他念他翁山中段冰川反照率與固液態降水臨界氣溫研究

張 威，孫 波

(遼寧師范大學 地理科學學院，遼寧 大連 116029)

第四紀冰川是氣候變化的產物，研究古冰川發育所需氣候條件對了解過去氣候與環境變化有重要意義.基于冰川地貌遺跡重建古冰川發育氣候條件，通常是應用現代氣候條件或現代冰川物理特征，通過設定溫度和降水的變化，使模擬結果與冰川遺跡的相匹配，從而得到古冰川發育所需的氣候特征.研究方法主要有：(1)基于冰川物質平衡線高度(ELA)變化的氣候重建模型[1-2]；(2)基于氣候因子的古冰川物質平衡模型[3-6]；(3)基于冰川質量守恒的冰川流動模型[7-9].

無論是古冰川物質平衡模型還是冰川流動模型，都涉及冰川表面物質平衡的模擬，模擬過程均與冰川表面積累與消融特征有關.影響冰川表面消融與積累的因素包括太陽輻射、降水、云量和風速等.其中，凈輻射和感熱通量是冰川表面消融的主要熱量來源，在消融盛期(8月)，凈輻射的比重最高可達89.2%[10].而冰川反照率的變化將引起冰川吸收的太陽輻射量的改變，使消融量產生較大差異.因此，冰川反照率是冰川消融模擬中的一個重要參數.冰川補給以固態降雪為主，在冰川物質平衡模擬中一般采用臨界氣溫法區分降水與降雪，其數值的大小直接影響冰川補給量.然而海拔、大氣壓、大氣濕度等因素對臨界氣溫取值都有一定影響，需要對不同研究區內固液態降水臨界氣溫進行定量分析[11].

他念他翁山中段曾發育規模較大的山麓冰川，限制在山谷內的山谷冰川和冰斗冰川，保存有大量的冰川遺跡[12-13].定量描述古冰川物質平衡特征的變化，可以準確模擬山地冰川對氣候變化的響應和反饋作用[14].而冰川表面反照率與降水臨界氣溫是進行冰川物質平衡模擬的兩個重要參數.本文嘗試利用遙感反演的方法得出研究區冰川表面反照率，并參考周邊氣象站監測數據計算他念他翁山中段地區固液態降水臨界氣溫值.

1 研究區概況

他念他翁山位于橫斷山西部山區，怒江與瀾滄江之間.該地區氣候屬于大陸性氣候的高寒氣候，降水主要來自印度洋的西南季風.昌都氣象站2005—2018年監測資料顯示,研究區內年平均氣溫8.5 ℃，平均年降水量548 mm且集中在6—9月，干濕季明顯.區域內以溫性海洋型冰川為主，主要發育懸冰川和冰斗冰川.2017年發布的Randolph Glacier Inventory 6.0數據記錄[15]，該地區現有冰川共88條，總面積12.955 km2，平均面積0.15 km2，冰川面積普遍較小，冰川總儲量約為1.350 km3.

覺曲谷位于玉曲上游西岸一側，全長約35 km，主谷北側發育兩條8～10 km支谷.依據在覺曲槽谷僅主谷源頭發育著面積約為2.01 km2的現代冰川.主冰川(RGI60-13.26160)面積約1.01 km2，是研究區內面積最大的現代冰川.最大長度1.4 km，最高海拔5 561 m，末端海拔5 179 m，平均坡度18.6°，冰川表面平緩.支冰川(RGI60-13.26159)位于西側，面積約0.44 km2，最高海拔5 548 m，末端海拔為5 160 m，平均坡度19.5°.冰川表面以裸冰為主，無表磧,見表1.

表1 他念他翁山中段主要冰川數據

2 材料與方法

2.1 冰川反照率參數化

冰雪面的反照率大小取決于冰雪面的反射屬性與大氣狀況[16].6—8月為冰川消融盛期，冰川表面反照率將發生劇烈變化.由于研究區內沒有設立氣象監測設備，相比利用山區稀少站點的內插值，利用較高分辨率的多波段遙感數據獲取復雜地形條件下的地表反照率精度會有很大的提高[17].在本文中將利用Landsat TM/ETM+影像對冰川6—8月表面反照率進行反演.

在地理空間數據云(http://www.gscloud.cn)獲取云量低于20%的Landsat原始影像(表2).圖像處理過程如圖1所示.首先原始圖像要經過輻射定標將原始影像的DN值轉換為輻射亮度值(μW·cm-2·nm-1·sr-1)，圖像文件格式轉為BIL格式.然后利用ENVI軟件中FLAASH大氣校正模塊對圖像進行校正.使用FLAASH Setting Guide輔助插件.輸入校正影像基本參數，選取試用研究區的大氣模型和氣溶膠類型，計算后即可消除大氣影響得到地表反射率[18-20].

表2 用于冰川反照率反演的 Landsat 8遙感影像

圖1 TM/ETM影像反照率反演流程圖Fig.1 The flowchart of retrieving broadband albedo based on TM/ETM+images

提取大氣校正后的窄波段光譜反射率，然后利用Greuell W等針對Landsat TM/ETM+影像中冰雪類型建立的轉換方程式(1)，將以上所得各光譜反射率轉化為寬帶反照率[21].

α=0.539α2+0.166α4(1+α4)

(1)

其中，α2、α4分別表示綠波段和近紅外波段.對于冰川邊緣非冰雪地物的影響，將結果中冰川反照率數值小于0.15的像元剔除[22].

康爾泗[23]對天山烏魯木齊河源冰川研究發現冰川反照率受氣溫影響顯著，兩者之間具有明顯的負相關關系.Brock等[24]在對瑞士Haute山地冰川反照率影響因素對比分析中也表明氣溫能代表其他因素產生的影響.隨氣溫變化，冰面反照率變化可表示為

αice=a0+a1T

(2)

其中，αice為冰面反照率，a0、a1為方程系數，T表示氣溫.氣溫數據來自高亞洲再分析數據(The High Asia Refined analysis，HAR)，由柏林科技大學Prof. Dieter Scherer團隊提供[25].HAR數據是基于數值天氣預報WRF模式(Weather Research Forecast)的動力降尺度方法獲得的數據集.HAR提供30 km(HAR30)和10 km(HAR10)兩個不同尺度的WRF模型數據集，M?lg等[26]在模擬青藏高原南部扎當冰川表面能量平衡僅使用校正后的HAR模擬數據，結果達到與AWS觀測數據相近的精度.薄盤光滑樣條函數法通過引入協變量，可以綜合考慮多種地形因素，是相較于傳統插值方法誤差最小的一種曲面插值方法[27-28].本研究中以經緯度為自變量，高程為第三變量，使用專用ANUSPLIN軟件對10 km分辨率氣溫數據進行插值，得到研究區30 m×30 m分辨率的氣溫柵格數據.

2.2 臨界氣溫

冰川物質平衡模型中常利用臨界氣溫法區分固液態降水.在缺乏觀測數據或者為在研究中方便計算情況下，常用一個固定的溫度來劃分雨和雪，通常是0 ℃或略高于0 ℃，由此導致降水輸入和模型輸出有諸多不確定性[29-30].常用的臨界氣溫法包括，雙臨界氣溫分離法與單臨界氣溫分離法.雙臨界氣溫只適用于我國的一些干旱地區，單臨界氣溫法具有普遍適用性且具有較高精度[31-32].在本研究中采用單臨界氣溫法：

(3)

其中,PL為固態降水量(mm)，Ts為固液態臨界氣溫值(℃).固液態降水分離的氣溫臨界值可以通過統計氣象站監測的降雨、降雪、雨夾雪及與之分別對應的氣溫值確定.但考慮到極端異常天氣以及不同降水形態對應氣溫出現重疊的現象，采用概率保證的方法，取降雨和降雪95%，雨夾雪50%的保證率，即站點記錄的95%的降雨事件發生在氣溫臨界氣溫之上，降雪事件95%發生在氣溫臨界氣溫之下，雨夾雪則被臨界氣溫值均分[11，31].計算所得3個氣溫值相等則直接定為臨界氣溫值，若3個氣溫值接近則取其平均值.在本研究使用昌都氣象站(31°08′N，97°11′E，3251 m)監測數據，數據序列長度為2005年2月至2019年5月，監測間隔時長為3 h，數據在網站https://rp5.ru獲取.

3 結果與討論

3.1 反照率與氣溫

選擇天氣狀況良好，影像上無積云覆蓋2013年夏季成像的多光譜影像反演得到的覺曲現代冰川反照率，運用自然斷點法對其冰川反照率行分為三級，并將冰川分布區以高程中值線(5 390 m)劃分為上下兩個部分(如表3).從時間上來看，對比6—8月冰川反照率有明顯變化.6月份受西南季風及高原熱力作用影響降水量開始增加，但此時氣溫較低，使冰川表面積累量增加，消融卻不強烈.此時左右冰川平均反照率分別為0.54、0.6，但反照率大于0.6的高值區域主要分布在海拔中值線以上.7月氣溫與降水達到一年中的最大值，由于新雪的反射率比冰面大得多，冰川反照率高值區向低海拔延伸至靠近冰川末端.隨氣溫升高，積雪開始消融，冰川表面轉為以冰雪混合類型為主，冰川表面反照率逐漸降低.至消融最盛的8月，冰川反照率變化明顯，冰川反照率平均降低0.22，反照率中值區及高值區全部分布冰川積累區.這是由于冰川整體消融強烈，降雪快速消融,冰內碎屑物質出露，致使冰面反射率繼續減小[33].

表3 冰川積累區、消融區、冰川區平均反照率

從空間上看，6—8月中線以下低海拔區相對變化更為劇烈(見圖2).相比7月，8月份冰川物質平衡線下消融區反照率平均減小值為0.33，而冰川積累區平均變化值為0.21.冰川在低海拔帶冰川面積萎縮，從野外觀察發現原冰雪面變為污化冰面或冰川退縮后露出的基巖，導致低海拔帶冰川反照率較低.隨著海拔升高，氣溫降低，消融并不強烈，反照率值相對增大.在海拔5.3 km以上較高區域冰川反照率有所降低，這是由于此處坡度較陡，不利于冰雪積累，有裸露巖石存在導致反照率偏低.

圖2 冰川反照率隨海拔的變化(2013-06-10)Fig.2 Albedo changing with altitude(2013-06-10)

8月份冰川處在強消融期，冰川表面無積雪或積雪覆蓋量小，使用反演的8月份冰川表面反照率來代表冰面反照率.在冰川覆蓋范圍內使用ArcGIS隨機選點工具隨機選取300個樣點，通過最小二乘法回歸分析擬合得到冰面反照率與氣溫關系如式(4).

αice=-0.029T+0.624.

(4)

由于冰面反照率相對穩定，且僅有氣溫一個參數，模擬的結果相對較差[34-35].但它是在一定物理基礎上統計回歸得到的，仍具有一定的適用性，可供研究區內冰川物質平衡模擬的研究和應用做參考見圖3.

圖3 氣溫與冰面反照率統計關系Fig.3 Relation of ice albedo to air temperature

3.2 臨界氣溫的確定

在2005年2月至2019年5月期間昌都氣象站共獲取30 380條氣象記錄，降水形態記錄3 202條，其中,包括雷暴天氣105次，在統計時剔除由其產生的凍雨、暖雪等極端天氣事件的數據見表4.最后記錄有降水形態的共3 097條，依據監測時天氣狀況劃分為降水、降雪與雨夾雪，其中冰雹按降雪處理.

表4 降水事件分類統計

從圖4統計結果來看，研究區內以降雨為主，這與研究區降水在年內分布的不均衡有關.研究區降水主要集中在6—9月，占全年降水的77.15%，且6—9月平均氣溫約為16 ℃，遠遠高于降雪溫度范圍，降雨成為主要降水形態.單臨界氣溫分離法最終是將降水分離為固態與液態降水，高海拔地勢使雨夾雪發生的概率增加，但相對于降雨和降雪其發生概率仍較小.

圖4 昌都氣象站月均氣溫與降水量Fig.4 Monthly average temperature and precipitation of Changdu Meteorological Station

對比降雨、降雪與雨夾雪事件發生的溫度范圍，在-2.8～9.7 ℃范圍內三者同時存在.對于氣溫重疊部分，取降雨和降雪95%的保證率，雨夾雪50%的保證率情況下，計算得到圖5氣溫依次為4、5.1、3.1 ℃，取其平均值得到固液態降水臨界氣溫為4.07 ℃.95%降雨事件氣溫在4 ℃以上，接近臨界氣溫值，在確定降水形態時可以準確分離液態降水.以臨界氣溫值分離降雪事件保證率降低至92%，但仍有較高的保證率.

圖5 臨界氣溫計算Fig.5 Threshold temperature calculation

4 結 論

(1)在時間上，6—8月冰川平均反照率具有先增大后減小的趨勢.在空間上，隨氣溫、降水變化，冰川下部低海拔區消融劇烈，冰川反照率變化更為明顯.同時冰雪積累的地形條件也影響反照率的變化，在地坡度較陡區域反照率偏小.

(2)HAR氣溫數據與反演的冰川反照率回歸分析得到反照率與氣溫的線性關系，在研究區內有一定適用性.但在研究中沒有考慮降水的影響，在部分時段反照率值會偏小，量化方案仍需要提高.

(3)利用昌都氣象站2005—2019年監測數據得到研究區固液態降水分離的單臨界氣溫值為4.07 ℃，在分離降雨與降雪時均能保持較高的保證率.