長江源區(qū)年際冰水情變化及其影響因子分析

潘佳佳，郭新蕾，王 濤，付 輝，郭永鑫，李甲振

(流域水循環(huán)模擬與調控國家重點實驗室，中國水利水電科學研究院，北京 100038)

1 研究背景

長江源區(qū)是我國高寒生態(tài)系統(tǒng)的典型區(qū)域，冰雪凍土分布占長江源區(qū)面積的80%以上，獨特而脆弱的生態(tài)系統(tǒng)和特殊的水文特征，對青藏高原乃至我國生態(tài)安全具有重要的屏障作用[1]。長江源的主要功能是保障長江的源遠流長，并向下游輸送優(yōu)質水資源。自2000年至今，隨著氣候變暖累積效應的持續(xù)，長江源區(qū)增溫最為顯著，水土流失面積明顯遞增，水文與水循環(huán)正在發(fā)生深刻變化，導致源區(qū)冰雪覆蓋明顯減少和凍土退化，包括徑流量、凍土環(huán)境、冰雪凍融水、含沙量等水文水力要素也發(fā)生著顯著變化[2]。源區(qū)的水循環(huán)及其伴生的冰水和水生態(tài)過程機理與驅動機制尚不明確，這些變化影響著脆弱的生態(tài)環(huán)境，也必將影響長江中下游水循環(huán)和水資源的供給。其中，長江源區(qū)冰水情過程是水循環(huán)和水資源研究的基礎，亟待明晰源區(qū)冰水情現(xiàn)狀、年際變化規(guī)律及其驅動因子。

作為青藏高原的一部分，長江源區(qū)具有高海拔、高緯度、高溫差和低氣壓的高寒氣候特征。高海拔缺氧氣候條件不僅增加了操作人員水文和氣象資料采集的困難，還導致大量普通冰水情測量儀器失效，進而導致高寒區(qū)觀測體系不完善[3-5]。高寒區(qū)最常用的監(jiān)測技術是衛(wèi)星遙感反演，監(jiān)測范圍大但存在高原地區(qū)數(shù)據(jù)不確定性大的問題。其次是基于RTK、科考無人船、科考無人機和三維激光掃描儀等的定期現(xiàn)場觀測和科學考察，但存在花費高、測量范圍小和儀器高原適應性差等問題。第三是基于太陽能板、雷達、GNSS位移監(jiān)測系統(tǒng)、在線攝像頭和北斗導航衛(wèi)星通訊的定點監(jiān)測系統(tǒng)，但存在保障維護困難和中斷破壞風險高等諸多問題。

長江源區(qū)冰水情研究的另外一大問題是現(xiàn)有的水文站點稀少，且在高原急變地形上分布不均，目前僅有沱沱河和直門達兩個水文站，且前者為汛期站，無11月至4月的水文監(jiān)測。兩個水文站點監(jiān)測歷時較短，沱沱河建站于1958年9月，而直門達建站于1956年7月。此外，源區(qū)水文站觀測的水文要素少，沱沱河和直門達站2008年后才開始記錄冰情信息。這些水文資料的缺失和監(jiān)測系統(tǒng)的欠缺嚴重制約了長江源區(qū)水資源的認識，導致國內外相關研究較少[6-7]。尤其是關于源區(qū)河流的冰凌問題認識不足，冰水情變化對水文過程的影響尚待深入研究[8-11]。

Shen等基于1961—2000年的氣象和水文數(shù)據(jù)，重點分析了青藏高原氣候變化對長江源區(qū)水量的影響，指出長江源區(qū)水量占長江入海徑流量的0.13%，而源區(qū)冰川融水量為11.3億，僅占源區(qū)徑流量的9%[12-13]。長江源區(qū)氣溫的升高一方面有利于融冰融雪的產流，增加源區(qū)徑流補給，但也會引起源區(qū)蒸發(fā)量的增加和降水量的變化，長江源區(qū)1956—2000年徑流量呈現(xiàn)微弱減少趨勢，主要因為氣溫升高引起的融冰融水增加不足抵消降水量減少對徑流的改變[14]。羅玉等采用滑動平均、距平曲線和小波分析等多種統(tǒng)計手段對長江源區(qū)1961—2016年的徑流量開展分析，指出長江源區(qū)徑流量呈現(xiàn)增加趨勢，年徑流量在2004年發(fā)生了由少到多的突變[15]。該徑流變化趨勢與其它文獻的矛盾一方面因為研究歷時長短的差異，另一方面也說明源區(qū)水文資料的欠缺[16-19]。Yu等詳細統(tǒng)計了長江源區(qū)支流和河道的平面形態(tài)、河床坡度和典型斷面形態(tài)，指出長江源區(qū)河道主要呈現(xiàn)峽谷和平原河道特征，包括順直、彎曲、分叉和蜿蜒形態(tài)，主要由河道兩側山地約束控制[20]。長江源區(qū)200多條支流和干流可分為高原沖積型、丘陵坦谷型和高山峽谷型河道，源區(qū)地表主要由高寒草甸或沼澤草甸覆蓋，水流造床能力強，河道仍處于發(fā)育階段[16，21-22]。這些研究主要對長江源區(qū)河道形態(tài)、徑流量和氣候條件開展了分析，但缺少關于長江源區(qū)冰水情特征的系統(tǒng)研究，制約了源區(qū)的水資源保護。

本研究根據(jù)長江源區(qū)沱沱河和直門達兩個水文站2006—2018年觀測的水位、流量、冰期、冰厚、降雨量、蒸發(fā)量、水溫和氣溫資料，總結了近十年源區(qū)冰水情的年際變化特征及其影響因子，提出了兩站水位流量關系，有利于明晰源區(qū)徑流和河冰過程。

2 長江源區(qū)概況

長江源區(qū)主要位于我國青海省西南部唐古拉山脈，屬于青藏高原的腹地，平均海拔約4760 m。長江源水系主要由北源楚瑪爾河、正源沱沱河、南源當曲及干流通天河組成，詳細地形及水系分布見圖1[22]。楚瑪爾河發(fā)源于昆侖山南支可可西里山，沱沱河起源于格拉丹東雪山東側姜根迪如冰川，而當曲發(fā)源于唐古拉山東段的霞舍日阿巴山。三個源頭中當曲流量最大，沱沱河次之，楚瑪爾河流量最小[12]。長江源區(qū)曾設有四個水文站，包括沱沱河站、直門達站、楚瑪爾站和布曲站，后兩站在1991年撤銷，而沱沱河站在1987年改為汛期站，觀測項目有降水、水位、流量、水溫、岸溫和含沙量等水文過程[23]。其中，沱沱河水文站為沱沱河出口控制站，其下游河道與當曲匯合形成通天河。直門達站為通天河出口的控制站，是長江源區(qū)主要控制水文站，提供源區(qū)全年的水位、流量、水溫、岸溫和冰厚等冰水情資料。該站點以下為長江上游金沙江河段。長江源區(qū)共有六個氣象站，包括五道梁、沱沱河、治多、曲麻萊、玉樹和清水河，用于記錄溫度、濕度、風速和太陽輻射等氣象資料。整體而言，長江源區(qū)137 704 km2的范圍內共有兩個水文站和六個氣象站。

圖1 長江源地形及水系分布圖(改自閆霞等[22])Fig.1 Topography of source region of Yangtze River and watershed distributions (from Yan et al[22])

長江源區(qū)水系多為高原沖積型河道和峽谷河道，平面呈現(xiàn)游蕩、分汊和順直形態(tài)。按照河道形態(tài)和平均河道底坡可分為三部分：沱沱河至通天河上游130 km河道平均底坡約4.47‰，兩側多為冰川峽谷約束，為典型山區(qū)河道；中部600 km的河道平均底坡約1.13‰，兩側無高山約束；下部300 km的河道平均底坡約1.56‰，兩側多為蜿蜒山川約束[20，24]。長江源區(qū)水系兩個水文站具體信息見表1，均由青海省水文水資源勘測局負責。直門達水文站的流域面積約為沱沱河水文站流域面積的8.6倍，兩站年平均流量相差10倍以上。兩測站高差約1000 m，上游沱沱河站基于1985年國家高程基準，直門達站基于1956年黃海高程基準，兩基準相差0.029 m。沱沱河改為汛期站后記錄5月至10月的水文資料，冰期產匯流資料缺失。

表1 長江源區(qū)主要水文站點信息

3 長江源區(qū)冰水情變化

長江源區(qū)作為青藏高原的一部分，具有典型的高寒氣候條件，即高海拔、高緯度、高溫差和低氣壓等“三高一低”的特征。受高原氣候變化的影響，氣溫升高導致源區(qū)融冰融雪量增加，同時流域蒸散發(fā)量增加。另一方面冰川退縮和多年凍土消融加劇導致源區(qū)降雨產匯流改變。長江源區(qū)徑流主要由冰雪融水、沼澤泉水和降水補給，是典型混合型水源河流，垂直氣候帶急變地形和高寒氣候特征是冰水情年際變化的主要因素[25-27]。長江源區(qū)有六個多月的冰期，其冰水情變化與氣溫、太陽輻射、降雨、降雪和植被等條件密切相關。

3.1 年際水位流量變化通過對長江源區(qū)控制水文站沱沱河和直門達2006—2018年流量的統(tǒng)計分析，可獲得源區(qū)河流典型年內流量過程及月平均流量過程，具體見圖2和圖3。圖2給出了2016年沱沱河和直門達站日觀測流量及年內變化過程。其中，沱沱河站2016年內最大流量為358 m3/s，發(fā)生日期為7月11日，5月至10月平均流量為85 m3/s；直門達站2016年內最大流量達1690 m3/s，發(fā)生日期為7月13日，年平均流量為351 m3/s。兩站年內最大流量均發(fā)生在夏季洪水期7月11日—13日，位于下游的直門達站洪峰比沱沱河站晚兩日，這主要是因為下游產匯流區(qū)域更大，洪水形成時間更長，洪峰從上游傳播到下游也需要時間。

綜上所述，聯(lián)合應用十二指腸鏡檢查和CT增強掃描的診斷更高效，且對各類型壺腹周圍癌的敏感性更高，對壺腹周圍癌病變特征的顯示也更準確和全面。

圖2 2016年沱沱河和直門達站觀測流量Fig.2 Daily observed flow discharge at Tuotuohe and Zhimenda stations in 2016

圖3 2006—2018年沱沱河和直門達站平均月流量及年際波動范圍(波動幅值為實測值的外包絡點)Fig.3 Averaged monthly flow discharge at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2006 to 2018

圖3顯示了長江源區(qū)兩個水文站2006—2018年各月平均流量及年際變化范圍。其中，2006年至2018年實測的月流量由波動曲線上的實點示意，而端點顯示13年中極端豐水和枯水流量的外包絡點，文中其它波動曲線類此。沱沱河站5—10月多年平均流量為88 m3/s，近十多年年際波動幅度為68%。沱沱河站洪水高峰期集中在7—9月，8月平均流量為158 m3/s，為汛期平均流量的2.7倍，波動幅度高達142 m3/s。直門達站洪水高峰期分布在6—10月，年內雙峰或多峰洪水較多，多發(fā)生在7月和9月，月平均流量約為1200 m3/s，波動范圍約±800 m3/s。該站近十多年年平均流量為513 m3/s，年際波動幅度為54%。其中，11月至5月的平均流量為170 m3/s，僅為洪水期的1/7，冬季封河期流量約80 m3/s，為年平均流量的1/6。兩站洪水期流量波動幅度較大，最大可達平均值的67%，而非汛期流量波動約為平均值的29%，相對較小。圖2和圖3均顯示兩站洪峰過程具有相關性，上游沱沱河洪水是直門達洪水的組成部分。其中，典型洪水過程一般持續(xù)幾天，對應的最大流量為洪峰值，而河流部分河段的汛期為月平均流量高于年際平均流量的時期，一般持續(xù)幾個月。

通過進一步統(tǒng)計沱沱河和直門達站2008年、2009年、2017年和2018年觀測的水位和流量過程，圖4和圖5分別給出了兩個水文站擬合的水位流量關系及其與實測值的對比。其中，沱沱河站的水位與流量關系為

z=0.243Q0.334+4526.61

(1)

式中：z為斷面水位，m；Q為斷面流量，m3/s。式(1)擬合數(shù)據(jù)包括的水深為0.6～2.6 m，覆蓋汛期平均低水位和高水位?？傮w而言，擬合曲線與觀測資料吻合良好，式(1)計算的水位平均誤差為0.05 m。需強調的是該水位流量關系曲線僅適用于沱沱河站5—10月的汛期，缺少冬季冰期觀測資料的驗證。這主要是因為沱沱河水文站為汛期站，不考慮非汛期尤其是冰凌對流域產匯流的影響，因此擬合的公式只限于汛期，不能反映非汛期冰川凍土條件下的產匯流過程。

類似的，直門達站的水位與流量關系為

z=0.017Q0.729+3523.49

(2)

式(2)擬合數(shù)據(jù)包括的水深為0.9～6.7 m，覆蓋多年平均低水位和高水位。圖5顯示式(2)與實測水位流量資料吻合良好，式(2)計算的水位平均誤差約0.03 m，能廣泛用于直門達汛期和非汛期的水位流量計算。相比于沱沱河站的水位流量曲線，直門達的水位流量曲線更為集中，適用的水深范圍和流量范圍也更大。這主要是因為直門達站在沱沱河站下游，控制的流域范圍更廣，實測的資料也包括了汛期和非汛期產匯流多因素的綜合影響，尤其是冬季冰凍和流冰對水位流量的影響。

3.2 年際冰情變化長江源區(qū)沱沱河和直門達站自2008年開始統(tǒng)計斷面初冰日期和終冰日期，沱沱河作為汛期站無冰厚觀測，直門達作為全年水文站有冬季冰厚觀測。圖6顯示了兩個水文站2008—2018年河冰初現(xiàn)和河冰消失日期。沱沱河站河冰初現(xiàn)日期在10月4日至23日間，多年平均為10月11日。直門達站河冰初現(xiàn)日期在11月8日至19日間，多年平均為11月11日，比上游沱沱河晚1個月。沱沱河河冰消失日期在第二年5月10日至6月1日間，多年平均為5月18日，冬季冰期約7個月。直門達站終冰日期為3月14日至4月21日，多年平均為4月5日，冬季冰期約5個月，比上游沱沱河少兩個月。這主要是因為直門達水文站的海拔比沱沱河的海拔約低1000 m，平均氣溫相對更高。

圖4 沱沱河站水位流量關系與實測值對比Fig.4 Observed and fitted rating curve at Tuotuohe Station

圖5 直門達站水位流量關系與實測值對比Fig.5 Observed and fitted rating curve at Zhimenda Station

圖6 沱沱河和直門達站2008—2018年初冰與終冰日期Fig.6 River ice appearance and disappearance date at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2008 to 2018

圖7 直門達站2008—2018年冬季平均冰厚及年際波動Fig.7 Averaged river ice thickness at Zhimenda station during winter from 2008 to 2018

圖7顯示了直門達站2008—2018年冬季平均冰厚變化過程。圖中冰厚數(shù)據(jù)均為基本水尺斷面岸邊附近冰蓋厚度，觀測期為12月1日至3月1日，初冰期和岸冰消融后無冰厚觀測。結果顯示多年平均最大冰厚約0.22 m，發(fā)生在2月1日左右。冬季平均冰厚約0.15 m，年際冰厚變化幅度為±0.08 m，波動幅度高達54%。冰蓋在初封期變化幅度最大，年際波動達100%，穩(wěn)封期冰厚年際變化約40%。直門達站近十年觀測的最大冰厚為0.30 m，發(fā)生于2013年2月6日，超出多年平均值36%。冬季直門達水深為0.9～1.6 m，穩(wěn)封期冰厚占水深的比例約12%。

4 冰水情變化的影響因子

4.1 源區(qū)降雨蒸發(fā)量長江源區(qū)徑流主要由降雨產流、融冰融雪匯流與沼澤、泉水和地下水滲流補給，是典型混合型水源河流。長江源區(qū)冰川融水占總徑流量的5%，對源區(qū)河流的補給作用較小，而與濕地有關的水源補給占徑流量的64%左右[31]，為長江源區(qū)徑流的主要來源。其中，降雨和蒸發(fā)是長江源區(qū)河流徑流變化的重要驅動因子，以下重點分析了沱沱河和直門達站年際降雨量和蒸發(fā)量對徑流量的影響。

4.1.1 年際降雨量 基于長江源區(qū)沱沱河和直門達站2006—2018年記錄的日降雨量，統(tǒng)計分析了近十多年的平均月降雨量及其年際波動規(guī)律，見圖8。沱沱河站作為汛期站無非汛期雨量記錄，降雨主要集中在6—8月，平均月降水約82 mm，年際波動幅度為55%。近十多年最大月降雨量為151 mm，超出正常洪水期降水量的85%。下游直門達站多年平均月降雨量為43 mm，年際波動幅度高達62%。直門達站降雨主要集中在5—9月，汛期月平均降雨量為86 mm，汛期降雨量年際波動為52%。該站11—次年4月非汛期月平均降雨量為7 mm，年際波動幅度為100%。直門達站非汛期降雨量僅為汛期的1/11，其年際波動幅度為汛期的兩倍。該站汛期月降雨量比沱沱河站同期降雨量普遍高20 mm，增幅約25%。然而，直門達站8月多年平均降雨量比沱沱河站低8 mm，可能與兩站的高差和局部山地氣候條件有關。總體而言，沱沱河站年際降雨量低于直門達站，其降雨量年際波動幅度高于后者。

圖8 2006—2018年兩站點平均月降雨量及年際波動Fig.8 Monthly precipitation and interannual variations at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2006 to 2018

兩個水文站資料均顯示6—8月為長江源區(qū)的降雨高峰期，而圖3顯示兩站的徑流量高峰期為7—9月。這主要是因為長江源區(qū)復雜山地植被地形條件下降雨產匯流需要一定時間，流域出口的洪峰過程晚于降雨峰值發(fā)生時間。此外，兩站降雨量的單峰和雙峰過程與對應的洪峰相符，也證明降雨對源區(qū)徑流過程的直接影響。直門達站非汛期的降雨波動幅度較大，而同期徑流波動幅度較小。這是因為非汛期河流徑流主要由地下水下滲的基流補給，長江源區(qū)非汛期基流年際變化較小。

圖9 2006—2018年沱沱河和直門達站平均月蒸發(fā)量及年際波動Fig.9 Monthly evaporation and interannual variations at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2006 to 2018

4.1.2 年際蒸發(fā)量 圖9進一步顯示了沱沱河和直門達站2006—2018年平均月蒸發(fā)量及其年際間的波動。沱沱河5—8月的蒸發(fā)為高峰期，多年平均月蒸發(fā)量約171 mm，近十多年的波動幅度為22%。該測站5—10月的平均月蒸發(fā)量為150 mm，不同年份間的變化幅度為23%。下游直門達站的蒸發(fā)峰值也是每年5—8月，該時間段平均月蒸發(fā)量為107 mm，不同年份變化幅度約23%。該站全年平均蒸發(fā)量為77 mm，近十年月蒸發(fā)量波動幅度為23%。直門達站11月—次年4月非汛期多年平均月蒸發(fā)量為56 mm，約為全年峰值的1/2。需強調的是沱沱河和直門達站5—10月蒸發(fā)量變化趨勢一致，且兩站近十多年月蒸發(fā)量波動幅度均約23%，但前者的月蒸發(fā)量比后者高47 mm。這說明長江源區(qū)不同站點的蒸發(fā)條件相似，蒸發(fā)量大小的差異與高差有關。

對比圖9與圖8可知，長江源區(qū)兩個水文站多年平均月蒸發(fā)量均大于降雨量。沱沱河站5—10月平均蒸發(fā)量比相應降雨量高93 mm，而直門達站多年平均月蒸發(fā)量比降雨量高33 mm。結合圖3兩站的年際徑流量可知，直門達站的蒸發(fā)比沱沱河小，降雨量比后者大，流域集水和水源面積比后者大，因此其年均徑流量也大于沱沱河站?？傮w而言，長江源區(qū)河流流域面積越大，冰川融水、地下水、沼澤濕地補水和降雨匯流等綜合因素的共同作用效果更大，對應的水文站年徑流量波動幅度越小，測站水位流量關系更穩(wěn)定，見圖5。

4.2 源區(qū)水溫氣溫變化長江源區(qū)冰期長短與冰厚變化不僅與源區(qū)高寒山地的高差有關，還與源區(qū)河流的氣溫和水溫條件有關。為了分析長江源區(qū)冰情變化規(guī)律，整理了2006—2018年沱沱河和直門達兩個水文站氣溫和水溫資料，研究了氣溫和水溫過程對河冰的影響。

4.2.1 氣溫影響 長江源區(qū)水文站氣溫測量一般記錄每日8時岸上百葉箱的氣溫值，以下簡稱為岸溫。基于沱沱河和直門達站2009—2018年實測的岸溫資料，可分析兩水文站近十年的日岸溫變化過程，具體見圖10。結果顯示兩水文站氣溫均呈現(xiàn)周期性升溫和降溫過程，具體為冬季1月至夏季7月岸溫逐漸升高，下半年岸溫逐漸降低。沱沱河站總體升溫比直門達站晚1個月，而其冬季降溫比后者提前1個月，這與兩站之間的冰期相差2個月是一致的。其次，沱沱河站最高氣溫比直門達站最高氣溫低5.5 ℃。這主要是因為沱沱河站高程比直門達站高，與高寒區(qū)氣溫變化規(guī)律一致。近十年中2013年直門達整體氣溫偏低，而圖7也顯示2013年冰厚最大。冰厚的生長消融過程與氣溫變化密切相關，這說明氣溫是影響河冰過程的主要因子，兩個站點結冰期與岸溫低于結冰溫度的時長一致。

圖10 2009—2018年沱沱河和直門達站岸溫及年際波動Fig.10 Air temperature and interannual variations at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2009 to 2018

4.2.2 水溫影響 圖11進一步分析了2006—2018年沱沱河和直門達站日水溫變化過程。結果也顯示兩站水溫由冬季至夏季逐漸升高，下半年水溫逐漸降低至0 ℃，兩站水溫呈現(xiàn)年際周期性變化。水溫穩(wěn)定在0 ℃的時間與圖6的冰期一致。此外，沱沱河汛期多年平均水溫為4.9 ℃，直門達多年平均水溫為5.8 ℃。沱沱河站最高水溫比直門達站低5.5 ℃，與前面岸溫變化規(guī)律一致。對比圖11與圖10可知，水溫變化主要由氣溫變化引起，且水溫變化滯后于氣溫變化，水溫年際變化的幅值低于氣溫。這是因為源區(qū)河流水體響應氣溫變化需要一定時間，因此水溫達到幅值的時間晚于氣溫，且因能量的耗散水溫的峰值也比氣溫峰值低。由于缺少長系列水溫資料，近十多年水溫無整體升高或降低趨勢。

圖11 2006—2018年沱沱河和直門達站水溫及年際波動Fig.11 Water temperature and interannual variations at Tuotuohe and Zhimenda stations from 2006 to 2018

5 結論

針對高寒山區(qū)降雨、蒸發(fā)和氣溫等氣候條件對源區(qū)河流冰水情過程的影響，本研究收集整理了長江源區(qū)沱沱河和直門達水文站2006—2018年的流量、冰厚、冰期、降雨、蒸發(fā)、氣溫和水溫資料，分析了長江源區(qū)近十年的冰水情特征、年際變化規(guī)律和影響因子，主要結論如下：

(1)長江源區(qū)沱沱河和直門達水文站汛期均在5月至10月，而洪峰期主要集中在7—9月，近十年沱沱河汛期平均流量為88 m3/s，年際波動幅度為60 m3/s，下游通天河汛期平均流量為1200 m3/s，年際波動幅度為800 m3/s，直門達站多年平均流量為513 m3/s，其年際波動幅度為277 m3/s；源區(qū)河流徑流受降雨和蒸發(fā)影響較大，年際流量波動超過50%，枯水期流量年際波動小于豐水期年際波動，下游流域范圍更大的水文站年際徑流量變化幅度小于小流域水文站的流量年際波動。

(2)研究初步揭示了長江源冰蓋的時間分布特征，源區(qū)沱沱河站冰期為10月—次年5月，持續(xù)時間為7個月，下游直門達站冰期為11月—次年4月，持續(xù)時間為5個月；近十年源區(qū)冬季冰蓋厚度約0.15 m，穩(wěn)封期多年平均冰厚為0.22 m，冷冬年最大冰厚可達0.30 m，年際波動幅度為40%，穩(wěn)封期冰厚年際波動小于初封和消融期，且低海拔的直門達站冰厚和持續(xù)時間均低于上游沱沱河站，符合高寒區(qū)地形急變的氣候特征。

(3)降雨和蒸發(fā)是長江源區(qū)河流徑流變化的重要驅動因子，氣溫是影響河冰過程的主要因子。沱沱河降雨為單峰結構與其流量結構相符，而直門達降雨為雙峰結構與流量過程一致，兩個水文站的蒸發(fā)均呈現(xiàn)雙峰結構，蒸發(fā)峰值為5月和7月，年際波動幅度超過22%。長江源區(qū)每年有超過6個月的氣溫低于結冰溫度，氣溫呈正弦曲線變化，水溫隨氣溫變化，其幅值低于氣溫，變化滯后于氣溫。水溫到達結冰溫度后，冰厚與累計負氣溫正相關。低氣溫持續(xù)時間長是源區(qū)河流冰期長的主要原因，源區(qū)水溫和氣溫的變化與山地地形高程密切相關。高寒區(qū)垂直地形急變條件下，高程越高對應的氣溫越低。

(4)受限于“三高一低”的氣候，長江源區(qū)目前的水文測站少，測量要素相對簡單，測量數(shù)據(jù)的空間代表性不足，且缺乏適合高寒區(qū)的冰水情測量裝備，下一步亟需研發(fā)地質雷達、無人機、衛(wèi)星遙感等多數(shù)據(jù)融合的觀測技術，進一步完善源區(qū)水文水資源觀測網絡，進而揭示長江源區(qū)冰水情時空演變規(guī)律。