賀青山， 楊建平， 陳虹舉， 王彥霞， 唐 凡， 冀 欽， 葛秋伶

（1.中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院冰凍圈科學國家重點實驗室，甘肅蘭州 730000； 2.中國科學院大學，北京 100049）

0 引言

冰凍圈服務是最近幾年由中國科學家率先提出的科學概念及新的重要研究領域［1-2］，并于2020年在Nature發(fā)布［3］。作為冰凍圈的功能與服務之一，冰川的水文調節(jié)功能及其重要性正被逐漸認識。冰川作為固體水庫表現(xiàn)出顯著的調節(jié)徑流變化的作用［4-7］，相關研究最早發(fā)現(xiàn)于1961年［8］；之后，在亞洲喜馬拉雅山地區(qū)、歐洲阿爾卑斯山、北美洲落基山脈地區(qū)的冰川流域水文研究過程中，相繼觀測與證實了冰川的徑流調節(jié)作用［9-15］。

目前有關冰川的水文調節(jié)作用，尚缺乏有效的定量評估方法?？v觀國內外研究現(xiàn)狀，相關重要研究進展主要有兩點：①界定了對流域徑流有穩(wěn)定調節(jié)作用的臨界冰川覆蓋率。相關研究表明，冰川作為固體水庫通過自身變化在年和季節(jié)尺度調節(jié)徑流，與沒有冰川的流域相比，有冰川覆蓋的流域其徑流變化小，且更加穩(wěn)定［4，14，16］，而且冰川覆蓋面積越大，其對徑流變化的影響就越強［4，11］。加拿大落基山脈東坡南、北薩斯喀徹溫河流域的研究顯示，當流域冰川覆蓋率大于3%時，冰川對徑流的年內調節(jié)效果明顯［14］，而在中國西部地區(qū)主要流域，當冰川覆蓋率超過5%時，冰川才具有顯著的調節(jié)作用［4］。②提出了判斷冰川對流域徑流具有調節(jié)作用的靜態(tài)界定指標。Hopkinson 等［17］在研究加拿大阿爾伯塔省班夫弓河流域冰川消融對河流徑流的影響時，提出通過對比流域總徑流量變差系數(shù)（CB）與流域總徑流量與冰川融水徑流量之差的變差系數(shù)（CW），來確定冰川是否對流域徑流具有調節(jié)能力。該方法的優(yōu)點是能夠精確判定某一流域在研究時段或觀測時段內冰川是否對河流徑流具有調節(jié)功能，缺點是只從徑流視角揭示冰川的調節(jié)作用/功能，無法判別冰川調節(jié)功能的強弱、無法表征這種調節(jié)功能的動態(tài)變化。最近10～20 年以來，絕大多數(shù)研究主要集中于冰川物質與融水徑流變化的未來預估方面［17-22］，有關冰川徑流調節(jié)作用的評估方法及其定量成果研究則鮮見報道。

綜上所述，當前有關冰川水文調節(jié)功能的研究尚處在定性認識水平，普遍認為隨著冰川加速萎縮、物質虧損，冰川徑流增加，但在到達峰值后快速減少，冰川的徑流調節(jié)功能減弱或消失，將導致多數(shù)冰凍圈流域徑流豐枯不均、災害風險增加，特別是干旱地區(qū)流域［6，18，20］。受全球氣候持續(xù)增暖影響，冰川整體在變熱、穩(wěn)定性減弱［23］，未來冰川退縮的速度將不斷增加，冰川變化可能超過所有模型模擬的預期，冰川變化引發(fā)的極端水文事件將進入高發(fā)期［24］。這些變化勢必對西部水資源持續(xù)利用、綠洲生態(tài)和環(huán)境安全以及社會經濟可持續(xù)發(fā)展產生廣泛和深刻的影響［25-26］。因此，從冰川調節(jié)功能切入，研究其定量評估方法，評估冰川水文調節(jié)功能及其變化，特別是極端變化對西北干旱區(qū)社會經濟發(fā)展的影響是當前關注的焦點，也是國家的重要戰(zhàn)略需求。

本文使用中國西部寒區(qū)流域的冰川徑流及總徑流模擬預估數(shù)據(jù)，從趨勢與波動變化視角，分析冰川徑流的穩(wěn)定性，在此基礎上依據(jù)徑流變差系數(shù)法定義冰川水文調節(jié)指數(shù)，量化冰川徑流調節(jié)功能，分析不同時期、RCP2.6 和RCP4.5 兩種情景下冰川水文調節(jié)功能的動態(tài)變化，以期為寒旱區(qū)水資源管理與合理使用提供參考。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文選取中國西部寒區(qū)9個流域進行冰川水文調節(jié)功能研究，各流域分布情況詳見圖1。文中所用數(shù)據(jù)主要分為兩部分：一是西部寒區(qū)流域年總徑流量模擬及預估數(shù)據(jù)，二是年冰川徑流量模擬及預估數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來自國家重點基礎研究發(fā)展計劃項目“冰凍圈變化的影響與適應研究”第六課題組的研究成果［6，22，27］。

圖1 研究區(qū)位置Fig.1 Location of the study area

該預估數(shù)據(jù)是運用CMIP5 RCP2.6 和RCP4.5情景的統(tǒng)計降尺度氣候模式結果驅動冰凍圈流域水文模型（VIC-CAS）而獲得的。VIC-CAS 模型數(shù)據(jù)輸入包括氣象強迫數(shù)據(jù)（日降水量，日平均風速，日平均、最高和最低氣溫），未來氣候情景數(shù)據(jù)，第一次冰川編目數(shù)據(jù)和土壤數(shù)據(jù)等。未來氣候情景數(shù)據(jù)選取數(shù)據(jù)完整的19 個GCM，采用QDM（biascorrection with quantile delta mapping）統(tǒng)計降尺度方法［28-29］，對GCM 的輸出數(shù)據(jù)進行降尺度，提取研究流域1971—2005 年和RCP2.6 和RCP4.5 排放情景下的2041—2070年的模擬數(shù)據(jù)，分析2041—2070年相比基準期（1971—2005年）平均的氣溫和降水量變化情況。因不同氣候模式在青藏高原和西北內陸地區(qū)表現(xiàn)有較大差異，青藏高原選取5 個表現(xiàn)較好的GCM 開展徑流未來變化研究［22］，西北內陸地區(qū)選取4 個表現(xiàn)較好的GCM 開展徑流的未來變化研究［27］，基準期為1971—2013 年，預測期為2014—2100 年（表1）。冰川數(shù)據(jù)采用第一次冰川編目的數(shù)據(jù)作為模型的輸入，第二次冰川編目的冰川數(shù)據(jù)作為模型的校正和驗證數(shù)據(jù)。利用觀測的1971—2005 年月徑流數(shù)據(jù)和兩次中國冰川編目的冰川面積變化數(shù)據(jù)開展模型多目標參數(shù)化校正和驗證。月徑流驗證結果表明，通過調整模型參數(shù)，模型能夠很準確地模擬率定期和驗證期的月徑流量。在模型校正期和驗證期，月徑流模擬的納什效率系數(shù)（Ns）和確定系數(shù)（R2）均高于0.76，且模擬時段的相對偏差（Er）也很小，均小于2%［22，27］。由于RCP2.6和RCP4.5兩種低中排放情景，能夠較好反映研究區(qū)未來徑流變化情況，故本研究除木扎提河采用了RCP4.5 情景外，其余流域兩種情景的變化均包括，詳見表1。

表1 中國西部寒區(qū)流域徑流數(shù)據(jù)統(tǒng)計Table 1 Runoff data statistics in the cold region basins of western China

1.2 研究方法

本文利用年冰川徑流時間序列的變化趨勢值和波動特征值分析冰川徑流的穩(wěn)定性，考慮到小的周期性波動對原始序列數(shù)據(jù)的干擾，分三個時段對各流域40 年（1971—2010 年、2021—2060 年和2061—2100年）的年冰川徑流數(shù)據(jù)進行5年滑動平均，再用5年滑動平均序列數(shù)據(jù)計算變化趨勢值和波動特征值。

（1）變化趨勢值

建立中國西部寒區(qū)各流域歷史時期及各RCP情景下年冰川徑流時間序列，時間序列均為40 年，以時間ti為自變量，年冰川徑流量yi為因變量，建立一元線性回歸方程。

式中：a和b分別為回歸常數(shù)和回歸系數(shù)，利用最小二乘法求得。

（2）波動特征值

yi與線性回歸序列⌒yi的殘差絕對值序列用zi表示，建立以時間ti為自變量，年冰川徑流量殘差絕對值序列zi為因變量的一元線性回歸方程。

同理，利用最小二乘法可求出回歸常數(shù)c和回歸系數(shù)d。

（3）徑流變差系數(shù)

Hopkinson 等［17］在研究加拿大阿爾伯塔省班夫弓河流域冰川消融對河流徑流的影響時，提出通過對比流域總徑流量的變差系數(shù)（CB）與非冰川徑流量的變差系數(shù)（CW）［17］，確定冰川對徑流的調節(jié)能力，公式為

式中：CB為總徑流量的變差系數(shù)；CW為非冰川徑流量（總徑流量減去冰川融水徑流量）的變差系數(shù)；σB為總徑流量標準差；σW為非冰川徑流量標準差；RB為總徑流量平均值；RW為非冰川徑流量平均值。如果CB＜CW，表明冰川對流域徑流具有調節(jié)作用。

（4）冰川水文調節(jié)指數(shù)

基于上述徑流變差系數(shù)，定義冰川水文調節(jié)指數(shù)，用于表征冰川調節(jié)功能的強弱，運用劃分年代際的方法分析了冰川水文徑流調節(jié)功能的動態(tài)變化，公式為

式中：GlacierR為冰川水文調節(jié)指數(shù)；CB、CW含義同上。GlacierR值越小，表明冰川徑流調節(jié)功能越大。

2 冰川徑流穩(wěn)定性分析

在氣候學有關研究中，波動變化可以指示氣候要素變化的振蕩幅度，主要指氣候要素變化的振蕩強弱，可分為波動增強、波動減弱、無明顯波動特征三種模態(tài)［30］。從冰川徑流變化來看，波動減弱則冰川徑流變化幅度減小，穩(wěn)定性增強，對當?shù)赜欣?；波動增強則冰川徑流變化幅度增大，穩(wěn)定性減弱，發(fā)生極端事件的可能性增加，對當?shù)夭焕?。中國西部寒區(qū)流域冰川徑流變化趨勢及冰川徑流波動特征如表2所示。

表2 中國西部寒區(qū)流域冰川徑流變化趨勢及波動特征Table 2 Variation trend and fluctuation characteristics of glacier runoff in the cold region basins of western China

就趨勢變化而言，1971—2010 年冰川徑流呈現(xiàn)增加趨勢的流域有長江源、瀾滄江源、瑪納斯河和疏勒河。其中，長江源冰川徑流增加幅度最大，增速為0.6×108m3·（10a）-1，通過了0.01顯著性水平檢驗。冰川徑流呈現(xiàn)減少趨勢的流域有黃河源、怒江源、雅魯藏布江源、木扎提河和呼圖壁河。其中，雅魯藏布江源冰川徑流減少幅度最大，減少速率為1.385×108m3·（10a）-1，通過了0.01 顯著性水平檢驗。RCP2.6 和RCP4.5 情景下，青藏高原各流域的冰川徑流均呈現(xiàn)出比較明顯的減少趨勢。其中，雅魯藏布江源冰川徑流減少幅度最大，RCP2.6 情景下，2021—2060 年，該江源冰川徑流減少速率為2.914×108m3·（10a）-1。西北內陸地區(qū)各流域冰川徑流變化呈現(xiàn)出不同的變化趨勢。RCP2.6 情景下，2021—2060 年，冰川徑流均呈現(xiàn)出減少趨勢。其中，瑪納斯河冰川徑流減少幅度最大，冰川徑流減少速率為0.424×108m3·（10a）-1。RCP4.5 情景下，2061—2100 年，呼圖壁河的冰川徑流呈現(xiàn)增加趨勢，冰川徑流增加速率為0.002×108m3·（10a）-1。同時，木扎提河、瑪納斯河和疏勒河的冰川徑流呈現(xiàn)減少趨勢，其中，瑪納斯河冰川徑流減少幅度最大，冰川徑流減少速率為0.173×108m3·（10a）-1。

就波動變化而言，1971—2010 年中國西部寒區(qū)大部分流域的冰川徑流波動幅度呈減小趨勢，這些流域包括長江源、瀾滄江源、怒江源、瑪納斯河和疏勒河。其中，怒江源冰川徑流波動減弱幅度最大，波動特征值為-0.138×108m3·（10a）-1。這表明上述5 個流域的冰川徑流處于從不穩(wěn)定到穩(wěn)定狀態(tài)。黃河源、木扎提河、呼圖壁河的冰川徑流無明顯波動，表明這3個流域的冰川徑流處于較穩(wěn)定狀態(tài)。雅魯藏布江的冰川徑流波動幅度呈增強趨勢，波動特征值為0.091×108m3·（10a）-1，表明該流域的冰川徑流處于不穩(wěn)定狀態(tài)。

RCP2.6 和RCP4.5 情景下，2021 年至21 世紀末，中國西部寒區(qū)大部分流域的冰川徑流無明顯波動，如黃河源、瀾滄江源、木扎提河、呼圖壁河和疏勒河的冰川徑流波動特征值變化均很小，表明大部分流域冰川徑流均處于較穩(wěn)定狀態(tài)。長江源、怒江源和瑪納斯河冰川徑流波動幅度呈減弱趨勢，表明冰川徑流從不穩(wěn)定變?yōu)榉€(wěn)定狀態(tài)，其中，怒江源波動減弱趨勢最明顯，波動特征值從歷史時期的-0.138×108m3·（10a）-1變化為-0.001×108m3·（10a）-1（RCP4.5 情景）。RCP2.6 和RCP4.5 情景下，2021—2060 年，雅魯藏布江源冰川徑流波動增強幅度呈減小趨勢，2061—2100 年，冰川徑流波動增強幅度呈增大趨勢；RCP4.5 情景下，該流域的冰川徑流波動特征值為0.085×108m3·（10a）-1，通過了0.01顯著性水平檢驗。這表明雅魯藏布江源的冰川徑流在未來時期將持續(xù)處于不穩(wěn)定狀態(tài)。

綜上所述，歷史時期及RCP2.6和RCP4.5 情景下至21世紀末，中國西部寒區(qū)大部分流域的冰川徑流呈減少趨勢，冰川徑流的波動幅度減小或無明顯變化，冰川徑流穩(wěn)定性增強或無變化。

3 冰川水文調節(jié)功能變化分析

3.1 冰川徑流年代際變化

1970s—2000s，青藏高原各流域冰川徑流呈現(xiàn)波動變化趨勢（圖2），其中，雅魯藏布江源的冰川融水徑流量最大，多年平均值達27.90×108m3［圖2（e）］，怒江源次之，長江源、瀾滄江源和黃河源的冰川融水徑流量較小，多年平均值介于0.70×108～4.54×108m3。RCP2.6 和RCP4.5 情景下，2020s（2021—2030 年）長江源冰川徑流繼續(xù)增加，2030s（2031—2040 年）后開始下降［圖2（b）］，黃河源、瀾滄江源、怒江和雅魯藏布江源的冰川徑流在21世紀初（2020s）已出現(xiàn)時間減弱節(jié)點。到21 世紀末，青藏高原各流域冰川徑流均呈現(xiàn)下降趨勢。

圖2 RCP2.6及RCP4.5情景下青藏高原流域冰川徑流年代際變化Fig.2 Interdecadal variation of glacier runoff in the basins of the Qinghai-Tibet Plateau under RCP2.6 and RCP4.5 scenarios

西北內陸地區(qū)4個流域的冰川徑流亦呈現(xiàn)波動變化趨勢（圖3）。1970s—2000s，木扎提河的冰川融水徑流量最大［圖3（d）］，多年平均值為9.54×108m3，瑪納斯河和疏勒河次之，呼圖壁河的冰川融水徑流量較小。RCP2.6和RCP4.5情景下，21世紀初（2010s）木扎提河、瑪納斯河和疏勒河的冰川徑流達到最大值，2010s 后呈現(xiàn)下降趨勢，出現(xiàn)時間減弱節(jié)點，木扎提河和疏勒河冰川徑流減少趨勢較明顯，呼圖壁河的冰川徑流呈現(xiàn)緩慢減少趨勢。

圖3 RCP2.6及RCP4.5情景下西北內陸河流域冰川徑流年代際變化Fig.3 Interdecadal variation of glacier runoff in the northwest inland river basins under RCP2.6 and RCP4.5 scenarios

3.2 冰川水文調節(jié)功能總體變化

歷史時期（1971—2010 年），中國西部寒區(qū)各流域冰川水文調節(jié)功能呈現(xiàn)不同幅度變化（圖4）。在西北內陸地區(qū)，各流域冰川水文調節(jié)功能變幅較大，其中，木扎提河冰川水文調節(jié)功能最高，冰川水文調節(jié)指數(shù)（GlacierR）為0.303，疏勒河和瑪納斯河次之，GlacierR分別為0.747 和0.779，呼圖壁河最低，GlacierR為0.911。在青藏高原，5 大江源流域的冰川水文調節(jié)功能均處于較低水平，GlacierR介于0.925～0.997。

圖4 歷史時期及RCP2.6情景下中國西部寒區(qū)流域冰川水文調節(jié)指數(shù)總體變化Fig.4 Overall changes of glacier hydrological regulation index in the cold region basins of western China in historical period and under RCP2.6 scenario

未來到21 世紀末，中國西部寒區(qū)各流域冰川水文調節(jié)功能均呈現(xiàn)不同程度的下降趨勢（圖4～5）。RCP2.6 情景下，西北內陸地區(qū)3 個流域中，疏勒河冰川水文調節(jié)功能下降幅度最大，降幅達12.99%，瑪納斯河次之，降幅為5.04%，呼圖壁河降幅最?。▓D4）。青藏高原的5 個流域中，雅魯藏布江的冰川水文調節(jié)功能下降幅度最大，降幅為3.97%，其余4 個流域冰川水文調節(jié)功能一直處于較低水平，GlacierR介于0.972～1.000（圖4）。RCP4.5 情景下，西北內陸地區(qū)4 個流域中，木扎提河冰川水文調節(jié)功能下降幅度最大，降幅達25.40%，疏勒河次之，瑪納斯河和呼圖壁河降幅很?。▓D5）。青藏高原的5 個流域中，長江源的冰川水文調節(jié)功能下降幅度最大，降幅為3.62%，雅魯藏布江源次之，降幅為2.15%，其余3 個流域冰川水文調節(jié)功能一直處于較低水平，GlacierR介于0.989～1.000（圖5）。

圖5 歷史時期及RCP4.5情景下中國西部寒區(qū)流域冰川水文調節(jié)指數(shù)總體變化Fig.5 Overall changes of glacier hydrological regulation index in the cold region basins of western China in historical period and under RCP4.5 scenario

3.3 冰川水文調節(jié)功能年代際變化

為了解西部寒區(qū)各流域冰川水文調節(jié)功能的動態(tài)變化，以10 年作為一個時段，計算冰川水文調節(jié)指數(shù)，詳細剖析過去至21世紀末冰川水文調節(jié)功能的年代際變化。

3.3.1 青藏高原流域

1970s—2090s，青藏高原五大江源流域的冰川水文調節(jié)功能在波動中呈減弱趨勢（圖6）。在這一總變化趨勢下，可細分為三個階段：1970s—2010s、2010s—2050s 和2050s—2090s。1970s—2010s，即歷史時期，冰川水文調節(jié)功能呈現(xiàn)變化波動幅度大、調節(jié)功能強的特征（長江源除外）；2010s—2050s，冰川水文調節(jié)功能變化明顯有所緩和，但長江源流域呈現(xiàn)出較大差異性，此階段其冰川水文調節(jié)功能增強，處于相對最強的調節(jié)功能期，只是RCP4.5 情景下波動起伏較大，而RCP2.6 下比較穩(wěn)定。2050s—2090s，兩種情景下各流域調節(jié)功能進一步減弱，并保持平穩(wěn)狀態(tài)。

圖6 歷史時期及各RCP情景下青藏高原流域冰川水文調節(jié)指數(shù)年代際變化Fig.6 Interdecadal variation of glacier hydrological regulation index in the basins of the Qinghai-Tibet Plateau in historical period and under RCP scenarios：RCP2.6 scenario（a），and RCP4.5 scenario（b）

五大江源流域比較而言，雅魯藏布江源流域冰川水文調節(jié)功能最大，在歷史時期和2050s—2090s RCP2.6 情景下表現(xiàn)尤為明顯；其他江源區(qū)依次為怒江源、長江源、瀾滄江源與黃河源流域（1970s—2010s）。黃河源流域冰川水文調節(jié)功能最小，且在整個研究時期保持在一個較低水平，GlacierR介于0.99～1.00。圖6顯示，五大江源流域冰川水文調節(jié)功能減弱的起始時間節(jié)點存在一定差異，雅魯藏布江源和瀾滄江源流域為1980s，怒江源流域為2000s，長江源流域為2010s，黃河源流域為1990s。盡管存在這種不同，但一個事實就是，2010s 以來青藏高原五大江源流域冰川水文調節(jié)功能均已處于減弱狀態(tài)，1970s—2010s 是青藏高原冰川水文調節(jié)功能較強的時期。

3.3.2 西北內陸河流域

1970s 至21 世紀末，西北內陸地區(qū)各流域冰川水文調節(jié)功能亦表現(xiàn)為減弱趨勢。其中，1970s—2010s 調節(jié)功能相對較強，且變化起伏較大，位于祁連山西部的疏勒河流域和天山北麓的瑪納斯河流域冰川水文調節(jié)功能變化尤為劇烈（圖7）；2010s 之后，不論是RCP2.6，還是RCP4.5 情景，冰川調節(jié)功能變化明顯減弱，除疏勒河流域減弱幅度較大之外，其他流域變化相對和緩。

在西北內陸地區(qū)，研究流域的冰川水文調節(jié)功能變化迥異。位于天山南坡的木扎提河調節(jié)功能相對最強，1970s—2090s 盡管其調節(jié)功能呈減弱趨勢，但在RCP4.5 情景下其GlacierR仍介于0.20～0.51，表明其調節(jié)功能處于較高水平。疏勒河流域的冰川水文調節(jié)功能僅次于木扎提河流域，但其在歷史時期變化劇烈，2000s 后快速減弱。瑪納斯河流域冰川水文調節(jié)功能變化階段性特征明顯，以2020s 年代為界，RCP2.6 情景下2020s 之前波動中增強，2020s 之后波動中減弱，RCP4.5 情景下2020s之前減弱較快，2020s 之后減弱比較和緩。呼圖壁河冰川調節(jié)功能較小，變化和緩，且一直保持較穩(wěn)定水平（圖7）。

西北內陸河諸流域冰川徑流調節(jié)功能變化的拐點亦存在一定差異。木扎提河（RCP4.5）、呼圖壁河（RCP2.6 和RCP4.5）自1970s 之后冰川調節(jié)功能就一直處于減弱態(tài)勢；瑪納斯河流域在兩種RCP 情景下表現(xiàn)不同，RCP2.6 情景下存在兩個拐點，分別為1990s 和2020s，而在RCP4.5 情景下，拐點只為1990s［圖7（b）］；疏勒河流域調節(jié)功能減弱的時間節(jié)點為2000s。

圖7 歷史時期及各RCP情景下西北內陸河流域冰川水文調節(jié)指數(shù)年代際變化Fig.7 Interdecadal variation of glacier hydrological regulation index in the northwest inland river basins in historical period and under RCP scenarios：RCP2.6 scenario（a），and RCP4.5 scenario（b）

綜上所述，中國西部寒區(qū)流域冰川水文調節(jié)功能處于減弱態(tài)勢，1970s—2010s 是相對最強的冰川調節(jié)功能期，在RCP2.6 和RCP4.5 情景下，未來到21 世紀末，冰川調節(jié)功能明顯減弱。減弱的時間節(jié)點各流域不同，最早為1970s，最晚為2020s，早晚相差50 a。各流域因冰川性質、規(guī)模等異同，調節(jié)功能大小呈現(xiàn)一定的差異，總體上西北內陸河流域冰川調節(jié)功能較高，青藏高原流域冰川水文調節(jié)功能一直處于較低水平。

4 討論

過去半個多世紀，青藏高原和西北內陸地區(qū)的氣溫升高是個不爭的事實［31-32］，受全球氣候變暖影響，冰川穩(wěn)定性減弱［23］，未來冰川繼續(xù)退縮，冰川水文調節(jié)功能也將持續(xù)減弱。青藏高原和西北內陸地區(qū)冰川水文功能調節(jié)變化存在較大差異，青藏高原冰川水文調節(jié)功能一直處于較低水平，西北內陸地區(qū)冰川水文調節(jié)功能處于較高水平，主要原因是冰川徑流貢獻率不同。青藏高原五大江源流域的冰川徑流貢獻率介于0.35%～5.48%，而西北內陸河流域冰川徑流貢獻率介于6.62%～66.81%，西北內陸地區(qū)各流域冰川徑流貢獻率較高，青藏高原各流域冰川徑流貢獻率一直處于較低水平。

作為冰川三大功能之一的徑流調節(jié)功能，對中國西部干旱內陸河流域尤為重要，冰川徑流調節(jié)功能減弱或消失將可能引起流域徑流豐枯不均，導致極端干旱和洪澇災害風險增大，對西北干旱區(qū)內陸河流域產生深刻影響［25-26］。本文基于現(xiàn)有中國西部寒區(qū)流域的徑流模擬預估數(shù)據(jù)，在分析冰川徑流穩(wěn)定性的基礎上，定義了一個冰川水文調節(jié)指數(shù)，量化了冰川水文調節(jié)功能，明晰了不同時期、兩種RCP 情景下冰川調節(jié)功能的未來變化。在徑流變差系數(shù)法的基礎上，定義了冰川徑流調節(jié)指數(shù)，但該方法只考慮了總徑流和冰川徑流，仍具有一定的局限性，在下一步研究中，尚需考慮冰川區(qū)溫度和降水量，以期全面刻畫冰川徑流調節(jié)功能，逼近其真實變化狀態(tài)。

5 結論

本文使用中國西部寒區(qū)流域的冰川徑流及總徑流模擬和預估數(shù)據(jù)，從趨勢與波動變化兩方面，分析了冰川徑流的穩(wěn)定性。在此基礎上，探討冰川水文調節(jié)功能的定量評估方法，量化冰川徑流調節(jié)功能，并詳細剖析了其過去及未來變化，得到如下主要結論：

（1）歷史時期及RCP2.6 和RCP4.5 情景下，青藏高原和西北內陸地區(qū)各流域的冰川徑流減小時間節(jié)點不同。長江源冰川徑流減小時間節(jié)點為2030s，青藏高原其余流域冰川徑流減小時間節(jié)點為2020s，西北內陸地區(qū)各流域冰川徑流減小時間節(jié)點為2010s。

（2）歷史時期及RCP2.6 和RCP4.5 情景下，到21 世紀末，除雅魯藏布江流域冰川徑流大幅減少，穩(wěn)定性減弱之外，中國西部寒區(qū)大部分流域的冰川徑流雖呈減少趨勢，但波動幅度減小或無明顯波動變化，基本處于穩(wěn)定狀態(tài)。

（3）總體上，西北內陸河流域的冰川水文調節(jié)功能較高，青藏高原流域的冰川水文調節(jié)功能較低。在所有研究流域中，木扎提河流域的冰川水文調節(jié)功能最高。RCP2.6 和RCP4.5 情景下，中國西部寒區(qū)各流域冰川水文調節(jié)功能均呈現(xiàn)減弱趨勢，西北內陸河流域的冰川水文調節(jié)功能減弱尤為顯著，RCP2.6 情景下，疏勒河流域減弱幅度最大，達到12.99%，RCP4.5 情景下，木扎提河減弱幅度最大，達到25.40%，青藏高原各流域的冰川水文調節(jié)功能一直處于較低水平。

（4）年代際變化上，1970s—2000s中國寒區(qū)流域冰川水文調節(jié)功能大多以增強為主。長江源、瀾滄江源、怒江源、雅魯藏布江源、木扎提河和疏勒河流域的冰川水文調節(jié)功能均表現(xiàn)為增強趨勢，1970s—2010s 是冰川水文調節(jié)功能最強的時期。RCP2.6和RCP4.5 情景下，2010s—2090s，中國西部寒區(qū)流域冰川水文調節(jié)功能明顯減弱。減弱的時間節(jié)點變化較大，最早為1970s，最晚為2020s。

致謝：中國科學院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院趙求東副研究員為本論文寫作提供了數(shù)據(jù)支持，在此表示誠摯感謝。