喜马拉雅山横亘于青藏高原南部,高山上气候寒冷、积雪常年不化,曾被称为“地球的第三极”[1]．其地势高耸、地形复杂,8 000 m以上高峰发育众多,例如中国与尼泊尔边界上的珠穆朗玛峰(珠峰)、卓奥友峰、洛子峰、希夏邦马峰等．在这种环境下,该地区冰川广泛发育,成为中纬度地区山地冰川作用中心之一．喜马拉雅山地区发育的冰川面积超过了整个高亚洲地区冰川总面积的25%,而大部分冰川面积和条数分布在喜马拉雅山中段[2]．尼泊尔境内的喜马拉雅山(又称为尼泊尔喜马拉雅山)位于喜马拉雅山中段南坡,在有利的地势条件及湿润的南亚季风影响下发育了大量冰川,成为了山区经济和社会发展重要的固体水库．

近年来,随着全球气温升高,喜马拉雅山地区冰川处于不断退缩状态[3]．珠峰所在的喜马拉雅山中段一直是研究的热点[4-12]．虽然冰川变化研究在喜马拉雅山地区的许多冰川都已展开,但其研究对象大部分是单个冰川或单个流域．而喜马拉雅山地区经度跨度大,地形和气候条件复杂,冰川类型多样性明显,所以单个冰川或单个流域的研究不足以反映整个喜马拉雅山地区冰川变化情况[13]．本文讨论了尼泊尔喜马拉雅山地区冰川空间分布、规模,类型等特征,便于以后冰川变化的研究更有针对性和代表性．

1 研究区

1.1 地理位置

喜马拉雅山东起雅鲁藏布江大拐弯的南迦巴瓦峰,西至克什米尔的南迦帕尔巴特峰,东西延绵约2 400 km,南北宽约200 km．以卓莫拉日和纳木那尼峰为界可将喜马拉雅山划分为东段、中段和西段[14]．本研究区属于喜马拉雅山中段南坡,位于尼泊尔境内(图1)．该地区有多条河流起源于我国西藏地区,如我国境内珠峰东边的朋曲河为尼泊尔境内阿龙河(Arun)的源头,珠峰西边的吉隆臧布、马甲藏布(孔雀河)等都注入尼泊尔境内的河流中．研究区共划分为4个主流域,均发源于冰雪覆盖的喜马拉雅地区[15]．其中Mahakali流域面积较小(其流域的大部分在印度境内),所以在下文中不与其他3个主流域作对比．其他3个主流域又被划分了数量不同的小流域(表1)．尼泊尔境内大小河流最终汇入恒河,途经孟加拉国,注入孟加拉湾．

1.2 气候

尼泊尔受印度东南季风和西风环流的影响．夏季降水较多,约占年降水总量的70%～85%,为雨季；冬季降水较少,为旱季．由于东南季风向北向西推进的过程中受到喜马拉雅山地势的阻挡作用,尼泊尔东部及中部地区受夏季风影响强烈,该地区发育的冰川多属夏季补给型,而西部地区的冰川受夏季风的补给较少．冬季西风环流由西向东推进的过程中产生少量降水,对尼泊尔西部的冰川补给及农业发展起着重要作用,但对东部影响很小[11]．总体来看,尼泊尔年均降水量由东南向西北递减．同时由于该地区地形复杂,降水在大范围及小的区域内都有很大差异,如同一区域的迎风坡与背风坡的降水量就有很大差距[16]．

2 数据与方法

本文采用的数据主要有:(1) 2009年10月～2010年12月的12幅Landsat TM5影像．个别地区影像质量不高、有云或阴影影响,参考其他时期影像．所有影像免费下载于美国地质局网站(http://www.usgs.gov)．(2) 尼泊尔第一次冰川编目数据,该数据主要参考了1960—1980年印度及尼泊尔出版的地形图,部分地区还参考了1999年及2000年的遥感影像[15]．该数据数据源混杂同时信息缺失,大致反映了1950年以来尼泊尔冰川的分布状况．(3) 尼泊尔第二次冰川编目数据,该数据主要采用2002—2008年的遥感影像,利用半自动提取方法,经过后期处理得出[17]．由于两次编目的方法和数据源的差异,使得两次数据在空间配准和冰川判读上存在一定差异,因此这两次数据都只用于辅助判读冰川分布．(4) Aster GDEM(SRTM),该数据主要用于冰川分布的辅助判读及属性值的提取．

自动提取冰川边界的方法,如比例分割影像法、监督分类、非监督分类、聚类分析等方法对阴影区和表碛覆盖区冰川范围的提取误差较大,因此本研究采用了人工目视解议方法提取冰川边界矢量．首先在遥感影像处理软件ENVI中将遥感影像的波段5(红)、波段4(绿)和波段3(蓝)进行假彩色合成,然后在ArcGIS中经行目视解议,并结合两次编目数据和地形图数据对解议结果校正,获得准确冰川边界矢量图,并给每条冰川添加相关属性值．

3 结果与分析

根据上述数据和方法,得出研究区冰川条数和面积如表1．处于尼泊尔中部的Gandaki流域冰川面积最多,而西部Karnali流域拥有最多的冰川条数．

3.1 空间分布

3.1.1 水平空间分布特征 在地势和降水的影响下,冰川面积随经度呈波状起伏分布．

尼泊尔喜马拉雅山东西长,而南北段,山脉走向先从东到西,然后转而向西北方向延伸(图1)．并且在夏季风和西风环流的影响下在该地区的降水大致呈从东南向西北方向递减趋势[11]．在这种地势和气候条件下,必然导致冰川面积在东西方向上的差异．研究表明,冰川面积沿经度起伏变化,并在84°E带和87°E带出现了两个峰值(图2)．其分布并没有和尼泊尔的降水趋势一样从东南向西北递减．

从冰川发育的最高高度和最低高度来看,其平均值在经度方向上起伏平缓,从东向西略有降低趋势,其平均高度在海拔5 000～6 000 m之间(图2)．冰川平均最高高度在84°E和87°E也出现了两个峰值,且与冰川面积分布的峰值对应(图2)．这两个峰值所对应的经度带内分别发育了4座8 000 m以上世界著名高峰,分别是珠穆朗玛峰和洛子峰(87°E带),马纳斯鲁峰(Manaslu)和安纳普尔纳峰(Annapurna)(84°带)．由此可见高大地势条件对冰川发育有着重要影响．

如上文1.2所述,夏季风对尼泊尔东部和中部地区影响较大,对西部的影响较小．而西风环流对尼泊尔西部地区的冰川有重要的补给作用,但它不足以影响尼泊尔的东部地区．冰川面积随经度分布的最大值出现在84°E带内可能是由于该带处于尼泊尔中部与西部的相交处,该经度带内高大地势同时阻挡了两种气候系统,从而使它在夏季受到夏季风降水补给,冬季受到西风环流降水补给．相比之下,87°E带地势虽然很高,只能接受夏季风降水的补给,而西风环流较弱,无法影响到该地区,因此为次大值．

3.1.2 垂直空间分布特征 三大主要流域冰川在垂直空间上的最大面积高度和面积集中性各不相同,最大面积高度及对应的面积值的流域从大到小是:Gandaki流域、Koshi流域、Karnali流域．冰川面积在垂直空间上的集中性与冰川作用差呈负相关．

通过数字地形图及冰川分布矢量图提取冰川在各高度带的面积,统计发现冰川在垂直空间呈正态分布(图3)．下文将面积在垂直空间上分布的最大值称为最大面积,对应的高度带称为最大面积高度带,最大面积在总面积中的比例称为最大面积比例(用于反映冰川面积在高度上的集中性)．三大流域冰川发育的最大面积、最大面积高度带从大到小是:Gandaki流域、Koshi流域、Karnali流域,而最大面积比例在三大流域的分布则与之相反．

上述冰川面积在垂直空间上的分布特征可能与冰川作用差(冰川发育的最高高度减最低高度)有关．分析发现冰川平均作用差(平均高差)从大到小为Gandaki流域、Koshi流域、Karnali流域(表2)．所以流域冰川面积在垂直空间的集中性与流域内冰川的平均冰川作用差呈负相关．即冰川作用差越大,冰川面积在垂直空间的集中性越小,反之亦然．

3.2 冰川面积等级特征

通过对冰川面积划分等级和分析,作者发现小型冰川广泛分布在尼泊尔喜马拉雅山各流域,并且条数在总条数中比例较高；中型冰川的面积在总面积比例中普遍较高,尤其在尼泊尔中西部交界处该特征表现突出；而大型冰川的发育对地势和降水条件要求较高．

已有研究表明冰川面积等级不同,对气候变化的响应不同．小型冰川对气候变化的反应更为敏感,较大的冰川对气候反应相对迟缓,因此对河流径流量变化也有不同影响[18]．作者根据冰川面积多少,划分了3个等级:小型冰川(≤1 km2),中型冰川(>1 km2, ≤32 km2),大型冰川(>32 km2)．

3个等级的冰川面积和条数分布如图4．小型冰川在整个尼泊尔喜马拉雅广泛分布,占冰川总条数的78.34%,但其面积只有总面积的19.69%．除Tamor和Marsyangdi流域外,其他流域均表现出小型冰川的条数优势,远远超出中型冰川和大型冰川的条数．小型冰川在尼泊尔西部分布明显多于东部地区；中型冰川在条数上远远小于小型冰川(除Tamor和Marsyangdi)．整个尼泊尔中型冰川条数比例为21.27%,但其面积比例为64.56%,即中型冰川占据了大部分冰川面积．中型冰川面积在尼泊尔中西部的相交处分布相对集中(如Marsyangdi, Kali, Bheri, Budhi等流域)；整个研究区大型冰川条数很少,只占约0.4%,而面积比例为15.76%,分布在尼泊尔东中部地区．由此可见研究区小型冰川条数众多,在西部地区相对集中；中型冰川面积比例最大,中西部交汇处相对集中；大型冰川数量少,主要在东、中部地区分布．

3种等级冰川发育的高度在经度上的分布也有一定规律可循(如图5)．同一经度带,冰川作用差的规律是:小型冰川作用差<中型冰川作用差<大型冰川作用差．小型冰川的冰川作用差比较小,因此短期气温升高使雪线上升,很容易达到小型冰川的最高高度,使小型冰川消亡；中型冰川和小型冰川的高度分布呈中间对称．大型冰川的平均最高高度海拔较高,并且集中在受降水补给较多的东部和中部地区,其他经度带并没有大型冰川发育．这说明大型冰川的分布对地势和降水条件要求较高．总体来看尼泊尔东部冰川发育的平均最高、最低高度略高于西部,这是由于东部所处的纬度较低,而西部纬度较高．纬度越高,气温越低,从而使冰川发育的雪线越低[19],反之亦然．

3.3 冰川类型

通过分析发现尼泊尔喜马拉雅山地区被表碛覆盖的冰川分布较多,冰川形态上以复式流域、复式盆地和单一盆地为主．

尼泊尔喜马拉雅山地区有表碛覆盖的冰川数量为256条,占总数的7%．但表碛覆盖类型的冰川总面积达到43.78%,而Koshi流域最高达到61.65%．作者在Google Earth的近期影像上发现在Tamor流域一些较长的表碛覆盖区表面消融强烈,有小型水体,并出现分段断裂形成死冰．相对于表面光滑的冰川,表碛覆盖型冰川对气温升高引起的消融变化十分缓慢[19]．并且其消融方式不同于非表碛覆盖冰川,表碛覆盖区呈断裂式消融或减薄,因此单纯研究冰川面积变化不足以反映这类冰川对气候变化的响应．

根据国际冰川编目规范对冰川形态的定义,本研究给每条冰川添加了形态属性[20]．统计分析发现该地区复式流域、复式盆地和单一盆地居多,这3种类型的数量和面积分别占了研究区总量的60.52%和90.21%(图6)．

喜马拉雅山中段北坡与我国青藏高原相接,从高原面上来看,起伏不大,但南坡的尼泊尔喜马拉雅山地区从南向北约200 km的范围近乎平行地划分了喜马拉雅山带,可见南坡地势一泻千里．其冰川发育区高差也很大,统计发现冰川作用差最大可达4 300 m,其中 2 000 m以上的有611条．如此大的冰川作用差再加上陡峭的山坡,使得该地区冰川的雪崩补给比较普遍．有些雪崩补给冰川在陡峭的山坡下延伸出一条冰舌,其积累区不同于普通的冰川,观测难度更大．

4 结论

受特定地势和气候条件影响,尼泊尔喜马拉雅山冰川分布呈现明显的空间分布、等级和类型特征．在经度方向上冰川面积起伏分布,并在84°带和87°带形成两个峰值,与4个8 000 m以上高峰对应；垂直高度上,Gandaki流域的最大面积高度最大(约5 800 m),对应的面积最大,冰川作用差最大,最大高度的面积比例最小,Karnali流域与之相反．冰川作用差与冰川面积在垂直高度上的集中性呈负相关．

不同等级冰川分布特征如下:(1) 小型冰川在整个尼泊尔均有分布,条数比例高,面积比例小,在尼泊尔西部地区分布相对集中；中型冰川条数比例少而面积比例高,在尼泊尔中西部交界处分布比较集中；大型冰川的发育对地势和降水条件要求较高,只分布在东部和中部地区；总体上,尼泊尔冰川面积从东往西等级越来越低．(2) 3种等级冰川发育的高度特征值和冰川作用差各不相同．中型冰川和小型冰川发育的最高、最低高度在各经度带上呈中间对称．同时各经度带上对应的冰川作用差规律是:小型冰川的作用差<中型冰川的作用差<大型冰川的作用差．

冰川的形态类型以复式流域、复式盆地和单一盆地为主．被表碛覆盖的冰川有256条,这类冰川的面积比例为43.78%．在尼泊尔东部Tamor流域发现表碛区表面消融强烈,有分段断裂的现象．在陡峭的地势条件下,该地区雪崩补给比较普遍．

5 讨论

喜马拉雅山位于中纬度地区,其高大的山势孕育了大量冰川,补给了众多河流,是山区社会和经济发展的命脉．近年来,在全球变暖冰川加速消融的大背景下,冰川变化及其对山区社会经济的发展的影响成为研究重点．但冰川所在地区条件恶劣,野外调查难以开展,实地监测资料匮乏,准确评估大空间尺度的冰川变化困难重重．本文通过对遥感影像进行目视解议,获取了尼泊尔喜马拉雅山地区冰川分布数据,并通过分析冰川的空间分布、规模和类型特征,揭示了该地区在特定地势和气候条件下的冰川发育特征．即使是同一地区不同类型冰川,或者不同地区相同规模冰川,对气候变化的响应都不同,因此在研究大范围冰川变化时不能以偏概全,由点及面．在选择实地监测的冰川时更要注意其代表性和研究的目的性．

致谢:非常感谢在尼泊尔ICIMOD实习期间Joshi P.Sharad给予的帮助和支持,同时感谢戴亚南、李巧媛、魏俊锋等,在学习和论文写作过程中的指导和建议．感谢侯伟在数据处理上的帮助．

参考文献:

[1] BAHADUR J. The himalayas: a third polar region[C]//YOUNG G J. Snow and Glacier Hydrology. IAHS, 1993(218):181-190.

[2] 王宗太,苏宏超. 世界和中国的冰川分布及其水资源意义[J].冰川冻土, 2003,25(5):498-503.

[3] 任贾文, 秦大河, 井哲帆. 气候变暖使珠穆朗玛峰地区冰川处于退缩状态[J]. 冰川冻土, 1998,20(2):17-18.

[4] 康世昌. 2005年珠穆朗玛峰地区科学考察概况[J]. 中国基础科学·研究进展, 2006,8(2):4.

[5] 杨续超, 张镱锂, 张 玮, 等. 珠穆朗玛峰地区近34年来气候变化[J]. 地理学报, 2006,619(7):687-696.

[6] 聂 勇, 张镱锂, 刘林山, 等. 近30年珠穆朗玛峰国家自然保护区冰川变化的遥感监测[J]. 地理学报, 2010,65(1):13-28.

[7] 晋 锐, 车 涛, 李 新, 等. 基于遥感和GIS的西藏朋曲流域冰川变化研究[J]. 冰川冻土, 2004,26(3):261-266.

[8] 陈晓清, 崔 鹏, 杨 忠, 等. 近15年来喜马拉雅山中段波曲流域冰川和冰湖变化[J]. 冰川冻土, 2005,27(6):793-800.

[9] MA L L, TIAN L D, PU J C, et al. Recent area and ice volume change of Kangwure Glacier in the middle of Himalayas[J]. Chinese Sci Bull, 2010,55(20):2088-2096.

[10] 车 涛, 李 新, MOOL P K, 等. 希夏邦马峰东坡冰川与冰川湖泊变化遥感监测[J]. 冰川冻土, 2005,27(6):801-805.

[11] AURN R A, SHRESTHA B. Climate change in Nepal and its impact on Himayalyan glaciers[J]. Reg Environ Change, 2010,11(S 1):S65-S77.

[12] 张东启, 效存德, 秦大河. 近几十年来喜马拉雅山冰川变化及其对水资源的影响[J]. 冰川冻土, 2009,31(5):885-895.

[13] ARMSTRONG R L. The glaciers of the hidu kush-himalayan region: a summary of the science regarding glacier melt/retreat in the Himalayan, Hindu Kush, Karakoram, Pamir, and Tien Shan mountain ranges[M]. Kathmandu: ICIMOD, 2010.

[14] 秦大河. 喜马拉雅山冰川资源图[M]. 北京:科学出版社, 1999.

[15] MOOL P K, BAJRACHARYA S R, JOSHI S P. Inventory of glaciers, glacier lakes, and glacial lake outburst floods: Monitoring and early warming systems in the Hidu Kush-Himalayan region-Nepal[M]. Kathmandu: ICIMOD, 2001.

[16] SHRESTHA A B, WAKE C P, DIBB J E, et al. Precipitation fluctations in the Nepal Himalaya and its vicinity and relationship with some large scale climatological parameters[J]. Int J Climatol, 2000,20(3):317-327.

[17] ICIMOD. Glacial lakes and glacial lake outburst floods in Nepal[M]. Kathmandu: ICIMOD, 2011.

[18] WANG X, XIE Z C, LI Q Y, et al. Sensitivity analysis of glacier systems to climate warming in China[J]. J Geogr Sci, 2008,18(2):190-200.

[19] 谢自楚,刘潮海. 冰川学导论[M]. 上海:上海科学普及出版社, 2010.

[20] 施雅风. 简明中国冰川编目[M]. 上海:上海科学普及出版社, 2005.c