他念他翁山中段冰川反照率與固液態(tài)降水臨界氣溫研究

張 威，孫 波

(遼寧師范大學(xué) 地理科學(xué)學(xué)院，遼寧 大連 116029)

第四紀(jì)冰川是氣候變化的產(chǎn)物，研究古冰川發(fā)育所需氣候條件對了解過去氣候與環(huán)境變化有重要意義.基于冰川地貌遺跡重建古冰川發(fā)育氣候條件，通常是應(yīng)用現(xiàn)代氣候條件或現(xiàn)代冰川物理特征，通過設(shè)定溫度和降水的變化，使模擬結(jié)果與冰川遺跡的相匹配，從而得到古冰川發(fā)育所需的氣候特征.研究方法主要有：(1)基于冰川物質(zhì)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(zhì)平衡模型[3-6]；(3)基于冰川質(zhì)量守恒的冰川流動模型[7-9].

無論是古冰川物質(zhì)平衡模型還是冰川流動模型，都涉及冰川表面物質(zhì)平衡的模擬，模擬過程均與冰川表面積累與消融特征有關(guān).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(fēng)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(dá)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(chǎn)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(shù).冰川補給以固態(tài)降雪為主，在冰川物質(zhì)平衡模擬中一般采用臨界氣溫法區(qū)分降水與降雪，其數(shù)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(qū)內(nèi)固液態(tài)降水臨界氣溫進(jìn)行定量分析[11].

他念他翁山中段曾發(fā)育規(guī)模較大的山麓冰川，限制在山谷內(nèi)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(zhì)平衡特征的變化，可以準(zhǔn)確模擬山地冰川對氣候變化的響應(yīng)和反饋作用[14].而冰川表面反照率與降水臨界氣溫是進(jìn)行冰川物質(zhì)平衡模擬的兩個重要參數(shù).本文嘗試?yán)眠b感反演的方法得出研究區(qū)冰川表面反照率，并參考周邊氣象站監(jiān)測數(shù)據(jù)計算他念他翁山中段地區(qū)固液態(tài)降水臨界氣溫值.

1 研究區(qū)概況

他念他翁山位于橫斷山西部山區(qū)，怒江與瀾滄江之間.該地區(qū)氣候?qū)儆诖箨懶詺夂虻母吆畾夂颍邓饕獊碜杂《妊蟮奈髂霞撅L(fēng).昌都?xì)庀笳?005—2018年監(jiān)測資料顯示,研究區(qū)內(nèi)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(qū)域內(nèi)以溫性海洋型冰川為主，主要發(fā)育懸冰川和冰斗冰川.2017年發(fā)布的Randolph Glacier Inventory 6.0數(shù)據(jù)記錄[15]，該地區(qū)現(xiàn)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(cè)，全長約35 km，主谷北側(cè)發(fā)育兩條8～10 km支谷.依據(jù)在覺曲槽谷僅主谷源頭發(fā)育著面積約為2.01 km2的現(xiàn)代冰川.主冰川(RGI60-13.26160)面積約1.01 km2，是研究區(qū)內(nèi)面積最大的現(xiàn)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(cè)，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(shù)據(jù)

2 材料與方法

2.1 冰川反照率參數(shù)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(fā)生劇烈變化.由于研究區(qū)內(nèi)沒有設(shè)立氣象監(jiān)測設(shè)備，相比利用山區(qū)稀少站點的內(nèi)插值，利用較高分辨率的多波段遙感數(shù)據(jù)獲取復(fù)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(jìn)行反演.

在地理空間數(shù)據(jù)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(jīng)過輻射定標(biāo)將原始影像的DN值轉(zhuǎn)換為輻射亮度值(μW·cm-2·nm-1·sr-1)，圖像文件格式轉(zhuǎn)為BIL格式.然后利用ENVI軟件中FLAASH大氣校正模塊對圖像進(jìn)行校正.使用FLAASH Setting Guide輔助插件.輸入校正影像基本參數(shù)，選取試用研究區(qū)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(zhuǎn)換方程式(1)，將以上所得各光譜反射率轉(zhuǎn)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(jié)果中冰川反照率數(shù)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(fā)現(xiàn)冰川反照率受氣溫影響顯著，兩者之間具有明顯的負(fù)相關(guān)關(guān)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(chǎn)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(shù)，T表示氣溫.氣溫數(shù)據(jù)來自高亞洲再分析數(shù)據(jù)(The High Asia Refined analysis，HAR)，由柏林科技大學(xué)Prof. Dieter Scherer團(tuán)隊提供[25].HAR數(shù)據(jù)是基于數(shù)值天氣預(yù)報WRF模式(Weather Research Forecast)的動力降尺度方法獲得的數(shù)據(jù)集.HAR提供30 km(HAR30)和10 km(HAR10)兩個不同尺度的WRF模型數(shù)據(jù)集，M?lg等[26]在模擬青藏高原南部扎當(dāng)冰川表面能量平衡僅使用校正后的HAR模擬數(shù)據(jù)，結(jié)果達(dá)到與AWS觀測數(shù)據(jù)相近的精度.薄盤光滑樣條函數(shù)法通過引入?yún)f(xié)變量，可以綜合考慮多種地形因素，是相較于傳統(tǒng)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(jīng)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(shù)據(jù)進(jìn)行插值，得到研究區(qū)30 m×30 m分辨率的氣溫柵格數(shù)據(jù).

2.2 臨界氣溫

冰川物質(zhì)平衡模型中常利用臨界氣溫法區(qū)分固液態(tài)降水.在缺乏觀測數(shù)據(jù)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(dǎo)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(qū)，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(tài)降水量(mm)，Ts為固液態(tài)臨界氣溫值(℃).固液態(tài)降水分離的氣溫臨界值可以通過統(tǒng)計氣象站監(jiān)測的降雨、降雪、雨夾雪及與之分別對應(yīng)的氣溫值確定.但考慮到極端異常天氣以及不同降水形態(tài)對應(yīng)氣溫出現(xiàn)重疊的現(xiàn)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(fā)生在氣溫臨界氣溫之上，降雪事件95%發(fā)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?xì)庀笳?31°08′N，97°11′E，3251 m)監(jiān)測數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)序列長度為2005年2月至2019年5月，監(jiān)測間隔時長為3 h，數(shù)據(jù)在網(wǎng)站https://rp5.ru獲取.

3 結(jié)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(xiàn)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(qū)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(fēng)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(qiáng)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(qū)域主要分布在海拔中值線以上.7月氣溫與降水達(dá)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(qū)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(zhuǎn)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(qū)及高值區(qū)全部分布冰川積累區(qū).這是由于冰川整體消融強(qiáng)烈，降雪快速消融,冰內(nèi)碎屑物質(zhì)出露，致使冰面反射率繼續(xù)減小[33].

表3 冰川積累區(qū)、消融區(qū)、冰川區(qū)平均反照率

從空間上看，6—8月中線以下低海拔區(qū)相對變化更為劇烈(見圖2).相比7月，8月份冰川物質(zhì)平衡線下消融區(qū)反照率平均減小值為0.33，而冰川積累區(qū)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(fā)現(xiàn)原冰雪面變?yōu)槲刍婊虮ㄍ丝s后露出的基巖，導(dǎo)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(qiáng)烈，反照率值相對增大.在海拔5.3 km以上較高區(qū)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(dǎo)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(qiáng)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(nèi)使用ArcGIS隨機(jī)選點工具隨機(jī)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(guān)系如式(4).

αice=-0.029T+0.624.

(4)

由于冰面反照率相對穩(wěn)定，且僅有氣溫一個參數(shù)，模擬的結(jié)果相對較差[34-35].但它是在一定物理基礎(chǔ)上統(tǒng)計回歸得到的，仍具有一定的適用性，可供研究區(qū)內(nèi)冰川物質(zhì)平衡模擬的研究和應(yīng)用做參考見圖3.

圖3 氣溫與冰面反照率統(tǒng)計關(guān)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?xì)庀笳竟搏@取30 380條氣象記錄，降水形態(tài)記錄3 202條，其中,包括雷暴天氣105次，在統(tǒng)計時剔除由其產(chǎn)生的凍雨、暖雪等極端天氣事件的數(shù)據(jù)見表4.最后記錄有降水形態(tài)的共3 097條，依據(jù)監(jiān)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(tǒng)計

從圖4統(tǒng)計結(jié)果來看，研究區(qū)內(nèi)以降雨為主，這與研究區(qū)降水在年內(nèi)分布的不均衡有關(guān).研究區(qū)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(yuǎn)遠(yuǎn)高于降雪溫度范圍，降雨成為主要降水形態(tài).單臨界氣溫分離法最終是將降水分離為固態(tài)與液態(tài)降水，高海拔地勢使雨夾雪發(fā)生的概率增加，但相對于降雨和降雪其發(fā)生概率仍較小.

圖4 昌都?xì)庀笳驹戮鶜鉁嘏c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(fā)生的溫度范圍，在-2.8～9.7 ℃范圍內(nèi)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(tài)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(tài)時可以準(zhǔn)確分離液態(tài)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(jié) 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(qū)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(qū)域反照率偏小.

(2)HAR氣溫數(shù)據(jù)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(guān)系，在研究區(qū)內(nèi)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?xì)庀笳?005—2019年監(jiān)測數(shù)據(jù)得到研究區(qū)固液態(tài)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.