的干旱事件和计算得出的山区地带相对出水量

图13列出了公元1200年至今的7个较长（＞10年）的出水时期（公元1355—公元1425年、公元1525—公元1585年、公元1735—公元1785年、公元1825—公元1855年、公元1885—公元1925年、公元1940—公元1965年、公元1980—公元1995年）。其中，4个时期（公元1525—公元1585年、公元1735—公元1785年、公元1940—公元1965年、公元1980—公元1995年）有旱灾记录，而其余3个时期（公元1355—公元1425年、公元1825—公元1855年、公元1885—公元1925年）无旱灾记录。公元1355—公元1425年间，农业土地尚未开发使用（图3），天然水的供应量充足，因此，不可能发生人类活动导致的干旱。公元1825—公元1855年和公元1885—公元1925年这两个时间段与东干起义的发生时间相符，且当时农业用地处于荒废状态。因此，灌溉需求降低，也未出现水源短缺。这样同时将历史事件纳入视野，上游河段的连续出水量计算值可用来估测水环境连续性变化的规律。

6 结论

我们运用Sakai等（2010）建立的出水量计算方法，使用温度和降水量的代用数据，成功再现了北大河和洪水白河流域过去两千年间出水量的变动。然而，我们无法通过直接观测来验证这些出水量变动值。

我们使用可以同时计算冰川物质平衡和山区河水、冰水出水量的方法（Sakai etal，2010），计算了过去两千年间的出水量。根据冰碛位置估算出的最大冰川总面积与公元1500—公元1700年间最大冰川面积的计算值相近，这使我们对冰川物质平衡计算值的有效性充满信心。计算出的冰川面积变动结果表明，冰川的最大值出现于公元1520—公元1690年间。鉴于这些冰川面积变化的计算值有效，我们对各冰川、流域出水量波动的计算值也很有信心。

河道迁移导致河口湖的大小和位置发生变化，这显著影响了干旱地区的水环境。元朝时期（公元1271—公元1368年），旧居延三角洲的人们采用了包括循环利用灌溉用水这样的精耕作法，以求缓解当时的缺水问题。

山区出水量和相关历史记录的对比表明，一些旱灾与山区出水量的下降相关，一些洪水则与山区或冰川的较大出水量相关。

我们还对比了计算所得的出水量波动结果和历史文献记载的干旱事件的发生时期。为确保资料的可靠性，我们只考虑了长期干旱事件。一些历史性干旱事件的发生与本研究计算出的出水量骤然下降有相当高的关联性。这种关联性为真实发生过的显著的干旱事件提供了强有力的证据。与之形成对照的是，其他历史性干旱事件与我们算出的出水量结果并无较高的关联度。我们猜测这可能是因为那些历史性旱灾是中游河段过度使用灌溉水的人为活动带来的，例如14世纪的土地开拓与使用。同时考虑旱灾记录及其历史背景和计算得出的山区出水量变动，我们甚至可以估算出那些没有旱灾记录的时期中水环境的连续变动。

致谢

感谢中国科学院寒区旱区环境与工程研究所（中国兰州）的工作人员在我们实地考察中给予的大力协助。感谢Y. Ageta教授和绿洲项目成员给予的宝贵建议。本研究实地调研和数据分析的经费由日本文部科学省科学（MEXT）科学研究补助金（项目编号19201005）和尖端/次世代研究开发支援项目（NEXT项目）提供。本研究亦得到日本综合地球环境学研究所（RIHN）主持的绿洲项目（绿洲地区对水资源变化适应性的历史演变）和伊犁项目（欧亚大陆中部半干旱地区多元社会文化与自然环境的历史性变迁）的支持。本文的初稿中原本是历史和自然科学两个部分独立成章，对此期刊编辑莫里茨·W·厄尔特森（Maurits W.Ertsen）鼓励我们充分整合所有研究成果，在此对他的大力支持致以衷心感谢。

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[1] 原载于 Water History（2012）4：177-196， Springer.DOI10.1007/s12685-012-0057-8.

[2] 距平是某一系列数值中的某一个数值与平均值的差，分正距平和负距平。