20062011年西藏纳木错湖冰状况及其影响因素分析

20062011年西藏纳木错湖冰状况及其影响因素 分析 定性数据统计分析pdf销售业绩分析模板建筑结构震害分析销售进度分析表京东商城竞争战略分析 www.climatechange.cn Vol. 8 No. 5 第 8 卷 第 5 期 气候变化研究进展 2012 年 9 月 September 2012 PROGRESSUS INQUISITIONES DE MUTATIONE CLIMATIS doi:10.3969/j.issn.1673-1719.2012.05.003 曲斌, 康世昌, 陈锋, 等. 2006 — 2011 年西藏纳木错湖冰状况及其影响因素分析 [J]. 气候变化研究进展, 2012, 8 (5): 327,333 ,,,, — ,,,, 年西藏纳木错湖冰状况 及其影响因素分析 曲 斌 ,，康世昌 ,，,，陈 锋 ,，张拥军 ,，张国帅 , , 中国科学院青藏高原研究所青藏高原环境变化与地表过程 实验室，北京 ,,,,,,; , 中国科学院冰冻圈与环境联合重点实验室，兰州 ,,,,,, 摘 要:湖冰是气候变化的指示器，为分析纳木错地区气候对湖冰冰情的影响，利用 2006 — 2011 年西藏纳木错(面积 2000 km2)和白马纳木错(面积 1.45 km 2)湖冰的观测资料，结合 MODIS 遥感影像资料分析了两个湖泊完全冻结日期、完全 解冻日期、封冻期、湖冰厚度的状况及其与气温和风速的关系。纳木错湖湖冰冰情主要受气温的影响，同时也受风速的 影响。纳木错湖的完全冻结日期集中在 2 月，完全解冻日期在 5 月中旬，封冻期平均天数为 90 d，封冻期与冬季负积温 具有较好的对应关系。面积较小的白马纳木错冰情的年际波动较大，其平均封冻期为 124 d。纳木错湖的最大冰厚一般出 现在 3 月，其厚度为 58~65 cm。 关键词:湖冰;MODIS;气温;风速;纳木错;青藏高原 引 言 这些针对湖冰的研究主要集中在北美洲和欧洲，我 国乃至亚洲地区则开展的较少。青藏高原为湖冰观 测资料匮乏区，早期陈贤章等 ,9, 分析了青海湖 1958 湖冰是冰冻圈的组成部分之一，主要受大气热 状况控制，并对区域能量和水循环有较大影响，其 — 1983 年湖冰观测资料及其与冬季气温的关系，但 时空变化能直接反映气候的变化状况 ,1,。研究 ,2,5, 表 近 20 年来青藏高原的湖冰实地观测结果未见报道， 明，湖冰完全冻结日期和完全解冻日期可以作为区 只有部分研究者,10,通过遥感监测方法分析湖冰状况。 域和全球气候变化的指标，如 Magnuson 等青藏高原作为我国乃至全球湖泊最密集的地区之一， ,2, 的分析 其水热循环不仅对区域气候，而且对全球气候都会 表明，1846 — 1995 年，北半球的湖冰冻结日期推迟 5.8 d/100a，而同时期的解冻日期却提前 6.5 d/100a， 产生深远的影响 ,11,，同时，青藏高原湖冰的监测和 研究对了解区域气候变化过程也具有重要意义。 由此推断出全球气温的增幅为 1.2 ?/100a。其他的 ,,6,8 研究 也表明，湖冰的解冻日期和区域气温存在显 纳木错流域位于藏北高原东南部，念青唐古拉 著的正相关，并且与大尺度大气环流有密切关系，同 山北麓，介于 30?30′~30?55′N，90?16′~91?03′E。最 时，湖冰存在的时间长短也可反映当地气候的变化。 近几十年来纳木错面积持续扩大，目前湖面海拔约 收稿日期: 2012-04-18; 修回日期: 2012-06-20 资助项目: 全球变化研究重大科学研究项目(2010CB951401);国家自然科学基金(41001033，40830743) 作者简介: 曲斌，男，硕士研究生，主要从事冰冻圈遥感研究，bin.qu@itpcas.ac.cn www.climatechange.cn 气 候 变 化 研 究 进 展 328 2012 年 为 4725 m,12,，总面积超过 2000 km2 ,13,。2005 年中国 平均气温之和;完全解冻正积温定义为从日均温高 于0 ?起到完全解冻日期的日平均气温之和。 科学院纳木错多圈层综合观测研究站(简称纳木错 站)建立，开始对纳木错及其紧邻的白马纳木错(面 由于纳木错地区冬季大雪封路，交通困难，无 2 法对纳木错湖的所有区域开展冰情观测，只能在靠 积约 1.45 km )湖冰冻结和解冻日期以及湖冰的厚 近纳木错站附近的东南岸进行观测(图 1)，包括纳 度进行连续观测 ,14,。本文以湖冰的实地观测资料和 纳木错站气象资料为基础，并与遥感资料进行对 木错东观测线(NE 线)、扎西岛观测线(ZX 线)及 白马纳木错观测线(BN 线)。观测内容主要包括湖 比，初步分析近 5 年来湖冰的状况及其影响因素。 泊的初冰日期、完全冻结日期、初次解冻日期、完 全解冻日期及湖冰厚度等。湖面完全被冰覆盖的日 , 数据与方法 期定义为完全冻结日期，冰从湖面完全消失的日期 定义为完全解冻日期 ,3,。观测方法是通过观测人员 ,(, 野外观测资料 纳木错站(30?46.44′N，90?59.31′E，4730 m 在观测地点进行连续目视并人工记录，目视范围可 以覆盖整个纳木错湖东部。冰厚测量在湖泊完全冻 a.s.l.)位于纳木错东南岸(图 1)，于 2005 年 6 月开 始台站建设和科研观测，8月正式投入运行。本文采 结后开始，每周 1 次，按上述 3 条路线并间隔一定距 用了纳木错站2006—2011年冬季的湖冰观测数据以 离(约 200 m)，在冰面上利用垂直钻孔来测量不同 及同期的自动气象站(荷兰 Vaisala 公司生产)气温 位置的湖冰厚度。为了最大限度减小湖冰厚度观测 的误差，我们选取多次观测的湖冰厚度平均值作为 和风速数据，该自动气象站每10 min采集一次数据。 纳木错地区从10月中、下旬开始日平均气温低于0 ?， 该观测线湖冰厚度。ZX线湖冰最大厚度年际波动较 5 月初日平均气温回升到 0 ?以上，因此，可将 10月 大，2009 年 3 月的最大厚度仅为 42 cm，但 2010 年 至次年 4 月定义为纳木错地区的冬季。本文利用自 观测到厚度为 127 cm的冰层。这主要是因为扎西岛 动气象站逐日资料对纳木错地区冬季负积温、湖泊 沿岸朝向为西，冬季盛行的西风 ,14,不断推动湖冰向 完全冻结的负积温和完全解冻的正积温进行统计分 扎西岛岸边方向运移，后期的湖冰叠加在前期的湖 析。冬季负积温定义为冬季日平均气温低于 0 ?的 冰上，在该观测线形成由双层或多个冰层组成的巨 厚的叠加冰。观测记录湖冰的厚度为叠加冰的厚度， 所有日平均气温之和;湖泊完全冻结负积温定义为 从日平均气温低于 0 ?起到完全冻结日期的所有日 无法很好地代表纳木错湖湖冰的厚度情况，因此，对 于该条观测线的厚度数据，本文不予考虑。 自动气象站的数据采用距地 1.5 m 高的气温和 风速。由于纳木错湖区风速较大，初次冻结的湖冰 数天内又完全消失，初次解冻也是类似。因此，尽 30?45′N 管纳木错站对初冰日期和初次解冻日期进行了观测， 但由于观测的 标准 excel标准偏差excel标准偏差函数exl标准差函数国标检验抽样标准表免费下载红头文件格式标准下载 有差异 ,15,，本文不予报道。 30?30′N 由于目视观测点位于扎西岛，其视野范围只能 覆盖纳木错湖东部(图 1)，因此对纳木错湖冰完全 30?15′N 冻结日期的观测具有极大不确定性，但是基于纳木 90?15′E 90?30′E 90?45′E 91?0′E 91?15′E 错湖冰消融特征，可以确定对纳木错湖完全解冻日 图 1 纳木错流域湖冰及其厚度观测示意图 期的观测是可靠的。白马纳木错的目视观测可以覆 Fig. 1 Location map of observation lines for lake ice and its 盖整个湖区，因此其完全冻结日期与完全解冻日期 depth in the Nam Co basin (Blue, red and green circles represent Baima Nam Co line (BN), Nam Co east line (NE) and Zhaxi 的观测资料也是可靠的。 Peninsula line (ZX), respectively) 表 1给出了2006—2011年纳木错湖完全冻结日 www.climatechange.cn 5 期 曲斌，等:2006 — 2011 年西藏纳木错湖冰状况及其影响因素分析 329 表 1 纳木错完全冻结和解冻日期 Table 1 Dates of ice free of water and water free of ice for Nam Co 完全冻结日期 观测点 封冻期 /d 完全解冻日期 观测年份 观测 MODIS 观测 MODIS 纳木错 2 0 0 6 /2 0 0 7 2 0 0 7 -0 1 -1 8 2 0 0 7 -0 2 -0 3 2 0 0 7 -0 5 -1 5 2 0 0 7 -0 5 -1 4 102 2 0 0 8 -0 5 -1 4 102 2 0 0 7 /2 0 0 8 2 0 0 8 -0 1 -2 7 2 0 0 8 -0 2 -0 1 2 0 0 8 -0 5 -1 2 2 0 0 9 -0 5 -0 5 75 2 0 0 8 /2 0 0 9 2 0 0 9 -0 1 -0 8 2 0 0 9 -0 2 -2 3 2 0 0 9 -0 5 -0 8 2 0 0 9 /2 0 1 0 2 0 1 0 -0 1 -3 0 2 0 1 0 -0 2 -1 7 2 0 1 0 -0 4 -2 8 2 0 1 0 -0 5 -0 1 73 2 0 11 -0 5 -1 6 86 2 0 1 0 /2 0 11 2 0 11 -0 1 -3 0 2 0 11 -0 2 -1 9 2 0 11 -0 5 -1 5 137 白马纳木错 2 0 0 6 /2 0 0 7 2 0 0 6 -1 2 -0 9 2 0 0 7 -0 4 -2 4 2 0 0 7 /2 0 0 8 2 0 0 8 -0 1 -2 7 2 0 0 8 -0 4 -2 4 89 2 0 0 8 /2 0 0 9 2 0 0 9 -0 1 -0 7 2 0 0 9 -0 4 -1 9 103 2 0 0 9 /2 0 1 0 2 0 0 9 -1 2 -3 1 2 0 1 0 -0 4 -0 4 95 2 0 1 0 /2 0 11 2 0 1 0 -11 -3 0 2 0 11 -0 4 -2 8 150 期和完全解冻日期的目视观测结果和MODIS数据的 过程则正好相反(图 2)。 解译结果。完全冻结日期的目测结果与MODIS数据 纳木错湖完全冻结日期的确定采用阈值法,16,。 反演结果差别很大，这主要是因为观测点在扎西岛 选取天气晴朗无云的影像，通过对红光波段、红光 附近(见图1)，观测员受到观测视野范围的限制，无 波段和近红外波段差值分别限定阈值(公式 1 和 2) 法准确观测纳木错湖西部湖冰的冻结情况，因此目 来确定纳木错湖完全冻结和完全解冻的具体时间。 测的完全冻结日期误差较大;完全解冻日期的目测 需要指出的是阈值选取并不是固定的，因为冰体表 结果与 MODIS 的反演结果基本一致，误差在 3 d 以 面反射率随着冰厚变化也在变化 ,17,。湖冰从岸边浅 水处开始冻结，冰体薄反射率低，选取的红光波段反 内，表明MODIS数据在分析湖冰冰情方面具有很高 的精确度，因此，在计算封冻期时，完全冻结日期 射率在0.024,0.038。解冻时，由于风吹或积雪影响， 利用MODIS数据的反演结果，完全解冻日期利用人 冰体表面粗糙，反射率很高，选取的红光波段反射 率阈值在0.050,0.061。通过对比目视解译结果，本 工观测结果。 文运用的差值阈值 a 为 0.020，大于该阈值且红光波 段反射率 b 大于 0.050 的区域即为湖冰区。 ,(, 遥感资料 中分辨率成像光谱仪(MODIS)是搭载在 Terra (1) B1 , B2 , a， 和 Aqua 上的卫星传感器，MODIS 数据具有较高的 (2) B1 , b。 空间分辨率(250 m)和时间分辨率(1 d)，能监测 湖冰面积以及完全冻结、完全解冻等时间属性参数。 , 结果与讨论 在本研究中，为了保证较高的空间分辨率，我们选 择了 L2 级别 MODIS 250 m 分辨率全球地表反射率 ,(, 完全冻结和解冻日期 产品(MOD09GQ5)监测整个湖面冻融情况。该数 2006—2011年纳木错湖的封冻期在73~102 d变 据产品由美国地质勘探局陆面分布式数据中心 化，平均为 90 d，低于 1958 — 1983 年青海湖的封冻 ()提供，以 EOS-HDF 格式 pdf格式笔记格式下载页码格式下载公文格式下载简报格式下载 存 期(100~129 d),13,。白马纳木错的封冻期平均为 储，正弦曲线投影。根据遥感影像资料，纳木错湖 124 d，其年际波动较大(89~150 d)(表 1)。 冻结在空间上表现为自东南向西北逐渐冻结，解冻 从表 1 可以看出，纳木错完全冻结日期主要出 www.climatechange.cn 气 候 变 化 研 究 进 展 330 2012 年 图 2 MODIS 影像显示的 2007 年纳木错湖冻结与解冻过程(MOD09GQ5 图像 1，2，1 波段假彩色合成) Fig. 2 The process of freeze-up and break-up of Nam Co (false color composite by band 1, 2, 1 from MOD09GQ5) 日期的变化及影响因子，我们分析了冬半年纳木错 现在 2 月，完全解冻日期为 5 月上、中旬(2010 年 站气温和风速的变化特征。纳木错1—2月出现极端 为 4 月底)。白马纳木错完全冻结日期变化较大，但 低温，2月的平均气温为全年最低。冬季平均风速为 总体上比纳木错早;完全解冻日期在 4 月中、下旬， , 3.3~4.0 m/s，季节和年际波动较大,14(图 3)。 也早于纳木错;封冻期比纳木错略长(表 1)。需要 特别指出的是，2008 年 1 月 4 日白马纳木错完全冻 纳木错地区湖泊封冻期的变化，反映了不同年 份气温和风速的差异。如图 3 所示，2006 — 2011 年 结，但由于风速较大，冻结 1 d 后重新解冻，至 1 月 纳木错封冻期与冬季负积温具有较好的对应关系 27 日再次完全冻结。由于白马纳木错面积仅为 1.45 (2007/2008年度除外)，较大的冬季负积温对应着较 km2(不足纳木错面积的 1‰)，微小的天气、气候变 长的封冻期，同时说明湖冰冰情与气候因子的变化密 化都会对白马纳木错湖冰产生较大的影响，下文将 切相关。值得注意的是，2007/2008 年度封冻期达 从气温和风速两个方面来认识气候因子对湖冰的影 102 d，但是该年度冬季负积温却为这5年最小值，对 响。在较长时间尺度上，气温是影响湖泊冻结和解 比风速数据发现其他年份冬季风速为 3.3~3.6 m/s，而 冻的主要因子 ,2,5，12,。为了探讨纳木错湖冻结和解冻 图 3 纳木错站冬季负积温、风速及纳木错封冻期统计 Fig. 3 Statistics of negative accumulated temperature and wind speed in winter at Nam Co station and lake ice freezing period of Nam Co www.climatechange.cn 5 期 曲斌，等:2006 — 2011 年西藏纳木错湖冰状况及其影响因素分析 331 表 2 纳木错、白马纳木错完全冻结、完全解冻所需积温 2007/2008 年度冬季平均风速达到了 4.0 m/s，为 5 年 Table 2 Statistics of accumulated temperature during freeze-up 最高值，因此推断该年度较大的风速对纳木错湖冰 and break-up period for Nam Co and Baima Nam Co 的形成具有一定的促进作用。 ? 完全冻结负积温 完全解冻正积温 风速对湖冰形成初期的影响主要有两个方面: 观测年份 纳木错 白马纳木错 纳木错 白马纳木错 一是风速较小时会加快湖面空气对流，带走湖冰形 2006/2007 ,1054.9 ,460.1 34.4 3.1 成时所产生的潜热，在湖表面产生降温效应，进而 ,697.8 ,627.6 2007/2008 48.4 11.5 促进湖冰的形成;二是风速增大时，动力作用会扰 ,904.6 ,667.3 2008/2009 50.9 6.9 乱或破坏已形成的湖冰，从而减缓湖冰的进一步发 ,857.2 ,379.1 2009/2010 33.1 4.6 展(如增厚和面积扩大等)。2007/2008 年度的风速 ,935.5 ,159.7 2010/2011 41.4 6.5 高于其他年份，对比纳木错与白马纳木错在该年度 的完全冻结日期发现，两个湖对同样气候条件的响 应出现截然相反的特点:当平均风速为 4.0 m/s 时， 期出现在 11 月 30 日至次年 1 月 27 日不等，年际差 异非常大，无法找到与气象因子(气温、风速)的 大湖的完全冻结日期为 5 年来最早(2 月 1 日)，而 对应关系。因此，我们推断面积较小的湖泊对局地 小湖的完全冻结日期却是 5 年最晚(1 月 27 日)，即 短时间尺度的较小气候因子变化可能具有敏感的响 同样的风速对大湖湖冰的形成与发展具有促进作用， 但是对小湖湖冰的形成与发展具有一定的抑制作 应。纳木错完全解冻的正积温为 33.1~50.9 ?，远高 用。因此我们推断，风速对不同面积湖泊湖冰的形 于白马纳木错完全解冻正积温(3.1~11.5 ?)。 成具有不同的影响。但是，限于观测资料的序列较 短，目前还无法定量认识风速对不同面积湖泊冰情 ,(, 湖冰厚度变化 图4给出了纳木错和白马纳木错过去5年湖冰厚 的影响。 2006—2011年纳木错地区冬季负积温为,1583.2 度随时间的变化。可见，湖冰形成以后，随着时间 ~,1242.4 ?。表 2 列出过去 5 个冬季湖泊完全冻结 的推移，其厚度逐渐增大，随后又减薄，但减薄至 湖冰消失的时间远少于增厚的时间。最大冰厚出现 的负积温和完全解冻的正积温。纳木错进入完全冻 结日期的负积温范围为 ,1054.9~,697.8 ?;然而， 的时间一般在 3 月(图 4、图 5)，但不同的观测线上 白马纳木错进入完全冻结日期的负积温差异较大 最大冰厚差异较大。NE线最大冰厚为 58~65 cm，年 (,667.3 ?~,159.7 ?)，主要是由于 2010/2011 年白 际波动较小，由于NE线朝向东北，受风速影响较小， 最大冰厚可能代表了纳木错湖的整体状况;BN线最 马纳木错完全冻结日期提前到 11 月底，导致了较小 大湖冰的厚度出现在 1 — 3 月，且波动较大，为 的负积温绝对值。通过对比纳木错与白马纳木错完 41~61 cm，总体上小于 NE 线的最大冰厚。观测表 全冻结日期发现，纳木错在这 5 年的完全冻结日期 均分布在2月，而白马纳木错在这5年的完全冻结日 明 ,9,，青海湖岸边最大冰厚为 70 cm，一般为 50 cm 图 4 纳木错(NE)、白马纳木错(BN)湖冰厚度随时间的变化 Fig. 4 Variations of lake ice thickness at Nam Co (NE) and Baima Nam Co (BN) www.climatechange.cn 气 候 变 化 研 究 进 展 332 2012 年 图 5 2007 年纳木错观测线、白马纳木错观测线湖冰厚度变化(NE1，NE2，NE3 分别代表纳木错水文观测断面离岸 100 m， 500 m， 1000 m 的观测点;BN1，BN2，BN3 分别代表白马纳木错断面离南岸 10 m，300 m，600 m 的观测点) Fig. 5 Variations of lake ice thickness at Nam Co and Baima Nam Co in 2007 (NE1, NE2, NE3 stand for the observation points away from bank 100 m, 500 m, 1000 m, respectively for Nam Co; BN1, BN2, BN3 stand for the points away from south bank 10 m, 300 m, 600 m, respectively for Baima Nam Co) 左右，比纳木错薄。为了分析湖冰厚度的空间变化 人工观测视野不足的局限，二者相互结合，可以精 情况，我们分别在 NE 线和 BN 线选取 3 个点，这 3 确统计出纳木错湖冰的冰情特征。纳木错湖冰冰情 主要有以下特点:(1) 纳木错的完全冻结日期主要出 个点分别位于整个观测线的两个端点和中间位置。 由图 5 可见，NE 线上表现为靠岸的冰厚大于湖心冰 现在 2 月，完全解冻日期在 5 月中旬，封冻期平均为 厚;BN 线穿越了整个湖泊，表现为靠岸的冰厚一般 90 d;面积较小的白马纳木错冰情的年际波动较大， 小于湖心区域。由于水域面积较小，白马纳木错岸 其平均封冻期为 124 d。(2) 纳木错和白马纳木错冻 边并未出现扎西岛附近的湖冰叠加现象。 结过程同时受到气温和风速的影响，特别是冻结初 期，风速对湖冰形成具有很大影响，并且风速对纳 通过对比纳木错湖与白马纳木错湖湖冰最大厚 度与冰盛期(2 — 3 月)的平均气温与风速发现，纳 木错和白马纳木错具有不同的影响;在风速相近的 木错的最大湖冰厚度与冰盛期平均气温有较好对应 情况下，纳木错封冻期与冬季负积温具有很好对应 关系，即冬季负积温越低，封冻期越长。(3) 纳木错 关系(图 6)，2007/2008 年度冰盛期气温最低，导致 的最大冰厚一般出现在 3 月，为 58~65 cm，最大湖 该年度湖冰厚度最大，同样，2008/2009 年度冰盛期 气温最高，导致该年度湖冰厚度最小。 冰厚度与冰盛期气温有较好的对应关系;白马纳木 错的最大冰厚出现在 1 — 3 月，且波动较大，为 41~ 61 cm。通过对比纳木错与白马纳木错湖冰变化与 气温、风速的关系发现，纳木错湖冰冰情对冬季气 温具有很好的指示作用。因此，对湖冰进行长期观 测可以为气候变化研究提供有益的参考。由于观测 点分布不均、观测周期的差异以及观测目视范围的 局限性(只覆盖纳木错湖东部)，上述一些初步的结 图 6 纳木错最大冰厚与冰盛期(2 — 3 月)平均气温 果有待于进一步长周期观测资料的验证和补充。 Fig. 6 Maximum thickness of lake ice and the average 此外，由于遥感反演湖冰厚度技术尚存在很大不 temperature of February and March in Nam Co 足 ,16,，因此实测湖冰厚度资料对将来发展遥感反演 湖冰厚度具有非常重要的参考意义。 , 结 论 致 谢:感谢中国科学院青藏高原研究所纳木错多圈层综合 实地观测数据可以用于对遥感数据(MODIS) 观测研究站所有工作人员的艰苦工作。反演湖冰冰情的结果进行检验，遥感数据可以弥补 www.climatechange.cn 5 期 曲斌，等:2006 — 2011 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Date of freeze-up and break-up for Nam Co is in February and mid-May, respectively, with an average of 90 days for freeze-up period. Lake ice exhibits relatively larger variability in Baima Nam Co with an average of 124 days for freeze-up period. There is a close relationship between freeze-up period and the negative accumulated temperature. Maximum thickness of the lake ice in the Nam Co occurs in March ranging 58,65 cm. Key words: lake ice; MODIS; temperature; wind speed; Nam Co; Tibetan Plateau