索朗塔杰 ,杜 軍 ,次旺頓珠 ,平措桑旦

（1.西藏高原大氣環(huán)境科學(xué)研究所,拉薩 850001；2.西藏高原大氣環(huán)境研究重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,拉薩 850001；3.西藏自治區(qū)氣候中心,拉薩 850001）

引言

2019 年，全球平均溫度較工業(yè)化前水平高出約1.1℃，是有完整氣象觀測記錄以來的第二暖年。1951～2019 年，亞洲陸地表面年平均氣溫呈顯著上升趨勢，速率為0.23℃/10a；我國地表年平均氣溫也呈顯著上升趨勢，增溫速率為0.24℃/10a[1]。素有“世界屋脊”和“亞洲水塔”之稱的青藏高原[2?3]，增溫趨勢更為顯著，1961～2019 年地表年平均氣溫增溫速率達(dá)0.37℃/10a[1]。在全球變暖背景下，作為冰凍圈中重要部分之一的凍土也發(fā)生了顯著的變化。青藏高原多年凍土約占陸地面積的53%，是地球上分布最廣泛的高海拔多年凍土[4?5]，凍土溫度上升、活動層變厚和凍土面積退縮已對青藏高原氣候、水資源、生態(tài)環(huán)境等產(chǎn)生了明顯的影響[6?10]。

凍融指數(shù)作為凍土研究的重要參數(shù)之一，對凍土變化研究具有非常重要的意義，同時(shí)也是氣候變化研究的重要指標(biāo)[11]。近年來，學(xué)者們在青藏高原已開展了有關(guān)凍融指數(shù)的研究。姜逢清等[12]研究指出1966～2004 年青藏鐵路沿線7 個(gè)氣象站點(diǎn)的凍結(jié)指數(shù)均呈減少趨勢，融化指數(shù)呈增加趨勢。趙紅巖等[13]發(fā)現(xiàn)1980～2005 年青藏鐵路沿線地表凍/融指數(shù)存在緩慢的、波動的上升趨勢。Wu 等[14]認(rèn)為自1998 年以來，青藏高原融化指數(shù)（TI）和凍結(jié)指數(shù)（FI）分別呈現(xiàn)出明顯的上升和下降趨勢，永凍土地區(qū)FI的下降幅度比季節(jié)性凍土地區(qū)更明顯；季節(jié)性凍土地區(qū)TI的上升幅度大于永凍土地區(qū)。劉磊等[15]分析得出，1977～2017 年雅魯藏布江中下游大氣凍結(jié)指數(shù)、地面凍結(jié)指數(shù)、大氣融化指數(shù)、地面融化指數(shù)的氣候傾向率分別為?36.6、?48.7、90.7、115.8℃·d/10a。

羌塘高原約占青藏高原總面積的20%，是世界上海拔最高、氣候條件最惡劣的高原，生態(tài)環(huán)境十分脆弱。作為僅次于格陵蘭國家公園的世界第二大陸地自然保護(hù)區(qū)和我國第二大自然保護(hù)區(qū)的羌塘國家級自然保護(hù)區(qū)（以下簡稱自然保護(hù)區(qū)）就位于羌塘高原，它也是平均海拔最高的自然保護(hù)區(qū)，這里氣候寒冷而干燥，屬于高原寒帶季風(fēng)干旱的氣候，生態(tài)系統(tǒng)非常脆弱和敏感，生態(tài)環(huán)境安全的戰(zhàn)略地位顯得日趨重要[16]。自然保護(hù)區(qū)大部分地方為多年凍土區(qū)，季節(jié)性凍土主要分布在其南部邊緣地區(qū)[17]?；顒訉雍穸扔膳璧叵蛩闹茉龃?，多年凍土區(qū)邊緣是活動層厚度最大的區(qū)域[18]。然而，目前基于凍融指數(shù)對自然保護(hù)區(qū)凍土?xí)r空變化的研究未見報(bào)道，加之保護(hù)區(qū)暫無長時(shí)間序列觀測資料的氣象站，給相關(guān)研究帶來極大困難。因此，本文利用其周邊同屬羌塘高原湖盆高寒草原區(qū)的5 個(gè)氣象站1971～2019 年逐日平均氣溫、地表平均地溫資料，統(tǒng)計(jì)分析了保護(hù)區(qū)大氣和地面凍融指數(shù)特征及其時(shí)空變化，并預(yù)估在RCP4.5 和RCP8.5 兩種排放情景下，未來80a（2021～2100 年）大氣和地面凍融指數(shù)的演變情況，力求為青藏高原凍土研究、生態(tài)環(huán)境保護(hù)和應(yīng)對氣候變化提供科技支撐。

1 資料與方法

1.1 資料

自然保護(hù)區(qū)內(nèi)無長時(shí)間序列觀測資料的氣象觀測站，本文選取其周邊同屬羌塘高原湖盆高寒草原區(qū)[3]的安多、班戈、申扎、改則和獅泉河5個(gè)氣象站（圖1）1971～2019 年逐日平均氣溫、地表平均溫度、積雪日數(shù)等資料。其中，申扎、班戈逐日地表平均溫度只有1980～2019 年的資料。自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)為5 個(gè)氣象站的平均值；多年平均值為1981～2010 年平均。

圖1 自然保護(hù)區(qū)周邊氣象站點(diǎn)分布

未來預(yù)估數(shù)據(jù)為國家氣候中心發(fā)布的《中國地區(qū)氣候變化預(yù)估數(shù)據(jù)集》Version 3.0 數(shù)據(jù)中的全球模式數(shù)據(jù)（CMIP5），CMIP5 數(shù)據(jù)采用國際耦合模式比較計(jì)劃第5 階段中21 個(gè)全球大氣與海洋環(huán)流耦合模式數(shù)值模擬集合平均結(jié)果[19]。本文利用國家氣候中心制作生成的一套包括歷史模擬數(shù)據(jù)（1901～2005 年）和RCP4.5、RCP8.5 兩種排放情景下預(yù)估數(shù)據(jù)（2006～2100 年）的月平均資料。

1.2 方法

1.2.1 凍融指數(shù)計(jì)算方法

凍融指數(shù)可分為大氣凍融指數(shù)和地面凍融指數(shù)，分別通過逐日氣溫和地表溫度（地溫）數(shù)據(jù)計(jì)算得到。本文中凍結(jié)指數(shù)統(tǒng)計(jì)時(shí)間為7 月1 日至翌年6 月30 日，融化指數(shù)統(tǒng)計(jì)時(shí)間為1 月1 日～12 月31 日。凍融指數(shù)計(jì)算公式[11,13?15]如下：

式中：FI（Freezing indices）為大氣（地面）凍結(jié)指數(shù)（℃·d）；TI（Thawing indices）為大氣（地面）融化指數(shù)（℃·d）；Ti為逐日氣溫（地溫）（℃）；NF為年內(nèi)氣溫（地溫）<0℃的日數(shù)（d）；NT為年內(nèi)氣溫（地溫）>0℃的日數(shù)（d）。

1.2.2 氣候統(tǒng)計(jì)分析方法

本文采用線性回歸和Mann-Kendall（M-K）突變檢測等方法[20]，分別統(tǒng)計(jì)分析自然保護(hù)區(qū)年凍融指數(shù)的變化趨勢、氣候突變特征。

2 結(jié)果分析

2.1 凍融指數(shù)的空間分布特征

表1 給出了1981～2010 年平均凍融指數(shù)的空間分布。從表1 可知，自然保護(hù)區(qū)各站年大氣凍結(jié)指數(shù)（AFI）、地面凍結(jié)指數(shù)（GFI）分別為1146.6～1801.3℃·d、930.6～1720.1℃·d，年大氣融化指數(shù)（ATI）、地面融化指數(shù)（GTI）依次為728.8～1143.2℃·d、2043.7～3591.1℃·d。ATI和GTI總體上呈自西向東遞減的分布，并隨海拔升高而減?。籄FI和GFI的分布規(guī)律不明顯，但最大值均出現(xiàn)在安多，最小值出現(xiàn)地不同。

表1 1981～2010 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)多年平均值

就自然保護(hù)區(qū)而言，AFI平均值為1388.0℃·d，最高值為1804.6℃·d，出現(xiàn)在1998 年；最低值出現(xiàn)在2018 年，僅為979.2℃·d。ATI平均值為1326.6℃·d，最高值為1542.1℃·d，發(fā)生在2016 年；最低值為1079.2℃·d，出現(xiàn)在1976 年。GFI平均值為1076.9℃·d，最高值在1979 年，為1507.4℃·d；最低值在2018 年，為743.0℃·d。GTI平均值為2427.8℃·d，最高、最低值分別為2880.8℃·d（2010 年）、1962.9℃·d（1979 年）。從凍融指數(shù)的大小來看，GTI>AFI>ATI>GFI。與青藏高原及周邊區(qū)域比較，自然保護(hù)區(qū)的FI（AFI、GFI）低于青藏高原永久凍土區(qū)[14]，高于青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)[14]、黃河源區(qū)[21]和雅魯藏布江中下游[15]；TI（ATI、GTI）正好相反，比青藏高原永久凍土區(qū)偏高，較青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)、黃河源區(qū)和雅魯藏布江中下游偏低。

2.2 凍融指數(shù)的時(shí)間變化特征

2.2.1 年際變化

如圖2a 所示，近49a（1971～2019 年）自然保護(hù)區(qū)AFI、GFI均表現(xiàn)為顯著的減少趨勢，平均每年分別減少8.97℃·d 和10.45℃·d，通過顯著性檢驗(yàn)水平（P<0.001），尤其是1991 年以來，AFI減幅更明顯，為?13.85℃·d·a?1（P<0.001）。ATI、GTI均呈現(xiàn)出顯著增加趨勢（圖2b），增幅分別為7.05℃·d·a?1（P<0.001）和11.38℃·d·a?1（P<0.001），以GTI增幅最為明顯。地面凍融指數(shù)的變化率比大氣凍融指數(shù)的變化率大，是因?yàn)榻?9a 地表溫度的上升速度（0.70℃·10a?1，P<0.001）比氣溫的上升速度（0.53℃·10a?1，P<0.001）快。

圖2 1971～2019 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)年際變化

通過對比與青藏高原及周邊地區(qū)年凍融指數(shù)的變化（表2），結(jié)果顯示，研究時(shí)段內(nèi)呈現(xiàn)出相同的變化趨勢，即AFI、GFI減少，ATI、GTI增加。自然保護(hù)區(qū)AFI減幅明顯大于雅魯藏布江中下游地區(qū)、青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)和黃河源區(qū)，低于整個(gè)青藏高原及其永久凍土區(qū)；GFI減幅大于雅魯藏布江中下游地區(qū)和青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)，但不及于整個(gè)青藏高原及其永久凍土區(qū)與黃河源區(qū)；ATI增幅小于雅魯藏布江中下游、青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)和黃河源區(qū)，接近于整個(gè)青藏高原；總體來看，GTI增幅要大于青藏高原及周邊地區(qū)。

表2 凍融指數(shù)變化的對比

因班戈、申扎2 站逐日地表平均地溫從1980 年開始有完整資料，便于比較，本文分析了近39a（1981～2019）凍融指數(shù)變化趨勢的空間分布（表3）。從表3可知，自然保護(hù)區(qū)各站AFI均呈現(xiàn)為減少趨勢，平均每年減少7.75～14.81℃·d（P<0.001），改則減幅最大；特別是近29a（1991～2019 年）減幅更明顯，絕大部分站點(diǎn)AFI的減幅在10.0℃·d·a?1以 上，其中安多減幅達(dá)17.59℃·d·a?1。ATI在各站點(diǎn)上都表現(xiàn)為顯著增加趨勢，為5.38～10.66℃·d·a?1（P<0.001），獅泉河最大，申扎最小。所有站點(diǎn)的GFI均為顯著減少趨勢，為?5.11～?14.26℃·d·a?1（P<0.01），班戈減幅最大，其次是改則，為?12.46℃·d·a?1（P<0.001），申扎最小。GTI在各站點(diǎn)上都表現(xiàn)為增加趨勢，增幅為8.90～23.83℃·d·a?1（P<0.001），獅泉河最大，申扎最小，兩者相差2.7 倍。

表3 1981～2019 年自然保護(hù)區(qū)各站點(diǎn)凍融指數(shù)的變化趨勢

2.2.2 年代際變化

圖3 給出了1971～2019 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的10 年際距平變化。分析表明，F(xiàn)I在1970s～1990s 為正距平，進(jìn)入21 世紀(jì)后轉(zhuǎn)為負(fù)距平，表現(xiàn)為逐年代遞減的變化特征。TI則呈現(xiàn)出逐年代遞增的年代際變化特征，即在1970s～1980s 為負(fù)距平，1990s～2010s 年代為正距平，尤其是2010s的GTI較常年值偏高244.3℃·d，比1970s 偏高了407.5℃·d。在30 年際的變化上，1980～2010 年與1971～2000年比較，AFI、GFI分別偏低94.3℃·d、120.7℃·d，ATI、GTI分別偏高67.6℃·d、103.7℃·d，以地面凍融指數(shù)變幅較大。

圖3 1971～2019 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)年代際變化

2.2.3 突變分析

圖4 給出了近49a 自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的M-K 突變檢驗(yàn)。如圖4a所示，AFI的UF（正序特征曲線）在1971～1983 年呈振蕩上升態(tài)勢，多數(shù)年份為正值，1988～2019年UF 為負(fù)值且呈明顯下降趨勢，UF 在2003～2019 年突破了?1.96，這表明2003 年以后AFI持續(xù)減少；UF和UB（逆序特征曲線）在2001 年出現(xiàn)交叉點(diǎn)，且在±1.96 之間，確定突變點(diǎn)發(fā)生在2001 年，突變后AFI偏低了277.3℃·d。同理可知，GFI、ATI、GTI分別在1999 年、1993 年和1998 年發(fā)生了氣候突變，突變后較突變前分別偏低286.8 ℃·d、偏高183.5 ℃·d 和偏高327.3℃·d。以上分析表明，自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)發(fā)生了明顯變化，地面凍融指數(shù)時(shí)間轉(zhuǎn)折點(diǎn)發(fā)生在20 世紀(jì)90 年代末，ATI突變時(shí)間最早，較AFI突變點(diǎn)偏早8 年。突變后FI降幅明顯，TI升幅更大，這也佐證了氣候變暖的事實(shí)。

圖4 1971～2019 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的M-K 檢驗(yàn)（a.AFI，b.GFI，c.ATI，d.GTI)

丁一匯等[22]研究表明，我國年平均氣溫在1998年發(fā)生了突變，年平均氣溫升高趨勢從1998 年以后開始停滯，甚至下降。1991～2000 年是我國氣溫顯著上升的10 年，該年代也是我國和全球的大部分地區(qū)氣候有顯著變化的時(shí)段。杜軍等[23]分析認(rèn)為，1971～2017年自然保護(hù)區(qū)年平均氣溫突變點(diǎn)發(fā)生在1995 年，較我國氣溫突變年份略早。以上分析表明，近49a 自然保護(hù)區(qū)多數(shù)凍融指數(shù)的突變年份比平均氣溫偏晚，這也說明凍融指數(shù)的突變確實(shí)是受氣候變暖的影響。

2.3 凍融指數(shù)變化的氣候成因分析

凍融指數(shù)是根據(jù)逐日平均氣溫（地溫）計(jì)算得到，因而與溫度具有直接的關(guān)系，考慮到凍土作為一種特殊的介質(zhì)顯著影響了地表與大氣之間的能量交換[11]，凍融指數(shù)與氣候因子之間的關(guān)系也值得探討。表4給出了凍融指數(shù)與主要?dú)夂蛞蜃拥南嚓P(guān)系數(shù)。如表所示，F(xiàn)I與平均氣溫、平均最低氣溫和降水量呈顯著的負(fù)相關(guān)，與日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、積雪日數(shù)和最大積雪深度存在顯著的正相關(guān)關(guān)系。而TI與上述氣候要素的相關(guān)性正好相反，即與平均氣溫、平均最低氣溫和降水量呈正相關(guān)，與日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、積雪日數(shù)和最大積雪深度呈負(fù)相關(guān)。分析表明，近49a 自然保護(hù)區(qū)FI（TI）減少（增加），與平均氣溫、平均最低氣溫顯著升高[24]、降水量增加[24]、平均風(fēng)速減小[25]密切相關(guān)，還與積雪日數(shù)和最大積雪深度的減少[23]有關(guān)。

表4 1971～2019 年自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)與氣候要素的相關(guān)系數(shù)

2.4 未來氣候變化對凍融指數(shù)的影響

2.4.1 未來氣溫變化

CMIP5 試驗(yàn)全球模式對青藏高原氣候模擬能力較為穩(wěn)定[26?27]。本文利用給出的21 個(gè)模式結(jié)果，計(jì)算了未來80a（2021～2100 年）自然保護(hù)區(qū)氣溫變化的預(yù)估結(jié)果。表5 列出了RCP4.5 和RCP8.5 兩種排放情景下，近期（2021～2040 年）、中期（2041～2070 年）、遠(yuǎn)期（2071～2100 年）3 個(gè)時(shí)期以及未來80a（2021～2100 年）自然保護(hù)區(qū)年平均氣溫距平，可以看出：在兩種排放情景下不同時(shí)段內(nèi)年平均氣溫均呈升高趨勢，與氣候基準(zhǔn)年（1991～2020 年）相比，RCP4.5 和RCP8.5 兩種排放情景下，未來80a（2021～2100 年）平均氣溫分別升高1.95℃和3.26℃。

表5 RCP4.5 和RCP8.5 排放情景下未來80 年（2021～2100 年）自然保護(hù)區(qū)年平均氣溫變化

2.4.2 未來凍融指數(shù)的變化

本文選取表5 中在RCP4.5 和RCP8.5 兩種排放情景下氣溫增暖值來預(yù)估自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的變化情況。首先建立凍融指數(shù)與年平均氣溫的回歸方程（表6），通過顯著性檢驗(yàn)水平（P<0.0001）；然后利用回歸方程分別計(jì)算在RCP4.5、RCP8.5 兩種排放情景下，近期、中期、遠(yuǎn)期3 個(gè)時(shí)期以及未來80a 自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的預(yù)估值。

表6 羌塘自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)與年平均氣溫的回歸方程

與1991～2020 年比較（表7），在RCP4.5、RCP8.5兩種排放情景下，近期、中期、遠(yuǎn)期自然保護(hù)區(qū)均表現(xiàn)出FI減少、TI增加的變化特征，以遠(yuǎn)期最為明顯；在RCP8.5 排放情景下，AFI、GFI分別減少829.4℃·d、918.6℃·d，ATI、GTI依次增加673.6℃·d、1078.3℃·d。未來80a，在RCP4.5 排放情景下，自然保護(hù)區(qū)AFI、GFI分別減少322.8℃·d、357.6℃·d，ATI、GTI分別增加262.2℃·d、419.7℃·d；在RCP8.5 排放情景下，凍融指數(shù)的變率更大。

表7 RCP4.5 和RCP8.5 情景下未來80a 自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的變化值

3 結(jié)論與討論

本文利用1971～2019 年其周邊同屬羌塘高原湖盆高寒草原區(qū)5 個(gè)氣象站的逐日平均氣溫、地表平均地溫資料，統(tǒng)計(jì)分析了保護(hù)區(qū)大氣和地面凍融指數(shù)特征及其時(shí)空變化，并預(yù)估在RCP4.5 和RCP8.5 兩種排放情景下，未來80a（2021～2100 年）大氣和地面凍融指數(shù)的演變情況，得到如下主要結(jié)論：

（1）自然保護(hù)區(qū)ATI和GTI總體上呈自西向東遞減的分布，并隨海拔升高而減小；AFI和GFI的分布規(guī)律不明顯。從凍融指數(shù)的大小來看，GTI>AFI>ATI>GFI。與青藏高原及周邊地區(qū)比較，自然保護(hù)區(qū)的FI（AFI、GFI）低于青藏高原永久凍土區(qū)，高于青藏高原季節(jié)性凍土區(qū)、黃河源區(qū)和雅魯藏布江中下游，TI（ATI、GTI）正好相反。

（2）近49a（1971～2019 年）自然保護(hù)區(qū)AFI、GFI分別以?8.97℃·d·a?1、?10.45℃·d·a?1的速率顯著減少。ATI、GTI則表現(xiàn)為顯著增加趨勢，平均每年分別增加7.05℃·d 和11.38℃·d。與青藏高原對比，AFI、GFI減幅小，ATI增幅接近，GTI增幅大。

（3）在10 年際尺度變化上，F(xiàn)I在1970s～1990s 為正距平，2000s～2010s 為負(fù)距平，表現(xiàn)為逐年代遞減的變化特征；而TI相反，呈逐年代遞增的變化特征。在時(shí)間轉(zhuǎn)折上，近49a 自然保護(hù)區(qū)AFI、ATI、GFI、GTI的突變點(diǎn)分別出現(xiàn)在2001年、1993年、1999年和1998年；ATI突變時(shí)間最早，較AFI偏早8 年。

（4）近49a 自然保護(hù)區(qū)FI（TI）減少（增加），與平均氣溫、平均最低氣溫顯著升高、降水量增加、平均風(fēng)速減小密切相關(guān)，還與積雪日數(shù)、最大積雪深度的減少有關(guān)。

（5）在RCP4.5、RCP8.5 兩種排放情景下，近期、中期、遠(yuǎn)期自然保護(hù)區(qū)都表現(xiàn)為FI減少、TI增加的變化特征，以遠(yuǎn)期最為明顯。中等排放（RCP4.5）情景下，未來80a 自然保護(hù)區(qū)AFI、GFI將分別減少322.8℃·d、357.6℃·d，ATI、GTI分別增加262.2℃·d、419.7℃·d；RCP8.5 排放情景下，凍融指數(shù)的變化率變得更大。

青藏高原FI顯著下降，TI顯著上升，這與高原氣溫明顯升高關(guān)系密切，本文分析表明凍融指數(shù)與平均氣溫、平均最低氣溫存在極顯著的相關(guān)關(guān)系。近50a來青藏高原氣溫上升率高達(dá)0.37℃/10a，遠(yuǎn)高于全國的增溫率（0.16℃/10a）[28]，且研究時(shí)段距今越近，氣溫增溫率越大，表明近期增暖更為明顯[29?32]。在氣候變暖背景下，本區(qū)凍融指數(shù)變化趨勢與青藏鐵路沿線[12?13]、青藏高原[14]、黃河源區(qū)[21]以及雅魯藏布江中下游地區(qū)[15]是一致，也與我國北疆[33]、東北[34]、黑河流域[11]，以及北美、加拿大和阿拉斯加[35]等地相同。這也表明，F(xiàn)I下降、TI上升在北半球已是普遍現(xiàn)象。盡管20 世紀(jì)90 年代出現(xiàn)了全球變暖的停滯期[36?38]，但自1998年以來，青藏高原TI明顯上升，F(xiàn)I明顯下降[14]。這意味著，青藏高原永久凍土區(qū)將加速變暖。

本文基于地面氣象觀測數(shù)據(jù)，分析了自然保護(hù)區(qū)凍融指數(shù)的時(shí)空演變特點(diǎn)，這既有助于掌握季節(jié)性凍土的變化特征，也對草地生態(tài)系統(tǒng)退化研究有重要的意義。但僅從單相關(guān)系數(shù)分析了氣溫、降水、日照時(shí)數(shù)對凍融指數(shù)的影響，未考慮其他影響因素，這些關(guān)系背后的機(jī)理是什么，有待下一步研究。