西藏纳木错湖南部扎当冰雪的径流年际大变化

西藏纳木错湖南部扎当冰雪的径流年际大变化

青藏高原有许多河流和湖泊，是亚洲许多大河和河流的发源地。近几十年来，由于世界各国的变迁，冰川流域的融合和恶化，一些河流的流量急剧增加。河流流量的变化对自然环境和社会经济产生了重大影响。在西藏，许多湖泊的水位近年来显著上涨，淹没了湖岸的高质量草坪，给蒙藏河和其他受害者带来了严重的经济损失。一些冰湖面积迅速扩大，崩溃风险不断增加，导致洪水和泥石流灾害。因此，在全球变化条件下，对冰川变化的反应具有重要意义。近年来，这项研究不断深入。在不同地点进行了四川-川流的现场观测研究，这为区域水资源、生态和社会经济计划提供了第一个数据。然而，这些工作主要集中在青藏高原边缘，因此长期和持续的四川-川流观测研究是必要的。中国科学院青藏高原研究所于2005年夏季在距西藏当雄县县城约60km的纳木错湖南岸建立了纳木错多圈层综合观测研究站(90°59.31′E30°46.44′N,海拔4730m,图1).建站以来,在本站及纳木错流域内开展了水文、大气物理、大气环境、冰川变化、水体理化特性和植被变化等方面的连续观测.本文主要利用2007和2008年的冰川径流与气象观测资料,分析气温和降水形态对冰川径流的影响.1资料与研究方法扎当冰川位于纳木错湖南岸的念青唐古拉山北坡(图1),面积1.98km2.自2005年纳木错建站开始便在该冰川开展了冰川变化、物质平衡和冰川气象等一系列观测.在冰川末端附近的海拔5400m处和冰川垭口的5800m处各放置了一台自动气象站(AWSCampbell公司生产),每30min自动记录气温、总辐射、水气压、相对湿度、风速和风向.经比对,两处的资料除高度效应外,变化非常一致.由于低处点位临近冰川消融区,故本文主要利用5400m的数据每年5月中旬至10月中旬在该地放置美国Onset公司生产的20cm口径HOBO翻斗式自记雨量计(精度0.2mm).2007年始,又在AWS下游的海拔5364m处设立水文观测点(图1),该点控制的流域面积为7.82km2.在每年5月下旬至10月中旬的冰川消融期放置美国Onset公司生产的HOBO压力式自记水位计,设置为每10min记录1次,并利用南京水利水文自动化防汛设备厂生产的LS1206B型螺旋桨式流速仪进行不定期测流.另外,本文涉及少量纳木错站内观测的冬春季辐射和降水量资料,辐射采用Campbell公司生产的四分量辐射仪测定,降水量采用20cm标准人工雨量筒或降雪板测定.2结果和分析2.1径流日变化特征图2是2007~2008两年观测期间建立的流量-水位关系.图3是根据水位计连续记录的水位和图2的关系得出的径流变化过程,冰川末端的气温和降水也同时显示在图上.2007和2008年5月28日至10月17日(以下简称观测期)流域的径流深度分别为1274和850mm;2007和2008年5月18日至10月17日的降水量(未经修正)分别为408.4和481.4mm各月的径流量、降水量和平均气温示于表1.与2007年相比,2008年观测期降水量增加了17.9%,径流量却减少了33.3%;对应各月的平均气温低0.09~0.98℃,全期低1.15℃.径流变化呈现出强烈的季节性和日变化特征(图3).每年冬季至5月中旬无径流.5月下旬开始,冰川周围冬春季残存的少量积雪开始融化,产生微弱径流.6月上旬开始,冰川逐渐产流,中下旬径流增大并呈现出明显的日变化.7和8月是全年径流量最大的两个月.9月以后径流逐渐减小,至10月中旬冰川停止融化,流域内少量残存的水形成微小径流,回落到5月的水平,同时水流已开始冻结.6~9月的流量占全年流量的90%以上(忽略观测期以外的量,下同)由于该冰川纬度偏低,消融期长,2007和2008年6~8月的流量占全年流量的比重分别为82.6%和69.5%,集中程度不及我国西北大陆型冰川的85%~95%,而7~9月流量占全年的比重大于75%.两年间径流量年际剧烈变化主要体现在7和8两个月,2007年这两个月的量占到全年的69.2%,而2008年只占53.9%(表1).冰川径流的日变化反映辐射平衡和气温的日变化特征.扎当冰川气温在8:00~9:00左右最低,16:00~17:00左右最高;冰川径流在13:00~14:00左右最小,18:00~19:00左右达到最大值.日变化特征存在着明显的年际差异.2007年7~8月基流大,在1m3/s左右,流量日变化也大,变幅达1~3m3/s,而2008年7~8月的基流只有0.5m3/s左右,除个别日期外,流量日变幅小于0.5m3/s.观测流域分为冰川覆盖区和非冰川覆盖区两个部分.非冰川区主要为粗大的冰碛物和裸岩,基本无调蓄水功能,在冬春季节的少量积雪在5月底已全部融化,而冬季在10月才开始积雪,因此,2007~2008年际径流量的大变化不是由于降水在非冰川覆盖区的积累或消融差异造成的.对于蒸发,冰川区的雪冰面蒸发量小.在海拔约4300~5100m的祁连山七一冰川,2002年6月11日至9月6日,根据气象资料计算的冰川区蒸发量为47mm.但这一数值明显偏高,因为是基于冰川末端的气温计算的.非冰川覆盖区的蒸发包括3个部分:降水时地表湿润所产生的蒸发、地中通过土壤毛管向地表输送的水分蒸发和地中孔隙通过分子扩散向外界逸出的水分.第三部分的量非常小.第二部分的量对于冰碛物难以估算,但也应是非常小的,原因是冰碛砾石巨大(大部分粒径>5cm,小颗粒少且在深层),难以形成毛管,即使地中有水,也无法输送至地表.因此,只有第一部分的量具有一定计算意义.通常,一次降水的土表最大湿润量定为0.2mm.按此计算,两年中每年观测期内,总量均小于35mm.另外,从风速看,2007年整个观测期的平均值为3.8m·s–1,2008年同期为3.2m·s–1.所以,蒸发量的年际差异可以忽略,径流的年际大差异是由冰川的消融差异造成的.事实上,这一点可以直接通过对比两年的径流变化特征看出表1显示两年在气温最高的7和8两个月的径流量差异最大.图3中,2007年7和8月份大部分时间径流与气温曲线相似,呈现出剧烈的日变化特征,日径流峰值大,基流也大;但2008年7和8月径流日变幅小日径流峰值小,基流也小.根据下式,可以估算出冰川消融的径流贡献:式中,M为来自冰川消融的水量,包括冰碛物下埋葬冰的融化量,也包括冰川上降雨直接形成的径流;R为水文观测点即整个流域的径流量;E为非冰川覆盖区的蒸发量;P为降水量;At和Ag分别为整个流域和冰川的面积.P参照七一冰川的观测结果进行修正,将观测值乘以1.27,比七一冰川的平均系数1.22稍大,原因是我们的量器口径(20cm)比其小4cm量测精度也比其低0.1mm.E两年均取40mm.根据(1)式计算得出2007和2008年由冰川消融贡献的流域径流深度分别为917和423mm,分别占流域总径流量的72.0%和49.8%,各月的量示于图4.其中,7和8两个月的量均占观测期的一半以上,分别为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%,说明2008年消融期有所滞后,流域径流模数分别为103.7L·s–1·km–2(2007年)和69.2L·s–1·km–2(2008年).2.2tt0时ht冰川消融的差异反映冰川表面能量平衡的差异.但从能量平衡去研究冰川消融一般都缺乏足够的资料,包括本研究.而影响冰川消融的因子复杂多变.所以,通常利用气温指标去衡量冰川的消融量.气温能从总体上反映各因素的变化,气温资料不仅较易得到,而且直接将冰川消融量与全球变化联系起来.最常用的气温指标是正积温,即所谓的度日因子(positivedegree-dayfactor)模型.该模型计算式如下:式中,DDF为冰川或雪的度日因子(mm·d–1·℃–1);M为某时段内冰川或雪的消融水当量(mmw.e.);PDD是同一时段内的正积温,一般由下式获取:式中,Tt为某天(t)的日平均气温;Ht是逻辑变量,当Tt≥0℃时,Ht=1.0;当Tt<0℃时,Ht=0.0.这一概念性模型提出100多年来,已在全球各地不同冰川和不同时间尺度上得到了应用.分布式传统度日模型能很好地模拟出径流的季节性变化,加入辐射项的模型还能很好地模拟出径流的日变化过程.表2是冰川末端观测期各月及其总的正积温值.2008年全期的正积温总值是2007年的75.0%.在年际尺度上,对于同一冰川,DDF应是个定数或变化较小,否则这一方法便无研究价值.根据(2)式,2008年的冰川消融量也应是2007年的75.0%左右.然而,根据前述计算,2008年的量只有2007年的46.2%,比通过积温推算的值688mm(917×75%)少了264mm.因此,按度日模型估算的年际差值还不到实际差值的一半,说明气温指标差只能部分地解释冰川径流量差异,还有其他因素与气温同等重要.在短期内,度日模型和实际消融量之间的差异可能更大.对比图4和表2发现,年内和年际对应各月的消融量-正积温关系(DDF)存在很大差异.年际消融量的差异主要发生在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月的正积温是2007年同期的85.3%,但2008年6~8月的消融总量只有2007年同期的34.7%,因而6~8月按度日模型估算的差值只有实际差值的22.5%.是否由于2007年冬季比2006年冬季大幅低温使冰川冷储大量增加,或者降水量大量增加,从而使2008年夏季的融水大量在冰川表面的积雪内冻结而形成附加冰呢?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气温及纳木错站各月的降水量(未经修正).对比看出,两时段内对应各月的平均气温相差很小,总体上2007年冬半年的值反而比2006年冬半年的高;站上降水除11月略有差异外,其余各月相同,基本无降水.由于高度效应,扎当冰川冬季的降水量会比纳木错站测得的稍多,但仍会是个很小的量(2007年观测期纳木错站和冰川末端未经修正的降水分别为362.7和406.6mm),其年际差异亦小.因此,不可能发生上述情况.2.3降水特征:气候变化的年际差异上述分析证明了2007与2008年夏半年之间扎当冰川的度日因子存在重大差异,这种差异说明冰川表面的气温-辐射平衡关系发生了重大改变.表4是5400m处观测期各月及全期总辐射的对比.两年中对应各月的值稍有差异,全期的值相同该处的大气长波辐射可以通过下式算出:式中,Ld为大气长波辐射通量,σ为Stefan-Boltzmann常数(5.6698×10–8W·m–2·K–4),Ta为气温,a和b为常数,分别取0.605和0.048,e为水气压.表5是利用每30min记录的资料计算出的各月及全期的平均值.同样,其年际差异非常小.此外,纳木错站5月28日至8月30日(2008年8月后因故暂缺资料)观测的大气长波辐射的年际差异亦非常小:2007与2008年的平均值分别为286.0和279.0W·m–2.所以,冰川表面辐射收入部分的年际差异非常少,可以忽略不计,年际消融差异主要源于辐射支出部分的差异.从支出来看,由于两年(包括冬夏季,表1和3)之间气温变化的差异非常小,冰川表面温度的年际差异也小,根据Stefan-Boltzmann定律,从冰川表面向上的长波辐射的年际差异亦小.所以,冰川消融量的年际大差异主要是由冰川表面反照率的差异造成的.影响冰川表面反照率的首要因素当属降水形态,因为新雪的反照率非常高,而降雨会使冰川表面积雪变湿、雪粒变粗,从而降低雪的反照率.通常,可以根据气温来判定降水形态.七一冰川观测发现,气温低于2.3℃为降雪,高于7.2℃为降雨,其间则随气温的升高,降雨概率由0上升至100%.祁连山羊龙河观测的两个特征温度则分别为0和7.2℃.对中国降水观测误差的修正是采用2℃作为划分雨雪的指标.因此,2和7.2℃作为我们判别雪雨时参照的两个特征温度.气温高于7.2℃的降水记录判定为降雨.但是,由于自记雨量筒没有加热的融雪棒,降雪时降水记录时间会滞后,因而气温低于7.2℃时,根据气温、总辐射和径流变化状况等方面的逻辑推理来判定.首先,注意降水记录前的气温或总辐射状况,从而确定前期是否有积雪残存在雨量筒内,如降水记录前气温超过7.2℃或总辐射强度大则没有残存雪,反之,则可能有.然后再根据其他条件进一步判定,其中,包括雨量筒内的气温.雨量筒内安有温度探头,但其所记录的气温不是开敞环境的大气气温,而是筒内狭小空间的空气温度,但仍是有用的信息.筒内气温高时(可达20℃以上),说明太阳辐射强.降水记录过程中大气气温急速上升、总辐射强度大的,判定为降雪,因为降水时气温会降低.这种情况2008年较多,多为晚上降雪,翌日上午黑色金属雨量筒因吸收大量太阳辐射而融雪,同时雨量筒内的气温也比外界大气的高得多.晚上的降水记录亦较多,判定为降雨,因为降雪时气温低,没有太阳辐射积雪不会消融.同理,降水记录时大气气温和雨量筒内的气温都低(如1℃),则判定为降雨.图5显示,2007年7月日径流峰值滞后气温峰值约2~3h左右,因此,一次较大量(如超过5mm)的降水记录几小时后,径流量不增加,反而减少的,判定为降雪;反之,则判定为降雨.同理,一个时段(如1d)记录的降水强度不大,但总量较大,而随后(如第2天)的气温-径流量变化关系没有明显变化的,判定为降雨,反之为降雪.此外,观测期间定期的野外工作也为雨雪判定提供了某些信息