劉玉婷，劉景時，2，古麗格納·哈力木拉提，納麥提·托合提

（1.新疆喀什大學(xué)生命與地理學(xué)院新疆維吾爾自治區(qū)帕米爾高原生物資源與生態(tài)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，新疆 喀什 844000；2.中國科學(xué)院青藏高原研究所，北京 100085）

0 引言

面對全球變暖的趨勢，冰川作為最大的淡水儲存資源，正在日益退縮，對于以冰川融水補(bǔ)給為主的河流影響巨大［1-2］。以亞洲地區(qū)的中國為例，這類河流主要分布于我國的西部地區(qū)，冰川水資源對其下游及干旱、半干旱地區(qū)居民的生產(chǎn)生活乃至經(jīng)濟(jì)的可持續(xù)發(fā)展提供了基礎(chǔ)［3-4］。有研究表明，20世紀(jì)下半葉以來，青藏高原由于冰川退縮造成的水資源凈損失量高達(dá)5 869.24×108m3，為10條黃河的水量［5］。雖然冰川退縮消融能夠大量釋放儲存的水資源，短期內(nèi)帶來可利用水資源的增多，但也會增加以冰川融水補(bǔ)給為主的河流徑流的不穩(wěn)定性，日積月累也會超越臨界點(diǎn)而造成冰川水資源的耗竭，并最終導(dǎo)致嚴(yán)重后果［6-7］。

喜馬拉雅山脈是我國以及南亞、東南亞很多河流的發(fā)源地，在河流的徑流資源補(bǔ)給中冰雪融水占據(jù)較大比例。因冰雪融水變化受氣候影響較大，所以徑流對氣候變化較為敏感。20世紀(jì)60—70年代，李吉均等［8］對喜馬拉雅山冰川及水文做過一定研究，謝自楚等［9］于1975年觀測珠峰絨布、羊卓雍錯卡魯雄曲流域的冰川，并對冰川徑流、冰川積累和消融及物質(zhì)平衡等進(jìn)行研究。Azam等［10］對喜馬拉雅-喀喇昆侖山河流對氣候變化的響應(yīng)做了相關(guān)研究，研究表明冰川和積雪融化是河流的重要組成部分。Nie等［11］討論了喜馬拉雅-喀喇昆侖山冰川和融水供應(yīng)如何以及為什么發(fā)生了變化，它們在未來可能會如何演變，以及這些變化如何影響水資源和與其相關(guān)的危害。趙華秋等［12］研究了喜馬拉雅山冰川面積的退化及對氣候的響應(yīng)。近些年來，印度、尼泊爾境內(nèi)的喜馬拉雅山冰川與氣候變化的相關(guān)觀測研究較多，對中國境內(nèi)的喜馬拉雅山冰川相關(guān)研究，多局限于遙感影像，缺少實(shí)測數(shù)據(jù)及相關(guān)流域?qū)Ρ葰w因化研究。

已有的觀測數(shù)據(jù)表明，青藏高原近40 a來氣溫呈上升趨勢［13］，降水東部增多，西部減少［14］。在青藏高原喜馬拉雅山中段珠穆朗瑪峰（珠峰）地區(qū)，開展的冰芯氣候和冰川末端變化的研究，結(jié)果顯示：自1960年代該地區(qū)的冰川凈積累量急劇減少，一直到1990年代初期冰川一直保持在較低的物質(zhì)平衡狀態(tài)；位于珠峰北坡的22條冰川，全部處于退縮狀態(tài)且平均冰川末端年退縮5.8 m，其中該地區(qū)最大的冰川——絨布冰川自20世紀(jì)60年代以來以5.5～8.7 m·a-1的平均速度退縮［15］。另外，在對臨近珠峰地區(qū)近40 a來的定日氣象站氣溫進(jìn)行分析，結(jié)果表明：自20世紀(jì)70年代以來，年平均氣溫不斷升高，尤其是90年代以后上升更快；6—8月份氣溫始終保持相對較快的升高速度。以上研究表明，在近40年來珠峰地區(qū)出現(xiàn)了暖干化的特征［16］。珠峰地區(qū)在氣溫升高、冰川積累量減少、冰川后退的背景下，該地區(qū)的冰雪融水徑流必會有相應(yīng)的響應(yīng)。前人在本地區(qū)所做的水文工作僅限于1959—1960年珠峰綜合考察［17］一整年觀測和1966年所做的絨布河水文短期觀測［18］。本文根據(jù)2005年4—9月在珠峰絨布冰川所做的水文觀測得到的相對完整的資料，與2005年有水文氣象觀測的羊卓雍湖的卡魯雄曲冰川流域進(jìn)行對比，分析全球氣候變暖背景下，絨布河流域與卡魯雄曲流域冰川消融的增減狀況及冰川水文規(guī)律，為喜馬拉雅廣大無水文氣象觀測流域提供參數(shù)。

1 流域概況

珠峰海拔8 848.63 m，位于喜馬拉雅山中段。該地區(qū)極高的海拔為現(xiàn)代冰川的發(fā)育提供了有利條件。珠峰地區(qū)冰川總面積約為1 600 km2，占整個珠峰地區(qū)總面積的32%［15］。該地區(qū)的冰川分布集中，以大型山谷冰川為主。珠峰北坡地形陡峻，河谷坡降大，冰川補(bǔ)給區(qū)狹窄，限制了冰川的發(fā)育；珠峰北坡河谷比降小，且受高原冷空氣影響，冰川發(fā)育條件較南坡有利。珠峰冰川面積在北坡和南坡的差異較大，北坡的冰川面積比南坡的多75%。珠峰絨布河流域和羊卓雍湖卡魯雄曲流域均位于青藏高原南部，喜馬拉雅山北坡（圖1），兩地相距500 km。

圖1 絨布冰川（左側(cè)）與卡魯雄曲流域冰川（右側(cè)）分布Fig.1 Glacial distribution in the Rongbuk（left）and Karuxung watershed（right）

珠峰絨布河流域的流域面積、冰川覆蓋度分別為326 km2、46.6%［15］，流域內(nèi)的絨布冰川屬亞大陸性冰川，是珠峰北坡的最大的冰川，面積為152 km2。絨布河發(fā)源于絨布冰川末端，河源以中、西、東絨布冰川為主，流向北偏西，河谷平均海拔大于5 900 m且谷地外圍相對高差較大。卡魯雄曲流域的流域面積、冰川覆蓋度分別為286 km2、20.78%，作為羊卓雍錯流域西岸的最大支流，其位于雅魯藏布江以南，源頭為卡若拉冰川，河源為寧金康桑峰。流域內(nèi)海拔高度范圍為4 550～7 206 m，50條現(xiàn)代冰川在4 900 m以上，總面積59.42 km2；以海拔5 100 m為界限，劃分為高山凍土區(qū)與深層季節(jié)凍土區(qū)。該流域氣候?qū)倌蟻喖撅L(fēng)氣候區(qū)中的南亞Ⅳ型氣候區(qū)，處在喜馬拉雅山的雨影地區(qū)且為半干旱地區(qū)。年平均氣溫為2.0℃，多年平均降水量370.5 mm，但年內(nèi)降水量分配很不均勻，主要集中分布于6—9月，所占比例高于全年降水的90%［5］。

2 數(shù)據(jù)來源

（1）水文數(shù)據(jù)：卡魯雄曲流域翁果水文站，位于浪卡子縣翁果鄉(xiāng)省拉村，海拔4 550 m，建于1975年，數(shù)據(jù)來源于西藏拉薩水文局。珠峰絨布河流域內(nèi)珠峰絨布冰川大本營設(shè)立臨時水文站，海拔5 170 m，檢測時段為2005年4—10月，可檢測整個絨布冰川的冰川融水徑流。

（2）氣象站數(shù)據(jù)：浪卡子氣象站（28°58′N，90°24′E）和定日氣象站（28°38′N，87°05′E），數(shù)據(jù)來源于中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)（http：//data.cma.cn/）。

（3）DEM數(shù)據(jù)：DEM數(shù)據(jù)來源于美國國家航空航天局（NASA），空間分辨率30 m。

（4）冰川數(shù)據(jù)：冰川數(shù)據(jù)來源于中國第一次冰川編目。

3 研究結(jié)果與分析

3.1 絨布河流域與卡魯雄曲流域冰川消融特征

對2005年內(nèi)絨布河流域與卡魯雄曲流域冰川消融及氣候變化特征分析，喜馬拉雅山區(qū)由于獨(dú)特的高寒氣候特征導(dǎo)致負(fù)溫期較長，流域冰川消融隨氣候的變化明顯。當(dāng)春末夏初，氣溫穩(wěn)定升至0℃以上，高山冰雪開始消融。4月初，通常絨布河每天下午15：00至17：00時河面解凍（北京時間），其他時間均處于封凍狀態(tài)，此時完全由非冰川區(qū)積雪融水提供給徑流。5月，尤其是5月7日以后氣溫逐漸升高，河面完全解凍，絨布冰川消融區(qū)的冰面消融強(qiáng)度增強(qiáng)，形成了冰面徑流，融水沿冰面河道下泄，經(jīng)過若干冰面湖后匯入絨布河。7、8月份溫度大幅度地升高，徑流量增加迅速，達(dá)到年內(nèi)最高值。9月，徑流量緩慢降低，到10月份，河面封凍，消融基本停止，只存在較小的基流。

根據(jù)卡魯雄曲流域內(nèi)翁果水文站多年水文氣象資料分析，把冰川消融分為4—6月的季風(fēng)前和7—9月的季風(fēng)后。季風(fēng)前基本無降水影響，徑流與氣溫關(guān)系穩(wěn)定密切；季風(fēng)后降水補(bǔ)給卡魯雄曲流域徑流，消融與氣溫的關(guān)系復(fù)雜。由于冰川末端位置較低和春季溫度較高，卡魯雄曲流域內(nèi)冰川4月開始冰雪消融，4—6月主要冰雪消融，7—9月為融水與降水混合補(bǔ)給［5］。

3.2 珠峰絨布河與卡魯雄曲流域冰川消融對比分析

表1給出2005年珠峰絨布河流域與卡魯雄曲流域冰川消融水深及水量組成比較。由于卡魯雄曲流域內(nèi)冰川末端位置相對較低和冬春季溫度較高，河流有地下水補(bǔ)給不斷流，冬春季有明顯徑流，而絨布河流域內(nèi)冰川4月僅有微弱消融，兩河5月即開始冰雪消融。5—7月絨布河流域內(nèi)徑流各月比例都大于卡魯雄曲流域的，一是絨布河流域冰川緯度稍偏南，定日站夏季氣溫比浪卡子站高1.5℃，二是卡魯雄曲流域春季有降水，高山降雪增大反射，抑制消融。月消融深絨布河流域冰川區(qū)5月是卡魯雄曲流域的2.5倍，6—7月是2倍，8—9月是1.4倍，總消融量絨布河流內(nèi)冰川區(qū)基本是卡魯雄曲流域的2倍。

表1 2005年珠峰絨布流域與羊湖卡魯雄曲流域水量組成比較Table 1 Runoff components in Rongbok and Kaluxun watershed in 2005

2005年絨布冰川水文觀測的流量與氣溫關(guān)系如下［15］：

式中：T為水文點(diǎn)5 180 m處氣溫（℃）；Q為流量（m3·s-1）。其中，Q包含降水補(bǔ)給徑流帶來的水量，為進(jìn)一步探討融水與溫度關(guān)系，本文剔除含降水的日流量點(diǎn)。改進(jìn)的絨布冰川消融與氣溫的相關(guān)性，在顯著性水平α=0.005，取?=67，根據(jù)檢驗(yàn)相關(guān)系數(shù)ρ=0的臨界表，r0.005=0.2500，顯然，改進(jìn)表達(dá)式的rDT遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于r0.005=0.2500，這表明改進(jìn)的絨布冰川消融與氣溫高度相關(guān)［圖2（a）］，統(tǒng)計(jì)關(guān)系為：

式中：T為水文點(diǎn)5 180 m處氣溫（℃）；D為消融深（mm）。

同樣利用2005年卡魯雄曲翁果站水文氣象觀測資料，得到無降水日的徑流深與氣溫關(guān)系。在顯著性水平α=0.005，取?=12，根據(jù)檢驗(yàn)相關(guān)系數(shù)ρ=0的臨界表，r0.005=0.5324，顯然，改進(jìn)表達(dá)式的rDT遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于r0.005=0.5342，這表明改進(jìn)的絨布冰川消融與氣溫高度相關(guān)［圖2（b）］，統(tǒng)計(jì)關(guān)系式為：

圖2 絨布冰川（a）與卡魯雄曲冰川（b）無降水日的日消融深與氣溫關(guān)系Fig.2 Relationship between daily melting depth and temperature on non precipitation days of Rongbuk glacier（a）and Karunxunu glacier（b）

式中：T為水文站4 550 m處氣溫（℃）；D為消融深（mm）。

以上兩個冰川消融關(guān)系都符合一般指數(shù)函數(shù)表達(dá)式，且消融深與氣溫成正比。指數(shù)函數(shù)前的系數(shù)表示消融強(qiáng)度，即氣溫升高1℃所增加的消融深，且消融深隨氣溫升高（非線性）增多。

根據(jù)公式（2）、（3）得出，絨布冰川消融強(qiáng)度大于卡魯雄曲，約2倍，這與我們對冰川的實(shí)地考察結(jié)果一致。絨布冰川消融強(qiáng)烈是因?yàn)槠浔ǜ采w率大，消融區(qū)降水（雪）小，以高山雪崩補(bǔ)給積累，消融區(qū)有大量表磧覆蓋，有利于冰雪消融［19-20］。而卡魯雄曲流域冰川覆蓋率略小，冰川表面清潔，降水稍大，以降雪補(bǔ)給，反射強(qiáng)烈，不利于冰雪消融［4，21］。二者長期的差別也可從它們的冰川退縮速度反映出來。

喜馬拉雅山中段的珠穆朗瑪峰地區(qū)的現(xiàn)代冰川在最近幾十年曾進(jìn)行多次考察，根據(jù)考察中對冰川末端位置重復(fù)測量和對比發(fā)現(xiàn)這些地區(qū)的冰川均處于退縮狀態(tài)。近40年來對兩個冰川區(qū)的監(jiān)測表明，珠峰地區(qū)中絨布冰川、東絨布冰川和遠(yuǎn)東絨布冰川1966—1997年的平均退縮速度分別為8.7、5.5和7.4 m·a-1，1997—2011年的退縮速度增加到9.3 m·a-1，消融區(qū)冰川表面高度平均減薄約30～40 m［16］。2005年采用GPS與數(shù)字地面立體攝影測量相結(jié)合的方法重新測繪了槍勇冰川圖（1∶2.5萬比例尺）。根據(jù)2005年的冰川圖測得槍勇冰川長度是4.8 km，面積為7.1 km2，雪線高度為5 850 m a.s.l.，與1979年的冰川相比冰川末端退縮約100 m，平均3.8 m·a-1，冰川面積比1979年的冰川面積減小了0.6 km2（7.8%），消融區(qū)冰川表面高度平均減薄約10～15 m［22］?？梢娊q布冰川的退縮速率也比卡魯雄區(qū)冰川大很多，約2.5倍。

4 討論

4.1 冰川水文狀況

由圖1和表2可以看出，絨布河流域和卡魯雄曲流域同在喜馬拉雅山北坡，基本在同一緯度，同為大陸性冰川，兩個流域冰川末端高度分別為5 180 m和5 000 m，雪線高度5 850 m，流域面積接近，產(chǎn)流均可當(dāng)日出現(xiàn)在測流斷面，冰雪融水貢獻(xiàn)比例相當(dāng)。

表2 絨布河大本營站與卡魯雄曲翁果站冰川水文特征值Table 2 Hydrological and glaciological characteristics of studied catchments

4.2 氣候條件

2005年定日站與浪卡子站年平均氣溫都高于多年平均1℃，但定日站年平均氣溫較浪卡子站低0.4℃。兩站夏季平均氣溫都出現(xiàn)了極高值，定日站6—8月平均氣溫達(dá)12.3℃，僅次于1995年夏季的12.4℃；浪卡子站2005年夏季氣溫為10.8℃，為45年記錄的最高值。但兩站年降水量較多年平均少30%左右（70.0 mm和87.7 mm），所不同的是定日站7月降水最多，浪卡子站8月降水最大；春季浪卡子站有較大降水，而定日站沒有。定日夏季降水比浪卡子更集中。這種極端暖干的夏季氣候是準(zhǔn)確計(jì)算冰川消融的有利條件。另外2005年4—10月定日站和絨布大本營氣溫也有很好的相關(guān)性［5］。說明兩地水熱過程有一致性，可以進(jìn)行兩個冰川流域水文過程的比較。

4.3 消融對比

5—7月絨布河流域內(nèi)徑流各月比例都大于卡魯雄曲流域，這可能因?yàn)椋阂皇墙q布河流域冰川緯度稍偏南，定日站夏季氣溫比浪卡子站高1.5℃；二是卡魯雄曲流域春季有降水，高山降雪增大反射，抑制消融。

通過建立模擬公式得出，兩個冰川消融關(guān)系都符合一般指數(shù)函數(shù)表達(dá)式，且絨布冰川消融強(qiáng)度為卡魯雄曲的2倍，這與我們對冰川的實(shí)地考察結(jié)果一致。兩個冰川消融關(guān)系都符合一般指數(shù)函數(shù)表達(dá)式，且消融深與氣溫成正比［23］，表示二者受同一氣候的控制和影響［5，15］。2005年的初步研究顯示，氣溫升高是徑流量增大的關(guān)鍵因素。且關(guān)于珠峰絨布冰川的研究表明，在氣溫和冰雪融水徑流之間存在相關(guān)性較好的指數(shù)函數(shù)關(guān)系［24］，故本文提出的冰雪融水模型，可以用于兩個冰川區(qū)流域融水及冰川變化的估計(jì)，為計(jì)算提供了一定的參考依據(jù)。

本文研究表明，隨著全球氣候變暖形勢加劇，研究區(qū)冰雪消融量較大。1954年以來珠穆朗瑪峰地區(qū)兩支冰芯記錄的對比分析中也表明，由于氣候變化導(dǎo)致的增溫作用對冰芯積累量變化的影響不容忽視。在氣候變暖背景下，依據(jù)寒區(qū)氣象、水文數(shù)據(jù)研究氣溫與冰川消融的關(guān)系，可為進(jìn)一步認(rèn)識喜馬拉雅山北坡地區(qū)冰川融水特征提供重要參考依據(jù)。另一方面，有研究認(rèn)為冰雪消融存在差異主要原因是由下墊面感熱通量的不均衡性導(dǎo)致的［25］，因此依據(jù)坡度、坡向、植被覆蓋度等環(huán)境因素的差異性分布研究流域冰雪消融的規(guī)律變化值得更為深入的探討。

5 結(jié)論

本文利用2005年珠峰大型科學(xué)考察時對絨布冰川水文觀測及附近定日站氣象資料、羊湖卡魯雄曲冰川流域水文及附近浪卡子站氣象資料，依據(jù)絨布河流域與卡魯雄曲冰川流域的融水過程，建立冰雪消融數(shù)值模型，并進(jìn)行了對比研究。統(tǒng)計(jì)相關(guān)得到氣溫極好的相關(guān)性（r＞0.8）和降水的可靠相關(guān)（r＞0.8），說明在區(qū)域尺度兩個地區(qū)的氣候過程基本一致；絨布冰川消融強(qiáng)度是卡魯雄曲的約2倍，冰川退縮速率二者也差2.5倍，說明用冰川消融氣溫估計(jì)的水量損失基本反映冰川變化的事實(shí)。

本文提出的冰雪融水模型，可以用于兩個冰川區(qū)之間其他無資料冰川流域融水及冰川變化的估計(jì)。由于喜馬拉雅山區(qū)水文、氣象臺站十分稀少，且大多數(shù)站點(diǎn)分布在高原東部地區(qū)和邊緣，以上結(jié)果表明喜馬拉雅山卡魯雄曲唯一有長期冰川水文氣象觀測資料可以用于幫助恢復(fù)珠峰絨布冰川水文過程及冰川變化。

致謝：本文得到中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院康世昌研究員的指導(dǎo)。珠峰大本營水文資料為2005年珠峰科學(xué)考察隊(duì)冰川水文組集體觀測成果，卡魯雄曲流域冰川水文氣象觀測得到西藏水文局拉薩水文局米瑪次仁幫助，在此一并致以衷心感謝。