喜马拉雅山北坡典型高山冻土区冬季径流过程

喜马拉雅山北坡广泛分布着岛状多年冻土,冻土对径流过程有着不可忽视的影响。卡鲁雄曲是该区唯一有常规水文气象观测资料的流域,海拔范围是4 550~7 200 m,其中5 100 m以上为高山冻土区,以下为深层季节冻土区。近20年径流有较明显的增加趋势,为了探明引起径流变化的原因,采用流域内翁果水文站1983—2003年的月径流资料,通过Mann Kendall趋势检验法,Sen坡度估计以及相关统计分析方法,发现寒冷期（11月至次年3月）径流有不同程度的涨幅,发生突变的年份在1990年左右。尤其以1月份最为明显,后10年比前10年增加了67%。遥相关分析表明,1月份径流与7~12月径流有通过95%显著性检验的相关性,它们的共同作用使得径流变化尤为显著,这是冻土区所特有的。     

青藏高原念青唐古拉峰地区气候特征初步分析

利用青藏高原念青唐古拉峰地区扎当冰川垭口(30°28.07′N,90°39.03′E,5 800 m a.s.l.)、南坡(30°22.87′N,90°40.36′E,5 100 m a.s.l.)和北坡(30°29.06′N,90°37.46′E,5 400 m a.s.l.)三台自动气象站一年的近地层观测资料,分析了该地区温度、湿度、风速风向和辐射等气象要素的季节变化特征,探讨了南、北坡局地气候差异形成的原因。结果表明:垭口、南坡、北坡年平均气温分别为-6.9℃、-1.1℃和-3.4℃;北坡(扎当冰川)消融期气温直减率大,年平均值为0.87℃/100 m;海拔越高,气温日较差、气温直减率波动越大;垭口相对湿度最大,饱和水汽压最小;该地区相对湿度与海拔呈正向关系,而饱和水汽压与之呈反向关系;该地区局地环流特征明显;总辐射5月出现最大值,南坡辐射比北坡小,与大气所含水汽、天空云量、下垫面性质差异等因素有关。     

近期喀喇昆仑山叶尔羌河冰川阻塞湖突发洪水及冰川变化监测分析

喀喇昆仑山叶尔羌河冰川突发洪水在1987年暴发之后沉寂了近10a,但最近10a(1997—2006年)突发洪水又频繁发生.2002年8月13日发生的冰川湖突发洪水,下游卡群站洪峰流量达4670m3·s-1,洪量125×106m3,远超过1987年实测上游冰湖最大蓄水量.利用多景Landsat 7 ETM+影像对该次洪水进行了研究分析,在克勒青河谷的影像上发现了长6.02km,面积3.01km2的冰川阻塞湖.利用2002年8月最大冰川湖的数据结合实测地形图,估算出冰坝较1987年实测值升高了约35m.分析周边气候资料认为,近20a夏季气温下降和冬季降水增加导致流域内冰川前进,冰川湖规模扩大,是叶尔羌河冰川洪水频率和幅度增加的主要原因.     

喜马拉雅山珠穆朗玛峰北坡绒布冰川度日因子研究

根据喜马拉雅山珠穆朗玛峰绒布冰川消融资料和同期气温数据,分析了该冰川度日因子时空变化.研究结果显示:绒布冰川度日因子随海拔升高而增加,海拔5 260 m、5 350 m、5 450 m、5 500 m和5 750 m处冰川度日因子平均值分别为3.27 mm·℃-1·d-1、8.21 mm·℃-1·d-1、23.19 mm·℃-1·d-1、46.41 mm·℃-1·d-1和42.05 mm·℃-1·d-1;不同厚度表碛下的冰川度日因子有所差异;但对同一观测点来说,度日因子随时间变化较小;在喜马拉雅山南北坡海拔5 350 m的地区,冰川度日因子普遍较小(10.5 mm·℃-1·d-1);而在南北坡海拔5 350 m的地区,度日因子普遍较大(大部分15.8 mm·℃-1·d-1),相比南坡,喜马拉雅山北坡冰川度日因子更大.     

基于MODIS数据的2000-2013年西昆仑山玉龙喀什河流域积雪面积变化

利用两种卫星影像合成并引入冰川积雪区的方法,对西昆仑山玉龙喀什河流域2000-2013 年MOD10A2积雪数据进行去云处理,分析不同海拔高度积雪的年内和年际变化特征及趋势,结合气象要素,分析其分布变化原因。结果表明：① 低山区（1650-4000 m）积雪年内变化为单峰型,补给期为冬季,而高山区（4000~6000 m）存在“平缓型”春季补给期和“尖峰型”秋季补给期两个峰值;② 就年际变化而言,低、高山区平均、最大积雪面积呈微弱增加趋势,高山区最小积雪面积显著增加,倾向率为65.877 km²/a;③ 就季节变化而言,春、夏、冬三季低、高山区积雪面积年际变化呈“增加—减少—增加”趋势,秋季高山区积雪面积则呈“增加—减少”趋势,而低山区积雪面积在2009 和2010 年异常偏大,其他年份面积变化不大;④ 在低山区,气温是影响春、夏两季积雪面积变化的主因,气温和降水对秋季积雪面积变化的影响相当,而冬季积雪面积变化对降水更敏感;在高山区,夏季积雪面积变化对气温更敏感,而冬、春季积雪面积变化主要受降水影响。     

2009年喀喇昆仑山叶尔羌河冰川阻塞湖及冰川跃动监测

在气候变化的影响下,喀喇昆仑山叶尔羌河冰川突发洪水近几年频繁发生.2009-05-09,利用中国环境减灾卫星(HJ-1A/1B)影像,对叶尔羌河上游冰川突发洪水的源头进行了动态监测.在克亚吉尔冰川末端发现了冰川阻塞湖,并监测到其不断扩大.2009-08初该处冰川湖突然消失,同期影像显示其消失后,河谷中残留大量冰体,与往年情况差异巨大.结合相关水文记录及历史资料分析认为,极有可能是冰川末端突然前进(跃动)使冰川坝遭到破坏,导致冰川阻塞湖泄水.由此推测克亚吉尔冰川发生了罕见跃动现象,但需要进一步研究验证.     

珠穆朗玛峰绒布冰川消融与产汇流水文特征分析

分析珠穆朗玛峰峰绒布冰川强消融期6月的日径流资料可知,由于绒布冰川末端冰湖较为发育、冰川面积较大,冰川末端水文站显示白天流量小于晚上流量,冰川储水性较强.最大流量出现时间滞后於最高气温(消融最强)时间9～14h.随着消融强度增大,冰川排水系统发育越来越完善,滞后时间缩短.据2005年定日县气象站无降水日日平均气温资料和同期珠穆朗玛峰绒布河日均径流量,获得气温驱动下绒布河日均径流量表达式;利用1959年珠峰科考时一个水文年中无降水日绒布河日均流量资料和同期定日县气象站日均气温检验该表达式表明,该表达式在利用定日县气象站无降水日日均气温模拟绒布河径流量时表现较好.绒布河的径流可分割成两部分:冰川融水补给和降水补给.根据1959年降水驱动产生的流量,得出降水对河流补给贡献率为19.2%,冰川融水补给率为80.8%.     

珠穆朗玛峰绒布冰川消融与产汇流水文特征分析

分析珠穆朗玛峰峰绒布冰川强消融期6月的日径流资料可知,由于绒布冰川末端冰湖较为发育、冰川面积较大,冰川末端水文站显示白天流量小于晚上流量,冰川储水性较强.最大流量出现时间滞后於最高气温(消融最强)时间9～14 h.随着消融强度增大,冰川排水系统发育越来越完善,滞后时间缩短.据2005年定日县气象站元降水日日平均气温资料和同期珠穆朗玛峰绒布河日均径流量,获得气温驱动下绒布河日均径流量表达式;利用1959年珠峰科考时一个水文年中无降水日绒布河日均流量资料和同期定日县气象站日均气温检验该表达式表明,该表达式在利用定日县气象站无降水日日均气温模拟绒布河径流量时表现较好.绒布河的径流可分割成两部分:冰川融水补给和降水补给.根据1959年降水驱动产生的流量,得出降水对河流补给贡献率为19.2%,冰川融水补给率为80.8%.     

喜马拉雅山北坡典型冰川流域水文过程比较研究北大核心CSCD

2005年为喜马拉雅山中段的暖干年,夏季气温为历年最高。本文利用2005年珠穆朗玛峰绒布冰川下游水文观测资料及附近定日气象站资料、羊卓雍湖卡鲁雄曲冰川流域水文资料及附近浪卡子站气象资料,分析了两个流域的融水过程,建立冰雪消融数值模型,并进行了对比研究。结果表明:统计相关得到两流域气温和降水高度相关性(r>0.8),说明在区域尺度上两个地区的气候过程相似。绒布冰川消融强度比卡鲁雄曲冰川约大2倍,冰川退缩速率二者也差2.5倍,说明用冰川消融气温估计的水量损失基本反映两地冰川变化的事实。本文提出的冰雪融水模型,可以用于两个冰川区之间广大无资料冰川流域融水及冰川变化的估计,以及恢复珠穆朗玛和喜马拉雅山脉其他地区的长期水文过程及水资源变化的计算。     

念青唐古拉山西段高海拔陆-气系统水热特征

利用实测的念青唐古拉山脉南坡海拔4800 m和5333 m,以及北坡5400 m的土壤温、湿度和地表气温一年的数据,对该地区水热特征作了初步分析,结果表明：地、气温差冬季大夏季小,且相对邻近地区偏大。同时地温与气温有良好相关,但随深度增加,相关系数减小。土壤热力梯度的方向低海拔由下而上,高海拔则相反。土壤湿度高海拔略大于低海拔,干季和湿季分别受冻融过程和印度洋季风降水影响。高海拔冻结期比低海拔长3~4个月,其下层土壤湿度在冻融交替期表现一个剧烈的跃变现象。念青唐古拉山南、北坡海拔相近区域相同层位土壤温度差异在0~8℃之间。南坡土壤温度年平均高于北坡3~4℃。南坡冻结比北坡晚而融化比北坡早,上层土壤湿度南坡小于北坡,而下层土壤湿度南坡大于北坡,南北坡水热过程存在明显差异。