西藏納木錯湖南部扎當(dāng)冰雪的徑流年際大變化

西藏納木錯湖南部扎當(dāng)冰雪的徑流年際大變化

青藏高原有許多河流和湖泊，是亞洲許多大河和河流的發(fā)源地。近幾十年來，由于世界各國的變遷，冰川流域的融合和惡化，一些河流的流量急劇增加。河流流量的變化對自然環(huán)境和社會經(jīng)濟(jì)產(chǎn)生了重大影響。在西藏，許多湖泊的水位近年來顯著上漲，淹沒了湖岸的高質(zhì)量草坪，給蒙藏河和其他受害者帶來了嚴(yán)重的經(jīng)濟(jì)損失。一些冰湖面積迅速擴(kuò)大，崩潰風(fēng)險(xiǎn)不斷增加，導(dǎo)致洪水和泥石流災(zāi)害。因此，在全球變化條件下，對冰川變化的反應(yīng)具有重要意義。近年來，這項(xiàng)研究不斷深入。在不同地點(diǎn)進(jìn)行了四川-川流的現(xiàn)場觀測研究，這為區(qū)域水資源、生態(tài)和社會經(jīng)濟(jì)計(jì)劃提供了第一個數(shù)據(jù)。然而，這些工作主要集中在青藏高原邊緣，因此長期和持續(xù)的四川-川流觀測研究是必要的。中國科學(xué)院青藏高原研究所于2005年夏季在距西藏當(dāng)雄縣縣城約60km的納木錯湖南岸建立了納木錯多圈層綜合觀測研究站(90°59.31′E30°46.44′N,海拔4730m,圖1).建站以來,在本站及納木錯流域內(nèi)開展了水文、大氣物理、大氣環(huán)境、冰川變化、水體理化特性和植被變化等方面的連續(xù)觀測.本文主要利用2007和2008年的冰川徑流與氣象觀測資料,分析氣溫和降水形態(tài)對冰川徑流的影響.1資料與研究方法扎當(dāng)冰川位于納木錯湖南岸的念青唐古拉山北坡(圖1),面積1.98km2.自2005年納木錯建站開始便在該冰川開展了冰川變化、物質(zhì)平衡和冰川氣象等一系列觀測.在冰川末端附近的海拔5400m處和冰川埡口的5800m處各放置了一臺自動氣象站(AWSCampbell公司生產(chǎn)),每30min自動記錄氣溫、總輻射、水氣壓、相對濕度、風(fēng)速和風(fēng)向.經(jīng)比對,兩處的資料除高度效應(yīng)外,變化非常一致.由于低處點(diǎn)位臨近冰川消融區(qū),故本文主要利用5400m的數(shù)據(jù)每年5月中旬至10月中旬在該地放置美國Onset公司生產(chǎn)的20cm口徑HOBO翻斗式自記雨量計(jì)(精度0.2mm).2007年始,又在AWS下游的海拔5364m處設(shè)立水文觀測點(diǎn)(圖1),該點(diǎn)控制的流域面積為7.82km2.在每年5月下旬至10月中旬的冰川消融期放置美國Onset公司生產(chǎn)的HOBO壓力式自記水位計(jì),設(shè)置為每10min記錄1次,并利用南京水利水文自動化防汛設(shè)備廠生產(chǎn)的LS1206B型螺旋槳式流速儀進(jìn)行不定期測流.另外,本文涉及少量納木錯站內(nèi)觀測的冬春季輻射和降水量資料,輻射采用Campbell公司生產(chǎn)的四分量輻射儀測定,降水量采用20cm標(biāo)準(zhǔn)人工雨量筒或降雪板測定.2結(jié)果和分析2.1徑流日變化特征圖2是2007~2008兩年觀測期間建立的流量-水位關(guān)系.圖3是根據(jù)水位計(jì)連續(xù)記錄的水位和圖2的關(guān)系得出的徑流變化過程,冰川末端的氣溫和降水也同時顯示在圖上.2007和2008年5月28日至10月17日(以下簡稱觀測期)流域的徑流深度分別為1274和850mm;2007和2008年5月18日至10月17日的降水量(未經(jīng)修正)分別為408.4和481.4mm各月的徑流量、降水量和平均氣溫示于表1.與2007年相比,2008年觀測期降水量增加了17.9%,徑流量卻減少了33.3%;對應(yīng)各月的平均氣溫低0.09~0.98℃,全期低1.15℃.徑流變化呈現(xiàn)出強(qiáng)烈的季節(jié)性和日變化特征(圖3).每年冬季至5月中旬無徑流.5月下旬開始,冰川周圍冬春季殘存的少量積雪開始融化,產(chǎn)生微弱徑流.6月上旬開始,冰川逐漸產(chǎn)流,中下旬徑流增大并呈現(xiàn)出明顯的日變化.7和8月是全年徑流量最大的兩個月.9月以后徑流逐漸減小,至10月中旬冰川停止融化,流域內(nèi)少量殘存的水形成微小徑流,回落到5月的水平,同時水流已開始凍結(jié).6~9月的流量占全年流量的90%以上(忽略觀測期以外的量,下同)由于該冰川緯度偏低,消融期長,2007和2008年6~8月的流量占全年流量的比重分別為82.6%和69.5%,集中程度不及我國西北大陸型冰川的85%~95%,而7~9月流量占全年的比重大于75%.兩年間徑流量年際劇烈變化主要體現(xiàn)在7和8兩個月,2007年這兩個月的量占到全年的69.2%,而2008年只占53.9%(表1).冰川徑流的日變化反映輻射平衡和氣溫的日變化特征.扎當(dāng)冰川氣溫在8:00~9:00左右最低,16:00~17:00左右最高;冰川徑流在13:00~14:00左右最小,18:00~19:00左右達(dá)到最大值.日變化特征存在著明顯的年際差異.2007年7~8月基流大,在1m3/s左右,流量日變化也大,變幅達(dá)1~3m3/s,而2008年7~8月的基流只有0.5m3/s左右,除個別日期外,流量日變幅小于0.5m3/s.觀測流域分為冰川覆蓋區(qū)和非冰川覆蓋區(qū)兩個部分.非冰川區(qū)主要為粗大的冰磧物和裸巖,基本無調(diào)蓄水功能,在冬春季節(jié)的少量積雪在5月底已全部融化,而冬季在10月才開始積雪,因此,2007~2008年際徑流量的大變化不是由于降水在非冰川覆蓋區(qū)的積累或消融差異造成的.對于蒸發(fā),冰川區(qū)的雪冰面蒸發(fā)量小.在海拔約4300~5100m的祁連山七一冰川,2002年6月11日至9月6日,根據(jù)氣象資料計(jì)算的冰川區(qū)蒸發(fā)量為47mm.但這一數(shù)值明顯偏高,因?yàn)槭腔诒┒说臍鉁赜?jì)算的.非冰川覆蓋區(qū)的蒸發(fā)包括3個部分:降水時地表濕潤所產(chǎn)生的蒸發(fā)、地中通過土壤毛管向地表輸送的水分蒸發(fā)和地中孔隙通過分子擴(kuò)散向外界逸出的水分.第三部分的量非常小.第二部分的量對于冰磧物難以估算,但也應(yīng)是非常小的,原因是冰磧礫石巨大(大部分粒徑>5cm,小顆粒少且在深層),難以形成毛管,即使地中有水,也無法輸送至地表.因此,只有第一部分的量具有一定計(jì)算意義.通常,一次降水的土表最大濕潤量定為0.2mm.按此計(jì)算,兩年中每年觀測期內(nèi),總量均小于35mm.另外,從風(fēng)速看,2007年整個觀測期的平均值為3.8m·s–1,2008年同期為3.2m·s–1.所以,蒸發(fā)量的年際差異可以忽略,徑流的年際大差異是由冰川的消融差異造成的.事實(shí)上,這一點(diǎn)可以直接通過對比兩年的徑流變化特征看出表1顯示兩年在氣溫最高的7和8兩個月的徑流量差異最大.圖3中,2007年7和8月份大部分時間徑流與氣溫曲線相似,呈現(xiàn)出劇烈的日變化特征,日徑流峰值大,基流也大;但2008年7和8月徑流日變幅小日徑流峰值小,基流也小.根據(jù)下式,可以估算出冰川消融的徑流貢獻(xiàn):式中,M為來自冰川消融的水量,包括冰磧物下埋葬冰的融化量,也包括冰川上降雨直接形成的徑流;R為水文觀測點(diǎn)即整個流域的徑流量;E為非冰川覆蓋區(qū)的蒸發(fā)量;P為降水量;At和Ag分別為整個流域和冰川的面積.P參照七一冰川的觀測結(jié)果進(jìn)行修正,將觀測值乘以1.27,比七一冰川的平均系數(shù)1.22稍大,原因是我們的量器口徑(20cm)比其小4cm量測精度也比其低0.1mm.E兩年均取40mm.根據(jù)(1)式計(jì)算得出2007和2008年由冰川消融貢獻(xiàn)的流域徑流深度分別為917和423mm,分別占流域總徑流量的72.0%和49.8%,各月的量示于圖4.其中,7和8兩個月的量均占觀測期的一半以上,分別為68.7%(2007年)和56.8%(2008年),但2007年6~8月占全期的83.0%,而2008年7~9月占全期的82.7%,說明2008年消融期有所滯后,流域徑流模數(shù)分別為103.7L·s–1·km–2(2007年)和69.2L·s–1·km–2(2008年).2.2tt0時ht冰川消融的差異反映冰川表面能量平衡的差異.但從能量平衡去研究冰川消融一般都缺乏足夠的資料,包括本研究.而影響冰川消融的因子復(fù)雜多變.所以,通常利用氣溫指標(biāo)去衡量冰川的消融量.氣溫能從總體上反映各因素的變化,氣溫資料不僅較易得到,而且直接將冰川消融量與全球變化聯(lián)系起來.最常用的氣溫指標(biāo)是正積溫,即所謂的度日因子(positivedegree-dayfactor)模型.該模型計(jì)算式如下:式中,DDF為冰川或雪的度日因子(mm·d–1·℃–1);M為某時段內(nèi)冰川或雪的消融水當(dāng)量(mmw.e.);PDD是同一時段內(nèi)的正積溫,一般由下式獲取:式中,Tt為某天(t)的日平均氣溫;Ht是邏輯變量,當(dāng)Tt≥0℃時,Ht=1.0;當(dāng)Tt<0℃時,Ht=0.0.這一概念性模型提出100多年來,已在全球各地不同冰川和不同時間尺度上得到了應(yīng)用.分布式傳統(tǒng)度日模型能很好地模擬出徑流的季節(jié)性變化,加入輻射項(xiàng)的模型還能很好地模擬出徑流的日變化過程.表2是冰川末端觀測期各月及其總的正積溫值.2008年全期的正積溫總值是2007年的75.0%.在年際尺度上,對于同一冰川,DDF應(yīng)是個定數(shù)或變化較小,否則這一方法便無研究價(jià)值.根據(jù)(2)式,2008年的冰川消融量也應(yīng)是2007年的75.0%左右.然而,根據(jù)前述計(jì)算,2008年的量只有2007年的46.2%,比通過積溫推算的值688mm(917×75%)少了264mm.因此,按度日模型估算的年際差值還不到實(shí)際差值的一半,說明氣溫指標(biāo)差只能部分地解釋冰川徑流量差異,還有其他因素與氣溫同等重要.在短期內(nèi),度日模型和實(shí)際消融量之間的差異可能更大.對比圖4和表2發(fā)現(xiàn),年內(nèi)和年際對應(yīng)各月的消融量-正積溫關(guān)系(DDF)存在很大差異.年際消融量的差異主要發(fā)生在6~8月,而9~10月在2008年的消融量反而比2007年同月的稍高.2008年6~8月的正積溫是2007年同期的85.3%,但2008年6~8月的消融總量只有2007年同期的34.7%,因而6~8月按度日模型估算的差值只有實(shí)際差值的22.5%.是否由于2007年冬季比2006年冬季大幅低溫使冰川冷儲大量增加,或者降水量大量增加,從而使2008年夏季的融水大量在冰川表面的積雪內(nèi)凍結(jié)而形成附加冰呢?表3是2006年11月至2007年4月和2007年11月至2008年4月冰川末端各月的平均氣溫及納木錯站各月的降水量(未經(jīng)修正).對比看出,兩時段內(nèi)對應(yīng)各月的平均氣溫相差很小,總體上2007年冬半年的值反而比2006年冬半年的高;站上降水除11月略有差異外,其余各月相同,基本無降水.由于高度效應(yīng),扎當(dāng)冰川冬季的降水量會比納木錯站測得的稍多,但仍會是個很小的量(2007年觀測期納木錯站和冰川末端未經(jīng)修正的降水分別為362.7和406.6mm),其年際差異亦小.因此,不可能發(fā)生上述情況.2.3降水特征:氣候變化的年際差異上述分析證明了2007與2008年夏半年之間扎當(dāng)冰川的度日因子存在重大差異,這種差異說明冰川表面的氣溫-輻射平衡關(guān)系發(fā)生了重大改變.表4是5400m處觀測期各月及全期總輻射的對比.兩年中對應(yīng)各月的值稍有差異,全期的值相同該處的大氣長波輻射可以通過下式算出:式中,Ld為大氣長波輻射通量,σ為Stefan-Boltzmann常數(shù)(5.6698×10–8W·m–2·K–4),Ta為氣溫,a和b為常數(shù),分別取0.605和0.048,e為水氣壓.表5是利用每30min記錄的資料計(jì)算出的各月及全期的平均值.同樣,其年際差異非常小.此外,納木錯站5月28日至8月30日(2008年8月后因故暫缺資料)觀測的大氣長波輻射的年際差異亦非常小:2007與2008年的平均值分別為286.0和279.0W·m–2.所以,冰川表面輻射收入部分的年際差異非常少,可以忽略不計(jì),年際消融差異主要源于輻射支出部分的差異.從支出來看,由于兩年(包括冬夏季,表1和3)之間氣溫變化的差異非常小,冰川表面溫度的年際差異也小,根據(jù)Stefan-Boltzmann定律,從冰川表面向上的長波輻射的年際差異亦小.所以,冰川消融量的年際大差異主要是由冰川表面反照率的差異造成的.影響冰川表面反照率的首要因素當(dāng)屬降水形態(tài),因?yàn)樾卵┑姆凑章史浅８?而降雨會使冰川表面積雪變濕、雪粒變粗,從而降低雪的反照率.通常,可以根據(jù)氣溫來判定降水形態(tài).七一冰川觀測發(fā)現(xiàn),氣溫低于2.3℃為降雪,高于7.2℃為降雨,其間則隨氣溫的升高,降雨概率由0上升至100%.祁連山羊龍河觀測的兩個特征溫度則分別為0和7.2℃.對中國降水觀測誤差的修正是采用2℃作為劃分雨雪的指標(biāo).因此,2和7.2℃作為我們判別雪雨時參照的兩個特征溫度.氣溫高于7.2℃的降水記錄判定為降雨.但是,由于自記雨量筒沒有加熱的融雪棒,降雪時降水記錄時間會滯后,因而氣溫低于7.2℃時,根據(jù)氣溫、總輻射和徑流變化狀況等方面的邏輯推理來判定.首先,注意降水記錄前的氣溫或總輻射狀況,從而確定前期是否有積雪殘存在雨量筒內(nèi),如降水記錄前氣溫超過7.2℃或總輻射強(qiáng)度大則沒有殘存雪,反之,則可能有.然后再根據(jù)其他條件進(jìn)一步判定,其中,包括雨量筒內(nèi)的氣溫.雨量筒內(nèi)安有溫度探頭,但其所記錄的氣溫不是開敞環(huán)境的大氣氣溫,而是筒內(nèi)狹小空間的空氣溫度,但仍是有用的信息.筒內(nèi)氣溫高時(可達(dá)20℃以上),說明太陽輻射強(qiáng).降水記錄過程中大氣氣溫急速上升、總輻射強(qiáng)度大的,判定為降雪,因?yàn)榻邓畷r氣溫會降低.這種情況2008年較多,多為晚上降雪,翌日上午黑色金屬雨量筒因吸收大量太陽輻射而融雪,同時雨量筒內(nèi)的氣溫也比外界大氣的高得多.晚上的降水記錄亦較多,判定為降雨,因?yàn)榻笛r氣溫低,沒有太陽輻射積雪不會消融.同理,降水記錄時大氣氣溫和雨量筒內(nèi)的氣溫都低(如1℃),則判定為降雨.圖5顯示,2007年7月日徑流峰值滯后氣溫峰值約2~3h左右,因此,一次較大量(如超過5mm)的降水記錄幾小時后,徑流量不增加,反而減少的,判定為降雪;反之,則判定為降雨.同理,一個時段(如1d)記錄的降水強(qiáng)度不大,但總量較大,而隨后(如第2天)的氣溫-徑流量變化關(guān)系沒有明顯變化的,判定為降雨,反之為降雪.此外,觀測期間定期的野外工作也為雨雪判定提供了某些信息