青藏高原地区积雪与雪线高度时空变化研究

刘小妮, 莫李娟, 辛昱昊, 陈松峰, 赵雯颉, 吴金雨, 鞠琴

(1.河海大学 中国气象局水文气象重点开放实验室,江苏 南京210098; 2.河海大学 水灾害防御全国重点实验室,江苏 南京 210098; 3.太湖流域水文水资源监测中心,江苏 无锡 214024; 4.浙江省水利水电勘测设计院,浙江 杭州 310002; 5.江苏省水资源服务中心,江苏 南京,210029)

积雪是冰冻圈中对环境变化较为敏感的因子,对气候变化、能量平衡、水循环有着巨大影响[1]。雪线是陆地表面有无积雪覆盖地区的分界线[2-3],其高度变化信息能够直观反映冰雪的变化趋势[4]。准确分析并动态监测积雪与雪线高度信息有利于及时应对气候变化对冰雪水资源变化的影响。

青藏高原是典型的高海拔积雪分布区[5],积雪与雪线高度变化具有复杂性,空间分布上存在明显的差异性[6]。由于青藏高原积雪监测站点相对较少且分布不均,利用遥感数据分析积雪变化特征是监测积雪与防控雪灾最有效的手段[7]。黄晓东等[8]基于1980—2020年积雪覆盖遥感数据,探讨了青藏高原积雪面积与积雪覆盖日数的变化特征,发现青藏高原积雪分布具有空间分异特征。青藏高原地形复杂多变,存在明显的区域性特征,一些学者开展了青藏高原地区的分区研究。例如:王芝兰等[9]将青藏高原划分为东、南、西和中部4个区域,分析了不同区域积雪深度的时空差异性;叶红等[10]基于青藏高原主要山脉的地貌将其划分为8个区域,探究了积雪的年内、年际和季节性时空分布特征及变化趋势。因此,对青藏高原地区开展积雪和雪线的分区研究有利于准确解析不同区域的水平地带和垂直地带在空间分布特征上的差异性。

为深入认识并准确理解青藏高原地区积雪与雪线高度的分布特征和变化趋势,本文基于河流水系方法将青藏高原划分为12个子流域,采用MODIS逐日积雪覆盖遥感数据,利用雪线高度提取算法获取雪线高度信息,进一步分析青藏高原不同子流域积雪与雪线高度的时空变化特征,以期为寒区水资源管理和生态环境可持续发展提供科学依据。

1 研究区与数据

1.1 研究区概况

青藏高原地处中国西部地区,地理位置为25°～40°N、70°～105°E,平均海拔为4 367 m,被称为世界第三极。本文选择的研究区为海拔大于2 500 m的青藏高原大部分地区(不包括阿姆河和印度河的部分流域)[11]。研究区下垫面情况复杂,中部夹高原、盆地和深谷,四周多高山,总体特征表现为高海拔、低气温、积雪冰川分布广泛,是典型的积雪分布区[5-6]。

考虑到青藏高原的冰雪融水是中国主要河流的重要补给源[12],本文基于河流水系分布情况,将青藏高原划分为12个子流域,分别为阿姆河流域、雅鲁藏布江流域、内河流域、长江流域、黄河流域、塔里木河流域、怒江流域、柴达木河流域、印度河流域、澜沧江流域、河西流域、恒河流域[13]。流域界限来源于国家青藏高原科学数据中心(https://cstr.cn/18406.11.BaseGeography.tpe.249465.file)。研究区各子流域的分界如图1所示。

1.2 数据资料

本文采用的1979—2020年逐日积雪深度数据集来源于美国冰雪数据中心[14]。该数据集经过交叉定标和Chang算法修正对中国地区的积雪变化进行反演[15],已被广泛应用。青藏高原逐日MODIS积雪覆盖率数据集来源于国家青藏高原科学数据中心[16],时间序列为2000—2015年。该数据集是基于三次样条函数插值的去云算法进行去云处理后得到的,采用UTM投影方式,空间分辨率为500 m。采用的DEM数据来源于地理空间数据云(http://www.gscloud.cn/),空间分辨率为90 m。

2 研究方法

2.1 趋势分析

采用平均值与一元线性回归方法分析青藏高原地区积雪深度、积雪覆盖率、雪线高度的年内、年际、季节分布特征与变化情况。划定3—5月为春季,6—8月为夏季,9—11月为秋季,12月至次年2月为冬季。一元线性回归方程为:

y=ax+b。

(1)

式中:y可分别表示积雪深度、积雪覆盖率、雪线高度;x为时间;a为斜率,a>0时表示y随时间呈升高趋势;b为常数。

2.2 雪线高度提取方法

根据唐志光等[17]提出的雪线高度提取方法,在遥感提取中将雪线定义为一个积雪面积为50%的狭窄带状区,雪线提取过程包括3个步骤:①计算MODIS FSC数据(图2(a))的平均积雪覆盖率,对积雪覆盖率进行重采样(图2(b)),将积雪覆盖(FSC≥50%)和无雪覆盖(FSC<50%)进行重分类,并对像元进行邻域分析,得到雪线像元(图2(c));②对非雪线像元进行剔除(图2(d)),对保留的积雪像元进行矢量化处理(图2(e)),将雪线像元数据与DEM数据叠加在同一坐标系中(图2(f));③将青藏高原DEM数据按照雪线像元矢量边界进行掩膜提取(图2(g)),将掩膜提取所得的栅格格点进行点矢量化处理(图2(h)),采用克里金插值法对离散的雪线高度数据进行插值,得到雪线高度数据(图2(i))。

图2 基于积雪覆盖率数据的雪线高度提取过程

3 结果与分析

3.1 积雪深度时空变化特征分析

3.1.1 积雪深度时间变化

1979—2020年青藏高原年及月尺度下积雪深度的变化情况如图3所示。由青藏高原积雪深度年际变化情况(图3(a))可知:1979—2020年青藏高原多年平均积雪深度为1.99 cm,积雪深度变化整体呈下降趋势,且通过了0.05的显著性检验,且变化率为-0.18 cm/(10年);1986年积雪深度达到最大值,为3.14 cm,1998年与1983年的次之,2017年的最小,为1.41 cm;1979—1987年和1996—1999年间积雪深度的累积距平线均呈上升趋势,此时段内年均积雪深度均大于多年平均积雪深度,且分别在1987年和1998年达到峰值;1999—2018年积雪深度的累积距平线呈下降趋势,此时段内年均积雪深度小于多年平均积雪深度。由青藏高原多年月平均积雪深度变化情况(图3(b))可知:积雪深度的年内分布呈先减小后增加的趋势,且变化幅度较大;积雪深度的最大值出现在1月,为4.08 cm,最小值出现在9月,为0.29 cm。

图3 1979—2020年青藏高原积雪深度变化情况

1979—2020年青藏高原12个子流域积雪深度的年际变化与累积距平图如图4所示,图中柱状代表积雪深度,曲线为累积距平线,下文类似图同此。由图4可知:①青藏高原12个子流域的积雪深度变化存在明显差异。其中,阿姆河流域多年平均积雪深度最大,为5.24 cm;印度河流域的次之,为3.81 cm。②阿姆河流域积雪深度的变化幅度最大,其标准差为0.96 cm;怒江流域的次之,其标准差为0.83 cm。③雅鲁藏布江流域、恒河流域、澜沧江流域、怒江流域、印度河流域、内河流域的年均积雪深度均在1998年达到最大值,分别为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与印度河流域的积雪深度逐渐增大,1989年后积雪深度持续减小,阿姆河流域积雪深度的变化趋势在1995年发生转变;青藏高原中部的雅鲁藏布江流域、恒河流域、内河流域积雪深度的累积距平线的波动趋势呈双峰状态,而澜沧江流域、怒江流域、长江流域呈明显的单峰状态(出现时间为2000年)。整体上看,2000—2018年间大部分子流域的积雪深度均以不同的递减速率呈下降趋势。

图4 1979—2020年青藏高原各子流域积雪深度年际变化及累积距平图

3.1.2 积雪深度空间变化

1979—2020年青藏高原多年平均积雪深度的空间分布如图5所示,图中白色区域为数据缺失区域,下文其他空间分布图中的含义相同。由图5可知:受地形与气象条件的影响,青藏高原地区积雪深度的空间分布差异性明显;其空间分布特征总体表现为由中心区域向四周递增的趋势,且西部与南部地区的积雪深度较大。

图5 1979—2020年研究区多年平均积雪深度空间分布图

青藏高原各子流域的多年平均积雪深度见表1。由表1可知:各子流域多年平均积雪深度由大到小的顺序为印度河流域、恒河流域、怒江流域、澜沧江流域、阿姆河流域、雅鲁藏布江流域、塔里木河流域、长江流域、河西流域、内河流域、黄河流域、柴达木河流域。其中,内河流域的面积占比最大(24.75%),雅鲁藏布江流域与长江流域的面积占比次之。分析其原因为:青藏高原西部地区和南部地区分别处于西风带上风区和印度洋暖湿气流影响区域,受到高山地形对水汽的阻隔作用,降水量较高,导致积雪深度较高。

表1 1979—2020年青藏高原子流域多年平均积雪深度

3.1.3 积雪深度变化率

青藏高原各子流域不同季节的积雪深度变化情况如图6所示。由图6可知:①不同流域各个季节的积雪深度变化幅度不同,夏季与秋季的变化幅度较小,相对比较稳定;冬季的变化幅度最大。②大部分流域的积雪深度在冬季呈下降趋势,怒江流域的下降趋势较显著;只有河西流域与柴达木河流域冬季的积雪深度呈增加趋势,其积雪深度变化率分别为0.34 cm/(10年)、0.15 cm/(10年)。③除恒河流域与印度河流域的积雪深度在春季呈微弱增长趋势外,其余子流域春季的积雪深度均呈降低趋势且怒江流域的变化较显著。内河流域、塔里木河流域积雪深度在4个季节中均呈明显减少趋势。

图6 青藏高原各子流域不同季节的积雪深度变化情况

3.2 积雪覆盖率时空分析

3.2.1 积雪覆盖率的年际变化

2000—2015年青藏高原年及月尺度下积雪覆盖率的变化情况如图7所示。结合图7(a)分析可知:青藏高原多年平均积雪覆盖率为29.66%;积雪覆盖率的年际变化幅度较小,整体上呈平缓的下降趋势(未通过0.05的显著性检验),变化率为-1.05%/(10年);2002年的积雪覆盖率最大,为33.77%,2012年的积雪覆盖率最小。结合图7(b)分析可知:青藏高原地区积雪覆盖率的年内变化幅度较大,且呈现明显的双峰值状态;积雪覆盖率峰值的出现时间分别是1月(42.43%)和11月(39.93%),最低值出现在7月(17.13%);1—7月、11—12月为积雪覆盖率衰减期,7—11月、12月到次年1月为积雪覆盖率积累期。

图7 2000—2015年青藏高原积雪覆盖率的变化情况

2000—2015年青藏高原各子流域积雪覆盖率的变化情况如图8所示。

由图8可知,青藏高原各子流域积雪覆盖率的变化较为明显。其中,塔里木河流域、恒河流域、内河流域、印度河流域的积雪覆盖率均在2008年达到最大值,均超过39%;澜沧江流域、塔里木河流域、怒江流域、黄河流域的积雪覆盖率均在2014年达到最大值,变化范围为[29.46%,37.62%]。

青藏高原积雪覆盖率变化率的空间分布如图9所示。由图9可以看出,2000—2015年青藏高原积雪覆盖率变化率的变化范围为[-9.01%,6.05%],整体呈现明显的降低趋势,同时存在明显的空间差异性。为对比分析各子流域积雪覆盖率的变化幅度,将多年平均积雪覆盖率变化率划分为4个区间:小于-2.0%为明显减少、[-2.0%,-1.0%)为中度减少、[-1.0%,-0.5%)为轻度减少、[-0.5%,0%]为基本不变。

图9 青藏高原积雪覆盖率变化率的空间分布

2000—2015年青藏高原各子流域积雪覆盖率的变化情况见表2。由表2可知:青藏高原各子流域积雪覆盖率均呈减少趋势,其中阿姆河流域、恒河流域、印度河流域的积雪覆盖率呈明显减少趋势,雅鲁藏布江流域的积雪覆盖率呈中度减少趋势,其他流域的积雪覆盖率呈轻度减少或基本不变趋势。

表2 青藏高原各子流域积雪覆盖率的变化情况

3.2.2 不同时期积雪覆盖率的分布情况

为更好地对比分析青藏高原各子流域积雪覆盖率的阶段性变化情况,将研究期(2000—2015年)划分为3个时期:2000—2005年、2006—2010年和2011—2015年,不同时期青藏高原积雪覆盖率的空间分布如图10所示。由图10可以看出:2000—2015年,印度河流域与塔里木河流域的积雪覆盖率较高,为34%左右,澜沧江流域与长江流域的积雪覆盖率较低,为19%左右;2000—2005年,阿姆河流域的积雪覆盖率最高,为40.12%,塔里木河流域和河西流域的次之;2006—2010年,印度河流域的积雪覆盖率最高,为39.05%,塔里木河流域的次之;2011—2015年,塔里木河流域的积雪覆盖率最高,为33.43%,印度河流域的次之。总体而言,各时期积雪覆盖率的空间分布情况基本一致。

图10 不同时期青藏高原积雪覆盖率空间分布图

青藏高原各子流域3个时期的积雪覆盖率与2000—2015年积雪覆盖率均值的差异情况如图11所示。

图11 青藏高原各子流域3个时期积雪覆盖率与2000—2015年积雪覆盖率均值的差异情况

由图11可知:①2000—2005年阿姆河流域的积雪覆盖率较2000—2015年的均值大6%;2006—2010年印度河流域积雪覆盖率的增加幅度最大,其次是恒河流域的;2011—2015年恒河流域、河西流域与阿姆河流域的积雪覆盖率减少趋势较为明显。②3个时期中阿姆河流域、恒河流域、河西流域、印度河流域的积雪覆盖率变化幅度较大,而雅鲁藏布江流域、柴达木河流域与怒江流域的积雪覆盖率变化幅度较小。

3.2.3 积雪覆盖率的季节变化

受地形、气候的影响,青藏高原积雪覆盖情况存在显著的季节差异性。青藏高原2000—2015年积雪覆盖率的时空分布情况分别见图12、图13。

图12 青藏高原不同季节积雪覆盖率的空间分布

图13 青藏高原各子流域积雪覆盖率的季节变化情况

由图12与图13可知:①总体来看,2000—2015年青藏高原4个季节的积雪覆盖率由大到小的次序为冬季、春季、秋季、夏季。②冬季的积雪覆盖率达到全年最高值,不同子流域春季与秋季的积雪覆盖率较为接近。③青藏高原积雪覆盖率的空间分布特征主要表现为:阿姆河流域与印度河流域春季的积雪呈聚集性分布,积雪覆盖率较大,均超过60%;雅鲁藏布江流域、怒江流域、塔里木河流域的次之,积雪覆盖率均超过40%;其他流域的积雪呈散点式分布。分析其原因为:温度升高、太阳辐射加强等造成夏季积雪覆盖面积大幅度缩减,夏季的积雪覆盖率的变化范围为[11%,26%],且仅有阿姆河流域、恒河流域、印度河流域、塔里木河流域的积雪覆盖率超过20%。随着秋季气温的降低积雪面积较夏季的明显增加,西部聚集性积雪面积逐渐增加,东南部与南部逐渐出现环状积雪分布,其他区域的积雪面积逐渐呈现散点式分布。

3.3 雪线高度时空分析

3.3.1 雪线高度年际变化

青藏高原雪线高度的变化过程如图14所示。由图14(a)可知:2000—2015年青藏高原年均雪线高度的变化范围为[4 700,5 000] m,变化幅度较小,整体呈缓慢升高趋势,且没有通过0.05的显著性检验;2004年的雪线高度最小,且累积距平线在该年发生了转折,之后雪线高度持续上升。由图14(b)可知:雪线高度的年内变化过程呈明显的“单峰”型,雪线高度的最大值出现在8月,为4 948 m,最小值出现在1月;1—6月雪线高度的上升速度较快,8—12月雪线高度的下降速度较快,这主要与气温的变化有关;6—8月雪线高度的上升速度较慢,这是由于6—8月为夏季,气温较高,且伴有较为丰沛的降水凝雪过程,使得雪线高度上升速度降低。

图14 青藏高原雪线高度变化情况

对青藏高原各子流域的雪线高度年际变化进行分析,结果如图15所示。由图15可知:①12个子流域雪线高度的分布范围为[3 800,5 300] m。②各子流域雪线高度的变化幅度较小,且具有高度分层变化的特点,大致可分为3层:雅鲁藏布江流域、印度河流域、河西流域、恒河流域、长江流域、怒江流域的雪线高度分布在最上层,在5 000 m高度处上下波动变化,其中雅鲁藏布江流域的平均雪线高度最高(5 139 m);其次是印度河流域的。阿姆河流域、塔里木河流域、柴达木河流域、内河流域的雪线高度分布在中层,在4 500 m高度处上下波动变化;最底层的是黄河流域与澜沧江流域,其雪线高度在4 200 m高度处上下波动。

图15 青藏高原子流域雪线高度年际变化

3.3.2 雪线高度空间分布特征

根据2000—2015年青藏高原多年平均雪线高度空间分布图(图16)可看出,青藏高原雪线高度的空间分布存在显著差异。整体上看,青藏高原中西部地区的雪线高度普遍较高,如内河流域、雅鲁藏布江流域西部、印度河流域东部地区的雪线高度均在4 900 m以上;位于东部地区的长江流域、黄河、河西流域、柴达木河流域各地区的雪线高度变化范围集中在[3 000,4 300] m;雪线高度的最低值主要分布在青藏高原的东南部地区。

图16 青藏高原多年平均雪线高度空间分布

青藏高原四季雪线高度的空间分布情况如图17所示。由图17可知:各季节多年平均雪线高度由大到小的排序结果为夏季、秋季、春季、冬季;春季的雪线高度从内河流域南部向四周地区呈先升高后降低的特点,空间上呈环状分布;夏季的雪线高度低值区(<3 100 m)集中在东部地区,雪线高度高值区(>5 500 m)集中在中东部地区,较其他季节的明显偏大;秋季与冬季的雪线高度空间分布情况整体较为相似,雪线高度最小值集中在柴达木河流域中部与黄河流域西北部区域,雪线高度最大值集中在塔里木河流域、印度河流域以及内河流域的小部分区域。

图17 青藏高原不同季节雪线高度空间分布图

为进一步探究青藏高原4个季节的雪线高度梯度变化情况,将高程以<3 100、[3 100,4 000)、[4 000,4 900)、[4 900,5 500]和>5 500 m分为5个高度带,如图18所示。由图18可知:4个季节的雪线高度在3 100 m以上的占比均超过92%;夏季的雪线高度整体偏高,大于4 000 m的占比高达87.94%;春、冬季的雪线高度集中分布在[4 000,4 900) m,且春季天气回暖,雪线高度的高值区(>5 500 m)较冬季的增加了4.25%,雪线高度的低值区(<3 100 m)较冬季的略有降低;秋季的雪线高度集中在[4 900,5 500] m,占比为41.78%。

图18 青藏高原各季节雪线高度变化

4 结论

本文基于被动微波遥感数据与雪线高度提取方法,将青藏高原划分为12个子流域,分析了青藏高原各子流域的积雪深度、积雪覆盖率、雪线高度的时空变化特征及其变化趋势。主要研究结论如下:

1)1979—2020年青藏高原积雪深度年际变化整体呈下降趋势,阿姆河流域多年平均积雪深度最大,印度河流域的次之;4个季节的积雪深度变化幅度不同,冬季的变化幅度最大,夏季与秋季的变化幅度较小;青藏高原积雪深度空间上的变化表现为中部地区较低,四周地区较高的分布特征。

2)2000—2015年青藏高原积雪覆盖率年际变化总体呈平缓的下降趋势,年内变化幅度较大,多年平均积雪覆盖率为29.66%;印度河流域的积雪覆盖率最大,高达39.83%,塔里木河流域的次之;春季与冬季的积雪覆盖率空间分布情况较相似。

3)青藏高原雪线高度整体呈缓慢升高趋势;夏季的雪线高度整体偏高,春季与冬季的雪线高度的变化范围集中分布在[4 000,4 900] m,秋季的在[4 900,5 500] m的占比最大;各子流域雪线高度的变化幅度较小,且具有高度分层变化的特点。