1975—2017年北京湯河口地區季節性凍土與氣候變化的關系

吳琳 單瑞娟 王志剛

（1 北京懷柔區氣象局，北京 101400；2 河北豐寧滿族自治縣氣象局，承德 068350）

0 引言

我國的凍土資源分布十分廣泛，以往對凍土的研究范圍主要集中在青藏高原、西部高山以及東北大小興安嶺等多年凍土區[1-3]，對于季節凍土的研究較少。但近幾年基于全球變暖的事實，學界對新疆和西藏等地季節性凍土的研究逐漸增多[4-7]，結果主要表現為：在全球氣候變暖的影響下我國季節性凍土總體呈退化趨勢，主要表現為最大凍土深度減小，凍結日期推遲，融化日期提前，凍結持續期縮短等特征。

雖然目前的研究成果均表明凍土在氣候變暖的背景下呈現退縮趨勢，但值得注意的是，1998—2012年出現的全球氣候變暖“停滯”現象得到了愈來愈多專家學者們的關注[8-12]。此次全球變暖停滯是指，1998年全球平均地表氣溫達到歷史最高，其后的十余年，全球氣溫并未出現明顯的上升趨勢，甚至出現微弱的下降趨勢[13]。地表氣溫在冬季呈下降趨勢，而在夏季則呈上升趨勢[14]。針對該時期中國的研究則表明，在2000年以來我國也出現了類似的增溫減緩現象，并且冬季對我國增溫減緩的貢獻最大[15]。盡管如此，全球變暖趨緩仍存在很多爭議，認為全球變暖速率在2000年之后的十幾年內確實是偏低，但全球表面溫度仍保持為增溫趨勢[16]。此次溫度變化趨勢停滯并非史無前例，而可能是一個暫時現象[17]。而凍土是氣候變化的敏感指示器，氣候變化對凍土有十分重要的影響，反過來凍土融凍過程產生的熱量又將會影響氣候變化[18-20]。因此，2000年以來的氣候變暖“停滯”現象可能將影響我國凍土的變化。

另外，在現有季節性凍土的文獻中，鮮見針對北京市境內凍土的研究。而在北京氣候變化方面則有大量的研究：北京有與全球氣候變暖一致的氣候趨勢，表現為氣溫升高、夏季降水明顯減少[21]；霜凍日數和氣溫年較差呈下降趨勢，暖夜指數及熱浪指數呈上升趨勢，極端氣溫指數的氣候變率均在加大[22]；并認為，城市化發展造成的熱島效應對北京氣候變暖的影響非常顯著，并且在未來全球變暖持續和快速城市化背景下北京地區城市熱島效應將進一步加劇等[23]。但有關北京市內凍土對氣候變化響應的研究卻很少見。從北京的地形來看，其西、北和東北部群山環繞，山區面積占全市的61.4%，具有豐富的凍土資源。并且山區氣候受城市熱島效應影響小，凍土能更好地反映自然大氣的變化，更值得研究。因此，在氣候變暖的大背景下，本文以湯河口為例，對北京山區凍土與氣候變化的關系進行研究。通過突變檢驗方法，考慮氣候變暖停滯現象，進而分析湯河口凍土的變化特征，以求對北京山區凍土情況有更多了解。

1 資料與方法

湯河口地處北京北部山區，屬于暖溫帶大陸性季風氣候，地勢較高，處于云蒙山系之中，西接延慶，東臨密云。湯河口氣象站位于湯河口鎮西梁的山頂之上，觀測環境受人為因素的影響極小。并且自1974年建站以來從未遷站，其觀測數據有良好的連續性。

湯河口氣象站自1974年11月開始進行季節性凍土觀測，因此利用1975—2017年的凍土逐日數據和逐月氣溫、地溫數據，通過氣候傾向率、Mann-Kendall檢驗、相關性分析等方法，研究湯河口季節性凍土變化特征，及其對氣候變化的響應。

為便于研究，本文以上一年11月至當年3月作為一個凍土季分析，即文中“1988年”所指的時間段實際是1987年11月1日至1988年3月31日，其他年份以此類推。為保持數據的一致性與可比性，氣溫和地溫數據的時間選取與此相同。同時，為確保凍土特征量準確，凍土日數、初凍日和解凍日按實際凍土情況統計。湯河口凍土穩定存續的時間段一般為上一年的11月至當年3月。因此，為方便計算初始日和解凍日的變化趨勢，記上一年11月1日為凍土開始凍結的第一日，當年3月1日為開始解凍的第一日。

文中所指凍土深度為下限凍土深度，并根據逐日凍土深度確定月和年度最大凍土深度。

2 結果與分析

2.1 凍土特征

對湯河口近43年凍土深度逐年數據進行統計，湯河口最大凍土深度的多年平均為84 cm，歷史最小為62 cm，出現在1991年，最大為115 cm，出現在2012年。

近43年凍土逐日資料統計顯示，如圖1湯河口地區凍土始凍日最早出現在 10月，解凍日最晚出現在 4月。43年中10月始凍的僅有13年：1975、1979、1983、1985、1987、1988、1992、1998、2000、2003、2006、2011、2016年 ；4月凍土解凍的僅有11年：1977、1980、1991、1993、1996、2005、2009、2010、2011、2013、2016年。多數年份湯河口的土壤在11月始凍，3月解凍，且近43年的平均始凍日期為11月3日，平均解凍日期為3月29日。凍土季的凍土日數根據始凍日和解凍日的變化而不同（圖2），平均凍土日數為156 d。

圖1 1975—2017年湯河口凍土的初凍日和解凍日年際變化Fig.1 Annual variations of the initial freezing and thawing date in Tanghekou from 1975 to 2017

圖2 1975—2017年湯河口凍土日數的年際變化Fig.2 Annual variations of the number of frozen soil days in Tanghekou from 1975 to 2017

根據各凍土特征量的線性擬合可知，最大凍土深度在以2.104 cm/10a的速率加深，始凍日以0.023 d/10a的速率提前，而解凍日以0.983 d/10a的速率延后，凍土日數以0.332 d/10a的速率增加。但4個特征量均未通過顯著性檢驗，變化趨勢不顯著。

綜上，湯河口的凍土整體呈發展趨勢但不顯著，最主要的表現為最大凍土深度加深，這與目前已有季節性凍土退化的結論相左。

2.2 凍土特征量與氣溫的變化關系

根據氣溫的線性回歸方程氣候傾向率可知，湯河口年平均氣溫以?0.062℃/10a的速率降低，凍土季平均氣溫以?0.099℃/10a的速率降低，凍土季降溫趨勢大于年降溫，兩降溫趨勢均未通過顯著性檢驗。如圖3，最大凍土深度與凍土季氣溫有非常好的對應關系，當氣溫降低時凍土加深，氣溫升高則凍土退縮。

圖3 1975—2017年湯河口凍土季氣溫和最大凍土深度的年際變化Fig.3 Annual variations of air temperature and the maximum frozen soil depth in Tanghekou frozen soil season from 1975 to 2017

表1為各凍土特征量與凍土季氣溫、年平均氣溫的相關性檢驗，結果表明：除了初凍日以外，其余各凍土特征量與凍土季氣溫、年平均氣溫均呈負相關，且均通過0.01的顯著性檢驗。其中最大凍土深度和凍土季氣溫的相關性為?0.727，明顯高于與年平均氣溫的相關?0.440；解凍日與凍土季氣溫的相關系數為?0.589；而就凍土日數而言，與年平均氣溫和凍土季氣溫的相關性較為接近；初凍日與年平均氣溫、凍土季氣溫均無明顯相關。說明凍土季氣溫是影響湯河口凍土深度變化和解凍日推遲到主要因素。

表1 凍土特征量與凍土季氣溫、年平均氣溫的相關性檢驗Table 1 Correlation analysis between frozen soil features with air temperature in the permafrost season and annual air temperature

2.3 凍土深度與地溫變化的關系

除了太陽輻射、降水以外，氣溫是地溫變化的主要影響因素，而地溫的變化又會直接影響到凍土變化。如表2所示，各層地溫均呈降溫趨勢，且其中0、5、40和80 cm四層的降溫幅度大于凍土季氣溫的降幅。且40和80 cm降溫最顯著，40 cm以?0.337℃/10a 的幅度降溫，通過0.01顯著性檢驗，80 cm以?0.175 ℃/10a的幅度降溫，通過0.05顯著性檢驗。同時，從圖4中40和80 cm地溫與最大凍土深度的年際變化曲線中，可以看出兩層地溫曲線與最大凍土深度的變化有很好的對應關系。其中2007年后兩層地溫均開始下降，對應的凍土深度加深。

表2 0～80 cm各層地溫的線性回歸方程Table 2 Regression analysis of ground temperature in 0-80 cm layer

圖4 1975—2017年湯河口40 cm地溫和80 cm地溫的年際變化Fig.4 Annual variations of 40 cm and 80 cm ground temperature in Tanghekou from 1975 to 2017

表3為最大凍土深度與各層地溫的線性回歸方程。從表中可以看出，最大凍土深度與各層地溫均呈顯著的負相關，且與15 cm、80 cm深度地溫的相關性均達0.8以上。

表3 最大凍土深度與0～80 cm層地溫的線性回歸方程Table 3 Regression analysis of the maximum frozen soil depth and the average ground temperature of each layer

綜上，湯河口地溫與氣溫變化一致，均呈降溫趨勢。其中，40、80 cm深層地溫的降溫趨勢顯著，且與最大凍土深度的變化有很好的對應關系。其中80 cm地溫與最大凍土深度的相關性達0.8以上。

2.4 最大凍土深度、氣溫及深層地溫的突變檢驗分析

通過滑動t檢驗和M-K檢驗方法對最大凍土深度和凍土季氣溫進行突變分析。首先，進行滑動t檢驗（如表4），將43年凍土（氣溫）劃分為兩個序列，分別將長度定為n1=n2=5和n1=n2=10，計算出兩要素的t統計量序列，發現當n取不同值時，氣溫的突變年均是1988年，凍土深度的突變年均是2007年，且均通過了ɑ=0.01的顯著性檢驗。

表4 凍土季氣溫和最大凍土深度的滑動t檢驗結果Table 4 Slide t test of air temperature in the permafrost season and maximum permafrost depth

圖5為凍土深度和氣溫的Mann-Kendall突變性檢驗，圖中兩者的UF和UB曲線在1.96置信區間內交點均較多，說明年際變化不穩定。氣溫的UF和UB曲線在置信區間內交點為1977、1979、1988年、2005—2007年，凍土深度的交點為：1976—1977年、1985、2009年。結合滑動t檢驗，認為氣溫的突變年在1988年左右，最大凍土深度的突變發生在2007—2009年。

圖5 1975—2017年凍土季氣溫（a）和最大凍土深度（b）變化的M-K檢驗Fig.5 Variations of air temperature in the permafrost season (a) and the maximum frozen soil depth (b)in Tanghekou after M-K mutation detection during 1975— 2017

對0～80 cm地溫逐層的氣候趨勢進行M-K突變檢驗分析，發現0～20 cm地溫無明顯突變趨勢（圖略）。如圖6所示，40、80 cm層地溫UF和UB在置信區間內各有一個交點，分別為2000年、2007年。且40 cm的UF曲線在2004—2006年、2010—2017年超出置信區間，說明40 cm地溫在2000年后發生了顯著降溫；80 cm地溫UF在2007年后小于0，說明80 cm在2007年之后轉為降溫期，從其距平的變化上來看（圖略），2007年后的10年均為負距平，說明80 cm地溫在2007年之后進入了持續10年的降溫期，且該時間點與最大凍土深度的突變點一致。

圖6 1975—2017年40 cm（a）和80 cm（b）地溫變化的M-K檢驗Fig.6 Variations of 40 cm（a）and 80 cm（b）ground temperatures in Tanghekou after M-K mutation detection during 1975— 2017

2.5 氣候變暖“停滯”期湯河口凍土和氣溫的變化

考慮到近20年間受全球氣候變暖“停滯”影響，對湯河口在氣候變暖“停滯”期的表現進行分析。如表5所示：氣溫在近20年間（1998—2017年）有下降趨勢，降溫幅度為?0.409℃/10a，凍土深度呈顯著加深趨勢，每10年加深11.805 cm；具體到1998—2012年，湯河口凍土季氣溫以?1.29℃/10 a的速率降低，凍土以21.893 cm/10a的速率顯著加深，均通過0.01的顯著性水平檢驗。2013—2017年，氣溫又開始呈迅速回升的趨勢，凍土深度開始迅速減小。同時，1975—1997年的23年間湯河口氣溫是以0.070℃/10 a的速率上升，凍土深度以?4.140 cm/10 a的速率呈顯著減小趨勢。因此通過對不同時段內氣溫和凍土變化趨勢的對比，可以認為1998—2012年的顯著降溫可能是造成湯河口最近20年乃至近43年的氣溫下降、凍土加深的重要原因。

表5 湯河口最大凍土深度、氣溫不同時段的變化趨勢Table 5 Climate tendency rate of the maximum frozen soil depth and the air temperature in permafrost season

3 討論與結論

目前，雖然大量針對北京氣候變化的研究均一致表明，北京氣候與全球變暖趨勢變化一致。但這些研究大多以北京市觀象臺或者城區的氣溫為代表。在王佳麗等[24]有關北京不同區域表面氣溫的變化特征以及觀象臺氣溫代表性的研究中發現：北京市觀象臺的氣溫主要代表了城區，對其他區域不具有代表性。考慮到北京城區城市化發展迅速，以觀象臺為代表的城區受城市熱島效應的影響最大，郊區次之，南部山區較低，而北部山區最低[25]。對于地處北京山區的湯河口而言，除了緯度、海拔、地形等自然因素，城市化過程弱，受城市熱島效應的影響非常小，可能是造成其與觀象臺，乃至北京其他區域氣候不同的主要原因。

從目前國內有關季節性凍土的研究來看，湯河口的凍土變化較為少見。為此，筆者用同樣的方法對北京市所有國家氣象站的凍土和氣溫數據進行了處理分析，發現大多數國家站的凍土變化均呈退縮趨勢，僅有北京城區的石景山氣象站（海拔63 m）和位于北京西山的齋堂氣象站（海拔440.3 m）與湯河口凍土有類似的變化趨勢。但從全市站點的氣溫變化趨勢上看，僅有齋堂站出現了降溫趨勢。石景山站有升溫趨勢但凍土卻加深，結論矛盾。經了解，該站地溫場為回填土，代表性較差，所以該站凍土數據參考價值不大。所以全市范圍內，僅有齋堂與湯河口有相同的凍土變化特征，齋堂站凍土季氣溫以0.035 ℃/10 a降溫，年最大凍土深度以1.645 cm/10 a加深。雖然齋堂與湯河口相距較遠，不屬于統一山系，但有兩個明顯的共同點：1）兩站均從1974年開始進行觀測業務，且建站至今從未遷站。2）從地理環境上看，兩站均處在郊區，且均在獨立的山頭之上，周圍環境受人為因素影響極小，探測環境保護良好。

那么，湯河口、齋堂的氣候變化又為何會與全球氣候變暖相反呢？現有研究認為當前全球的氣候變暖在時間上是不均勻的，有相對的冷期，也有相對的暖期，總體上是呈現出的增暖趨勢。相比于全球變化研究中使用的百余年氣候資料，湯河口、齋堂的氣候數據不足50年，對氣候變化的表現有所不足。為了尋求更長時間序列的數據來說明問題，筆者也嘗試分析了與湯河口同處于燕山丘陵區，海拔735.1 m，位于懷柔北部交界的豐寧滿族自治縣氣象站超過60年（1956年建站）的連續觀測數據，發現近60年（1958—2017年）來豐寧站有較顯著的升溫趨勢，且凍土表現為減退。雖然豐寧與湯河口屬于同一山系，但表現并不一致。仔細分析其探測環境后發現，豐寧站一直處于豐寧縣的城區內。2009年遷站以前豐寧站（海拔661.2 m）周邊小區圍繞，遷站后仍然在城區之內，受城市熱島效應的影響較湯河口大。當然，城市熱島效應可能是豐寧站與湯河口氣候變化趨勢相反的原因之一，后續還需要進一步研究。所以，暫時認為湯河口近40多年的降溫趨勢可能是近百年的氣候變化中的冷期，在未來更長時間序列中可能呈現出增溫趨勢也未可知。

另外，湯河口近20年經歷的凍土顯著加深，凍土季氣溫和地溫明顯偏低的現象，可能與2000年來我國乃至全球經歷的氣候變暖“停滯”現象有關。2014年丁一匯等[26]有關東亞冬季風的研究就表明中國冬季氣溫在1998年以來的10～15年中有明顯的變暖趨緩現象。在氣候變暖停滯期，我國北方冬季出現明顯的降溫。而湯河口凍土季（11—3月）包含了冬季3個月，有明顯的冬季氣候特點，近20年凍土季明顯降溫和凍土顯著加深，且凍土季降溫趨勢明顯大于全年變化，也正好符合氣候變暖趨緩的特征。并且在研究中還發現湯河口氣溫和凍土深度在近20的變化率明顯大于歷史其他時期，這也可能是引起湯河口43年來氣溫表現與全球變暖不一致的原因。

總而言之，湯河口的凍土及氣候特征在全市范圍內十分特殊。目前，關于我國凍土的研究大多是基于全球變暖的氣候基礎，結論一致的指向凍土呈退縮趨勢。若將全球變暖“停滯”期加入考慮，或許會發現更多像湯河口這樣的“特例”，希望本文能引起更多季節性凍土研究者對氣候變暖停滯期的關注。

具體結論如下：

（1）在氣候變暖的大背景下，近43年來湯河口地區氣溫卻有下降趨勢，降幅不大，年平均氣溫速率為?0.062 ℃/10 a，凍土季平均氣溫速率為?0.099 ℃/10 a。在氣溫的影響下，湯河口凍土最大凍土深度在以2.104 cm/10 a的幅度加深，整體呈發展趨勢。

（2）除氣溫之外，各層地溫亦呈降溫趨勢，其中深層地溫降溫趨勢顯著，且最大凍土深度與80 cm層地溫的相關性最好。說明最大凍土深度對80 cm地溫變化的響應最敏感。（3）通過滑動t檢驗和M-K突變檢驗，發現湯河口凍土季氣溫在1988年左右發生突變，最大凍土深度的突變大約發生在2007—2009年。值得注意的是80 cm地溫在2007年左右發生突變，與凍土深度突變點一致。而最大凍土深度的多年平均為84 cm，正處在80 cm地溫探測的附近。兩者更深層次的聯系值得在未來進一步研究。（4）近20年間（1998—2017年）湯河口氣溫以?0.409 ℃/10 a速率顯著的下降，最大凍土深度亦以11.805 cm/10 a顯著加深。這20年的顯著變冷趨勢可能是影響湯河口43年來氣溫呈下降趨勢、凍土呈加深趨勢的重要原因。當然，這還需要深入的研究。