青藏高原色林錯近40年面海拔高度變化及其對古氣候的響應

青藏高原色林錯近40年面海拔高度變化及其對古氣候的響應

全球氣候變化與人類社會的生存和發(fā)展密切相關。近年來，它已成為最受關注的地球科學主題之一。科學問題的研究主要集中在對氣候變化敏感的河流、海洋和內陸湖泊上。青藏高原作為南、北極以外的世界第三極，廣泛分布的冰川和內流湖泊也受到科學家的高度重視。西藏僅在人口稀少的地方，湖泊的自然條件保持不變，湖泊面積和高度的變化對人類活動因素影響不大。該地區(qū)的湖泊變化實際上反映了該地區(qū)的氣候變化。因此，西藏內湖的湖泊變化（如納木錯、色林錯誤、龍木錯誤和松西錯誤）已成為反映高原氣候變化最敏感的指標之一。前人的成就對探討高原內陸湖泊面積、湖泊海拔高度變化與高原氣候變化之間的關系具有重要意義。然而，許多科學家側重于研究單一湖泊的面積和湖泊高度的變化，缺乏對湖泊群面積和湖泊高度的比較研究。這種比較是通過比較湖泊變化來區(qū)分區(qū)域氣候參數(shù)差異的關鍵。色林錯誤位于湖北和潛戈錯誤（圖1）之間10公里以內。這三個城市的氣候條件基本相同，因此為討論湖泊面積和水位變化的原因提供了相似的氣候條件。1色林錯主要補給類型青藏高原湖區(qū)是全球海拔最高、數(shù)量最多、面積最大的高原內陸湖區(qū),高原現(xiàn)代湖泊總面積約37000km2,占全國湖泊總面積的52%.在這些湖泊中,面積超過1km2的多達600余個.藏北地區(qū)周邊分布許多高大山脈,包括念青唐古拉山、唐古拉山、昆侖山等,山脊高度一般都在5500m以上,其上發(fā)育大量現(xiàn)代冰川.據(jù)中國冰川目錄資料統(tǒng)計顯示,青藏高原上分布現(xiàn)代冰川36793條,冰川面積約49874km2,冰儲量約為4560km3.色林錯位于那曲地區(qū),距班戈縣約80km,是班戈縣、申扎縣和雙湖特別行政區(qū)的湖界(圖1(a)).值得注意的是,色林錯目前已超過納木錯,成為西藏第一大湖泊.經(jīng)測量,截至2010年10月,色林錯湖面海拔4542.5m,湖面面積約2323.6km2.位于色林錯南部1km的錯鄂,湖面海拔為4562.8m,湖面面積約274.1km2.位于色林錯東部8km的班戈錯,湖面海拔為4522.5m,湖面面積約130.6km2.后兩個湖在更新世晚期曾經(jīng)都是色林錯的潟湖,同色林錯之間被沙壩分隔.色林錯流域面積45530km2,是西藏最大的內陸湖水系.如圖1(b),色林錯的常年徑流補給河流主要有3條,分別是從北岸三八二道班匯入的扎加臧布、從東岸嘎日秋匯入的波曲臧布和從西岸亞古拉匯入的扎根臧布.其中,最大的扎加臧布全長409km,是西藏境內最長的內流河,它發(fā)源于藏北的冰川山脈唐古拉(6205m)、各拉丹東(6621m)、吉熱格帕(6070m)等.扎根臧布發(fā)源于甲崗雪山(6444m).波曲臧布發(fā)源于巴布日雪山(5654m).錯鄂的主要補給為達爾噶瓦臧布和下崗臧布,均從其東南部匯入,兩河不是發(fā)源于冰川山脈,但流域內可能存在少量小型冰川.班戈錯的徑流補給僅有卡瓦臧布,發(fā)源于南部的朗欽山(5506m),山上沒有常年積雪或冰川.綜上所述,色林錯的補給類型為冰川融水補給,而錯鄂、班戈錯的主要補給方式為流域內降雨補給.2方法和數(shù)據(jù)的來源2.1野外差分gps測量通過對比1976~2009年間相同季節(jié)的遙感衛(wèi)星影像,可以得出色林錯、錯鄂和班戈錯的湖面變化.而差分GPS測量結合實際地形三角點可以獲得2010年10月的湖面海拔.結合湖面面積變化與數(shù)字高程模型(digitalelevationmodel,DEM),可以獲得不同年份的湖面高程變化.最后通過對比鄰近地區(qū)的氣象參數(shù),分析得出湖面變化的具體原因.遙感數(shù)據(jù)通過ENVI,ArcGIS,ERDAS進行處理.研究使用的所有圖像已經(jīng)經(jīng)過輻射校正.利用ENVI對數(shù)據(jù)進行幾何校正、正射校正,誤差均控制在1個像素之內.經(jīng)過校正之后的所有數(shù)據(jù)均采用WGS-1984-UTM大地坐標系.提取湖面范圍主要使用ArcGIS和ERDAS軟件,并如圖2中步驟完成:(1)利用ERDAS中的非監(jiān)督分類模塊對影像數(shù)據(jù)進行分類,分類的原理是水體和其他地物對紅外光的吸收特性不同.將圖像分為兩類,生成未經(jīng)修正的矢量數(shù)據(jù).(2)利用ERDAS中的數(shù)據(jù)轉換模塊,將得到的矢量數(shù)據(jù)轉換為柵格數(shù)據(jù),在ArcGIS中結合目視解譯進行數(shù)據(jù)修正,提取各期湖面邊界,校正誤差控制在1個像元之內.(3)利用統(tǒng)計像元數(shù)目計算湖面面積.野外差分GPS測量遵循以下步驟:(1)選取一個穩(wěn)定基準點建立GPS基站,通過長時間(幾天)接收信號進行精確定點,保證高程測量點距離基站不超過20km.(2)選取位于湖區(qū)的一個已知地形三角點進行測量,將通過誤差檢驗的測量結果與該地形三角點實際高程對比獲得實際校正值.(3)測量湖面高程并進行高程校正.本次測量使用的差分GPS高程測量精度為±0.1m.氣象數(shù)據(jù)方面,由于西藏氣象臺站稀少,目前只能利用色林錯湖區(qū)周邊4個氣象臺站(包括班戈、安多、那曲、當雄氣象站,申扎氣象站數(shù)據(jù)1990~2000年部分缺失,故棄用此站數(shù)據(jù))的數(shù)據(jù)進行統(tǒng)計分析,統(tǒng)計1970~2007年時段內湖區(qū)的年降水量、年降水量距平百分比、年均溫和年均溫距平,并進行2a和5a滑動平均統(tǒng)計;最后,將湖面面積和氣象統(tǒng)計數(shù)據(jù)進行相關分析,確定導致湖面變化的主要因素及次要因素.2.2氣象和氣象數(shù)據(jù)本文引用的數(shù)據(jù)包括遙感數(shù)據(jù)和氣象資料兩部分.(1)遙感數(shù)據(jù)下載自美國地質調查局網(wǎng)站(),具體數(shù)據(jù)參數(shù)見表1.(2)氣象數(shù)據(jù)包括西藏班戈、安多、那曲、當雄4個氣象臺站1970~2007年間平均降水量、降水平均距平百分比、平均氣溫、平均氣溫距平數(shù)據(jù).需要說明的是,冰川融水補給型湖泊的變化與熱季和雨季相關,而潟湖的變化主要與雨季相關.色林錯湖區(qū)的熱季和雨季均為每年的6~9月,通常情況下湖水水位在9~10月達到年內穩(wěn)定最大值.此次野外考察獲取湖面海拔高度的時間為2010年9和10月.為了減小因季節(jié)變化導致的湖面差異,在衛(wèi)星影像的選取上,盡量采用9和10月獲取的數(shù)據(jù).3數(shù)據(jù)分析的結果3.1磨砂期色林錯水面面積變化特征由圖3和4發(fā)現(xiàn),色林錯、錯鄂和班戈錯的湖面面積在1976~2009年變化趨勢有所不同.在這一時期,色林錯湖面面積一直處于增長態(tài)勢,而且其變化速率在時間上存在較大差異;而錯鄂湖面面積略有波動,但總體沒有顯著變化;班戈錯湖面面積也保持增長,但面積增量較小.從圖4中可見,色林錯的湖面變化在1976~2009年間可分為3個階段,即1976~1999年平穩(wěn)變化階段、1999~2007年快速變化階段和2007~2009年平穩(wěn)變化階段.色林錯湖面面積在1976年為1666.96km2,1990年為1722.39km2,到了1999年這個數(shù)值增加為1798.95km2.在1976~1990年時段內,湖面增長面積為55.43km2,增長幅度3.32%.而在接下來的1990~1999年時段內,湖面增長面積為76.56km2,增長幅度為4.44%.上述兩個時段內,湖面面積年均增長率分別為3.96和8.51km2/a.1999~2007年間,湖面面積增長速率明顯加劇,湖面面積從1798.95km2增加到2287.63km2,面積增長了488.68km2,增長幅度高達27.16%,面積年均增長率為61.09km2/a.2007年之后,湖面面積增長速率又恢復平穩(wěn),截至2009年11月,湖面面積僅增加了35.97km2,面積年增長率為18km2/a.從1976年到2009年,色林錯湖面總體擴大656.64km2,增長幅度為39.39%.近10年湖面面積增量是前24年增量的近4倍.遙感圖像顯示,2003~2005年間,由于水位不斷上漲,色林錯南部湖面在昌都崗地區(qū)同雅個冬錯發(fā)生了聯(lián)通,并在此后的時間內,湖面逐步擴大到了雅個冬錯的西南岸.1976~2009年錯鄂湖面面積總體略有小幅波動但保持穩(wěn)定.1990,1999,2002,2007和2009年較前一時相湖面面積變化分別為-0.11,4.24,1.13,-3.98和4.83km2.湖面擴大的主要位置在錯鄂南岸奇林村附近,錯鄂的主要補給河流——達爾噶瓦臧布和下崗臧布在此處入湖(圖1(b),圖3),并形成了面積約30km2的沖積扇,該區(qū)地形較緩,多為沼澤,是湖面變化反應較為敏感的地區(qū).班戈錯湖面變化趨勢呈波動增長趨勢.1990,1999,2002,2007和2009年相較前一時相湖面面積變化分別為41.92,-0.91,13.26,8.39和2.36km2.相較1976年的湖面面積,2009年湖面面積增加了92.62%.3.2模型高程變化色林錯、錯鄂、班戈錯的湖面海拔總體為西高東低的階梯形態(tài)(圖5).提取了1976,2000和2010年實測高程數(shù)據(jù)進行比較.如表2,1976~2000年,色林錯湖面海拔升高4.3m(4530m升至4534.3m),年均升高速率為0.18m/a;2000~2010年,湖面升高8.2m(4534.3m升至4542.5m),水位升高幅度為前24年的近2倍,年均升高速率為0.82m/a.這個結果與其他遙感研究非常一致(0.8m/a).雖然數(shù)字高程模型本身具有一定的誤差,但是2000年前后時間段內的湖面高程變化與其面積變化密切吻合(圖4和5,表2),進一步佐證了該高程變化的準確性.對比兩個時段,湖面海拔增長速率變化最大的是色林錯,班戈錯的湖面增速在兩個時段內基本沒有明顯變化,年變化率保持在0.1m/a以下,此變化率與差分GPS誤差吻合,也說明該湖海拔變化不顯著;湖面高度變化速率介于兩者之間的是錯鄂,其變化速率由0.1m/a增加到0.45m/a.3.3降水量和氣溫變化綜合班戈、那曲、安多、當雄4個氣象站的年降水量距平百分比數(shù)據(jù),可以發(fā)現(xiàn),20世紀70年代色林錯流域降水較歷史同期大幅減少,這一“少雨時期”持續(xù)了大約10年.從1980年到20世紀90年代中期,流域內降水與歷史同期總體持平,僅在個別年份有小幅變化.1997~2007年,降水量持續(xù)大幅增加,并在2003年出現(xiàn)了最近37年內最大年降水量,達到507.3mm.1997~2007年,年均降水距平百分比一直維持+10%以上(圖6(a)).數(shù)據(jù)表明,最近十幾年該區(qū)域的降水量持續(xù)增加,其增加幅度之大和持續(xù)時間之久都是近40年所罕見.另外,通過分析氣溫距平數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)從20世紀70年代末期到80年代中期,西藏中東部地區(qū)氣溫逐年降低,這段非常明顯的降溫過程與此前發(fā)現(xiàn)的“少雨時期”在時間上可以較好地匹配.從20世紀90年代中后期開始,出現(xiàn)了一輪持續(xù)10年以上的增溫過程(圖6(b)).氣溫增長的幅度據(jù)估算超過了0.3℃.這樣的結果也與前人針對冰川的研究結論一致.4討論4.1色林錯在長期來溫變化中的作用通過將色林錯、錯鄂和班戈錯湖面面積與統(tǒng)計得出氣象要素做相關分析(表3),發(fā)現(xiàn)色林錯的湖面面積變化同5a(長期)滑動年均溫變化顯著相關,相關系數(shù)達到0.9以上(圖7(a),(b)),而與年降水量變化相關性不明顯(圖7(c),(d)).這表明色林錯近10年的湖面擴大和水位升高受到長期區(qū)域氣溫升高趨勢控制.根據(jù)蒲健辰等人的研究,進入20世紀80年代以來的氣溫快速升高,使高原冰川末端在近幾十年間出現(xiàn)了快速退縮.根據(jù)魯安新等人對青藏高原冰川的研究,格拉丹東冰川面積從1969年的899.31km2減小到2000年的884.4km2,降幅為1.7%.以冰川融水為主要補給的納木錯和色林錯以擴大為主.另外,康世昌等人對格拉丹東冰芯進行δ18O研究之后發(fā)現(xiàn),該冰川在20世紀90年代以來的增溫率約為20世紀70年代以來的2倍,表明近期的增溫有加速趨勢且高海拔區(qū)域對全球變暖的響應更為敏感.氣象數(shù)據(jù)統(tǒng)計結果進一步證實了前人對高原中東部地區(qū)持續(xù)增溫的判斷,升溫對色林錯湖面變化產(chǎn)生影響的具體過程可能是氣溫持續(xù)升高,造成上游冰川如格拉丹東、甲崗雪山和巴布日雪山等加速消融,融水通過3條內流河注入湖中,最終導致湖面發(fā)生大幅變化.野外調查發(fā)現(xiàn),班戈錯不存在冰川融水補給.因此,年降水量的增加主導了班戈錯近10年的湖面變化過程(表3,圖7(g)).有趣的是,通過分析發(fā)現(xiàn)班戈錯的湖面變化同長期年均溫變化也存在相關性(圖7(e),(f)).一種可能的解釋是:色林錯和班戈錯的湖面面積都顯示與長期氣溫變化存在較好的相關性,但是溫度變化對兩湖的作用方式卻不盡相同.大氣升溫導致色林錯的補給冰川加速消融,融水直接通過河流匯入湖中.這種影響發(fā)生的速度快,而且直接對班戈錯而言,隨著全球性的氣候變暖,近30年以來藏北最大凍土深度以0.15~1.9cm/a的速度減小,雖然這樣的凍土消融速率對色林錯的補給的影響是非常有限,但對于湖水較淺(有研究表明,班戈錯水深小于2m)、湖盆平緩的班戈錯,有限的凍土消融量仍然可以一定程度上影響到班戈錯的湖面變化.但是,由此導致的湖面擴大與升溫作用之間存在著時間上的滯后,而且這種影響相對遲緩、間接.換言之,湖盆的地形特征決定了班戈錯的湖面變化也同長期的氣溫變化同樣存在關聯(lián).對于色林錯湖面變化的原因,前人還提出過其他解釋.例如,呂鵬等人認為,色林錯、班戈錯的水域面積擴大和高原隆升過程中差異性隆升有關,即在高原總體隆升的背景下,該地區(qū)處于相對沉降的過程中.另外,楊日紅等人也提出,在近南北向擠壓應力的作用下,班公湖-怒江縫合帶中部變形達到最大,色林錯湖面水域擴大極有可能是近東西向新構造運動或縫合帶構造活動的結果,使得湖面水域南北向距離縮小,進而引起湖面水域擴大.我們認為,在幾十年的時間內,高原內部的構造變形不足以影響色林錯湖面如此明顯的變化.再者,有研究指出,色林錯流域內有許多互相串聯(lián)的內陸湖泊群,例如吳如錯、恰規(guī)錯、格仁錯等,其中色林錯位于全流域最低洼的地區(qū),是水流匯集的中心.而班戈錯在全新世之初與色林錯為一體,現(xiàn)在分隔二者的沙嘴主要是砂質湖濱沉積物,透水性較好,所以二者之間有“藕斷絲連”的關系.我們認為,這種解釋有悖于色林錯與班戈錯地形差異及湖面歷史的實際.根據(jù)趙元藝等人的研究,20世紀70~90年代,班戈錯湖面海拔趨于微小的波動,而色林錯湖面從20世紀70年代至今一直是高于班戈錯湖面,如果存在兩湖之間的聯(lián)通,根據(jù)地形及壓力關系,那么班戈錯的湖面海拔應該是持續(xù)上升,但是事實是班戈錯的湖面上升始于20世紀80年代,并在20世紀90年代末期存在明顯的面積波動,這些觀察與“藕斷絲連”的觀點不一致.此外,通過野外考察,發(fā)現(xiàn)色林錯周邊低級湖濱沉積物膠結程度很好,基本已經(jīng)固結成巖,色林錯通過巖層與班戈錯發(fā)生聯(lián)通的可能性很小.4.2湖泊水位動態(tài)變化高原內陸湖泊水位變化,其平衡方程應當表示為其中,?h為單位時間內湖面海拔變化量;P為單位時間內區(qū)域降水量;R為單位時間內徑流補給量(RB,班戈錯徑流補給量);E為單位時間內蒸發(fā)量;ε為單位時間內高原凍土融水、地下水、下滲作用導致的變化量.2000年以后,班戈錯的湖泊水位平衡方程中?h=0.2m;徑流補給(RB)對于班戈錯水位影響較小,可以忽略.因此可以估算得到公式:因為3個湖氣候條件非常相似,降水量的增加和蒸發(fā)