基于融雪徑流模型的天山冰雪氣候變化模擬研究

基于融雪徑流模型的天山冰雪氣候變化模擬研究

u3000關(guān)于地質(zhì)參數(shù)、冰塔里木河是中國最大的內(nèi)流河。高山和大雪帶是水資源的形成區(qū)域，而下降河是水資源的消耗區(qū)域。高山冰雪徑流是十分寶貴的淡水資源,是綠洲經(jīng)濟(jì)的命脈,其變化與出山徑流豐枯變化、冰雪洪水災(zāi)害等密切相關(guān)。尤其是在我國西北干旱區(qū)氣候向暖濕轉(zhuǎn)型的背景下,認(rèn)識和評估山區(qū)冰雪徑流顯得更為緊迫和重要。根據(jù)冰雪消融計(jì)算方法的差異可將冰雪徑流模擬模型分為兩類,一類是能量平衡模型,一類是度日因子模型。能量平衡模型以消融過程取決于能量收支狀況為基本思想,比較精確地計(jì)算各能量項(xiàng),模型物理意義明確,但模型涉及的參數(shù)較多,需要有比較詳細(xì)的觀測,在偏遠(yuǎn)的缺少觀測數(shù)據(jù)的高海拔山區(qū)難以應(yīng)用。度日因子模型以度日因子模擬消融過程,概念明確,計(jì)算相對簡單,適合觀測資料缺乏的地區(qū)。融雪徑流模型(SRM)被認(rèn)為是當(dāng)前模擬和預(yù)報(bào)山區(qū)流域冰雪徑流最重要的水文模型。該模型已在25個國家的80多個不同流域得到應(yīng)用,結(jié)果都比較理想。該模型在我國西北山區(qū)流域的應(yīng)用研究也已經(jīng)開展,在天山鞏乃斯河流域、開都河流域、祁連山黑河流域有過應(yīng)用,結(jié)果都比較好。然而,盡管上述研究流域內(nèi)也發(fā)育有冰川,但均未詳細(xì)考慮冰川的徑流過程。已有的估算表明,冰川融水在塔里木河主要源流區(qū)出山徑流中所占的比例在40%以上,其中渭干河高達(dá)85%?？梢?認(rèn)識冰川融水的變化是評估河川徑流的必要前提。為了用該模型模擬冰川徑流,選擇位于天山托木爾峰南坡的科其喀爾冰川流域開展SRM模型的應(yīng)用研究。利用該流域觀測項(xiàng)目齊全、持續(xù)時(shí)間長的優(yōu)勢,重點(diǎn)研究模型在冰川流域應(yīng)用時(shí)關(guān)鍵參數(shù)值的確定,為將SRM模型推廣應(yīng)用到有冰川分布的大流域奠定基礎(chǔ)。1氣象水文梯度科其喀爾冰川流域位于西天山托木爾峰南坡,是庫瑪拉克河源區(qū)之一,屬塔里木河流域(圖1)。流域海拔2960~6342m,面積117km2。流域內(nèi)的科其喀爾冰川面積94km2,占流域面積的80%。流域下墊面類型包括粒雪、裸冰、表磧覆蓋冰、裸露基巖、草地及積雪。冰川區(qū)3700m以上是裸冰和粒雪,3700m以下基本被表磧覆蓋,表磧區(qū)面積為22km2。非冰川區(qū)3300m以上為裸露基巖,3300m以下為草地?？破淇柋▽儆诖箨懶员?凈輻射提供冰川表面能量收入的80%以上。受局地環(huán)流影響,暖季流域?qū)α餍徒邓畷r(shí)有發(fā)生,且降水多出現(xiàn)在白天的午后。流域所在的托木爾峰地區(qū)降水主要來自大西洋和北冰洋的水汽,春季和夏季降水較多,秋冬兩季降水量相對較少。自2004年春季開始在流域布設(shè)了比較完整的氣象水文梯度觀測系統(tǒng)。流域內(nèi)有3個長期的氣象觀測站點(diǎn),分別是冰川末端附近海拔3000m處人工氣象觀測場,冰川上海拔3700m和4200m處的2個自動氣象站(圖1)。冰川末端有水文斷面進(jìn)行徑流觀測。2004年10月至2005年5月在人工氣象場附近區(qū)域進(jìn)行了積雪密度的測量,同時(shí)沿積雪調(diào)查路線進(jìn)行了積雪深度、密度、積雪水當(dāng)量的空間分布調(diào)查(圖1)。結(jié)果表明,裸露山坡的積雪在3月份基本消融完畢。測量結(jié)果顯示,流域積雪的密度變化不大,基本保持在0.25~3.0g/cm3。2風(fēng)速模型及精度指標(biāo)SRM融雪徑流模型是Martinec于20世紀(jì)70年代提出來的概念性分布式水文模型。該模型最突出的特點(diǎn)是提出了概化的徑流計(jì)算公式,其基本思想是計(jì)算每天消融和降水所產(chǎn)生的水量,將它們疊加到前一日計(jì)算的退水流量上,得到日徑流量。具體的計(jì)算公式如下:式中:Q為平均日流量(m3/s);cs為融雪徑流系數(shù);cR為降雨徑流系數(shù);a為度日因子(cm/(℃·d));T為度日數(shù)(℃·d);?T為根據(jù)溫度直減率在不同高程進(jìn)行溫度插值后度日數(shù)的修正值(℃·d),S為分帶流域雪蓋面積百分比;P為降水(cm);A為流域或分帶面積(km2);k為衰退系數(shù);n為模擬流量連續(xù)計(jì)算的天數(shù);10000/86400是徑流量到徑流深的換算系數(shù)。當(dāng)流域的垂直高度差>500m時(shí),對流域進(jìn)行分帶,總的模擬值為各個分帶之和。模型效果采用兩個常用的精度分析指標(biāo)進(jìn)行評價(jià),即擬合優(yōu)度系數(shù)(Nash-Sutchliffe系數(shù),R2)和體積差(Dv)。R2值越接近1,Dv值越接近0,表明模擬效果越好。式中:Qi為實(shí)測的日徑流量;Qi′為模擬得到的日徑流量;Q—為模擬得到的整個融雪期的平均徑流量;n為模擬融雪期的天數(shù)。式中VR為模擬期的實(shí)際徑流量,VR′為相對應(yīng)的模擬的徑流量。3流域流量模擬3.1區(qū)域內(nèi)保水流域流域分帶面積和面積中值高程是SRM模型運(yùn)行必需的流域特征參數(shù)。該模型以高程帶的方式來離散流域?？破淇柋饔蚝０慰缍却?且消融下墊面有表磧覆蓋冰和裸冰兩種類型。4000m以下區(qū)域主要是表磧覆蓋冰,以上區(qū)域?yàn)槁惚?。將流域按?00m間隔劃分高度帶(表1)可以較好地保證消融下墊面類型的一致性。3.2空間氣溫特征(1)氣溫垂直遞減率。盡管流域有3個氣溫觀測點(diǎn),但仍然不夠,需要利用氣溫垂直遞減率來外推氣溫。大多數(shù)研究使用自由大氣的氣溫垂直遞減率0.65℃/100m,但這在冰川流域很多時(shí)候并不適用。由于海拔3700m左右是比較明顯的表磧覆蓋冰和裸冰的分界線,因此,分3000~3700m和3700m以上兩個高程帶計(jì)算月平均氣溫直減率(圖2)。不同月份以及不同高程帶之間的氣溫遞減率差別較大。3700~4200m高程帶2—10月的氣溫直減率大于自由大氣的氣溫直減率。這主要是由該高程帶內(nèi)下墊面類型的變化造成的,高程帶內(nèi)3900m以下為表磧覆蓋冰,3900m以上為裸露白冰和積雪。在消融強(qiáng)烈的8月氣溫直減率達(dá)到最大值,為1.01℃/100m。3000~3700m高程帶各月的氣溫直減率波動變化,起伏明顯:2月最小,為0.43℃/100m;7月最大,為0.96℃/100m。值得提出的是,冰川區(qū)的氣溫直減率隨空間和時(shí)間變化顯著,因此,布設(shè)比較合理的氣溫梯度觀測才能獲得比較準(zhǔn)確的空間氣溫?cái)?shù)據(jù)。(2)流域降水及其分布。影響流域降水的主要是西風(fēng)環(huán)流,它帶來了大西洋和北冰洋的潮濕氣流。天山高大山體對氣流的抬升作用使得山區(qū)的降水比平原和盆地要豐富得多。在臨近的臺蘭河流域的觀測研究表明,托木爾峰地區(qū)存在兩大降水帶,第一大降水帶在2550m左右,第二大降水帶在3200m以上。為了能比較準(zhǔn)確地獲得流域內(nèi)降水的分布特征,在3000m、3700m和4200m處分別設(shè)立了降水觀測點(diǎn),3處的年降水量分別為669.4mm、566.0mm和830.0mm?？梢姀?000m到3700m降水減少,降水梯度為-14.8mm/100m;從3700m到4200m降水增加,降水梯度為52.8mm/100m。4200m以上降水量與4200m一致。(3)冰雪覆蓋率。利用目前廣泛應(yīng)用的MODIS積雪數(shù)據(jù)產(chǎn)品制作各高度帶的積雪覆蓋變化曲線,是目前認(rèn)識流域積雪覆蓋變化比較通行的方法。MODIS積雪數(shù)據(jù)產(chǎn)品是根據(jù)冰雪在可見光和近紅外的反射差異,使用歸一化積雪覆蓋指數(shù)計(jì)算得到的。本研究使用的是500m空間分辨率的MOD10A2積雪覆蓋率數(shù)據(jù)產(chǎn)品。該產(chǎn)品經(jīng)過8d最大化合成,去除了云的影響。疊加積雪影像圖和流域分帶圖,統(tǒng)計(jì)流域以及各高程帶中積雪像元的個數(shù)及其所占面積的比例,從而得到流域以及流域各帶的冰雪覆蓋率,進(jìn)而得到其變化過程(圖3)。(4)降雨貢獻(xiàn)面積和臨界氣溫。參考天山鞏乃斯河流域、開都河流域的研究結(jié)果和流域氣候背景,將6—9月流域降雨貢獻(xiàn)面積設(shè)為1,10—5月為0。降雨臨界氣溫一般隨著氣溫的升高而降低,6—9月流域降雨臨界氣溫為0.25℃,10—5月為3℃。(5)退水系數(shù)。精確的退水系數(shù)可根據(jù)流域的徑流數(shù)據(jù)計(jì)算得到。退水系數(shù)的計(jì)算公式如下:式中k為退水系數(shù),Q為日均流量,c和b是根據(jù)Qn和Qn+1的雙對數(shù)散點(diǎn)圖確定的兩個常數(shù)。模型應(yīng)用研究表明,模型的徑流系數(shù)和度日因子值是比較敏感的參數(shù),一般受氣候背景和流域特征的影響。本文將徑流系數(shù)和度日因子值作為率定參數(shù),利用實(shí)測徑流對這兩類參數(shù)進(jìn)行人工率定。3.3流域冰流速模型冰雪的徑流系數(shù)略小于1。因?yàn)楸┑恼舭l(fā)/升華部分相對融化來說比例較小。研究表明,雪面蒸發(fā)/升華與消融量的比值為0.09,冰面為0.07130,表磧覆蓋冰為0.10。因此,雪面徑流系數(shù)為0.91,冰面為0.93,表磧覆蓋冰為0.90。根據(jù)研究,雪的度日因子變化范圍為3.0~6.0mm/(℃·d),流域裸冰及表磧覆蓋冰的度日因子變化范圍為2.0~10.0mm/(℃·d)。準(zhǔn)確判斷積雪消融時(shí)段和冰川消融時(shí)段是度日因子值優(yōu)化調(diào)整的前提條件,本文采用如下方法來區(qū)分積雪消融時(shí)段和冰川消融時(shí)段。選擇冰川裸冰區(qū)占整個流域面積的比例58.5%為閾值,當(dāng)流域冰雪覆蓋率基本等于該值時(shí),認(rèn)為上一個積累期以來的積雪消融完畢;此日期以前的時(shí)段為積雪消融時(shí)段,根據(jù)雪的度日因子進(jìn)行優(yōu)化;此日期以后的時(shí)段為冰川消融時(shí)段,根據(jù)冰的度日因子值調(diào)整優(yōu)化。根據(jù)流域的冰雪覆蓋率變化過程(圖3),2007年的融雪時(shí)段到5月23日結(jié)束,2008年的融雪時(shí)段持續(xù)到6月2日。選擇2007年和2008年為率定期,根據(jù)已確定的參變量、融雪和融冰時(shí)段和實(shí)測徑流,率定了積雪、裸冰以及表磧覆蓋冰的度日因子值(表2)。可見,積雪度日因子值變化較小,為3.0~3.5mm/(℃·d);裸冰度日因子值變化較大,為5.5~11.5mm/(℃·d);表磧覆蓋冰度日因子值也較穩(wěn)定,為4.5~6.5mm/(℃·d)。圖4和圖5分別是率定期2007年和2008年模擬徑流和實(shí)測徑流的對比。對流域2005年和2006年的徑流進(jìn)行模擬。利用Nash-Sutchliffe系數(shù)(R2)和體積差(Dv)對模擬結(jié)果進(jìn)行評價(jià)。結(jié)果表明,2005年R2值為0.93,Dv值為3.5;2006年R2值為0.88,Dv值為2.5。與在25個國家80多個流域的平均模擬精度(R2=0.84,Dv=3.8)相比,SRM模型對科其喀爾冰川流域的模擬達(dá)到了比較好的精度。從具體的模擬過程上看,在主要為融雪的2005年(圖6a),6月2日之前的積雪衰退過程在產(chǎn)生的多個徑流峰值處都得到了比較好的模擬。而在主要為冰川消融的2006年,模擬與實(shí)測徑流的高低值對應(yīng)較好(圖6b),模型較好地模擬了冰川徑流過程。總的來說,SRM模型在有冰川覆蓋且下墊面多樣的科其喀爾冰川流域得到了成功應(yīng)用。3.4氣候變化背景下流域徑流過程為了獲得流域當(dāng)前的氣候變化背景以便研究流域徑流對氣候變化的響應(yīng),以距離流域最近的有較長觀測記錄的海拔1103m處的阿克蘇氣象站為基準(zhǔn)站,將該站的氣象數(shù)據(jù)外推到科其喀爾冰川流域。為合理地遞推氣溫,計(jì)算了阿克蘇氣象站與流域海拔3000m處氣象站間的氣溫直減率。根據(jù)各月的氣溫直減率,獲得了流域海拔3000m處30年平均的氣溫。同樣,計(jì)算了阿克蘇氣象站與流域末端3000m處高程區(qū)間的降水梯度,該值為49.8mm/100m。通過空間推廣,獲得了驅(qū)動模型的流域當(dāng)前氣候背景數(shù)據(jù)。利用氣候和積雪覆蓋率數(shù)據(jù),驅(qū)動模型模擬當(dāng)前和多種不同氣候變化背景下的流域徑流過程。對比各種氣候變化下的徑流數(shù)值(表3)可見,單獨(dú)的降水變化對流域徑流的影響較小,降水增加20%,3—5月徑流只增加了2.4%,5—10月徑流增加了1.3%。而氣溫分別升高1℃、2℃和4℃時(shí),以融雪徑流為主的3—5月徑流分別增加48%、155%和224%,以冰川徑流為主的5—10月徑流分別增加30%、77%和104%。可見,氣溫是影響流域徑流變化的敏感因子。而且,流域4月份徑流對氣候變化最為敏感。原因分析表明,4月份流域氣溫已達(dá)到0℃以上,且積雪覆蓋率大,氣溫和降水都會對流域徑流增加產(chǎn)生顯著影響。為了合理地模擬氣候變化對流域融雪徑流的影響,需確定氣溫升高對流域積雪衰退過程的影響。以MODIS積雪覆蓋率產(chǎn)品計(jì)算的2001—2008年平均的冰雪覆蓋率變化過程代表目前氣候背景下流域積雪的衰退過程,根據(jù)模型手冊提供的方法,計(jì)算了氣溫升高后的積雪衰退變化。圖7給出氣溫升高4℃后各高程帶的積雪衰退變化過程。從過程來看,氣候變暖及增濕條件下,春季融雪徑流峰值出現(xiàn)時(shí)間明顯提前,而且徑流峰值升高顯著(圖8)。當(dāng)前氣候變化背景下流域的融雪徑流峰值最早出現(xiàn)于5月中旬,在氣溫升高4℃、降水增加20%的氣候背景下,融雪徑流峰值在4月20日左右出現(xiàn)。5月中旬的峰值徑流量由6m3/s增大到17m3/s。冰川徑流的峰值也由14m3/s增大到28m3/s。4日變化風(fēng)速影響(1)以2007和2008年為率定期,優(yōu)化確定了各月積雪、裸冰以及表磧覆蓋冰的度日因子值。積雪度日因子值變化較小,為3.0~3.5mm/(℃·d);裸冰度日因子值變化較大,為5.5~11.5mm/(℃·d);表磧覆蓋冰度日因子值也比較穩(wěn)定,為4.5~6.5mm/(℃·d)。2005年和2