宮 鵬, 姚曉軍,2,*, 孫美平,2,安麗娜, 李曉鋒

1 西北師范大學(xué) 地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院,蘭州 730070 2 中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院, 冰凍圈科學(xué)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,蘭州 730000

冰湖是末次冰期以來(lái)冰川運(yùn)動(dòng)或退縮產(chǎn)生的融水在冰川表面、前部或側(cè)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(guān),能忠實(shí)地記錄不同時(shí)空尺度下的氣候變化,是揭示全球氣候變化與區(qū)域響應(yīng)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(diào)節(jié)流域內(nèi)河川徑流、改善生態(tài)環(huán)境、維護(hù)生物多樣性以及旅游觀光等功能。同時(shí),由冰湖潰堤而引發(fā)的冰湖潰決洪水(或泥石流)往往對(duì)下游基礎(chǔ)設(shè)施和人民生命財(cái)產(chǎn)造成嚴(yán)重的危害,已成為山地災(zāi)害的主要類型之一[6]。興都庫(kù)什—喜馬拉雅山地區(qū)是全球冰湖主要發(fā)育地區(qū)[7],也是冰湖潰決洪水(或泥石流)災(zāi)害多發(fā)區(qū)[8- 12],其中尤以喜馬拉雅山中段(納木那尼—綽莫拉日)最為嚴(yán)重[13-14]。在氣候變暖背景下,開(kāi)展冰湖資源調(diào)查和冰湖潛在危險(xiǎn)性評(píng)價(jià),既是深入探討冰凍圈與氣候變化關(guān)系的重要組成部分,也是制定區(qū)域冰湖潰決洪水防災(zāi)減災(zāi)措施的必要環(huán)節(jié),已引起國(guó)際學(xué)術(shù)界和政府部門(mén)的高度關(guān)注。

科西河是喜馬拉雅山中段地區(qū)橫跨中國(guó)和尼泊爾兩國(guó)的國(guó)際性河流,歷史上在該流域曾發(fā)生多次冰湖潰決洪水(或泥石流)事件。據(jù)姚曉軍等[15]的研究,自20世紀(jì)30年代以來(lái)科西河流域我國(guó)境內(nèi)就有8個(gè)冰湖發(fā)生過(guò)多次潰決,其中造成嚴(yán)重危害的冰湖有次仁瑪錯(cuò)、印達(dá)普錯(cuò)和吉萊錯(cuò)。該流域尼泊爾境內(nèi)亦有多個(gè)冰湖發(fā)生過(guò)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(gè)水電站被毀[16]。2015年4月25日,尼泊爾博克拉地區(qū)發(fā)生8.1級(jí)地震,我國(guó)西藏自治區(qū)、尼泊爾和印度等地區(qū)均出現(xiàn)人員傷亡,建筑物和道路等基礎(chǔ)設(shè)施亦受到嚴(yán)重?fù)p毀。據(jù)Kargel等[17]對(duì)災(zāi)區(qū)491個(gè)冰湖的多源遙感影像對(duì)比分析,發(fā)現(xiàn)此次強(qiáng)震并沒(méi)有造成明顯的冰湖潰決洪水災(zāi)害,僅有9個(gè)冰湖因滑坡或雪(冰)崩入湖而導(dǎo)致少量的湖水外溢。然而,正如Kargel等人所指出的,未來(lái)當(dāng)該區(qū)域發(fā)生更大震級(jí)的地震或震源靠近冰湖分布區(qū)時(shí),發(fā)生嚴(yán)重冰湖潰決洪水災(zāi)害的可能性依然存在。除地震外,雪(冰)崩、強(qiáng)降水、冰川強(qiáng)烈消融、冰磧壩內(nèi)死冰消融等亦是引發(fā)冰湖潰決的誘因[6,18]。基于CMIP5 GCMs的評(píng)估結(jié)果顯示,到本世紀(jì)中葉科西河流域高山區(qū)降水和氣溫均呈上升趨勢(shì)[19],這將使冰湖朝著規(guī)模擴(kuò)大、潰決風(fēng)險(xiǎn)增加方向發(fā)展。本文旨在通過(guò)對(duì)科西河流域冰湖的長(zhǎng)時(shí)間尺度多期編目工作,一方面系統(tǒng)分析近50年該流域冰湖時(shí)空變化特征,另一方面為未來(lái)冰湖數(shù)據(jù)更新提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)集,從而為科西河流域冰湖危險(xiǎn)性評(píng)估和冰湖潰決洪水(或泥石流)災(zāi)害制圖提供數(shù)據(jù)支撐。

1 研究區(qū)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(dá)中、尼、印三國(guó)接壤地區(qū)(圖1)。流域東西長(zhǎng)340 km,南北寬230 km,總面積約5.5×104km2,位于中國(guó)和尼泊爾境內(nèi)的面積分別占流域總面積的51.96%和48.04%。受地質(zhì)構(gòu)造影響,科西河流域地勢(shì)整體呈北高南低態(tài)勢(shì),海拔落差極大。流域內(nèi)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(fā)育了數(shù)量眾多的冰川和冰湖。流域內(nèi)水系發(fā)達(dá),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(kù)科拉(Likhu Khola)、牛奶河(Dudh Koshi)、阿潤(rùn)(Arun)和塔木爾(Tamor)等河流。流域氣候主要受印度季風(fēng)和西風(fēng)環(huán)流影響,并呈現(xiàn)明顯季節(jié)性變化特征,由于喜馬拉雅山對(duì)來(lái)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(guò)渡帶[20]。據(jù)統(tǒng)計(jì),科西河流域人口共450.04萬(wàn),尼泊爾和中國(guó)境內(nèi)人口各有434.59萬(wàn)和15.45萬(wàn),分別占流域總?cè)丝诘?6.57%和3.43%[20]。

圖1 科西河流域Fig.1 Koshi River basin

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)源

為獲取科西河流域不同年代的冰湖數(shù)據(jù),本研究選用的遙感影像數(shù)據(jù)源主要包括USGS/NASA(http://earthexplorer.usgs.gov)提供的14景Corona衛(wèi)星影像和56景Landsat MSS/TM/ETM+/OLI遙感影像、中國(guó)人民解放軍總參謀部測(cè)繪局編制的93幅1∶5萬(wàn)和1∶10萬(wàn)地形圖。其中,Corona衛(wèi)星影像成像時(shí)間集中在1960s,Landsat MSS/TM/ETM+遙感影像時(shí)間分布在1970s、1980s、1990s、2000s,Landsat OLI遙感影像則反映了2013年以來(lái)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(jì)算,0.0036 km2是像元解譯的理論閾值,因此本研究?jī)H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(qián)普爾(Chainpur)和丹庫(kù)塔(Dhankuta)5個(gè)氣象站資料作為科西河流域氣候變化背景參考依據(jù),其中定日(Tingri)和聶拉木(Nyalam)臺(tái)站資料從中國(guó)氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)(http://data.cma.cn)獲取,其他3個(gè)氣象站數(shù)據(jù)來(lái)自于文獻(xiàn)[21]。此外,本文所用的數(shù)字高程模型(DEM)數(shù)據(jù)為ASTER GDEM V1.0,空間分辨率為30 m,從中國(guó)科學(xué)院計(jì)算機(jī)網(wǎng)絡(luò)信息中心地理空間數(shù)據(jù)云(http://www.gscloud.cn)下載獲得。研究區(qū)兩期冰川編目數(shù)據(jù)從科技部科技基礎(chǔ)性工作專項(xiàng)“中國(guó)冰川資源及其變化調(diào)查”項(xiàng)目組和國(guó)際山地中心(ICIMOD)獲取[22]。

2.2 研究方法

目前國(guó)內(nèi)外已有不少基于遙感影像自動(dòng)提取湖泊輪廓的方法,如歸一化水體指數(shù)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(duì)遙感影像質(zhì)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(jié)性變化,一年之內(nèi)最穩(wěn)定時(shí)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(bǔ)充并通過(guò)交叉檢驗(yàn)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(wèi)星影像為全色成像[26],而目前已有的自動(dòng)解譯都基于多光譜影像,無(wú)法進(jìn)行自動(dòng)解譯。因此,各期數(shù)據(jù)均采用人工目視解譯,解譯精度控制在1個(gè)像元以內(nèi)。

本文利用定日和聶拉木2個(gè)氣象臺(tái)站觀測(cè)資料計(jì)算潛在蒸發(fā)量,以此作為表征研究區(qū)冰湖湖面蒸發(fā)量變化趨勢(shì)參考。潛在蒸散發(fā)是指在供水充分條件下的區(qū)域蒸散發(fā)能力,本文采用聯(lián)合國(guó)糧農(nóng)組織推薦的彭曼公式(Penman-Monteith)計(jì)算潛在蒸發(fā)量。根據(jù)前人研究,在有相關(guān)氣象觀測(cè)記錄條件下該公式可較準(zhǔn)確估算湖泊水面蒸發(fā)量[27-28],具體公式如下：

(3)

3 結(jié)果

3.1 科西河流域冰湖現(xiàn)狀及變化總趨勢(shì)

經(jīng)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(shù)據(jù)集,據(jù)2010s冰湖數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì),科西河流域共有冰湖321個(gè),總面積為88.43 km2,平均面積為0.28 km2。其中中國(guó)境內(nèi)冰湖數(shù)量為227個(gè),總面積67.76 km2；尼泊爾境內(nèi)為94個(gè),總面積20.66 km2。流域內(nèi)面積最大的冰湖為噶龍錯(cuò)(28°19′12″N, 85°50′25″E),面積為4.89 km2；其次是陰熱錯(cuò)(4.59 km2)、錯(cuò)朗瑪(3.72 km2)和共錯(cuò)(2.30 km2),這4個(gè)冰湖均位于我國(guó)境內(nèi),其他冰湖面積均小于2.00 km2。尼泊爾境內(nèi)面積大于1.00 km2的冰湖共有4個(gè),分別為T(mén)sho 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(guī)模分布具有數(shù)量以面積小于0.25 km2的小冰湖(占總數(shù)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(lái)看,阿潤(rùn)(Arun)流域冰湖數(shù)量最多(178個(gè)),面積也最大(46.28 km2),分別占流域冰湖相應(yīng)總量的55.45%和52.34%。

圖2 1960s—2010s科西河流域冰湖數(shù)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(shù)量與面積變化(圖2)可知,該流域冰湖總體經(jīng)歷了“先平穩(wěn)后擴(kuò)張”的過(guò)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(wěn)狀態(tài)。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(shù)量顯著減少,到1980s期間消失冰湖數(shù)量占冰湖總數(shù)量的13.65%(37個(gè)),這與遠(yuǎn)離冰川的小規(guī)模冰湖因缺乏冰川融水補(bǔ)給消失有關(guān),而流域內(nèi)冰湖“數(shù)量大規(guī)模小”使該特征更顯著。1980s至2000s末期,冰湖處于迅速擴(kuò)張狀態(tài),冰湖總數(shù)量增加為266個(gè),總面積驟增至74.92 km2,增幅為15.63 km2(26.36%),冰湖面積平均擴(kuò)張速率為0.78 km2/a；2000s之后,冰湖繼續(xù)呈現(xiàn)擴(kuò)張趨勢(shì)且擴(kuò)張速率有所增大,冰湖總數(shù)量增至321個(gè)(20.68%),總面積擴(kuò)大為88.43 km2(13.51%),冰湖面積平均擴(kuò)張速率為1.35 km2/a。

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

3.2 科西河流域不同規(guī)模冰湖變化特征

圖3 1960s—2010s科西河流域不同規(guī)模冰湖面積與數(shù)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(guī)模冰湖面積與數(shù)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(guī)模等級(jí)冰湖總面積和總數(shù)量均呈下降趨勢(shì)。值得關(guān)注的是,1970s期間面積介于0.05—0.25 km2的冰湖增加8個(gè)(3.77%),總面積出現(xiàn)峰值(25.08 km2)且增幅為1.7 km2(7.27%),分析發(fā)現(xiàn)冰川退縮后末端發(fā)育了新的冰湖。此外,對(duì)0.50—0.75 km2規(guī)模等級(jí)冰湖變化分析發(fā)現(xiàn),其面積和數(shù)量增加的主要原因是面積介于0.75—1.00 km2冰湖萎縮導(dǎo)致其被劃歸為低一等級(jí)所致,如印達(dá)普錯(cuò)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(kuò)張導(dǎo)致面積增加亦被劃歸到0.50—0.75 km2規(guī)模等級(jí),這也導(dǎo)致后一規(guī)模等級(jí)冰湖數(shù)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(dá)湖則由0.49 km2擴(kuò)張為0.55 km2。對(duì)面積大于1.00 km2的冰湖變化分析發(fā)現(xiàn),其總面積和數(shù)量變化仍是由于冰湖面積變化使其劃分等級(jí)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?？傮w而言,盡管1960s—1980s期間科西河流域不同規(guī)模等級(jí)冰湖數(shù)量與面積有所變化,但整體處于平穩(wěn)狀態(tài)。

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(gè)規(guī)模等級(jí)冰湖面積和數(shù)量有所減少外,其余各規(guī)模等級(jí)冰湖面積和數(shù)量均呈增加趨勢(shì)。其中,面積介于0.50—0.75 km2冰湖數(shù)量與面積減少原因是冰湖擴(kuò)張導(dǎo)致其劃歸至更大規(guī)模等級(jí),如龍巴薩巴湖面積增加為1.15 km2,邦當(dāng)錯(cuò)為0.84 km2,皮達(dá)湖為0.77 km2。此外,少數(shù)面積介于0.25—0.50 km2的冰湖因擴(kuò)張而被統(tǒng)計(jì)到0.50—0.75 km2規(guī)模等級(jí),如N2801E8826(未命名冰湖,以其質(zhì)心十進(jìn)制坐標(biāo)值乘以100表示,N表示北緯,E表示東經(jīng),下同)和N2840E8638兩個(gè)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(shù)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(dǎo)致0.25—0.50 km2規(guī)模等級(jí)冰湖數(shù)量與面積的減少。2000s年以后,科西河流域各規(guī)模等級(jí)的冰湖均呈擴(kuò)張趨勢(shì),尤以面積小于0.25 km2和大于1.00 km2兩個(gè)規(guī)模等級(jí)冰湖變化最為顯著,如前者由22.90 km2(199個(gè))增加為25.90 km2(239個(gè)),后者由24.23 km2(13個(gè))增加為30.85 km2(16個(gè))。

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(shù)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(lái)看,科西河流域冰湖數(shù)量和面積隨海拔遞增且呈負(fù)偏態(tài)分布,并在5000—5500 m處達(dá)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(shù)量變化情況。顯然,海拔小于4000 m的冰湖數(shù)量和面積最小,處于相對(duì)平穩(wěn)狀態(tài)。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(xù)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(shù)量在1980s減至最少23個(gè),減少幅度為40.03%,1980s后持續(xù)增加,至2010s初為35個(gè)。綜上可知,海拔小于4500 m的冰湖總面積變化相對(duì)總數(shù)量變化滯后,這與冰湖距冰川較遠(yuǎn)而受冰川變化直接影響較小有關(guān)。

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(xù)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(wěn)狀態(tài)，這與該時(shí)期科西河流域降水量增加和潛在蒸散發(fā)減小密切相關(guān)[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(zhǎng)速率分別為0.18 km2/a和0.51 km2/a,總數(shù)量增幅分別為5個(gè)(8.9%)和11個(gè)(8.8%)；2000s以后冰湖迅速擴(kuò)張,總數(shù)量分別增加為71個(gè)和166個(gè),其面積增長(zhǎng)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(shù)量減少幅度為12個(gè)(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(gè)),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(kuò)張的趨勢(shì),且海拔大于5500 m冰湖對(duì)氣候變化敏感性較高,具有較強(qiáng)的指示作用。此外,該區(qū)冰川末端海拔趨于正態(tài)分布且集中分布于海拔4500—6000 m之間,這與該區(qū)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(shì)

表1列出了1960s和2010s兩個(gè)時(shí)期科西河各子流域冰湖面積和數(shù)量及相應(yīng)的變化。顯然,除利庫(kù)科拉(Likhu Khola)流域冰湖數(shù)量和面積均有所減少外,其余5個(gè)子流域的冰湖面積均呈增加趨勢(shì)。就擁有冰湖數(shù)量和面積最多(大)的阿潤(rùn)(Arun)流域而言,盡管50年間有17個(gè)冰湖消失,但新生成冰湖33個(gè),且后者面積大于前者,加之未消失冰湖自身規(guī)模擴(kuò)張,冰湖總面積增幅高達(dá)9.70 km2(26.52%),為科西河5個(gè)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(shù)量相同使其總數(shù)無(wú)變化。絨轄曲(Tama Koshi)流域1960s時(shí)期冰湖數(shù)量和面積均大于牛奶河(Dudh Koshi)流域,但至2010s后者超過(guò)前者,原因在于牛奶河(Dudh Koshi)流域新生冰湖數(shù)量和面積均遠(yuǎn)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(dǎo)致該流域冰湖總面積亦呈增加趨勢(shì),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(wěn)定狀態(tài)。

3.5 科西河流域冰湖空間變化特征

為進(jìn)一步分析冰湖變化過(guò)程,以2010s冰湖面積作為參考,對(duì)1960s—2010s各冰湖面積變化分析發(fā)現(xiàn),并非所有冰湖面積均呈增加趨勢(shì)或先減少后增加趨勢(shì),而是在空間分布上存在顯著差異性。根據(jù)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(dòng)強(qiáng)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(shù)量變化

由科西河流域冰湖面積變化趨勢(shì)(圖5)可知,面積先減少后增加的冰湖分布最廣,數(shù)量最多,共184個(gè),且在整個(gè)流域內(nèi)分布最為均勻。由于冰湖整體規(guī)模較小,此類冰湖面積變化趨勢(shì)對(duì)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(gè),主要分布于流域的中下游以及受地形影響而無(wú)法得到冰川融水補(bǔ)給處。面積增加冰湖64個(gè),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(gè),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(gè),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(lián)系,相對(duì)面積先減少后增加湖泊變化具有滯后性,對(duì)周圍冰湖變化有一定的調(diào)節(jié)作用。面積波動(dòng)強(qiáng)烈冰湖11個(gè),主要分布于流域上游,且與下游冰湖通過(guò)河網(wǎng)存在水力聯(lián)系,如N2799E8822和N2827E8715。面積先增加后減少冰湖8個(gè),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(dǎo)致其不再受冰川融水補(bǔ)給,且總體呈萎縮趨勢(shì)；面積減少冰湖5個(gè),主要分布于受地形影響冰川融水補(bǔ)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(gè),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(bǔ)給,后期因冰川消融退縮缺乏補(bǔ)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(guī)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(nèi)冰湖總面積經(jīng)歷了先穩(wěn)定后增加的過(guò)程。1980s以后,流域內(nèi)冰湖變化以面積增加為主,局部區(qū)域冰湖因受補(bǔ)給方式、湖水外泄及地形等因素影響而具有其獨(dú)特變化特征,其中冰川融水補(bǔ)給和冰湖間的水力聯(lián)系是其變化的重要驅(qū)動(dòng)因素[28]。

圖5 1960s—2010s科西河流域冰湖面積變化趨勢(shì)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(guān)系,其原因在于冰湖水量變化不僅與流域降水、湖面蒸發(fā)和湖泊出水口徑流大小有關(guān),還與冰川融水密切相關(guān),且后者又與氣溫升降有著直接聯(lián)系。受資料限制,本文僅從氣溫、降水和潛在蒸散發(fā)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(guān)系。

圖6為1960s—2010s定日和聶拉木氣象臺(tái)站年均溫與年平均最高氣溫和年降水量與年潛在蒸散發(fā)量變化狀況。顯然,定日和聶拉木氣象臺(tái)站年均溫與年平均最高氣溫總體均呈現(xiàn)顯著增加的趨勢(shì),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(duì)冰川消融影響更為顯著。1970s—1980s,定日和聶拉木氣象臺(tái)站年均溫與年平均最高氣溫均出現(xiàn)下降趨勢(shì),且在1980s中期出現(xiàn)波谷,進(jìn)入1990s后年均溫與年平均最高氣溫均呈現(xiàn)波動(dòng)上升趨勢(shì),且自2000s末期,年均溫與年平均最高氣溫上升趨勢(shì)均更加顯著,這與科西河流域冰湖變化趨勢(shì)基本一致。在尼泊爾境內(nèi),自1971以來(lái),除錢(qián)普爾站在2000s以后一直處于波動(dòng)下降趨勢(shì)外,吉里、丹庫(kù)塔兩個(gè)氣象臺(tái)站年均溫均呈明顯上升趨勢(shì),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(duì)于錢(qián)普爾站臺(tái)氣溫變化趨勢(shì),認(rèn)為是下墊面改變對(duì)當(dāng)?shù)匦^(qū)域氣候造成了影響[21]。

圖6 1960s—2010s定日和聶拉木氣象臺(tái)站年均溫、年平均最高溫、年降水量和年潛在蒸散發(fā)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(tái)站記錄的年降水量以及年潛在發(fā)量變化總趨勢(shì)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(fā)量線性增幅分別為-2.46 mm/a和1.17 mm/a。然而,在不同時(shí)期又具有相對(duì)一致性。進(jìn)入1990s初期的低谷之前,兩個(gè)氣象站臺(tái)記錄的年降水量均呈增加趨勢(shì),低谷后均呈現(xiàn)增加趨勢(shì)但增幅相對(duì)較小。此外,吉里、錢(qián)普爾和丹庫(kù)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(cè)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(tái)站變化趨勢(shì)一致[32]。

因此,1960s—1980s科西河流域冰湖呈平穩(wěn)趨勢(shì)是氣溫降低、降水量增加和潛在蒸散發(fā)減少綜合作用的結(jié)果,氣溫降低使冰湖受冰川融水補(bǔ)給減少,而降水量增加和潛在蒸散發(fā)量的減少在一定程度上彌補(bǔ)了冰川融水補(bǔ)給量的減少,使冰湖總面積趨于平穩(wěn)。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(dǎo)致冰川加速消融,降水量增加和潛在蒸散發(fā)量減少促使冰湖迅速擴(kuò)張。因此,氣溫升高誘發(fā)的冰川退縮是科西河流域冰湖變化的主要驅(qū)動(dòng)因素,而降水量增加和潛在蒸散發(fā)量變化對(duì)該流域冰湖變化的影響也不容忽視。

4.2 冰川變化對(duì)冰湖的影響及其相互作用

冰川融水是科西河流域冰湖補(bǔ)給的主要形式之一。根據(jù)科西河流域兩期冰川編目數(shù)據(jù),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(tài)。由冰川面積—冰儲(chǔ)量經(jīng)驗(yàn)公式[33-34]和冰湖面積—庫(kù)容經(jīng)驗(yàn)公式[35]計(jì)算得到,1970s和2010s科西河流域冰湖總庫(kù)容分別為3.18 km3和4.55 km3,共增加1.37 km3,而對(duì)應(yīng)時(shí)期的冰川冰儲(chǔ)量分別為349.77 km3和249.33 km3,共減少100.44 km3?？梢?jiàn)受地形因素影響,直接補(bǔ)給冰湖的冰川融水所占比例較小(1.36%),大多冰川融水經(jīng)河道進(jìn)入河流水循環(huán)系統(tǒng)。

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(kuò)張(或萎縮)與冰川變化作用機(jī)制,對(duì)冰湖與冰川間的空間位置關(guān)系分析發(fā)現(xiàn),冰川變化與冰—湖距離密切相關(guān)。本文選取冰川規(guī)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(jìn)行比較(圖7),通過(guò)對(duì)所選取的8組16條典型冰川面積變化分析發(fā)現(xiàn),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(gè)冰—湖距離為0的冰川年平均變化速率為-0.46%/a,而8個(gè)冰—湖距離非0冰川年平均變化速率為-0.36%/a。當(dāng)冰湖與冰川末端相接(即冰—湖距離為0)時(shí),冰川消融為冰湖擴(kuò)張?zhí)峁┝丝臻g和物質(zhì)來(lái)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(fēng)作用對(duì)水線附近冰川物理侵蝕導(dǎo)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(shí)的冰川和冰湖對(duì)氣候變化敏感性更高且對(duì)與其有關(guān)的各種反饋具有放大作用,這類冰湖在母冰川強(qiáng)烈消融期間,下滲水潤(rùn)滑冰床,常發(fā)生大規(guī)模的冰崩,導(dǎo)致冰湖潰決洪水發(fā)生機(jī)率相比同等條件下冰—湖距離非0的冰湖更大,應(yīng)給予更多關(guān)注。

5 結(jié)論

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

(2)科西河流域冰湖規(guī)模分布具有數(shù)量以面積小于0.25 km2的小冰湖(占總數(shù)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(shù)量的61.43%、51.71%。各子流域除利庫(kù)科拉(Likhu Khola)河流域冰湖數(shù)量和面積有所減少外均呈增加趨勢(shì),且阿潤(rùn)(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(fā)的冰川退縮是科西河流域1980s之后冰湖擴(kuò)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(zhì)來(lái)源的同時(shí),冰湖也對(duì)冰川變化具有很強(qiáng)的反饋?zhàn)饔?即在一定程度上加速了冰川退縮及增強(qiáng)了伴生的潛在冰川災(zāi)害風(fēng)險(xiǎn)(如冰崩)。

(4)目前關(guān)于興都庫(kù)什—喜馬拉雅山地區(qū)冰湖及潛在風(fēng)險(xiǎn)研究已引起國(guó)際學(xué)術(shù)界的廣泛關(guān)注,但不同學(xué)者的研究結(jié)果往往具有不一致性,這取決于對(duì)一些基本問(wèn)題的解決,如冰湖的界定及類型劃分、冰湖編目標(biāo)準(zhǔn)的制訂、潛在危險(xiǎn)冰湖評(píng)價(jià)指標(biāo)體系的區(qū)域適用性等。

[1] Cook S J, Quincey D J. Estimating the volume of Alpine glacial lakes. Earth Surface Dynamics Discussions, 2015, 3(3): 909- 940.

[2] 姚治君, 段瑞, 董曉輝, 余成群. 青藏高原冰湖研究進(jìn)展及趨勢(shì). 地理科學(xué)進(jìn)展, 2010, 29(1): 10- 14.

[3] Yi G H, Deng W, Li A N, Zhang T B. Response of lakes to climate change in Xainza Basin Tibetan Plateau using multi-mission satellite data from 1976 to 2008. Journal of Mountain Science, 2015, 12(3): 604- 613.

[4] Yao T D. Glacial fluctuations and its impacts on lakes in the southern Tibetan Plateau. Chinese Science Bulletin, 2010, 55(20): 2071- 2071.

[5] 魯安新, 姚檀棟, 王麗紅, 劉時(shí)銀, 郭治龍. 青藏高原典型冰川和湖泊變化遙感研究. 冰川凍土, 2005, 27(6): 783- 792.

[6] Richardson S D, Reynolds J. An overview of glacial hazards in the Himalayas. Quaternary International, 2000, 65- 66: 31- 47.

[7] Mool P K, Wangda D, Bajracharya S R, Kunzang K, Gurung D R, Joshi S P. Inventory of Glaciers, Glacial Lakes and Glacial Lake Outburst Floods: Monitoring and Early Warning Systems in the Hindu Kush-Himalayan Region, Bhutan. International Centre for Integrated Mountain Development, Mountain Environment and Natural Resources′ Information Systems, 2001.

[8] Allen S K, Rastner P, Arora M, Huggel C, Stoffel M. Lake outburst and debris flow disaster at Kedarnath, June 2013: hydrometeorological triggering and topographic predisposition. Landslides, 2015, 13(6): 1479- 1491.

[9] Das S, Kar N S, Bandyopadhyay S. Glacial lake outburst flood at Kedarnath, Indian Himalaya: a study using digital elevation models and satellite images. Natural Hazards, 2015, 77(2): 769- 786.

[10] Jain S K, Lohani A K, Singh R D, Chaudhary A, Thakural L N. Glacial lakes and glacial lake outburst flood in a Himalayan basin using remote sensing and GIS. Natural Hazards, 2012, 62(3): 887- 899.

[11] Jain S K, Sinha R K, Chaudhary A, Shukla S. Expansion of a glacial lake, Tsho Chubda, Chamkhar Chu Basin, Hindukush Himalaya, Bhutan. Natural Hazards, 2015, 75(2): 1451- 1464.

[12] Westoby M J, Glasser N F, Hambrey M J, Brasington J, Reynolds J M, Hassan M A A M. Reconstructing historic Glacial Lake outburst floods through numerical modelling and geomorphological assessment: Extreme events in the Himalaya. Earth Surface Processes & Landforms, 2014, 39(12): 1675- 1692.

[13] Cenderelli D A, Wohl E E. Flow hydraulics and geomorphic effects of glacial-lake outburst floods in the Mount Everest region, Nepal. Earth Surface Processes and Landforms, 2003, 28(4): 385- 407.

[14] Osti R, Egashira S. Hydrodynamic characteristics of the Tam Pokhari Glacial Lake outburst flood in the Mt. Everest region, Nepal. Hydrological Processes, 2009, 23(20): 2943- 2955.

[15] 姚曉軍, 劉時(shí)銀, 孫美平, 張秀娟. 20世紀(jì)以來(lái)西藏冰湖潰決災(zāi)害事件梳理. 自然資源學(xué)報(bào). 2014, 29(8): 1377- 1390.

[16] Westoby M J, Brasington J, Glasser N F, Hambrey M J, Reynolds J M, Hassan M A A M. Numerical modelling of glacial lake outburst floods using physically based dam-breach models. Earth Surface Dynamics Discussions, 2014, 2(1): 477- 533.

[17] Kargel J S, Leonard G J, Shugar D H, Haritashya U K, Bevington A, Fielding E J, Fujita K, Geertsema M, Miles E S, Steiner J, Anderson E, Bajracharya S, Bawden G W, Breashears D F, Byers A, Collins B, Dhital M R, Donnellan A, Evans T L, Geai M L, Glasscoe M T, Green D, Gurung D R, Heijenk R, Hilborn A, Hudnut K, Huyck C, Immerzeel W W, Liming J, Jibson R, K??b A, Khanal N R, Kirschbaum D, Kraaijenbrink P D, Lamsal D, Shiyin L, Mingyang L, McKinney D, Nahirnick N K, Zhuotong N, Ojha S, Olsenholler J, Painter T H, Pleasants M, Pratima K C, Yuan Q I, Raup B H, Regmi D, Rounce D R, Sakai A, Donghui S26, Shea J M, Shrestha A B, Shukla A, Stumm D, Van Der Kooij M, Voss K, Xin W, Weihs B, Wolfe D, Wu L Z, Yao X J, Yoder M R, Young N. Geomorphic and geologic controls of geohazards induced by Nepal′s 2015 Gorkha earthquake. Science, 2016, 351(6269): aac8353.

[18] Yamada T, Sharma C K. Glacier lakes and outburst floods in the Nepal Himalaya. IAHS, 1993, 218: 319- 330.

[19] Rajbhandari R, Shrestha A B, Nepal S, Wahid S. Projection of future climate over the Koshi river basin based on CMIP5 GCMs. Atmospheric and Climate Sciences, 2016, 6(2): 190- 204.

[20] 鄧偉, 張鐿鋰. 氣候變化下koshi河流域資源、環(huán)境與發(fā)展. 成都: 四川科學(xué)技術(shù)出版社, 2014: 1- 190.

[21] 祁威, 張鐿鋰, 高俊剛, 楊續(xù)超, 劉林山, Khanal N R. 1971- 2009年珠穆朗瑪峰地區(qū)尼泊爾境內(nèi)氣候變化. 地理學(xué)報(bào), 2013, 68(1): 82- 94.

[22] 劉時(shí)銀, 姚曉軍, 郭萬(wàn)欽, 許君利, 上官冬輝, 魏俊鋒, 鮑偉佳, 吳立宗. 基于第二次冰川編目的中國(guó)冰川現(xiàn)狀. 地理學(xué)報(bào), 2015, 70(1): 3- 16.

[23] McFeeters S K. The use of normalized difference water index (NDWI) in the delineation of open water features. International Journal of Remote Sensing, 1996, 17(7): 1425- 1432.

[24] 駱劍承, 盛永偉, 沈占鋒, 李均力, 郜麗靜. 分步迭代的多光譜遙感水體信息高精度自動(dòng)提取. 遙感學(xué)報(bào), 2009, 13(4): 610- 615.

[25] 李均力, 盛永偉, 駱劍承, 沈占峰. 青藏高原內(nèi)陸湖泊變化的遙感制圖. 湖泊科學(xué), 2011, 23(3): 311- 320.

[26] 王媛, 吳立宗, 許君利, 劉時(shí)銀. 1964- 2010年青藏高原長(zhǎng)江源各拉丹冬地區(qū)冰川變化及其不確定性分析. 冰川凍土, 2013, 35(2): 255- 262.

[27] Allen R G, Pereira L S, Raes D. Crop Evapotranspiration-Guidelines for Computing Crop Water Requirements. FAO Irrigation and Drainage Paper 56. Rome: FAO, 1998.

[28] 姚曉軍, 劉時(shí)銀, 李龍, 孫美平, 羅晶, 馮婭婭. 近40年可可西里地區(qū)湖泊時(shí)空變化特征. 地理學(xué)報(bào), 2013, 68(7): 886- 896.

[29] 王欣, 劉時(shí)銀, 莫宏偉, 姚曉軍, 蔣宗立, 郭萬(wàn)欽. 我國(guó)喜馬拉雅山區(qū)冰湖擴(kuò)張?zhí)卣骷捌錃夂蛞饬x. 地理學(xué)報(bào), 2011, 66(7): 895- 904.

[30] 高曉, 吳立宗, Mool P K. 基于遙感和GIS的喜馬拉雅山科西河流域冰湖變化特征分析. 冰川凍土, 2015, 37(3): 557- 569.

[31] Wang S J, Zhang T. Spatial change detection of glacial lakes in the Koshi River Basin, the Central Himalayas. Environmental Earth Sciences, 2014, 72(11): 4381- 4391.

[32] 楊續(xù)超, 張鐿鋰, 張瑋, 閻宇平, 王兆鋒, 丁明軍, 除多. 珠穆朗瑪峰地區(qū)近34年來(lái)氣候變化. 地理學(xué)報(bào), 2006, 61(7): 687- 696.

[33] Grinsted A. An estimate of global glacier volume. The Cryosphere, 2013, 7(1): 141- 151.

[35] 姚曉軍, 劉時(shí)銀, 魏俊鋒. 喜馬拉雅山北坡冰磧湖庫(kù)容計(jì)算及變化——以龍巴薩巴湖為例. 地理學(xué)報(bào), 2010, 65(11): 1381- 1390.

[36] 車濤, 李新, Mool P K, 許建初. 希夏邦馬峰東坡冰川與冰川湖泊變化遙感監(jiān)測(cè). 冰川凍土, 2005, 27(6): 801- 805.

[37] Gardelle J, Arnaud Y, Berthier E. Contrasted evolution of glacial lakes along the Hindu Kush Himalaya mountain range between 1990 and 2009. Global and Planetary Change, 2011, 75(1/2): 47- 55.