1971—2018年西藏羌塘國家級自然保護區地表濕潤指數的變化趨勢

杜 軍， 周刊社， 袁 雷

(1.西藏高原大氣環境科學研究所，850001，拉薩；2.西藏高原大氣環境研究重點實驗室，850001，拉薩；3.西藏自治區氣候中心，850001，拉薩)

氣候系統的綜合觀測和多項指標表明，全球變暖趨勢仍在進一步持續。2016年，全球表面平均溫度再創新高，成為有氣象觀測記錄以來的最暖年份，比工業化前水平高出約1.1 ℃；亞洲陸地表面年平均氣溫是1901年以來的第2高值；中國年平均氣溫亦屬明顯的偏暖年份[1]。這種全球增暖帶來的時空上非均勻的降水強度和分布的變化，必定對氣候的干濕狀況產生重要影響[2-3]。當前，氣候干濕狀況及演變規律一直是科學家研究的熱點問題之一。

濕潤指數(humidity index，Hi)作為熱量與水分的綜合因子，控制陸地生態系統與大氣之間能量和物質交換，可以指示某一地區能量和濕度從地面到大氣的轉換情況，并直接影響到植被生產及其對水分需求[4]。近年來，學者們基于Hi對中國[3,5-6]及其各區域[7-11]干濕變化的研究取得了大量成果，并就其主導影響因子進行了廣泛的討論[3,7-8,10-11]。青藏高原作為“第三極”和“亞洲水塔”，眾多學者從干濕狀況的時空分布特征、變化趨勢及其影響因子等方面做了大量的研究[4,12-15]。自1990年以來青藏高原正處于加速升溫階段[16-17]，干濕狀況發生了明顯變化，這種態勢在進入21世紀后表現的尤為突出。羌塘高原約占青藏高原總面積1/5，是世界上海拔最高、氣候條件最惡劣的高原。羌塘國家級自然保護區(以下簡稱自然保護區)就位于羌塘高原，這里氣候異常寒冷，屬高原寒帶季風干旱氣候，具有獨特的高寒荒漠生態系統，生態環境十分脆弱。作為氣候變化的指示因子和植被生態系統的影響因子，研究干濕指數具有重要的科學意義。目前有關青藏高原地表干濕狀況的研究，時段大多截至21世紀初，而近10年最新變化的研究尚未見報道，尤其是針對羌塘自然保護區濕潤指數的變化更是鮮有報道。鑒于此，筆者利用自然保護區邊緣5個氣象站點1971—2018年逐日氣象資料，基于Penman-Monteith模型計算潛在蒸散和濕潤指數Hi，系統地分析近48年自然保護區干濕狀況的時空變化規律，并對干濕變化的成因進行討論，明確全球氣候變暖下羌塘高原的干濕分布和變化趨勢，旨為認識生態環境現狀與過去的差異，為羌塘國家級自然保護區生態環境保護和恢復提供依據。

1 研究區概況

自然保護區位于西藏自治區西北部，昆侖山、可可西里山以南，岡底斯山和念青唐古拉山以北，地處E 79°59′～90°26′、N 32°12′～36°29′，平均海拔5 000 m以上，被稱為“世界屋脊的屋脊”。自然保護區于1993年經西藏自治區人民政府批準成立，2000年4月4日經國務院批準晉升為國家級自然保護區。保護區面積約29萬8 000 km2，是我國面積最大的自然保護區，僅次于格陵蘭國家公園的世界第2大陸地自然保護區，也是平均海拔最高的自然保護區。行政隸屬西藏那曲市西部3縣(安多、尼瑪、雙湖)和阿里地區北部3縣(改則、日土、革吉)[18-19]。

自然保護區屬于羌塘高原湖盆高寒草原區[20]，羌塘高原是青藏高原的主體，處于昆侖山和岡底斯—念青唐古拉山之間，東自內外流水系的分水嶺，西以公珠錯—革吉—多瑪一線與阿里西部山地為界。整個地勢南北高、中間低，高原面較完好，北部海拔4 900 m左右，南部約4 500 m。羌塘高原是世界上海拔最高的內流區，流域集水面積小，多季節性河流。該區是高原湖泊集中分布區域，是著名的高海拔湖泊群區，湖泊大多為咸水湖和鹽湖，淡水湖極少。這里氣候寒冷，氣溫的年日變化大。最暖月平均氣溫6～10 ℃。局地可達12 ℃；最冷月平均氣溫在-10 ℃以下。年降水量約100～300 mm，自東南向西北遞減。冬春多大風。

2 資料與方法

自然保護區內無長時間序列觀測資料的氣象站，當前只能在其周邊選取同屬羌塘高原湖盆高寒草原區的獅泉河、改則、申扎、班戈和安多5個氣象站(圖1)1971—2018年逐日地面氣象資料(包括平均氣壓、平均氣溫、平均最高氣溫、平均最低氣溫、平均相對濕度、平均水汽壓、平均風速、日照時間、日照比例和降水量等)。為了保證數據的可靠性，對所有站點的數據均進行了質量控制。

圖1 羌塘國家級自然保護區周邊氣象站點分布圖Fig.1 Distribution of meteorological stations around Chang Tang Nature Reserve of Tibet(CTNRT)

2.1 地表濕潤指數計算

地表濕潤指數關系表達式為

Hi=P/E0。

(1)

式中：Hi為濕潤指數， 量綱為1；P為降水量，mm/d；E0為潛在蒸散量，mm/d，應用1998年FAO推薦并修訂的Penman-Monteith模型計算E0[21]。

2.2 分析方法

利用5個站氣象資料，建立自然保護區4季(3—5月為春季，6—8月為夏季，9—11月為秋季，12月—翌年2月為冬季)以及年潛在蒸散、Hi和氣象因子等序列，以分析自然保護區地表Hi的氣候變化特征。氣候基準期為1981—2010年，多年平均值采用此時段30年的平均值。年代際變化距平為各年代平均值與1981—2010年多年平均值的差，主要用于氣候要素年代之間的比較。

要素的變化趨勢可用下式估計：

Y=a0+a1t。

(2)

式中：Y為要素(如：Hi；潛在蒸散，mm；平均氣溫，℃；氣溫日較差，℃；日照時間，h；平均風速，m/s；平均相對濕度，%；平均水汽壓，hPa；降水量，mm)；t為時間，a；a0為常數項；a1為線性趨勢項，表示要素每年的變化趨勢。采用F檢驗法對擬合的線性回歸方程進行顯著性檢驗(P<0.10、P<0.05、P<0.01和P<0.001)。

另外，采用Mann-Kendall(后稱M-K)法[22-24]對年、季Hi進行突變檢驗。利用主成分回歸方法[25]討論影響Hi的主導因子。

3 結果與分析

3.1 濕潤指數的時空分布特征

在多年平均狀態下，采用年Hi作為干濕區域劃分標準[2]，分析結果表明：自然保護區大部分地方Hi<0.5，屬于半干旱和干旱區，其中西部獅泉河和改則Hi≤0.2，為干旱區；中部申扎與班戈0.20.5，為半濕潤區。從自然保護區Hi月際變化(圖2)來看，呈單峰型變化，其中3月份最低，為0.03；8月份最高，為0.80；1—5月降水稀少，Hi較低，氣候極為干燥，屬于干旱期；進入6月后，降水迅速增加，但仍小于潛在蒸散，Hi為0.45，氣候處在半干旱期；7—9月降水量猛增，為全年最為集中期，占年降水量的69%，大于此同期的潛在蒸散，Hi>0.5，氣候處在半濕潤期。10—12月降水明顯減少，Hi<0.5，氣候處在干旱期。在季尺度上，春、冬2季均為干旱期，夏季為半濕潤期，秋季為半干旱期。

圖2 1981—2010年羌塘國家級自然保護區Hi月際變化Fig.2 Monthly variation of Hi in CTNRT from 1981 to 2010

3.2 濕潤指數變化

3.2.1 年際變化 從保護區年、季Hi的變化來看，近48年(1971—2018年)年Hi呈顯著的增加趨勢(圖3a)，但增幅不大，僅為0.001/a(P<0.05)，主要表現在春、夏2季，增幅分別為0.001/a(P<0.05)和0.003/a(P<0.05)；尤其是近28年(1991—2018年)夏季Hi增幅更明顯(圖3b)，增幅達0.007/a(P<0.05)。秋季和冬季Hi在過去48年里的變化趨勢不明顯，但近28年2季Hi表現為較明顯的減小趨勢(圖3c和d)，幅度分別為-0.004/a(未通過顯著性檢驗)和-0.001/a(P<0.01)。

圖3 1971—2018年羌塘國家級自然保護區年、季Hi變化Fig.3 Annual and seasonal variations of Hi in CTNRT from 1971 to 2018

表1為自然保護區各站Hi的變化趨勢，在年尺度上，近48年除獅泉河Hi無變化外，其他各站呈增加趨勢，增幅為0.002～0.003/a，以申扎增幅最大(P<0.01)；進入20世紀90年代后，除安多年Hi趨于減小(-0.002/a)外，其他各地Hi均呈增加趨勢，尤其是改則增幅最為明顯，增幅達0.004/a(P<0.01)。在季尺度上，近48年春季Hi除獅泉河無變化外，其他各地為增加趨勢，增幅為0.001～0.003/a，以安多增幅最大，這種趨勢在近28年表現的更明顯。夏季Hi變化趨勢的分布與春季相同，不過增幅略大一些，為0.002～0.005/a(申扎最大)；其中，近28年改則夏季Hi增幅突出，達0.010/a(P<0.01)。秋季，近48年大部分站點Hi呈現為弱的減少趨勢，但在近28年里Hi減小趨勢明顯，以申扎最突出，減幅達-0.008/a(P<0.01)。冬季，近48年大部分站點Hi無變化，不過安多站在近28年里Hi變小趨勢極為顯著，為-0.007/a(P<0.001)。總體來看，自然保護區春、夏2季Hi趨于增大，秋季Hi為減小趨勢，而冬季Hi無變化。

表1 1971—2018年羌塘國家級自然保護區各站年、季Hi的線性變化趨勢

3.2.2 年代際變化 在年代際變化度上(圖4)，自然保護區年Hi在1970s—1990s為負距平，其中80年代Hi最低；進入21世紀后轉為正距平，以2000s年代最大。Hi的季節分布來看，1970s除夏季外Hi均為負距平；1980s 4季Hi明顯偏低，以夏季最為明顯，對區域1980s的Hi減小起到了最大的貢獻；1990s春、夏2季為負距平，而秋、冬2季為正距平；到2000s—2010s，春、夏2季Hi回升為正距平，尤其是夏季(2000s偏高0.09)，而秋季和冬季Hi為負距平，以秋季偏低最為明顯，其中2010s偏低0.06。

圖4 1971—2018年羌塘國家級自然保護區年、季節Hi的年代際變化Fig.4 Inter-decadal variations of annual and seasonal Hi in CTNRT during 1971-2018

3.2.3 突變特征 通過對近48年自然保護區年和4季Hi進行M-K突變檢驗發現(圖5)，年Hi的UF曲線在1971—1994年期間呈振動變化，從1995年開始快速上升，與UB曲線在1996年相交，且在臨界線±1.96之間，確定在1996年發生了突變，這與汪步惟等[15]的研究基本相同。其中2002—2018年Hi增加趨勢超過了95%置信度的臨界線，表明年Hi增加趨勢是十分顯著的；突變前后Hi平均值分別為0.282和0.336，突變后較突變前增加了19.1%。同樣，春季Hi也在1995年發生轉折，由偏低躍變為偏高態勢，突變點前后Hi分別為0.073和0.118 mm，后者較前期偏高61.6%；夏季Hi突變較晚，出現在2000年，突變后較突變前Hi增加21.6%；秋、冬2季Hi未發生突變。

圖5 1971—2018年羌塘國家級自然保護區年、季Hi的M-K檢驗Fig.5 M-K test for abrupt variations of annual and seasonal Hi in CTNRT from 1971 to 2018

3.3 潛在蒸散及其影響因子的變化

由于影響潛在蒸散變化的因素眾多，不同因素之間也相互影響，所以潛在蒸散的變化成因十分復雜。黃會平等[25]認為影響潛在蒸散量的因子中，第1主成分為熱力學因子(氣溫、水汽壓和緯度)，第2主成分為水分因子(相對濕度、降水量)和輻射因子(日照時間)，第3主成分為地理因子(經度)和空氣動力學因子(平均風速)，第4主成分為高程因子。以此為據，因該區域氣象站點稀少，本文不考慮地理因子，選取7個主要氣候因子(平均氣溫、氣溫日較差、日照時間、平均風速、平均相對濕度、平均水汽壓和降水量)，來分析潛在蒸散與各氣候因子的變化。

根據1971—2018年自然保護區年潛在蒸散的變化趨勢(表2)分析，近48年潛在蒸散呈減少趨勢，平均每年減少0.27 mm(未通過顯著性檢驗水平)，不過近28年(1991—2018年)潛在蒸散卻呈現出顯著的增加趨勢，增幅為2.26 mm/a(P<0.05)。就季節而言，近48年4季潛在蒸散的線性變化趨勢都不是很明顯，秋季略為增加，其他3季趨于減少；而近28年秋、冬2季潛在蒸散趨于增加，增幅分別為0.85 mm/a(P<0.05)和1.36 mm/a(P<0.001)，春、夏2季潛在蒸散基本無變化。

表2 1971—2018年羌塘國家級自然保護區年、季潛在蒸散及其影響因子的線性變化趨勢

近48年，自然保護區年平均氣溫表現為極顯著的升高趨勢，升幅為0.046 ℃/a(P<0.001)，4季平均氣溫也以0.038～0.060 ℃/a的速度顯著升高，以冬季升溫率最大，尤其是近28年升溫率達0.11 ℃/a。年氣溫日較差趨于變小，為-0.023 ℃/a(P<0.001)，4季氣溫日較差亦呈減小趨勢，其中夏季減幅最大。年日照時間傾向于減少態勢，平均每年減少1.92 h(P<0.05)，以夏季減幅最為明顯，為-1.71 h/a(P<0.01)。一年4季平均風速均表現為顯著減小趨勢，為-0.022～-0.039 (m/s)/a(P<0.001)，以春、冬2季尤為突出。年、季平均相對濕度波動大，線性變化趨勢不明顯，均在±0.10%/a之內。年、季平均水汽壓均呈增加趨勢，其中夏季增幅最大，為0.012 hPa/a(P<0.05)。年降水量以1.18 mm/a(P<0.05)的速度顯著增加，主要表現在春季和夏季。

綜上所述，平均氣溫、降水量和平均水汽壓趨于上升(增加)，氣溫日較差、日照時間、平均風速呈下降趨勢，平均相對濕度變化不大，這些氣候因素變化的綜合影響最終造成了近48年自然保護區潛在蒸散的減少。

3.4 濕潤指數與其影響因子的主成分分析

3.4.1 影響濕潤指數因子的主成分分析 為了進一步分析各氣候因子對年Hi的影響，利用數據處理系統(data processing system, DPS)[26]的主成分分析方法對7個氣候因子進行分析(表3和表4)。表3是各影響因子的總方差分解，可以看出前4個主成分的特征值占總方差的比例達到91.54%，即前4個主成分已經對7個因子所涵蓋的信息進行了概括，選用前4個主成分代表潛在蒸散影響因子，其中第1主成分的方差貢獻率最大，達到48.06%。表4是旋轉后的主成分載荷矩陣，從表4中可知第1主成分在平均水汽壓和氣溫日較差2個因子上有較大的載荷量，平均水汽壓與第1成分呈正相關，而氣溫日較差與第1成分呈負相關。第2主成分方差貢獻率為21.25%，是次重要的影響因子，該主成分在平均相對濕度、平均氣溫上的載荷量較大，前者與第2成分呈正相關，后者與第2成分呈負相關。第3主成分方差貢獻率為13.6%，該主成分在日照時間、平均風速上的載荷量較大，與日照時間呈正相關，與平均風速呈負相關。第4成分中氣溫日較差的載荷量最大，與其呈正相關。

表3 主成分的特征值和貢獻率

表4 旋轉成分矩陣

3.4.2 主成分回歸分析 利用DPS[26]中的主成分回歸方法，為了盡可能少的損失信息，提取前4個主成分(p1、p2、p3、p4)，累積貢獻率達到91.54%，根據主成分矩陣(表4)，得到主成分方程：

p1=0.285X1-0.421X2-0.383X3-0.418X4+
0.249X5+0.438X6+0.408X7；

(3)

p2=-0.571X1+0.128X2+0.061X3+0.127X4+
0.715X5+0.344X6-0.089X7；

(4)

p3=0.329X1+0.008X2+0.592X3-0.504X4+
0.146X5+0.193X6-0.479X7；

(5)

p4=0.428X1+0.714X2+0.019X3+0.243X4-
0.008X5+0.433X6+0.246X7。

(6)

式中：pi為主成分；X1～X7表述見表4，將以上4個主成分作為自變量，年Hi作為因變量建立回歸模型，即：

Hi=0.026 7p1+0.003 2p2-0.024 4p3+0.009 8p4

(7)

其中修正R2=0.814(P<0.001)，將式(3)～(6)代入式(7)，最終得到主成分標準化回歸系數方程：

Hi=0.001 9X1-0.004 0X2-0.024 3X3+0.004 0X4+
0.005 3X5+0.012 3X6+0.024 7X7。

(8)

從式(8)標準化回歸系數來看，降水量X7的影響程度最大，表現為正相關；日照時間X3的影響次之，呈負相關；隨后是水汽壓X6(正相關)，其他因子影響相對較小。同樣，也分析了4季Hi的主成分回歸方程，得到影響程度最大的氣候因子都是降水量，次要因子有所不同：春、秋2季是日照時間(負貢獻)、夏季是氣溫日較差(負貢獻)、冬季是平均氣溫(負貢獻)。

國內學者采用相關系數分析[6-8,13-14]、敏感性系數[5]、主成分分析等[25,27]方法，選取整個研究時段探討了不同氣象要素對潛在蒸散變化的影響，而汪步惟等[15]和曹雯等[28]則分析了潛在蒸散突變前后不同階段的變化趨勢及其影響因素。鑒于此，筆者利用主成分回歸分析方法分析了自然保護區年Hi突變前后不同的主導影響因子，結果發現：1996年之前降水量是主導因子(正貢獻)，氣溫日較差是次要因子(負貢獻)；1996年之后主導因子也是降水量(正貢獻)、次要因子是日照時間(負貢獻)。也就是說降水量少、氣溫日較差大是1971—1995年保護區年Hi偏低的主要因素，而降水量增多、日照時間減少則是1996—2018年保護區年Hi明顯偏大的重要因素。從季節看，春季Hi在1995年突變前后，主導因子沒變，均是降水量(正貢獻)，不同是次要因子，突變前后分別是氣溫日較差(負貢獻)和日照時間(負貢獻)；而夏季Hi在2000年突變前，主導因子和次要因子都沒有變化，降水量是主導因子(正貢獻)，氣溫日較差(負貢獻)是次要因子。

以上分析表明，降水量的多少是主導自然保護區干濕狀況的決定因子，隨著降水增多Hi增大，在氣溫升高的背景下，近48年該區域呈明顯暖濕化趨勢，十分有利于生態環境的改善。

4 討論

1)盡管自然保護區地表干濕狀況的變化直接影響到自身及其周邊區域冰凍圈和生態系統的變化。但由于保護區無氣象站，觀測資料嚴重匱乏，當前只能利用周邊與其同屬羌塘高原湖盆高寒草原區的站點資料來反映自然保護區的氣候變化特征。對于自然保護區核心區而言，國內學者目前多以短期觀測、遙感反演和融合產品為主獲取資料[19]，來分析羌塘高原環境變化。若需準確認識自然保護區地表干濕狀況的變化，從長期來看，在自然保護區合理布設綜合氣象觀測站，實時、有效地進行觀測；短期來看，應加大衛星遙感反演數據、再分析資料在羌塘高原的適用性研究，以彌補數據不足的缺憾。

2)1961—2014年華東、華南以及華中中東部、新疆西北部、東北中部、青海部分地區Hi呈增加趨勢，Hi趨于減小的地區主要發生在半干旱半濕潤氣候區，其中山東東部、河北西部、山西、甘肅和四川盆地、云貴大部分地區呈顯著變干的趨勢[3]。2001—2010年青藏高原有25%的區域在逐漸變干，主要集中在高原南部，特別是高原腹地、西藏東部及甘孜州南部等部分區域，柴達木盆地及青海湖區域也有變干傾向[29]。高原西部、高原北部及高原東北部[29]、羊卓雍湖流域[14]、藏北地區[30]、大通河流域[31]地表Hi亦呈增大趨勢，與自然保護區趨同存異。但與其鄰近的黃河源區[32]、若爾蓋濕地[33]年Hi卻呈減小趨勢。以上也說明不同地區干濕狀況變化差異很大。

3)從Hi的定義來看，它的變化取決于降水和潛在蒸散2個分量，氣候變干或變濕則取決于這2個分量的變化速率，但更與潛在蒸散變化有關，因為潛在蒸散受輻射、溫度、相對濕度和風速等氣象要素之間相互作用的綜合影響。目前有關青藏高原潛在蒸散變化歸因研究的文獻較多，如Chen等[4]認為，1961—2000年潛在蒸散減少的主要因子是風速和相對濕度；Zhang等[34]指出，1971—2004年風速、日照時間減小分別是青藏高原北部、東南部參考蒸散顯著下降的主導因子；尹云鶴等[35]認為，風速減小是影響青藏高原年潛在蒸散降低的主要原因；汪步惟等[15]分析表明，風速變小是1971—1996年高原年參考蒸散減少的主要因素，相對濕度降低則極大地促進了1997—2014年高原主體(除高原北緣外)參考蒸散的顯著增加；周秉榮等[36]研究表明，最高氣溫上升、總輻射增加和相對濕度降低是三江源地區年潛在蒸散呈增加趨勢的主要原因，風速的影響較小。以上研究也說明，對影響潛在蒸散變化的主導因子尚存在分歧。而針對青藏高原Hi歸因研究也有報道，杜軍等[30]和Du等[37]利用相關分析得到，西藏Hi對降水量、相對濕度和氣溫日較差的響應最為敏感；王敏等[29]指出降水是導致高原區域干濕氣候空間格局差異的主要因素；筆者也認為降水量是自然保護區1年4季Hi變化的主導因子，不過降水量趨于明顯增加，而Hi并明顯增大。因此，影響Hi變化的原因仍是個尚未解決的重大科學問題，它的影響機理需要進一步研究。

4)近48年自然保護區氣候暖濕化愈發明顯，植被NDVI值趨于增加[38-39]，這也佐證了地表Hi有增大的趨勢。而未來40年西藏Hi趨于增加，環境水熱要素相對提高，干旱化程度在逐步減小，較利于生態環境的改善，尤其對干旱的羌塘自然保護區草地荒漠化過程有抑制作用[40]。因此，分析研究羌塘自然保護區Hi的變化，可為當地生態環境監測提供基礎性決策依據。

5 結論

1)在多年平均狀態下，自然保護區大部分地方Hi<0.5，屬于半干旱和干旱區。Hi月際變化呈單峰型，其中3月份最低，為0.03；8月份最高，為0.80。在季尺度上，春、冬2季均為干旱期，夏季為半濕潤期，秋季為半干旱期。

2)近48年(1971—2018)自然保護區年平均氣溫以0.046 ℃/a的速度顯著升高，年降水量以1.18 mm/a的變化趨勢明顯增加，暖濕化氣候特征明顯，但自然保護區年Hi卻沒有表現出明顯的增大趨勢，只是略有增大，僅為0.001/a，不過夏季Hi增大較明顯(0.003/a，P<0.05)，特別是近28年(1991—2018年)增幅尤為突出，達0.007/a(P<0.05)。

3)年Hi在20世紀70年代到90年代為負距平，氣候偏干，其中80年代Hi最低；進入21世紀后Hi轉為正距平，以2000s年代最大，氣候相對較為濕潤。在時間突變點上，年Hi在1996年是一個由相對偏干期轉為相對偏濕期的突變點，同樣春季和夏季Hi分別在1995年、2000年發生了由偏干轉偏濕的突變，而秋、冬2季Hi未出現突變。

4)主成分回歸分析顯示，降水量是年Hi變化的主導因子(正貢獻)，日照時間起著次要作用(負貢獻)。就季節而言，影響Hi變化的主導因子都是降水量。從轉折前后來看，1996年之前降水量是主導因子(正貢獻)、次要因子(負貢獻)是氣溫日較差；1996年之后主導因子仍是降水量(正貢獻)、次要因子卻是日照時間(負貢獻)。

感謝中國氣象科學研究院郭建平研究員對本文英文摘要的修改和潤色。