青藏高原地區積雪與雪線高度時空變化研究

劉小妮, 莫李娟, 辛昱昊, 陳松峰, 趙雯頡, 吳金雨, 鞠琴

(1.河海大學 中國氣象局水文氣象重點開放實驗室,江蘇 南京210098; 2.河海大學 水災害防御全國重點實驗室,江蘇 南京 210098; 3.太湖流域水文水資源監測中心,江蘇 無錫 214024; 4.浙江省水利水電勘測設計院,浙江 杭州 310002; 5.江蘇省水資源服務中心,江蘇 南京,210029)

積雪是冰凍圈中對環境變化較為敏感的因子,對氣候變化、能量平衡、水循環有著巨大影響[1]。雪線是陸地表面有無積雪覆蓋地區的分界線[2-3],其高度變化信息能夠直觀反映冰雪的變化趨勢[4]。準確分析并動態監測積雪與雪線高度信息有利于及時應對氣候變化對冰雪水資源變化的影響。

青藏高原是典型的高海拔積雪分布區[5],積雪與雪線高度變化具有復雜性,空間分布上存在明顯的差異性[6]。由于青藏高原積雪監測站點相對較少且分布不均,利用遙感數據分析積雪變化特征是監測積雪與防控雪災最有效的手段[7]。黃曉東等[8]基于1980—2020年積雪覆蓋遙感數據,探討了青藏高原積雪面積與積雪覆蓋日數的變化特征,發現青藏高原積雪分布具有空間分異特征。青藏高原地形復雜多變,存在明顯的區域性特征,一些學者開展了青藏高原地區的分區研究。例如:王芝蘭等[9]將青藏高原劃分為東、南、西和中部4個區域,分析了不同區域積雪深度的時空差異性;葉紅等[10]基于青藏高原主要山脈的地貌將其劃分為8個區域,探究了積雪的年內、年際和季節性時空分布特征及變化趨勢。因此,對青藏高原地區開展積雪和雪線的分區研究有利于準確解析不同區域的水平地帶和垂直地帶在空間分布特征上的差異性。

為深入認識并準確理解青藏高原地區積雪與雪線高度的分布特征和變化趨勢,本文基于河流水系方法將青藏高原劃分為12個子流域,采用MODIS逐日積雪覆蓋遙感數據,利用雪線高度提取算法獲取雪線高度信息,進一步分析青藏高原不同子流域積雪與雪線高度的時空變化特征,以期為寒區水資源管理和生態環境可持續發展提供科學依據。

1 研究區與數據

1.1 研究區概況

青藏高原地處中國西部地區,地理位置為25°～40°N、70°～105°E,平均海拔為4 367 m,被稱為世界第三極。本文選擇的研究區為海拔大于2 500 m的青藏高原大部分地區(不包括阿姆河和印度河的部分流域)[11]。研究區下墊面情況復雜,中部夾高原、盆地和深谷,四周多高山,總體特征表現為高海拔、低氣溫、積雪冰川分布廣泛,是典型的積雪分布區[5-6]。

考慮到青藏高原的冰雪融水是中國主要河流的重要補給源[12],本文基于河流水系分布情況,將青藏高原劃分為12個子流域,分別為阿姆河流域、雅魯藏布江流域、內河流域、長江流域、黃河流域、塔里木河流域、怒江流域、柴達木河流域、印度河流域、瀾滄江流域、河西流域、恒河流域[13]。流域界限來源于國家青藏高原科學數據中心(https://cstr.cn/18406.11.BaseGeography.tpe.249465.file)。研究區各子流域的分界如圖1所示。

1.2 數據資料

本文采用的1979—2020年逐日積雪深度數據集來源于美國冰雪數據中心[14]。該數據集經過交叉定標和Chang算法修正對中國地區的積雪變化進行反演[15],已被廣泛應用。青藏高原逐日MODIS積雪覆蓋率數據集來源于國家青藏高原科學數據中心[16],時間序列為2000—2015年。該數據集是基于三次樣條函數插值的去云算法進行去云處理后得到的,采用UTM投影方式,空間分辨率為500 m。采用的DEM數據來源于地理空間數據云(http://www.gscloud.cn/),空間分辨率為90 m。

2 研究方法

2.1 趨勢分析

采用平均值與一元線性回歸方法分析青藏高原地區積雪深度、積雪覆蓋率、雪線高度的年內、年際、季節分布特征與變化情況。劃定3—5月為春季,6—8月為夏季,9—11月為秋季,12月至次年2月為冬季。一元線性回歸方程為:

y=ax+b。

(1)

式中:y可分別表示積雪深度、積雪覆蓋率、雪線高度;x為時間;a為斜率,a>0時表示y隨時間呈升高趨勢;b為常數。

2.2 雪線高度提取方法

根據唐志光等[17]提出的雪線高度提取方法,在遙感提取中將雪線定義為一個積雪面積為50%的狹窄帶狀區,雪線提取過程包括3個步驟:①計算MODIS FSC數據(圖2(a))的平均積雪覆蓋率,對積雪覆蓋率進行重采樣(圖2(b)),將積雪覆蓋(FSC≥50%)和無雪覆蓋(FSC<50%)進行重分類,并對像元進行鄰域分析,得到雪線像元(圖2(c));②對非雪線像元進行剔除(圖2(d)),對保留的積雪像元進行矢量化處理(圖2(e)),將雪線像元數據與DEM數據疊加在同一坐標系中(圖2(f));③將青藏高原DEM數據按照雪線像元矢量邊界進行掩膜提取(圖2(g)),將掩膜提取所得的柵格格點進行點矢量化處理(圖2(h)),采用克里金插值法對離散的雪線高度數據進行插值,得到雪線高度數據(圖2(i))。

圖2 基于積雪覆蓋率數據的雪線高度提取過程

3 結果與分析

3.1 積雪深度時空變化特征分析

3.1.1 積雪深度時間變化

1979—2020年青藏高原年及月尺度下積雪深度的變化情況如圖3所示。由青藏高原積雪深度年際變化情況(圖3(a))可知:1979—2020年青藏高原多年平均積雪深度為1.99 cm,積雪深度變化整體呈下降趨勢,且通過了0.05的顯著性檢驗,且變化率為-0.18 cm/(10年);1986年積雪深度達到最大值,為3.14 cm,1998年與1983年的次之,2017年的最小,為1.41 cm;1979—1987年和1996—1999年間積雪深度的累積距平線均呈上升趨勢,此時段內年均積雪深度均大于多年平均積雪深度,且分別在1987年和1998年達到峰值;1999—2018年積雪深度的累積距平線呈下降趨勢,此時段內年均積雪深度小于多年平均積雪深度。由青藏高原多年月平均積雪深度變化情況(圖3(b))可知:積雪深度的年內分布呈先減小后增加的趨勢,且變化幅度較大;積雪深度的最大值出現在1月,為4.08 cm,最小值出現在9月,為0.29 cm。

圖3 1979—2020年青藏高原積雪深度變化情況

1979—2020年青藏高原12個子流域積雪深度的年際變化與累積距平圖如圖4所示,圖中柱狀代表積雪深度,曲線為累積距平線,下文類似圖同此。由圖4可知:①青藏高原12個子流域的積雪深度變化存在明顯差異。其中,阿姆河流域多年平均積雪深度最大,為5.24 cm;印度河流域的次之,為3.81 cm。②阿姆河流域積雪深度的變化幅度最大,其標準差為0.96 cm;怒江流域的次之,其標準差為0.83 cm。③雅魯藏布江流域、恒河流域、瀾滄江流域、怒江流域、印度河流域、內河流域的年均積雪深度均在1998年達到最大值,分別為3.40、3.35、4.25、5.00、5.21、3.15 cm。④1979—1989年,青藏高原西部的塔里木河流域與印度河流域的積雪深度逐漸增大,1989年后積雪深度持續減小,阿姆河流域積雪深度的變化趨勢在1995年發生轉變;青藏高原中部的雅魯藏布江流域、恒河流域、內河流域積雪深度的累積距平線的波動趨勢呈雙峰狀態,而瀾滄江流域、怒江流域、長江流域呈明顯的單峰狀態(出現時間為2000年)。整體上看,2000—2018年間大部分子流域的積雪深度均以不同的遞減速率呈下降趨勢。

圖4 1979—2020年青藏高原各子流域積雪深度年際變化及累積距平圖

3.1.2 積雪深度空間變化

1979—2020年青藏高原多年平均積雪深度的空間分布如圖5所示,圖中白色區域為數據缺失區域,下文其他空間分布圖中的含義相同。由圖5可知:受地形與氣象條件的影響,青藏高原地區積雪深度的空間分布差異性明顯;其空間分布特征總體表現為由中心區域向四周遞增的趨勢,且西部與南部地區的積雪深度較大。

圖5 1979—2020年研究區多年平均積雪深度空間分布圖

青藏高原各子流域的多年平均積雪深度見表1。由表1可知:各子流域多年平均積雪深度由大到小的順序為印度河流域、恒河流域、怒江流域、瀾滄江流域、阿姆河流域、雅魯藏布江流域、塔里木河流域、長江流域、河西流域、內河流域、黃河流域、柴達木河流域。其中,內河流域的面積占比最大(24.75%),雅魯藏布江流域與長江流域的面積占比次之。分析其原因為:青藏高原西部地區和南部地區分別處于西風帶上風區和印度洋暖濕氣流影響區域,受到高山地形對水汽的阻隔作用,降水量較高,導致積雪深度較高。

表1 1979—2020年青藏高原子流域多年平均積雪深度

3.1.3 積雪深度變化率

青藏高原各子流域不同季節的積雪深度變化情況如圖6所示。由圖6可知:①不同流域各個季節的積雪深度變化幅度不同,夏季與秋季的變化幅度較小,相對比較穩定;冬季的變化幅度最大。②大部分流域的積雪深度在冬季呈下降趨勢,怒江流域的下降趨勢較顯著;只有河西流域與柴達木河流域冬季的積雪深度呈增加趨勢,其積雪深度變化率分別為0.34 cm/(10年)、0.15 cm/(10年)。③除恒河流域與印度河流域的積雪深度在春季呈微弱增長趨勢外,其余子流域春季的積雪深度均呈降低趨勢且怒江流域的變化較顯著。內河流域、塔里木河流域積雪深度在4個季節中均呈明顯減少趨勢。

圖6 青藏高原各子流域不同季節的積雪深度變化情況

3.2 積雪覆蓋率時空分析

3.2.1 積雪覆蓋率的年際變化

2000—2015年青藏高原年及月尺度下積雪覆蓋率的變化情況如圖7所示。結合圖7(a)分析可知:青藏高原多年平均積雪覆蓋率為29.66%;積雪覆蓋率的年際變化幅度較小,整體上呈平緩的下降趨勢(未通過0.05的顯著性檢驗),變化率為-1.05%/(10年);2002年的積雪覆蓋率最大,為33.77%,2012年的積雪覆蓋率最小。結合圖7(b)分析可知:青藏高原地區積雪覆蓋率的年內變化幅度較大,且呈現明顯的雙峰值狀態;積雪覆蓋率峰值的出現時間分別是1月(42.43%)和11月(39.93%),最低值出現在7月(17.13%);1—7月、11—12月為積雪覆蓋率衰減期,7—11月、12月到次年1月為積雪覆蓋率積累期。

圖7 2000—2015年青藏高原積雪覆蓋率的變化情況

2000—2015年青藏高原各子流域積雪覆蓋率的變化情況如圖8所示。

由圖8可知,青藏高原各子流域積雪覆蓋率的變化較為明顯。其中,塔里木河流域、恒河流域、內河流域、印度河流域的積雪覆蓋率均在2008年達到最大值,均超過39%;瀾滄江流域、塔里木河流域、怒江流域、黃河流域的積雪覆蓋率均在2014年達到最大值,變化范圍為[29.46%,37.62%]。

青藏高原積雪覆蓋率變化率的空間分布如圖9所示。由圖9可以看出,2000—2015年青藏高原積雪覆蓋率變化率的變化范圍為[-9.01%,6.05%],整體呈現明顯的降低趨勢,同時存在明顯的空間差異性。為對比分析各子流域積雪覆蓋率的變化幅度,將多年平均積雪覆蓋率變化率劃分為4個區間:小于-2.0%為明顯減少、[-2.0%,-1.0%)為中度減少、[-1.0%,-0.5%)為輕度減少、[-0.5%,0%]為基本不變。

圖9 青藏高原積雪覆蓋率變化率的空間分布

2000—2015年青藏高原各子流域積雪覆蓋率的變化情況見表2。由表2可知:青藏高原各子流域積雪覆蓋率均呈減少趨勢,其中阿姆河流域、恒河流域、印度河流域的積雪覆蓋率呈明顯減少趨勢,雅魯藏布江流域的積雪覆蓋率呈中度減少趨勢,其他流域的積雪覆蓋率呈輕度減少或基本不變趨勢。

表2 青藏高原各子流域積雪覆蓋率的變化情況

3.2.2 不同時期積雪覆蓋率的分布情況

為更好地對比分析青藏高原各子流域積雪覆蓋率的階段性變化情況,將研究期(2000—2015年)劃分為3個時期:2000—2005年、2006—2010年和2011—2015年,不同時期青藏高原積雪覆蓋率的空間分布如圖10所示。由圖10可以看出:2000—2015年,印度河流域與塔里木河流域的積雪覆蓋率較高,為34%左右,瀾滄江流域與長江流域的積雪覆蓋率較低,為19%左右;2000—2005年,阿姆河流域的積雪覆蓋率最高,為40.12%,塔里木河流域和河西流域的次之;2006—2010年,印度河流域的積雪覆蓋率最高,為39.05%,塔里木河流域的次之;2011—2015年,塔里木河流域的積雪覆蓋率最高,為33.43%,印度河流域的次之?？傮w而言,各時期積雪覆蓋率的空間分布情況基本一致。

圖10 不同時期青藏高原積雪覆蓋率空間分布圖

青藏高原各子流域3個時期的積雪覆蓋率與2000—2015年積雪覆蓋率均值的差異情況如圖11所示。

圖11 青藏高原各子流域3個時期積雪覆蓋率與2000—2015年積雪覆蓋率均值的差異情況

由圖11可知:①2000—2005年阿姆河流域的積雪覆蓋率較2000—2015年的均值大6%;2006—2010年印度河流域積雪覆蓋率的增加幅度最大,其次是恒河流域的;2011—2015年恒河流域、河西流域與阿姆河流域的積雪覆蓋率減少趨勢較為明顯。②3個時期中阿姆河流域、恒河流域、河西流域、印度河流域的積雪覆蓋率變化幅度較大,而雅魯藏布江流域、柴達木河流域與怒江流域的積雪覆蓋率變化幅度較小。

3.2.3 積雪覆蓋率的季節變化

受地形、氣候的影響,青藏高原積雪覆蓋情況存在顯著的季節差異性。青藏高原2000—2015年積雪覆蓋率的時空分布情況分別見圖12、圖13。

圖12 青藏高原不同季節積雪覆蓋率的空間分布

圖13 青藏高原各子流域積雪覆蓋率的季節變化情況

由圖12與圖13可知:①總體來看,2000—2015年青藏高原4個季節的積雪覆蓋率由大到小的次序為冬季、春季、秋季、夏季。②冬季的積雪覆蓋率達到全年最高值,不同子流域春季與秋季的積雪覆蓋率較為接近。③青藏高原積雪覆蓋率的空間分布特征主要表現為:阿姆河流域與印度河流域春季的積雪呈聚集性分布,積雪覆蓋率較大,均超過60%;雅魯藏布江流域、怒江流域、塔里木河流域的次之,積雪覆蓋率均超過40%;其他流域的積雪呈散點式分布。分析其原因為:溫度升高、太陽輻射加強等造成夏季積雪覆蓋面積大幅度縮減,夏季的積雪覆蓋率的變化范圍為[11%,26%],且僅有阿姆河流域、恒河流域、印度河流域、塔里木河流域的積雪覆蓋率超過20%。隨著秋季氣溫的降低積雪面積較夏季的明顯增加,西部聚集性積雪面積逐漸增加,東南部與南部逐漸出現環狀積雪分布,其他區域的積雪面積逐漸呈現散點式分布。

3.3 雪線高度時空分析

3.3.1 雪線高度年際變化

青藏高原雪線高度的變化過程如圖14所示。由圖14(a)可知:2000—2015年青藏高原年均雪線高度的變化范圍為[4 700,5 000] m,變化幅度較小,整體呈緩慢升高趨勢,且沒有通過0.05的顯著性檢驗;2004年的雪線高度最小,且累積距平線在該年發生了轉折,之后雪線高度持續上升。由圖14(b)可知:雪線高度的年內變化過程呈明顯的“單峰”型,雪線高度的最大值出現在8月,為4 948 m,最小值出現在1月;1—6月雪線高度的上升速度較快,8—12月雪線高度的下降速度較快,這主要與氣溫的變化有關;6—8月雪線高度的上升速度較慢,這是由于6—8月為夏季,氣溫較高,且伴有較為豐沛的降水凝雪過程,使得雪線高度上升速度降低。

圖14 青藏高原雪線高度變化情況

對青藏高原各子流域的雪線高度年際變化進行分析,結果如圖15所示。由圖15可知:①12個子流域雪線高度的分布范圍為[3 800,5 300] m。②各子流域雪線高度的變化幅度較小,且具有高度分層變化的特點,大致可分為3層:雅魯藏布江流域、印度河流域、河西流域、恒河流域、長江流域、怒江流域的雪線高度分布在最上層,在5 000 m高度處上下波動變化,其中雅魯藏布江流域的平均雪線高度最高(5 139 m);其次是印度河流域的。阿姆河流域、塔里木河流域、柴達木河流域、內河流域的雪線高度分布在中層,在4 500 m高度處上下波動變化;最底層的是黃河流域與瀾滄江流域,其雪線高度在4 200 m高度處上下波動。

圖15 青藏高原子流域雪線高度年際變化

3.3.2 雪線高度空間分布特征

根據2000—2015年青藏高原多年平均雪線高度空間分布圖(圖16)可看出,青藏高原雪線高度的空間分布存在顯著差異。整體上看,青藏高原中西部地區的雪線高度普遍較高,如內河流域、雅魯藏布江流域西部、印度河流域東部地區的雪線高度均在4 900 m以上;位于東部地區的長江流域、黃河、河西流域、柴達木河流域各地區的雪線高度變化范圍集中在[3 000,4 300] m;雪線高度的最低值主要分布在青藏高原的東南部地區。

圖16 青藏高原多年平均雪線高度空間分布

青藏高原四季雪線高度的空間分布情況如圖17所示。由圖17可知:各季節多年平均雪線高度由大到小的排序結果為夏季、秋季、春季、冬季;春季的雪線高度從內河流域南部向四周地區呈先升高后降低的特點,空間上呈環狀分布;夏季的雪線高度低值區(<3 100 m)集中在東部地區,雪線高度高值區(>5 500 m)集中在中東部地區,較其他季節的明顯偏大;秋季與冬季的雪線高度空間分布情況整體較為相似,雪線高度最小值集中在柴達木河流域中部與黃河流域西北部區域,雪線高度最大值集中在塔里木河流域、印度河流域以及內河流域的小部分區域。

圖17 青藏高原不同季節雪線高度空間分布圖

為進一步探究青藏高原4個季節的雪線高度梯度變化情況,將高程以<3 100、[3 100,4 000)、[4 000,4 900)、[4 900,5 500]和>5 500 m分為5個高度帶,如圖18所示。由圖18可知:4個季節的雪線高度在3 100 m以上的占比均超過92%;夏季的雪線高度整體偏高,大于4 000 m的占比高達87.94%;春、冬季的雪線高度集中分布在[4 000,4 900) m,且春季天氣回暖,雪線高度的高值區(>5 500 m)較冬季的增加了4.25%,雪線高度的低值區(<3 100 m)較冬季的略有降低;秋季的雪線高度集中在[4 900,5 500] m,占比為41.78%。

圖18 青藏高原各季節雪線高度變化

4 結論

本文基于被動微波遙感數據與雪線高度提取方法,將青藏高原劃分為12個子流域,分析了青藏高原各子流域的積雪深度、積雪覆蓋率、雪線高度的時空變化特征及其變化趨勢。主要研究結論如下:

1)1979—2020年青藏高原積雪深度年際變化整體呈下降趨勢,阿姆河流域多年平均積雪深度最大,印度河流域的次之;4個季節的積雪深度變化幅度不同,冬季的變化幅度最大,夏季與秋季的變化幅度較小;青藏高原積雪深度空間上的變化表現為中部地區較低,四周地區較高的分布特征。

2)2000—2015年青藏高原積雪覆蓋率年際變化總體呈平緩的下降趨勢,年內變化幅度較大,多年平均積雪覆蓋率為29.66%;印度河流域的積雪覆蓋率最大,高達39.83%,塔里木河流域的次之;春季與冬季的積雪覆蓋率空間分布情況較相似。

3)青藏高原雪線高度整體呈緩慢升高趨勢;夏季的雪線高度整體偏高,春季與冬季的雪線高度的變化范圍集中分布在[4 000,4 900] m,秋季的在[4 900,5 500] m的占比最大;各子流域雪線高度的變化幅度較小,且具有高度分層變化的特點。