中国天山冰川区降水_积雪pH和电导率季节变化特征分析
中国天山西部森林积雪物理特性研究的开题报告
中国天山西部森林积雪物理特性研究的开题报告
一、选题背景与研究意义
中国天山西部地区地处高寒山区，森林覆盖率高，积雪常年不化，
是我国极不适宜人居及开发的区域之一。
因此，在探究中国天山西部森
林积雪物理特性的基础上，可以更好地了解该地区的生态环境及自然资
源状况，从而进一步制定合理的区域开发方案，实现生态、经济、社会
协同发展。
二、研究内容和方法
1.研究内容
本次研究主要围绕中国天山西部森林积雪物理特性展开，具体内容
包括：
（1）森林积雪期间的形态组成及分布特征；
（2）森林积雪物化特性及稳定性；
（3）森林积雪时空变化规律。
2.研究方法
本次研究采用综合性的研究方法，主要包括以下步骤：
（1）采用卫星遥感技术获取森林积雪皮层及基础层厚度数据；
（2）采用物理化学方法，对积雪性质进行分析；
（3）采集实地数据，综合考虑地形、气候和人类活动等因素，建立森林积雪时空变化模型；
（4）利用遥感与实测数据建立森林积雪覆盖与时间序列的关系模型，研究森林积雪的时空变化。
三、预期成果及意义
1.预期成果
（1）掌握中国天山西部森林积雪形态组成及分布特征；
（2）研究积雪物化特性及稳定性，认识森林积雪在生态系统中的作用；
（3）建立森林积雪时空变化模型。
2.研究意义
（1）为中国天山西部地区森林资源合理开发提供科学依据；
（2）探究并了解中国天山西部森林积雪物理特性及其时空变化规律，提高对我国高寒山区生态环境的认识，为中国生态建设和环境保护提供
参考；
（3）为今后类似研究提供数据和方法支持，丰富高寒山区的生态学研究成果，扩大其在学术界的影响。
乌鲁木齐不同相态级别降水的变化特征分析
乌鲁木齐不同相态级别降水的变化特征分析乌鲁木齐是中国西北地区的重要城市，位于新疆维吾尔自治区北部。
由于受到地理位置和气候的影响，乌鲁木齐的降水情况呈现出明显的季节性和年际变化。
本文将对乌鲁木齐不同相态级别降水的变化特征进行分析。
乌鲁木齐的降水主要表现为夏季多雨、冬季少雪的特点。
夏季是乌鲁木齐的雨季，主要是由于温度和湿度的升高，导致了较为明显的对流运动，产生了大量的降水。
冬季由于乌鲁木齐地区气温较低，降水变为雪或雨夹雪的形式，降雪量相对较少。
而春季和秋季的降水相对较少，表现为干旱的季节。
乌鲁木齐的不同相态级别降水在时间和空间上有着差异。
在时间上，乌鲁木齐的降水主要集中在7月和8月，占全年降水量的四分之一以上。
其次是6月和9月，降水量相对较少。
在空间上，乌鲁木齐的降水主要分布在城市的西部、南部和东部，而北部地区降水量相对较少。
这是由于受到天山山脉的阻挡，在天山山脉背风处形成了乌鲁木齐盆地，使得降水集中在盆地的周边地区。
乌鲁木齐不同相态级别降水的年际变化较大。
过去几十年的降水观测数据显示，乌鲁木齐的降水量呈现出一定的年际变化。
2008年和2013年是乌鲁木齐较为干旱的一年，降水量较少。
而2010年和2016年则是降水较多的一年，降水量超过了历史均值。
这种年际变化可能与气候系统交互作用的影响有关，需要进一步的研究来确定具体原因。
乌鲁木齐的不同相态级别降水具有明显的季节性和年际变化特征。
夏季是乌鲁木齐的雨季，冬季降水以雪或雨夹雪形式为主。
乌鲁木齐的降水主要集中在7月和8月，且空间分布不均匀。
乌鲁木齐的降水量具有一定的年际变化，其中2008年和2013年较为干旱，2010年和2016年降水较多。
这些变化特征对于乌鲁木齐气候和水资源的管理具有重要的参考价值。
天山地区气候平均降水的精细化分布及计算
天山地区气候平均降水的精细化分布及计算摘要：利用天山地区气象观测站降水资料和DEM数据，结合回归分析法，分析了气候平均年和月降水与地理地形参数的关系，结果显示：天山地区气候平均降水量与测站的海拔、纬度、坡度显著相关。
建立了降水量与地理地形参数的关系模型。
拟合结果表明：．基于降水量与地理地形参数的关系模型，利用高分辨率ＤＥＭ资料，扩展得到了天山地区１００ｍ×１００ｍ精细化分布的气候平均年降水量和各月降水量．结果表明，精细化分布的降水量场能够表现出更多与地形和地势有关的细节，这是只利用气象测站资料的分析结果所不能反映的，在天山地区平均降水量空间精细化分布基础上，南疆地区的降水量（）多与北疆（）地区，按照天山地区面积5.7×105 ｋｍ２计算，其气候平均年降水总量约为１５０．６×１０８ｍ３，降水主要集中在５－９月．关键词：天山地区；ＤＥＭ；降水精细化分布；降水总量引言支撑生命存在的最重要的物质是水，而降水作为水循环中的重要环节之一，在测量其全球降水过程中因其降水时空变化很大而显得相当困难。
同时，降水作为分布式水文模型的重要输入参数，尤其是在流域产汇流计算时，更需要流域降水量的时空分布资料[1]；对于处在干旱半干旱地区的西北，自2001年和2000年来，沙尘暴急剧增加，面对严峻的土地沙漠化及环境退化，水资源短缺问题已成为全国人民关注的焦点[2]。
水资源的多少不仅关系着工农业生产的发展，更是国家经济命脉的基础物质。
天山地区地形条件十分复杂，地形是影响局地降水时空变化的重要条件[3],而对天山地区平均降水量的精细化分布及计算，也是对水资源合理利用的分配标准。
但由于天山山区气象水文站点稀少且降水区域分布不均匀, 使其对降水空间精细化分布的了解成为需要解决的难点问题[4]；相应的，许多学者也在天山地区气候降水的空间分布各方面做了大量的研究（）；研究显示：天山地区的年降水量主要集中在北坡（500mm-700mm）），北坡多于南坡,就降水变率来讲，南坡的降水变率Cv大于北坡[5]，总体而言降水量的分步呈现出自西向东逐步递减的趋势，自山区外围向中心递减的规律[6]，受地形的影响，降水与海拔有很大的关系，在一定范围，二者呈现正相关，其中，天山南坡的降水随海拔的升高增加明显。
中国天山高寒植被物候对积雪物候变化的响应
中国天山高寒植被物候对积雪物候变化的响应植被物候是指植物的生命周期中不同阶段的可观察特征，如吐花、结果、叶片颜色变化等。
积雪物候是指在季节性积雪遮盖区域内，积雪的开始和结束时间，以及积雪深度等因素的变化。
中国天山高寒地区是一个典型的季节性积雪区域，其高寒植被的物候对积雪物候变化具有敏感响应。
本文将探讨。
高寒地区的积雪始于冬季，持续至春季融化。
在积雪季节，积雪对植被生长有着重要的影响。
起首，积雪能够提供保温效果，降低了植物受低温冻害的风险。
其次，积雪能够阻挡植物的日光照耀，减缓了光合作用的速率，使植物的生长速度变慢。
此外，积雪的厚度和遮盖时间对植物的生长和发育也有着深遥的影响。
探究表明，积雪物候的变化对高寒植被物候有着显著的影响。
起首，积雪遮盖时间的延长会导致植物生长季节的缩短。
由于积雪的遮盖，植物的生长开始时间被推迟，而结束时间则相对提前。
植物在短暂的生长季节内需要完成生长和繁殖的过程，因此，生长季节的缩短会对植物的生态适应能力和生产力产生影响。
其次，积雪的厚度变化也会对高寒植被物候产生一系列影响。
积雪遮盖的厚度决定着植物在冬季逆境中的生存能力。
过厚的积雪遮盖会导致植物受压抑，难以完成光合作用和呼吸作用。
而较薄的积雪遮盖则对植物的生长有利，能够提供适合的保温柔保湿条件。
此外，积雪物候的变化也会对植物的性别比例产生影响。
一些探究表明，延迟的积雪融化使植物的雄性特征较强，而较早的积雪融化使植物的雌性特征较强。
这种性别比例的改变对植物繁殖有着重要意义。
总结起来，中国天山高寒植被物候对积雪物候变化呈现出敏感响应的特点。
积雪遮盖时间的延长和积雪厚度的变化会对植物的生长季节、生态适应能力、生产力和性别比例等产生影响。
这些影响最终可能对整个生态系统的稳定性和生态系统服务功能产生深遥的影响。
因此，对于天山高寒地区的生态保卫和管理，应该思量到积雪物候变化与植被物候的内在联系，进一步深度探究高寒植被对积雪物候变化的适应机制，以及其对气候变化的响应，为生态环境保卫和可持续进步提供科学依据综上所述，天山高寒植被的物候对积雪物候变化表现出敏感的特点。
冰川地理知识汇总
冰川地理知识冰川地貌在高山和高纬地区，气候严寒，年平均温度在0℃以下，常年积雪，当降雪的积累大于消融时，地表积雪逐年增厚，积雪逐渐变成粒雪，再由粒雪变成微蓝色的冰川冰。
冰川冰受自身重力作用或冰层压力作用沿斜坡缓慢运动，就形成冰川。
地表经受过冰川强烈的塑造，形成一系列冰川地貌。
一冰川和冰川作用1雪线雪线：在高山和高纬地区，地表年降雪的积累量和年消融量相等的界线。
（常年积雪区的下界）雪线示意图山区的积雪面积和高度随季节变化，冬季积雪区扩大，积雪高度下降。
夏季积雪区缩小，积雪高度上升。
在雪线以上为多年积雪区，雪线以下为季节积雪区。
（雪线的高度是寒冷气候地貌的一条重要界线，冰川形成在雪线以上，一个地方的高度如果低于该区的雪线高度，就不能形成冰川。
）决定雪线高度的主要因素：温度形成多年积雪，首先取决于近地面空气层的温度是否长期保持在0℃以下。
气温影响雪线高低示意图气温随高度和纬度而变化，低纬雪线位置较高，高纬雪线位置较低。
从低纬向高纬的雪线高度变化并不是一条直线，还受降水量多少的影响。
降水量地球上雪线位置最高不在赤道，而在南北半球的副热带高压带。
迎风坡降水多、雪线低背风坡降水少，雪线高绘图 | 李双福赤道附近降水量多，副热带高压带降水量较少，但这两个地区的温度对雪线的影响不如降水量影响大，所以赤道附近的雪线高度要比副热带高压带低。
南美洲赤道与回归线附件雪线高低示意图地形（坡形、坡向）在同一朝向的山坡，缓坡较陡坡更易积雪而雪线降低。
不同坡度积雪示意图坡向主要影响降水和日照而使雪线高度变化。
如喜马拉雅山南坡雪线高度为4400-4600m，北坡为5800-5900m，这是因为高大的山体阻挡了从印度洋来的气流，在南坡降水量多，雪线位置低，北坡降水量少，雪线位置高。
喜马拉雅山南北坡雪线高度示意图另外，在北半球大陆性较强的地区，南北山坡降水量变化不大的山地，南坡雪线比北坡雪线要高，因为南坡向阳，融雪快，雪线位置高，北坡背阳，融雪慢，雪线位置低。
2000_2006年中国天山山区积雪时空分布特征研究_窦燕
文章编号:1000-0240(2010)01-0028-072000—2006年中国天山山区积雪时空分布特征研究 收稿日期:2009-08-31;修订日期:2009-10-23 基金项目:国家重点基础研究发展计划(973计划)前期专项(2009CB426309)资助 作者简介:窦燕(1981—),女,新疆乌鲁木齐人,2006年在中国科学院新疆生态与地理研究所获硕士学位,现为博士研究生,主要研究干旱区积雪及融雪径流方面研究.E -mail :douyan129@窦 燕1,2, 陈 曦1, 包安明1, 李兰海1(1.中国科学院新疆生态与地理研究所,新疆乌鲁木齐830011;2.中国科学院研究生院,北京100049)摘 要:以中国境内天山山区为研究区,基于2000—2006年的遥感积雪产品积雪分布时间序列趋势和空间分布特征,对积雪分布的年际变化趋势、积雪分布随海拔的变化趋势、积雪频率以及积雪雪线高度的年变化进行了分析.结果表明:1)积雪经历从秋季开始累积到春季开始消融的过程,1—2月积雪面积达到最大,7—8月面积最小.冬季积雪所占比例最大,超过50%;2)2000—2006年积雪面积年际变化略呈上升趋势,冬季上升趋势较明显,春、秋和夏季变化趋势不明显.冬季积雪面积在海拔<4000m 呈上升趋势,≥4000m 呈下降趋势.在海拔2000m 积雪的上升趋势达到最高点;3)从积雪频率来看,存在5个高值区,覆盖频率高达70%左右.从空间分布来看,天山中段积雪最多,东段次之,西段最少.在海拔3000m 以下积雪次数较少,海拔3000m 以上积雪次数显著增加.月积雪次数随海拔的变化表现为:海拔4000m 以上各月的积雪次数都很多,12月至翌年2月在各高程带的积雪次数都较大;10—11月和3—4月积雪以海拔2500m 为界,之下次数较少,以上次数增加显著;5—9月的积雪次数在海拔3000m 以下非常少,在海拔3000m 以上次数逐渐增加;4)以覆盖率≥40%相对应的海拔作为各个月份的雪线高度,天山山区平均雪线海拔在2875m .夏季雪线海拔在4000m 以上;冬季雪线海拔在1500m .关键词:积雪分布;海拔;积雪频率;积雪雪线高度中图分类号:P426.63+5文献标识码:A0 引言2007年发布的IPCC 第四次评估报告第一工作组报告[1]指出,气候变化发展到今天,不仅气候的冷暖干湿发生变化,而且整个气候系统都发生了变化,并且首次以独立的章节介绍冰冻圈的变化.冰冻圈,作为水圈的固体形式,以其巨大的冰储量和热容量,调节着地球上的水分和能力平衡,是仅次于海洋的第二大气候系统[2].在全球气候变暖的背景下,冰冻圈以其重要的作用受到了越来越多的学者们的关注.积雪是冰冻圈的重要组成部分,它以高反射率、高相变潜热和低热传导等属性控制着地表能量平衡,对气候变化产生影响.季节性积雪是冰冻圈的主要存在形式之一,全球98%的季节性积雪位于北半球[3],这使得积雪成为北半球陆地变化最为迅速的自然地表特征[4],中国境内的3大连续积雪区:青藏高原区、新疆北部和天山区、以及东北和内蒙区[5-6],其中2/5的面积位于西北地区,新疆积雪更是得天独厚,占全国积雪资源的1/3[7].天山,作为新疆干旱区的“湿岛”,冬季降雪丰沛[8],是新疆、尤其是北疆许多河流的发源地.而区域气候变化导致的积雪变化对春、夏季河川径流的影响将会对干旱区经济和脆弱生态环境产生严重的后果,甚至会导致旱涝灾害的频繁发生,这些影响在干旱区尤为突出[9].目前,针对气候变化下的积雪变化趋势说法不一,不同地区不同时段积雪变化趋势不同,一些研究表明积雪呈下降趋势[1-2],但也有研究表明积雪面积呈增加趋势[2,10].针对新疆积雪区的变化趋势研究,基本都表明新疆的积雪变化呈上升趋势.李培基[7,11]研究新疆积雪长期变化表现为显著的年际波动过程叠加在长期缓慢的增加趋势之上,近50a 来新疆年积雪日数、消融期积雪日数和年累积雪深分别增加第32卷 第1期2010年2月冰 川 冻 土JO U RNA L OF G LA CIO L OG Y A N D G EO CRYO LO G YVo l .32 No .1F eb .2010了8.9d、1.6cm和20.8cm,积雪的增加与冬季降水量的增加相一致;塔里木河上游区域的积雪在长期趋势上有一个弱的上升趋势[12];天山山区近45a 来最大积雪深度具有明显的增加趋势[13].由此可见,在全球气候变暖的大背景下,积雪的变化有着很大的空间差异,而天山山区的积雪主要呈现上升趋势,这一上升趋势在天山山区更小尺度是否存在时空差异,是需要进一步研究的问题.本文主要借助于遥感手段,重点分析天山山区积雪的变化趋势、海拔对积雪分布的影响以及积雪空间分布特征.1 研究区概况天山是亚洲最大山系之一,我国境内天山东西长1700km,南北宽250～350km.天山山系中有许多山间盆地和纵向谷地,整个山系分隔成数千条山地.天山西段构造强烈上升,地势高峻,从此向东,地势有所降低,天山最东段山势迅速降低,逐渐淹没在戈壁之中[14].天山山系地处内陆中纬度西风带地区.这里的水汽主要来自西和西北方向,其降水在很大程度上受南北两支急流影响.冬季在高压控制下,天气稳定、气候严寒;春季北支急流在天山以北地区活动,天山降水增多;夏季南支急流扰动产生的地面气旋从西南方向入侵,形成天山较强的雨雪天气.秋季高压迅速增长,控制天山,出现秋高气爽天气[15].天山山系走向、山势高低、水汽来源、天气特征等,在颇大程度上决定天山降雪及其积雪时空分布特征[16].2 数据与研究方法本文采用的积雪资料来源于美国EOS/MODIS 数据中心[17]提供的MODIS/Terra积雪8d合成数据(M OD10A2),空间分辨率为500m×500m,选用了覆盖天山山区的h23v04和h24v04两轨从2000年2月26日至2006年12月26日的共301景影像数据.已有相关研究对所用遥感数据精度进行验证,平均积雪识别率达87.3%[18].按月整理出月平均积雪数据,进而整理出季节数据,冬季(上年12月至当年1—2月),春季(3—5月),夏季(6—8月)和秋季(9—11月).3 结果分析3.1 天山山区积雪分布特征对天山山区积雪面积变化特征的分析,采用将8d合成的积雪面积数据按月平均整理出的月平均积雪面积资料.天山山区积雪面积最大月是1月,积雪面积为20×104km2,7月份是积雪面积最小的月份,覆盖面积为2×104km2(图1).冬季为积雪面积最大的三个月,积雪面积均超过了15×104 km2,而其它各月积雪面积差异较大,10—11月和3—4月的积雪面积在5×104～15×104km2之间,其它各月的积雪面积都比较小.从各季的积雪所占百分比来看(图2),冬季积雪面积所占比例最大,达到了55%,是全年积雪的主要时期;其次是春季和秋季,分别占全年积雪面积的19%和21%;夏季所占比例最小,仅为5%.图1 天山山区各月积雪面积变化Fig.1 T he mo nthly snow co ver a rea图2 各季积雪面积比例Fig.2 T he seaso nal propo rtio ns of snow cove r area3.2 天山山区积雪面积时间序列分析通过对天山山区2000—2006年7a间每8d合成积雪面积时间序列以及分季节时间序列,并结合同时期的降水时间序列进行变化趋势分析,如图3所示,实线为积雪面积时间序列,虚线为降水时间序列.图3(a)所示,天山山区2000—2006年积雪面积和降水时间序列的变化趋势都不明显,积雪面积总体呈现略微上升趋势,而降水总体呈现略微下降趋势.分季节来看,冬季(图3(b))的积雪面积上升趋势比较明显,同时降水在这一时期也表现出上升趋势,二者很好的吻合.这与目前的很多研究结果相一致,在全球气候变暖的大背景下,中国西部的气候变化表现出由暖干向暖湿转变的特点[19-20],291期窦 燕等:2000—2006年中国天山山区积雪时空分布特征研究 图3 2000—2006年天山山区积雪面积变化F ig.3 T he snow cove r area chang es during2000—2006,in8day s(a),in winter(b),in autumn(c),in spring(d)and in summe r(e)天山山区冬季降水量呈现出明显的增加[13],并且积雪与冷季降水存在明显的正相关关系[21].秋季(图3(c))和春季(图3(d))的积雪面积呈现略微的下降趋势,同一时期的降水也表现为略微的下降趋势,二者的变化趋势一致.夏季(图3(e))的积雪面积由于基本上都是高海拔的永久积雪,因此比较稳定,没有明显的变化趋势;降雨表现出略微的下降趋势,但这一时期积雪面积和降水的相关性不大.通过上述分析表明,全年积雪面积的增加主要是由于冬季降水的增加导致冬季的积雪面积增加,冷季降水的增加是导致冷季积雪增加的主要原因.3.3 冬季积雪随海拔的变化基于前面的研究,发现天山山区的积雪面积在冬季呈较明显的上升趋势,这一趋势是整个天山山区共有的趋势,还是在不同的海拔有所不同,需要分带研究.整个研究区按海拔500m划分为11个带:海拔0～500m,500～1000m,1000～1500m,1500～2000m,2000～2500m,2500～3000m,3000～3500m,3500～4000m, 4500～5000m,5000m以上(图4).针对每个高程带做积雪面积变化趋势分析,用线性倾向率来表示变化趋势的升降,线性倾向率>0表明变化趋势呈现上升趋势;线性倾向率<0表明变化趋势呈现减少趋势,绝对值数字越大表明趋势越明显.如图5所示,冬季积雪的变化不是单一的,随着海拔的不同呈现出不同的升降趋势.以海拔4000m为分界线,<4000m的区域积雪面积呈现上升趋势,>4000m的区域积雪面积呈现下降趋势.海拔4000m以上的减少趋势主要是由于冰川的退缩造成的[22],在海拔4000m以下的区域的积雪面积的上升趋势主导了整个研究区都呈现上升趋势,在海拔2000m处为一个积雪上升趋势的转折点,从0～2000m随着海拔的升高,积雪面积的上升趋势也越发明显;在海拔2000m达到最高值之后,逐渐开始下降,海拔2000～4000m的区域随着海拔的升高积雪面积还是呈现上升趋势,但是这一趋势越发不明显,直到海拔4000m的海拔呈现出了下降的趋势.3.4 积雪频率分析对2000—2006年共301幅8d合成积雪数据做积雪频率分析,以这7a内积雪同一区域的次数作为积雪次数,发现天山山区积雪的5个高值区,30 冰 川 冻 土 32卷 图4 不同海拔积雪空间网格分布F ig .4 S now spatial g rid distribution changing with elevation图5 冬季积雪面积变化线性倾向率趋势Fig .5 T he linea r trend rate of w inter snow cove r area如图6中圆圈区域所示:这5处高值区分布在整个天山山区,从东到西依次为东天山东部、东天山西部、中天山北坡、中天山西部和西天山的一小区域.这5个区域的积雪次数在200次以上,覆盖频率达到70%左右;在高值区周围分布有次高值区,这些区域的积雪次数在150～200次,覆盖频率在50%～67%之间;天山山区东部大部分区域,天山山区中部北坡几乎全部区域及南坡巴音布鲁克区域、西天山山区的西部的少部分区域的积雪次数在60～150次之间,覆盖频率在20%～50%之间;天山山区南坡的低海拔区域积雪次数很低,在50次以下,覆盖频率<20%. 天山积雪分布总体呈自西向东、由北向南减少的特点,图6的几个积雪高值区也表明这一特点.天山山区中部的南北坡积雪分布都较多,但北坡还是要大于南坡,天山山区的东部积雪分布也有高值区,但范围较小,不如中部和西部的高值区覆盖范围广.积雪的这种分布特点与冬季降水量的分布特点十分一致,主要是由水汽来向和地理因素造成的.天山北坡是迎风坡,西风气流受地形作用在北坡抬升,使这里成为降水集中的地区;而南坡主要为下沉气流控制,降水相对较小[13].将天山山区积雪次数与数字高程(DEM )结合,计算不同积雪次数所分布的海拔,图7(a )为不同积雪次数随海拔的变化.由图7(a )可以看出,天山山区不同频率积雪分布的基本趋势为海拔越高积雪次数也越多.在海拔3000m 以下,积雪次数较少,<100次;从海拔3000m 开始,积雪次数随海拔升高显著增加;在达到海拔5000m 以上,积雪次数达到最大值,属于全年都有积雪的区域.按不同的海拔带分析各月的积雪次数,如图7(b ),可以看出,高海拔的高度带逐月的雪盖次数均大于低海拔带;海拔4000m 以上的高度带,各月的雪盖次数均较大,意味着高海拔区的积雪持续时间较长,年内变化相对不明显;12月翌年2月在各个高程带的积雪次数都较大,在海拔1500m以图6 2000—2006年天山山区积雪次数Fig .6 T he frequency of snow cove r during 2000—2006in the T ianshan M ountains311期窦 燕等:2000—2006年中国天山山区积雪时空分布特征研究上的积雪率超过50%,在海拔4000m 以上的积雪率超过70%.10—11月和3—4月的积雪在海拔2500m 以下次数较少,覆盖率小于30%,在海拔2500m 以上积雪次数增加显著,积雪在这一海拔的覆盖时间变长;5—9月的积雪次数在海拔3000m 以下非常少,基本在这一海拔以下的夏季没有积雪,在海拔3000m 以上,积雪次数逐渐增加.图7 天山山区积雪不同高度带雪盖次数变化(a )及月际分布(b )Fig .7 A nnual (a )and mo nthly (b )snow -cov er times chang ing with altitude in the Tianshan M ountains3.5 雪线高度的年变化雪线是一种气候标志线,其分布高度主要取决于气温、降水量和地形条件.温度与降水的变化与雪线高度的变化密切相关,温度增加促进了雪线海拔上升、雪面积减少,而降水的增加又抑制了这种变化[23].通常温度高、降水量少,雪线高;温度低、降水量大,雪线位置低;山势陡、阳坡雪线高,山势缓、阴坡雪线低.因此,季节变化会引起雪线的升降,这种雪线称之为季节性雪线.本研究取月雪盖频率>40%位置对应的高度,得到了天山山区各月季节雪线分布高度(图8(a )).就整个研究区而言,季节性雪线全年季节变化明显,雪线海拔均在1500m 以上,平均雪线海拔为2875m .除夏季较高之外,其它各月雪线平均海拔均在2500m 左右,其中6—8月份雪线最高,均在海拔4000m 以上;12月至翌年2月雪线的海拔最低,为海拔1500m ,这也很好的反映出积雪的季节性特征.图8(b )为各月雪线高度的年际变化图.总体来说,各月的雪线高度年际变化不大,在2000—2006年这7a 中,5—9月的雪线海拔没有发生变化,其中5月和9月的雪线海拔为3500m ,6—8月的雪线海拔为4000m .12月,1月和2月在这7a 中雪线均有波动,但波动都不频繁,仅在个别年份有所不同.波动最频繁的月为11月和3月,由于两个月份是积雪开始累积和开始消融的阶段,因此,波动比较明显.图8 雪线海拔的月变化(a )及各月的年际变化(b )F ig .8 M onthly (a )and annual (b )va riatio nso f the snow line altitude4 结论通过对天山山区积雪的时空分布状况进行分析,得到以下几点结论:(1)天山山区积雪从秋季开始累积,在1—2月积雪面积达到最大,从春季开始逐渐消融,到7—8月积雪面积最小.按季节积雪所占比例划分,冬季积雪面积所占比例最大,超过50%,夏季最小,仅有5%.(2)天山山区这7a 来积雪面积年际变化比较平稳,略有上升趋势.分季节来看,冬季积雪面积存在较明显的上升趋势,春季和秋季的积雪面积变化趋势不明显,略有下降趋势;夏季的积雪没有表现出上升或下降趋势,保持平稳.进一步分析冬季积雪面积变化随海拔的变化,海拔4000m 是冬季积雪面积变化趋势的拐点,海拔<4000m 积呈上升趋势,≥4000m 呈下降趋势.在海拔2000m 的上升趋势达到最高点,随着海拔从0～2000m 上升,积雪面积的上升趋势愈加明显,随着海拔从2000～4000m 上升,积雪面积的上升趋势逐渐降低.32 冰 川 冻 土 32卷 (3)从积雪频率来看,天山山区积雪存在5个高值区,从东到西依次为东天山东部、东天山西部、中天山北坡、中天山西部和西天山的一小区域.这5个区域的积雪次数在200次以上,覆盖频率达到70%左右.从空间分布来看,天山山区中段积雪最多,东段次之,西段最少.覆盖次数随海拔的变化以3000m为界,海拔3000m以下次数较少,海拔3000m以上次数显著增加.月积雪次数随海拔的变化表现在4000m以上各个月份的积雪次数都很多,12月至翌年2月在各个高程带的积雪次数都较大;10—11月和3—4月的积雪在海拔2500m以下次数较少,在海拔2500m以上次数增加显著,且积雪在这一海拔的覆盖时间变长;5—9月的积雪次数在海拔3000m以下非常少,在海拔3000m以上逐渐增加.(4)以覆盖率>40%相对应的海拔作为各个月份的雪线高度,天山山区各月雪线海拔均在1500m以上,平均雪线海拔在2875m.夏季雪线较高,在海拔4000m以上,冬季雪线较低,为海拔1500m.除了3月和11月的雪线高度波动较频繁外,其它各月雪线高度的年际波动均不明显.参考文献(References):[1]IPC C.W orking Group I:The Phy sical S cience Basis-S umma-ry for 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ODIS积雪产品M OD0A1和M OD10A2的精度分析与评价[J].冰川冻土,2007,29(5):722-729.][19]Hu Ruji,Jiang Fen gqing,W ang Yaju n,et a l.A study onsignals an d effects of clim atic pattern change from w arm-dryto w arm-w et in Xinjiang[J].A rid Land Geography,2002,25(3):194-199.[胡汝骥,姜逢清,王亚俊,等.新疆气候由暖干向暖湿转变的信号及影响[J].干旱区地理,2002,25(3):194-199.][20]S hi Yafeng,Sh en Yongping,Li Dongliang,et a l.Dis cussionon the p resent climate change from warm-dry to w arm-w et innorthw es t China[J].Quaternary S cien ces,2003,23(2):152-164.[施雅风,沈永平,李栋梁,等.中国西北气候由暖干向暖湿转型的特征和趋势探讨[J].第四纪研究,2003,23(2):152-164.][21]Xu Changchu n,C hen Yaning,Li W eih ong,et a l.Clim atechange and its impact on snow cover area in the Tarim river331期窦 燕等:2000—2006年中国天山山区积雪时空分布特征研究 basin over the las t 45years [J ].Jou rn al of Glaciology and Geocry ology ,2007,29(2):183-190.[徐长春,陈亚宁,李卫红,等.45a 来塔里木河流域气温、降水变化及其对积雪面积的影响[J ].冰川冻土,2007,29(2):183-190.][22]Zhang Yong ,Liu S hiyin ,H an Haidong ,eta l .Characteris tics of cl imate on the Keqicar Glacier on the sou 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-evation ,the snow cover frequency and snow line altitude change are studied .T he result show s that :1)the snow cove r accumulates from autum n and melts in spring ,the snow cove ex tent of Janu -a ry and February is the m aximum ,but in July and Aug ust is the minimum ,the propor tion of the win -ter snow cover ex tent exceeds by 50%;2)the snow cover ex tent has a little increasing tendency .Seaso nally ,the snow co ver ex tent is increasing in winter ,ho wever ,in spring ,summ er and autum n the snow cover extent does no t sho w obvio usly chang e trend .The snow cover ex tent chang es w ith elevation ,it increases w ith elevatio n below 4000m and decreases with elevatio n above 4000m .At the altitude of 2000m the increasing trend reaches the maxim um ;3)there are five largesnow cover areas ,with the maximum sno w co ver ratio over 70%.Spatially ,in the m iddle of Tians -han M ountains snow cove r is the most ,followed by that in the east of Tianshan Mountains .Below 3000m ,there is less snow co ver frequency ,but above 3000m the frequency increases obviously .M onthly snow co ver frequency is very o ften above 4000m ,especially in December ,January and February ;above 2500m ,the snow cover frequen -cy is mo re than that below 2500m in Octobe r ,Nov em ber M arch and April ;the sno w cover fre -quency is mo re abo ve 3000m than that below 3000m in M ay ,June ,July ,August and Septem -ber ;4)taken the elevation w here the snow co ver ratio is 40%as the snow line altitude ,the average snow line altitude is about 2875m ,and snow line altitude in sum mer is abo ve 4000m but in winter it is abo ut 1500m .Key words :snow co ver distributio n ;elev ation ;snow cover frequency ;snow line altitude34 冰 川 冻 土 32卷 。
天山乌鲁木齐河源1号冰川近雪面气象要素观测分析
天山乌鲁木齐河源1号冰川近雪面气象要素观测分析
王敏仲;魏文寿;陈荣毅;刘新春
【期刊名称】《冰川冻土》
【年(卷),期】2012(34)1
【摘要】利用中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所于2009年1月20日至12月31日在天山乌鲁木齐河源1号冰川冰雪表面实施大气科学观测实验观测取得的资料和同期大西沟气象站资料,分析了1号冰川四季大气温度、风速、风向以及总辐射的变化特征,对比、探讨了冰川尺度上冰雪表面与周边山地的辐射和地-气热量传输特性,在此基础上揭示了二者气温、风速、大气湿度变化的差异及其成因.研究表明:1)由于冰川冰雪对太阳辐射的反射率高,冰雪表面得到的净辐射和热量少,使得冰川四季大气温度比大西沟站平均偏低2.9℃;2)冰川与周边山地下垫面的不同,引起太阳净辐射-温度场-气压场-风场的连锁变化,造成冰川轴向风以下行偏南气流为主导,法向风盛行偏东气流;冰川夜间风速大于大西沟,白天却小于大西沟风速;3)冰川和大西沟大气含水量较高,相对湿度在40%～80%之间变化,因大西沟地表蒸发大,其相对湿度略高于冰川.
【总页数】9页(P12-20)
【作者】王敏仲;魏文寿;陈荣毅;刘新春
【作者单位】中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所;塔克拉玛干沙漠大气环境观测试验站
【正文语种】中文
【中图分类】P436.25
【相关文献】
1.天山乌鲁木齐河源1号冰川雪冰中δ~(18)O的演化过程
2.乌鲁木齐河源1号冰川积累区表面雪层演化成冰过程的观测研究
3.天山乌鲁木齐河源1号冰川冰蚀基岩面微形态研究
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天山一号冰川地区气候要素的变化及其对冰川物质平衡的影响
天山一号冰川地区气候要素的变化及其对冰川物质平衡的影响沈琪;徐建华;王占永;王飞腾【摘要】通过对逐日气温、降水、流量和相对湿度等实测数据进行小波分析,提取了天山乌鲁木齐河源一号冰川地区近10年来的气候变化特征.在此基础上,运用灰熵关联分析方法进一步研究了冰川物质平衡量与不同气候要素的关联关系.结果显示:研究区气候要素在4 d,16 d,32 d和64 d尺度上的变化存在阶段性、周期性和弱趋势性三大特征;在较宽的时间尺度上,气温要素的极大值与极小值呈非对称性变化;1996-2004年期间,冰川物质平衡主要受气温类要素的影响;9-5月(物质平衡年)的降水量是冰川物质积累的重要来源.【期刊名称】《华东师范大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2010(000)004【总页数】9页(P7-15)【关键词】小波分析;灰熵关联分析;时间序列;天山乌鲁木齐河源一号冰川【作者】沈琪;徐建华;王占永;王飞腾【作者单位】华东理工大学,商学院,上海,200237;华东师范大学,教育部地理信息科学重点实验室,上海,200062;华东师范大学,教育部地理信息科学重点实验室,上海,200062;中国科学院,寒区旱区环境与工程研究所,冰冻圈与环境重点实验室天山冰川站,兰州,730000【正文语种】中文【中图分类】P343.6Abstract:Based on the daily data of temperature,rainfall,flow and relative humidity,this paper attemp ted to show the characters of climate change at U rumqi Glacier No.1 in recent 10 years by wavelet analysis.Furthermo re,grey entropy relational analysis was used to study the correlation between the glacier mass balances and various meteo rological elements.The results indicated that:(1)at the scale of 4 d,16 d,32 d and 64 d,the changesof meteo rological facto rs in the study area have three major characteristics rep resented by stages,periodicity,and weak trend;(2)at a w ider time scale,there is a non-symmetry change between the maximum and the minimum of temperatures;(3)during the period of 1996-2004,the glacier mass balance is mainly affected by the temperature facto rs;(4)the p recipitation from Sep tem ber to May(thebalance year)is themain source of Glacier accumulation.Key words:wavelet analysis; grey entropy relational analysis; time series; Urumqi Glacier No.1由于气候变暖和人类活动的影响,天山乌鲁木齐河源一号冰川的消融十分显著[1-4],表现为冰川融水径流剧增,面积缩小,末端后退,雪线升高等[1].作为西北干旱区维持生产、生活的重要水源之一,一号冰川的这些变化引起学者和相关部门的普遍关注. 冰川变化的驱动因素是冰川区水热条件,即气候的变化[1].其中,气温和降水是影响冰川消融的两大要素.以往对天山乌鲁木齐河源一号冰川地区气象数据时间序列的研究多以年为尺度,且多从单一要素入手,以经典统计方法进行分析[3,7-9].这种研究方法在一定程度上掩盖了气候要素在更小时间尺度上的变化特征,同时也忽略了各要素之间相互影响、相互制约的关系.本文拟利用小波变换方法,从4 d,16 d,32 d和64 d 4个时间尺度上分析研究区1996-2004近10年间气温、降水、径流量和相对湿度4个指标在冰川物质平衡年间的非线性变化特征,并利用灰熵关联分析方法分析各气候要素对冰川物质平衡的影响.1.1 区域概况天山乌鲁木齐河源一号冰川(简称一号冰川)地处亚洲中部,位于天山山脉东段,是中国监测时间最长,资料最为详尽的冰川,也是最为临近人类活动区的冰川之一.同时,它也是世界冰川监测服务处(W GM S)组织、协调的冰川监测网络中长期选定的参照冰川(Reference glaciers)之一,是中亚内陆地区的代表.根据长时间序列的观测资料与相关研究,一号冰川自1959年开始观测以来一直处于退缩状态,尤其是20世纪90年代中期以来出现了明显的加速趋势.东西两支冰舌在1993年完全分离.1992-2004年,东支退缩38.7 m,西支退缩64.1 m.随着冰川后退,冰川末端的海拔从1962年的3 736 m上升到1980年的3 746 m.冰川面积在1962-2006年的45年间减少了0.27 km2(14%),其中1992-2006年间减少0.16 km2,占总减少量的59%;一号冰川地区的气温自1985年以来呈上升趋势,而影响冰川消融的主要因素——积温则与气温保持相同的变化[5];对冰川粒雪特征和冰川成冰带的研究显示,目前冰川雪层剖面的组成和结构已发生了明显的变化,表现在雪层厚度减薄,结构变简单,各种粒雪层的边界变模糊等方面[5];冰川物质平衡年度值和累计值均有负增长趋势,物质损失严重.1.2 数据研究使用的资料为一号冰川水文点1996-2004年逐日观测资料,包括冰川区气温、降水、流量和相对湿度等.其中,相对湿度仅在5-8月冰川消融期观测.物质平衡变化是冰川对气候变化的直接反应,资料取自观测年报物质平衡资料和相关研究成果[10],为年数据.积温是影响冰川消融的主要因素,本文主要计算了气候积温和正积温.气候积温是稳定通过界限温度初、终日期间(包括初日、终日在内)的各日平均气温之和,代表了冰川消融期T≥0℃的积温.本文采用0℃作为界限温度值,采用4 d小波变换确定其稳定通过0℃的初、终日,然后求解气候积温;正积温是整年内T≥0℃的积温.1.3 方法1.3.1 小波分析小波变换是一种信号的时间-尺度(时间-频率)分析方法,具有多分辨率分析的特点[11].这种方法为认识气候要素的周期变化提供了一种新的视角.考虑气候要素时间序列 X(t),通过父小波和母小波映射变换,作如下形式的二进展开: 其中,J为最大尺度是父小波是母小波.一般来说,父小波有最宽的支集,用于最低频率的平滑部分;母小波用于更高频的细节部分.可以用父小波来重构趋势,用母小波分析与趋势的离差.信号 X(t)可以表达为其中 ,通常,X(t)的多分辨分解为{SJ,SJ-1,…,S1}是函数 X(t)精细水平递增的多分辨逼近序列,相应的多分辨分解为{SJ,DJ,DJ-1,…,Dj,…,D1}.尺度2j是分辨率2-j的倒数.本文以Symm let作为基小波,以sym8为小波函数做出小波分解与重构,从多分辨率的时间尺度角度揭示一号冰川气候要素非年际变化的趋势.选择S6,S5,S4和 S24种分辨率进行分析.1.3.2 灰熵关联分析冰川物质平衡的变化是多因素综合作用的结果,这些因素之间的关系是灰色的:很难分清哪些是主导因素,哪些是非主导因素;哪些因素之间关系密切,哪些不密切.灰色关联分析为解决这类问题提供了一种行之有效的方法.它根据因素之间发展趋势的相似或相异程度,亦即“灰色关联度”,来衡量因素间关联程度.但传统的灰色关联方法在确定关联度时,多采用计算逐点关联测度值平均值,这一方面使得在点关联测度值分布离散情况下由点关联测度值大的点决定了总体关联精度的倾向;另一方面,平均值淹没了许多点关联测度的个性,没有充分利用由点关联测度值提供的丰富信息[12].因此,我们构造灰熵关联模型来克服传统灰色关联模型的缺陷.具体建模思路如下.(1)设定参考序列和比较序列已知序列X0,X1,X2,…Xn,其中 X0为参考数据列(本文中为物质平衡序列);X1,X2,X3,…Xn为比较数据列(本文中为气候要素序列),每个数据均有 m个时刻,记为X1(m),X2(m),X3(m),…Xn(m).(2)为消除参考序列和比较序列的量纲和数量级差异,采用正负指标极差标准化方法对原始数据进行无量纲化处理.对于正向指标,对于逆向指标,得到无量纲的数据序列,(3)计算关联系数其中,Yi(j)=|X′0(j)-X′i(j)|,i=1,2…n,j=1,2…m.求两级最小差 Ymin和两级最大差Ymax:得到关联系数矩阵其中,ξi(j)为关联系数,ξi(j)=(Ymin+0.5Ymax)/(Yi(j)+0.5Ymax).(4)计算灰熵关联度首先定义参考数据列 X0与比较数据列X1,X2,X3,…Xn之间的映射为灰关联系数分布映射.其中,Ri={r(x0(k),xj(k)|k=1,2,…n)},映射值为分布的密度值,ph∈Pj;h=1,2,…n;∑ph=1.得到 Xj的灰关联熵计算公式在此基础上定义为序列 Xj的灰熵关联度.Hm代表由n个属性元素构成的差异信息列最大熵.那么参考数据列 X0与比较数据列X1,X2,X3,…Xn之间的灰熵关联度为2.2 气候要素的非线性变化趋势通过对各气候要素的小波分解与重构,得到了不同时间尺度上各要素的线性变化趋势(见图1和2).流量和相对湿度是以每年5-8月的实测数据为基础进行计算,分别计算了S2,S4和S5这3个尺度上的非线性变化趋势.在较小的尺度上,相对湿度振荡较剧烈,没有明显的规律可循.而流量则存在先升后降的总体趋势.随着尺度加大两要素初步表现出“S”型变化的前半段趋势.在S5尺度上,各年5-8月流量和相对湿度的极值点大体上在同一时间段出现,有必要研究径流对相对湿度的影响.从各时间尺度来看,气温和降水量均以年为大周期起伏振荡,随着时间尺度的加宽,这种趋势越发明显,而且两要素的极大值点均集中在5-8月冰川消融期.随着尺度细化局部极值点明显增多.值得注意的是:(1)在S6尺度上,即64(26)d尺度上降水量除了在5-8月冰川消融期有极大值点外,在每年的冬半季有一个较小的起伏过程;以往以年为尺度的研究中这一波动往往被忽略,但有定性研究认为,这些降水对冰川物质平衡有较大的影响[1,9];本文在后续研究中将用灰熵关联分析方法对此进行定量化分析.(2)降水量的振幅在各尺度上均不稳定,峰值主要集中在6,7,8三个月.(3)气温要素的振幅逐渐缩小,在较宽的尺度上,这种变化较为明显;而且其振幅的极大值变化不大、极小值相对变化较明显,即极大值与极小值呈非对称性变化.总体来说,研究区气候要素在S2,S4,S5和S6 4个时间尺度上的变化存在周期性和阶段性和弱趋势性的特征.周期性是指各要素均呈现出周期波动变化的特征,尤其是气温、降水和径流量3个要素.而且时间尺度越宽,周期性越明显;阶段性是针对降水和相对湿度,其振幅变化较大,不同周期内的极大值存在明显差异.对于相对湿度指标,由于缺乏全年逐日观测数据,其变化情况分析有待于进一步的完善;要素均未表现出明显的增加或减少趋势.主要是气温要素表现出振幅逐渐变小,极小值升高的特征.但在9年的研究时段内,其变化相对缓慢,不如其他长时间序列研究成果的变幅明显[1,3,9].2.2 气候要素对冰川物质平衡的影响冰川物质平衡变化是冰川对气候变化的直接反应,它反映了冰川在不同平衡年度内总积累量与总消融量之间的差异程度.鉴于以往对冰川物质平衡变化影响因素的定性、定量研究成果[13-17],以及天山1号冰川水文点的观测项目,结合气候要素非线性变化趋势,以冰川物质平衡年为时间节点选择了1994/1995—2003/2004逐年度的年均温、冬半年均温(9-5月)、夏半年均温(5-8月)、气候积温、气候积温持续天数、正积温、正积温持续天数、5-8月平均相对湿度、年降水量、5-8月降水量和9-5月降水量等要素来分析同期1号冰川物质平衡变化的主导气象因子.研究表明:在缺乏气候要素修正值研究的山区,只要能保证所选择的高山气象台站的气候要素变化趋势与冰川作用区的气候要素变化趋势相同,即选用距研究冰川水平距离较近,海拔高差不大的气象台站资料,就可以直接进行气候要素与冰川平衡线的灰熵关联分析[13].因此,本文直接采用1号冰川水文点的观测资料进行分析.从表1看出,以冰川物质平衡为参考序列,与气候要素的关联度依次为夏半年均温(5-8月)>物质平衡年均温>冬半年均温(5-9月)>9-5月降水量>气候积温>年降水量>气候积温持续天数>正积温>正积温持续天数>5-8月降水量>5-8月平均相对湿度. 值得注意的是:(1)研究时段内气温要素对物质平衡量的变化起主要作用.气候积温对冰川物质平衡量的影响要大于正积温.这说明年内稳定的T≥0℃的时段是冰川消融的主要阶段.(2)5-8月降水量和9-5月降水量与冰川物质平衡量之间的关联度非常接近,且9-5月降水量的关联度略大于5-8月降水量的关联度.说明降水量在小波变换64 d时间尺度上所体现出的冬半季的小振幅有较大的意义,9-5月的降水量是冰川物质积累的重要来源.(3)相对湿度与冰川物质平衡量关联程度大于0.5.同时,由于温度与空气的饱和蒸汽压具有正相关关系,高温的空气比低温的空气能容纳更多的气态水.说明较高的湿度有利于冰川物质平衡的正向变化.(1)通过小波分析,在1996-2004年的研究时段内,研究区气候要素的变化总体上存在周期性、阶段性和弱趋势性的特征.其中气温的振幅逐步缩小,极大值变化不大,极小值变化较明显,即极大值与极小值呈非对称性变化趋势.(2)在以往气候要素长时间序列的分析中,往往将冬半季降水的变化忽略,64 d的小波变换较清晰地揭示了这一特征.而且灰熵关联分析结果显示,9-5月降水量与5-8月降水量对冰川物质平衡的影响几乎同等重要.这可能是由于乌鲁木齐河源地区夏季固态降水多为易于消融而不易冷储的湿雪,但其机制需要进一步的深入研究. (3)很多定性研究指出积温是影响冰川物质平衡的一个主要因素.本文运用灰熵关联分析从定量的角度揭示了积温对冰川物质平衡的影响.分析认为气候积温对冰川物质平衡的影响要大于正积温.这主要是因为气候积温代表的是冰川消融期T≥0℃的积温,而正积温代表了全年T≥0℃的积温,说明稳定的T≥0℃的时段对冰川消融的影响更大.[1]李忠勤,沈永平,王飞腾,等.冰川消融对气候变化的响应:以乌鲁木齐河源1号冰川为例[J].冰川冻土,2007,29:333-342.L IZ Q,SHEN Y P,WANG F T,et al.Response of glaciermelting to climate change:Take U rumqi glacier No.1 as an example[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2007,29:333-342. [2]姚檀栋,刘时银,蒲健辰,等.高亚洲冰川的近期退缩及其对西北水资源的影响[J].中国科学(D辑),2004,34(6):535-543.YAO T D,L IU S Y,PU JC,et al.Recent glacial retreat in High-A sia in China and its impact on water resources in Northwest China[J].Science in China(Series D),2004,34(6):535-543.[3]李忠勤,韩添丁,井哲帆,等.乌鲁木齐河源区气候变化和1号冰川40a观测事实[J].冰川冻土,2003,25(2):117-123.L IZQ,HAN T D,JING Z F,et al.A summary of 40 year observed variation facts of climate and Glacier No.1 at the headwaters of U rumqi River,Tianshan,China[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2003,25(2):117-123.[4]YE B S,YANG D Q,JIAO K Q,et al.The U rumqi River source U rumqi Glacier No.1,Tianshan,China:Changes over the past 45 years[J].Geophysical Research Letters,2005,32,L21504,doi:10.1029/2005GL 024178.[5]李忠勤,沈永平,王飞腾,等.天山乌鲁木齐河源1号冰川消融对气候变化的响应[J].气候变化研究进展,2007(3):132-137.L IZQ,SHEN Y P,WANG F T,et al.Response of melting ice to climate change in the glacier No.1 at the headwaters of U rumqi River,Tianshan Mountain[J].Advances in Climate Change Research,2007(3):132-137.[6]苏宏超,魏文寿,韩萍.新疆近50a来的气温和蒸发变化[J].冰川冻土,2003,25(2):174-178.SU H C,WEIW S,HAN P.Change in air temperature and evaporation in Xinjiang during recent 50 years[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2003,25(2):174-178.[7]王晓军,王仲祥,谢自楚.从乌鲁木齐河源1号冰川二十八年来的变化看天山地区近期气候变化趋势[J].科学通报,1988(9):693-696.WANG X J,WANG Z X,XIE ZC.A change trend of recent climatic on the Tianshan regions from the change of the past 28 years of the Glacier No.1 at the U rumqi River Headwater,Tianshan[J].Chinese Science Bulletin,1988(9):693-696.[8]王宁练,刘时银.从乌鲁木齐河源1号冰川变化估计近百年来该地区夏季升温[J].冰川冻土,1997,19(3):207-212.WANG N L,L IU S Y.Summer temperature rise quantified from the change of the Glacier No.1 at the source of U rumqi River in the 20th century[J].Journal of Glaciology andGeocryology,1997,19(3):207-212.[9]王国亚,沈永平,毛炜峄.乌鲁木齐河源区44a来气候变暖特征及其对冰川的影响[J].冰川冻土,2005,27:813-819.WANG G Y,SHEN Y P,MAO W Y.Climatewarming at headwater of U rumqi River,Xinjiang in past 44 years and its impact on glacier shrinking[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2005,27:813-819.[10]杨惠安,李忠勤,叶柏生,等.过去44年乌鲁木齐河源一号冰川物质平衡结果及其过程研究[J].干旱区地理,2005,28(1):76-80.YANG H A,L IZQ,YEB S,et al.Study on mass balance and p rocessof Glacier No.1 at the headwatersof the U rumqi River in the past 44 years[J].A rid Land Geography,2005,28(1):76-80.[11]胡昌华,张军波,夏军,等.基于MA TLAB的系统分析与设计:小波分析[M].西安:西安电子科技大学出版社,1999.HU C H,ZHANGJB,X IA J,et al.Analysis ofS ystem&Design:Wavelet Analysis Based on MA TLAB[M].Xi′an:Xi′an Electronics Science and Technology University Press,1999.[12]张绍良,张国良.灰色关联计算方法比较及其存在的问题分析[J].系统工程,1996,14(3):45-9.ZHANG SL,ZHANG G parison of grey relationalmethods and analysisof its p roblems[J].System s Engineering.1996,14(3):45-9.[13]王宁练.冰川平衡线变化的主导气候因子灰色关联分析[J].冰川冻土,1995,17(1):8-15.WANGN L.Grey relational analysis of the leading climatic factor influencing the changes of the equilibrium line[J].Journal of Glaciology and Geocryology,1995,17(1):8-15.[14]JING Z F,JIAO K Q,YAO T D,et al.Mass balance and recession of U rumqi glacier No.1,TianShan,China over the last 45 years[J].Annals of Glaciology,2006,43:214-217.[15]刘时银,丁永建,王宁练,等.天山乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡对气候变化的敏感性研究[J].冰川冻土,1998,20(1):9-13.L IU S Y,D ING Y J,WANG N L,etal.Mass balance sensitivity to climate change of the Glacier No.1 at the U rumqi River Head,Tianshan M ts[J].Journal of Glaciology and Geocryology,1998,20(1):9-13.[16]刘潮海,谢自楚,王纯足.天山乌鲁木齐河源1号冰川物质平衡研究[J].冰川冻土,1997,19(1):17-24.L IU C H,X IE Z C,WANG C Z.A research on themass balance p rocesses of Glacier No.1 at the headwaters of the U rumqi River,Tianshan Mountains[J].Journal of Glaciology andGeocryology,1997,19(1):17-24.[17]JHANNESSON T,RA YMOND C,WADD ING E.Time-scale for adjustment of glaciers to change in mass balance[J].Journal ofGlaciology,1989,35(121):355-369.【相关文献】[1]李忠勤,沈永平,王飞腾,等.冰川消融对气候变化的响应:以乌鲁木齐河源1号冰川为例[J].冰川冻土,2007,29:333-342.L IZ Q,SHEN Y P,WANG F T,et al.Response of glaciermelting to climate change:Take U rumqi glacier No.1 as an example[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2007,29:333-342.[2]姚檀栋,刘时银,蒲健辰,等.高亚洲冰川的近期退缩及其对西北水资源的影响[J].中国科学(D 辑),2004,34(6):535-543.YAO T D,L IU S Y,PU JC,et al.Recent glacial retreat in High-A sia in China and its impact on water resources in Northwest China[J].Science in China(SeriesD),2004,34(6):535-543.[3]李忠勤,韩添丁,井哲帆,等.乌鲁木齐河源区气候变化和1号冰川40a观测事实[J].冰川冻土,2003,25(2):117-123.L IZQ,HAN T D,JING Z F,et al.A summary of 40 year observed variation facts of climate and Glacier No.1 at the headwaters of U rumqiRiver,Tianshan,China[J].Journal of Glaciology and Geocryology,2003,25(2):117-123. 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