0 引言

冰川是中国极其重要的固体水资源， 中国主要的大江大河都有冰川融水补给， 尤其对于西北干旱地区的河流， 冰川是其补给的重要来源。近年来随着气温的持续上升， 冰川加速消融使西北内陆地区水资源利用与生态退化的矛盾更加突出[1-3]。研究表明， 中国西北干旱区祁连山冰川处于物质亏损状态， 普遍出现退缩减薄[4-8]。因此， 评估冰川变化及其原因， 对维系西北干旱区脆弱的生态平衡及社会经济可持续发展具有重要意义。

近年来， 中国西北干旱区祁连山中、 西部冰川变化及其区域分异规律受到了国内学者的广泛关注。田洪阵等[9]基于遥感技术对祁连山区最大的冰川敦德冰川1970-2010年冰川变化与气候变化的关系进行了研究。孙美平等[10]根据祁连山区冰川编目数据， 分析了冰川面积减少量随高程变化的分布趋势。张明杰等[11]研究了老虎沟流域不同规模冰川在1957-2009年长时间序列上不同时段内的变化特征， 并从气温、 降水分级的角度揭示冰川面积参数随气候条件变化的复杂性。杜文涛等[12]利用GPS高精数据观测冰舌末端变化， 研究冰川末段长度及平衡线高度变化速率， 分析了老虎沟气候转型与冰川退缩速率之间的关系， 通过建立气温-冰川消融曲线， 指出冰川在持续高温情景下的气候响应比低温情景敏感。刘时银等[5]以遥感与地理信息系统相结合的方法， 对祁连山西段冰川(疏勒河、 党河、 北大河、 哈拉湖)自小冰期到1990年的冰川变化进行了研究。

冰川的生存、 发育及规模变化受区域性及局部性气候的约束， 具有周期波动特征[13-15]。前人在冰川变化监测研究中， 对祁连山西部单一较大冰川或易于获取的冰川研究较多[11-12,16-17]， 在进行冰川退缩归因分析的研究中， 往往集中于分析整个流域或代表站点气温、 降水与冰川面积的关系[18-19]， 并未对冰川区的气候对冰川演变的影响进行深入研究。与祁连山西部冰川详尽的研究相比， 苏干湖流域内冰川变化的研究较少。苏干湖流域位于祁连山西部， 地处青藏高原和蒙新干旱区的交界地带， 对全球变化的响应敏感[20]。流域内哈尔腾河流域冰川面积和冰储量占祁连山冰川总量比例仅次于疏勒河流域[10]， 是西北地区祁连山冰川发育最盛的区域之一。因此， 本文以苏干湖流域冰川为研究对象， 分析1989-2013年冰川覆盖区域的气温、 降水与冰川面积的关系， 并对冰川面积随气候变化趋势进行归因分析， 为认识中纬度山地冰川对气候变化的响应和冰川变化对苏干湖流域水资源供给的影响提供一定的参考。

1 研究区概况

苏干湖流域位于祁连山西部， 地理位置为93°30′～97°20′ E、 38°00′～39°30′ N， 由大、 小哈尔腾河及南北两山诸沟道组成(图1)。其中， 大哈尔腾河从东南流向西北， 河源地被祁连山的野牛脊分割为南北两源， 源头地带终年积雪且有现代冰川发育， 源地积雪和冰川是河川径流的补给源之一。流域上游区属高寒半干旱气候， 中下游属温带干旱气候， 主要受蒙古高压气团控制， 干旱少雨， 日温差大。降水量由流域上游向下游递减， 蒸发量则相反。流域内多年平均气温为-0.9～3.0 ℃， 年均降水量为50～100 mm， 年均蒸发量在2 400 mm左右[21]。苏干湖流域总面积为20 171 km2， 冰川主要分布在大、 小哈尔腾河地区， 共有冰川250条， 冰川面积为322.46 km2， 冰储量为185.82×108 m3[22-23]， 冰川覆盖区的海拔在4 500～5 800 m。

2 数据与方法

2.1 遥感影像与冰川提取

2.1.1 遥感影像来源

Landsat-TM和ETM+遥感影像数据来自美国地质调查局(http://glovis.usgs.gov/)和地理空间数据云网站(http://www.gscloud.cn/)。该产品经过了系统辐射校正和地面控制点几何校正， 并且利用DEM数据进行了地形校正。根据苏干湖流域冰川覆盖区温度-高程修正结果可知， 6-8月平均气温为冰点以上， 处于冰川消融期。为减少不同时期冰川变化所造成的误差以及积雪对提取冰川边界的影响， 所选的月份大都在8-9月， 获取了较为准确的冰川面积数据。共选取1989-2013年的遥感影像34景(17期)， 如表1所列。冰川编目数据来源于国家自然科学基金委员会中国西部环境与生态科学数据中心。

2.1.2 影像处理

目前， 国内外应用较多的冰川面积遥感监测方法包括比值阈值法、 雪盖指数、 监督分类、 非监督分类等。 众多研究显示比值阈值法最先应用于Landsat TM数据， 能够提高冰川与其他地物的光谱反差， 较好地提取冰川边界[24-26]。因此， 本文首先对2003年之后的ETM+遥感影像进行坏损条带的修复， 然后对所有的遥感影像进行投影坐标转换， 再利用ENVI 5.2遥感软件进行辐射校正和大气校正等预处理。对于TM和ETM+(Level 1T级)影像， 采用比值阈值法(TM3/TM5)设定阈值， 提取冰川边界。本文研究阈值设为2.0(多次试验)， 对于同一区域不同年份阈值基本保持不变。将提取冰川边界图转化为二值图， 导入GIS中统计冰川面积。并参照第二次冰川编目数据和ArcGIS的分割工具对冰川进行分条， 生成单一冰川， 通过手工编辑， 剔除错划为冰川的水体和积雪等， 确保准确提取冰川信息。

运用更高分辨率的影像进行人工提取冰川面积来对比评估Landsat影像的精度， 在评估个体对冰川识别带来的误差方法中应用较为广泛[9,27]。为证实冰川面积提取方法的可靠性， 本文用BIGEMAP软件分别选取面积波动较大的1991和1992年两期影像， 下载研究区12月的Google Earth 13级(分辨率为14.92 m)图像， 通过遥感处理软件监督分类提取方法和手工修正边界获取相应年份的冰川分布(见图2)。所得两期冰川面积之差为44.5 km2， 冰川面积年变化幅度在10%左右， 即1992年冰川面积较1991年有明显积累增厚的现象， 这与该年气温较低、 冰川冬季积累较快夏季消融较慢相一致。而对比Landsat TM影像提取的相应数据变化量为60 km2， 年变化幅度约为14.7%， 由此可知冰川面积提取的误差在5%之内。2006-2009年由遥感数据监测的平均冰川面积为319.286 km2， 与第二次冰川编目数据312.28 km2相比， 误差在2.2%左右， 差异可能是由手工处理冰川边界线的数据源不同造成的。因此可以判断本文冰川提取方法所得数据具有一定的可靠性。

2.2 气象与高程数据

本研究所用气象数据来自于苏干湖流域附近的敦煌、 瓜州、 玉门、 肃北、 冷湖、 大柴旦、 德令哈7个气象站点(图1)1988-2013年的日降水和气温数据。数字高程数据ASTER GDEM来源于中国科学院计算机网络信息中心国际科学数据服务平台(http://datamirror.csdb.cn)， 空间分辨率为30 m。

本研究中主要分析冰川与冰川覆盖区气温和降水之间的关系。首先将1988-2013年7个站点各月平均气温根据各气象站海拔和青藏高原及其周边不同地区的气温垂直递减率[28]推算到统一海拔处气温， 然后在ArcInfo中对高程修正后的气温通过克里金插值方法进行流域内插值， 同样利用研究区DEM数据修正到流域冰川覆盖区高程处气温， 从而统计出冰川覆盖区实际的月平均气温数据。同样， 将研究区1988-2013年各站点年降水数据采用IDW方法进行流域内插值， 并求出冰川覆盖区实际的降水量数据。

3 结果与讨论

3.1 冰川规模变化特征

根据上述数据和方法， 得到苏干湖流域冰川总面积的变化情况， 如图3所示。分析发现， 1989-2013年冰川面积整体呈下降趋势， 缩减速率为-3.01 km2·a-1， 年平均面积退缩率为-0.87%。研究区内的冰川总面积变化大致分为2个时期。1989-2000年冰川面积急剧退缩， 缩减速率达到-4.49 km2·a-1， 这与Tian等[29]认为祁连山冰川自20世纪90年代以来呈加速退缩趋势相一致； 2000年之后， 冰川面积有减少趋势， 缩减速率为-0.09 km2·a-1。 即以2000年为界， 冰川面积由快速退缩变为略微消融。

分别选取2000年前、 后冰川面积处于平均数值的1995年和2013年作为研究的典型年份， 研究不同规模冰川数量和面积随气候变化情况， 如表2所列。冰川规模≤1 km2的冰川数目处于主导地位， 约占流域冰川总数量的80.3%， 但冰川面积仅占流域冰川总面积的22.8%。随着气候的变化， 冰川在数目上由1995年的380条减少为357条， 面积也由363.07 km2退缩为314.05 km2， 这主要归因于规模>0.1～5 km2的冰川在数量和面积上均在减少， 冰川规模越大数量上减少越慢； 规模>5 km2的冰川数目减小幅度要远小于较小冰川。而规模≤0.1 km2的冰川在数量和面积上均呈增加趋势。

3.2 气候变化特征

水(降水)、 热(气温)及其组合是影响冰川发育和演化的主要气候因子[30]。中国冰川变化对夏季平均气温变化表现为正响应， 而对年降水量变化主要表现为负响应[31]。温度的升高导致冰川的消融， 而降水的增加有利于冰川的积累。王圣杰等[15]研究表明， 气象数据按月平均气温是否处于0 ℃ 可以划分冬、 夏两季节， 将月平均气温均在0 ℃ 以下的月份定义为冬季， 将月平均气温在0 ℃以上的月份定义为夏季。夏季气温和降水量是冰川变化的两个主要控制因素[32-33]， 而苏干湖流域冰川区一年中6、 7、 8月气温在0 ℃以上， 是冰川消融的最大影响因素。因此， 本文分析了1989-2013年夏季均温和前期年降水量的变化特征。

(1) 气温

在冰川覆盖区范围内， 6-8月气温在0 ℃以上， 处于冰川消融期； 9月至翌年5月气温均在0 ℃ 以下。由图4可见， 苏干湖流域冰川覆盖区夏季各月气温均有上升趋势。7月气温最高， 8月次之， 6月气温变化并不明显。因此， 本研究主要关注7-8月平均气温的变化趋势。7-8月平均气温呈显著上升趋势， 增温速率在0.87 ℃·(10a)-1左右。其中， 2000年之前增幅显著， 增温速率达到1.51 ℃·(10a)-1； 2000年之后增幅较小， 增温速率为0.32 ℃·(10a)-1。

(2) 降水

冰川覆盖区气温在6、 7、 8月处于0 ℃以上， 积雪开始融化； 9月之后气温降低至0 ℃以下， 因此可认为影响当年夏季冰川面积的主要降水因素是前一年9月至当年8月的降水量。由图5可见， 1989-2013年苏干湖流域冰川覆盖区前期(前一年9月至当年8月)降水量整体略有增加的趋势。其中， 2000年之前， 冰川覆盖区整体降水减幅显著， 减少速率达到-4.48 mm·a-1； 2000年之后， 降水量基本保持稳定， 以0.23 mm·a-1的速率呈增加趋势。

3.3 冰川变化与气候之间的关系

3.3.1 冰川面积随气候变化分析

由图6可见， 冰川面积与冰川覆盖区7-8月平均气温变化趋势呈明显的反向关系， 冰川面积与降水量增减变化趋势无明显规律可循。2000年之前， 冰川覆盖区处于温度升高、 降水减少的时期， 因此冰川面积呈快速退缩趋势； 2000年之后， 冰川覆盖区气候并未明显变化， 气温呈略微上升趋势， 降水量也有增加趋势， 因此该时期冰川面积保持较小的消融趋势。而对于冰川面积波动较大的 1991-1993年， 由于该时期全年平均气温和夏季气温均为研究期的最低值， 使得冰川冬季积累较快夏季相对消融较慢， 从而呈现冰川急剧增长的现象。

3.3.2 回归关系的建立

为近一步了解冰川变化与气候之间及前期冰川面积的相关性， 本研究分别对1989-2013年的冰川面积与年(前一年9月至当年8月)降水量、 夏季(7-8月)平均气温、 前一年冰川面积进行回归关系分析。通过SPSS软件相关分析可知， 7-8月平均气温与冰川面积呈显著线性相关关系(Pearson相关系数通过0.01显著性水平检验， r=-0.803， P<0.001)。因此， 可建立冰川面积与气温之间的一元回归关系式(见图7)。

S=-85.99 lnT+394.49 (R2=0.644 7)(1)

式中： S为冰川面积(km2)； T为冰川覆盖区7-8月平均气温(℃)。

如表3所列， 冰川面积与前期降水量、 前期冰川面积之间的相关关系并未通过显著性水平检验(P>0.05)。因此可以推断苏干湖流域1989-2000年冰川退缩的主要原因是温度的升高， 对于年降水量的变化并不敏感。

4 结论

根据高程数据、 多期遥感数据和气象资料， 利用GIS技术对苏干湖流域地区的冰川数据进行研究， 得到如下结论：

(1) 1989-2013年， 该地区的冰川整体呈持续退缩趋势， 缩减速率为-3.01 km2·a-1， 年平均面积退缩率为-0.87%。其中， 1989-2000年退缩显著， 缩减速率达到-4.49 km2·a-1； 2000年后冰川面积退缩程度减小， 缩减速率为-0.09 km2·a-1。冰川在面积和数量上的缩减主要集中在规模为>0.1～5 km2的冰川。

(2) 冰川区气温变化与冰川面积波动具有较好的一致性。升温幅度的增大是导致20世纪90年代以来苏干湖流域冰川退缩加剧的根本原因。1989-2000年， 冰川覆盖区处于温度升高、 降水减少的时期， 因此冰川面积呈快速退缩趋势； 2000年之后， 冰川区气候并未明显变化， 气温呈略微上升趋势， 降水量也有增加趋势， 因此该时期冰川面积保持较小的消融趋势。

(3) 冰川覆盖区7-8月平均气温与冰川面积具有较好的一元回归关系， 而冰川面积的消融对前期冰川储量及降水量的变化响应并不敏感。

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