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，中國西部的冰川往往會減少而減少，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)測和研究對象。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%;冰儲量609km3,占山區(qū)冰川總儲量的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)識冰川物質(zhì)平衡對氣候變化的敏感性以及對河川徑流的影響.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、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、長期的冰川監(jiān)測才能獲取.在葉爾羌河流域?qū)@些參數(shù)有長期監(jiān)測的冰川非常少,基于能量平衡模型模擬流域冰川物質(zhì)平衡幾乎不可能實現(xiàn).在眾多計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單、應(yīng)用最為廣泛.本模型采用氣溫和降水來做為計算物質(zhì)平衡的輸入,并計算冰川融水徑流.模型的時間尺度為月尺度,驅(qū)動為流域周邊國家氣候數(shù)據(jù)中心提供的西部242個氣象站的月氣溫和月降水?dāng)?shù)據(jù).對于冰川與積雪消融來說,度日物質(zhì)平衡模型計算方法如下式:式中:A為某時段內(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,Ht=1.0;當(dāng)Tt<0℃時,Ht=0.Bn=P?A(3)Bn=Ρ-A(3)式中:Bn為某時段內(nèi)的冰川物質(zhì)平衡量(mm);P為某時段內(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,具體的計算流程為(圖1):(1)收集流域內(nèi)的長期和短期觀測資料,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)部及周邊氣象臺站數(shù)據(jù)進(jìn)行冰川末端高度的月降水和月氣溫數(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)插值計算的相關(guān)結(jié)果與同一時間段流域內(nèi)觀測的短期資料以及以前冰川融水評估相關(guān)成果對比,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)計算時段內(nèi)的冰川面積變化估算的冰川體積變化量與模型計算的物質(zhì)平衡變化量對比也是模型參數(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,評價其在過去幾十年內(nèi)對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,可以對流域內(nèi)各個高程帶逐帶計算冰川物質(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,同時通過對喬戈里冰川的研究,認(rèn)為海拔3000m以下的河谷地帶降水稀少,實測年降水只有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站的降水量計算,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,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)計對西部242個國家氣象臺站的氣溫數(shù)據(jù)按緯度和月份進(jìn)行月氣溫梯度的統(tǒng)計,結(jié)果表明,區(qū)分不同緯度和月份可明顯提高其統(tǒng)計關(guān)系的相關(guān)系數(shù),統(tǒng)計結(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測的度日因子值,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)對應(yīng)的短期觀測資料等進(jìn)行對比,對度日因子進(jìn)行調(diào)整確定.同時,在模型計算過程中發(fā)現(xiàn),不同的氣溫遞減率對應(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號冰川的觀測資料表明,度日因子具有明顯的年際、高程、月份變化;2)實際觀測冰川的度日因子,大多由短期野外考察和觀測資料得出,觀測時段也都比較短,最短的只有幾天,并且這些度日因子值都是某個高度帶或觀測點(diǎn)上的值,并不能代表整個流域冰川區(qū)平均度日因子;3)同時,喀喇昆侖山冰川冰面有大量表磧覆蓋,對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▽崪y資料計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間變化,是流域冰川上的平均度日因子.模擬結(jié)果的對照驗證數(shù)據(jù):第一次冰川編目的雪線高度及來源時間;短期考察資料和文獻(xiàn)中的零平衡線與時間;流域有實際觀測冰川的物質(zhì)平衡、雪線等以及流域冰川融水評估的結(jié)果等.計算結(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,這與模型計算的基本一致.模型計算的1968—1976年雪線平均海拔為5355m,根據(jù)1989年中國冰川編目喀喇昆侖山(葉爾羌河流域)統(tǒng)計1968—1976年雪線平均海拔為5360m,二者結(jié)果也基本一致.模型計算的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年的實測資料,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,張祥松等的計算結(jié)果為710mm,與本文結(jié)果接近.應(yīng)用遙感監(jiān)測手段也可知從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)我國實測資料統(tǒng)計的冰川面積-儲量關(guān)系,應(yīng)用LiuShiyin等提出的儲量計算修正公式:V=0.04S1/35(4)V=0.04S1/35(4)式中:V為冰川儲量(km3);S為冰川面積(km2).可由冰川面積變化推算冰川儲量變化,1977—2001年間葉爾羌河流域長度變化超過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,而同期模型計算的累積物質(zhì)虧損為5.1m,二者非常接近.從以上對比結(jié)果可以看出,本模型的計算結(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,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(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山七一冰川的觀測結(jié)果一致.6年5月以來流域冰流速變化趨勢冰川物質(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,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,冰川融水的波動對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,本文未進(jìn)行插補(bǔ)展延),冰川融水徑流量為26.4×108m3,46a間的變化趨勢與冰川融水的變化趨勢一致(圖8),總體上呈現(xiàn)上升的趨勢.46a間冰川融水對河流徑流的補(bǔ)給率也呈增加趨勢(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年之后冰川融水對河流徑流的貢獻(xiàn)增大到63.3%.從流域冰川不同時段平均降水、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,主要是由于模型計算時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,氣溫升高對冰川的影響遠(yuǎn)大于降水增加的影響.對流域冰川物質(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徑流響應(yīng)時,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,這可能會帶來徑流的年際變化,但對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,在計算流域冰川融水中沒有考慮冰川面積的變化,這都對計算流域冰川物質(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段較短、冰川面積變化較小時,對冰川融水估算結(jié)果影響不大,但對于冰川變化較大、研究時段較長時,則必須考慮這一影響.7冰流速、冰流速與冰流速應(yīng)用