麗江盆地冰雪消融期與水沙關系研究

麗江盆地冰雪消融期與水沙關系研究

100年來，世界各國政府和科學家首次關注以世界為主要特征的全球變化。根據(jù)ipcc第五個評估報告（2007年第五個評估報告），100年前，世界表面溫度上升到0.74，世界變化的范圍在20世紀90年代以來顯著增加。1850年以來，最溫暖的12年中出現(xiàn)在1995年至2006年，未來100年全球氣溫可上升1.1.6.4?！吨袊鴼夂蚺c環(huán)境發(fā)展》（中國氣候局，2006）的最新研究結果表明，從1860年到2000年，世界平均氣溫從0.40.8，中國實測水位在100年前增加了0.40.5。51年以來，中國氣溫顯著上升，冬季上升趨勢顯著上升。在1986年至1987年冬季，中國經(jīng)歷了19個“溫暖的冬天”。西藏是冷帶的主要組成部分之一，是水循環(huán)過程中的一個重要環(huán)節(jié)，是氣候變化的一個重要因素。在氣候變化的背景下，許多山區(qū)的河流正在減少。特別是，自20世紀80年代末以來，山區(qū)蒼鷺的顯著減少對世界的變化做出了顯著的反應，這對徑向過程、水資源利用、環(huán)境變化和海平面上升產(chǎn)生了顯著影響（meie，1984；zuandoerlemans，1997；singhandkumar，1999；syaana風，2001；dyurev，2007；yehal，2008）。在氣候變化的背景下，冰川退向的趨勢變得更加顯著，物質損失也更加嚴重（heetal.，2003；heieal.，2008；yunghai和zhangkao，2004；liyatal.，2008b）。本研究中選擇了中國典型的陸地河流--6山區(qū)玉龍山、博加蘭山和貢嘎山-冷嶺流域作為研究對象（圖1），驗證了流域高海拔地區(qū)輸出水量變化對氣候變化的反應。在干旱的背景下，中國大部分地區(qū)的降水量變化很大，表明臭鼬的存在及其對世界變化的反應。1海洋型冰流速5202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020202020e流域地質特征在季風氣候控制下,我國青藏高原東南部的橫斷山、喜馬拉雅山東段和南坡以及念青唐古拉山的中段和東段廣大高海拔區(qū)域(圖1),分布著8607條以積累消融量大、對氣候變化反應敏感為特征的海洋型冰川,占我國冰川總面積的22.2%,是我國西部高山寒區(qū)環(huán)境的重要組成部分(Shietal.,2007).貢嘎山(29°20′～30°20′N,101°30′～102°15′E)和玉龍雪山(27°10′～27°40′N,100°9′～100°20′E)是橫斷山區(qū)比較典型的海洋型冰川分布區(qū).漾弓江流域位于玉龍雪山南端(圖1),流域內冰川面積為2.44km2(蒲健辰,1994),冰川融水向南注入麗江盆地,最終匯入漾弓江.麗江-玉龍雪山地區(qū)主要為石灰?guī)r分布區(qū),巖溶地貌較為發(fā)育,因此漾弓江流域降水和冰川融水可以較容易下滲到地下形成地下水,并在麗江盆地較低的地方涌出地表,形成許多泉眼,重新補給地表徑流.1979年麗江市水文局在漾弓江設立了木家橋水文觀測站,該水文站所控制的流域面積為436.8km2,主要由玉龍雪山山地和麗江盆地組成,其中高海拔冰雪區(qū)面積為13.8km2,非冰雪區(qū)(平均海拔2400m)面積為423.0km2.海螺溝流域位于貢嘎山東坡(圖1),最終匯入大渡河,流域內共有8條冰川,總面積為29.66km2(蒲健辰,1994),流域總面積為78.07km2,整個流域由山地組成,流域最低海拔為2920m,3800m以下為植被覆蓋區(qū),以上為冰雪區(qū).流域水量輸入主要是降水和冰雪融水.1994年成都山地所貢嘎山站開始了水文觀測,水文站位于距海螺溝冰川末端1km處.2海螺溝流域氣象資料漾弓江流域木家橋水文站1979—2003年水文資料取自麗江市水文局,麗江盆地氣候資料由麗江市氣象局提供.海螺溝流域1999—2004年水文資料和海拔3000m的氣象資料由中科院成都山地所貢嘎山站提供.3結果與分析3.1源河流域的流量變化3.1.1木家橋流量的季節(jié)變化從圖2a和圖2b看出,1979—2003年麗江降水量以及木家橋流量增加趨勢顯著,表明在氣候變暖背景下,麗江盆地大氣降水補給量和下泄量均顯著增加.如圖2c所示,1979—2003年木家橋年最小流量的增加趨勢也較為顯著,表明隨著氣候變暖麗江盆地地下水對地表徑流的補給量也顯著增加.為了分析麗江盆地不同季節(jié)徑流對氣候變暖的響應,定義1979—1988年這10年為升溫前期,1994—2003年這10年為升溫后期,計算了升溫后期(1994—2003年)木家橋各月流量的10年平均值相對于升溫前期(1979—1988年)各月流量平均值的增加百分比(圖3).木家橋流量在春季(3～5月)增加最為顯著,春季3個月流量增加百分比均大于100%(圖3a),其他季節(jié)徑流增加百分比基本上小于100%.相關研究表明全球升溫背景下,冬春升溫最為顯著(Bultot,1988;MillerandBrock,1989;ChapmanandWalsh,1993;Serrezeetal.,2000).因此,春季顯著升溫勢必增加漾弓江流域高海拔冰雪區(qū)融水量,從而使木家橋春季徑流量增加最為顯著.干季(10月～次年5月)麗江降水量較小,木家橋流量主要受地下水補給控制,因此從冬季到春季流量逐漸減少(圖3b).春季升溫較為顯著,漾弓江流域冰川區(qū)冰雪融水量增加,導致木家橋流量在春季增加最為顯著(圖3a).從圖3b看出,從冬季到春季木家橋流量逐漸減小,這是麗江盆地地下水對漾弓江補給量在干季逐漸減少的體現(xiàn).同時,升溫前期木家橋月最小流量出現(xiàn)在5月,而升溫后期木家橋月最小流量提前了1個月,說明春季的升溫使漾弓江流域冰雪區(qū)冰雪消融對徑流的時間分配上產(chǎn)生顯著影響.由圖3可知,全球變暖背景下,木家橋年際和四季流量均呈顯著增加趨勢,但春、冬以及秋季流量受氣候變暖的影響比夏季更加明顯,表明海洋型冰川區(qū)水循環(huán)的季節(jié)結構受全球升溫影響顯著.3.1.2液體降水量和冰水量漾弓江流域高海拔冰雪區(qū)面積較小(13.8km2),且沒有降水和冰川融水徑流觀測資料,所以在進行流域水量平衡計算時,只考慮漾弓江流域低海拔非冰雪區(qū)的平衡(即麗江盆地);同時,把漾弓江流域高海拔冰雪區(qū)作為麗江盆地的一個水量輸入項,即PGlacier,且不區(qū)分冰川區(qū)的液體降水量和冰川融水量;另外,麗江盆地面積不大且地勢比較均一(423km2),近似認為麗江降水量為麗江盆地另外一個水量輸入項,即P;麗江盆地水量輸出項包括流域徑流量(D)和流域實際蒸發(fā)量(E).因此,麗江盆地水量平衡方程可表示為:PGlacier+P=D+E.(1)式(1)中,實際蒸發(fā)量E可通過流域潛在蒸發(fā)量E0計算.根據(jù)Baney-Criddle模型進行麗江盆地逐月蒸發(fā)量E0的計算,楊子生等(1994)研究表明,用該公式求出的實際蒸發(fā)量可以代表整個流域的實際蒸發(fā)量,因此本文采用了該公式所計算的麗江盆地實際蒸發(fā)量E0.假設麗江盆地每年水量輸入量和輸出量保持平衡,根據(jù)公式(1)計算出漾弓江高海拔冰雪區(qū)(海拔>4000m)每年向麗江盆地輸入的水量PGlacier.1979—2003年PGlacier的變化如圖4所示,隨著氣候變暖,漾弓江流域高海拔冰雪區(qū)對下游麗江盆地輸入的水量呈增加趨勢.3.2羅門流域排水變化過程3.2.1海螺溝流域蒸發(fā)量和降水量的季節(jié)變化如圖5a所示,1999—2004年海螺溝流域徑流量增加顯著,2004年的年均流量比1999年增加了3.33m3/s,氣溫表現(xiàn)出明顯的上升勢頭(圖5b),而同期降水量(圖5c)和蒸發(fā)量(圖5d)呈現(xiàn)出下降趨勢,但是減少的蒸發(fā)量遠不及增加的徑流量,1999年和2004年對比來看,蒸發(fā)量相對減少了103mm,降水量減少了55mm,而相對增加的徑流深為1334mm.表明在氣候變暖背景下,冰川區(qū)消融速率加快、消融面積不斷擴大和消融期延長,再加上海螺溝流域冰雪覆蓋面積較大,導致冰雪融水對河流的補給量越來越大.另外,海螺溝流域降水量和徑流深的季節(jié)變化表明,降水量的峰值出現(xiàn)在6月,而徑流深的峰值出現(xiàn)在8月,滯后降水量峰值兩個月;10月和4月的降水量相當,但10月徑流深比5月高出162mm,這表明冰雪融水的不斷增加引起了河流水文特征的變化(李宗省等,2008a).由于海洋型冰川位于低緯度季風區(qū),對氣候的敏感程度高,微弱的氣溫升高將會導致消融量的非線性增加,這將在一定程度上加速冰川的虧損和流域水循環(huán)速度.3.2.2海螺溝流域水循環(huán)積的37.7%),流域水量的收入主要有兩項:非冰雪流域的降水(P)、冰雪覆蓋區(qū)域的降水和冰川融水(PGlacier),支出主要是蒸發(fā)(E)和徑流(D).因此,海螺溝流域水量平衡方程也可表示為:PGlacier+P=D+E.(2)這里E值采用3000m高山氣象站的實測值計算.如圖6所示,依據(jù)公式(2)計算發(fā)現(xiàn)1999—2004年該流域冰雪覆蓋區(qū)向流域輸入的水量呈現(xiàn)出明顯上升趨勢,表明氣候變暖背景下高海拔冰雪區(qū)對流域的補給量越來越大,對流域水循環(huán)的加速作用明顯加大.4討論4.1海洋型冰區(qū)水循環(huán)變化特征從表1看出,升溫后期比升溫前期漾弓江高海拔冰雪區(qū)水量輸出增加的百分比較大,其原因:第一,在全球升溫背景下,高海拔地區(qū)降水量的增加幅度大于低海拔地區(qū)(DyurgerovandMeier,2000);第二,隨氣溫升高,漾弓江冰雪區(qū)消融加劇,導致融水量顯著增加.木家橋流量的增加趨勢比麗江降水量的增加趨勢更加顯著,升溫后期10年(1994—2003年)麗江平均降水量(1045mm)比升溫前期10年(1979—1988年)平均降水量(908mm)增加了15.1%;而升溫后期木家橋10年(1994—2003年)平均徑流深(536mm)比升溫前期10年(1979—1988年)平均徑流深(300mm)增加了78.7%.ChiewandMcMahon(1994)在研究了氣候變化對澳大利亞28個代表流域徑流的影響后認為,降水變化反映在徑流響應上常被擴大,在潮濕和溫帶地區(qū),表1升溫前期10年(1979—1988年)和升溫后期10年(1994—2003年)平均麗江降水量、木家橋徑流量和PGlacier值以及升溫后期這些變量相對于升溫前期增加的百分比徑流變化百分率約是降水量的2倍.顯然,木家橋流量的顯著增加不可能完全是麗江降水增加的結果.由于漾弓江流域冰川面積較小,冰川對氣溫波動的響應比較敏感.麗江升溫前期10年(1994—2003年)平均氣溫(13.02℃)比升溫后期10年(1979—1988年)平均氣溫(12.77℃)增加了0.25℃.因此,升溫后期(1994—2003年)的劇烈升溫,使冰川雪線高度顯著上升,冰川消融區(qū)面積擴大,而積累區(qū)面積縮小,導致冰川雪線處高海拔地帶的固態(tài)降水將轉化為液態(tài)降水(HiguchiandOhata,1996),不僅增加了冰川區(qū)的液體降水量,也使冰川融水量增加.因此,氣溫升高是漾弓江流域冰雪區(qū)對下游麗江盆地的供水量(即PGlacier)顯著增加的主因.海螺溝和漾弓江兩流域均有海洋型冰川補給,但兩流域所處的地理位置、流域面積、流域海拔、流域內部特征等都存在極大差異.例如海螺溝流域冰川面積顯著大于漾弓江流域,然而氣候變暖背景下冰雪區(qū)對流域的水量貢獻值都處于年際尺度上的顯著增加狀態(tài),由此表明氣候變暖導致的水循環(huán)加速在不同海洋型冰川區(qū)均有表現(xiàn),因此加強對海洋型冰川區(qū)水循環(huán)的觀測研究不僅可以了解氣候變暖背景下的水循環(huán)機理,而且長序列的觀測研究可以揭示我國海洋型冰川區(qū)氣候、水文系統(tǒng)的互動影響,為全球變化和區(qū)域發(fā)展提供科學依據(jù).由于流域水文觀測資料時間序列較短,更重要的是對流域一些關鍵要素的觀測尚未開展,因此本文中所建立的水平衡方程有一定的局限性,對于海洋型冰川流域水循環(huán)過程的機理及其對氣候變暖的響應研究還有待于更長時間序列的實測資料.4.2旅游資源開發(fā)和保護的必要性20世紀80年代以來,海洋型冰川的顯著退縮表明(Heetal.,2003;李宗省等,2008a;Lietal.,2008b),海洋型冰川對全球升溫反應非常敏感.如果溫度持續(xù)升高,海洋型冰川區(qū)短期內冰雪融水將增加,結合暴雨,在陡峻山勢條件配合下,洪水、泥石流、冰巖崩塌將大量發(fā)生,將給區(qū)域交通、旅游和生產(chǎn)事業(yè)的發(fā)展帶來極大不便.而且全球變暖使海洋型冰川區(qū)水文循環(huán)加快,加劇山區(qū)的水土流失,對山區(qū)土壤、生態(tài)構成很大威脅.20世紀80年代以來,為了發(fā)展區(qū)域經(jīng)濟,我國海洋型冰川區(qū)的冰雪旅游資源得到了充分開發(fā),形成了麗江玉龍雪山、貢嘎山海螺溝、梅里雪山等一系列享譽中外的著名旅游區(qū),但在全球變暖的背景下,旅游區(qū)大型旅游設施(如索道)的安全性需要進一步論證,旅游資源的可持續(xù)開發(fā)與保護顯得尤為重要,因此需要合理利用和保護冰雪旅游資源,并加強對典型流域冰雪區(qū)的綜合監(jiān)測和科研工作.