宋香鎖，孫聰聰，宋偉華，張巧婷，張尚坤，李明慧

(1.山東省地質(zhì)科學(xué)研究院，國(guó)土資源部金礦成礦過(guò)程與資源利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東省金屬礦產(chǎn)成礦地質(zhì)過(guò)程與資源利用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 濟(jì)南 250001；2.山東省第一地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院，山東 濟(jì)南 250000；3.山東省魯北地質(zhì)工程勘察院，山東 德州 253072；4.曹縣自然資源和規(guī)劃局，山東 曹縣 274400；5.中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所，北京 100101；6.青藏高原卓越中心，北京 100101)

0 引言

氣候是導(dǎo)致環(huán)境變化的直接因素，包括氣溫和降雨。眾多的科學(xué)家一直關(guān)注氣溫和降水的變化，力求從過(guò)去和現(xiàn)在的變化中預(yù)測(cè)未來(lái)的氣候發(fā)展趨勢(shì)。青藏高原是全球變化研究的關(guān)鍵地區(qū)之一。

近40年來(lái)，青藏高原年平均氣溫和降水變化的總趨勢(shì)是逐漸上升的[1-7]，一般認(rèn)為，氣溫升高最直接的影響是冰川融化，并導(dǎo)致湖泊面積增加。但是，最近研究發(fā)現(xiàn)，由于西風(fēng)和印度季風(fēng)兩大環(huán)流在青藏高原的影響范圍和程度具有明顯的空間分異性[8]，導(dǎo)致不同地區(qū)湖泊和冰川對(duì)氣候變暖的響應(yīng)不同，如印度季風(fēng)作用下的冰川強(qiáng)烈退縮，湖泊趨于萎縮；而西風(fēng)作用下的冰川趨于穩(wěn)定，甚至部分出現(xiàn)前進(jìn)，湖泊趨于擴(kuò)張；過(guò)渡區(qū)的冰川退縮程度減弱，湖泊變化不明顯[8]。

納木錯(cuò)位于印度季風(fēng)區(qū)的邊緣，域內(nèi)冰川、湖泊、河流等各種自然要素共存，是研究全球變化的理想?yún)^(qū)域之一。中科院設(shè)立了納木錯(cuò)綜合觀測(cè)站進(jìn)行長(zhǎng)期觀測(cè)。最近幾年，關(guān)于納木錯(cuò)現(xiàn)代地表環(huán)境變化，晚更新世以來(lái)環(huán)境變化等均有大量文章發(fā)表[9-17]。該文通過(guò)探討氣候變暖的原因，綜述納木錯(cuò)流域冰川和湖泊等各環(huán)境要素對(duì)氣候變暖的響應(yīng)，是否存在冰川退縮、湖泊萎縮的情況，為利用湖芯沉積物恢復(fù)古環(huán)境變化提供現(xiàn)代過(guò)程的依據(jù)。

1 區(qū)域概況

納木錯(cuò)位于高原中部(圖1)，屬典型的半干旱高原季風(fēng)氣候區(qū)，納木錯(cuò)是念青唐古拉山北麓的斷陷構(gòu)造湖，海拔4817m，是世界上最高的大湖。湖盆東南為念青唐古拉山脈，山地冰川發(fā)育，為高原冰川作用中心之一[18]，納木錯(cuò)位于念青唐古拉山脈的北側(cè)，山脈成為一個(gè)巨大屏障，阻擋東南方向吹來(lái)的暖濕氣流，湖區(qū)冰川、湖泊、河流發(fā)育，各要素相互作用，形成了納木錯(cuò)獨(dú)特的現(xiàn)代環(huán)境特征。據(jù)2015年測(cè)試結(jié)果，納木錯(cuò)湖泊面積為2020km2，已經(jīng)由西藏自治區(qū)湖水面積第一的大湖退居為第二，實(shí)測(cè)湖水最深處超過(guò)95m(圖1)，且湖泊中部地區(qū)是整體水深超過(guò)90m的大而平坦的湖底平原[19-21]。湖水電導(dǎo)率為1839mS/cm，為弱堿性，pH值為9.13[22]，納木錯(cuò)湖泊的水量約870億m3[23]。納木錯(cuò)年蒸發(fā)量約為790mm，降水量為281.8mm，降水集中在6—9月，60%以上的降雨出現(xiàn)在夜間[12，24]。85%以上回次的降水量一般不超過(guò)30mm，最常見(jiàn)冰雹等固體形式的降水，占年降水量的90%以上[25-26]，降水的pH值范圍為6.03～7.38，平均值為6.59[27]，降水中d18O范圍為(-36.9～1.0)×10-3[28]。

a—納木錯(cuò)位置和西風(fēng)季風(fēng)分布[20]；b—納木錯(cuò)流域冰川分布圖(底圖來(lái)自Google Map)；c—納木錯(cuò)湖水深度分布圖[19]圖1 納木錯(cuò)季風(fēng)及湖水深度分布圖

納木錯(cuò)湖岸沉積物包括晚第四紀(jì)的湖相砂黏土層和全新世的湖濱相砂礫石層等，后者多數(shù)由5～10cm的扁圓狀礫石所組成，礫石成分復(fù)雜。納木錯(cuò)古湖岸線發(fā)育，最老古湖岸線年代為116～78ka BP，估計(jì)當(dāng)時(shí)湖面海拔為4857.2m[12]。自116ka BP以來(lái)，湖泊曾經(jīng)歷了幾次大的演變：①116～37kaBP為古大湖期；②37～30ka BP為外流湖期；③30ka BP以來(lái)的納木錯(cuò)期[10，12]。全新世湖區(qū)氣候出現(xiàn)明顯的3個(gè)階段：8.4～6.4 cal.ka BP,6.4～2.9 cal.ka BP,2.9 cal.ka BP至今[13]。

2 現(xiàn)代氣候變暖過(guò)程

氣候變暖的能量來(lái)自于太陽(yáng)輻射，太陽(yáng)輻射可能是氣候變化的主要驅(qū)動(dòng)力[29]。太陽(yáng)影響氣候變化的機(jī)制是太陽(yáng)紫外輻射的變化直接影響平流層臭氧，導(dǎo)致平流層溫度的變化，而溫度梯度的變化導(dǎo)致緯向風(fēng)的變化，進(jìn)一步影響行星尺度波和氣流的變化[30]。太陽(yáng)以電磁波的形式向地球傳遞能量，即太陽(yáng)輻射，太陽(yáng)輻射穿過(guò)大氣層進(jìn)入地面，地面又以長(zhǎng)波形式反射出去，大氣層吸收部分能量后以逆輻射的形式再次為地面輸入能量(圖2)，但是，大氣層的濕度和溫度等會(huì)影響大氣逆輻射的強(qiáng)弱。如云量多，空氣濕度大，地面射出的光很容易被云反射回來(lái)，即逆輻射強(qiáng)度大。青藏高原由于海拔高、特殊地形，高原的總輻射比同緯度的其他地區(qū)高許多，但是空氣稀薄，二氧化碳等溫室氣體含量少，太陽(yáng)輻射能量大部分不能保存在大氣層中，而且大氣逆輻射也比較弱。雖然青藏高原太陽(yáng)輻射很強(qiáng)，但是海拔高、空氣柱短、大氣逆輻射較小，導(dǎo)致高原氣溫一年四季均比周圍地區(qū)低[32]。因此，納木錯(cuò)站實(shí)際觀測(cè)到的氣溫仍然很低,年均溫度為-0.6°C[11]。

太陽(yáng)輻射有季節(jié)性變化，如夏季太陽(yáng)輻射強(qiáng)，氣溫高，冬季輻射弱，氣溫低。另外，太陽(yáng)黑子活動(dòng)的周期性變化也會(huì)影響太陽(yáng)輻射的變化，如黑子活動(dòng)高值期，太陽(yáng)總輻射量和輻射強(qiáng)度均增加，陸地升溫快；黑子活動(dòng)谷年，異常冷空氣在赤道上空形成，造成大氣熱量的重新分配和大氣環(huán)流的變化，使不同地區(qū)氣候變化不同[30，33-34]。青藏高原1956—2012年冬季氣溫變化與太陽(yáng)黑子數(shù)變化表現(xiàn)為正相關(guān)關(guān)系[33],說(shuō)明青藏高原氣溫升高可能也有太陽(yáng)黑子的影響。

圖2 太陽(yáng)輻射及逆輻射 (底圖來(lái)自劉南威，2002[31])

青藏高原是西風(fēng)和印度季風(fēng)兩大環(huán)流的匯聚地，西風(fēng)和印度季風(fēng)的變化影響青藏高原的熱力和動(dòng)力條件[8，35]。夏季(每年6—9月)，青藏高原約30°N以南地區(qū)，500hPa高度盛行南風(fēng)和西南風(fēng)，并在30～35°N逐漸減弱，而西風(fēng)則在35°N以北盛行，由南向北降水量逐漸減少。印度季風(fēng)將南部海洋(即阿拉伯海、孟加拉灣和南印度洋)的水汽向高原輸送。在冬季(每年12月—次年2月)，西風(fēng)主導(dǎo)整個(gè)青藏高原的水汽傳輸[8]。位于高原中部的納木錯(cuò)湖區(qū)，夏季主要受印度季風(fēng)影響，冬季主要受西風(fēng)影響。由于周圍高山影響，納木錯(cuò)站觀察結(jié)果為全年盛行西南風(fēng)，1—5月、7月盛行西南風(fēng)，6月盛行東南風(fēng)、西南風(fēng)，8月南風(fēng)，9—12月南風(fēng)和東南風(fēng)，月平均風(fēng)速為3.0～6.1m/s(圖3)[24]。因此，納木錯(cuò)的氣溫變化是太陽(yáng)輻射和大氣環(huán)流共同作用的結(jié)果。

納木錯(cuò)受季風(fēng)和西風(fēng)控制的狀況，也可以追溯到2.4萬(wàn)年前的湖泊沉積物中。納木錯(cuò)區(qū)域在距今2.4萬(wàn)—1.65萬(wàn)年主要受橫跨歐亞大陸的西風(fēng)控制，距今1.65萬(wàn)年之后主要受印度季風(fēng)的顯著影響，最近1萬(wàn)年的全新世早期伴隨著中低緯度太陽(yáng)輻射的增強(qiáng)，出現(xiàn)青藏高原地區(qū)較北大西洋不同的特有的優(yōu)越水熱條件[14]。

圖3 納木錯(cuò)現(xiàn)代氣候特征[24]

3 納木錯(cuò)地區(qū)主要環(huán)境要素對(duì)氣候變暖的響應(yīng)

在氣候變暖大背景下，納木錯(cuò)地區(qū)夏季和冬季氣溫均呈上升趨勢(shì)，冬季氣溫上升幅度較大，流域的冰川呈現(xiàn)退縮趨勢(shì)，湖泊面積呈現(xiàn)增加趨勢(shì)，降雨的變化比較復(fù)雜，增加趨勢(shì)不太明顯，氣溫、湖泊、冰川和降水的變化都不具有周期性(圖4)。

西藏冰川的進(jìn)退主要取決于降水變化，其次是氣溫[20]，長(zhǎng)期低溫高濕氣候?qū)е卤ㄇ斑M(jìn)，如17—19世紀(jì)小冰期。100多年來(lái)西藏冰川出現(xiàn)前進(jìn)的時(shí)間為19世紀(jì)中葉、19世紀(jì)末20世紀(jì)初、20世紀(jì)30年代、20世紀(jì)60年代末至70年代[20]。20世紀(jì)80年代后期開(kāi)始，高原為相對(duì)暖濕氣候[36]，納木錯(cuò)流域冰川持續(xù)退縮,具有冰川發(fā)育的地形和地勢(shì)的優(yōu)勢(shì)，但降雨量是控制該區(qū)冰川發(fā)育的主要因素[20]。納木錯(cuò)流域年降水小于300mm，山上冰川卻仍然很發(fā)育，降雨量與冰川面積變化曲線并不一致(圖4)，主要原因可能是地方性對(duì)流引起的陣性降水往往僅限于山地，如果山上山下同時(shí)降水可相差數(shù)倍，夏季高原星云圖上，經(jīng)常出現(xiàn)大量的對(duì)流云泡，均以山地為中心，局部環(huán)流形成的地形降水是高原上許多山地冰川賴以生存的重要補(bǔ)給來(lái)源。

圖4 納木錯(cuò)流域冰川、湖泊面積、 降水和溫度變化[37-38]

納木錯(cuò)地區(qū)夏季和冬季氣溫均出現(xiàn)升高趨勢(shì)(圖4)，但冬季氣溫升高對(duì)冰川的影響更大。因?yàn)榕練鉁厣呒觿”ㄈ诨?，冷季氣溫升高則使冰川表層溫度更接近于0℃，從而減少了冰川由積累到消融的轉(zhuǎn)換時(shí)間，使冰川表面消融期延長(zhǎng)，從而加快冰川的減薄或退縮[39]。

隨著氣溫的增加，念青唐古拉山冰川明顯退縮，發(fā)源于念青唐古拉山冰川前緣的河流很發(fā)育，如納木錯(cuò)南岸的入湖河流很多(圖1c)，各河長(zhǎng)度均在10～15km，流域面積約1500km2，占全湖總流域面積的14%[19]。這些河流將大量冰川融水輸入納木錯(cuò)湖，納木錯(cuò)湖泊增加的水量約為流域內(nèi)冰川融水徑流量的80%，遠(yuǎn)高于季節(jié)性積雪融水的補(bǔ)給[40]。因此，冰川融水可能是納木錯(cuò)湖泊面積擴(kuò)大最重要的原因。

納木錯(cuò)湖泊除了面積擴(kuò)大，湖冰物候的變化也記錄了氣候變暖信息。2000年后納木錯(cuò)湖泊開(kāi)始結(jié)冰的時(shí)間推遲，消融加速，完全融化的時(shí)間提前，2000—2013年湖冰存在期平均每年縮短2.8d，消融期天數(shù)平均每年縮短3.1d[41]。

除了冰川融水，降水和凍土融化也是湖泊面積擴(kuò)大的原因[42]。近幾十年來(lái)，雖然氣溫增加，但納木錯(cuò)流域的降水量增加并不明顯(圖3)。原因可能是降水的影響因素復(fù)雜。一般認(rèn)為，來(lái)自印度季風(fēng)輸送的水汽和高原自身蒸發(fā)的水汽是影響降水的主要因素。但是，印度季風(fēng)傳入的海洋性氣團(tuán)在遠(yuǎn)距離輸送過(guò)程中，特別是氣團(tuán)相繼翻越海拔7～8km的喜馬拉雅山和念青唐古拉山，水汽和離子成分遺失相當(dāng)嚴(yán)重[43]，能夠產(chǎn)生降雨的水汽主要集中在納木錯(cuò)流域地面以上1000m以內(nèi)的大氣中空氣柱短[19]，大氣中總水汽量低，能夠降到納木錯(cuò)的水汽可能不多[43]，如2001—2003年1月份，高原大部分地區(qū)的總水汽量?jī)H為0.15～0.3cm，7月份為1.2～2.0cm[44]。利用氧同位素的估算，夏季納木錯(cuò)的湖水蒸發(fā)水汽對(duì)當(dāng)?shù)卮髿馑呢暙I(xiàn)為28.4%～31.1%，納木錯(cuò)雨水中同位素遠(yuǎn)低于喜馬拉雅山南部地區(qū)[28]。因此，高原湖泊、河流及冰川等的蒸發(fā)與升華作用產(chǎn)生的水汽，即局地環(huán)流是納木錯(cuò)降雨的主要控制因素[43-44]，局地環(huán)流又受地形、湖-陸熱力學(xué)性質(zhì)差異等因素的影響[31]。因?yàn)榻涤炅吭黾硬幻黠@，那么凍土融化產(chǎn)生的水量可能是湖泊面積擴(kuò)大不可忽視的原因之一，雖然凍土融化的量很難定量估計(jì)。

冰川、湖泊和降雨的變化均沒(méi)有顯示短周期性，可能的原因是現(xiàn)代過(guò)程各環(huán)節(jié)要素相互影響，不容易識(shí)別周期性。除了冰川、湖泊和降雨，植被的變化，特別是植被物候的變化，也記錄了氣候變暖信息。物候是生物適應(yīng)氣候的季節(jié)性變化而形成的生長(zhǎng)發(fā)育節(jié)律，一般認(rèn)為主要受溫度條件的控制，但有的屬種對(duì)降水變化敏感。如納木錯(cuò)地區(qū)，2008年雨季比2007年提前,雖然氣溫偏低,大部分植物花期和果期普遍縮短5d左右,但物候期提前約20d[45]，說(shuō)明植物物候的年際變化對(duì)降水量的季節(jié)分配更敏感。納木錯(cuò)植物物候期普遍提前、花期和果期縮短[45]，與青藏高原春季物候在時(shí)間上整體上呈提前趨勢(shì)[46-48]是一致的。但是，以20世紀(jì)90年代中期為界，青藏高原不同區(qū)域呈現(xiàn)先提前后推遲的趨勢(shì)及沒(méi)有顯著變化等不同現(xiàn)象[49]。由于研究方法和數(shù)據(jù)的不同，物候變化趨勢(shì)及原因尚未形成定論[50]，尤其是遙感與地面觀測(cè)數(shù)據(jù)之間在物候定義上的差別、空間尺度上的差異以及時(shí)間上的不一致，使得絕大部分計(jì)算結(jié)果沒(méi)有得到有效的驗(yàn)證[51]。

冰川和湖泊對(duì)氣候環(huán)境變化的調(diào)節(jié)作用體現(xiàn)在水分和溫度方面。因?yàn)楹鰷睾徒禍氐乃俣嚷?，納木錯(cuò)就成為一個(gè)熱量存儲(chǔ)器和溫度調(diào)節(jié)器。湖泊面積大，山脈地形封閉且起伏較大，湖-陸熱力學(xué)性質(zhì)不同，使得湖區(qū)盛行湖-陸風(fēng)(或陸-湖風(fēng))、山谷風(fēng)等局地環(huán)流。由于海拔高、地形封閉等優(yōu)勢(shì)，納木錯(cuò)對(duì)氣候的調(diào)節(jié)作用比平原湖泊更為明顯。冰雪面的導(dǎo)熱率小，與大氣之間的熱交換弱，當(dāng)冰層厚度達(dá)50cm時(shí)，熱交換基本被切斷[40]，冰雪融化消耗熱量，冰面飽和水汽壓比同溫度的水面小，易飽和，難蒸發(fā)，所以冰雪表面形成的氣團(tuán)干冷。

4 結(jié)論

太陽(yáng)輻射是氣候變化的主要能量來(lái)源，在氣候變暖背景下，納木錯(cuò)流域的冰川1970年以來(lái)呈現(xiàn)退縮趨勢(shì)，納木錯(cuò)湖泊面積呈擴(kuò)大趨勢(shì)，而且湖泊結(jié)冰時(shí)間延遲，融化時(shí)間提前，平均降水量呈微弱增加趨勢(shì)，但以上指標(biāo)的變化均無(wú)法識(shí)別太陽(yáng)活動(dòng)的周期性。湖泊面積擴(kuò)大，除了冰川融水和降雨補(bǔ)給外，凍土融化的貢獻(xiàn)量不可忽視。