中国西部高山区广泛分布的现代冰川是我国西北干旱和半干旱地区地表水资源的重要组成部分，冰川径流占出山口径流量的22%[1]，冰川径流的补给对下游人民的生产生活有着十分重要的意义.冰川区气候的变化将影响冰川径流的多少，进而影响以冰川径流补给为主的河流水量的丰枯变化[1-3].影响冰川径流的主要因素为温度，冰川区由于气温较低，当降水发生时，冰川表面并不一定会直接产流，而当气温较高时，即使没有降水发生，冰川表面也会出现产流现象[4].

祁连山为青藏高原东北部的一个巨大边缘山系，山区发育着有多条以冰川径流补给为主的河流[5]，其中老虎沟12号冰川为昌马河的重要径流补给来源[1].冰川径流主要来源于冰川融水与冰面降水，其中大部分为冰川融水[4].随着全球变暧，冰川消融加剧，使冰川洪水的发生频率也呈上升趋势[7,8].冰川洪水根据成因可分成两种类型：冰湖溃决型和冰川融水型.冰湖溃决型洪水又包括冰川表面的湖水溃决和冰内水系的水量释放；冰川融水型洪水实际上是季节洪水,在夏季持续的高温天气下,由于冰川强烈消融而发生的洪水[6].杜文涛等[9]通过分析大量气象及消融资料发现20世纪90年代以来祁连山老虎沟12号冰川消融明显加剧，容易诱发冰川洪水的发生，冰川洪水将对下游人们的生命财产和社会经济发展带来严重威胁.

文中利用祁连山老虎沟12号冰川2013年6月发生的一次冰川洪水数据，着重分析洪水前的水文气象特征.

1 研究区概况

祁连山老虎沟12号冰川(图1， 以下简称12号冰川)位于祁连山西段疏勒河上游老虎沟出山口以上小流域，流域范围为96°18′～96°34′E，39°25′～39°35′N，海拔3 684～5 463 m，平均海拔4 553 m，其中海拔4 100～5 100 m的区域占整个流域的82.4%，流域总面积为187.1 km2，其中冰川面积约为21.9 km2[9-11].

12号冰川属于典型的大陆性气候，海拔4 200 m地区夏季平均气温大于0 ℃;冬季严寒，且低温持续时间长;降水主要集中在5—9月;常年盛行西风，以西北气流影响的降水为主[9,12].文中观测站点位于冰川流域末端的出口处，该出口控制整个老虎沟12号冰川的流量.

老虎沟12号冰川主要产流时间为每年的5月下旬和8月初.5月下旬随着温度的升高，河面逐渐解冻，产流量越来越多，然后8月下旬开始降温，河面再次进入封冻状态.高水位流量或者洪水多发生在7月下旬和8月初，因为此阶段是一年平均气温最高的时候，最易发生洪水，其他时段温度较低，流量大多较小.

2013年5月至6月初，祁连山老虎沟12号冰川地面河面大部分都还处于结冰状态，河宽不到5 m，水深不到20 cm.6月下旬出现了一次突发性洪水，表现为流量从约5 m3·s-1突然增大到10 m3·s-1以上，最大时约20 m3·s-1，导致水文断面处河水改道.

图1 老虎沟12号冰川

Fig 1 The No.12 glacier in Laohugou Valley,Qilian Mountain

文中利用现有数据着重描述6月13—19日突发的流量变化过程，对比流量变化、温度变化和降水量变化，分析此次洪水的原因.

2 数据来源及处理

野外观测采用LS25-3D型流速仪对控制断面处进行测流,其测速范围为0.04～10.00 m·s-1.在断面处还设置有HOBO压力式水位计(Onset，美国)，记录间隔为每10 min 1个水中压强和1个空气压强.温度数据来源于祁连山高山站的10 m塔气象站观测值，气象传感器均与耐低温(-55 ℃)数据采集器CR1000(Campbell，美国)连接，每10 s采集1次数据，30 min输出1次平均值.降水数据来源于高山站的T200B降水观测值，每隔30 min输出一个降水量(表1).在冰川各高程还布置有花杆，每个月对花杆进行一次测量并记录，即记录2次测量时间间隔内冰川的消融深.

5月中旬河面大部分时间还处于封冻状态，5月下旬开始出现很小的流量，HOBO水位计记录开始时间为5月26日，止于6月19日河水改道，数据中断.此期间当水流较小或者变化不大时，1 d测1次，若水位短时间内变化较大，则进行多次测流.文中采用HOBO水位计记录的水中压强减去空气压强得实际压强，通过流速仪测得的数据和同时段的实际压强数据得出流量压强关系式，以此恢复出各时段的流量：

Q=0.46×P2, R2=0.92,

其中，Q为断面流量(m3·s-1);P为HOBO水位计测得的实际压强(kPa).

3 结果与讨论

3.1 洪水前昼夜温度特征

取8:00～20:00为白天(昼)，20:00至第二日8:00为夜晚(夜)，表2列出了6月7—18日的昼夜温度和日均温.从表2可以看出，6月7—9日的夜晚温度均低于0 ℃，而且白天温度也不高，此期间河面晚上会进入封冻状态.6月10日开始白天温度较高，至6月12日，夜晚平均温度在0 ℃以上，接下来的几天昼夜温度和日均温都在0 ℃以上，于是文中选用6月13—19日的流量、温度、降水进行分析.此时河面完全解冻，冰川融水产流不再受再冻结的影响.

3.2 洪水前流量、气温及降水变化

如图2所示，6月13—17日，温度与流量均保持较好的波动趋势，且流量均为一天中的约6:00开始增大，15:00～16:00达到一个峰值，随后逐渐消退.从图2还可以看出，6月18日12:00之后温度开始降低，流量开始减小，但在16:00又突然增大，此时温度仍在持续降低，流量在20:00才出现消退， 19日0:00又开始增大， 流量最大值发生在19日6:00，为18.4 m3·s-1，此时温度为4.6 ℃.

在6月18日温度的下降过程中，出现了较强的降水，据观察为固态降水，且强降水一直持续到6月19日，降水在6月19日6:00出现了最大值，为3.2 mm.

3.3 冰川消融变化

由度日模型，消融与气温尤其是冰雪表面的正积温有着密切关系[13-15]：

M=FDD×DPD，

(1)

其中，M为某时段内冰川或雪的消融水当量(mm)；FDD(Degree-day factor)为冰川或雪的度日因子(mm·d-1·℃-1)；DPD(Positive day-degree)为某一时段内(以日为单位)的正积温(℃).

通过不同海拔高度的数据计算出的度日因子会有所差异，因此文中利用6月5日和6月30日2次花杆测量的数据，计算得此期间平均消融水当量为M=442 mm，DPD=101.4 ℃，由(1)式可反推度日因子FDD=4.4 mm·d-1·℃-1(祁连山“七一”冰川度日因子为7.1 mm·d-1·℃-1，海螺沟冰川度日因子为5.0 mm·d-1·℃-1[14])，据此计算出每日的消融水当量，如图3所示.由图3可以看出，6月15日流量略有下降， 6月19日的消融水当量与6月17日和18日相比都要小，但是流量不但没有下降，反而以更大的幅度增加.

4 结论

文中通过对2013年6月13—19日这段典型时间段的流量、气温和降水进行分析，对比了各数据之间的变化，分析了洪水发生过程中各数据的变化情况.

1)分析6月7—18日的昼夜温度及日均温，结果表明,6月12日开始，昼夜温度及日均温都在0 ℃以上.

2)对比6月13—19日12:00的流量、气温和降水数据，降水最大值发生在6月19日6:00，为3.2 mm;流量最大值发生在6月19日6:00，为18.4 m3·s-1，此时温度为4.6 ℃.

3)通过花杆测量数据求得度日因子FDD=4.4 mm·d-1·℃-1，利用度日因子法分析此期间的消融变化，计算得每日的消融水当量M.M值在6月19日出现大幅度降低，说明此时的消融量也较低.

参考文献:

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