孫美平， 張 磊， 姚曉軍， 彭莉斌， 張 浩， 牛舒婷

（1.西北師范大學地理與環(huán)境科學學院，甘肅蘭州730070； 2.中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院，甘肅蘭州730000）

0 引言

河川徑流是重要的地表水資源，尤其是在西北干旱區(qū)，缺水與生態(tài)問題相互交織，是制約區(qū)域社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展的主要瓶頸［1-2］。1987 年以來西北干旱區(qū)呈現(xiàn)明顯暖濕化趨勢，致使冰川快速消融、山區(qū)降水增加，水資源時空分布和水循環(huán)過程發(fā)生了顯著變化［3-5］。IPCC 第六次評估報告將氣候變化對水文過程和情勢的影響作為第一工作組和第二工作組的焦點領域，并重點關注氣候變化背景下流域尺度上的水資源變化及其影響［6］。

疏勒河流域位于祁連山西段，其水資源是維持下游綠洲及城鎮(zhèn)穩(wěn)定和繁榮的重要保障。由于特殊的地理位置，疏勒河流域在我國西部生態(tài)安全和經(jīng)濟發(fā)展中具有十分重要的戰(zhàn)略地位。在氣候變暖背景下，西北干旱區(qū)冰川普遍退縮［7］，其融水補給的內(nèi)流水系徑流變化趨勢以及對氣候變化的響應規(guī)律一直備受關注。早在20 世紀90 年代初，楊針娘［8］綜合應用冰川融水徑流模數(shù)法、流量與氣溫關系法、對比觀測實驗法等對甘肅河西地區(qū)主要水文站點的徑流變化及冰川融水補給進行了較系統(tǒng)分析，估算河西內(nèi)流水系冰川融水徑流總量約9.99×108m3，占河川徑流量的3.3%。目前，關于疏勒河流域徑流變化特征及規(guī)律已形成一定認識。孫棟元等［9］利用線性傾向方法分析了疏勒河干流不同時間尺度的徑流量變化和突變特征，發(fā)現(xiàn)流域徑流集中于5—9月，季節(jié)變化明顯。李計生等［10］應用坎德爾秩次相關法分析了1956—2013 年疏勒河流域出山徑流變化規(guī)律，并預測了其變化趨勢，認為2014—2018 年疏勒河干流徑流偏豐。李浩杰［11］基于多源遙感數(shù)據(jù)分析了疏勒河上游冰川面積和高程變化，發(fā)現(xiàn)2000—2015年期間該區(qū)域冰川呈退縮減薄趨 勢，其 中 冰 川 面 積 減 少（57.6±2.68）km2（11.7%），冰川表面高程降低（2.58±0.6）m，冰儲量減 少（1.271±0.307）km3。Zhang 等［12］應 用VICCAS 模型模擬了1971—2012 年期間疏勒河冰川融水對徑流貢獻，研究表明，流域冰川面積覆蓋占比僅約4%，但冰川融水對河流徑流的平均貢獻約為23.6%。Wu 等［13］應用SPHY 模型模擬了疏勒河上游1971—2020年水文過程變化，得到冰川徑流貢獻為28%，隨著冰川面積的減少和溫度的升高，冰川和積雪徑流對總徑流的年貢獻率呈下降趨勢。李洪源等［14］應用寒區(qū)水文模型亦定量模擬了疏勒河流域徑流過程，得出冰川融水徑流占流域總徑流量的30.5%，且1971—2015 年徑流增加近70%。盡管學者們在不同時期分析和總結(jié)了疏勒河流域徑流與冰川變化特征，但受限于模型方法、時空尺度以及可獲取的資料，使得對該流域徑流變化的系統(tǒng)認識仍有待加強。

本文基于1954—2016 年昌馬堡水文站日徑流資料、疏勒河流域周邊氣象臺站和探空站觀測資料以及中國兩次冰川編目數(shù)據(jù)，以徑流變化特征及對氣候變化的響應為切入點，系統(tǒng)分析疏勒河上游徑流長時間序列變化趨勢、周期特征及關鍵氣候要素，以期揭示氣候-冰川變化背景下的冰川融水補給型河流徑流變化規(guī)律，從而為西北干旱區(qū)水資源配置優(yōu)化和科學管理提供參考依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

疏勒河是河西內(nèi)流水系中僅次于黑河的第二大河流，發(fā)源于祁連山脈西段托來南山與疏勒南山之間的沙果林那穆吉木嶺，在青海省境內(nèi)自東南向西北流經(jīng)高山峽谷地區(qū)，進入甘肅省境內(nèi)折向北流入昌馬盆地和河西走廊沖積洪積平原（圖1）。昌馬堡水文站以上為疏勒河上游，集水區(qū)面積為10 946 km2，海拔介于1 990～5 826 m，平均海拔3 885 m，最高峰為團結(jié)峰（又名崗則吾結(jié)，5 826 m）。流域年平均氣溫為5.3°C，年平均降水量為93.1 mm，屬大陸荒漠干旱型氣候［15］。上游祁連山區(qū)降水較豐沛，現(xiàn)代冰川發(fā)育。根據(jù)中國第二次冰川編目，疏勒河流域是河西內(nèi)流水系擁有冰川資源最多的二級流域，共有冰川660 條，冰川面積和冰儲量分別為509.87 km2和29.66 km3，各占祁連山冰川相應總量的24.59%、31.91%和35.11%［16］。需要說明的是，昌馬堡水文站以上集水區(qū)并不包括祁連山面積最大的老虎溝12號冰川（又名透明夢柯冰川，編碼為5Y448D0012，面積20.42 km2）所在的老虎溝流域。除冰川外，流域上游下墊面多為寒漠和裸地。

圖1 疏勒河上游及冰川、水文站與氣象站分布Fig. 1 The upper Shule River and distribution of glaciers，hydrological and meteorological stations

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本文所用數(shù)據(jù)包括疏勒河上游昌馬堡水文站及流域周邊氣象臺站、探空站長時間觀測資料（表1）。其中，昌馬堡水文站1954—2016年日徑流數(shù)據(jù)為甘肅省水文水資源局的實測整編資料，用于分析疏勒河上游徑流變化特征；流域周邊氣象臺站包括托勒、酒泉、玉門鎮(zhèn)、安西、敦煌、冷湖和大柴旦7 個國家標準氣象站點，觀測要素為1954—2016年降水量、平均氣溫、潛在蒸發(fā)、相對濕度、風速等日數(shù)據(jù)，用于分析疏勒河上游徑流變化特征及與氣候變化間的關系；疏勒河流域周邊探空站極少，僅有馬鬃山、敦煌和酒泉3 個探空站，考慮到2010 年后探空觀測儀器更新，本文選用1971—2010 年夏季（6—8月）700 hPa、500 hPa 和400 hPa 等壓面的氣溫、位勢高度等日數(shù)據(jù)，用于計算0°C 層高度及對汛期疏勒河上游徑流的影響。上述7個國家標準氣象站點和3 個探空站數(shù)據(jù)從國家氣象科學數(shù)據(jù)中心（http：//data.cma.cn）獲得。此外，疏勒河上游冰川數(shù)據(jù)來自中國第一次冰川編目［17］和中國第二次冰川編目［18］，前者數(shù)據(jù)源為1956—1963 年的1∶5 萬航測圖并經(jīng)過人工修訂，后者數(shù)據(jù)源為2005—2010 年的Landsat TM 遙感影像。

表1 疏勒河上游水文站、周邊氣象站和探空站信息Table 1 Information of hydrological station in upper Shule River，meteorological and radiosonde stations

2.2 研究方法

2.2.1 線性傾向估計與滑動平均

為揭示1954—2016 年疏勒河上游徑流變化趨勢及年代際波動特征，采用線性傾向估計和10 a 滑動平均方法，計算徑流隨時間變化相關系數(shù)并檢驗其顯著性水平，從而判斷徑流變化趨勢是否顯著，線性傾向估計和滑動平均計算方法見文獻［19］。

2.2.2 Mann-Kendall趨勢檢驗

Mann-Kendall（M-K）趨勢檢驗是世界氣象組織（World Meteorological Organization，WMO）推薦并廣泛應用于氣象、水文變化趨勢與突變檢驗的一種非參數(shù)統(tǒng)計方法，其優(yōu)點在于樣本不需服從一定的分布，且不受少數(shù)異常值的干擾，定量化程度高。在M-K 趨勢檢驗方法中，其趨勢分析和突變檢測通過統(tǒng)計量UFk和UBk進行判別［20-21］。在給定的顯著性水平α下，當M-K 檢驗曲線中UFk線在臨界線內(nèi)變動，表明變化趨勢和突變不明顯。當UFk值大于0意味著序列呈上升趨勢，反之為下降趨勢；當UFk或UBk值超過臨界值時，表明上升或下降趨勢顯著。若UFk和UBk兩條曲線出現(xiàn)交點，且交點在臨界線內(nèi)，則該交點對應的時刻即為突變開始年。

2.2.3 小波分析與經(jīng)驗模態(tài)分解

小波分析（wavelet）亦稱多分辨分析，可以將信號和圖像分解成交織在一起的多尺度成分，得到時間系列相關參數(shù)（如平均值、頻率、振幅）的變化特征，從而能夠不斷聚焦到所研究對象的微小細節(jié)。相較于小波分析，經(jīng)驗模態(tài)分解法（empirical mode decomposition，EMD）能更直觀、直接地得到有物理意義的頻率，其實質(zhì)是通過特征時間尺度識別數(shù)據(jù)資料中所內(nèi)含的所有振動模態(tài)［22］。對于給定的一時間序列X（t），EMD 方法通過不斷剔除極大值和極小值連接上下包絡的均值將原數(shù)據(jù)信號分解為：

式中：cj（t）為一個本征模函數(shù)（intrinsic mode function，IMF）分量；Rn（t）為殘余分量，一般為數(shù)據(jù)序列的平均趨勢。EMD方法的關鍵是經(jīng)驗模式分解，使復雜資料分解為有限個IMF，所分解出來的各IMF分量不斷從高頻到低頻進行提取，最終得到一個頻率接近為0的殘余分量項。小波分析和經(jīng)驗模態(tài)分解兩種方法常用于水文序列的時頻結(jié)構(gòu)分析，以探求徑流階段性和周期性的變化規(guī)律，二者具體算法見文獻［23-24］。

2.2.4 分層回歸

分層回歸（hierarchical multiple regression）又稱層次回歸，其本質(zhì)是對所建立的兩個及兩個以上回歸模型進行比較，根據(jù)兩個模型所解釋的變異量差異判定自變量的重要性，且差異量可用統(tǒng)計顯著性來估計和檢驗。通常情況下，采用容忍度和方差膨脹因子進行自變量之間的多重共線性診斷，診斷標準為容忍度小于0.1 且方差膨脹因子大于10 時，則認為存在嚴重的多重共線性。在分層回歸方法中，決定性系數(shù)（R2）是一個重要指標，可反映自變量解釋因變量變異的程度，從其改變量可以檢驗增加的自變量是否具有統(tǒng)計學意義［25］。

3 疏勒河上游徑流長時間序列觀測事實

3.1 徑流變化趨勢

圖2為1954—2016 年昌馬堡水文站日徑流序列和年內(nèi)徑流分布及變化趨勢。從日尺度徑流序列［圖2（a）］來看，疏勒河上游徑流量隨著時間推移呈增大趨勢，尤其是2000 年后徑流量增加明顯，較2000 年前增加50.5%。1954—2016 期間，昌馬堡水文站年徑流最大值與最小值之比為4.18，年徑流變差系數(shù)僅0.29，表明疏勒河上游徑流量年際變化小，即徑流較為穩(wěn)定，這與流域內(nèi)冰雪融水補給調(diào)蓄有關。然而，疏勒河上游徑流年內(nèi)分配極不均衡［圖2（b）］，汛期（5—9月）來水量占全年徑流總量的57%～79%，月徑流量的極值分別達到0.09×108m3和5.95×108m3。從年內(nèi)徑流變化趨勢［圖2（c）］看，各月徑流自有觀測以來均呈增加趨勢，且主要出現(xiàn)在冰雪消融期，尤其是7—8 月增加幅度最大，達0.24×108m3·（10a）-1；而1—4 月和10—12 月徑流年內(nèi)變化微弱，其中1—3 月徑流增加幅度僅0.03×108m3·（10a）-1，僅是7—8月徑流增幅的1/8。

圖2 昌馬堡水文站日徑流序列及年內(nèi)徑流分布與變化Fig. 2 Daily series，intra-annual distribution and variation of runoff at Changmabao hydrological station

3.2 徑流變化特征檢測

1954—2016年昌馬堡水文站實測年徑流量呈明顯的上升趨勢［圖3（a）］，變化速率為1.00×108m3·（10a）-1，且通過0.01 顯著性檢驗。從10 a 滑動平均曲線來看，1970s—1990s中期疏勒河上游來水偏少，年平均徑流量為9.84×108m3；自21 世紀初以來進入豐水期，并維持在高位波動，年平均徑流量為12.60×108m3，較2000 年 前 增 加 近28%。Mann-Kendall檢驗統(tǒng)計［圖3（b）］同樣表明，疏勒河上游年徑流量自1960年以來呈上升趨勢，且該趨勢在1998年超過顯著性水平0.05臨界線，1999年徑流發(fā)生突變，這與徑流變化曲線一致。無論是汛期還是非汛期，1954—2016 年昌馬堡水文站觀測到的徑流均呈顯著上升趨勢［圖3（c）、3（e）］，變化率分別為0.73×108m3·（10a）-1和0.31×108m3·（10a）-1，其中汛期多年平均徑流量為7.39×108m3，遠高于非汛期多年平均徑流量（2.44×108m3）。與年徑流突變年份相同，汛期徑流突變亦出現(xiàn)在1999年［圖3（d）］，而非汛期徑流量不存在明顯的突變年份［圖3（f）］。

圖3 昌馬堡水文站徑流變化及Mann-Kendall趨勢檢驗Fig.3 Runoff variation and Mann-Kendall trend test at Changmabao hydrological station

3.3 徑流周期分析

由小波實部系數(shù)［圖4（a）］和小波方差［圖4（b）］可知，1954—2016 年期間疏勒河上游年徑流量呈現(xiàn)3 個時間尺度的周期變化規(guī)律：10～16 a 尺度上表現(xiàn)為枯、豐交替的準3 次振蕩，且具有全域性；6～10 a尺度上存在準4次豐、枯振蕩；2～6 a尺度上存在一定交替振蕩，但較為紊亂。從年徑流小波方差判斷，12～15 a尺度上振蕩能量最強，7～9 a尺度上振蕩能量較弱，即15 a為第一主周期，7 a為第二主周期。疏勒河上游汛期徑流量的小波實部系數(shù)表現(xiàn)出與年徑流量相一致的周期情況，分別為準16 a、8 a 和5 a；非汛期小波方差在小波影響錐有效情況下存在2個明顯的振蕩，分別為12～13 a和6～7 a。

對1954—2016 年昌馬堡水文站年徑流量時間序列進一步分解，可得到7 個具有不同波動周期的IMF 分量和一個殘余趨勢項Residual［圖4（c）］，表明疏勒河上游年徑流量具有多時間尺度的波動特性，且總體表現(xiàn)為隨著階數(shù)增加，IMF分量振幅減小而周期增長。其中，IMF1、IMF2 為高頻分量，IMF1波動頻率最高，保持著3 a左右的波動周期，而IMF2分量對應準6 a 周期，二者在1980s 和1990s 波動幅度小且穩(wěn)定，1980 年前和2000 年后波動幅度較大；IMF3 和IMF4 為中頻分量，對應對波動周期分別為9～10 a、15～20 a；IMF5～IMF7 為低頻分量，三個分量對應周期分別為準40 a、50 a 和60 a。殘差項（Residual）表明1954—2016 年疏勒河上游年徑流量亦呈增加趨勢。

圖4 昌馬堡水文站年徑流Morlet小波分析及經(jīng)驗模態(tài)分解［（a）為小波實部圖，小波影響椎（圖中弧線）以內(nèi)的小波方差對應周期為有效周期；（b）為小波方差圖，紅色實線為方差曲線，灰色虛線為傅立葉譜，黑色虛線為95%置信水平；（c）為年徑流量經(jīng)驗模態(tài)分解］Fig.4 Morlet wavelet analysis and empirical modal decomposition of annual runoff at Changmabao hydrological station（subfigure（a）is the real part of Morlet wavelet and the curve corresponding to wavelet variance in centrum represents the effective period；subfigure（b）is wavelet variance，and the red solid line，gray dashed line and black dashed line denote variance，F(xiàn)ourier spectrum and confidence level with 95%，respectively；subfigure（c）is empirical mode decomposition of annual runoff）

4 疏勒河上游徑流變化影響因素

4.1 氣候變化對徑流變化的影響

昌馬堡水文站以上人類活動較少，其徑流變化可真實反映疏勒河上游水文自然變化過程。圖5反映了疏勒河上游及周邊7 個氣象站1956—2016 年年均氣溫、正積溫、降水與潛在蒸發(fā)量變化。顯然，1956—2016 年期間疏勒河上游流域年平均氣溫呈顯著升高趨勢，增溫速率為0.29°C·（10a）-1；與之類似，年正積溫也總體呈現(xiàn)顯著增大趨勢，尤其是1990s 末以來，年正積溫超過3 200 °C。同期，年降水量表現(xiàn)為在波動中增加趨勢，變化速率為4.9 mm·（10a）-1，且通過0.001 顯著性檢驗。與上述三個要素變化趨勢不同的是，疏勒河上游潛在蒸發(fā)量在研究時段內(nèi)整體表現(xiàn)為下降趨勢，這可能與這一時期的降水量增加和相對濕度增大（0.22%·（10a）-1，P＞0.05）導致飽和水汽壓差減小抑制地表蒸發(fā)有關，也與同時期的風速顯著減?。?0.09 m·s-1·（10a）-1，P＜0.001）有直接關系?？傮w上，疏勒河上游流域在過去60 a間經(jīng)歷了“暖干→冷濕→暖濕”3個明顯的氣候變化過程，分別對應1956—1974年、1975—1999年和2000—2016年。

圖5 疏勒河上游年平均氣溫、正積溫、年降水與潛在蒸發(fā)量變化Fig. 5 Changes in annual mean temperature，cumulative positive temperature，annual precipitation and potential evapotranspiration in upper Shule River

為辨析影響疏勒河上游徑流的關鍵氣候要素，采用分層回歸模型檢驗上述氣象要素對昌馬堡水文站徑流的影響程度及重要性（表2）。若僅考慮年降水影響（模型1），決定性系數(shù)R2為0.442，表明降水單一要素僅能解釋徑流貢獻的44%左右；當增加正積溫要素（模型2）后，二者對年徑流均有顯著影響，且通過0.001顯著性水平檢驗，決定性系數(shù)R2升至0.807，表明疏勒河上游80%以上徑流可由降水和正積溫來解釋。根據(jù)標準化系數(shù)，正積溫對徑流影響強于降水，這與疏勒河上游流域發(fā)育有面積較大的冰川、積雪和凍土密切相關，因正積溫這一熱量指標能較好地反映冰凍圈要素的消融強度，即冰川、積雪融水和凍土凍融補給大于大氣降水影響。當增加年平均氣溫（模型3）和年蒸發(fā)（模型4）兩個要素時，二者均未通過顯著性檢驗，且兩個模型中的決定性系數(shù)較模型2 變化微小，這意味著年降水和年正積溫是決定疏勒河上游徑流變化的關鍵氣候因子，尤其是1990s 末以來二者的同步上升導致昌馬堡水文站徑流快速增大。

表2 疏勒河上游徑流與各氣象要素的分層回歸模型Table 2 Hierarchical multiple regression of runoff with each meteorological element in upper Shule River

4.2. ℃層高度對汛期徑流影響

冰川融水是疏勒河上游徑流的重要補給源。伴隨氣溫上升，冰川消融區(qū)范圍和強度不斷擴大和加劇，其融水對河流徑流補給持續(xù)加強繼而進入汛期。冰川消融與0 ℃層高度變化存在密切關系，后者又稱冰凍層高度、消融層高度，強烈影響著高海拔地區(qū)的凍融過程，對冰雪消融有明確的物理意義［26］。根據(jù)馬鬃山、酒泉和敦煌三個探空站700 hPa、500 hPa 和400 hPa 等壓面的氣溫（T）和位勢高度（H）數(shù)據(jù)，二者分別存在以下函數(shù)關系：T=-0.00702H+32.63（馬鬃山），T=-0.00721H+35.15（酒泉），T=-0.00684H+33.06（敦煌）。由圖6（a）可知，1971—2010 年三個探空站夏季0 ℃層高度均呈顯著升高趨勢，變化速率分別為77.3 m·（10a）-1、52.7 m·（10a）-1和48.6 m·（10a）-1，這與該流域冰川中值面積海拔呈上升趨勢一致［16］。夏季0 ℃層高度的上升意味著暴露在0 ℃層之下的冰川消融區(qū)范圍增大，冰川物質(zhì)虧損使得更多的冰川冰轉(zhuǎn)換為液態(tài)融水。由昌馬堡水文站夏季徑流與0 ℃層高度散點擬合可知，疏勒河上游夏季徑流量與三個探空站的0 ℃層高度均存在顯著的正相關關系，相關系數(shù)在0.7 以上，且均通過0.01 顯著性檢驗［圖7（b）］，這與陳忠升等［27］對西北干旱區(qū)夏季徑流量對大氣0 ℃層高度的響應研究結(jié)果相吻合，表明西北干旱區(qū)夏季0 ℃層高度升降已成為影響冰川融水補給型河流徑流量變化的關鍵指示因子。

圖6 疏勒河流域夏季0°C層高度變化及與徑流量變化關系Fig.6 The change of 0 ℃layer height and relation between runoff in summer and 0 ℃layer height in upper Shule River basin

4.3 冰川變化對疏勒河上游徑流影響

疏勒河上游流域冰川融水主要源自祁連山脈的疏勒南山，1956—2010 年祁連山冰川自西向東呈加速退縮趨勢［16］。由昌馬堡水文站以上疏勒河流域兩次冰川編目數(shù)據(jù)（表3）可知，1966—2006 年期間流域冰川整體呈退縮態(tài)勢，冰川面積減少79.17 km2（-19.06%）。隨著冰川萎縮，間接導致較大規(guī)模冰川轉(zhuǎn)為小規(guī)模冰川，如面積＜0.1 km2的冰川數(shù)量增加63 條，面積＜1.0 km2的冰川數(shù)量占比由78.02%上升為81.44%，使得該流域冰川數(shù)量以小規(guī)模冰川為主這一特征更加凸顯，而冰川面積減少則以≥1.0 km2的冰川為主，其面積減少（-65.12 km2）遠大于＜1.0 km2的冰川（-14.05 km2）。相比河西內(nèi)流水系其他流域，疏勒河流域冰川平均規(guī)模最大（0.78 km2）［16］，其中面積介于5～10 km2、10～20 km2的冰川分別有13 條和4 條，這也是該流域冰川融水對徑流貢獻相較其他流域大的原因，已有研究得出疏勒河流域冰川融水約占出山徑流比重的23.6%～30.5%［12-14］，表明冰川變化對于疏勒河上游徑流變化具有舉足輕重的作用。

表3 昌馬堡水文站以上疏勒河流域不同面積等級冰川變化Table 3 Changes in glaciers of different area sizes in the Shule River basin above Changmabao hydrological station

5 結(jié)論

本文基于昌馬堡水文站1954—2016 年徑流觀測資料及疏勒河流域周邊氣象觀測資料，結(jié)合兩次冰川編目數(shù)據(jù)，較系統(tǒng)分析了疏勒河上游長序列徑流變化事實及其影響因素，得出以下主要結(jié)論：

（1）1954—2016 年疏勒河上游年徑流量總體呈顯著上升趨勢，變化速率為1.00×108m3·（10a）-1，其中1970s—1990s 初徑流偏枯（平均年徑流量為8.86×108m3），2000 年之后徑流處于豐水期（平均年徑流量為13.19×108m3），徑流突變發(fā)生在1999 年；汛期和非汛期徑流亦均呈顯著增加趨勢，汛期徑流突變時間與年徑流一致，而非汛期徑流不存在明顯的突變年份。疏勒河上游徑流周期振蕩特征顯著，年徑流、汛期和非汛期徑流大體都存在15a 和7a 左右的顯著主周期。

（2）正積溫和降水是決定疏勒河上游徑流變化的主導氣候因子，二者可解釋80%以上的徑流變化，且正積溫對徑流的影響強于降水，這與疏勒河上游流域冰川、積雪和凍土普遍發(fā)育有關。疏勒河上游夏季徑流與0 °C 層高度存在顯著正相關關系（r≥0.7），表明夏季0 ℃層高度升降是影響疏勒河上游徑流量變化的關鍵指示因子，可間接表征疏勒河上游汛期徑流量變化。1966—2006 年疏勒河上游流域冰川冰儲量減少約5.77 km3，冰川變化對于疏勒河上游徑流變化具有舉足輕重的作用。