西藏納木錯流域現代環境變化特征及影響

宋香鎖，孫聰聰，宋偉華，張巧婷，張尚坤，李明慧

(1.山東省地質科學研究院，國土資源部金礦成礦過程與資源利用重點實驗室，山東省金屬礦產成礦地質過程與資源利用重點實驗室，山東 濟南 250001；2.山東省第一地質礦產勘查院，山東 濟南 250000；3.山東省魯北地質工程勘察院，山東 德州 253072；4.曹縣自然資源和規劃局，山東 曹縣 274400；5.中國科學院青藏高原研究所，北京 100101；6.青藏高原卓越中心，北京 100101)

0 引言

氣候是導致環境變化的直接因素，包括氣溫和降雨。眾多的科學家一直關注氣溫和降水的變化，力求從過去和現在的變化中預測未來的氣候發展趨勢。青藏高原是全球變化研究的關鍵地區之一。

近40年來，青藏高原年平均氣溫和降水變化的總趨勢是逐漸上升的[1-7]，一般認為，氣溫升高最直接的影響是冰川融化，并導致湖泊面積增加。但是，最近研究發現，由于西風和印度季風兩大環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]，導致不同地區湖泊和冰川對氣候變暖的響應不同，如印度季風作用下的冰川強烈退縮，湖泊趨于萎縮；而西風作用下的冰川趨于穩定，甚至部分出現前進，湖泊趨于擴張；過渡區的冰川退縮程度減弱，湖泊變化不明顯[8]。

納木錯位于印度季風區的邊緣，域內冰川、湖泊、河流等各種自然要素共存，是研究全球變化的理想區域之一。中科院設立了納木錯綜合觀測站進行長期觀測。最近幾年，關于納木錯現代地表環境變化，晚更新世以來環境變化等均有大量文章發表[9-17]。該文通過探討氣候變暖的原因，綜述納木錯流域冰川和湖泊等各環境要素對氣候變暖的響應，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古環境變化提供現代過程的依據。

1 區域概況

納木錯位于高原中部(圖1)，屬典型的半干旱高原季風氣候區，納木錯是念青唐古拉山北麓的斷陷構造湖，海拔4817m，是世界上最高的大湖。湖盆東南為念青唐古拉山脈，山地冰川發育，為高原冰川作用中心之一[18]，納木錯位于念青唐古拉山脈的北側，山脈成為一個巨大屏障，阻擋東南方向吹來的暖濕氣流，湖區冰川、湖泊、河流發育，各要素相互作用，形成了納木錯獨特的現代環境特征。據2015年測試結果，納木錯湖泊面積為2020km2，已經由西藏自治區湖水面積第一的大湖退居為第二，實測湖水最深處超過95m(圖1)，且湖泊中部地區是整體水深超過90m的大而平坦的湖底平原[19-21]。湖水電導率為1839mS/cm，為弱堿性，pH值為9.13[22]，納木錯湖泊的水量約870億m3[23]。納木錯年蒸發量約為790mm，降水量為281.8mm，降水集中在6—9月，60%以上的降雨出現在夜間[12，24]。85%以上回次的降水量一般不超過30mm，最常見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—納木錯位置和西風季風分布[20]；b—納木錯流域冰川分布圖(底圖來自Google Map)；c—納木錯湖水深度分布圖[19]圖1 納木錯季風及湖水深度分布圖

納木錯湖岸沉積物包括晚第四紀的湖相砂黏土層和全新世的湖濱相砂礫石層等，后者多數由5～10cm的扁圓狀礫石所組成，礫石成分復雜。納木錯古湖岸線發育，最老古湖岸線年代為116～78ka BP，估計當時湖面海拔為4857.2m[12]。自116ka BP以來，湖泊曾經歷了幾次大的演變：①116～37kaBP為古大湖期；②37～30ka BP為外流湖期；③30ka BP以來的納木錯期[10，12]。全新世湖區氣候出現明顯的3個階段：8.4～6.4 cal.ka BP,6.4～2.9 cal.ka BP,2.9 cal.ka BP至今[13]。

2 現代氣候變暖過程

氣候變暖的能量來自于太陽輻射，太陽輻射可能是氣候變化的主要驅動力[29]。太陽影響氣候變化的機制是太陽紫外輻射的變化直接影響平流層臭氧，導致平流層溫度的變化，而溫度梯度的變化導致緯向風的變化，進一步影響行星尺度波和氣流的變化[30]。太陽以電磁波的形式向地球傳遞能量，即太陽輻射，太陽輻射穿過大氣層進入地面，地面又以長波形式反射出去，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影響大氣逆輻射的強弱。如云量多，空氣濕度大，地面射出的光很容易被云反射回來，即逆輻射強度大。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高許多，但是空氣稀薄，二氧化碳等溫室氣體含量少，太陽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。雖然青藏高原太陽輻射很強，但是海拔高、空氣柱短、大氣逆輻射較小，導致高原氣溫一年四季均比周圍地區低[32]。因此，納木錯站實際觀測到的氣溫仍然很低,年均溫度為-0.6°C[11]。

太陽輻射有季節性變化，如夏季太陽輻射強，氣溫高，冬季輻射弱，氣溫低。另外，太陽黑子活動的周期性變化也會影響太陽輻射的變化，如黑子活動高值期，太陽總輻射量和輻射強度均增加，陸地升溫快；黑子活動谷年，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流的變化，使不同地區氣候變化不同[30，33-34]。青藏高原1956—2012年冬季氣溫變化與太陽黑子數變化表現為正相關關系[33],說明青藏高原氣溫升高可能也有太陽黑子的影響。

圖2 太陽輻射及逆輻射 (底圖來自劉南威，2002[31])

青藏高原是西風和印度季風兩大環流的匯聚地，西風和印度季風的變化影響青藏高原的熱力和動力條件[8，35]。夏季(每年6—9月)，青藏高原約30°N以南地區，500hPa高度盛行南風和西南風，并在30～35°N逐漸減弱，而西風則在35°N以北盛行，由南向北降水量逐漸減少。印度季風將南部海洋(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)，西風主導整個青藏高原的水汽傳輸[8]。位于高原中部的納木錯湖區，夏季主要受印度季風影響，冬季主要受西風影響。由于周圍高山影響，納木錯站觀察結果為全年盛行西南風，1—5月、7月盛行西南風，6月盛行東南風、西南風，8月南風，9—12月南風和東南風，月平均風速為3.0～6.1m/s(圖3)[24]。因此，納木錯的氣溫變化是太陽輻射和大氣環流共同作用的結果。

納木錯受季風和西風控制的狀況，也可以追溯到2.4萬年前的湖泊沉積物中。納木錯區域在距今2.4萬—1.65萬年主要受橫跨歐亞大陸的西風控制，距今1.65萬年之后主要受印度季風的顯著影響，最近1萬年的全新世早期伴隨著中低緯度太陽輻射的增強，出現青藏高原地區較北大西洋不同的特有的優越水熱條件[14]。

圖3 納木錯現代氣候特征[24]

3 納木錯地區主要環境要素對氣候變暖的響應

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

西藏冰川的進退主要取決于降水變化，其次是氣溫[20]，長期低溫高濕氣候導致冰川前進，如17—19世紀小冰期。100多年來西藏冰川出現前進的時間為19世紀中葉、19世紀末20世紀初、20世紀30年代、20世紀60年代末至70年代[20]。20世紀80年代后期開始，高原為相對暖濕氣候[36]，納木錯流域冰川持續退縮,具有冰川發育的地形和地勢的優勢，但降雨量是控制該區冰川發育的主要因素[20]。納木錯流域年降水小于300mm，山上冰川卻仍然很發育，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流引起的陣性降水往往僅限于山地，如果山上山下同時降水可相差數倍，夏季高原星云圖上，經常出現大量的對流云泡，均以山地為中心，局部環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給來源。

圖4 納木錯流域冰川、湖泊面積、 降水和溫度變化[37-38]

納木錯地區夏季和冬季氣溫均出現升高趨勢(圖4)，但冬季氣溫升高對冰川的影響更大。因為暖季氣溫升高加劇冰川融化，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換時間，使冰川表面消融期延長，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，發源于念青唐古拉山冰川前緣的河流很發育，如納木錯南岸的入湖河流很多(圖1c)，各河長度均在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湖，納木錯湖泊增加的水量約為流域內冰川融水徑流量的80%，遠高于季節性積雪融水的補給[40]。因此，冰川融水可能是納木錯湖泊面積擴大最重要的原因。

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

除了冰川融水，降水和凍土融化也是湖泊面積擴大的原因[42]。近幾十年來，雖然氣溫增加，但納木錯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雜。一般認為，來自印度季風輸送的水汽和高原自身蒸發的水汽是影響降水的主要因素。但是，印度季風傳入的海洋性氣團在遠距離輸送過程中，特別是氣團相繼翻越海拔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嚴重[43]，能夠產生降雨的水汽主要集中在納木錯流域地面以上1000m以內的大氣中空氣柱短[19]，大氣中總水汽量低，能夠降到納木錯的水汽可能不多[43]，如2001—2003年1月份，高原大部分地區的總水汽量僅為0.15～0.3cm，7月份為1.2～2.0cm[44]。利用氧同位素的估算，夏季納木錯的湖水蒸發水汽對當地大氣水汽的貢獻為28.4%～31.1%，納木錯雨水中同位素遠低于喜馬拉雅山南部地區[28]。因此，高原湖泊、河流及冰川等的蒸發與升華作用產生的水汽，即局地環流是納木錯降雨的主要控制因素[43-44]，局地環流又受地形、湖-陸熱力學性質差異等因素的影響[31]。因為降雨量增加不明顯，那么凍土融化產生的水量可能是湖泊面積擴大不可忽視的原因之一，雖然凍土融化的量很難定量估計。

冰川、湖泊和降雨的變化均沒有顯示短周期性，可能的原因是現代過程各環節要素相互影響，不容易識別周期性。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。物候是生物適應氣候的季節性變化而形成的生長發育節律，一般認為主要受溫度條件的控制，但有的屬種對降水變化敏感。如納木錯地區，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]，說明植物物候的年際變化對降水量的季節分配更敏感。納木錯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間上整體上呈提前趨勢[46-48]是一致的。但是，以20世紀90年代中期為界，青藏高原不同區域呈現先提前后推遲的趨勢及沒有顯著變化等不同現象[49]。由于研究方法和數據的不同，物候變化趨勢及原因尚未形成定論[50]，尤其是遙感與地面觀測數據之間在物候定義上的差別、空間尺度上的差異以及時間上的不一致，使得絕大部分計算結果沒有得到有效的驗證[51]。

冰川和湖泊對氣候環境變化的調節作用體現在水分和溫度方面。因為湖水增溫和降溫的速度慢，納木錯就成為一個熱量存儲器和溫度調節器。湖泊面積大，山脈地形封閉且起伏較大，湖-陸熱力學性質不同，使得湖區盛行湖-陸風(或陸-湖風)、山谷風等局地環流。由于海拔高、地形封閉等優勢，納木錯對氣候的調節作用比平原湖泊更為明顯。冰雪面的導熱率小，與大氣之間的熱交換弱，當冰層厚度達50cm時，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，所以冰雪表面形成的氣團干冷。

4 結論

太陽輻射是氣候變化的主要能量來源，在氣候變暖背景下，納木錯流域的冰川1970年以來呈現退縮趨勢，納木錯湖泊面積呈擴大趨勢，而且湖泊結冰時間延遲，融化時間提前，平均降水量呈微弱增加趨勢，但以上指標的變化均無法識別太陽活動的周期性。湖泊面積擴大，除了冰川融水和降雨補給外，凍土融化的貢獻量不可忽視。