降水对青藏高原风火山地区多年冻土的影响

蔡汉成， 金 兰， 李 勇， 李 奋， 韩龙武

(1. 中铁西北科学研究院有限公司， 甘肃 兰州 730000； 2. 青海省冻土与环境工程重点实验室， 青海 格尔木 816000)

具有零温或负温并含有冰，且冻结状态保持时间在两年以上的土体或岩石称为多年冻土。中国多年冻土区的总面积约为陆地面积的22.4%，达215万km2[1]，主要分布在东北大小兴安岭、青藏高原及其他中西部高山地区，其中青藏高原是中低纬度地带多年冻土面积最广、厚度最大的地区。多年冻土是地气热量交换长期负积累的产物，其状态和发展趋势既受海拔和纬度影响的气候条件控制，同时也受地质构造、植被、雪盖、坡向、岩性、水被(水体覆盖或地表沼泽化)等局地因素的影响[2]。

近年来，在全球气候变暖的大背景下，青藏高原的气候也在逐渐变暖，其总体特征是气温呈上升趋势，1971—2000年青藏高原年平均气温升温速率为0.024～0.025 ℃/a[3-4]，1981—2010年增大到0.05 ℃/a[5]，升温速率呈逐年增大的特点；降水也呈增加趋势，变化趋势为平均每年增加1.196 mm，1971—2000年青藏高原地区年降水量增加了6.9%[3]。多年冻土是特定气候条件的产物，气候条件的变化对多年冻土状态及发展变化趋势造成一定程度的影响。已有的研究成果表明，青藏高原气候变暖导致高原多年冻土出现了地温升高、多年冻土上限下降、多年冻土层厚度减小及分布面积减小等现象，不同区域的退化方式及程度不尽相同，青藏铁路和公路沿线的地基多年冻土也在气候变暖和工程扰动的双重作用下出现了上限下降、地温升高等退化现象[6-10]，这些都是气候变暖导致的结果，而对于造成这种结果的原因，也就是气候条件的变化对多年冻土的具体影响过程及机理则讨论相对较少。气候条件包含的要素很多，其中降水是影响冻土发展的主要气象要素之一[2]。目前关于降水对多年冻土影响的研究成果主要集中在冷季积雪厚度对地层温度影响方面。在冷季，由于积雪弱导热性和大热容量，当其厚度小于10 cm时，积雪对地层有微弱保温效果；当厚度大于20 cm时，保温作用开始增强[11]；当积雪厚度达到30 cm时，积雪对地层保温效果大大增强[12]。

青藏高原多年冻土区降水量总体较少，主要集中在暖季5—10月份，且以固体形式(雪、冰雹)为主，冷季降水量极少，全年难以形成稳定的积雪，这种降水特点与我国东北高纬度多年冻土区在冷季易形成稳定积雪有较大差异。自20世纪90年代以来，青藏高原多年冻土区降水量开始显著增大。降水是影响多年冻土的重要气候条件，其特点及变化特征对多年冻土造成影响。针对上述特点，收集了青藏铁路沿线多年冻土区的安多、五道梁、沱沱河气象站1976—2010年的降水资料和风火山冻土定位观测站1976—2014年的年平均气温、年平均地表温度、年降水量及天然冻土测温孔的资料，在分析了青藏铁路沿线多年冻土区降水特点的基础上，对风火山地区降水对多年冻土的影响过程和机理进行探讨。

1 数据来源及处理方法

1.1 数据来源

在原铁道部的大力支持下，中铁西北科学研究院(原铁道部科学研究院西北研究所)于1961年在青藏高原连续多年冻土区的风火山建立了我国首座全年有人值守且不间断观测的多年冻土定位观测站(N34°43′，E92°52′)，站点海拔高度超过4 700 m，站后1 km处为青藏铁路，目前正在进行的工作有气象及天然冻土测温孔地温观测等，见图1。15 m测温孔观测场位于冻土定位观测站西北平缓山坡，植被良好，表层土为黏土，向阳坡面，2 m以下有小于1 m的含土冰层。气象数据从1976年至今连续观测，天然测温孔地温从1978至今连续观测。测温孔测温点布设及观测频率和方法见表1。通过该站收集了1976—2014年的年平均气温、年平均地表温度、年降水量及15 m测温孔1978—2010年的地温资料，通过中国气象局资料信息中心收集了青藏铁路沿线安多、沱沱河、五道梁气象站的年降水量资料，各气象站及冻土定位观测站的地理信息见表2。

表1 测温孔测点布置及观测方式统计表

表2 青藏铁路沿线多年冻土区气象站位置

1.2 处理方法

由于地表温度、降水量及气温值逐年波动相对较大，直观的分析其变化规律较为困难，所以基于Savitzky-Golay算法对原始数据进行平滑降噪处理，使变化曲线相对平滑，便于对其变化规律进行分析。经过Savitzky-Golay算法处理的数据仅用于分析宏观的变化规律，而在定量分析中全部利用原始数据。Savitzky和Golay1964年提出了Savitzky-Golay算法，基本原理是在时域内基于多项式，然后利用最小二乘法进行最佳拟合，目前广泛应用于时间域数据流的平滑除噪处理。相对于其他数据处理中常用的平均方法(5年或者10年平均)，这种方法更能保留相对极大值、极小值和宽度等分布特性，能够有效保留数据的原始特征[13]。在计算某时间段内的温度变化速率时，将原始数据进行最小二乘法线性拟合，取其斜率值为平均变化率。

2 结果分析

2.1 青藏铁路沿线多年冻土区降水特点及变化特征

青藏铁路沿线多年冻土区4个气象站的年降水量统计见表3。由表3可见，沱沱河和五道梁地区的多年平均年降水量相对较小，为273.4 mm/a左右；风火山地区的多年平均值大于沱沱河与五道梁，为344.4 mm/a；安多地区的多年平均值最大，为426.8 mm/a。由此可以看出，青藏铁路沿线多年冻土区年平均降水量在273～427 mm/a间变化，总体降水量较小，属半干旱地区。

表3 青藏铁路沿线多年冻土区年平均降水量统计[14] mm

沱沱河、五道梁、风火山及安多4个气象站的年降水量变化曲线见图2。由图2可见，4个气象站的年降水量在1976—1995年间波动变化，无明显的增大或减小趋势，而在1995年以后呈明显的增大趋势。沱沱河地区1976—1995年的平均降水量为259.3 mm/a，1996—2010年增大到了324.6 mm/a，增大约65.3 mm/a；五道梁地区1976—1995年的平均降水量为263.2 mm/a，1996—2005年增大到了315.2 mm/a，增大约52 mm/a；风火山地区1976—1995年平均降水量为315.4 mm/a，1996—2010年增大到377.7 mm/a，增大约62.3 mm/a；安多地区1976—1995年的平均降水量为425.7 mm/a，1996—2005年增大到了476.5 mm/a，增大约50.8 mm/a。从上述分析可以看出，4个地区20世纪90年代中期以后的平均降水量较90年代中期以前平均增大了约57.6 mm/a，说明青藏铁路沿线多年冻土区降水量近年来显著增大，目前处于丰水期。

风火山气象站2013年各月降水量柱状分布见图3。由图3可见，风火山2013年的年降水量为421.7 mm，其中5—10月份降水量共计414.7 mm，占全年总降水量的98.3%，11月、12月及1—4月份的降水量共计7 mm，只占全年的总降水量的1.7%。2013年风火山共有104 d发生降水现象，其中降雪58 d，冰雹5 d，降雨41 d。由于风火山地区海拔高(4 700 m)，年平均气温低(-6.1 ℃)，所以降水主要以固体形式的冰雹和雪为主，其中5、6月以降雪为主，7、8月多下冰雹，寒季受西风急流控制，风大而干燥。沱沱河、安多及五道梁地区的降水特征基本与风火山地区一致，这里不再赘述。从上述分析可以看出，青藏铁路沿线多年冻土区的降水主要集中在暖季5—10月，寒季12月至翌年4月降水量极少，并且降水主要以固体形式的冰雹和雪为主。由于降水主要集中在暖季，此时气温较高，太阳辐射强烈，所以降水很快就全部受热融化，产生蒸发和下渗，不会形成稳定积雪，同时寒季降水量极少加上干燥多风，也不会形成稳定的积雪。上述特征与我国高纬度寒区形成明显的差别，在东北大小兴安岭地区降水量主要集中在寒季并且极易形成稳定的积雪。

2.2 地表温度变化特征

多年冻土是岩石圈通过地表面与大气圈热交换的产物，地表面是大气圈和岩石圈热交换的直接作用面，因此地表温度直接决定土体冷生能量的大小，是判断多年冻土变化状态的重要指标[15]，在冻土学中常以地表温度作为研究多年冻土发展变化的气候条件[16]。

1976—2014年风火山地区年平均地表温度、年平均气温及年降水量变化曲线见图4、表4。2010—2014年由于时间相对较短，因此表4中未统计。由图4、表4可见，从1976—2014年，年平均地表温度的变化可以明显的分为3个阶段：1976—2001年基本处于连续升高的状态，升温率为0.117 ℃/a；2001—2010年处于连续降低状态，降温率为-0.076 ℃/a；2010—2014年重新开始升高。地表温度的增大意味着传入下部多年冻土的热量增大，反之则减小。

太阳辐射是地表能量的主要来源，地表温度受地表辐射收支与能量平衡过程控制。在区域尺度上，地表温度主要受纬度、经度和海拔控制；在小空间尺度上，地表净辐射成为控制地表温度的主要参数，地形、植被和地层性质等引起的地表辐射平衡差异，直接影响局地地表净辐射，是地表温度的主要影响因素[17]。对于研究站点，区域和局部影响因素中除了地层性质会发生变化外，其他因素都不变化。地层性质包括地层岩性和含水量两个方面，其中地层岩性不发生变化，含水量则受大气降水的影响而发生变化，进而可能影响地表温度。由图4可见，1976—2014年年降水量的变化可以分为3个阶段：1976—2001年，年降水量处于波动变化状态，无明显的增大或减小趋势；2001—2010年，年降水量处于连续增大的状态，增大率为11.813 mm/a；2010—2014年，年降水量处于连续减小状态。1976—2014年，年平均气温除1980—1985年处于相对下降的状态外，其余时间均呈连续增大的状态，1976—2001升温率为0.043 ℃/a，2001—2010年的升温率为0.079 ℃/a。

表4 风火山地区年平均气温、年平均地表温度和年降水量值及变化率

综合对比分析年平均地表温度、年降水量及年平均气温的变化规律可以看出， 1976—2001年年平均气温逐渐升高，年降水量处于正常波动变化状态，年平均地表温度逐渐升高，地表温度的升温速率为气温的2.7倍；2001—2010年年平均气温逐渐升高，年降水量显著增大，年平均地表温度逐渐下降；2010—2014年年平均气温略微降低，年降水量逐渐减小，年平均地表温度则逐渐升高。从以上分析可以看出，在年平均气温总体处于上升的状态下，年降水量增大时地表温度减小，年降水量减小时地表温度增大，即年平均地表温度与年降水量呈负相关性。对1976—2014年的年平均地表温度与年平均气温和年降水量的原始数据进行回归统计分析，得到二元一次线性回归方程为

Ts=1.414Ta-0.267P+5.127

( 1 )

式中：Ts为年平均地表温度， ℃；P为年降水量，m；Ta为年平均气温， ℃。回归方程调整后相关系数的平方为0.581，整体显著性水平系数为0，即回归方程通过了95%的显著性检验，说明方程是可信的。Ta的回归系数的显著性水平系数为0，通过了95%的显著性检验，回归系数为正值说明年平均气温与年平均地表温度呈正相关性。P的回归系数的显著性水平系数为0.051，虽然未通过95%的显著性检验，但已非常接近0.05，可以说明降水量对年平均地表温度有显著性影响，回归系数为负值说明降水量与年平均地表温度呈负相关性，这与上述分析的结果一致。年平均气温的回归系数绝对值为1.141大于年降水量的回归系数绝对值0.267，这说明气温对地表温度的影响程度要大于降水量。通过上述分析可以看出，年降水量的增大起到减小年平均地表温度的作用，降水量的减小则起到增大年平均地表温度的作用。

2.3 多年冻土地温变化特征

1978—2010年多年冻土测温孔深度2、3、5 m处地温年平均值曲线见图5，距平值见图6。测温孔2、3、5 m深度处地温1976—2001年和2001—2010年两个阶段的平均值及变化率见表4。由图5和图6可见，从1978年开始，2、3、5 m处的地温均在波动中升高，总体升温趋势明显，多年冻土处于退化状态。

由表4可见到，1978—2001年，在平均气温的升温速率为0.043 ℃/a和平均地表温度升温速率为0.117 ℃/a的状态下，2、3、5 m处多年冻土地温的升温速率在0.041～0.046 ℃/a间，多年冻土地温的升高是由于地表温度的升高引起的；在2001—2010年，年均气温的升温速率达到了0.079 ℃/a，较1978—2001年几乎增大了一倍，平均地表温度升温速率则降到了-0.076 ℃/a，2、3、5 m处地温的升温速率为0.020～0.026 ℃/a，只有1978—2001年的40%左右。从2.2节的分析可知，在2001—2010年，由于降水量的增大导致了地表面温度的降低，造成传入下部地层的热量减小，导致2、3、5 m处的地温升温速率减小。虽然在此期间年平均地表温度处于下降状态，但这种下降是相对的，由平均值的统计可看出，2001—2010年年平均地表温度为-1.72 ℃，大于1976—2001的-2.65 ℃，这也是虽然地表温度下降但多年冻土仍处于退化状态的原因。

2.4 降水对多年冻土的影响探讨

冻土学研究中常以地表温度作为研究多年冻土发展变化的气候条件，而地表温度在小尺度上受地表净辐射量的影响。净辐射的量值反映了地表能量收支，其不仅取决于太阳达到地面的总辐射的大小，还与地表的状态及地面有效长波辐射紧密相关，年内地面辐射-热量平衡的一般表达式为[18]

Qd=(Qi+Qs)(1-α)-Qe=LE+P+A

( 2 )

式中：Qd为地面净辐射，MJ/(m2·a)；Qi为太阳直接辐射，MJ/(m2·a)；Qs为太阳散射辐射，MJ/(m2·a)；α为地面短波反射率；Qe为地面长波有效辐射，MJ/(m2·a)；LE为地面蒸发耗热，MJ/(m2·a)；P为地面湍流交换耗热，MJ/(m2·a)；A为通过地表面传入下部地层的热流，MJ/(m2·a)。

由式( 2 )可见，地面得到的净辐射量消耗在地表水分的蒸发、地表与大气间的湍流热交换及地层的热力过程(升温或冷却、相变、冻结或融化)，通过上述3个方面的综合作用形成了地表温度，并影响着地表温度的量值大小和变化方向。

由表3可知，风火山观测站的年降水量由1976—1995年的平均315.4 mm/a增大到了1996—2010年的平均377.7 mm/a，风火山地区的年蒸发量在1 400 mm左右。由于降水主要集中在暖季，寒季较少，且有各自独特的特点，所以分别进行讨论。暖季降水包含固体形式的雪，降雪完成后在地表形成一定厚度的积雪，与地层进行能量交换的界面也由地表面变为积雪层。相比于天然地面，积雪层的短波辐射反射率α将大大增强[19]，根据式( 2 )可知地表得到的净辐射量将减小，同时积雪具有由于弱导热性和大热容量也在一定程度上削弱了热量向地层的传递，所以暖季降雪将会对多年冻土起到一种降温的保护作用。但是，由于降雪发生在暖季，此时气温为正值且较高，一旦降水完成天气转晴，积雪很快在太阳辐射作用下融化，积雪存在的时间很短，所以暖季积雪层对多年冻土的保护作用总体应该比较弱，但降雪量的增大将使得这种作用相对增强。当暖季固体降水受热融化变为液态水后，一部分将会蒸发进入大气，另外一部分将渗入下部地层。青藏高原多年冻土区年蒸发耗热占净辐射量的比例一般在20%～30%[20]，在年净辐射量基本保持不变的情况下，年降水量的增大引起地面蒸发量的增大，从而使得用于地面蒸发耗热量增大，导致暖季进入下部多年冻土地层的热量减小，表现为地表温度的减小。同时，下渗进入地层的水分将使得季节活动层的含水量增大，由于水分相变会发生强烈地吸热或放热现象，所以通过地面进入下部地层热量中的一部分将消耗于季节活动层水分相变，从而减弱了热量向多年冻土层的传递。暖季降水除固态水外，还包括液态水，其对多年冻土的影响与降雪融化变为液态水的影响应该是一致的。冬季降水全部为雪，在形成稳定积雪层后会对多年冻土造成保温作用[12-13]，对多年冻土是一种不利影响。但是青藏高原多年冻土区冬季降雪很少且受西风急流控制，风大不易形成稳定的积雪，所以冬季的降雪对多年冻土的保温作用总体上应该比较弱，这一点与我国东北高纬度多年冻土区可以在寒季形成较厚积雪且有很强的保温效果有明显的区别[11-12]。

通过上述分析可以看出，对于青藏高原风火山地区，在其特有的降水特点及其降水量总体较少的情况下，寒季降水对多年冻土是一种不利影响，但这种作用相对比较弱，而暖季降水对多年冻土是一种保护作用，相对较强，总体降水对多年冻土是一种保护作用，这一点可以从1996—2010年降水量增大的情况下地表温度和多年冻土地温的升温速率降低，而2010—2014年降水量减小的情况下地表温度和多年冻土地温升温率升高的变化规律得到印证。降水量增大对多年冻土的影响机理可以归纳为：降水量的增大降低了地表温度，使得传入下部地层的热量减小，同时季节活动层含水量的增大又在相变时消耗了一部分本应该传入下部多年冻土层的热量，两者共同作用降低了多年冻土层地温的升温速率，起到了减缓多年冻土退化的效果。

由表4可见，2001—2010年相比于1976—2001年，风火山地区的平均降水量增大了95.9 mm/a，年平均气温升温0.9 ℃，年平均地表温度升温0.93 ℃。气温和地表温度的升高意味着传入多年冻土层的热量逐年增加，其必然导致多年冻土发生退化。从上述的分析可以看出，降水量的增大使得传入多年冻土层的热量减小，发挥了保护多年冻土的作用。由图5可见，1976—2010年天然冻土测温孔2、3、5 m处的地温总体处于升高状态，说明多年冻土处于退化状态，这应该是降水量、气温及地表温度变化综合影响的结果，但由地表温度和气温总体升高导致的多年冻土退化发挥了主要的作用，而降水量增大所产生的对多年冻土的保护作用相对较弱，这一点从式( 1 )中也可以看到。因此，风火山地区在现有降水量增大的情况下只能减缓多年冻土的退化速率，而不能完全阻止其退化。需要注意的是，这个结论是在风火山地区特殊的降水特点下分析得出的，在青藏高原其他多年冻土区的适用性需要进一步验证。同时，如果降水量继续增大或者降水特点发生变化，其效果也有待进行一步分析研究，目前的研究结果不一定适用。

3 结论

通过收集青藏铁路沿线各气象站的降水资料和风火山冻土定位观测站所观测的年平均气温、年平均地表温度、年降水量及天然冻土测温孔的资料，在分析了青藏铁路沿线多年冻土区降水特点的基础上，对多年冻土的影响进行了分析，主要结论如下：

(1) 青藏高原风火山地区降水量总体较少，属半干旱地区，但近年来降水量显著增大，目前处于丰水期。降水主要集中在暖季5—10月，冷季12月至翌年4月降水量极少，全年难以形成稳定的积雪。

(2) 对于青藏高原风火山地区，在其特有的降水特点及其降水量总体较少的情况下，寒季降水对多年冻土是一种不利影响，但这种作用相对比较弱，而暖季降水对多年冻土是一种保护作用，相对较强，总体上降水对多年冻土是一种保护作用。

(3) 在气温和地表温度总体处于升高状态的影响下，青藏高原风火山地区多年冻土处于退化状态，但降水量的增大会降低地表温度，使得传入季节活动层下伏多年冻土的热量减小，从而降低了多年冻土的升温率，起到了延缓多年冻土退化的作用。