青藏高原積雪變化及其影響

車 濤 郝曉華 戴禮云 李弘毅 黃曉東 肖 林

1 中國科學院西北生態環境資源研究院 甘肅省遙感重點實驗室 中國科學院黑河遙感試驗研究站 蘭州 730000 2 中國科學院青藏高原地球科學卓越創新中心 北京 100101 3 南京信息工程大學 南京 210044 4 四川農業大學 成都 611130

積雪是冰凍圈的重要組成要素，是地球系統科學研究中不可或缺的變量。在氣候變化研究中，積雪作為關鍵氣候變量（ECV），它的季節變化是導致地表反照率變化最為顯著的因素，進而引起地氣能量收支平衡和區域水平熱力差異。在全球水循環過程中，積雪的積累和消融過程起到水的年內再分配作用，是干旱半干旱地區春季最重要的淡水資源。準確掌握積雪面積和深度的時空分布對全球和區域氣象預報與氣候預測、水文模擬與預報、水資源管理等具有重要科學意義。

以青藏高原為主體的高亞洲被稱為地球的第三極，是氣候變化的敏感區和熱點，其積雪時空變化影響全球氣候變化，同時也是全球氣候變化的敏感指示器。青藏高原及周邊地區，平均海拔超過 4 000 m，是諸多大江大河的發源地，被稱為“亞洲水塔”[1]。其積雪水儲量關系著所在區域及周邊區域的生活和灌溉用水，積雪變化影響高原及周邊區域的植被生長，是生態環境變化中的關鍵環節。

青藏高原積雪分布以高海拔特征為主，有明顯的垂直地帶性，與高緯度地區的積雪有明顯的不同。青藏高原空間異質性強，穩定積雪和瞬時性積雪同時存在，年積雪覆蓋日數從超過 200 天到小于 5 天都存在，雪深最大可超過 1 m，最小可小于 1 cm，因此貧雪干旱和雪災并存。在季節變化上也與高緯度地區存在差異。積雪發生的時間具有較大的不確定性，大部分地區春秋季多、冬季少，并且積累—穩定—消融的過程短且多。因此青藏高原積雪變化對氣候、水文的影響與高緯度地區不同。

文章首先利用遙感數據分析青藏高原積雪的空間分布及時間變化特征，然后針對積雪變化產生的水文和氣候效應進行闡述，最后對青藏高原牧區雪災進行分析。

1 青藏高原積雪空間分布特征

為了獲取長時間序列的積雪空間分布信息，采用1980 年以來美國 NOAA-AVHRR 地表反射率數據提取積雪覆蓋信息，采用 SMMR、SSM/I 和 SSMIS 被動微波亮度溫度數據反演雪深信息。其中 AVHRR 數據集來源于美國國家環境信息中心①https://www.ncdc.noaa.gov.，它由 NOAA-7、9、11、14、16、17 和 18 衛星搭載的 AVHRR 輻射計獲取的輻射數據經過一系列的地理提取、輻射校正以及大氣校正后得到地表反射率數據和亮溫數據。被動微波數據來源于美國國家冰雪數據中心②https://nsdic.org.，數據主要進行交叉定標以獲取長時間序列穩定的亮度溫度數據[2]。

積雪覆蓋識別算法主要采用 AVHRR 的第二和三波段的 3 個組合變量，利用高分辨率遙感數據提取積雪真值，從而建立 AVHRR 判別積雪的指標體系和閾值，最終獲取了1980—2016 年 5 km 逐日積雪覆蓋數據集[3]。雪深反演首先利用 18 GHz、22 GHz、36 GHz 的亮度溫度組合對積雪進行識別，然后利用 18 GHz 和 36 GHz 的亮度溫度差與雪深之間的關系反演得到 1980—2018 年 25 km 逐日雪深數據集[4]。

根據“1980—2016 年 5 km 逐日積雪覆蓋數據集”提取青藏高原 1980—2016 年多年平均積雪覆蓋日數（SCD）（圖 1）。結果顯示青藏高原積雪分布異質性較強。其中柴達木盆地和青藏高原西南部積雪較少，年平均 SCD 小于 15 天。其他大部分區域 SCD 大于 30 天。而積雪覆蓋日數高值（SCD＞120 天）主要分布在高海拔山區，其中大部分分布在喀喇昆侖山、昆侖山北部、喜馬拉雅山、唐古拉山中東部以及念青唐古拉山，小部分分布于巴顏喀拉山、祁連山和橫斷山西側等地區。60 天 ＜SCD＜120 天也主要分布在這些山脈附近。

根據“1980—2018 年 25 km 逐日雪深數據集”提取青藏高原 1980—2018 年的平均雪深，結果顯示，青藏高原積雪主要集中在橫斷山脈西側、念青唐古拉山脈、喜馬拉雅山、帕米爾高原、巴顏喀拉山以及祁連山地區（圖 2），其空間分布格局與積雪覆蓋日數分布格局基本一致。最大雪深分布在橫斷山脈西側和念青唐古拉山，年平均雪深在 10 cm 以上；其次分布在巴顏喀拉山、喜馬拉雅山及帕米爾高原；祁連山區相對其他幾個山區雪深較淺；青藏高原腹地及柴達木盆地降雪次數較少，平均雪深在 1 cm 以內。

圖1 青藏高原1980—2016 年多年平均積雪覆蓋日數圖

2 青藏高原積雪變化特征

為獲取青藏高原積雪年際變化特征，提取了青藏高原 1980—2016 年每年的積雪面積及平均雪深，并分析了這 2 個參數的年際變化趨勢以及變化趨勢在空間上的分布特征。

積雪期（11月1日到次年的 3月31日）平均積雪面積和最大、最小面積顯示，總體上 20 世紀 80—90年代積雪面積較大，2000 年以后，青藏高原積雪面積顯著減少（圖 3）。平均值有4個峰值，分別出現在1980/1981 年積雪期（1.15×106km2）、1982/1983 年積雪期（9×105km2）、1994/1995 年積雪期（8.1×1 05k m2）、1 9 9 7/1 9 9 8 年積雪期（6.9×1 05k m2），這 4 個時期的平均積雪面積分別為 5.8×105km2、4.8×105km2、1.7×105km2、1.2×105km2。最大值出現在 1994/1995 積雪期，接近 2.5×106km2。

青藏高原逐年積雪日數及其變化的空間分布表明，除了青藏高原北部的柴達木盆地和西南部岡底斯山脈和唐古拉山脈之間的降雪較少區域出現零星的降雪增加趨勢外，青藏高原大部分區域積雪日數呈逐年遞減的趨勢（圖 4）。變化趨勢小于 -2 天/年的區域約占整個青藏高原面積的 1/2。在喀喇昆侖山、昆侖山東段、唐古拉山東段、念青唐古拉山、喜馬拉雅山東段，甚至出現小于 -4天/年的下降趨勢。由此說明從 20 世紀 80 年代至今，整個青藏高原的積雪日數出現大規模的降低。

圖 2 青藏高原1980—2018 年多年平均雪深分布圖

圖3 青藏高原積雪1980/1981—2015/2016 年積雪期積雪面積變化趨勢圖

圖4 青藏高原1980/1981—2015/2016 年積雪覆蓋日數變化分布圖

青藏高原年平均雪深及其年際變化顯示，1980—2018 年，青藏高原雪深呈現總體下降趨勢（圖 5）。2000 年之前雪深呈現較大的波動，從 2000 年開始雪深出現明顯的下降，并且波動較小。從 2000 年開始出現顯著下降，這一結論與積雪面積的年際變化趨勢（圖 3）相似。雖然總體上呈下降趨勢，但也存在一定的空間異質性（圖 6）。雪深較深的念青唐古拉山區呈明顯的下降趨勢，變化率主要分布在 -0.2—-0.1 cm/a，而祁連山、可可西里山以及喜馬拉雅山北坡的積雪呈現小的上升趨勢，變化率小于 0.1 cm/a。

3 青藏高原積雪變化的氣候效應

相比高緯度地區，青藏高原的積雪覆蓋率和積雪日數相對較小，但由于處于低緯度高海拔區域，接收的太陽輻射很強。因此，青藏高原的積雪變化會強烈地改變局地和區域的能量平衡，對氣候系統產生重要的影響。

潔凈新雪的反照率可超過 0.9，而裸地反照率一般小于 0.3。因此，氣候變暖引起的積雪面積和積雪日數減少會導致地表反照率降低，地面吸收更多的太陽輻射，地面溫度進一步升高，導致積雪進一步消融。這一過程被定義為積雪反照率反饋，積雪在單位面積上對輻射平衡的改變量被稱為積雪輻射強迫。積雪的正反饋作用可以放大積雪對氣候系統的響應，加速氣候變暖的進程。有研究表明，北半球中、高緯度地區的升溫幅度大于熱帶地區的一個可能原因就是雪冰反照率反饋[5,6]。

通過積雪覆蓋率數據、氣溫、大氣層頂的短波輻射、積雪反照率與地表反照率數據對青藏高原 2001—2010 年的積雪輻射強迫進行估算（圖 7）。結果發現，青藏高原內積雪較多的山脈地區對應著較大的積雪輻射強迫。其中喀喇昆侖山、喜馬拉雅山脈附近地區的積雪輻射強迫可超過 15 W m-2；青藏高原北部的昆侖山、可可西里山脈，中部的唐古拉山脈，南部的念青唐古拉山脈，以及東北邊緣的祁連山脈的積雪輻射強迫介于 10—15 W m-2。整個青藏高原的年平均輻射強迫為 4.21 W m-2。也就是說，2001—2010 年，積雪的存在使青藏高原在每平方米面積上吸收的太陽輻射平均減少了 4.21 W。

圖5 1980/1981—2017/2018 年青藏高原年平均雪深年際變化曲線圖

圖6 青藏高原1980/1981—2017/2018 年平均雪深年際變化率分布圖

圖 7 青藏高原2001—2010 年平均積雪輻射強迫

基于青藏高原 2001—2010 年積雪輻射強迫及 10 年來的升溫情況，計算得到了青藏高原的積雪反照率反饋為 9.35 W m-2℃-1。意思是平均地表溫度每上升 1℃，積雪消融會導致每平方米多吸收 9.35 W 的能量。這一數值遠高于北半球平均積雪反照率反饋（約0.18±0.08 W m-2℃-1）[7]。從而也說明青藏高原的積雪對氣候系統的影響不容小覷，對青藏高原積雪的動態監測及其對氣候系統的響應與反饋研究具有重要的意義。

4 青藏高原積雪變化的水文效應

積雪年內的積累和消融過程是青藏高原水文循環的重要組成部分，融雪補給提供了上千萬人的淡水資源，突然的大型融雪過程也會產生融雪型洪水，造成災害。典型的積雪消融過程包括積累期、融雪前期和融雪期。積累期，積雪基本以升華和風吹雪 2 種形式損耗和遷移，徑流以基流為主，變化小。融雪前期，積雪損耗主要表現為蒸發與融化。一天之中氣溫較高時有融雪出現，形成“坡面漫流”，但總體上溫度相對較低，不足以形成大規模的融雪徑流。融雪期，積雪消融較快，徑流流速和水深突然加大，山間出現漫流[8]。

青藏高原不同區域融雪特點各異。例如在海拔較高、緯度較低的地區，年內任何季節都可能降雪，因而消融沒有明顯的季節性。這使得融雪過程觀測與模擬更為困難。因此，通常利用地面與遙感觀測標定和改進過的水文模型來研究流域尺度的融雪過程。幾個典型的流域研究表明，積雪消融產生的融水在徑流中占比具有明顯差異。雅魯藏布江及其支流，冰雪融水補給比重可占到徑流比重的 9.7%[9]。在長江河源區，河流特征主要為以降水為主的混合補給型。該區流域海拔高，冰川及凍土發育，積雪多以斑狀積雪分布，冰雪融水占到徑流比重的 13.6%[10]。祁連山黑河上游約 16.1%[11]，這與不同流域的積雪發育以及水熱差異有關。盡管融雪在總徑流中的占比并不算大，但是融雪的峰值一般出現在春季末期，正是農業灌溉的黃金時期，也是自然植被生長的關鍵期，融雪對土壤水分和河川徑流的補給無疑是至關重要的。

氣候變化對青藏高原地區積雪水文過程影響顯著。近年來，針對青藏高原地區積雪水文的研究一致發現融雪徑流增加和融雪峰值前移的現象[1,12-14]。氣候模式的研究進一步表明[15]，在喜馬拉雅山區，受空氣濕度的影響，徑流對氣候變化的響應存在區域差異，東部流域降雪的增加將減緩徑流的增加速率，同時推遲徑流峰值出現的時間。

5 青藏高原牧區雪災

青藏高原牧區雪災發生頻率高，地域分布廣，呈 10 年一大災、5 年一中災、年年有小災的規律。其中，西藏北部的那曲地區、阿里地區和藏南的日喀則地區，青海玉樹州、果洛州、海南州、黃南州南部，以及甘肅甘南州、天祝縣等牧區，都是雪災的多發區，占青藏高原牧區面積的 60% 以上[16]。雪災對高原特色畜牧業生產造成極大的危害，成為冬春季最為嚴重的自然災害。

根據長時間氣象觀測數據分析青藏高原地區雪災發生頻次，結果顯示，20 世紀 90 年代最為嚴重，西藏高原 2000 年以后略有減少，而青海高原仍然有所增加[17-19]。從災害學角度研究出發，不僅需要考慮致災因子，還需要考慮承災體。綜合研究表明 2000 年以來青藏高原基本沒有發生特大雪災，一方面原因是 2000 年以來積雪略有減少，另一個重要的因素是國家加強了青藏高原牧區雪災防護措施（如溫棚），氣象災害預報服務也起到了關鍵作用，使得牧區對雪災抵抗能力增強、脆弱性降低[20]。因此，從氣象致災力、承災體和牧區抗災力方面，結合高原草地畜牧業生產與雪災特點，建立健全雪災預警與防護系統，對提高青藏高原牧區雪災的防災抗災能力、維護社會經濟可持續發展，具有重要的科學意義和實際應用價值。

6 結語

青藏高原積雪分布具有較大的空間異質性，穩定積雪主要分布在高山區。近 30 多年來，青藏高原積雪出現較大的年際波動并伴有減少趨勢，其中積雪覆蓋日數減少明顯，2000 年之后雪深減少明顯。雖然青藏高原積雪較淺，但是其產生的輻射強迫比高緯度地區更為重要。積雪融水是春季重要的水資源，隨著積雪減少，融雪對水資源的貢獻產生重要的影響。受氣象因子產生的雪災出現頻次和強度有所增加，需進一步加強牧區雪災的預警和防御能力，減少實際損失。