Recent progress on studies on cryospheric hydrological processes changes in China

在气候变暖影响下, 中国冰川退缩整体呈现加速之势^[7], 冰川内部不稳定加剧^[6], 冰川消融在进一步加剧。过去20年, 中国冰川融水研究从针对不同类型的单条冰川观测试验数据的冰川融水变化特征、机理研究^[8-12]到基于遥感数据和模型模拟的流域尺度融水径流过程研究^[13-15], 从流域冰川融水径流的辨识与分割^[16-18]到区域性的冰川融水变化估算^[19-23]等, 冰川融水的研究已经涉及到形成、机理、过程、变化等各方面研究内容, 可以说针对冰川融水的研究已经全面开展。

综合已有研究结果^{[7, 24-25]}, 可以得出中国冰川融水变化的整体认识:随着气候变暖的持续影响, 中国冰川融水整体上呈现增加趋势(图 1), 增加幅度与冰川规模大小和局地升温强度有关。1960年以来, 实测或根据部分实测资料恢复的几条冰川物质平衡显示, 持续的负平衡是普遍现象, 且海洋性冰川物质平衡变化显著大于大陆性冰川(图 1(a)), 导致不同流域冰川融水增加速率不同(图 1(c))。冰川融水的增加与物质的损失相对应, 呈现出阶段性加速增加特点。若以观测较完整的乌鲁木齐河源1号冰川(简称1号冰川)物质平衡为参照(图 1(b)), 可以看到冰川融水整体上1960年以来持续增加, 1980左右出现第1次加速, 到2000年左右随着冰川内部不稳定性的增加^[6], 出现了再次加速增长过程(图 1(c)), 与物质平衡的变化基本上一致。与20世纪60年代相比较, 21世纪10年代全国冰川融水已经增加了54%, 据此推算, 在1960—2020年的60年间, 中国冰川储量减少了约800 km³, 占到2006年时冰川体积^[26]的20%。

Figure 1.  Relations of mass balance and changes in glacier meltwater runoff

在流域尺度上, 众多面积大小不一的冰川分布其中, 对气候的响应程度各异。因此, 在流域尺度上是否出现冰川融水的峰值, 情况更加复杂(图 2)。目前已有的结果可以得出这样的基本认识:冰川覆盖率低、以小冰川为主的流域(流域平均冰川面积小于1 km², 且最大的冰川面积 < 2 km²), 其冰川融水“先增后减”的拐点已经出现(图 2(c)), 如河西走廊东端的石羊河流域^[28]、天山北坡的玛纳斯河和呼图壁河流域以及青藏高原的怒江源、黄河源和澜沧江源^[29]；冰川规模较大的流域(流域平均冰川面积超过2 km²、且流域内有一定数量的面积超过5 km²以上的大型冰川), 冰川融水拐点出现较晚或在本世纪末不出现, 如阿克苏河1960年以来山区径流增加了22%, 其中约2/3以上来源于冰川融水增加的贡献, 未来在各种情景下均显示为增加的趋势(图 2(a))^[29-30]；冰川规模介于二者之间的流域, 冰川融水在未来10~20 a会出现冰川融水拐点, 如祁连山疏勒河^[31]以及青藏高原的长江源等^[29]。

Figure 2.  Relations of variations in air temperature rise rate and glacier meltwater runoff with different glacier sizes

单条冰川的融水观测试验是校验模型的基础。最近20年, 冰川水文模拟全面开展, 在空间上从单条冰川到流域、区域^{[23, 33-36]}；时间上从中国冰川监测早期的20世纪60年代起, 到未来几十年到百年^{[23, 37-39]}。在水文过程模拟方面, 核心是针对冰川消融量的计算, 目前应用最广泛的是度日因子方法, 通过增加辐射参数, 提高了冰川融水的计算精度, 也增加了度日因子的物理意义^{[38, 40-43]}。在模型计算方面的一个重要进展是, 采取以每条冰川的空间分布为计算单元, 避免了传统格网化分布不能将模拟的冰川变化与遥感获得的多期冰川变化逐条对比, 难以了解每条冰川融水径流特征的弊端, 对准确理解整个流域内不同大小冰川在流域径流变化中的贡献具有重要作用^{[23, 30]}。

另外值得一提的是针对复杂冰川下垫面研发的冰面水文模型^[44], 这一模型依据大量冰面观测数据, 开发出基于物理基础并考虑表碛、冰崖、冰面湖等复杂过程的冰川径流模型, 可以对冰川表面冰崖、埋藏冰、祼冰、降雨、融雪、基流等进行模拟分析(图 3)。

Figure 3.  Simulation of multiple hydrological parameters of Koxkar glacier, upper reach of Aksu River basin in Tianshan Mountain

通过大量研究, 对冰川融水是否出现峰值(拐点)、峰值大小及何时出现峰值等这些广泛关注的问题有了基本认识。对于单条冰川而言, 冰川融水可能会出现拐点, 而且拐点是否出现和出现的时间与升温速率和冰川面积大小有关^{[7, 24-25, 45]}。升温速率对冰川融水拐点的影响很大, 相同大小的冰川, 升温速率不同, 融水出现拐点的时间不一, 甚至不会出现显著的拐点。以1号冰川为例, 若采用全球气候模式输出的气候数据模拟, 1号冰川融水径流显示出平稳减少直至冰川消亡时突然减少, 而利用1号冰川附近大气沟气象站升温速率模拟结果则在2030年左右出现拐点(图 2(b)), 原因在于大西沟的升温速率远高于全球平均值^[7]。

中国大部陆地处于中、低纬度, 相对而言积雪范围、深度和时间上均较偏弱小^[46]。积雪主要分布区为纬度较高的东北北部、新疆阿尔泰地区和海拔较高的青藏高原东北部及各大山系。尽管如此, 积雪对中国北方广大地区而言, 仍是十分重要的水资源, 其对河流春季径流补给、植被生态复苏、缓解春旱、土壤保墒及水土保持等均起着十分重要的作用。中国融雪径流研究相对较晚^[47], 大量的工作主要出现在最近十几年, 取得的主要进展可总结如下。

中国融雪径流对河流的补给率差异较大(图 4)。在三大积雪区, 大多数河流融雪径流补给率为15%~25%^{[29, 48-49]}, 阿尔泰地区径流补给率为40%~60%^{[21, 50]}, 最大可超过70%, 融雪径流多发生在3—5月。总体上, 受西风影响大的流域, 融雪径流补给比例较高, 如额尔齐斯河, 而受季风影响的地区, 由于降水集中在夏季, 冬季降水偏少, 融雪径流补给就少。如拉萨河融雪径流补给率为3%~6%^[51], 黑龙江阿伦河融雪径流比例只有1.2%左右^[52]。不同地区, 融雪径流集中期也有差别, 如西藏东南的尼洋河, 融雪径流主要集中在5月, 融雪径流比例为15%左右^[49], 而长江源区融雪径流比例在20%左右, 主要发生在4—9月, 其中5—7月融雪径流比重较大, 黄河源区融雪径流主要发生在3—6月, 其中5—6月融雪径流比重较大^[29]。根据融雪补给方式的不同, 融雪补给河流的类型也有所不同^[53]。

Figure 4.  Changes in snowmelt supply ration, snowmelt runoff, and snowmelt periods in China during 1960 to 2014

中国融雪径流变化地区差异较大。东北地区, 融雪径流总体呈现下降趋势(图 4)。流域上游融雪径流似呈现增加、下游呈现显著减少趋势。1960年以来, 长白山区融雪增加明显^[30], 嫩江流域尽管降水变化不大, 但冬季降水显著增加^[54], 导致1990年后流域主要水文站冬季径流均显著增加^[55]。1956年以来, 松花江流域6个水文站多年平均径流量以及融雪径流量均呈现减小的趋势, 其中哈尔滨、佳木斯站融雪期径流量分别减少0.5亿m³/a和0.7亿m³/a^[56]。随着融雪径流补给率减少, 越向下游径流变化幅度越大^[54-56]。

西北地区, 在20世纪八九十年代, 融雪径流普遍增加, 平均增幅达10%, 积雪较大的山区增加幅度可达20%^[57]。1961年以来, 天山南坡融雪径流增加明显^[29], 额尔齐斯河积雪开始日推迟13 d, 结束日提前17 d, 积雪期缩短1个月。4—5月径流比例增加, 6—7月径流比例减少^[50]。在祁连山区, 北坡的疏勒河和黑河1960—2014年融雪径流略有增加^[30], 南坡的布哈河流域, 融雪径流变化不明显, 其对青海湖湖水位变化影响不大^[58]。青藏高原、长江和黄河源区1960年以来, 融雪径流量变化不大^[29]。利用多模式集合的气候情景数据, 对疏勒河、黑河、黄河源和长江源的预估结果表明^[29], 处于海拔较低的黑河和黄河源在未来气温升高、降雨增加的条件下, 融雪径流整体呈下降趋势, 但黑河流域的减少趋势并不明显；长江源平均海拔在4 800 m, 由于升温造成的降雪没有明显减少, 加之积雪提前消融, 造成融雪径流增加；疏勒河平均海拔在4 000 m左右, 尽管升温造成降雨比重增加, 但由于积雪提前消融, 积雪升华损失减小, 且3—5月融雪径流系数较高, 弥补了降雪减少的损失, 融雪径流显示出略有增加的趋势。新疆北部的提孜那甫河流域, 山区海拔较高, 预估到2090年, 融雪径流增加16%~24%^[59]。兴都库什-喜马拉雅(HKH)的未来预估也表明, 流域融雪径流未来将以5.6 mm/a速率增加, 随着未来流域融雪径流的增加, 将会对流域水资源规划、管理和持续利用产生重要影响^[60]。

总之, 中国融雪径流自1960年到2014年, 东北地区以减少为主, 西北地区尤其是新疆天山和阿尔泰地区以增加为主, 青藏高原有增有减(图 4)。与北半球绝大多数地区融雪径流变化类似, 极高纬度、高海拔地区, 融雪径流呈现增加趋势。从预估的结果来看, 降水增加、气温升高的背景下, 黄河源融雪径流呈显著下降趋势, 而黑河略有减少、疏勒河略有增加趋势, 长江源融雪径流呈现明显增加趋势^[29]。

随着全球变暖, 融雪期明显提前, 消融早期的融雪径流明显增加。同时, 由于大量积雪提前融化, 后期积雪减少, 从而改变了流域融雪径流年内分配。对于以积雪融水为主要补给的河流, 融雪径流的变化使整个流域径流年内分配发生较大改变。

与前述的融雪径流变化特征差异较大不同, 融雪径流时间的提前具有全球普遍性。1948—2002年, 北美融雪开始的时间提前, 融雪径流的集中期明显向前推移^[61]。1979年以来, 欧亚大陆和泛北极区积雪融雪期明显减短, 并且融雪期开始时间每10 a提前约5 d, 融雪期结束时间每10 a提前约10 d^[62]。1957年以来, 青藏高原三江源融雪径流时间都有提前的趋势, 澜沧江源的香达站提前10 d左右, 长江源的沱沱河提前4 d左右^[63], 长江源区融雪开始时间提前(0.9~3.0) d/10 a, 融雪的结束时间也提前了(0.6~2.3) d/10 a ^[59]。气温上升没有影响融雪径流量, 而是导致中天山融雪径流峰值提前^[45], 天山南坡融雪期提前20 d左右, 天山南坡自20世纪80年代中期以来, 融雪径流提前^[64]；新疆北部的阿尔泰山克兰河, 最大径流月由6月提前到5月, 相应最大月径流也增加了15%^{[50, 65]}。祁连山北坡融雪径流提前10 d左右^[48]。可见, 尽管变化程度不同, 中国过去几十年融雪径流期提前, 整个融雪期向前推移, 峰值提前等呈现出普遍性特点(图 4)。

冻土与径流关系较为复杂, 冻土的隔水效应、多年冻土变化导致的活动层土壤储蓄-调节作用以及多年冻土融化释放出来的水量对径流的补给作用等, 均可能影响水文过程, 由于直接观测的困难, 目前同位素示踪、统计分析和模型模拟是主要方法。中国冻土水文研究在过去几十年, 尤其是最近十几年取得一些成果, 主要表现在以下方面。

在多年冻土区, 对径流影响最大的是多年冻土活动层, 活动层的冻融过程不仅影响地表径流产汇流, 也影响活动层内垂直和水平方向的壤中流, 最终影响多年冻土顶板上地下水的补给和径流过程(图 5)。多年冻土顶板附近地下水一部分来自于地表降水下渗补给^[66-68], 另一部分则来自于多年冻土融化释放出的水^[69-71]。

Figure 5.  Schematic map of hydrological processes in active layer of permafrost

冻土的水文效应主要表现在三方面:一是活动层冻融过程对地表径流的影响；二是冻融过程中活动层内水分相变与迁移过程；三是活动层内地下水与多年冻土之间的相互作用。模拟显示^[72], 考虑冻土时, 流域产流以壤中流为主, 径流对降雨或融雪的响应速度较快, 径流过程线变化较为剧烈, 径流系数较高；在不考虑冻土时, 土壤下渗能力强, 地下水补给是考虑冻土时的3倍, 流域产流方式以基流为主, 径流对降雨或融雪的响应速度减缓, 径流过程线较为平滑。活动层对地表径流的影响突出表现在活动层融化发生的春季和冻结发生的秋季。春季地表积雪或降水以蓄满产流方式占春季总径流的66%~85%, 活动层内壤中流占14%~34%, 土壤温度影响着活动层变化, 进而控制产流方式、径流组成和径流系数。青藏高原小流域春汛期主要是65 cm以上的土壤温度和水分起主导作用^[73]。

当活动层融化深度较大时, 土壤下渗能力增强, 此时地表径流则转化以超渗产流为主, 青藏高原小流域夏季平水期40 cm以上土壤水分与径流是负相关, 深层地温和土壤水分起主导作用, 夏汛期气温、降水起主导作用^[73]。进入秋季随着冻结锋面上升, 多年冻土层上水地下径流随着活动层的冻结迅速减小, 同时地下径流与总径流比例及地表径流系数增加, 产流以蓄满产流为主^{[69, 74]}。上述研究表明, 冻土区径流的产流方式多种形式并存, 且受温度因素控制。冻土区水文过程不仅要考虑水量平衡, 还要考虑能量平衡。

活动层内的水分运移过程更加复杂, 它不仅与土壤岩性及组成特性有关, 还与地表植被类型和覆盖率有关, 也与土壤有机质含量有关。在多年冻土区, 土壤物理特性是控制土壤水热状况的重要因素^[75]。随着植被盖度的减少, 多年冻土活动层0.2~0.6 m深度内土壤含水量减少, 而在0.6~0.8 m深度内含水量增加；而季节冻土整个剖面(0.2~1.0 m)土壤含水量随深度增加。也就是说, 植被盖度变化改变土壤水热过程, 但多年冻土与季节冻土有所不同^[76]。土壤有机质具有隔热、阻水效应, 因此, 活动层内有机质含量不仅对活动层加深具有保护作用, 对水分运移也有较大影响^[77]。

冻土层上水与土壤水热之间存在着相互影响、相互作用的关系^{[68, 78]}。活动层内壤中流向下运移, 到达多年冻土顶板形成地下水的聚集, 地下水不仅通过重力作用形成地下径流, 而且与多年冻土也进行水量交换, 部分地下水冻结成为多年冻土的一部分^{[67, 71]}。多年冻土顶板附近地下冰中活动层水占59%~87%, 冻土水占13%~41%, 表明活动层对地下冰贡献较大, 且高寒草甸贡献率(59%~69%)小于高寒草原(70%~87%)^[70]。另一方面, 多年冻土受地下水影响, 部分融化参与到活动层水文过程中。多年冻土层上水的季节过程及其运移方式受活动层土壤温度控制, 活动层土壤温度和地下水位动态之间的关系可以很好地用波尔茨曼函数描述^[66]。

由于观测困难, 多年冻土融化对活动层地下径流补给的研究一直受到限制。最近通过同位素和模拟手段, 对这一问题有了一些初步认识。祁连山黑河上游的同位素研究发现, 冻土融化对内陆河流域径流起着举足轻重的作用, 融化的径流占出山径流的20%^[79], 这一结果如果可靠, 说明冻土融化的补给已经远超冰川融水的补给量。对黄河源区干流及4个支流径流变化模拟表明, 在黄河沿水文站以上流域, 多年冻土减薄速率为5.6 mm/a, 释放水量占黄河沿水文站年径流的14.4%, 唐乃亥水文断面以上多年冻土融化补给量占4.9%^[80], 尽管这一结果的不确定性很大, 但至少给出了一个数量结果；相同地区对径流变化的分析发现^[81], 相对于1965—1989年, 1990—2003年黄河源径流呈减少之势, 气候变化和冻土退化分别可解释其中的55%和33%, 在以多年冻土为主的吉迈站以上流域, 冻土退化可解释径流减少的71%, 而相对于1990—2003年, 在蒸散发显著增加和多年冻土退化导致地下水储量增加综合影响下, 尽管降水量明显增加, 2004—2015年径流并没有降水增加显著。模拟和同位素结果均显示, 多年冻土融化不仅显著影响地表和地下径流过程, 也影响地下水系联通性和地下径流量^[82-84]。

黄河源区的研究表明, 3~10 m深度多年冻土含冰量约为52 km³, 单位体积含冰量为0.31 m³/m³, 在多年冻土上限附近, 含冰量较大^[85]。因此, 多年冻土顶板融化必然会有大量水量释放出来, 补给地下径流。黄河源试验小流域的同位素和电导率径流分割给出的结果显示, 地下冰融化对地表径流的补给量占到13%~17%^[67]；²²²Rn和同位素分析的结果显示, 持续的多年冻土退化对地表水和地下水径流过程具有显著而又复杂的影响^[82-83]。

多年冻土与地表水可能发生直接联系的就是热融湖(热喀斯特湖塘)。观测与调查显示, 1969—2010年青藏高原热融湖快速增加, 主要表现在小湖塘数量的增加和大湖塘面积的扩张^[86]。已有研究表明, 在气候变暖影响下, 热融湖的扩张与多年冻土层上水径流增加有关^{[67, 87-89]}。稳定同位素与模型分析表明, 降水、河水、热融湖和多年冻土冰的融化之间存在显著的水文联系^[67]。2011—2012年的观测数据显示, 多年冻土融化对热融湖的贡献可达61%^[87], 表明青藏高原多年冻土融化对湖塘发展影响显著。

在气候变暖影响下, 多年冻土活动层及多年冻土自身均发生着变化, 这些变化必然会对冻土水文过程产生影响。模拟结果显示, 多年冻土退化可以导致地表径流、基流和地下径流增加, 壤中流减少, 增减的幅度与流域冻土覆盖率成正比, 且地表径流、基流和地下水位对多年冻土退化的敏感度远高于包气带土壤水分、壤中流和地下径流^[84]。

无论是东北^[90-91]、西北^{[35, 92-94]}、青藏高原腹地^[95], 还是喜马拉雅山区和黄河源区^{[80, 96-97]}, 多年冻土区大部分流域冬季(枯水期)径流增加。研究表明, 祁连山北坡由于土壤温度上升, 导致活动层内储蓄能力增加, 整个冷季(11—3月)径流显著增加, 而且径流变化最大的地带出现在多年冻土退化显著的冻土边缘区^[35]。多年冻土减薄、活动层厚度加深及地温上升, 这些变化有利于地表水下渗, 增强土壤储水能力, 促进地下水径流, 同时液态水带来的热量也对多年冻土产生影响, 是导致冬季径流增加的原因^[29]。冬季径流增加也使得年内径流过程趋于平缓、径流期延长^{[29, 35, 70, 93, 95]}。但加拿大西北英格兰湾泥炭沼泽区多年冻土活动层对水文影响的研究则给出了相反的结果, 由于活动层水力梯度的降低、活动层的增厚以及沼泽草原表面积的减少, 2001—2010年多年冻土融化已经使地表径流减少了47%^[98]。这些结果表明, 气候变暖背景下冻土变化对径流的影响是复杂的, 许多问题有待深入研究。

上述研究表明, 多年冻土退化已经或多或少地对地表径流和地下径流产生了影响, 这种影响的突出表现是多年冻土退化对径流的直接补给作用。尽管还存在较大的不确定性, 但补给的数量似不可忽视, 有些流域甚至达到一定量级。值得指出的是这种由多年冻土退化对地表和地下径流的补给是长期的、持续的、相对稳定的, 其作用不仅表现在补给量方面, 可能更重要的是其在季、年、多年和长期的水文调节方面, 这也是未来研究关注的重点问题之一。

过去几十年冰冻圈水文过程正在发生着明显改变。本文通过对中国冰冻圈水文过程变化研究进行梳理和总结, 总体上可得出以下认识:

(1) 1960年以来中国冰川融水整体上呈现增加趋势, 增加幅度与冰川规模大小和地方升温强度有关。宏观上, 冰川融水在1980左右出现第一次加速, 到2000年左右出现了再次加速增长过程, 这种变化与物质平衡的变化相对应。在流域尺度上, 冰川覆盖率低、以小冰川为主的流域, 冰川融水“先增后减”的拐点已经出现, 冰川规模较大的流域, 冰川融水拐点出现较晚或在本世纪不出现, 冰川规模介于二者之间的流域, 冰川融水在未来10~20 a会出现冰川融水拐点。

(2) 融雪径流对中国北方具有举足轻重的作用, 大多数河流融雪径流补给率为15%~25%, 最高可达60%以上。1960—2014年, 中国东北地区融雪径流以减少为主, 西北地区尤其是新疆天山和阿尔泰地区以增加为主, 青藏高原有增有减, 融雪径流变化整体上差异较大。过去几十年融雪径流期提前, 整个融雪期向前推移, 峰值提前, 新疆提前20~30 d, 青藏高原提前5~10 d。

(3) 在多年冻土区, 对径流影响最大的是多年冻土活动层。冻土区径流形成受重力和热力双驱影响, 在径流模拟中必须考虑热量平衡。过去几十年随着多年冻土退化, 多年冻土区大部分流域冬季(枯水期)径流增加。多年冻土退化对径流的直接补给作用不可忽视, 有些流域多年冻土退化对地表和地下径流的补给量甚至达到一定量级, 其在季、年、多年和长期的水文调节方面, 是未来研究关注的重点问题之一。