葉爾羌河上游流域冰雪融水徑流變化及其影響分析

葉爾羌河上游流域冰雪融水徑流變化及其影響分析

0冰流速區(qū)域的劃分高山河流是中國(guó)西北干旱和半干旱地區(qū)地表水資源的重要組成部分。隨著世界變化的影響，中國(guó)西部的冰川往往會(huì)減少而減少，水循環(huán)惡化，尤其是在高緯度和高山地區(qū)。1986年至1987年西北部氣候變化以來，秦嶺減少，物質(zhì)嚴(yán)重短缺。隨著天氣的變化，甘草改變了其物質(zhì)形狀（長(zhǎng)度、厚度、面積等）。其中，甘草物質(zhì)平衡變化是反映氣候變化最敏感的指標(biāo)之一。這是冰川作用區(qū)能量和水交換的聯(lián)系，是影響和影響冰川變水的基礎(chǔ)設(shè)施。是世界氣候系統(tǒng)的重要監(jiān)測(cè)和研究對(duì)象。在世界變變的環(huán)境中，正確理解和糾正河流和河流的物質(zhì)平衡變化對(duì)區(qū)域氣候變化以及河流水資源的具有非常重要的科學(xué)價(jià)值。由于山地和河流的特點(diǎn)通常很難確定，因此很難持續(xù)定位和觀察河流。因此，基于平衡法重建流域內(nèi)河流和河流系列，具有重要的科學(xué)意義。塔里木河流域是中國(guó)最大的內(nèi)陸河流域，主要由河流和雪河的混合水組成。每年約有38.5%的河流是下游經(jīng)濟(jì)發(fā)展的生命線。近年來，隨著流域內(nèi)降水的增加和溫度的升高，以及河流的萎縮，甘草的融水徑向變化已成為一個(gè)焦點(diǎn)。1區(qū)域地質(zhì)概況葉爾羌河流域位于喀喇昆侖山北坡,塔里木盆地西緣,大致介于74°28′～80°54′E,34°50′～40°31′N之間.流域總面積9.89×104km2.其中,山區(qū)面積6.08×104km2,占流域總面積61.5%;平原區(qū)面積3.81×104km2,占流域總面積的38.5%.庫魯克欄桿站是葉爾羌河上游水量控制站,控制流域面積為3.29×104km2,本文主要對(duì)這一區(qū)域進(jìn)行研究.庫魯克欄桿站以上流域主要包括支流克勒青河和葉爾羌河干流,兩者均發(fā)源于喀喇昆侖山北坡的喀喇昆侖山口.根據(jù)中國(guó)冰川編目資料,該水文站控制的流域冰川總條數(shù)2021條,冰川面積4712km2,占山區(qū)冰川面積的88.7%;冰儲(chǔ)量609km3,占山區(qū)冰川總儲(chǔ)量的89.0%.葉爾羌河是冰川融雪補(bǔ)給型河流,水資源年際變化不大,年內(nèi)分配不均.山谷冰川是流域冰川的主體,大型山谷冰川幾乎全部分布于支流克勒青河,長(zhǎng)度超過20km且面積在70km2以上的冰川就有10條,其中音蘇蓋提冰川長(zhǎng)達(dá)42km,冰川面積380km2,是葉爾羌河流域最大的一條冰川.研究流域主要受西風(fēng)氣流控制,受印度洋西南季風(fēng)影響范圍較小,冰川區(qū)平均雪線附近的年平均氣溫為-10.5℃.降水主要受地形的影響,山區(qū)多、平原少,高山帶年降水量約為500～700mm,中高山帶年降水量約為300mm,中低山帶年降水量約為150mm.本文中的葉爾羌河上游流域均指庫魯克欄桿水文站控制的流域.2冰、雪的日變化模型流域尺度上冰川物質(zhì)平衡變化是一個(gè)非常復(fù)雜的過程,通過冰川表面的能量平衡模型建立冰川消融與氣象因子之間的聯(lián)系,可以從機(jī)理上認(rèn)識(shí)冰川物質(zhì)平衡對(duì)氣候變化的敏感性以及對(duì)河川徑流的影響.但是能量平衡模型模擬物質(zhì)平衡需要大量的模型參數(shù),如長(zhǎng)、短波輻射、風(fēng)速和風(fēng)向、氣溫、濕度、降水等,這些參數(shù)必須通過綜合的、長(zhǎng)期的冰川監(jiān)測(cè)才能獲取.在葉爾羌河流域?qū)@些參數(shù)有長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)的冰川非常少,基于能量平衡模型模擬流域冰川物質(zhì)平衡幾乎不可能實(shí)現(xiàn).在眾多計(jì)算冰川融水徑流方法中,基于冰川消融與氣溫之間線性關(guān)系的度日模型最為簡(jiǎn)單、應(yīng)用最為廣泛.本模型采用氣溫和降水來做為計(jì)算物質(zhì)平衡的輸入,并計(jì)算冰川融水徑流.模型的時(shí)間尺度為月尺度,驅(qū)動(dòng)為流域周邊國(guó)家氣候數(shù)據(jù)中心提供的西部242個(gè)氣象站的月氣溫和月降水?dāng)?shù)據(jù).對(duì)于冰川與積雪消融來說,度日物質(zhì)平衡模型計(jì)算方法如下式:式中:A為某時(shí)段內(nèi)冰川與積雪的消融水當(dāng)量(mm);DDF為冰川冰/雪的度日因子(mm·d-1·℃-1);PDD為某時(shí)段內(nèi)的正積溫,一般由下式獲取:PDD=∑i=1nHtTt(2)ΡDD=∑i=1nΗtΤt(2)式中:Tt為某天(t)的日平均氣溫(℃);Ht是邏輯變量,當(dāng)Tt≥0℃時(shí),Ht=1.0;當(dāng)Tt<0℃時(shí),Ht=0.Bn=P?A(3)Bn=Ρ-A(3)式中:Bn為某時(shí)段內(nèi)的冰川物質(zhì)平衡量(mm);P為某時(shí)段內(nèi)的冰川表面積累量,即固態(tài)降水量(mm).模型用到的主要數(shù)據(jù)有90m分辨率的數(shù)字高程模型(DigitalElevationModel,DEM)和模擬流域內(nèi)1970年代的冰川矢量圖.主要參數(shù)包括雪和冰的度日因子、降水梯度、最大降水高度帶、液態(tài)降水臨界氣溫、固態(tài)降水臨界氣溫、液態(tài)降水校正系數(shù)、固態(tài)降水校正系數(shù)、融水滲浸凍結(jié)率、高程分帶間隔等,具體的計(jì)算流程為(圖1):(1)收集流域內(nèi)的長(zhǎng)期和短期觀測(cè)資料,確定流域內(nèi)的最大降水高度帶,降水隨海拔的變化梯度、氣溫遞減率等.(2)依據(jù)DEM資料和冰川邊界資料,將流域內(nèi)冰川劃分為不同的高度帶,并計(jì)算各高度帶內(nèi)的冰川面積及比例.(3)利用流域內(nèi)部及周邊氣象臺(tái)站數(shù)據(jù)進(jìn)行冰川末端高度的月降水和月氣溫?cái)?shù)據(jù)插值.然后,利用流域內(nèi)氣溫遞減率和降水梯度生成各高程帶內(nèi)的月氣溫、降水,并根據(jù)度日模型輸出各高程帶的冰川物質(zhì)平衡、積累、消融和融水徑流,最后由各高程帶的融水徑流和面積得流域內(nèi)冰川融水徑流總量.(4)根據(jù)插值計(jì)算的相關(guān)結(jié)果與同一時(shí)間段流域內(nèi)觀測(cè)的短期資料以及以前冰川融水評(píng)估相關(guān)成果對(duì)比,調(diào)整模型中的有關(guān)參數(shù).在有冰川變化分析資料的流域,根據(jù)計(jì)算時(shí)段內(nèi)的冰川面積變化估算的冰川體積變化量與模型計(jì)算的物質(zhì)平衡變化量對(duì)比也是模型參數(shù)調(diào)整的依據(jù)之一.(5)利用修正后的模型參數(shù)重建流域的物質(zhì)平衡和冰川融水系列,評(píng)價(jià)其在過去幾十年內(nèi)對(duì)流域水資源量變化的影響.3模型參數(shù)的確定3.1葉爾羌河流域內(nèi)各高程帶的冰流速由于冰川的高度分帶性,在流域內(nèi)按100m高度間隔劃分流域冰川,根據(jù)流域內(nèi)冰川矢量圖計(jì)算葉爾羌河流域庫魯克欄桿水文站以上不同高程帶的冰川面積(圖2).根據(jù)不同高程帶的冰川面積,可以對(duì)流域內(nèi)各個(gè)高程帶逐帶計(jì)算冰川物質(zhì)平衡、冰川融水徑流,高程帶之間相互獨(dú)立.最后由各高程帶的物質(zhì)平衡、融水徑流和面積得流域內(nèi)冰川物質(zhì)平衡和融水徑流總量.3.2降水特征及年降水量依據(jù)楊針娘估算,在喀喇昆侖山北坡葉爾羌河流域,海拔2000m以下降水隨海拔遞增,海拔2000～3000m略有遞減,海拔3000m以上又隨海拔遞增.1986年張祥松在喀喇昆侖山北坡雪線附近(海拔5520m)測(cè)得雪層剖面資料,認(rèn)為年降水量至少為584mm.按照冰川雪線附近積累量等于消融量這一物理特征,估計(jì)流域冰川雪線附近的年降水量在360～640mm之間,葉爾羌河主河源冰川上海拔5650m處的雪坑剖面資料也表明,雪線附近降水量至少在463～675mm之間.丁永建研究認(rèn)為喀喇昆侖山北坡中、低山地區(qū)降水量隨高度呈現(xiàn)遞減現(xiàn)象,同時(shí)通過對(duì)喬戈里冰川的研究,認(rèn)為海拔3000m以下的河谷地帶降水稀少,實(shí)測(cè)年降水只有100mm,冰川區(qū)降水量卻急劇增大,零平衡線(海拔5000m)處的降水量可達(dá)1300～1500mm.利用克勒青河周圍臺(tái)站的降水量計(jì)算,海拔5000m以下的谷地降水量很少,隨著海拔增加,降水量總體呈下降趨勢(shì),呈現(xiàn)荒漠景觀,降水主要分布在海拔5000m以上的高山冰川區(qū).利用上述降水資料并結(jié)合葉爾羌河流域降水的四季分配規(guī)律得到流域月降水梯度(表1).3.3月氣溫梯度的統(tǒng)計(jì)對(duì)西部242個(gè)國(guó)家氣象臺(tái)站的氣溫?cái)?shù)據(jù)按緯度和月份進(jìn)行月氣溫梯度的統(tǒng)計(jì),結(jié)果表明,區(qū)分不同緯度和月份可明顯提高其統(tǒng)計(jì)關(guān)系的相關(guān)系數(shù),統(tǒng)計(jì)結(jié)果如表2所示.3.4冰、日度因子的選取結(jié)果葉爾羌河流域沒有實(shí)測(cè)的度日因子值,模型所用的度日因子首先根據(jù)鄰區(qū)的度日因子觀測(cè)值(表3)就近插值獲得初值,進(jìn)而通過比較模型模擬獲得的流域冰川物質(zhì)平衡、融水徑流并與流域內(nèi)對(duì)應(yīng)的短期觀測(cè)資料等進(jìn)行對(duì)比,對(duì)度日因子進(jìn)行調(diào)整確定.同時(shí),在模型計(jì)算過程中發(fā)現(xiàn),不同的氣溫遞減率對(duì)應(yīng)不同的度日因子(圖3),由流域確定的各月平均氣溫遞減率(表2),可得葉爾羌河上游流域冰川冰度日因子為7.4mm·d-1·℃-1,雪度日因子為4.5mm·d-1·℃-1.模型確定的度日因子與喀喇昆侖山有短期觀測(cè)資料冰川的度日因子相比稍微偏大(表3),其原因可能包括以下幾方面:1)模型確定的度日因子是流域冰川的平均度日因子,沒有考慮其時(shí)空變化,而天山南坡科其卡爾巴契冰川和烏魯木齊河源1號(hào)冰川的觀測(cè)資料表明,度日因子具有明顯的年際、高程、月份變化;2)實(shí)際觀測(cè)冰川的度日因子,大多由短期野外考察和觀測(cè)資料得出,觀測(cè)時(shí)段也都比較短,最短的只有幾天,并且這些度日因子值都是某個(gè)高度帶或觀測(cè)點(diǎn)上的值,并不能代表整個(gè)流域冰川區(qū)平均度日因子;3)同時(shí),喀喇昆侖山冰川冰面有大量表磧覆蓋,對(duì)度日因子的確定也有影響.因此,文獻(xiàn)中的度日因子值主要用于參照,依據(jù)唐古拉山冬克瑪?shù)妆▽?shí)測(cè)資料計(jì)算的冰川冰度日因子為11.2mm·d-1·℃-1,雪度日因子為8.6mm·d-1·℃-1,模型確定的冰雪度日因子小于冬克瑪?shù)妆ū┒热找蜃?3.5魯木齊河流和條江水系固、液態(tài)降水臨界氣溫和固、液態(tài)降水校正系數(shù)是根據(jù)烏魯木齊河源和祁連山的觀測(cè)結(jié)果及相關(guān)研究確定的;融水滲浸凍結(jié)率也是根據(jù)天山烏魯木齊河源1號(hào)冰川的研究確定.最終得到葉爾羌河上游流域度日因子融水徑流模型參數(shù)(表4).4物質(zhì)平衡在模型的參數(shù)率定過程中假定度日因子不隨空間和時(shí)間變化,是流域冰川上的平均度日因子.模擬結(jié)果的對(duì)照驗(yàn)證數(shù)據(jù):第一次冰川編目的雪線高度及來源時(shí)間;短期考察資料和文獻(xiàn)中的零平衡線與時(shí)間;流域有實(shí)際觀測(cè)冰川的物質(zhì)平衡、雪線等以及流域冰川融水評(píng)估的結(jié)果等.計(jì)算結(jié)果表明:1962—2002年葉爾羌河上游流域冰川平均年物質(zhì)平衡為-143.4mm,同期塔里木盆地內(nèi)陸流域近40a來冰川物質(zhì)平衡主要呈負(fù)平衡,帕米爾和喀喇昆侖山的冰川流域年物質(zhì)平衡約為-150mm;1961—1990年流域冰川平均年物質(zhì)平衡為-89.4mm,利用最大熵原理計(jì)算的1954—1990年葉爾羌河冰川物質(zhì)平衡多年平均值為-100.1mm,這與模型計(jì)算的基本一致.模型計(jì)算的1968—1976年雪線平均海拔為5355m,根據(jù)1989年中國(guó)冰川編目喀喇昆侖山(葉爾羌河流域)統(tǒng)計(jì)1968—1976年雪線平均海拔為5360m,二者結(jié)果也基本一致.模型計(jì)算的1986年雪線附近的積累量為797.2mm,丁永建依據(jù)喀喇昆侖山巴托拉冰川1980年的實(shí)測(cè)資料,獲得冰川某高度處的消融深與相應(yīng)高度夏季平均氣溫的關(guān)系推求1986年葉爾羌河上游零平衡線附近積累量為800～900mm,二者相差不大.模型計(jì)算的1987年冰川融水徑流深為827.5mm.同期,楊針娘用冰川融水徑流模數(shù)法估算的冰川融水徑流深為793mm,張祥松等的計(jì)算結(jié)果為710mm,與本文結(jié)果接近.應(yīng)用遙感監(jiān)測(cè)手段也可知從1972/1977\_2001年葉爾羌河流域冰川總體萎縮了-6.1%,同期模型估算的物質(zhì)平衡也以負(fù)平衡為主.此外,依據(jù)我國(guó)實(shí)測(cè)資料統(tǒng)計(jì)的冰川面積-儲(chǔ)量關(guān)系,應(yīng)用LiuShiyin等提出的儲(chǔ)量計(jì)算修正公式:V=0.04S1/35(4)V=0.04S1/35(4)式中:V為冰川儲(chǔ)量(km3);S為冰川面積(km2).可由冰川面積變化推算冰川儲(chǔ)量變化,1977—2001年間葉爾羌河流域長(zhǎng)度變化超過90m的冰川有1323條,其面積為3277.62km2,冰川面積變化了-198.24km2.推算流域冰川儲(chǔ)量減少了19.32×109m3,折合水當(dāng)量16.42×109m3(假定冰川平均密度為850kg·m-3),相當(dāng)于冰川減薄了5.0m,而同期模型計(jì)算的累積物質(zhì)虧損為5.1m,二者非常接近.從以上對(duì)比結(jié)果可以看出,本模型的計(jì)算結(jié)果具有較高的可信度.5冰流速及平衡線的年際變化模型恢復(fù)的流域從1961—2006逐年平均冰川物質(zhì)平衡變化及其累積物質(zhì)平衡變化序列如圖4所示.1961—2006年流域冰川平均年物質(zhì)平衡為-163.1mm,46a累積冰川物質(zhì)平衡為-7.5m.流域最大正平衡發(fā)生在1971年,物質(zhì)平衡為166.5mm.最大負(fù)平衡發(fā)生在1993年和2005年,物質(zhì)平衡分別為-624.7mm與-608.8mm.1991年之后物質(zhì)平衡呈顯著的負(fù)平衡,冰川平均年物質(zhì)平衡為-301.2mm.在氣候由暖干向暖濕轉(zhuǎn)型的背景下,1961—2006年以來冰川區(qū)降水增加了17.7mm,溫度也在持續(xù)升高.在降水增加與持續(xù)升溫的氣候背景下,物質(zhì)平衡出現(xiàn)強(qiáng)烈的虧損狀態(tài).同時(shí),平衡線高度也在逐年升高,1991—2006年與1961—1990年相比平衡線平均高度上升了64.2m(圖5).這就意味著在葉爾羌河上游流域冰川區(qū),盡管降水在增加,冰川積累卻呈現(xiàn)下降的趨勢(shì)(圖6).強(qiáng)烈的升溫導(dǎo)致冰川物質(zhì)虧損加劇,同期,升溫對(duì)冰川的影響超過降水增加的影響,這一結(jié)果與烏魯木齊河源1號(hào)冰川、海螺溝冰川、唐古拉山冬克瑪?shù)妆ㄒ约捌钸B山七一冰川的觀測(cè)結(jié)果一致.6年5月以來流域冰流速變化趨勢(shì)冰川物質(zhì)平衡的變化反映了冰川系統(tǒng)的收支狀態(tài),當(dāng)收入小于支出,物質(zhì)平衡處于負(fù)平衡狀態(tài),消融量增加,冰川融水量也相應(yīng)增加.通過冰川物質(zhì)平衡(Bn)與河流徑流(Q)的相關(guān)分析可以看出(圖7),二者呈反相關(guān)關(guān)系,相關(guān)系數(shù)為-0.809,且通過了α=0.01的顯著性水平檢驗(yàn),物質(zhì)平衡越小,河流徑流量越大.這表明葉爾羌河河流徑流的年際變化很可能主要受控于流域內(nèi)冰川物質(zhì)平衡波動(dòng),冰川融水的波動(dòng)對(duì)流域水資源的影響非常明顯.庫魯克欄桿站1961—2006年的年平均徑流量為51.4×108m3(庫魯克欄桿站因歷史原因1969—1971年的徑流資料缺測(cè),本文未進(jìn)行插補(bǔ)展延),冰川融水徑流量為26.4×108m3,46a間的變化趨勢(shì)與冰川融水的變化趨勢(shì)一致(圖8),總體上呈現(xiàn)上升的趨勢(shì).46a間冰川融水對(duì)河流徑流的補(bǔ)給率也呈增加趨勢(shì)(圖9),平均補(bǔ)給率為51.3%,與楊針娘估算的53.0%稍有差距,2000年之后冰川融水對(duì)河流徑流的貢獻(xiàn)增大到63.3%.從流域冰川不同時(shí)段平均降水、氣溫和冰川融水徑流變化分析可以看出(表5),1991—2006年與1961—1990年相比,冰川融水徑流深增加了223.9mm,主要是消融期6—8月份夏季冰川徑流的增加,相當(dāng)于增加了30.5%,其中約1.5%來源于降水增加,29.0%來源于冰川物質(zhì)損失.表5可知,河流徑流增加了2.1×108m3,而冰川融水卻增加了6.3×108m3,大于河流徑流的增加,主要是由于模型計(jì)算時(shí)沒有考慮冰川退縮和蒸發(fā)的影響,導(dǎo)致冰川融水在后期計(jì)算的結(jié)果偏大.氣溫升高0.6℃導(dǎo)致211.7mm的冰川物質(zhì)損失,它是在克服11.2mm降水(假設(shè)全為固態(tài)降水)后的結(jié)果,相當(dāng)于物質(zhì)平衡變化-373.2mm·℃-1.0.6℃的升溫也使得物質(zhì)零平衡線上升了64.2m,相當(dāng)于物質(zhì)平衡線變化107.0m·℃-1.從1961—1990年與1991—2006年相比也可以知道,盡管降水在增加,但增加的幅度比較小,徑流增加主要來源于冰川物質(zhì)的損失,氣溫升高對(duì)冰川的影響遠(yuǎn)大于降水增加的影響.對(duì)流域冰川物質(zhì)平衡變化和河流徑流的分析可知冰川物質(zhì)平衡變化100mm可引起河流徑流變化0.99×108m3,而46a來累積物質(zhì)平衡-7.5m,相當(dāng)于額外補(bǔ)給河流徑流量74.3×108m3.以上討論冰川融水變化以及對(duì)徑流響應(yīng)時(shí),并沒有考慮冰川湖的影響,在葉爾羌河上游流域區(qū),冰川湖突發(fā)洪水是比較頻繁的,這可能會(huì)帶來徑流的年際變化,但對(duì)徑流多年平均值影響較小.另外,由于缺乏冰川變化的矢量資料,在計(jì)算流域冰川融水中沒有考慮冰川面積的變化,這都對(duì)計(jì)算流域冰川物質(zhì)平衡和融水徑流帶來一定的不確定性,這一不確定性在研究時(shí)段較短、冰川面積變化較小時(shí),對(duì)冰川融水估算結(jié)果影響不大,但對(duì)于冰川變化較大、研究時(shí)段較長(zhǎng)時(shí),則必須考慮這一影響.7冰流速、冰流速與冰流速應(yīng)用