洲刹
卷增刊
年月
地
理
兀
学
报
,
,理
雅
鲁 布藏江 水 特 文
征刘天
西仇藏 水 水 资源文勘 测 局
,
拉
萨
夕
刃刀
提含
沙 峨低
要
,
鲁雅 布藏江是 国 重我要的 际 国河流 水 质 良优,
,
是 世 上海界最拔高的 大
江
河 川径流 丰沛
,,
温水低
,
孜拉以 下河 结冻
段
关健词
国际
流河
径横
流
水文 特
征 雅 藏 布 江一鲁布 拉 马 特普 拉 河 经流中 国 一
大 条
河,
、
印
、
度孟
拉加
,,
、锡金和不等 丹
。国
,
亚洲的是
也是
条一名著的国际 河流 时
,了,
。
流全长河河
长,
流 域 积面 砧
,约
了
。
流
,
域 面积 在 中国 境 内约切
喜穿 马 拉雅 山 端 东
义后称 贾 木拉 河 ,
称雅鲁藏布川江
河
流 由 向南北
流 流入印 度 的 阿 姆萨地 区
称 布
拉 马普特拉 河。
在进
人 孟 加拉 国后
最。
后
在 印,度 的 果 隆 金阿与 恒河 相
,
一
雅 汇 藏鲁 布江 布一 拉马 普 特 河拉是 经以估 算河
水资 源 特 丰 和洪 水 特 大著 称 世
于
也 是 口 成 造度 和印 加 孟拉 洪水 灾 害 重 的要因 素在 果阿多隆,
,
年平 均多径 流 约量
,,
雅 鲁藏 布 江 一 布拉 马 普特 河 与 河 恒汇。
后合帕德马称
在河下 角洲 有又梅拉格河 注
。
人最 后
入注印度洋 的 加孟 湾拉
,
由
以上 三
大
河 流组 了一成 巨 个大的 系水
即 恒
河一布 拉马 普 特 拉 河 水 系
,
总
域流面 积 麟
。
了 时
,
量水次于仅亚 马逊河水 系
推据
算海人
口
多
平年均 径 流量达
到
衬
。补
给 水
源鲁藏 雅布 发源 江 并流 经 西 藏原
上
,高 ,
是
世 界上 拔 最 高的大河海
,,
平均
海 在 拔贯 西横藏 南 部
,
以,
源
于 藏西 西南 喜 部拉马 雅山 北麓 杰 马央 冰宗川
,
由
西 向 流
, ,
东,
经 折
派向 北东
围
绕 迎南 巴瓦峰 形 成 马 蹄 形 拐 弯而 后向 南 流
边 到境 巴 昔 卡人 印
度称布
拉普 它 马有多众
、支
特 河拉
河流,
、
。
雅
鲁藏 布 江 域流 面积 的有
,
时
,
长全,
是
中国 重 要河大
、
。
其
中 流域 面 积 大于
洋尼 河 和 帕 隆藏布
,条
自 而上下 依 次 为 雄 多 布
藏,
年河楚
拉萨
以
拉 河 流 萨域 面积 最
大为
,。
雅鲁
布 藏 径江流补 给 于 大源 气水
配降极不匀
。
均降水
地量区 分 十分布悬 殊?
,
年
变际 化小 而年 分内
水 主 气 来 要自印 度 孟 洋拉湾 暖 湿 气流 岁
?
沿
布 马拉 普 特 拉河一雅鲁 藏 布江通 道 输 送 量 整比 个青 藏 高原 四周 其 它 途 径
上以
,方 向水
输 气 送强 度达 到
向 高 原 同 内 部水 汽输送 量 量相大
近
二一
以叉〕
岁
,
倍
,
与这 夏季自长 江 流域 以 南向 长 江以 北 送输的 水 汽
以
在
下游 戴林 站 多 平年均 降 水 可量
达“”
是 国我水 降 量 最多的 地 区之仪囚
‘一
国 家自 然学 基 科金九 五 重 点 项 目肠 二肠伪 一 来 一稿 期 日 到修 改收 稿 日期
卯
,阮
尹〕少
一司
一
目统
侧以
以
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地
理
以 台
,
学
,报
卷
一
,向东
巴北昔
卡。
,
墨脱
波
密拉萨
月
,月
《
,
孜
拉
。 测实最 年大降 量 水最与小 年 水降 相量 差 雨季月 从 高原东 南 始
,
开 ,,
倍一、
,
每
年
月降 量水可 全 占年的
月
。
拉
萨
喀 则 延日 到
于 由高 的寒 候 现气代 冰 川 发 成 为河育流重 要 补 给水 源 现有冰 川 面 不积河少源 区 被 大 面 积冰川 沉 积物和 风 化物覆盖 水融多渗透 下
地,
印
,
,
在
,地表甸草厚
、
渗透 作用
较
。
强、
雨
水 冰雪
与和 地表冰 雪 融 水一 样 成为 河 流 的 补给水 源
游中下 段 至 游 下 段
上 ,
,
在河 干流 上 游 及流中游 上 融水混 合 补给型
属
段型
,
以地 水下补给为主
补
给形式转 为 以 雨 水就江全言
,而
进
大 人峡谷 以暴下雨区 见
。
表 河流以 水 雨给 补 为主
。
水 种 源均有 的混 合 补 给
表
此 】 朋目
鲁雅藏布 江 径 流补 给 分析
健
创由
血叮 】
度
汕皿姗卿喇 加几视
河流
水文
奴站各沙
水 年平 年份
各补 给 量占径 流总 量 的 百 分 数
雨水补给
融 水补
给
下水补给地
劣肠
鲁雅藏布
年楚 江
河羊村
奴 下孜
江拉萨河
洋河
尼拉萨
更
贡德张
易贡藏
布肠
径特流
征 雅 藏鲁 布 流 江 域年 流 径地 分 布区 两 个有 特 度 变化
。点,
一 是
多 样 径的 带流一
,一
径是流 的垂直 梯
《
区拭 从内东 南 向 西北年 径 流 深 从 水 丰
带径年 深
流 逐月 分统配
计
上
逐渐以
表
曲站
孜江名 所 在水系 楚 河
州
雅 藏布每江径 流
日
四心 习
位灿圈健
月
曲困卿困喇加 功视分
配
料 资年限 年
份
肠肠肠
叨卯 卯叉
刃
, ,‘ 山, } ,
山妇二
,
拉萨
更张
拉
萨河 尼洋河
加
、 汤伟 〕
易贡
奴 各沙羊 村
下
易 奴 藏布贡雅 鲁 藏
江 布 雅 藏鲁布
江
卯 卯卯
,
雅藏 布鲁江
几
,
……
『
,
过渡 到水多
带径年深
过渡带流
年
流径深
雅鲁
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地
理
学
」侧
】报
卷
布江藏 出口 到 派
度 变之化大
〕。
,
长河
,
而年 径 流 深从
。
降
至,
以
下,
见可直 梯 垂之间以上
,
径
流 年 际变 化 主要 受降 水 影响 补 给水 源 影响
,
径 年变流 差 系 较数小,
变化
在
最受
以
融水 给补为 主 的 尼河 洋肠值 有
只
而 降水 补 以 为给主 的拉 萨河肠 。
值
达。
。
径流 年 分 内配 以 月或月
,
月
月最
丰
,
径 流量 可 到 全 古年 总径 量 的
。
流大
水月 出 现在
干 流 洪 的 是水 比 较大的
,
枯
期每 年水年 和 年表
见月月
。一
次年
月
见表
,
雅
藏鲁布 江 自 有 录记 来以
曾在
、
年
、
月发
生 洪水大
这 是 因 为 流 域在大 范 出围 现 降了水量
表大
知比
历 长时 的 水降 过
月程 份 水降
雅
备布藏
江脚州 口
”山 健 笋仪动
健
咖啤呢加 见
量卿
降
份
日年 则喀
水
奴
沙
各
拉萨
羊村
林
芝
奴
卯
下这
的程过
大次 洪水 有 个 一共 同 的特 在点 至月
,
具有 双峰型
、
。
在
月
上 旬 现出一 个时 间短 见图
。
、
峰
量
小 又形成月一历时个
长峰
量 大高 洪 的 水过
潮 瀚程侧 『
又了
‘
。
汽
一
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年
月
年
卯、 年 流 干奴下 站洪 过 水 程较比
仪
成
心作 了在 进步分一后析 出
得
,
,
月 日巧
贬
吧
,
,
卯
洪次水
月
日
中 游
断面洪出水
总
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增
刊
刘
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天
鲁雅布藏水文江特
量征以 为是
一
,
最年 大年
月年
,
为日最大 ,
护时
峰量
月是
日
,
月量也是洪,
年最
大一
,
为
月上旬
日,
护衬
,
,
其
次最 大 峰洪 量 流游 干 流中从 上 到 年
下
,均发
在
生,
月 卜
旬
至各奴沙
站
羊站村是
、。
年
经计 算位 。
,月
峰
量是
耐
而奴
站 为
,
下
峰量 珠是江
,
雅鲁 布藏 江径流总
量约
巧
流
国境 处 出的径 流 量次 于 长 江
居第
河 流
泥沙 与水
质泥沙 雅藏布鲁江 干流水 含沙 不 高 量
寒
。
、在
上游 泥 来沙源 主要 是冰 冻 理物 风化
物,
,在 气
候 酬高
水
缓 漫
流
又多、沼泽,
、
湿地
等 因影素响
,
下河水含 量 沙
低
,
一
般
,
在下以
,
游中上 段 两岸 坡陡道
河谷干旱
,。
风强 度化大
,
出常 现 山 崩体 和 滑塌坡
、
少不泥 沙进 人
使 河河流 泥沙 不 断增 加岁
、
在
干上流的奴 各 沙岁
和 羊村
和 下奴 三个 测 站 年 平 悬 移均 质 含沙 量见
。
表分别
是肠
岁,
表翻
水 站 文各 奴 羊沙
村
雅
藏
布江逐 月 平 含沙
暇,均
统
加能计
苗
曲残
尹哩 加几年
月
资年 料限 年数
年份 卯卯 男抖 年 份
均平
以
以
随
州渭以
气
奴下
伪
刀
〕
奴的 站下 年多 平 输均 沙 为量年 平均 含沙 量 达
而 降水 又 集中 致
所
。
卯
。了
在
主要 支 中以流年 楚 含河 沙 最量高 了
,
,
江孜
留衬站 八了
,,
输年沙 量
这
是由 于 流 域 土 内质 松疏。
,
植被差
,
含
沙 量 年 变 内 基化本 上与 径 流 的 化变 步同,
据
推算、
,
巴
昔 卡处 的输年
沙量
约为 物起 长
,中
干汉 流丰 沛的水 所量 带 携泥 沙的形成 了 心 江洲
河
滩 漫和阶地 沉
积在冬 半 西年风 急流 和 山谷 环流 加
叠形 了成地 面风
,
又
将 这 些泥 沙 沿 河 谷走 向 随风
吹,
使河
谷风 地沙 貌十分发 育
和 中 游里 孜 一 派
,
,
沿 干
流 河 谷 带呈 状不 连续 布分
在
游 桑 木 张上 一 孜
,里
,
,河
河
长
的各
谷 宽段 沙 丘 内 群成分 布
。其中以 发在育
谷坡 上 的
升爬 沙丘 最 具 色
特
成为 雅 鲁藏 布 江 的 特 独 自的 然景 困
水质观
雅藏鲁布江不但水量丰 是 富一 条 清洁 大 的
因河 素 影 响的。
。
水, 质也十分 良好
,
与
我国其它大 河 相比基本 没上有 污染
、
,河 流
水 化 学 特 征 要 取主 决于水 物的 化 理学性 质 从雅 鲁 藏 布江 流干 的上 到游下 游
,,
补给来
源
、
地 环理 境 及人类 活 动 等 诸左 右 逐渐加 大 到 中 一 游
,岁
矿化度 由
,
带
左右
,娜
再向 又 逐下渐 降
低
,
,
下游
墨脱的带一不到
。
上
河源区以游
融
补水给 为 主
中 游以 雨 补 水 为给
主淋溶作 用
强
下 游区 雨水 量 加
融 水增 也 比中 游 重
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理
学。
报
,
卷、
高
宜
这样 ,就 成 了 河 形水 矿 化度 沿干 的流变 化矿 化 度低
,
总之
雅鲁藏布江
干支
流有
。具
值适
,
硬 度小等特点
总
,
为 工
农 业用 和水生 活 用饮 供提 良好了 的水源
闭 河流 的 水 与温冰
情一
一一
以 〕
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一一
一
月
一一
、
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二
图
‘
二二里三 二
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一
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肠
雅 鲁 藏
江 水温 布沿 变 化
程
田唱
比『 粤衫
〕妞
凡水温
雅 藏 鲁 江布 流 域 我是 国三 大 温水最 的低地区 之一
,一
。
河 水 温流是 河 水的 重 要 理性物 质之
。
要主 气受温 的 控
制
,
,
而 纬
度、
海
高度拔℃
,
、
源水补 给 等 都 影响着 水温 时空 变化
℃
。
全年℃
以
、夏 季水温最
和高
平均水 温
年
。℃
一
冬 季
大 中河 流 为
,
从
图
,
中 清可 楚看 出每年
月
水
温 在全 年 的沿程 变 水化 季节
,
从仅奴 各 沙至 下站 河 日长刃,
相
对高差 ,
月
月
以及年平 均水 温 程沿 增加 水温 低 于干流
,℃
其中
一
℃月
月羊
村 奴至下 间区 两岸支 流
℃
冰雪。融
,
温低水入
汇
,
使
水 沿温 增程温 十 分缓 甚慢至 降
低,
,
月两站水 温差
月 各 奴至 沙羊村水 温 增加
而羊 村 奴下至水 温 沿 程低
。
降
上在
述
两站 支 流间 大 量冰雪融 补水 给
形成
水 温 沿 变化 差 程异图
情冰
冬年
,半
鲁 藏 雅 江布 干流 及 主要 支 流 不同 程 发度 生冰 情
。
据
观 察资 料 分
析
,,
河
冰情流,
具有
下两个特以点冻 ,
一
其,
日平
均 温气 恒定 在
℃
以下 时℃ 时
之,
河 流才 出现 冰 岸初 春
流
花
冰,
雅
封
而 冰期终止 并 非 只 有在 日平均 气 恒温定 大
,于
,
这 是 因
为气 温 日较 差 大岸冰。
河
,
水热容
量大
较
短 段 低 时温 不 能 可河 使 形 岸成。
初冬
,
或
再 形 成度
其二
。
鲁 布 藏 江游 中段河 流 冰情 出 现 显明的 日 周期 变化
“ 的日 周 变 化 期常 给水 利 工 带 来 程 危 〔 害」
这也 是由气温 日 差 较大 而 成形
的情冰
雅藏鲁布江 干水力 资源流
雅鲁 布藏江 干 及 五 流 大 支 的天流 然 水 能蕴 量藏 约护
与,我国 其 它河流
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增刊
刘 天
仇 鲁藏 布 江稚水 文 征特
,
比,
雅
鲁藏 布江流 域 的 天然 水蕴藏能 量小于 长 江 流 仅域
,
全 国居 二 位第,
。
但指 出
倍
,
应,
在
以
单 面 积 位 天 水然 能蕴 量 藏 比 相较
之时
。首
该
域流为
中
仪,
是长江流域的
居全
国
可
见 其水 能 凉资相 丰当富
‘
,
具 可有 开发 程 度
,高
建可大 型 水利 程 工等 优势
。尤其 在
鲁雅 藏江下布 游 围 绕喜 今 雅山 末 最 高 峰南端迎 瓦 巴峰拉 形 大弯
拐,
作
了一个巨 型的 马 蹄,
连续
切割深,
,
在青 藏 高原 东
南斜 面 上
,,
达
,长
最深
达
,
,
形成
,
世界上 长最最 的 河 流峡深谷
朗一达波 这 间河宽谷派 附筑近 坝量
驯〕洲
,衬
派 到 国从境出 口 处 的 巴 卡
昔
实测量 窄 在处 大峡 顶谷 端的 岗长
,
,
宽
流速
耐
,
最 峻地 险 段 大 从渡卡 到 墨脱 县邦博
以〕
,。
河道 差 落可
达,
能水 理论
蕴藏量
,
奴护〕
,
想 设在
,
常正水 控位制 在
,
修 建引
水式 站电,
水
可达
头
年多均平流
装容机
量
”
,护
,,
是 我
国 前当 正在 工 的 长 江 三 峡施 水 站电 装 机规模
的倍
两
称得可上是 世 之 最
界
。
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雅鲁藏布江年楚河江孜水文站水文特征值
雅鲁藏布江年楚河江孜水文站水文特征值
(刘林山 中国科学院地理科学与资源研究所 北京市朝阳区大屯路甲11号 100101,Email:liuls@igsnrr.ac.cn,编写时间 2010-3-30)
项 目 内 容
雅鲁藏布江年楚河江孜水文站水文特征值 1数据集名称
2 数据集内容说明
2.1 数据集内容一a. 数据内容,数据文件、表名称~包含的观测指标内容,
表名称:雅鲁藏布江年楚河江孜水文站水文特征值 般描述
包含了雅鲁藏布江年楚河江孜水文站多年来逐月的水文特征
值(离差系数,偏差系数,不均匀系数) b. 项目来源
国家重点基础研究项目“青藏高原环境变化及其对全球变化
的响应与适应对策”
c. 建设目的
研究雅鲁藏布江水文特征分析
d. 服务对象
从事自然地理、水文水资源等研究的科研人员与学生 e. 数据的时间范围
1956-2000年
f. 数据的空间范围
雅鲁藏布江年楚河江孜水文站
g. 数据的学科范围
自然地理学、水文学
h. 数据的量
13组数值
i. 数据类型,文献、属性、矢量、栅格、文本等,
表格
j. 数据更新的频度
不定期
k. 缩略图,反应数据集内容或观测过程、场景等的示意图,
无
l.其它需要说明的内容
无
2.2 字段,要素,名a. 名称解释
本数据表共有四个字段 称解释
字段1:时间
解释:月份
字段2:离差系数
解释:离差系数
字段3:偏差系数
解释:偏差系数
字段4:不均匀系数
解释:不均匀系数
b. 量纲,度量单位,
字段1:无量纲
字段2:无量纲
字段3:无量纲
字段4:无量纲
c. 数据精度,数字图像的解析度/比例尺,
小数点后两位
3 数据源描述 a. 如果是来自文献、资料等~将数据源列表 b. 如果来自相关课题~要列出课题负责人、单位、资助者
数据来自课题:国家重点基础研究项目“青藏高原环境变化及
其对全球变化的响应与适应对策”第六课题“青藏高原环境变
化影响的适应对策研究”
负责人:张镱锂 姚治君
单位:中国科学院地理科学与资源研究所
资助者:科技部
c. 如果是镜像、购买、交换、下载数据~要说明出处 d. 如果是试验、观测、调查数据~要说明相关的仪器、设备、方法、过程的基本信息
e. 如果是统计数据要说明数据发布的部门
f. 其他数据要说明数据产生基本情况
4 数据加工方法 a. 如果是属性数据、文本数据要写明数字化手段 b. 如果是空间数据要写明数据数字化工具和简单流程 c. 如果是经过数学运算、或模型产生的数据要交待清楚数学运算的算法和模型~并注明算法和模型的出处
离差系数(Cv ):
?系列中各项值对其均值的相对离散程度的指标
?系列均方差与均值之比
? Cv较大,说明系列中各项 的值对均值离散较大; Cv较小,
说明系列各项的值同均值相差较小
式中:σ:均方差 ; x:水文变量
Ki:模比系数;n:变量系列长度
偏差系数(Cs ):
?系列中各项的值偏于均值左右的情况的相对指标
?若大于均值的各项值占优势称为正偏(Cs>0)
?若小于均值的各项值占优势称为负偏(Cs<0)>0)>
?当大于均值和小于均值的各项值都不偏时称为对称(Cs=0)
式中:σ:均方差 ; x:水文变量; n:变量系列长度
e. 其它方法
5 数据质量描述 a. 原始资料数据精度
原始数据为国家水文站数据,质量要求同国家相关标准
b. 项目数据产生和汇集过程中的相关质量控制措施~包括
完整的数据产生过程、使用的方法和标准规范、数据应用
范围等内容。
c. 加工后数据精度
6 数据应用成果 a. 主要应用领域
本数据集主要应用于自然地理、水文水资源研究
b. 在应用中取得的效果(获得奖项,发表咨询报告和文章)
7 知识产权 a. 标注知识产权说明(数据使用引用方式规定等)
知识产权归属 中国科学院地理科学与资源研究所
b. 注明使用数据的联系人
联系信息:
姚治君
中国科学院地理科学与资源研究所
北京市朝阳区大屯路甲11号 100101,
Email:yaozj@igsnrr.ac.cn Tel:010-64889436
雅鲁藏布江峡谷段某深埋隧道岩爆特征分析
雅鲁藏布江峡谷段某深埋隧道岩爆特征分析 雅鲁藏布江峡谷段某深埋隧道岩爆特征分析
王 喜 华
(西南石油大学 地球科学与技术学院, 四川 成都 610500)
摘 要:拉萨至日喀则铁路以隧道形式穿越雅鲁藏布江峡谷段。受区域地质环境的影响,区段内盆因拉围岩内构造应力集中,施工过程中岩爆问题突出。在对现场地应力数据和隧道围岩物理力学特性参数的实验测试的基础上,分析了盆因拉深埋隧道花岗岩、片麻岩和闪长岩围岩体的弹性应变能、强度和变形脆性系数以及弹性应变能等指标,进而分析了围岩体岩爆倾向。利用MIDAS有限元软件计算了隧道洞壁最大切向应力,应用Russeness和Barton判据对围岩岩爆强度进行了评判。其中花岗岩具有轻微—中等岩爆倾向;片麻岩具有中—强岩爆倾向,局部具有轻微岩爆倾向;闪长岩具有强岩爆倾向,局部具有轻微—中等岩爆倾向。计算结果和施工监测结果一致,研究结论为该区域类似工程施工提供了参考。
关键词:拉日铁路;高地应力;岩爆;岩爆预测
岩爆是高地应力环境中,坚硬脆性围岩隧道施工过程中岩体弹性应变能突然释放产生的一种动力失稳现象[1-5]。隧道中的岩爆往往给隧道施工中的人员和设备的安全造成严重影响。对隧道围岩岩爆产生特点、监测及预测方法[6-9]进行研究,对隧道工程设计施工具有重要意义。
拉日铁路盆因拉隧道地处雅鲁藏布江峡谷区高地应力环境中,在隧道施工过程中不同区段出现不同程度的岩爆,给施工安全带来不同程度的影响。 结合现场地应力实测数据,采用室内岩石物理力学实验研究和数值模拟方法,结合国内外已有的多种岩爆判据,对盆因拉深埋隧道岩爆问题进行总结研究,为今后类似工程设计和施工提供参考。
1 隧址区工程地质概况
拉日铁路以隧道群形式穿越长度近90 km的雅鲁藏布江峡谷区段,其中盆因拉深埋隧道为拉日铁路的关键性控制工程,隧道处于雅鲁藏布江左侧中高山区,地形地貌简单,地层、岩性较单一,隧道全长10 410 m,最大埋深1 080 m,全隧道共设一个斜井,三个横洞。拉日铁路走向与盆因拉深埋隧道位置示意图见图1。
图1 拉日铁路走向图及盆因拉深埋隧道位置示意图
受峡谷地貌的影响,谷坡处产生应力释放,地应力发生重新分布。盆因拉深埋隧道在雅鲁藏布江河谷呈近东西向展布。为了验证地应力大小和方向,在盆因拉深埋隧道(H5+550)钻孔,采用水压致裂法测试地应力,实验中共成功获得3个测段压裂资料,1个测段印模资料,可以代表该处岩体应力值状态。水压致裂法地应力测试结果见表1,σH、σh、σz分别为最大和最小水平主应力以及上覆岩石的自重。
地应力测量时,钻孔充满水,钻孔处上覆岩层厚度为550 m,重度为27.0 kN/m3。由现场实验数据可知,最大主应力方向为N35°E。
表1 盆因拉深埋隧道地应力实测值
序号孔深/mσz/MPaσH/MPaσh/MPa121.9315.427.415.4225.1815.524.914.7327.1315.624.714.6
2 隧址区围岩物理力学性质研究
研究表明具备岩爆倾向性的岩体、岩体的完整性以及高地应力环境是岩爆形成的必备条件[4]。表征此三方面因素的指标可分为岩性、岩体结构、强度和地应力等。
因此,为了更好的分析盆因拉深埋隧道围岩的储能条件,对隧址区主要岩性花岗岩、片麻岩和闪长岩进行岩性、强度和变形特征等方面的实验研究。
2.1 基本物理力学指标
经野外调查,在隧道中取了花岗岩、片麻岩和闪长岩岩样。采用静态三轴岩石力学伺服测试系统测试了其力学强度参数。另外,岩石抗拉测试实验设备是600 kN服实验机。
为了全面了解岩石物理力学特性,通过实验,获得了三种岩性的密度、单轴抗压强度、弹性模量、泊松比、抗拉强度(见表2)加卸载曲线和全应力-应变曲线等基本数据。
表2 隧址区围岩物理力学参数表
岩性密度ρ/(g·cm-3)单轴抗压强度Rb/MPa抗拉强度Rt/MPa泊松比μ弹性模量E/GPa花岗岩2.71~2.7673.6~98.56.4~15.20.03~0.1813.6~27.3片麻岩2.69~2.7351.9~92.38.2~15.30.08~0.2311.2~25.5闪长岩2.81~2.8670.6~107.37.6~11.70.02~0.1811.9~22.7
2.2 岩石单轴循环加卸载实验
岩爆的发生与岩体的储能条件有很大关系[9-11],以应用能量理论对岩爆等级进行预测预报,目前岩爆倾向性指标应用较为广泛的则是弹性应变能指数(WET)[11],该方法最先有波兰学者Kidybinski(1981年)提出,通过岩石加卸载全程曲线分析岩石储存弹性应变能的性能。
如图2所示,理论上,计算弹性应变能WET指标时,应从岩石的峰值强度点卸荷。但是,岩石在峰值强度应力时,岩石内部已经产生不同程度的塑性变形,而且由于岩石的非均质性,很难精确控制岩石的峰值强度点。本次测试中基于岩石单轴压缩实验获得岩石峰值强度值,卸载强度点选择单轴抗压强度的70%~90%,此加载过程中,岩石将聚积变形并产生弹性变形和塑性变形,然后再卸载到单轴抗压强度的5%,在卸载过程中,弹性变形将得到恢复,而塑性变形则永久性保存下来。
图2 岩石试样弹性应变能(WET)计算示意图[10]
因此,采用WET指标表示岩石加卸载岩石释放的弹性变形能量与耗散的能量,计算表达式为:
(1)
式中:Ee为卸载荷前的弹性变形储能;Ep为损耗的应变能;f(ε)为加载曲线;f1(ε)为卸载曲线;εt为总应变;εe为弹性应变;εp为塑性应变。
文献[10-11]表明,WET值越大,岩石聚积和释放的弹性应变能量越多,破坏时的强度越大,岩石产生岩爆的倾向也就越大。因此WET可以反映岩爆的倾向性等级,其标准为:
(2)
盆因拉深埋隧道三种岩石单轴循环加卸载实验所用岩样按照高径比2∶1的比例切取,实验过程通过轴向压力控制,加卸载速率设定在3 kN/min,卸载点为岩石单轴抗压强度80%,三种岩石的单轴循环加卸载曲线,见图3~图5所示。
图3 盆因拉深埋隧道花岗岩单轴循环加卸载曲线
图4 盆因拉深埋隧道片麻岩单轴循环加卸载曲线
根据WET岩爆倾向性标准,对三种岩石的弹性应变能WET指数进行计算,得到表3结果。根据表3可以判定该隧道中花岗岩和片麻岩具有中等-强烈岩爆倾向,而闪长岩具有强烈岩爆倾向。
图5 盆因拉深埋隧道闪长岩单轴循环加卸载曲线
表3 三种岩石弹性应变能计算结果
岩性释放能量Ee消耗能量Ep弹性能指数WET(Ee/Ep)岩爆倾向性花岗岩6.241.374.56中等岩爆片麻岩3.000.823.65中等岩爆闪长岩6.281.215.18强烈岩爆
3 盆因拉隧道围岩岩爆倾向性分析
影响岩爆的因素是多方面的,采用单一指标对岩爆的倾向性进行判别,易受人为和外界因素的影响。
为了全面分析预测盆因拉深埋隧道在开挖过程中围岩体发生岩爆的倾向性和强度等级,根据室内岩石物理力学实验、有限元数值模拟及现场地应力测试结果,采用多种岩爆倾向性指标对岩爆进行分析和评价。
3.1 脆性系数法
岩爆与岩石的脆性有很大的关系,在实际工程中常用脆性系数来表示。脆性系数法主要有强度脆性系数B和变形脆性系数KU两种。
3.1.1 强度脆性系数(B)
岩石的单轴抗压(Rb)和抗拉(Rt)强度之比,它反映岩石的脆性程度,常用来衡量岩爆的倾向性。强度脆性系数(B)可表达为:
(3)
式中:Rb为岩石单轴抗压强度,MPa;Rt为岩石单轴抗拉强度,MPa。
强度脆性系数B的判别标准为[3-7]
(4)
因此,根据实验测得的岩石的单轴抗压强度和抗拉强度,脆性系数(B)的计算结果见表4。
表4 岩石脆性系数计算结果
岩性抗压强度/MPa抗拉强度/MPa强度脆性系数B岩爆倾向性花岗岩73.6~98.56.4~15.24.8~15.4中等—强烈岩爆片麻岩51.9~92.38.2~15.33.4~11.3强烈岩爆闪长岩70.6~107.37.6~11.76.0~14.1强烈岩爆
根据表4中的B值计算结果,花岗岩的岩爆倾向性为中等—强烈岩爆;片麻岩和闪长岩均为强烈岩爆倾向。
3.1.2 变形脆性系数法(KU)
根据实验确定岩石峰值强度前的总变形与永久变形(塑性变形)之比称为变形脆性系数KU[13],用变形脆性系数(KU)来评价岩爆倾向性。具体实验方法见岩石单轴循环加卸载实验。变形脆性系数(KU)的计算表达式为:
KU=U/Ul
(5)
式中:U为总变形;Ul为永久变形(塑性变形)。
变形脆性系数KU的判别标准[13]为:
(6)
根据表5变形脆性系数KU的计算结果,花岗岩具有中等岩爆倾向,片麻岩和闪长岩分别具有中等岩爆倾向和强烈岩爆倾向。
表5 岩石试样变形脆性系数计算结果
岩性总变形U永久变形Ul脆性系数KU岩爆倾向性花岗岩0.290.047.3中等片麻岩0.220.037.3中等闪长岩0.300.0310.0强烈
3.2 最大储存弹性应变能指标(Es)
Es的计算公式为:
(7)
式中:Rb为岩石试块单轴抗压强度,MPa;E为岩石的弹性模量,MPa;Es为试块储存的最大应变能,MJ/m3。
最大储存弹性应变能指标Es判别岩爆倾向性强烈程度的标准为:
(8)
由表6知,花岗岩、片麻岩和闪长岩均具有微弱岩爆倾向。
表6 岩石试样最大储存弹性应变能计算结果
岩性单轴抗压强度/MPa弹性模量/GPa最大储存弹性应变能指标Es/(MJ·m-3)岩爆倾向性花岗岩73.6~98.513.6~27.30.10~0.36微弱岩爆片麻岩51.9~92.311.2~25.50.05~0.38微弱岩爆闪长岩70.6~107.311.9~22.70.11~0.48微弱岩爆
4 岩爆预测评价
国内外学者在关于岩爆的预测研究,提出了许多岩爆的判据准则[12-16],但目前常用的主要为拉森斯(Russeness)判据和巴顿(Barton)判据,本文应用这三种判据对盆因拉深埋隧道岩爆进行预测评价。
4.1 拉森斯(Russeness)判据
Russeness(挪威学者)提出应用有限元法计算的洞壁最大切向应力σθmax与Rb的比值预测和判定岩爆等级的方法,判别标准为:
(9)
4.1.1 隧道洞壁切向应力计算
采用有限单元法计算隧道洞壁切向应力值,数值模拟模型见图6。
模型计算条件为:模型底部垂向位移约束,水平方向施加现场实测水平地应力,上部施加根据隧道埋深计算的岩体自重应力。
4.1.2 岩爆预测结果
根据Russeness判据的盆因拉隧道岩爆倾向性预测结果见表7。
表7的预测结果表明:花岗岩发生中等岩爆外,片麻岩和闪长岩均有发生强岩爆的倾向。
图6 隧道开挖数值模拟模型图
表7 Russeness判据岩爆预测结果
岩性Rb均值/MPaσθmax/MPaRusseness判据岩爆倾向性花岗岩82.835.30.4中岩爆片麻岩68.5104.11.5强岩爆闪长岩98.996.21.0强岩爆
4.2 Barton判据
Barton提出将岩石的单轴抗压强度与最大地应力的比值Rb/σH作为预测岩爆的判据,其判据式为:
采用Barton判据对隧道围岩岩爆进行预测,预测结果见表8所示。
表8 Barton判据(Rb/σH)岩爆预测结果
岩性最大地应力σH/MPa抗压强度Rb/MPaBarton判据Rb/σH岩爆倾向性花岗岩24.7~27.473.6~98.52.81~3.53轻微-中等岩爆闪长岩24.7~27.470.6~107.32.58~3.77轻微-中等岩爆片麻岩24.7~27.451.9~92.32.64~3.74轻微-中等岩爆,有时有严重岩爆
表8的预测结果表明:3种岩性在隧道埋深处均有轻微-中等岩爆的可能性,甚至局部会有严重岩爆的可能性。
5 结 论
针对拉日铁路盆因拉深埋隧道现场调查、地应力测量及岩爆综合分析得出:花岗岩具有轻微-中等岩爆倾向;片麻岩具有中-强岩爆倾向,局部具有轻微岩爆倾向;闪长岩具有强岩爆倾向,局部具有轻微-中等岩爆倾向。同时,当前岩爆预测的标准大部分基于某一因素进行预测,但是影响岩爆的因素众多,且岩爆发生具有很强的随机性,对于高应力区,岩体完整干燥地段,应加强监测,积极防护,降低岩爆危害。
参考文献:
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Rock Burst Problems in the Tunnel of Yarlung Zangbo River Section of Lasa to Rikaze Railway
WANG Xihua
(School of Geoscience and Technology, Southwest Petroleum University, Chengdu, Sichuan 610500, China)
Abstract:The Lasa to Rikaze railway run across yarlung zangbo river by tunnels. The geologic environment causes high ground stress on surrounding rock in the tunnel. The rock burst became the main problem during the construction. Based on the field investigation, in-situ stress test and the laboratory rock physical and mechanical tests, the indices for the tendency for rock burst of granite, gneiss and diorite rock mass in the tunnel, such as the elastic energy of deformation index, the rock brittle coefficient of strength, the rock brittle coefficient of deformation and the biggest storage elastic strain energy were analyzed. The maximum tunnel wall stress was calculated by using the finite element method (MIDAS) then the Russeness and Barton criterions were adopted to predicate the rock burst. The results are as follows: the granite is mainly the weak-medium rock burst proneness; gneiss is mainly the medium-intense rock burst proneness, and some sections of weak rock burst proneness; diorite is mainly the intense rock burst proneness, some sections of weak-medium rock burst proneness.
Keywords:Lasa to Rikaze railway; high ground stress; rock burst; rock burst prediction
DOI:10.3969/j.issn.1672-1144.2016.06.005
收稿日期:2016-07-30
修稿日期:
基金项目:中国铁路总公司重大课题(2013G014-B)
作者简介:王喜华(1978—),女,河北石家庄人,讲师,主要从事岩体力学和地质灾害防治工程方面研究工作。 E-mail:xhwang@swpu.edu.cn
中图分类号:TU443
文献标识码:A
文章编号:1672—1144(2016)06—0025—05
修改稿-雅鲁藏布江流域径流变化特征分析[资料]
, 雅鲁藏布江流域径流变化特征及趋势分析
122 洛珠尼玛,王建群,徐幸仪
(1.西藏自治区水文局,西藏 拉萨 850000;2.河海大学水文水资源学院,江苏 南京210098)
摘要:本文采用Mann-Kendall秩次相关检验法等分析方法对雅鲁藏布江流域径流变化特征及年降水量、年蒸发皿观测系列进行了详细研究。雅鲁藏布江上中下游控制站径流上世纪60年代最丰,80年代最枯,年平均流量过程总体上呈略有下降趋势,但不显著。1960,1981年,中水年和丰水年份较多;1982,1997年,中水年和枯水年份较多;自1998年以来,丰水年份的机会较多。径流量主要集中在汛期(7,9月),其中,8月份径流量最大,2月,3月份径流量最小,径流量月最大值是月最小值的约12倍;径流年内分配不均匀系数和7,9月占全年比例年际间较稳定。雅鲁藏布江流域降水量和径流变化不显著,气温和蒸发呈明显增加趋势。
关键词:气候变化;青藏高原;水循环;径流 ;降水;蒸发
1 引言
雅鲁藏布江流域界于东经82o00?,97o07?和北纬28o00?,31o16?之间,流
2域面积24.2万km;东西最大长度约1500km,南北最大宽度约290km,平均宽度约166km;雅鲁藏布江流域发源于喜马拉雅山北麓杰马央宗冰川,源头海拔5590m。青藏高原因其高海拔、地表物理性质复杂等特点,在全球气候变化中具
[1,2]有其自身特殊的演变规律,是全球变化研究的热点区域。研究位于青藏高原腹地的雅鲁藏布江流域径流变化特征及趋势,对全球变化研究有着重要的意义。
关于西藏高原地区气候变化趋势和雅鲁藏布江流域径流变化特征,有着大量的研究。文献[3-6]的研究一致认为,20 世纪60 年代以来西藏高原年平均气温全面上升。文献[7] 利用西藏1971-2000年月降水量资料分析了近30年高原降水的变化趋势,结果发现西藏大部分地区年降水量变化为正趋势,降水倾向率为1.4-66.6mm/10a,而阿里地区呈较为明显的减少趋势。文献[8] 利用西藏高原近40 年来的逐月气象数据分析了近40 年来西藏高原气候变化的主要特征,认为降水趋势变率空间分布上的基本规律是,其大小由东往西逐渐减小, 藏中和藏东为上升趋势, 藏西为下降趋势。文献[9,10]分别采用Morlet 小波分析了雅鲁藏布江干流径流年际变化和季节性变化的多时间尺度演变规律, 揭示了不同尺度下径流变化周期。文献[11] 利用雅鲁藏布江流域1956-2000年近45年的实测径
流资料对雅鲁藏布江流域径流变化特征进行了研究,认为雅鲁藏布江流域径流的年际变化较稳定,年内分配极不平衡。文献[12] 选取雅鲁藏布江流域1956-2008年各干支流10个代表站的年径流实测资料,分析年径流的变化特征及其内部相依性,并进行趋势分析和周期成分分析,认为雅鲁藏布江流域径流的年际变化较小,年内分配极不平衡,径流受季节影响较大。文献[13]运用Mann- Kendall 非参数检验方法, 分析了雅鲁藏布江流域1956-2000年的年径流演变规律及其驱动因子,认为雅鲁藏布江流域径流总体上呈减少的趋势, 演变过程中表现出明显的阶段性和突变性。文献[14]采用Hilbert-Huang变换对雅鲁藏布江干支流上的10个水文站1956-2000年天然径流资料进行分析,探讨了雅鲁藏布江流域年径流变化的近似周期及其演变趋势,发现雅鲁藏布江干支流在20世纪60年代左右径流量较大,但在进入60年代中后期之后,年径流量呈逐渐减小的趋势,这种趋势在80年代附近达到极小值,此后径流量逐渐回升,并在90年代后逐渐进入相对丰水期。
关于雅鲁藏布江流域水循环特征和演变趋势尽管有着大量的研究,但是,基于近期最新水文气象观测,研究雅鲁藏布江流域气候变化背景下的径流变化特征和趋势,仍然是一个十分值得关注的研究课题。本文将利用雅鲁藏布江干流上中下游三个水文站的数据,对雅鲁藏布江流域径流变化特征和演变趋势进行分析研究。
2 径流年际变化特征
雅鲁藏布江干流上自上而下分布着奴各沙、羊村、奴下等水文站,其中奴各
2沙站在年楚河入雅江口的下游,积水面积106060 km;羊村站在拉萨河入雅江口
2的下游,积水面积151507 km;奴下站在尼洋河入雅江口的下游,积水面积191235 2km。
根据主要干流控制站奴各沙、羊村、奴下水文站,1960,2009年年平均流量观测资料统计分析得雅鲁藏布江流域年径流量年际变化统计见表1。
表1 雅鲁藏布江流域年径流量年际变化分析
Table 1 Analysis of the Interannual variation of annual runoff
1960,1969 1970,19791980,19891990,19992000,20091960,2009
平均年径流平均年径流平均年径流平均年径流平均年径流平均年径流站 名
838383838383量(10m) 量(10m) 量(10m) 量(10m) 量(10m) 量(10m) 奴各沙 188.84 160.01 136.08 151.72 174.74 162.28
羊 村 340.59 280.51 249.70 291.14 336.74 298.90 奴 下 662.61 574.90 527.91 588.15 642.70 597.96
83由表1可以看出,雅江奴下站多年平均径流量597.96×10m。,雅江流域上世纪60年代最丰、80年代最枯。
[15]采用Mann-Kendall秩次相关检验法、线性回归分析法对雅鲁藏布江主要控制站1960,2009的年平均流量系列进行统计分析,结果见表2和图1,图3。在表1中,M-K U表示Mann-Kendall秩次相关检验统计量U,Mann-Kendall倾斜度,具体定义如下。 ,
对时间序列(n为样本长度),定义Mann-Kendall秩次相关检验x,x,?x12n
统计量U如下:
S,1,,S,0,Var(S), (1)U,0,S,0,
S,1,S,0,Var(S),
n,1n
(2)S,Sgn(x,x),,kii,,11k,i
m
Var(S),[n(n,1)(2n,5),t(t,1)(2t,5)]/18 (3),jjjj,1
t其中m为“结”的总数,,j=1,2,?,m表示第j个“结”的宽度。当n增大时,j
,,0.05U很快收敛于标准正态分布。给定显著性水平,其双边正态分位数值
U,UU,1.96,当时,时间序列变化趋势显著。称统计量U为,/2,/2
Mann-Kendall秩次相关系数。还定义Mann-Kendall倾斜度如下:,
x,x,,ij,,,,Median,,j,i (4),,i,j,,
其中1,j,i,n,,0,,0。当时,表示上升趋势;当时,表示下降趋势。
表2 雅鲁藏布江主要控制站年平均流量系列趋势分析
Table 2 Long-term changes trend of annual average discharge
线性趋势 水文站 统计年份 M-K U M-K β 3((m/s)/a)
奴各沙 -0.93 -1.67 -1.46 1960-2009 羊 村 -0.16 -0.50 -0.21 1960-2009 奴 下 -0.47 -0.67 -1.32 1960-2009
1000
900y = -1.4604x + 3412.8
2 = 0.0202800R
-1700.s3600
500流量/m400
300
200
196019701980199020002010
年 份
年平均流量多年平均值线性 (年平均流量)
图1 奴各沙站年平均流量系列变化趋势
Fig.1 Changes trend of annual average discharge of Nugesha
1800
y = -0.2069x + 1358.516002 = 0.0001R1400-1
1200.s3
1000
流量/m800
600
400
196019701980199020002010
年 份
年平均流量多年平均值线性 (年平均流量)
图2 羊村站年平均流量系列变化趋势
Fig.2 Changes trend of annual average discharge of Yangcun
3000
y = -1.3273x + 4530.525002 = 0.0026R
-1.s32000
流量/m1500
1000
196019701980199020002010
年 份
年平均流量多年平均值线性 (年平均流量)
图3 奴下站年平均流量系列变化趋势 Fig.3 Changes trend of annual average discharge of Nuxia
由表2和图1,图3可知,雅鲁藏布江主要控制站年平均流量过程总体上略有下降趋势。M-K 统计量U=-0.16,-0.93,其绝对值没有超过显著性水平为α=0.05的双边正态分位数值1.96,因此主要控制站年平均流量过程下降趋势不显著。
为进一步探讨年径流丰枯变化的规律,首先作出最下游奴下站年径流量P-?型理论频率曲线,设小于25,为丰水年,大于75,为枯水年,频率在25,75,
33为中水年,计算得出丰水年与中水年的分界流量分别为2100m/s 和1610 m/s;年径流系列进行丰、中、枯分类,并绘图见图4。
丰水年
中水年
枯水年
195919621965196819711974197719801983198619891992199519982001200420072010
年 份
图4 奴下站丰水年枯水年出现过程 Fig.4 The process of wet year and dry year in Nuxia
由图4可以看出,1960,1981年,中水年和丰水年份较多;1982,1997年,中水年和枯水年份较多;自1998年以来,出现丰水年份的机会较多,出现中水年份的机会较少,只有2009年是枯水年。 3 径流年内变化特征
雅鲁藏布江主要控制站1960-2009年多年月平均流量见图5。由图5可以看出,径流量主要集中在汛期(7,9月),8月份径流量最大,上游代表奴各沙站2月份径流量最小,中游和下游代表站羊村、奴下站3月份径流量最小,三站径流量月最大值与月最小值的倍数分别为12.3、12.6和12.2。
1603m1408
120
100
80
60
40
20多年月平均径流量/10
0
123456789101112
月 份
奴各沙羊 村奴 下
图5 雅鲁藏布江主要控制站多年月平均流量
Fig.5 The average of many years of monthly runoff
为了进一步分析径流年内分配特征变化规律,采用不均匀系数Cu和7,9月占全年比例Cx来刻画径流年内分配特征,采用Mann-Kendall统计量U和倾斜度β、线性趋势提取发来分析Cu和Cx的变化趋势。其中年径流年内分配不均匀系数Cu定义如下:
,Cu,E
1222,,(W,E) (5) ,ii,1
121E,W,i12i,1
其中为各月径流量,i=1,2,…12。对下游奴下站径流年内分配不均匀系数Wi
系列和径流7,9月占全年比例系列进行统计分析,结果见表3、表4。由表3、表4可以看出,径流年内分配不均匀系数和7~9月占全年比例年际间变化较稳定。
表3 雅鲁藏布江主要控制站径流年内分配不均匀系数系列趋势分析
Table 3 Long-term changes trend of Cu
水文站 线性趋势 统计年份 M-K U M-K β
-0.6859 -0.0013 -0.0006 奴各沙 1960-2009
-1.3016 -0.0019 -0.0017 羊 村 1960-2009
-0.7499 -0.0007 -0.0007 奴 下 1960-2009
表4 雅鲁藏布江主要控制站径流7,9月占全年比例系列趋势分析
Table 4 Long-term changes trend of Cx
水文站 线性趋势 统计年份 M-K U M-K β
-0.1004 -0.0001 -0.00005 奴各沙 1960-2009
-0.8534 -0.0005 -0.0005 羊 村 1960-2009
-0.5603 -0.0003 -0.0003 奴 下 1960-2009
4年降水和蒸发变化趋势
采用Mann-Kendall秩次相关检验法、线性回归分析法对雅鲁藏布江上中下游代表站,1960,2009年年降水量、20cm蒸发皿蒸发量系列进行统计分析,结果见表5、表6。
表5 雅鲁藏布江代表站降水量变化趋势分析 Table 5 Long-term changes trend of annual precipitation
水文站 线性趋势 统计年份 M-K U M-K β
-1.79 -1.94 -2.16 奴各沙 1960-2009
-0.38 -0.53 -0.67 羊 村 1960-2009
1.07 0.99 0.99 奴 下 1960-2009
表6 雅鲁藏布江代表站蒸发量变化趋势分析 Table 6 Long-term changes trend of annual potential evaporation
水文站 线性趋势 统计年份 M-K U M-K β
6.2 31.55 27.89 奴各沙 1960-2009
1.06 5.07 5.17 羊 村 1960-2009
3.51 4.60 6.30 奴 下 1960-2009
由表5、表6可知,上、中游代表站年降水量呈下降趋势,下游代表站呈增加趋势,但均不显著;年蒸发量为显著增加趋势。 5 结 语
本文采用Mann-Kendall秩次相关检验法、线性回归分析法、丰中枯分类、不均匀性度量等方法对雅鲁藏布江上中下游控制站的年径流特性和年内分配特征以及年降水量、年蒸发皿观测系列进行了详细研究,结论如下:
(1)雅鲁藏布江上中下游控制站径流变化上世纪60年代最丰,80年代最
83枯,下游控制奴下站多年平均径流量597.96×10m。
(2)上中下游控制站的年平均流量过程总体上略有下降趋势,但不显著。
(3)下游控制奴下站为例,1960,1981年,中水年和丰水年份较多;1982,1997年,中水年和枯水年份较多;自1998年以来,出现丰水年份的机会较多,出现中水年的机会较少,只有2009年是枯水年。
(4)上中下游控制站平均径流量主要集中在汛期(7,9月),8月份径流量最大, 2月~3月份径流量最小,三站径流量月最大值与月最小值的倍数分别为12.3、12.6和12.2。径流年内分配不均匀系数和7~9月占全年比例年际间较稳定。
(5)上、中游代表站年降水量呈下降趋势,下游代表站呈增加趋势,但均不显著;年蒸发量呈显著增加趋势。
(6)雅鲁藏布江流域降水量和径流变化不显著,气温和蒸发呈明显增加趋
势。
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Change Character and Trend of Runoff in Yarlung Zangbo River Basin
1LuoZhu Ni-ma
(Hydrology Bureau of Tibet Autonomous Region, Lhasa 850000, China)
Wang Jian-qun , Xu Xing-yi
(College of Hydrology and Water Resources, Hohai University, Nanjing 210098,
China)
Abstract: In this paper, the change character of runoff, annual precipitation and the series of annual evaporation observed by evaporating dish are analyzed by using Mann-Kendall test and other methods in the Yarlung Zangbo River Basin. The most abundant annual runoff happened in the 1960’s, the 1980’s annual runoff is the most
inadequate/insufficient. There is little downward trend in the process of annual average discharge of the control stations at upstream, middle stream and downstream on Yarlung Zangbo river, but the decreasing trend is not significant. More normal years and wet years appeared from 1960 to 1981, more normal years and dry years appeared from 1982 to 1997. Since 1998, more wet years have appeared. The annual runoff volume almost concentrates in the flood season (July-September). The runoff volume is the largest in August and smallest in February and March, the largest monthly runoff is about 12 times the smallest monthly runoff. The inter-annual variation trend 0f the nonuniform coefficient of the annual runoff distribution is stable, the runoff volume from July to September accounting for the annual total runoff volume is also stable. The variation of the precipitation volume and runoff is not significant in Yarlung Zangbo River Basin, while there is a significantly increasing trend in the temperature and evaporation.
Key words: Climate Change; Qinghai-Tibetan Plateau; water Cycle; Runoff; Precipitation; Evaporation
雅鲁藏布江流域冰川分布和物质平衡特征及其对湖泊的影响
2010年 第 55卷 第 18期:1750~1756
www.scichina.com csb.scichina.com
英文版见 : Yao T D, Li Z G, Yang W, et al. Glacial distribution and mass balance in the Yarlung Zangbo River and its influence on lakes. Chinese Sci Bull, 2010, 55, doi: 10.1007/s11434-010-3213-5
论文
《 中国科学 》 杂志社 SCIENCE CHINA PRESS 专题 :青藏高原冰川退缩和对湖泊的影响
雅鲁藏布江流域冰川分布和物质平衡特征及其
对湖泊的影响
姚檀栋 ①② , 李治国 ①③ , 杨威 ① , 郭学军 ① , 朱立平 ① , 康世昌 ①② , 吴艳红 ④ , 余武生 ①
① 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重点实验室 , 北京 100085;
② 冰冻圈科学国家重点实验室 , 兰州 730000;
③ 中国科学院研究生院 , 北京 100049;
④ 中国科学院对地观测与数字地球科学中心 , 数字地球科学重点实验室 , 北京 100190
E-mail: tdyao@itpcas.ac.cn
2009-06-30收稿 , 2010-02-26接受
国家重点基础研究发展计划 (2005CB422004)、国家自然科学基金重大国际合作项目 (40810019001)、 BRAHMATWINN(FP6-036952)和西藏 自治区科技计划资助
摘要 雅鲁藏布江流域冰川正在强烈退缩并对湖泊过程产生了重大影响 . 通过对雅鲁藏
布江流域内冰川分布和大陆型冰川与海洋型冰川物质平衡变化的研究 , 指出近期流域内
冰川物质平衡呈强烈亏损状态 . 结合纳木错湖和然乌湖地区冰川湖泊变化研究 , 发现冰川
物质平衡强烈亏损特征对湖泊变化具有重要影响 , 主要表现为冰川融水对于近期湖泊面
积扩大和湖泊水位上升的补给作用 .
关键词
雅鲁藏布江流域 冰川分布
物质平衡
湖泊变化
雅鲁藏布江作为恒河的二级主干支流 , 发源于
喜马拉雅山北坡的杰马央宗冰川 , 全长 2057 km, 流
域面积 240480 km2, 介于 80°12′ ~97°38′ E, 27°26′ ~
28°54′ N. 雅鲁藏布江流出青藏高原后首先与布拉马
普特拉河汇流 , 然后在下游三角洲与恒河汇流 , 最后
注入印度洋的孟加拉湾 .
雅鲁藏布江是世界上平均海拔最高的河流 , 也
是中国主要的海洋型冰川分布区 . 雅鲁藏布江流域
共有冰川 10816条 , 冰川面积约 14493 km2, 冰储量
约 1293 km3(表 1), 占整个青藏高原冰川数量 (36918
条 ) 的 29%, 面积 (49903 km2) 的 29%和冰川储量
(4572 km3) 的 29%, 占中国冰川总数量、总面积和总
储量约为 23%, 24%和 23%, 占整个外流河区相应冰
川总量的 56%, 61%和 64%, 仅次于塔里木内流水系 ,
是中国冰川数量最多的外流水系 [1]. 流域内面积大于
100 km2的冰川共有 4条 , 分别为夏曲冰川、恰青冰
川、 那龙冰川和来古冰川 . 冰川编目记录的恰青冰川
长度为 35.3 km, 面积为 206.7 km2, 冰川末端低达
2900 m a.s.l., 是该流域内规模最大的冰川 .
本区冰川季节性融水对于下游水资源利用起到 重要的作用 . 大约有 5亿人口依靠恒河、 布拉马普特 拉河以及印度河这 3条河的水资源来用于农业和经 济活动 [2]. 而区域性的研究则显示 , 冰川面积不断萎 缩 , 冰川湖泊扩张 [3~9]. 目前的问题是 , 冰川湖泊遥 感研究仅能从面积变化上分析其时空变化 , 而对于 冰川储量及冰川消融总量的定量研究则较为困难 . 传统的方法是利用冰川物质平衡观测 , 在冰川表面 进行积累和消融观测 , 从而定量研究冰川消融量 , 进 而估算冰川水资源的变化及其对于径流和湖泊的影 响 . 过去对于本流域的物质平衡及消融鲜有涉足 , 从 而限制了对于冰川补给作用的了解 [10,11]. 本文以雅 鲁藏布江流域为研究对象 , 侧重分析研究雅鲁藏布 江流域内冰川分布特征 , 同时选取两种不同类型的 冰川作为研究对象 , 阐明近期冰川物质平衡变化的 主要特点 , 进而估算冰川物质平衡变化对于冰川补 给湖和冰川末端湖的影响 .
论 文
1 冰川分布及其特征
中国冰川编目 [1]中将雅鲁藏布江流域划分为康 布麻曲等 10个支流域 . 需要特别说明两点 . 第一 , 纳 木错湖区虽然是一个封闭湖盆 , 在流域划分上不属 于雅鲁藏布江流域 . 但在本文研究中 , 因为要研究冰 川物质平衡对湖泊的影响 , 而纳木错正好是受雅鲁 藏布江流域冰川补给的一个典型内陆封闭流域 , 因 此给予其特殊考虑 . 纳木错流域在冰川编目时 , 冰川 数目为 253条 , 冰川面积约 204 km2. 帕隆藏布流域 发育有冰川 1378条 , 冰川面积 2703.74 km2(图 1和表 1). 第二 , 在冰川编目中 , 帕隆藏布是易贡藏布的一 条支流 , 但本文要特别研究易贡藏布上游来古冰川 对其末端湖的影响 , 因此从易贡藏布流域单独划分 出帕隆藏布 (图 1和表 1).
从冰川形态及分布规律来看 , 雅鲁藏布江流域 悬 冰 川 和 冰 斗 -悬 冰 川 的 数 量 最 多 , 占 全 流 域 的 52.4%, 冰斗冰川、冰斗 -山谷冰川和山谷冰川分别占 30%, 11.7%和 5.9%, 平顶冰川只有 4条 . 76%的冰川 面积小于 1 km2, 大于 10 km2的冰川只有 219条 . 本 区冰川分布特征表现为 : 面积大的冰川数量比例小 , 面积小的冰川数量比例大 (图 2).
从本流域内冰川分布的坡向来看 , 雅鲁藏布江 流域的大冰川主要集中在南坡、 东南坡、 东坡和西南 坡坡向上 . 从冰川数量看 , 雅鲁藏布江流域冰川朝向 为北、东北和西北的冰川共计 6053条 , 占总数量的 56%, 但冰川面积为 7260 km2, 仅占总冰川面积的 50%(表 2); 而南、 东南、 西南和东朝向的冰川条数只 有 3851条 , 占流域冰川总条数的 36%, 但面积为 6361.55 km2, 占流域冰川总面积的 44%; 从冰川的 平均面积看 , 东南朝向的冰川平均面积达 2.45 km2, 西朝向的冰川平均面积只有 0.96 km
2
.
冰川分布面积
图 1 雅鲁藏布江流域冰川分布示意图
据施雅风等人 [1]
表 1 雅鲁藏布江流域各支流冰川分布
河流名称 冰川条数 冰川面积 /km2冰储量 /km3平均面积 /km2平衡线高度 /m a.s.l.
康布麻曲 25 47.30 4.00 1.89 5330~5630
洛扎雄曲 853 1083.26 84.55 1.27 4850~6323
西巴霞曲 649 768.70 57.69 1.18 5040~5950
央朗藏布 418 531.23 45.03 1.27 3390~5610
羊卓雍湖 144 229.85 26.02 1.60 5480~6300
年楚河等 932 1155.08 97.58 1.24 5170~6460
多雄藏布 1615 788.84 35.08 0.49 5510~6070
拉萨河等 1920 1672.06 113.81 0.86 4420~6040
易贡藏布 1724 3909.69 444.08 2.27 3370~5490
察隅河等 905 1399.25 106.85 1.55 3800~5480
帕隆藏布 1378 2703.74 268.33 1.96 3560~5980
纳木错 253 204.31 11.04 0.81 5720~5860
合计 10816 14493.31 1293.07 1.38 3370~6460
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图 2 雅鲁藏布江流域冰川数量、面积与储量的分布
的朝向差异充分说明了印度季风影响的重要性 .
同时 , 冰川平均平衡线的海拔高度也在印度季 风影响的坡向最低 . 对雅鲁藏布江流域 10816条冰川 的雪线分析表明 , 平衡线的高度变化在 3370~6460 m a.s.l. 之间 , 呈从西到东递低趋势 (图 3). 雪线最高的 冰川为年楚河流域编号为 5O251A0010冰川 , 最低的 为帕隆藏布流域编号为 5O281B0550的冰川 . 通过分 析各朝向冰川雪线的分布趋势 , 东向和南向的冰川 平均雪线低于本区平均雪线超过 100 m(表 3). 这种 与北半球大部分山地冰川雪线南北坡分布完全相反 的特征 , 也说明了印度季风降水的重要影响 .
2 冰川物质平衡特征
物 质 平 衡 是 冰 川 表 面 积 累 量 与 消 融 量 的 代 数 和 [12], 反映了冰川表面单位面积上相对于上一个冰 川物质平衡年末冰面的平均升降变化状况 . 因此 , 零 平衡线是冰川响应气候变化最敏感的指标 , 也是研
究冰川与其他过程相互作用的关键指标 . 关于物质 平衡的计算 , 一般是根据野外观测资料 , 分别计算出 各测点的纯积累量和纯消融量 [13], 将计算结果标在 大比例尺的冰川图上 , 绘制冰川积累和消融等值线 图或用等高线法 , 从图上确定出冰川零平衡线高度 , 分别量测出每相邻两等值线或等高线间的积累和消 融面积 , 然后逐步计算出整个冰川的纯积累量和纯 消融量以及物质平衡 . 刘潮海等人 [14]和蒲健辰等 人 [15~17]对不同冰川物质平衡的研究表明 , 用等值线 法和等高线法计算出的结果很接近 , 而且后者较前 者更简便 . 因此 , 我们对物质平衡的计算也采用较为 简便的等高线法计算 . 据此 , 整个冰川的物质平衡 (B ) 为 cp
p ap
p B C A S
c S
a =+=
+
∑∑, 式中 , C 为纯积
累量 ; A 为纯消融量; S cp 和 S ap 分别为积累区和消融 区相邻两等值线或等高线间的投影面积 ; c p 和 a p 分别 为平均积累深度和平均消融深度 . 本研究中采用花 杆观测单点物质平衡
:
b n
=b i +b s +b si , 其中 b n , b i ,
图 3 雅鲁藏布江流域雪线高度随经度的变化
表 2 雅鲁藏布江流域各朝向冰川分布
冰川朝向 冰川条数
冰川面积 /km2
冰储量 /km3
平均面积 /km2
平衡线高度 /m a.s.l.
北 1665 2180.46 194.54 1.31
3390~6185 西 912 871.70 54.13 0.96
4290~6300
西北 2073 2164.97 160.40 1.04 3370~6130 东 979 1443.58 143.60 1.47 3800~6070 南 760 1068.81 81.84 1.41
3800~6460
东南 1075 2629.93 331.29 2.45 3710~5990 西南 1037 1219.23 86.30 1.18 3850~6040 东北 2315 2914.63 240.96 1.26 3640~6323 合计
10816 14493.31 1293.07
1.38
3370~6460
表 3 雅鲁藏布江流域各朝向冰川平均雪线之差值
朝向
东 北 东北 西北 南 东南 西南 西 各朝向平均雪线高度 /m 5240 5338 5400 5378 5239 5306 5342 5343
与平均雪线的差值 /m
?104 ?6 +56 +34 ?105 ?38 ?2 ?1
1753
论 文
b s 和 b si 分别代表为单点物质平衡、冰川冰、积雪和 附加冰平衡值 . 整个冰川的物质平衡 (B n ) 通过不同高 度的面积加权计算 : n j j B b S =∑, b j 和 S j 分别为不同 高度区间的净物质平衡和等高线间投影面积 . 利用
公式 1000B
h S
=×, 可以得到冰川物质平衡更为直观
的水当量 (mm w.e.). 式中 h 为水当量高度 (mm w.e.),
B 为冰川的物质平衡 (m3), S 为冰川的总面积 (m2
).
在雅鲁藏布江流域 , 两类冰川的物质平衡变化 是有代表性的 . 第一类是大陆性冰川 , 第二类是海洋 性冰川 . 这两类冰川变化的不同特征对冰川补给的 湖泊影响也是不同的 . 因此 , 我们分别考虑两类不同 性质的冰川来研究其物质平衡过程与特征 .
我们所研究的大陆型冰川是扎当冰川 , 位于念青 唐古拉山主峰的东北坡的纳木错湖上游 (30°28′ 34″ N, 90°38′ 43″ E), 冰川朝向北西北 . 该冰川长 2.5 km, 面积 1.98 km2, 多年平均雪线为 5800 m a.s.l., 冰川末端 5500 m a.s.l., 在冰川编目中 , 属于大陆型冰川 . 此冰 川的第一次观测始于 2005年 8月 30日 , 当时观测和
计算的结果是代表 2005/2006年物质平衡的值 , 物质 平衡量为 ?6.1470×106 m 3, 相当于 ?1576 mm w.e.最近 根据 2007年 9月 18日 ASTER 卫星遥感影像 , 重新计 算了该冰川面积 , 并重新计算了 2005/2006年该冰川 的物质平衡为 ?1143 mm w.e., 小于周广鹏等人 [18]的 计算结果 . 尽管两者有计算值的差异 , 但都表明该冰 川处于较大负平衡 , 也揭示了该冰川处于强烈的退 缩状态的原因 .
我们所研究的海洋型冰川是位于岗日嘎布山脉 帕隆藏布源头的 6条冰川 (分别为帕隆 4号、 10号、 12号、 94号和德木拉冰川 ) 及波密附近的 24K 冰川 . 对 这 6条冰川近 3年来物质平衡的研究表明 , 虽然存在 着年际间的差异 , 但都呈现负平衡状态 . 从这 6条冰 川的物质平衡看 , 冰川物质平衡与冰川面积间有一 种负相关关系 , 即冰川面积越小 , 冰川物质亏损相对 越大 . 大冰川物质亏损相对较小 , 可能是由于大冰川 拥有较大的积累面积 , 因此可以延伸到较高海拔的 地区从而获得更多降水 . 对于面积较小的冰川来讲 , 由 于 积 累 区 面 积 很 小 或 者 根 本 没 有 积 累 区 , 冰 川
表 4 扎当冰川物质平衡计算结果
纯积累
纯消融 物质平衡
冰川 名称
冰川面 积 /km2
观测年
零平衡
线高度 /m
积累区面 积 /km 2 积累量 /104m 3 积累深 度 /mm 消融区面
积 /km 2 消融量 /104m 3
消融深 度 /mm 净平衡量 /104m 3 平均值 /mm w.e. 消融区面积 所占比例 (%) 2005/2006 5840 0.144 10.5 722 1.642 ?214.6
?1307?204.1 ?1143 92 2006/2007 5780 0.355 32.2 905 1.431 ?182.0?1272?149.8 ?838 80 扎当 1.79
2007/2008 5640 1.428 60.3 422 0.358 ?23.1
?645
37.2
208
20
表 5 藏东南帕隆藏布流域 6条冰川的物质平衡值 (单位 : mm w.e.)
纯积累
纯消融
物质平衡
冰川 名称
冰川 面积 /km2
观测年
零平衡 线高度 /m
积累区面 积 /km2 积累量 /104m 3 积累深度 /mm 消融区面 积 /km2 消融量 /104m 3 消融深度 /mm 净平衡量 /104m 3 平均值 /mm w.e. 消融区面积所 占比例 (%)
94号 2.51 2005/2006 5412
0.52 41.0 793 1.99 270.5
1356
?229.5 ?913 80 2006/2007 5333 1.08 47.2 437 1.43 110.9 775 ?63.7 ?254 60 2007/2008 5423 0.50 45.6 910 2.01 316.3 1573 ?270.6 ?1078 80 12号 0.21 2005/2006 0.00 0.0 0 0.21 30.4 1449 ?30.4 ?1449 100 2006/2007 0.00 0.0 0 0.21 22.1 1050 ?22.1 ?1050 100 2007/2008 0.00 0.0 0 0.21 29.6 1410 ?29.6 ?1410 100 10号 2.04 2005/2006 5429 0.66 126.9 1917 1.38 264.7 1918 ?137.8 ?675 70 2006/2007 5419 0.72 184.4 2547 1.31 242.0 1847 ?57.6 ?283 60 2007/2008 5445 0.63 149.0 2350 1.41 270.0 1917 ?121.0 ?593 70 4号 11.71 2005/2006 5452 5.47 575.9 1053 6.24 1431.0 2292 ?855.1 ?730 50 2006/2007 5341 6.34 1175.3 1854 5.37 1186.7 2210 ?11.4 ?10 50 德木拉 a)
0.47 2006/2008 0.00 0.0 0 0.47 66.6 1416 ?66.6 ?1416 100 24K 2.74 2007/2008 0.00 0.0
0 2.74 333.9
1219
?333.9
?1219
100
a) 德木拉冰川物质平衡为 2006/2008年间的平均值
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的净积累量很少或者根本没有 . 因此 , 这些冰川显示 出强烈的负物质平衡值 . 如 12号冰川负值较大 , 平 均值约为 ?1.3 m w.e. 12号冰川如此大物质亏损的主 要原因是由于其较小的面积及其特殊的面积 -海拔分 布所致 . 这条冰川分布在 5120~5300 m a.s.l.范围内 , 南支冰川面积仅为 0.21 km2. 如此低的面积 -海拔分 布和较小的面积必然导致强烈的冰体消融及有限的 物质积累 , 从而致使其具有较大的物质亏损 . 24K冰 川是一表碛覆盖型冰川 . Yang等人
[19]
认为 , 24K冰川
消融强烈的主要原因是由于冰川表面被一层较薄的 表碛覆盖 , 因此会减小冰面反照率和增加短波辐射 的吸收 , 从而导致冰川强烈消融 .
3 冰川物质平衡变化对湖泊的影响
雅鲁藏布江流域湖泊的分类 , 也牵涉到整个青 藏高原湖泊的分类 . 由于冰川的存在和影响 , 青藏高 原湖泊的分类也需要细化 . 首先上是冰川的存在产 生了依附于冰川的湖泊类型 (湖泊和冰川接触 ), 可称 之为冰川湖 , 主要有冰面湖和冰川末端湖两类 , 偶尔 也出现冰下湖 ; 其次是不依附于冰川的湖泊类型 (湖 泊不和冰川接触 ), 可称之为非冰川湖 , 视其是否受 冰川影响也可分为两类 , 即冰川补给湖和非冰川补 给湖 . 因此 , 笼统地将冰川湖的两类与非冰川湖的两 类合在一起 , 就有冰面湖、冰川末端湖、冰川补给湖 和非冰川补给湖 . 雅鲁藏布江流域的冰川补给着大 量的各种类型的湖泊 . 纳木错这一高原面 (4500 m a.s.l.) 上最大的湖泊就受到念青唐古拉冰川的补给 . 因此 , 通过解剖纳木错研究冰川物质平衡变化对冰 川补给湖的影响具有重要的意义 . 20世纪 70年代纳 木错湖面面积为 1941 km2, 现在湖泊面积已扩大到 1982 km2以 上 [20], 介 于 90°16′~91°03′E, 30°30′~ 30°55′N 之间 (图 1), 纳木错流域面积达 10610 km2, 跨越范围 89°21′~91°23′E, 29°56′~31°7′N. 对于这样 一个高原大湖湖面面积增大原因的澄清 , 将有助于 对整个青藏高原水循环过程特征的理解 . 其次 , 纳木 错湖虽是一个冰川径流补给湖 , 但补给比例并不大 . 根据冰川编目结果 [1], 流域东南部发育现代冰川 253条 , 冰川面积约 204 km2, 冰川冰储量 11 km3. 也就是说 , 冰川面积约占整个湖泊面积的 11%, 占流域面积的比 例更小 , 约 2%. 由于这些冰川的融水流经短距离的 山前地带呈辫梳状直接注入纳木错湖 , 冰川物质平 衡过程 (和冰川径流过程 ) 如何影响青藏高原冰川补
给湖的变化 , 也许可以从纳木错流域破解 .
近年来针对纳木错湖开展了多方面的研究 [20~24]. 其中一个热点问题就是现代冰川退缩对纳木错湖泊 的现代过程影响有多大 . 鲁安新等人 [20]和 Wu 等人 [21]都在研究中肯定了纳木错湖近期的湖水位上升和湖 泊面积扩大的特征 . 朱立平等人 [23]认为 , 虽然冰川 融水年径流补给在整个纳木错湖泊年入湖水量中所 占比例不大 (不到 10%), 或者说降水量补给是年入湖 水量的主要组成部分 , 但由于近期冰川融水增加剧 烈和冰川融水径流蒸发损失少的特点 , 近期纳木错 湖泊面积扩大是冰川融水和降水二者共同作用的结 果 . 根据他们的研究 , 1970~2004年 , 纳木错湖水量 增加使 1970年时的湖泊水位上升约 3 m(图 4).
由于水文过程的复杂性 , 不可能完全准确地计 算冰川的贡献 , 但目前的物质平衡研究结果可以作 估算的基础 . 冰川可以通过 3个途径对湖水量增加做 出贡献 . 最重要的途经是冰面融化产生的融水 , 其次 是冰川末端退缩时产生的融水 , 同时还有冰川底部 融化产生的融水 . 作为保守计算 , 我们对以上 3个途 径产生的冰川融水量 , 都取最低值 . 对于冰面融化一 项 , 我们取物质平衡平均量 ; 对冰内融水一项 , 我们 没有观测值 , 暂取 0; 由于从冰川末端到湖泊距离较 短 , 蒸发对冰川融水径流的影响可以忽略不计 . 对冰 川末端退缩一项 , 我们取 1970年和 2004川面积、采用朱立平等人 [23]算冰川体积的经验公式
V =0.042S 1.3565,
分别计算 1970年时的冰川储量和 2004年时的冰川储 量 , 并取 2个时期的差值即可 . 朱立平等人 [23]计算 , 1970~2004年纳木错冰川面积减少了 30.72 km2. 同 期内湖泊面积增加了 95.38 km2. 关于冰川物质负平 衡贡献 , 取表 4中 2005/2006和 2006/2007两年的平 均值约 ?990 mm w.e. 由此 , 可以估算出冰川物质负 平衡过程中的冰面消融对纳木错湖水位上升的贡献 超过 40%. 朱立平等人 [23]估算 , 1970年以来冰川面积 减少产生的冰川融水对湖水位上升的贡献可达 60%. 因此 , 我们认为冰川物质平衡对纳木错湖水位上升 和湖水面积扩大 , 起了关键作用 , 在湖水位升高的 3 m中 , 冰川负物质平衡的贡献超过 1.5 m, 或者说 冰川负物质平衡过程的贡献超过湖水位总上升量的 50%.
1755
论
文
图 4 纳木错流域内所有湖泊面积 (a)、纳木错湖泊面积 (b)和
流域内冰川面积 (c)自 1970年以来不同时间段的变化
冰川物质平衡变化对冰川末端湖的影响可通过 然乌湖流域的冰川末端湖进行研究 . 然乌湖不是封 闭湖 . 因此理论上讲 , 随着来水量增大不会出现湖泊 面积扩大的过程 . 但此湖比较特殊 . 首先 , 汇入湖中 的河流均源于周围山脊上的冰雪前缘 , 湖内局部地 区水很深 , 湖泊两岸呈槽谷状 , 湖底为冰川刨蚀而成 , 湖泊出口处为堰塞湖结构 . 前人的研究认为 , 大约在 200年前 , 现今出口处右岸发生过山体崩塌 , 因堆积 物堵塞河道形成湖泊 [24]. 但根据我们野外观测的结 果 , 此处堵塞河道的 “ 山体崩塌物 ” 应该是当年冰川 后退遗留的冰碛物 . 因此 , 然乌湖是由冰川堆积物形 成 , 而非山体崩塌 . 目前没有该湖 1970年以来 30多 年的详细资料 , 但根据然乌湖流域的地形图数据和 各期遥感影像数据研究 , 近 25年来然乌湖流域湖泊 面积逐年增加的事实是明确的 : 1980年湖泊面积为 29.79 km2, 到 2005年面积增加到 33.27 km2, 湖泊面 积增加了 3.48 km2, 增加比例为 11.68%; 1980~1988年 , 湖 泊 面 积 增 加 了 0.86 km2, 增 加 比 例 为 2.89%; 1988~2001年 , 湖泊面积增加了 1.56 km2, 增加比例 为 5.09%; 2001~2005年 , 湖泊面积增加了 1.06 km2, 增加比例为 3.29%. 由此可见 , 然乌湖流域湖泊面积 呈加速扩大的趋势 . 根本原因是伴随着冰川物质亏 损加剧 , 大量冰川融水汇入湖泊 . 由于然乌湖冰碛物 堆积的堤坝较高 , 流出然乌湖的水量只能通过冰碛 物各砾石间的缝隙流到下游 . 随着冰川物质亏损加
大和上游来水量的加大 , 仅靠砾石间间距通过的水 量已不足以分流上游来水量 , 因此导致湖泊面积扩大 .
来古冰川 (雅弄冰川 ) 面积 191.45 km2. 其末端湖 (冰碛湖 ) 的扩张是近年来冰川物质不断亏损的例证 . 伴随着来古冰川强烈的物质亏损以及由此导致的冰 川强烈退缩 , 冰川面积缩小 , 但湖泊面积增大 . 1980年时 , 末端湖面积只有 0.42 km2, 1991年时增大到 0.71 km2, 2000年时增大到 2.22 km2, 2005年时更增 加到 2.55 km2. 在 1980~2005年间 , 该湖泊面积扩大 了 5倍多 (图 5). 表 5中 94号冰川的平均消融深度约 为 1234 mm w.e., 若取来古冰川的 60%为夏季消融 区 , 那么该冰川的冰川融水量为 1.4×108 m 3. 若按辛 晓东等人 [7]提出的 1980年以来此流域冰川面积平均 减小约 6%的数据 , 那么来古冰川过去 20多年来消 失冰川部分贡献的水量可达到 0.14×108 m 3. 只是由 于来古湖本身和下游的然乌湖是半外流湖 , 额外的 来水量可部分地排泄到下游 , 因此冰川湖面积增大 仍在一定范围之内 . 如果是封闭湖泊 , 则这一地区负 物质平衡过程的作用远大于纳木错湖区 .
4 结论
印度季风的影响导致雅鲁藏布江流域内迎风坡 的冰川密集分布
,
冰川雪线高度也在印度季风影响
图 5 1980~2005年然乌湖流域雅弄冰川末端退缩及其冰碛
湖泊面积扩大
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强烈地区呈现降低趋势 . 近期雅鲁藏布江流域两种 不同类型的冰川 , 即大陆型冰川和海洋型冰川均呈 现较强的物质亏损 , 而且面积小的冰川的物质亏损 比面积大的冰川的物质亏损更强烈 . 冰川物质的负 平衡状态导致冰川补给湖和冰川末端湖的过程发生
变化 . 在纳木错和然乌湖地区、 特别是来古冰川末端 湖 , 近几十年来湖面积的增大与冰川负物质平衡状 态加剧、 冰川融水对于湖泊的补给过程加强有直接关 系 . 我们的估算说明 , 近期冰川物质亏损是这些湖泊 面积扩大及湖水水位上涨的重要原因 .
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