多年冻土与冰川、积雪是青藏高原冰冻圈的重要组成部分, 在全球气候变化的背景下, 冰冻圈的响应对区域环境和生态系统必将产生重要影响^[1-2]。青藏高原多年冻土面积约1.05×10⁶~1.5×10⁶km^{2 [3]}, 分布广、厚度薄、稳定性差^[4]。在过去几十年的气候变暖背景下, 青藏高原多年冻土的分布格局正在变化。气候变暖显著和人类活动日益增加, 加剧了冻土退化, 已经影响到高原多年冻土环境, 引发一系列生态和环境问题, 亟待系统的长期观测、试验和模型研究^[5-6]。青藏高原地区多年冻土的特征和演化趋势与全球其他地区的多年冻土有一定相似性。使用现代气候数据模拟得出的模型对多年冻土发展趋势进行预测, 结果表明在西伯利亚^[7-10]、北极圈内^[11]、阿拉斯加^[12]、加拿大北部^[10]、北欧甚至整个北半球^[13]的多年冻土随着温度上升都有面积逐渐减小、活动层厚度增大的趋势, 尤其是北极圈内多年冻土对温度变化的响应最为敏感^[14]。

IPCC第四次报告显示, 在可预测的CO₂排放量下, 至2099年, 全球平均气温将上升1.8~4.0℃。本文根据气象和多年冻土观测等资料, 绘制青藏高原地区现代多年冻土分布图, 在此基础上对各类多年冻土边界分布与等温线的对应关系进行分析。应用现代气温等温线, 并结合地形、冰缘地貌证据, 模拟IPCC报告中提出的升温情况下青藏高原地区各类多年冻土分布的变化情况, 对多年冻土区内地表过程响应机制展开讨论, 为探讨全球变暖背景下的青藏高原环境变化提供依据。

1 数据来源与研究方法

本文使用的数据源:多年冻土主要依据《中国冰川冻土沙漠图》^[15]以及文献[3]; 温度依据1981-2010年新疆、西藏、甘肃、青海、云南、四川等省气象站点月平均气温资料(气象科学数据共享网); 地形依据ASTER GDEM 90 m分辨率高程数据(NASA), 采用WGS1984坐标系。

由于研究区的气象站点东部多, 西部少(图 1), 应用气象观测数据资料和插值方法绘制研究区等温线受到气象站点数量有限、分布不均匀的限制。为了弥补这一缺陷, 需要在研究区进行插值补点, 使等温线更加客观。采用SPSS和EXCEL工具对数据进行回归分析, 尝试给出已有站点温度与海拔、纬度间的关系。通过模拟结果计算补点的温度, 利用ArcGIS软件进行插值和图像处理, 绘制青藏高原地区现代平均气温等温线和青藏高原现代多年冻土分布图, 在此基础上模拟升温1.8℃和4℃条件下青藏高原多年冻土的分布情况。

2 青藏高原等温线与现代多年冻土分布

本文使用的基础数据包含青藏高原及邻区147个气象站点的月均温, 取1980-2010年共30年的资料进行分析。已有研究结果表明, 样本本身的空间分布是影响插值精度的重要因素, 合理的采样设计是必要的前提^[16-17]。由于气象站点在高原地区分布不均匀, 中西部地区站点非常稀疏, 研究区高差大, 跨越的经度和纬度范围较大, 在绘制研究区年均温度分布图时, 必须考虑到上述因素的影响, 需要根据已有站点数据, 采用综合方法, 分析气温随海拔和纬度的变化, 将其订正、丰富后, 再对它们进行插值分析, 其结果能较为正确地反映青藏高原气温空间分布的特征, 误差远小于其他方法。

本文中补点方法分两种。1)  传统方法, 主要用于青藏高原地区东部和南部。选取相邻两个站点, 并在两点间连线, 沿线寻找海拔变化为±1000 m的点, 沿其地貌走向补3~5个点。此方法能够使控制点覆盖站点之间无法观测的高海拔和低谷地区, 并使用回归方法补全温度变化较大的点, 从而得到更详细的等温线。2)  网格方法, 主要用于西北无站点地区。该区域平均海拔高站点分布极少, 需要绘制网格进行补点。在缺少观测数据的海拔变化幅度小的地区, 使用此方法可进行有效预测, 补充温度数据空白。

利用Excel对研究区各站点30年内的平均气温与海拔、纬度之间的关系进行线性多元回归分析, 得到

$ Y = 40.5279 - 0.64094L - 0.0045H, $

(1)

其中, L为纬度(°N), H为海拔(m), y为多年平均气温(℃)。

该回归结果的R²=0.883269, 且通过α为0.05的F值检验, 结果比较可信。这样, 只要知道海拔和纬度(可以从DEM图读出), 就可经计算出某地的平均温度。

经过线性回归分析, 可得到补点处的推算温度结果。以补点和站点的温度数据为基础, 利用空间插值, 可提供每个计算栅格的温度值。在ArcGIS中关联到dbs后生成shp文件, 使用自然邻域法进行空间插值, 得到青藏高原现代年平均气温分布图(图 1)。

依据《中国冰川冻土沙漠图》^[15]和文献[3], 将青藏高原现代多年冻土的分布情况数字化, 按照大片多年冻土、岛状多年冻土和高山多年冻土分类进行绘制, 得到青藏高原现代多年冻土分布范围, 结合现代平均气温分布图(图 1), 得到以下结果:现代大片多年冻土界线处的年平均气温为-2~0℃; 岛状多年冻土界线处的年平均气温比较复杂, 界线西南部的年平均气温约为3℃, 界线东南部约为-1~3℃, 界线东北部约为0~2℃; 高山多年冻土主要存在于祁连山和喜马拉雅山地区, 祁连山区高山多年冻土界线处的年平均气温约为1~2℃, 喜马拉雅山地区界线处约为3~4℃。这个结果与前人研究资料和结论^[18-20]相符, 说明本文模拟的现代多年冻土界线与等温线间的一致性较好。

3 未来升温条件下青藏高原多年冻土分布变化与分析 3.1 青藏高原多年冻土分布变化

在青藏高原现代多年冻土分布与气温等温线图的基础上, 参照文献[21]中各类型多年冻土分布的温度与海拔条件, 分别以年均温升高1.8℃和4℃, 对三类多年冻土(大片多年冻土、岛状多年冻土和高山多年冻土)的分布进行预测, 结果如图 2所示。本文采取的冻土资料是现代平均条件下的平均状态, 因此, 所得到的预测结果是基于现有的冻土稳定态的变化。

在年均温升高1.8℃的情况下, 大片多年冻土的北界至昆仑山南麓和柴达木盆地南缘(36.01°-37.78°N), 南界则在噶尔‒改则‒唐古拉山‒昌都一线(31.67°-33.75°N), 东界到达34°N左右, 海拔约为4400 m, 西界与现代范围大致相当。岛状多年冻土区北部主要是松潘高原和横断山脉北部地区, 大多数地区海拔都在4300 m以上, 在升温的条件下依然比较稳定。南部阿里高原、念青唐古拉山山区受温度影响较大, 多年冻土在增温趋势下向北剧烈收缩, 其向南范围平均在30°N左右, 多年冻土下界海拔可达5000 m。喜马拉雅山地区高山多年冻土面积骤减, 只在27.50°-29.30°N范围内零星分布, 且平均海拔在5100 m以上; 帕米尔高原的高山多年冻土退缩程度略小于喜马拉雅山地区, 高原北部(39.36°-38.52°N)多年冻土收缩明显; 祁连山地区多年冻土在升温1.8℃情况下依然比较稳定, 变化不大。

在年均温升高4℃情况下, 大片多年冻土依然稳定, 仅在西北部和东部部分地区小范围收缩。岛状多年冻土中部(85.96°-91.66°E)向南北收缩至30°N附近, 下界海拔约5000 m, 其他地区冻土范围仅有小幅度收缩。喜马拉雅山地区多年冻土分布较温度升高1.8℃的情况变化不大; 帕米尔高原多年冻土进一步收缩, 在35.5°-38.2°N内少量分布; 祁连山地区多年冻土同样大幅减少, 分布于37.7°-38.2°N之间; 青海南山、岷山地区(34.75°-37.80°N)、横断山脉等地区的多年冻土仅发育在少数高海拔地区。部分极高山在升温4℃条件下依然能够发育多年冻土, 由于软件技术的原因, 小面积图斑无法在图中显示。

根据预测得到的多年冻土分布图, 青藏高原地区在年均温升高1.8℃情况下, 多年冻土总面积是现代的83.4%;年均温升高4℃的情况下, 多年冻土总面积是现代的73%。

根据国内学者的研究^{[19, 22]}及本文对青藏高原地区30年气温数据的分析, 青藏高原地区对全球变暖更敏感, 响应更强烈, 揭示IPCC报告中关于2099年全球平均温度升高1.8℃和4℃的结论对青藏高原地区而言并不全面。本文以青藏高原地区1981 -2010年温度数据为基础进行拟合, 对比线性、指数、对数等拟合方法, 发现线性拟合具有最好的相关性。而线性拟合结果显示1981-2010年青藏高原地区年均温上升约2℃, 据此可推算2099年青藏高原地区年均温将上升6℃, 并绘制青藏高原地区年均温升高6℃的多年冻土分布图(图 3)。

根据图 3可知, 在年均温升高6℃条件下, 青藏高原地区多年冻土消融明显。大片多年冻土区依然保持稳定, 仅西北部少部分消融, 多年冻土收缩至78°E; 岛状多年冻土较图 2面积大幅减小, 仅在中西部小范围(82.6°-84.9°E)发育; 高山多年冻土仅在喜马拉雅山地区、横断山脉地区和祁连山地区零星发育。多年冻土面积仅为现代的50.8%。

3.2 青藏高原温度变化与多年冻土分布趋势的对比

以青藏高原及周边地区1981-2010年气温数据为基础, 计算各站点30年气温的方差, 通过插值方法绘制出青藏高原地区30年气温方差分布图(图 4)。方差的大小标志着温度变幅的大小, 反映年均温的稳定性。

结合图 2和4可以看到, 青藏高原中部气温变化幅度最大。该地区大片多年冻土大部分位于高原面上, 因此受温度影响较小, 整体上仍然较为稳定; 部分岛状多年冻土在升温环境下收缩明显。高原西部、西北部和西南部气温变化幅度较中部地区小, 但对西北部和西南部的高山多年冻土影响的程度依然较高。高原南部、东北部和东南部由于极高山分布较多, 其未来温度变化幅度最小, 但南部、东北部的高山多年冻土和东南部的岛状多年冻土由于海拔高, 对气温变化较敏感, 因而变化程度较大。

大片多年冻土区的昆仑山口的钻孔资料显示, 1985-2000年, 冻土层6~15 m深度的平均温度上升0.2~0.4℃, 15 m以下部分地温变化微弱。整体上, 多年冻土冻结层厚度变化于80~100 m之间, 比较稳定^[4^]。羌塘盆地活动层厚度最小(0.87~1.78 m), 以羌塘盆地为中心向四周, 活动层厚度不断增加^[23]。两处证据表明, 大片多年冻土区尽管处在高原升温幅度较大的位置, 但由于其整体高海拔的特征, 导致其在升温环境下依然稳定^[4]。

岛状多年冻土区北部的西大滩1983年以来多年冻土平均地温升高0.2~0.3℃, 冻土厚度至少缩小4 m, 部分地区多年冻土已消失, 活动层厚度增大明显, 甚至出现双向退缩^[4]。岛状多年冻土区升温幅度略小于高原中部, 但岛状多年冻土对温度变化响应剧烈, 在其中部和东南部有明显的收缩趋势。

高山多年冻土主要分布在喜马拉雅山、祁连山、横断山脉和帕米尔高原地区, 受海拔因素影响, 其中不稳定多年冻土占比重较大^[4]。因此, 尽管以上地区升温幅度最小, 但多年冻土的敏感性导致其消融退化趋势明显。

IPCC第四次报告指出, 全球气温在未来将会持续升高。青藏高原地区受高原增温效应^[24]、臭氧量减少^[25]等因素影响, 温度突变较相同海拔的其他地区更明显, 且先于我国其他地区^[26]。青藏高原地区在20世纪80年代发生增温突变^[27], 其东部、东南部突变较早, 北部、西北部和西部次之, 南部的突变时间最晚^[28]。青藏高原各个区域近百年来气温都处于上升状态。中部地区气温近百年来以每10年0.065℃的趋势上升, 西部地区上升趋势最显著, 每10年上升0.128℃, 北部地区为0.105℃, 南部地区为0.015℃, 东部地区为0.022℃^[29]。在这一大背景下, 青藏高原现代多年冻土整体上将呈退化趋势。

3.3 多年冻土退化及影响

多年冻土区广泛发育热喀斯特地貌。截至2009年9月, 青藏高原地区热喀斯特湖总积水面积约为3.5×10⁵m^{2 [30]}。高含冰量多年冻土区发育的热喀斯特湖占总数的80%, 约占总面积的70%, 低含冰量多年冻土区发育的热喀斯特湖占总数的20%^[31]。多年冻土的消融引起冻胀和沉陷, 并直接影响工程建筑的稳定性。据吴青柏等^[32]报道, 青藏公路的破坏路段中80%以上是由这一因素导致。

随着多年冻土的持续退化, 多年冻土区内土壤温度逐渐升高, 土壤含水量逐渐下降, 有机质含量降低^[33]。高寒生态系统发生以植被覆盖度减少、高寒草原草甸面积萎缩等为主要形式的显著退化, 植被生产力和土壤有机碳输入量都减少^[34]。青藏高原地区温度的持续上升对农业发展造成诸多不利影响:冬季气温升高延长了小麦生长期, 对小麦的生长有利, 但同时病虫害越冬基数也增加, 对农作物不利; 异常天气增多及气候不稳定因素的增加导致农牧业生产力下降^[35]; 暖干化加速土壤的侵蚀及沙漠化, 土壤养分和表层水土流失, 流失的氮、磷、钾等营养成分促使土壤有机质下降, 直接造成土壤地力减退, 牧草质量下降^[36-37], 由此造成的多年冻土退化不仅不利于高原多年冻土生态系统功能的发挥, 而且不利于草地畜牧业的发展, 最严重的还会造成沙漠化^[33]。多年冻土区在降水量不变的情况下每10年升温0.44℃, 高寒草甸和高寒草原地上生物量分别递减6.3%和6.7%^[38]。

随着全球变暖, 青藏高原多年冻土区的冰川自20世纪80年代以来出现普遍的强烈退缩现象^[39], 在近50年内退缩速率接近6%/10a^[40]。受此影响, 冻土区内由冰川融水补给的湖泊水位有不同程度上升^[41-42], 加剧了冻土的热融喀斯特效应和消融。青藏高原地区降水变化比较复杂, 普遍认为近50年青藏高原地区降水量呈上升趋势^[43-45]。冻土区内由降水补给的湖泊受到全球变暖影响, 其蒸发量大于降水量, 此类湖泊普遍呈收缩趋势^{[41, 46]}。

由此可见, 青藏高原多年冻土区内的土壤、植被、冰川、降水、湖泊等变化的规律, 与温度方差分布图所反映的温度变化趋势和多年冻土消融变化的趋势有一定的相似性。

4 结论

本文根据青藏高原多年冻土资料以及IPCC第四次报告, 预测青藏高原地区平均气温升高1.8℃和4℃情况下的多年冻土范围变化趋势, 得出以下结论。

1)  青藏高原多年冻土在平均气温升高1.8℃的情况下大范围消融, 面积是现代多年冻土的83.4%左右。其中, 大片多年冻土整体比较稳定, 仅西北部小幅收缩; 岛状多年冻土区北部在升温的条件下依然比较稳定, 南部阿里高原、念青唐古拉山山区多年冻土在增温趋势下向北剧烈收缩; 喜马拉雅山地区高山多年冻土面积骤减, 帕米尔高原的高山多年冻土在高原北部(39.36°-38.52°N)收缩明显, 祁连山地区多年冻土比较稳定。

2)  在平均气温升高4℃的情况下, 青藏高原多年冻土区面积是现代的73%。大片多年冻土区依然比较稳定; 岛状多年冻土中部的部分地区消融至30°N左右; 高山多年冻土在喜马拉雅山地区变化不大, 在帕米尔高原地区进一步消融, 在祁连山地区大幅度减少, 青海省的南山、岷山地区(34.75°-37.80°N)、横断山脉等地区的多年冻土仅发育在少数高海拔地区。

3)  在平均气温升高6℃的情况下, 青藏高原多年冻土区面积是现代的50.8%。大片多年冻土区最稳定, 仅西北部小范围收缩; 岛状多年冻土面积大幅减小, 仅在中西部发育; 高山多年冻土在喜马拉雅山、横断山脉和祁连山脉零星发育。

4)  青藏高原多年冻土区温度变化与多年冻土本身的退化趋势存在较好的对应关系, 同时影响到区内土壤、植被、冰川、降水、湖泊等的变化规律。冰川的消融, 湖泊水位抬升、面积增大都会加速多年冻土的消融, 使其活动层厚度增大。考虑到高原地区生态系统的敏感性和脆弱性, 冻土的退化会对植被、土壤、生态、工程等产生巨大的影响。在未来对青藏高原的研究和开发建设中, 多年冻土的变化和特点应得到更大的重视。