1967—2014年科西河流域冰湖時空變化

宮 鵬, 姚曉軍,2,*, 孫美平,2,安麗娜, 李曉鋒

1 西北師范大學 地理與環境科學學院,蘭州 730070 2 中國科學院西北生態環境資源研究院, 冰凍圈科學國家重點實驗室,蘭州 730000

冰湖是末次冰期以來冰川運動或退縮產生的融水在冰川表面、前部或側部匯集形成的湖泊[1- 2]。冰湖的形成、變化和潰決與氣候變化密切相關,能忠實地記錄不同時空尺度下的氣候變化,是揭示全球氣候變化與區域響應的重要信息載體和指示器[3- 5]。冰湖作為山地水資源的重要組成部分,具有調節流域內河川徑流、改善生態環境、維護生物多樣性以及旅游觀光等功能。同時,由冰湖潰堤而引發的冰湖潰決洪水(或泥石流)往往對下游基礎設施和人民生命財產造成嚴重的危害,已成為山地災害的主要類型之一[6]。興都庫什—喜馬拉雅山地區是全球冰湖主要發育地區[7],也是冰湖潰決洪水(或泥石流)災害多發區[8- 12],其中尤以喜馬拉雅山中段(納木那尼—綽莫拉日)最為嚴重[13-14]。在氣候變暖背景下,開展冰湖資源調查和冰湖潛在危險性評價,既是深入探討冰凍圈與氣候變化關系的重要組成部分,也是制定區域冰湖潰決洪水防災減災措施的必要環節,已引起國際學術界和政府部門的高度關注。

科西河是喜馬拉雅山中段地區橫跨中國和尼泊爾兩國的國際性河流,歷史上在該流域曾發生多次冰湖潰決洪水(或泥石流)事件。據姚曉軍等[15]的研究,自20世紀30年代以來科西河流域我國境內就有8個冰湖發生過多次潰決,其中造成嚴重危害的冰湖有次仁瑪錯、印達普錯和吉萊錯。該流域尼泊爾境內亦有多個冰湖發生過潰決,如1985年8月4日潰決的冰川湖(Dig Tsho)造成14座橋梁、30間房屋和1個水電站被毀[16]。2015年4月25日,尼泊爾博克拉地區發生8.1級地震,我國西藏自治區、尼泊爾和印度等地區均出現人員傷亡,建筑物和道路等基礎設施亦受到嚴重損毀。據Kargel等[17]對災區491個冰湖的多源遙感影像對比分析,發現此次強震并沒有造成明顯的冰湖潰決洪水災害,僅有9個冰湖因滑坡或雪(冰)崩入湖而導致少量的湖水外溢。然而,正如Kargel等人所指出的,未來當該區域發生更大震級的地震或震源靠近冰湖分布區時,發生嚴重冰湖潰決洪水災害的可能性依然存在。除地震外,雪(冰)崩、強降水、冰川強烈消融、冰磧壩內死冰消融等亦是引發冰湖潰決的誘因[6,18]。基于CMIP5 GCMs的評估結果顯示,到本世紀中葉科西河流域高山區降水和氣溫均呈上升趨勢[19],這將使冰湖朝著規模擴大、潰決風險增加方向發展。本文旨在通過對科西河流域冰湖的長時間尺度多期編目工作,一方面系統分析近50年該流域冰湖時空變化特征,另一方面為未來冰湖數據更新提供基礎數據集,從而為科西河流域冰湖危險性評估和冰湖潰決洪水(或泥石流)災害制圖提供數據支撐。

1 研究區概況

科西河流域位于喜馬拉雅山中段(26°51′25″—29°08′16″N,85°23′17″—88°56′47″E),北至雅魯藏布江南部,南到尼泊爾與印度交界處,西臨加德滿都,東達中、尼、印三國接壤地區(圖1)。流域東西長340 km,南北寬230 km,總面積約5.5×104km2,位于中國和尼泊爾境內的面積分別占流域總面積的51.96%和48.04%。受地質構造影響,科西河流域地勢整體呈北高南低態勢,海拔落差極大。流域內分布著多座海拔8000 m以上山峰,如珠穆朗瑪峰、卓奧友峰、馬卡魯峰和希夏邦馬峰等,并圍繞這些山峰發育了數量眾多的冰川和冰湖。流域內水系發達,自西向東主要有印德拉瓦迪(Indrawati)、孫科西(Sun Koshi)、絨轄曲(Tama Koshi)、利庫科拉(Likhu Khola)、牛奶河(Dudh Koshi)、阿潤(Arun)和塔木爾(Tamor)等河流。流域氣候主要受印度季風和西風環流影響,并呈現明顯季節性變化特征,由于喜馬拉雅山對來自南亞暖濕氣流的屏障作用,南北坡氣候差異顯著,自南向北依次分布著熱帶、亞熱帶、溫帶、亞高山帶、高山帶和喜馬拉雅山過渡帶[20]。據統計,科西河流域人口共450.04萬,尼泊爾和中國境內人口各有434.59萬和15.45萬,分別占流域總人口的96.57%和3.43%[20]。

圖1 科西河流域Fig.1 Koshi River basin

2 數據與方法

2.1 數據源

為獲取科西河流域不同年代的冰湖數據,本研究選用的遙感影像數據源主要包括USGS/NASA(http://earthexplorer.usgs.gov)提供的14景Corona衛星影像和56景Landsat MSS/TM/ETM+/OLI遙感影像、中國人民解放軍總參謀部測繪局編制的93幅1∶5萬和1∶10萬地形圖。其中,Corona衛星影像成像時間集中在1960s,Landsat MSS/TM/ETM+遙感影像時間分布在1970s、1980s、1990s、2000s,Landsat OLI遙感影像則反映了2013年以來該流域冰湖狀況。受遙感影像空間分辨率限制,按Landsat MSS影像空間分辨率計算,0.0036 km2是像元解譯的理論閾值,因此本研究僅考慮面積≥0.05 km2的冰湖。

本研究選用定日(Tingri)、聶拉木(Nyalam)、吉里(Jiri),錢普爾(Chainpur)和丹庫塔(Dhankuta)5個氣象站資料作為科西河流域氣候變化背景參考依據,其中定日(Tingri)和聶拉木(Nyalam)臺站資料從中國氣象數據網(http://data.cma.cn)獲取,其他3個氣象站數據來自于文獻[21]。此外,本文所用的數字高程模型(DEM)數據為ASTER GDEM V1.0,空間分辨率為30 m,從中國科學院計算機網絡信息中心地理空間數據云(http://www.gscloud.cn)下載獲得。研究區兩期冰川編目數據從科技部科技基礎性工作專項“中國冰川資源及其變化調查”項目組和國際山地中心(ICIMOD)獲取[22]。

2.2 研究方法

目前國內外已有不少基于遙感影像自動提取湖泊輪廓的方法,如歸一化水體指數法、波段比值法、“全局-局部”分步迭代水體信息提取法等[23-24],但這些方法通常對遙感影像質量要求較高,且后期處理工作量較大。由于冰湖存在一定的季節性變化,一年之內最穩定時段為9—12月[25],且少量影像(Landsat ETM+)局部存在壞帶,需要以其他影像作為補充并通過交叉檢驗解譯方能獲取精度較高的湖泊信息；此外,本研究所涉及的Corona衛星影像為全色成像[26],而目前已有的自動解譯都基于多光譜影像,無法進行自動解譯。因此,各期數據均采用人工目視解譯,解譯精度控制在1個像元以內。

本文利用定日和聶拉木2個氣象臺站觀測資料計算潛在蒸發量,以此作為表征研究區冰湖湖面蒸發量變化趨勢參考。潛在蒸散發是指在供水充分條件下的區域蒸散發能力,本文采用聯合國糧農組織推薦的彭曼公式(Penman-Monteith)計算潛在蒸發量。根據前人研究,在有相關氣象觀測記錄條件下該公式可較準確估算湖泊水面蒸發量[27-28],具體公式如下：

(3)

3 結果

3.1 科西河流域冰湖現狀及變化總趨勢

經人工目視解譯獲得科西河流域1960s、1970s、1980s、1990s、2000s和2010s 的6期冰湖矢量數據集,據2010s冰湖數據統計,科西河流域共有冰湖321個,總面積為88.43 km2,平均面積為0.28 km2。其中中國境內冰湖數量為227個,總面積67.76 km2；尼泊爾境內為94個,總面積20.66 km2。流域內面積最大的冰湖為噶龍錯(28°19′12″N, 85°50′25″E),面積為4.89 km2；其次是陰熱錯(4.59 km2)、錯朗瑪(3.72 km2)和共錯(2.30 km2),這4個冰湖均位于我國境內,其他冰湖面積均小于2.00 km2。尼泊爾境內面積大于1.00 km2的冰湖共有4個,分別為Tsho Rolpa Lake(1.53 km2)、Lower Barun(1.52 km2)、Imja Lake(1.79 km2)和Limding Tsho(1.02 km2)。流域冰湖規模分布具有數量以面積小于0.25 km2的小冰湖(占總數量的74.45%)為主,面積則以大于1 km2和介于0.05—0.25 km2的冰湖(占總面積的64.18%)為主的特征。從各子流域冰湖分布來看,阿潤(Arun)流域冰湖數量最多(178個),面積也最大(46.28 km2),分別占流域冰湖相應總量的55.45%和52.34%。

圖2 1960s—2010s科西河流域冰湖數量與面積變化 Fig.2 The number and area variation of glacial lakes in Koshi River basin during 1960s—2010s

由1960s—2010s科西河流域冰湖數量與面積變化(圖2)可知,該流域冰湖總體經歷了“先平穩后擴張”的過程,2000s后冰湖變化特征與王欣和高曉等人的研究基本一致[29-30]。具體而言,1960s至1980s期間科西河流域冰湖處于平穩狀態。冰湖總面積在1970s略有上升,增幅為1.03 km2(1.74%),但至1980s期間冰湖總面積降為59.29 km2(1.40%)；冰湖總數量顯著減少,到1980s期間消失冰湖數量占冰湖總數量的13.65%(37個),這與遠離冰川的小規模冰湖因缺乏冰川融水補給消失有關,而流域內冰湖“數量大規模小”使該特征更顯著。1980s至2000s末期,冰湖處于迅速擴張狀態,冰湖總數量增加為266個,總面積驟增至74.92 km2,增幅為15.63 km2(26.36%),冰湖面積平均擴張速率為0.78 km2/a；2000s之后,冰湖繼續呈現擴張趨勢且擴張速率有所增大,冰湖總數量增至321個(20.68%),總面積擴大為88.43 km2(13.51%),冰湖面積平均擴張速率為1.35 km2/a。

對比前人研究成果可以發現,不同學者關于科西河流域冰湖變化結果不盡一致,如Wang等[31]認為2000—2010年間科西河流域冰湖變化呈現“數量減少面積增加”趨勢,而高曉等[30]的研究結果則表現為冰湖數量與面積均呈增加趨勢。盡管二者對2000年科西河流域冰湖解譯所用的遙感影像基本一致,但結果亦差異很大,如Wang等[31]認為科西河流域有1680個,高曉等[30]的結果則顯示為1228個,這意味著二者對冰湖的界定或解譯標志存在著不一致。同時,Wang等[31]研究表明2000/2001—2009/2010年期間科西河流域冰湖數量由1680個驟減為1203個,在短短的10年內如此多的冰湖消失值得商榷。在喜馬拉雅山地區,即使冰湖發生潰決,當壩體潰口深度高于冰湖最低水位時,冰湖面積往往略有減少甚至會出現增加(當冰川末端處于持續退縮),很少出現湖水完全泄空這種情況。由于本研究僅涉及面積大于0.05 km2的冰湖,對比可知2000年以后科西河流域冰湖變化呈現“數量少量增加、面積大幅增加”態勢,即與高曉等人[30]的結果基本一致。

3.2 科西河流域不同規模冰湖變化特征

圖3 1960s—2010s科西河流域不同規模冰湖面積與數量變化 Fig.3 The number and area variation of different-sized glacial lakes in Koshi River basin during 1960s—2010s

圖3為1960s—2010s科西河流域不同規模冰湖面積與數量變化情況。由圖可知,1960s—1980s期間除面積介于0.50—0.75 km2和面積大于1.00 km2的冰湖外,其他各規模等級冰湖總面積和總數量均呈下降趨勢。值得關注的是,1970s期間面積介于0.05—0.25 km2的冰湖增加8個(3.77%),總面積出現峰值(25.08 km2)且增幅為1.7 km2(7.27%),分析發現冰川退縮后末端發育了新的冰湖。此外,對0.50—0.75 km2規模等級冰湖變化分析發現,其面積和數量增加的主要原因是面積介于0.75—1.00 km2冰湖萎縮導致其被劃歸為低一等級所致,如印達普錯的面積由0.91 km2減少為0.59 km2,囊嘎瑪湖則由0.84 km2萎縮為0.59 km2。其次,少量面積介于0.25—0.50 km2的冰湖擴張導致面積增加亦被劃歸到0.50—0.75 km2規模等級,這也導致后一規模等級冰湖數量與面積增加,如龍巴薩巴湖面積由0.37 km2增加為0.54 km2,皮達湖則由0.49 km2擴張為0.55 km2。對面積大于1.00 km2的冰湖變化分析發現,其總面積和數量變化仍是由于冰湖面積變化使其劃分等級改變所致,如曲吉瑪湖面積由0.79 km2增加為1.35 km2,俄瑪講松面積由0.82 km2增加為1.17 km2。總體而言,盡管1960s—1980s期間科西河流域不同規模等級冰湖數量與面積有所變化,但整體處于平穩狀態。

1980s—2000s期間,科西河流域除面積介于0.25—0.50 km2和面積介于0.50—0.75 km2兩個規模等級冰湖面積和數量有所減少外,其余各規模等級冰湖面積和數量均呈增加趨勢。其中,面積介于0.50—0.75 km2冰湖數量與面積減少原因是冰湖擴張導致其劃歸至更大規模等級,如龍巴薩巴湖面積增加為1.15 km2,邦當錯為0.84 km2,皮達湖為0.77 km2。此外,少數面積介于0.25—0.50 km2的冰湖因擴張而被統計到0.50—0.75 km2規模等級,如N2801E8826(未命名冰湖,以其質心十進制坐標值乘以100表示,N表示北緯,E表示東經,下同)和N2840E8638兩個湖泊面積分別由0.26 km2、0.35 km2增加為0.58 km2和0.77 km2,但這些增加的冰湖面積和數量均小于面積介于0.50—0.75 km2冰湖自身的變化,這也直接導致0.25—0.50 km2規模等級冰湖數量與面積的減少。2000s年以后,科西河流域各規模等級的冰湖均呈擴張趨勢,尤以面積小于0.25 km2和大于1.00 km2兩個規模等級冰湖變化最為顯著,如前者由22.90 km2(199個)增加為25.90 km2(239個),后者由24.23 km2(13個)增加為30.85 km2(16個)。

3.3 科西河流域不同海拔高度冰湖變化特征

圖4 1960s—2010s科西河流域不同海拔冰湖面積與數量變化 Fig.4 The number and area variation of glacial lakes in different elevation in Koshi River basin during 1960s—2010s

從冰湖所在的海拔來看,科西河流域冰湖數量和面積隨海拔遞增且呈負偏態分布,并在5000—5500 m處達到峰值。圖4反映了近50年科西河流域不同海拔冰湖面積和數量變化情況。顯然,海拔小于4000 m的冰湖數量和面積最小,處于相對平穩狀態。海拔介于4000—4500 m的冰湖總面積在1960s—1990s期間逐步減少至3.19 km2,其減少幅度為1.32 km2(29.27%),1990s—2000s期間持續增加,增幅為0.57 km2(17.87%),2000s以后面積顯著增加,增幅為1.04 km2(27.66%),其總數量在1980s減至最少23個,減少幅度為40.03%,1980s后持續增加,至2010s初為35個。綜上可知,海拔小于4500 m的冰湖總面積變化相對總數量變化滯后,這與冰湖距冰川較遠而受冰川變化直接影響較小有關。

海拔介于4500—5000 m和海拔介于5000—5500 m的冰湖在1960s—1980s期間冰湖總面積持續增加,其增幅分別為0.58 km2(3.8%)和1.91 km2(5.7%),抵消了部分其他海拔冰湖面積的減少量,使冰湖總面積趨于平穩狀態，這與該時期科西河流域降水量增加和潛在蒸散發減小密切相關[27]；1980s—2000s期間冰湖總面積顯著增加,其增幅分別為3.51 km2(22.44%)和10.15 km2(28.8%),平均增長速率分別為0.18 km2/a和0.51 km2/a,總數量增幅分別為5個(8.9%)和11個(8.8%)；2000s以后冰湖迅速擴張,總數量分別增加為71個和166個,其面積增長速率分別為0.23 km2/a和0.89 km2/a。海拔大于5500 m的冰湖在1960s—1980s期間顯著萎縮,總數量減少幅度為12個(30.77%),總面積減少幅度為1.05 km2(18.22%),萎縮速率為0.05 km2/a;1980s—2000s期間迅速增加為6.22 km2(37個),其面積增加速率為0.08 km2/a,2000s以后增加更迅速,面積增加速率為0.12 km2/a。這表明隨冰川退縮冰湖整體具有向高海拔擴張的趨勢,且海拔大于5500 m冰湖對氣候變化敏感性較高,具有較強的指示作用。此外,該區冰川末端海拔趨于正態分布且集中分布于海拔4500—6000 m之間,這與該區海拔介于4500—5500 m的冰湖變化最為顯著相一致,即冰川退縮是造成科西河流域冰湖形成與演變的直接原因。

3.4 科西河流域不同子流域冰湖變化趨勢

表1列出了1960s和2010s兩個時期科西河各子流域冰湖面積和數量及相應的變化。顯然,除利庫科拉(Likhu Khola)流域冰湖數量和面積均有所減少外,其余5個子流域的冰湖面積均呈增加趨勢。就擁有冰湖數量和面積最多(大)的阿潤(Arun)流域而言,盡管50年間有17個冰湖消失,但新生成冰湖33個,且后者面積大于前者,加之未消失冰湖自身規模擴張,冰湖總面積增幅高達9.70 km2(26.52%),為科西河5個子流域冰湖變化之最。孫科西(Sun Koshi)流域冰湖面積增幅位居第2,冰湖消失與新生數量相同使其總數無變化。絨轄曲(Tama Koshi)流域1960s時期冰湖數量和面積均大于牛奶河(Dudh Koshi)流域,但至2010s后者超過前者,原因在于牛奶河(Dudh Koshi)流域新生冰湖數量和面積均遠超絨轄曲(Tama Koshi)流域。塔木爾(Tamor)流域因新生冰湖面積(1.48 km2)大于消失冰湖面積(0.61 km2),導致該流域冰湖總面積亦呈增加趨勢,但如不考慮新生與消失冰湖面積變化,則該流域冰湖基本處于穩定狀態。

3.5 科西河流域冰湖空間變化特征

為進一步分析冰湖變化過程,以2010s冰湖面積作為參考,對1960s—2010s各冰湖面積變化分析發現,并非所有冰湖面積均呈增加趨勢或先減少后增加趨勢,而是在空間分布上存在顯著差異性。根據冰湖面積在近50年間的變化情況可分為以下9類：面積波動強烈、面積增加、面積減少、面積先增加后減少再增加、面積先增加后減少、面積先減少后增加再減少、面積先減少后增加、消失冰湖和新生冰湖。

表1 科西河各子流域冰湖面積和數量變化

由科西河流域冰湖面積變化趨勢(圖5)可知,面積先減少后增加的冰湖分布最廣,數量最多,共184個,且在整個流域內分布最為均勻。由于冰湖整體規模較小,此類冰湖面積變化趨勢對科西河流域冰湖總面積變化影響并不顯著。其次是消失冰湖,共65個,主要分布于流域的中下游以及受地形影響而無法得到冰川融水補給處。面積增加冰湖64個,這類冰湖主要分布于冰川末端,大多與母冰川直接相連,如龍巴薩巴湖。新生冰湖31個,其分布與面積增加冰湖位置靠近,主要是由于母冰川退縮后在其末端的冰蝕洼地因冰川融水注入而形成。面積先增加后減少再增加冰湖12個,主要分布在面積先減少后增加湖泊的前端,且與其有水力聯系,相對面積先減少后增加湖泊變化具有滯后性,對周圍冰湖變化有一定的調節作用。面積波動強烈冰湖11個,主要分布于流域上游,且與下游冰湖通過河網存在水力聯系,如N2799E8822和N2827E8715。面積先增加后減少冰湖8個,主要分布于消失湖上游,由于冰川退縮和地形的綜合作用導致其不再受冰川融水補給,且總體呈萎縮趨勢；面積減少冰湖5個,主要分布于受地形影響冰川融水補給匱乏的冰川前緣,冰湖趨于萎縮；面積先減少后增加再減少湖泊5個,主要分布于面積先減少后增加冰湖前緣,其前期受冰川融水補給,后期因冰川消融退縮缺乏補給而趨于衰退。

綜上所述,1960s—2010s期間科西河流域以面積先減少后增加冰湖最多,但消失冰湖規模普遍較小,且面積增加冰湖和新生冰湖所占比例僅次于面積先減少后增加冰湖,使流域內冰湖總面積經歷了先穩定后增加的過程。1980s以后,流域內冰湖變化以面積增加為主,局部區域冰湖因受補給方式、湖水外泄及地形等因素影響而具有其獨特變化特征,其中冰川融水補給和冰湖間的水力聯系是其變化的重要驅動因素[28]。

圖5 1960s—2010s科西河流域冰湖面積變化趨勢Fig.5 Area variation tendency of glacial lakes in Koshi River basin during 1960s—2010s

4 討論

4.1 科西河流域冰湖變化氣候成因

目前,冰湖變化與氣候變化二者之間仍很難建立定量關系,其原因在于冰湖水量變化不僅與流域降水、湖面蒸發和湖泊出水口徑流大小有關,還與冰川融水密切相關,且后者又與氣溫升降有著直接聯系。受資料限制,本文僅從氣溫、降水和潛在蒸散發角度分析科西河流域氣候變化背景,并以此定性探討冰湖變化與氣候變化間的關系。

圖6為1960s—2010s定日和聶拉木氣象臺站年均溫與年平均最高氣溫和年降水量與年潛在蒸散發量變化狀況。顯然,定日和聶拉木氣象臺站年均溫與年平均最高氣溫總體均呈現顯著增加的趨勢,年均溫線性增幅分別為0.59°C/10a和0.25°C/10a,年平均最高氣溫線性增幅分別為0.47°C/10a和0.33°C/10a,而年平均最高溫增加比年均溫增加對冰川消融影響更為顯著。1970s—1980s,定日和聶拉木氣象臺站年均溫與年平均最高氣溫均出現下降趨勢,且在1980s中期出現波谷,進入1990s后年均溫與年平均最高氣溫均呈現波動上升趨勢,且自2000s末期,年均溫與年平均最高氣溫上升趨勢均更加顯著,這與科西河流域冰湖變化趨勢基本一致。在尼泊爾境內,自1971以來,除錢普爾站在2000s以后一直處于波動下降趨勢外,吉里、丹庫塔兩個氣象臺站年均溫均呈明顯上升趨勢,其線性增溫率分別為0.14°C/10a(α=0.01)和0.70°C/10a(α=0.01),而對于錢普爾站臺氣溫變化趨勢,認為是下墊面改變對當地小區域氣候造成了影響[21]。

圖6 1960s—2010s定日和聶拉木氣象臺站年均溫、年平均最高溫、年降水量和年潛在蒸散發量變化Fig.6 The variation of annual mean temperature, annual mean maximum temperature, annual precipitation and potential annual evaporation in Tingr and Nyalam meteorological stations during 1960s—2010s

由圖6可知,定日和聶拉木氣象臺站記錄的年降水量以及年潛在發量變化總趨勢存在差異,年降水量線性增幅分別為1.42 mm/a和-0.97 mm/a,年潛在蒸發量線性增幅分別為-2.46 mm/a和1.17 mm/a。然而,在不同時期又具有相對一致性。進入1990s初期的低谷之前,兩個氣象站臺記錄的年降水量均呈增加趨勢,低谷后均呈現增加趨勢但增幅相對較小。此外,吉里、錢普爾和丹庫塔1971—2009期間年平均降水量線性增幅分別為10.05 mm/a(α=0.01),-0.03 mm/a(α=0.01),-1.40 mm/a(α=0.01)[21],而珠峰南側1970s中期至1980s初期降水較少,1980s中后期降水較充沛,1992年降水急劇下降,這與聶拉木氣象臺站變化趨勢一致[32]。

因此,1960s—1980s科西河流域冰湖呈平穩趨勢是氣溫降低、降水量增加和潛在蒸散發減少綜合作用的結果,氣溫降低使冰湖受冰川融水補給減少,而降水量增加和潛在蒸散發量的減少在一定程度上彌補了冰川融水補給量的減少,使冰湖總面積趨于平穩。1990s—2010s期間,由于氣溫顯著增加,尤其是年平均最高氣溫增加導致冰川加速消融,降水量增加和潛在蒸散發量減少促使冰湖迅速擴張。因此,氣溫升高誘發的冰川退縮是科西河流域冰湖變化的主要驅動因素,而降水量增加和潛在蒸散發量變化對該流域冰湖變化的影響也不容忽視。

4.2 冰川變化對冰湖的影響及其相互作用

冰川融水是科西河流域冰湖補給的主要形式之一。根據科西河流域兩期冰川編目數據,1970s冰川總面積為3703.68 km2(2162條),2010s初期冰川總面積減少為2745.36 km2(2038條),冰川整體呈顯著退縮狀態。由冰川面積—冰儲量經驗公式[33-34]和冰湖面積—庫容經驗公式[35]計算得到,1970s和2010s科西河流域冰湖總庫容分別為3.18 km3和4.55 km3,共增加1.37 km3,而對應時期的冰川冰儲量分別為349.77 km3和249.33 km3,共減少100.44 km3?？梢娛艿匦我蛩赜绊?直接補給冰湖的冰川融水所占比例較小(1.36%),大多冰川融水經河道進入河流水循環系統。

圖7 科西河流域不同冰—湖距離冰川變化比較 Fig.7 Comparison of glaciers of different glacier-lake distance in Koshi River basin

為探討冰湖擴張(或萎縮)與冰川變化作用機制,對冰湖與冰川間的空間位置關系分析發現,冰川變化與冰—湖距離密切相關。本文選取冰川規模、朝向、海拔、坡度相近且冰—湖距離為0的冰川與冰—湖距離非0的冰川進行比較(圖7),通過對所選取的8組16條典型冰川面積變化分析發現,冰—湖距離為0的冰川普遍比冰—湖距離非0冰川面積變化迅速。其中,8個冰—湖距離為0的冰川年平均變化速率為-0.46%/a,而8個冰—湖距離非0冰川年平均變化速率為-0.36%/a。當冰湖與冰川末端相接(即冰—湖距離為0)時,冰川消融為冰湖擴張提供了空間和物質來源,而冰湖和冰川間溫差使湖泊—冰川交界面的冰舌部分快速融化,加速冰川退縮[36]。此外,湖水與風作用對水線附近冰川物理侵蝕導致冰川部分崩塌融入冰湖也加速冰川消融[37]。因此,冰—湖距離為0時的冰川和冰湖對氣候變化敏感性更高且對與其有關的各種反饋具有放大作用,這類冰湖在母冰川強烈消融期間,下滲水潤滑冰床,常發生大規模的冰崩,導致冰湖潰決洪水發生機率相比同等條件下冰—湖距離非0的冰湖更大,應給予更多關注。

5 結論

(1)近50年來科西河流域冰湖整體經歷了“先平穩后擴張”的過程。1960s至1980s期間科西河流域冰湖整體處于平穩狀態,冰湖總數量減少37個(13.65%),但總面積無顯著變化；1980s至2010s,科西河流域冰湖整體趨于迅速擴張狀態,冰湖總面積由59.29 km2增加為88.43 km2,增幅達29.14 km2(49.15%),且2000s以后冰湖擴張速率明顯增大,為1.35 km2/a。

(2)科西河流域冰湖規模分布具有數量以面積小于0.25 km2的小冰湖(占總數量的74.45%)為主,面積則以大于1 km2和介于0.05—0.25 km2的冰湖(占總面積的64.18%)為主的特征。冰湖集中分布于海拔5000—5500 m,分別占總面積和總數量的61.43%、51.71%。各子流域除利庫科拉(Likhu Khola)河流域冰湖數量和面積有所減少外均呈增加趨勢,且阿潤(Arun)流域冰湖變化最大,占科西河流域冰湖面積總變化的33.06%。

(3)氣候變化及其引發的冰川退縮是科西河流域1980s之后冰湖擴張的根本原因。需要指出的是,冰川退縮和冰川融水在為冰湖演化提供空間和物質來源的同時,冰湖也對冰川變化具有很強的反饋作用,即在一定程度上加速了冰川退縮及增強了伴生的潛在冰川災害風險(如冰崩)。

(4)目前關于興都庫什—喜馬拉雅山地區冰湖及潛在風險研究已引起國際學術界的廣泛關注,但不同學者的研究結果往往具有不一致性,這取決于對一些基本問題的解決,如冰湖的界定及類型劃分、冰湖編目標準的制訂、潛在危險冰湖評價指標體系的區域適用性等。

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