天山南坡昆马力克河冰川阻塞湖暴发洪水及其对河流水情的影响

一、概述昆马力克河位于我国天山南坡的中苏边境地区,发源于海拔7435m 的天山最高峰——托木尔峰北坡的冰川作用区,从苏联境内由西向东横切南天山后进入我国新疆温宿县境内,并与托什干河汇合成阿克苏河后流入塔里木盆地。河流从南伊内尔     

叶尔羌河上游不同流域夏季气候和径流变化研究

叶尔羌河是以冰雪补给为主的河流,径流的变化主要受气温和降水的影响,其中, 气温起主导作用. 基于1972-2011年近40 a的气温降水和径流的实测资料,分析叶尔羌河上游不同流域地区夏季气温、降水、蒸发以及径流的变化特征及相关性. 结果表明：库鲁克栏杆站夏季降水显著增加,蒸发减少,其余要素没有变化趋势;后20 a（1992-2011年）较之前20 a（1972-1991年）气温、降水和径流的变化分别为-0.6℃、40%、4%,径流的增加是春季融雪增多、降水增大、蒸发减少和溃决洪水补充的结果. 塔什库尔干站夏季各要素均没有变化趋势,后20 a较之前20 a气温、降水和径流的变化分别为0.4℃、27%、20%,径流的增加主要是由气温增加引起的,降水的增加补充一部分径流.     

天山玛纳斯河冬季径流对暖冬和冻土退化的响应

天山高山地区大范围为冻土区,冻土的存在对水文过程有极大的影响.20世纪90年代以来,玛纳斯河流域气温10 a升高了0.54℃,以冬季升温为主,降水量没有增加趋势.应用1957—2004年近48 a的气候和水文月资料,研究了具有多年冻土的高海拔河流的冻土和水文响应.检测到12月至翌年2月气温升高0.8~0.9℃时冬季径流量响应显著,冬季径流在12至翌年2月份增加了14%~26%,其中1月份增加26%.遥相关分析表明,10~11月的水量增大也可导致冬季河流水量增多,1.5~3.0 m的活动层的深度和温度变化导致了这些响应.冻土区的冬季径流水文响应比气温更快、更显著.但冻土和积雪观测的不足使冬季水文变化具有不确定性.     

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。     

青藏高原拉昂错热力分层和混合层深度变化特征观测

湖泊热力结构不仅影响湖泊内部生态环境,而且与区域气象和气候系统相互影响,但目前对湖泊垂直温度的观测研究仍非常匮乏.本研究基于青藏高原拉昂错连续的湖温和气象观测,分析了小时尺度和日尺度热力分层规律和混合层深度的变化特征.结果表明:拉昂错为冷多次完全混合型湖泊;湖表温度8月达到最大值,湖面敞水区和沿岸的湖表温度季节震荡相同,但存在一定的空间差异;与空气温度相比,湖表温度变幅小,降温更慢,峰值滞后约1个月.同时发现,拉昂错混合层深度变化较为规律,辐射和风速是影响湖泊混合层深度的主要外界因子.探明真实的高原湖泊分层规律,有利于提高湖泊模拟能力,为优化湖泊参数化方案提供参考.     

青藏高原纳木错气象要素变化特征

依据中国科学院纳木错综合观测研究站设立的自动气象站和气象塔观测（30°46．44′N，90°59．31′E，4730ma．s．l．）资料，初步分析了2005年7月14日至2006年7月13日一年的气温、气压、相对湿度、降水和风等气象要素的季节和日变化特征。结果表明：纳木错站年平均气温为0℃，最冷月为12月，最热月为7月；全年降水量为281．8mm，多集中在5—10月；年平均相对湿度为52．6％，雨季和干季分明，全年夜雨率为78．6％；年平均气压值为571、2hPa，9月最大，1月最小；年平均风速为4m·S^-1，1月风速最大为6．1m·S^-1，上午风弱、午后风强；全年大风日数为53天，1月大风日数占全年的36％；全年盛行风处在东南至西风（135°--270°）之间，夏季有明显的湖陆风。     

西藏纳木错流域冻土环境初步研究

利用在西藏纳木错流域念青唐古拉山北坡（NQN，海拔5 400 m）和西北保吉乡（BJ，海拔4 730 m）布设的两台带有四层土壤探头自动气象站(AWS)2005—2006年冬季10个月观测数据进行了统计分析。结果表明：观测期间NQN日及月平均气温均低于BJ，但变化幅度均小于BJ，土壤冻结时间比BJ长，两处的气温梯度为0.31℃/100 m。与安多月平均气温比较，推断NQN存在高山多年冻土。NQN大气—土壤及土壤内热传输速度快于BJ；冻结期内土壤中未冻水含量在0～-2.5℃时发生跃变且与土壤温度存在较好的线性关系；相同深度处NQN土未冻水含量较小。土壤温度日变化在0～40 cm深度处较明显，40cm深度以下变化很小，未冻水含量日变化在5 cm深度较明显，20 cm以下变化微弱。利用两观测点冻结深度（Df）与冻结积温（Tg）的良好相关建立模型，NQN为：Df n= 0.0016Tg+ 1.69,R2=0.9958；BJ为：Df b= 0.002 Tg+ 1.13，R2= 0.9424，并由此推断出两观测点最大季节冻结深度分别为1.69 m和1.13 m。     

念青唐古拉山南坡气温分布及其垂直梯度

利用架设在念青唐古拉山南坡9个海拔高度(4 300~5 500 m)的自动气象站1 a(2006年8月1日至2007年7月31日)的实测数据,对山坡1.5 m高度的近地面气温随海拔梯度和时间的分布进行了分析。表明念青南坡4 300~4 950 m冷季(10~4月)存在逆温。利用高山各观测高度的温度与当雄气象站气温具有良好相关,推算出多年平均情况下念青唐古拉山南坡各观测高度的年平均气温和各月平均气温。并由此推测念青唐古拉山南坡海拔5 100 m以上存在高山多年冻土,此多年冻土下界高度比《中国冻土》指出的高度高约200 m。     

喜马拉雅山珠穆朗玛峰北坡绒布冰川消融速率特征分析

根据1959年和2009年在喜马拉雅山珠穆朗玛峰北坡绒布冰川获得的冰川消融数据, 分析了该冰川消融速率变化特征.结果表明: 1) 在珠峰绒布冰川表碛覆盖区, 表碛厚度随海拔升高而降低. 2) 不同厚度表碛下的冰川消融速率差别较大; 当表碛厚度>8.5 cm时, 消融速率随表碛厚度的增加而减小; 促进冰川消融的表碛厚度阈值大于5 cm. 3) 从冰川消融速率的空间分布看, 绒布冰川大部分区域的消融速率<20 mm·d^-1, 最大消融速率出现在海拔5 400~5 450 m处. 4) 绒布冰川消融速率受表碛厚度和气温综合影响, 低海拔处表碛太厚, 高海拔处气温较低, 冰川消融在上述两海拔处均受抑制, 冰川消融速率较小; 在中海拔处, 表碛相对较薄, 气温相对较高, 冰川消融速率最大; 冰川日均消融速率与日均正积温正相关. 5) 喜马拉雅山南坡冰川消融速率大于北坡冰川消融速率.     

拉萨河流域高山水热分布观测结果分析

利用架设在念青唐古拉山南坡9个海拔高度(4300～5500m)的自动气象站一年(2006年8月1日-2007年7月31日)的实测数据,对山坡1.5m高度的气温和季风期(6-9月)降水随海拔梯度和时间的变化进行了分析.表明4300～4950m存在一个逆温带,逆温时间自10月至翌年4月.年逆温频率为11.5%(42天).4300～5500m年平均气温直减率为0.61℃/100m;念青唐古拉山南坡季风期各月最大降水带都在海拔5100m.最大降水高度以下,山坡降水量递增率为4～7mm/100m,最大降水高度以上,降水递减率数值上为降水递增率的1.6～2.3倍.7月和8月降水量占季风期总降水量比例大于6月和9月.降水月内分配山坡上部总体较山坡下部均匀.降水主要发生在4:00-10:00以外的时间段,而大一中雨(3～14mm/h)主要发生在18:00-22:00.山坡强降水段相对集中在4650～5100m海拔高度.