降水對青藏高原風火山地區多年凍土的影響

蔡漢成， 金 蘭， 李 勇， 李 奮， 韓龍武

(1. 中鐵西北科學研究院有限公司， 甘肅 蘭州 730000； 2. 青海省凍土與環境工程重點實驗室， 青海 格爾木 816000)

具有零溫或負溫并含有冰，且凍結狀態保持時間在兩年以上的土體或巖石稱為多年凍土。中國多年凍土區的總面積約為陸地面積的22.4%，達215萬km2[1]，主要分布在東北大小興安嶺、青藏高原及其他中西部高山地區，其中青藏高原是中低緯度地帶多年凍土面積最廣、厚度最大的地區。多年凍土是地氣熱量交換長期負積累的產物，其狀態和發展趨勢既受海拔和緯度影響的氣候條件控制，同時也受地質構造、植被、雪蓋、坡向、巖性、水被(水體覆蓋或地表沼澤化)等局地因素的影響[2]。

近年來，在全球氣候變暖的大背景下，青藏高原的氣候也在逐漸變暖，其總體特征是氣溫呈上升趨勢，1971—2000年青藏高原年平均氣溫升溫速率為0.024～0.025 ℃/a[3-4]，1981—2010年增大到0.05 ℃/a[5]，升溫速率呈逐年增大的特點；降水也呈增加趨勢，變化趨勢為平均每年增加1.196 mm，1971—2000年青藏高原地區年降水量增加了6.9%[3]。多年凍土是特定氣候條件的產物，氣候條件的變化對多年凍土狀態及發展變化趨勢造成一定程度的影響。已有的研究成果表明，青藏高原氣候變暖導致高原多年凍土出現了地溫升高、多年凍土上限下降、多年凍土層厚度減小及分布面積減小等現象，不同區域的退化方式及程度不盡相同，青藏鐵路和公路沿線的地基多年凍土也在氣候變暖和工程擾動的雙重作用下出現了上限下降、地溫升高等退化現象[6-10]，這些都是氣候變暖導致的結果，而對于造成這種結果的原因，也就是氣候條件的變化對多年凍土的具體影響過程及機理則討論相對較少。氣候條件包含的要素很多，其中降水是影響凍土發展的主要氣象要素之一[2]。目前關于降水對多年凍土影響的研究成果主要集中在冷季積雪厚度對地層溫度影響方面。在冷季，由于積雪弱導熱性和大熱容量，當其厚度小于10 cm時，積雪對地層有微弱保溫效果；當厚度大于20 cm時，保溫作用開始增強[11]；當積雪厚度達到30 cm時，積雪對地層保溫效果大大增強[12]。

青藏高原多年凍土區降水量總體較少，主要集中在暖季5—10月份，且以固體形式(雪、冰雹)為主，冷季降水量極少，全年難以形成穩定的積雪，這種降水特點與我國東北高緯度多年凍土區在冷季易形成穩定積雪有較大差異。自20世紀90年代以來，青藏高原多年凍土區降水量開始顯著增大。降水是影響多年凍土的重要氣候條件，其特點及變化特征對多年凍土造成影響。針對上述特點，收集了青藏鐵路沿線多年凍土區的安多、五道梁、沱沱河氣象站1976—2010年的降水資料和風火山凍土定位觀測站1976—2014年的年平均氣溫、年平均地表溫度、年降水量及天然凍土測溫孔的資料，在分析了青藏鐵路沿線多年凍土區降水特點的基礎上，對風火山地區降水對多年凍土的影響過程和機理進行探討。

1 數據來源及處理方法

1.1 數據來源

在原鐵道部的大力支持下，中鐵西北科學研究院(原鐵道部科學研究院西北研究所)于1961年在青藏高原連續多年凍土區的風火山建立了我國首座全年有人值守且不間斷觀測的多年凍土定位觀測站(N34°43′，E92°52′)，站點海拔高度超過4 700 m，站后1 km處為青藏鐵路，目前正在進行的工作有氣象及天然凍土測溫孔地溫觀測等，見圖1。15 m測溫孔觀測場位于凍土定位觀測站西北平緩山坡，植被良好，表層土為黏土，向陽坡面，2 m以下有小于1 m的含土冰層。氣象數據從1976年至今連續觀測，天然測溫孔地溫從1978至今連續觀測。測溫孔測溫點布設及觀測頻率和方法見表1。通過該站收集了1976—2014年的年平均氣溫、年平均地表溫度、年降水量及15 m測溫孔1978—2010年的地溫資料，通過中國氣象局資料信息中心收集了青藏鐵路沿線安多、沱沱河、五道梁氣象站的年降水量資料，各氣象站及凍土定位觀測站的地理信息見表2。

表1 測溫孔測點布置及觀測方式統計表

表2 青藏鐵路沿線多年凍土區氣象站位置

1.2 處理方法

由于地表溫度、降水量及氣溫值逐年波動相對較大，直觀的分析其變化規律較為困難，所以基于Savitzky-Golay算法對原始數據進行平滑降噪處理，使變化曲線相對平滑，便于對其變化規律進行分析。經過Savitzky-Golay算法處理的數據僅用于分析宏觀的變化規律，而在定量分析中全部利用原始數據。Savitzky和Golay1964年提出了Savitzky-Golay算法，基本原理是在時域內基于多項式，然后利用最小二乘法進行最佳擬合，目前廣泛應用于時間域數據流的平滑除噪處理。相對于其他數據處理中常用的平均方法(5年或者10年平均)，這種方法更能保留相對極大值、極小值和寬度等分布特性，能夠有效保留數據的原始特征[13]。在計算某時間段內的溫度變化速率時，將原始數據進行最小二乘法線性擬合，取其斜率值為平均變化率。

2 結果分析

2.1 青藏鐵路沿線多年凍土區降水特點及變化特征

青藏鐵路沿線多年凍土區4個氣象站的年降水量統計見表3。由表3可見，沱沱河和五道梁地區的多年平均年降水量相對較小，為273.4 mm/a左右；風火山地區的多年平均值大于沱沱河與五道梁，為344.4 mm/a；安多地區的多年平均值最大，為426.8 mm/a。由此可以看出，青藏鐵路沿線多年凍土區年平均降水量在273～427 mm/a間變化，總體降水量較小，屬半干旱地區。

表3 青藏鐵路沿線多年凍土區年平均降水量統計[14] mm

沱沱河、五道梁、風火山及安多4個氣象站的年降水量變化曲線見圖2。由圖2可見，4個氣象站的年降水量在1976—1995年間波動變化，無明顯的增大或減小趨勢，而在1995年以后呈明顯的增大趨勢。沱沱河地區1976—1995年的平均降水量為259.3 mm/a，1996—2010年增大到了324.6 mm/a，增大約65.3 mm/a；五道梁地區1976—1995年的平均降水量為263.2 mm/a，1996—2005年增大到了315.2 mm/a，增大約52 mm/a；風火山地區1976—1995年平均降水量為315.4 mm/a，1996—2010年增大到377.7 mm/a，增大約62.3 mm/a；安多地區1976—1995年的平均降水量為425.7 mm/a，1996—2005年增大到了476.5 mm/a，增大約50.8 mm/a。從上述分析可以看出，4個地區20世紀90年代中期以后的平均降水量較90年代中期以前平均增大了約57.6 mm/a，說明青藏鐵路沿線多年凍土區降水量近年來顯著增大，目前處于豐水期。

風火山氣象站2013年各月降水量柱狀分布見圖3。由圖3可見，風火山2013年的年降水量為421.7 mm，其中5—10月份降水量共計414.7 mm，占全年總降水量的98.3%，11月、12月及1—4月份的降水量共計7 mm，只占全年的總降水量的1.7%。2013年風火山共有104 d發生降水現象，其中降雪58 d，冰雹5 d，降雨41 d。由于風火山地區海拔高(4 700 m)，年平均氣溫低(-6.1 ℃)，所以降水主要以固體形式的冰雹和雪為主，其中5、6月以降雪為主，7、8月多下冰雹，寒季受西風急流控制，風大而干燥。沱沱河、安多及五道梁地區的降水特征基本與風火山地區一致，這里不再贅述。從上述分析可以看出，青藏鐵路沿線多年凍土區的降水主要集中在暖季5—10月，寒季12月至翌年4月降水量極少，并且降水主要以固體形式的冰雹和雪為主。由于降水主要集中在暖季，此時氣溫較高，太陽輻射強烈，所以降水很快就全部受熱融化，產生蒸發和下滲，不會形成穩定積雪，同時寒季降水量極少加上干燥多風，也不會形成穩定的積雪。上述特征與我國高緯度寒區形成明顯的差別，在東北大小興安嶺地區降水量主要集中在寒季并且極易形成穩定的積雪。

2.2 地表溫度變化特征

多年凍土是巖石圈通過地表面與大氣圈熱交換的產物，地表面是大氣圈和巖石圈熱交換的直接作用面，因此地表溫度直接決定土體冷生能量的大小，是判斷多年凍土變化狀態的重要指標[15]，在凍土學中常以地表溫度作為研究多年凍土發展變化的氣候條件[16]。

1976—2014年風火山地區年平均地表溫度、年平均氣溫及年降水量變化曲線見圖4、表4。2010—2014年由于時間相對較短，因此表4中未統計。由圖4、表4可見，從1976—2014年，年平均地表溫度的變化可以明顯的分為3個階段：1976—2001年基本處于連續升高的狀態，升溫率為0.117 ℃/a；2001—2010年處于連續降低狀態，降溫率為-0.076 ℃/a；2010—2014年重新開始升高。地表溫度的增大意味著傳入下部多年凍土的熱量增大，反之則減小。

太陽輻射是地表能量的主要來源，地表溫度受地表輻射收支與能量平衡過程控制。在區域尺度上，地表溫度主要受緯度、經度和海拔控制；在小空間尺度上，地表凈輻射成為控制地表溫度的主要參數，地形、植被和地層性質等引起的地表輻射平衡差異，直接影響局地地表凈輻射，是地表溫度的主要影響因素[17]。對于研究站點，區域和局部影響因素中除了地層性質會發生變化外，其他因素都不變化。地層性質包括地層巖性和含水量兩個方面，其中地層巖性不發生變化，含水量則受大氣降水的影響而發生變化，進而可能影響地表溫度。由圖4可見，1976—2014年年降水量的變化可以分為3個階段：1976—2001年，年降水量處于波動變化狀態，無明顯的增大或減小趨勢；2001—2010年，年降水量處于連續增大的狀態，增大率為11.813 mm/a；2010—2014年，年降水量處于連續減小狀態。1976—2014年，年平均氣溫除1980—1985年處于相對下降的狀態外，其余時間均呈連續增大的狀態，1976—2001升溫率為0.043 ℃/a，2001—2010年的升溫率為0.079 ℃/a。

表4 風火山地區年平均氣溫、年平均地表溫度和年降水量值及變化率

綜合對比分析年平均地表溫度、年降水量及年平均氣溫的變化規律可以看出， 1976—2001年年平均氣溫逐漸升高，年降水量處于正常波動變化狀態，年平均地表溫度逐漸升高，地表溫度的升溫速率為氣溫的2.7倍；2001—2010年年平均氣溫逐漸升高，年降水量顯著增大，年平均地表溫度逐漸下降；2010—2014年年平均氣溫略微降低，年降水量逐漸減小，年平均地表溫度則逐漸升高。從以上分析可以看出，在年平均氣溫總體處于上升的狀態下，年降水量增大時地表溫度減小，年降水量減小時地表溫度增大，即年平均地表溫度與年降水量呈負相關性。對1976—2014年的年平均地表溫度與年平均氣溫和年降水量的原始數據進行回歸統計分析，得到二元一次線性回歸方程為

Ts=1.414Ta-0.267P+5.127

( 1 )

式中：Ts為年平均地表溫度， ℃；P為年降水量，m；Ta為年平均氣溫， ℃。回歸方程調整后相關系數的平方為0.581，整體顯著性水平系數為0，即回歸方程通過了95%的顯著性檢驗，說明方程是可信的。Ta的回歸系數的顯著性水平系數為0，通過了95%的顯著性檢驗，回歸系數為正值說明年平均氣溫與年平均地表溫度呈正相關性。P的回歸系數的顯著性水平系數為0.051，雖然未通過95%的顯著性檢驗，但已非常接近0.05，可以說明降水量對年平均地表溫度有顯著性影響，回歸系數為負值說明降水量與年平均地表溫度呈負相關性，這與上述分析的結果一致。年平均氣溫的回歸系數絕對值為1.141大于年降水量的回歸系數絕對值0.267，這說明氣溫對地表溫度的影響程度要大于降水量。通過上述分析可以看出，年降水量的增大起到減小年平均地表溫度的作用，降水量的減小則起到增大年平均地表溫度的作用。

2.3 多年凍土地溫變化特征

1978—2010年多年凍土測溫孔深度2、3、5 m處地溫年平均值曲線見圖5，距平值見圖6。測溫孔2、3、5 m深度處地溫1976—2001年和2001—2010年兩個階段的平均值及變化率見表4。由圖5和圖6可見，從1978年開始，2、3、5 m處的地溫均在波動中升高，總體升溫趨勢明顯，多年凍土處于退化狀態。

由表4可見到，1978—2001年，在平均氣溫的升溫速率為0.043 ℃/a和平均地表溫度升溫速率為0.117 ℃/a的狀態下，2、3、5 m處多年凍土地溫的升溫速率在0.041～0.046 ℃/a間，多年凍土地溫的升高是由于地表溫度的升高引起的；在2001—2010年，年均氣溫的升溫速率達到了0.079 ℃/a，較1978—2001年幾乎增大了一倍，平均地表溫度升溫速率則降到了-0.076 ℃/a，2、3、5 m處地溫的升溫速率為0.020～0.026 ℃/a，只有1978—2001年的40%左右。從2.2節的分析可知，在2001—2010年，由于降水量的增大導致了地表面溫度的降低，造成傳入下部地層的熱量減小，導致2、3、5 m處的地溫升溫速率減小。雖然在此期間年平均地表溫度處于下降狀態，但這種下降是相對的，由平均值的統計可看出，2001—2010年年平均地表溫度為-1.72 ℃，大于1976—2001的-2.65 ℃，這也是雖然地表溫度下降但多年凍土仍處于退化狀態的原因。

2.4 降水對多年凍土的影響探討

凍土學研究中常以地表溫度作為研究多年凍土發展變化的氣候條件，而地表溫度在小尺度上受地表凈輻射量的影響。凈輻射的量值反映了地表能量收支，其不僅取決于太陽達到地面的總輻射的大小，還與地表的狀態及地面有效長波輻射緊密相關，年內地面輻射-熱量平衡的一般表達式為[18]

Qd=(Qi+Qs)(1-α)-Qe=LE+P+A

( 2 )

式中：Qd為地面凈輻射，MJ/(m2·a)；Qi為太陽直接輻射，MJ/(m2·a)；Qs為太陽散射輻射，MJ/(m2·a)；α為地面短波反射率；Qe為地面長波有效輻射，MJ/(m2·a)；LE為地面蒸發耗熱，MJ/(m2·a)；P為地面湍流交換耗熱，MJ/(m2·a)；A為通過地表面傳入下部地層的熱流，MJ/(m2·a)。

由式( 2 )可見，地面得到的凈輻射量消耗在地表水分的蒸發、地表與大氣間的湍流熱交換及地層的熱力過程(升溫或冷卻、相變、凍結或融化)，通過上述3個方面的綜合作用形成了地表溫度，并影響著地表溫度的量值大小和變化方向。

由表3可知，風火山觀測站的年降水量由1976—1995年的平均315.4 mm/a增大到了1996—2010年的平均377.7 mm/a，風火山地區的年蒸發量在1 400 mm左右。由于降水主要集中在暖季，寒季較少，且有各自獨特的特點，所以分別進行討論。暖季降水包含固體形式的雪，降雪完成后在地表形成一定厚度的積雪，與地層進行能量交換的界面也由地表面變為積雪層。相比于天然地面，積雪層的短波輻射反射率α將大大增強[19]，根據式( 2 )可知地表得到的凈輻射量將減小，同時積雪具有由于弱導熱性和大熱容量也在一定程度上削弱了熱量向地層的傳遞，所以暖季降雪將會對多年凍土起到一種降溫的保護作用。但是，由于降雪發生在暖季，此時氣溫為正值且較高，一旦降水完成天氣轉晴，積雪很快在太陽輻射作用下融化，積雪存在的時間很短，所以暖季積雪層對多年凍土的保護作用總體應該比較弱，但降雪量的增大將使得這種作用相對增強。當暖季固體降水受熱融化變為液態水后，一部分將會蒸發進入大氣，另外一部分將滲入下部地層。青藏高原多年凍土區年蒸發耗熱占凈輻射量的比例一般在20%～30%[20]，在年凈輻射量基本保持不變的情況下，年降水量的增大引起地面蒸發量的增大，從而使得用于地面蒸發耗熱量增大，導致暖季進入下部多年凍土地層的熱量減小，表現為地表溫度的減小。同時，下滲進入地層的水分將使得季節活動層的含水量增大，由于水分相變會發生強烈地吸熱或放熱現象，所以通過地面進入下部地層熱量中的一部分將消耗于季節活動層水分相變，從而減弱了熱量向多年凍土層的傳遞。暖季降水除固態水外，還包括液態水，其對多年凍土的影響與降雪融化變為液態水的影響應該是一致的。冬季降水全部為雪，在形成穩定積雪層后會對多年凍土造成保溫作用[12-13]，對多年凍土是一種不利影響。但是青藏高原多年凍土區冬季降雪很少且受西風急流控制，風大不易形成穩定的積雪，所以冬季的降雪對多年凍土的保溫作用總體上應該比較弱，這一點與我國東北高緯度多年凍土區可以在寒季形成較厚積雪且有很強的保溫效果有明顯的區別[11-12]。

通過上述分析可以看出，對于青藏高原風火山地區，在其特有的降水特點及其降水量總體較少的情況下，寒季降水對多年凍土是一種不利影響，但這種作用相對比較弱，而暖季降水對多年凍土是一種保護作用，相對較強，總體降水對多年凍土是一種保護作用，這一點可以從1996—2010年降水量增大的情況下地表溫度和多年凍土地溫的升溫速率降低，而2010—2014年降水量減小的情況下地表溫度和多年凍土地溫升溫率升高的變化規律得到印證。降水量增大對多年凍土的影響機理可以歸納為：降水量的增大降低了地表溫度，使得傳入下部地層的熱量減小，同時季節活動層含水量的增大又在相變時消耗了一部分本應該傳入下部多年凍土層的熱量，兩者共同作用降低了多年凍土層地溫的升溫速率，起到了減緩多年凍土退化的效果。

由表4可見，2001—2010年相比于1976—2001年，風火山地區的平均降水量增大了95.9 mm/a，年平均氣溫升溫0.9 ℃，年平均地表溫度升溫0.93 ℃。氣溫和地表溫度的升高意味著傳入多年凍土層的熱量逐年增加，其必然導致多年凍土發生退化。從上述的分析可以看出，降水量的增大使得傳入多年凍土層的熱量減小，發揮了保護多年凍土的作用。由圖5可見，1976—2010年天然凍土測溫孔2、3、5 m處的地溫總體處于升高狀態，說明多年凍土處于退化狀態，這應該是降水量、氣溫及地表溫度變化綜合影響的結果，但由地表溫度和氣溫總體升高導致的多年凍土退化發揮了主要的作用，而降水量增大所產生的對多年凍土的保護作用相對較弱，這一點從式( 1 )中也可以看到。因此，風火山地區在現有降水量增大的情況下只能減緩多年凍土的退化速率，而不能完全阻止其退化。需要注意的是，這個結論是在風火山地區特殊的降水特點下分析得出的，在青藏高原其他多年凍土區的適用性需要進一步驗證。同時，如果降水量繼續增大或者降水特點發生變化，其效果也有待進行一步分析研究，目前的研究結果不一定適用。

3 結論

通過收集青藏鐵路沿線各氣象站的降水資料和風火山凍土定位觀測站所觀測的年平均氣溫、年平均地表溫度、年降水量及天然凍土測溫孔的資料，在分析了青藏鐵路沿線多年凍土區降水特點的基礎上，對多年凍土的影響進行了分析，主要結論如下：

(1) 青藏高原風火山地區降水量總體較少，屬半干旱地區，但近年來降水量顯著增大，目前處于豐水期。降水主要集中在暖季5—10月，冷季12月至翌年4月降水量極少，全年難以形成穩定的積雪。

(2) 對于青藏高原風火山地區，在其特有的降水特點及其降水量總體較少的情況下，寒季降水對多年凍土是一種不利影響，但這種作用相對比較弱，而暖季降水對多年凍土是一種保護作用，相對較強，總體上降水對多年凍土是一種保護作用。

(3) 在氣溫和地表溫度總體處于升高狀態的影響下，青藏高原風火山地區多年凍土處于退化狀態，但降水量的增大會降低地表溫度，使得傳入季節活動層下伏多年凍土的熱量減小，從而降低了多年凍土的升溫率，起到了延緩多年凍土退化的作用。