张 怡， 段克勤， 石培宏

（陕西师范大学地理科学与旅游学院，陕西西安 710119）

0 引言

青藏高原作为亚洲水塔，其独特的冰冻圈地貌对全球变暖极其敏感。目前因高原变暖，已造成冰川退缩、冻土消融等一系列的生态环境问题[1-5］。近年来青藏高原地面温度以0.3~0.4 ℃·（10a）-1的升温速率上升，是全球平均增温速率的2 倍[6-7］，地面增温会以长波辐射形式影响其上的高空大气温度。表征高空大气温度变化的一个重要指标就是大气0 ℃层高度，作为自由大气温度为0 ℃的最低高度，大气0 ℃层高度决定了空中水汽相变发生的高度。若大气0 ℃层高度高于地表，则地表的冰冻圈处于消融状态，故大气0 ℃层高度可反映高原地表冰冻圈的消融状态。因此，量化青藏高原地区大气0 ℃层高度变化，对认识高原的气候变化，以及冰冻圈的变化状态十分关键。

研究指出在热带地区大气0 ℃层高度变化与海表温度密切相关，且是影响热带地区冰川变化的重要因素[8-10］。近年来在我国西北、西南、黄河流域和高亚洲等地区，也进行了大气0 ℃层高度变化的研究，发现大气0 ℃层高度呈升高趋势，并与地面温度的变化呈显著正相关关系[11-20］。在青藏高原地区，夏季大气0 ℃层高度的变化与冰川消融量[21］、零平衡线高度[22］以及冰川物质平衡[23］之间存在很好的线性关系，并直接影响冰川、积雪与冻土区的消融面积和强度，进而对区域径流产生重要影响[12］，可诱发洪水[24-26］及断流[12，27-32］等灾害。通过建立夏季径流量对大气0 ℃层高度变化的响应关系，也可预测评估夏季河流径流量的变化[33-37］。因此，夏季大气0 ℃层高度的变化不仅是大气热状况的反映，也是影响冰冻圈各要素变化的重要指标[38］。

采 用 探 空 站 数 据，以 及ERA-Interim[17，39］和NCEP/NCAR[9，23，30-31，39-40］等再分析资料，对青藏高原不同区域的夏季大气0 ℃层高度变化进行了研究，但对青藏高原全局的研究相对薄弱。探空数据获取的大气0 ℃层高度可信度高，但由于青藏高原探空站稀少，无法获得整个高原面上大气0 ℃层高度的变化。再分析资料时空分布连续，由其可获得较高精度的大气0 ℃层高度变化[39，41-45］。ERA5作为最新一代的再分析资料，与上一代的ERA-Interim 再分析数据相比，其空间分辨率更高，数据质量更好[46-48］。青藏高原夏季大气0 ℃层高度未来如何变化，目前尚无研究，也缺乏对夏季大气0 ℃层高度变化对青藏高原冰川变化影响方面的研究。基于此，本文的目的是：（1）综合探空站数据、ERA5 再分析资料以及CMIP6模式数据，分析1979—2100年高原夏季大气0 ℃层高度变化的特征及规律。（2）从高原夏季大气0 ℃层高度变化角度，预估青藏高原冰川未来变化的可能态势。

1 数据与方法

青藏高原平均海拔在4 000 m 以上，为体现高原的高海拔特性，选取25°~40° N，70°~105° E 范围内，海拔2 500 m以上的区域作为研究区（图1）。

图1 研究区范围和探空站分布Fig. 1 Location of the study area and adiosonde station

1.1 数据来源

本研究采用欧洲中期天气预报中心发布的第五代全球气候大气再分析产品ERA5（https：//www.ecmwf. int），空间分辨率为0.25°×0.25°、垂直方向分为37 个层，选择1 000 hPa、600 hPa、500 hPa 和400 hPa 四个高度标准气压层的逐月平均位势高度和温度数据。为了探究地面温度与大气0 ℃层高度的相关性，选取逐月平均距离地面2 m 处的空气温度（简称地面温度）数据，时间跨度为1979—2019年。

为检验ERA5再分析资料在青藏高原地区的适用性，以区域内有探空资料的8个台站（图1）为参考站（https：//data. cma. cn/），选 取 地 表、700 hPa、500 hPa和400 hPa逐月平均位势高度和温度计算大气0 ℃层高度。为了确保数据质量，使用最大惩罚F 法[49-50］对原始探空数据进行均一性检验和订正[23，38］，以消除或减少观测的系统误差。

为探讨未来大气0 ℃层高度的变化，采用国际耦合模式比较计划第六阶段（CMIP6）的MIROC6模式模拟结果（https：//esgf-node. llnl. gov/projects/cmip6/），其空间分辨率为1.4°×1.4°，模拟时段为1979—2100 年。选取SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 四种共享社会经济路径情景下[51-52］，三 个 标 准 气 压 层（600 hPa、500 hPa 和400 hPa）的逐月平均位势高度和温度数据。为与探空站和ERA5 再分析资料比较，采用双线性插值方法将MIROC6 模式数据插值到0.25°×0.25°的经纬网格上。

1.2 研究方法

大气0 ℃层高度可通过已知气压层的高度和空气温度进行线性插值得到。逐一判断各月、各时次0 ℃层所在位置上下的两个标准气压层，设气压层之间温度在垂直方向上呈线性变化，由线性插值计算得到各月大气0 ℃层高度。青藏高原冬半年近地表温度往往低于0 ℃，理论上的大气0 ℃层高度在地表以下，故本文只研究夏季（6—8 月）大气0 ℃层高度的变化。

计算大气0 ℃层高度的公式为：

式中：H为大气0 ℃层的高度（m）；Hdown和Hup分别为大气0 ℃层所在位置的上下两个标准气压层高度（m）；Tdown和Tup分别为Hdown和Hup对应的温度（℃）。

气候倾向率反映了各气候因子长期趋势变化的方向和程度。采用最小二乘法计算气候要素与时间的线性回归系数a，使气候要素的变化可用一元线性回归方程表示[53］，其计算公式为：

式中：Xt为气候要素拟合值，a和b为回归系数。

当a＞0时，说明随t的增加X呈上升趋势；当a＜0时，说明随t的增加X呈下降趋势。a值的大小反映上升或下降的倾向程度。将a×10称为气候倾向率。大气0 ℃层高度和地面温度倾向率的单位分别是m·（10a）-1和℃·（10a）-1。本文运用t检验法对气候倾向率进行显著性检验，选取信度为0.05 和0.01的显著性水平，分别对应95%和99%的置信度。

2 结果分析

2.1 ERA5 再分析资料和MIROC6 模式数据在青藏高原地区的适用性评价

采用双线性插值方法，将探空站邻近的4 个格点数据插值到站点位置。图2 对比了由ERA5 和MIROC6 数据计算得到的夏季大气0 ℃层高度与探空站观测值随时间变化。表1 进一步从平均值、相关系数、绝对偏差和相对偏差评估了计算值和观测值之间的差异。可见由ERA5 获得的大气0 ℃层高度，无论从平均值、变化趋势以及年际波动上，与由探空站观测值得到的大气0 ℃层高度变化极为一致，均通过了信度为0.01 的显著性检验，两者之间的绝对偏差都小于50 m（在那曲站偏大，为97 m）。因此，由ERA5 再分析资料计算青藏高原夏季大气0 ℃层高度是可信的，完全可以弥补在高原观测数据的不足，可作为研究青藏高原夏季大气0 ℃层高度变化的代用资料。

图2 ERA5再分析资料和MIROC6模式数据与探空站数据对比Fig. 2 Comparison of ERA5 reanalysis data and MIROC6 model data with radiosonde data

MIROC6全球模式数据由于模式本身的不完备性，以及分辨率较低，由其计算并插值得到夏季大气0 ℃层高度，虽然也能够较好地表现出与探空数据一致的变化趋势（图2），但仍存在偏差（表1）。为保证未来模拟精度，以ERA5 再分析资料为观测事实，采用双线性插值方法将MIROC6 模式数据插值到0.25°×0.25°的经纬网格上，利用经验性系数校正方法，计算MIROC6 每个格点基于ERA5 对应格点的多年相对偏差平均值，得到每个格点的夏季大气0 ℃层高度校正系数，进而对MIROC6 模式数据进行偏差校正，并以探空站数据为参考对校正后的MIROC6 模式数据进行点尺度的评估，结果如表1所示。校正后的MIROC6 模式数据能够有效减少偏差，对比校正前有着较大提升。因此，校正后的MIROC6模式数据可用于预估未来青藏高原夏季大气0 ℃层高度的变化趋势。

表1 ERA5再分析资料和MIROC6模式数据与探空站数据夏季大气0 ℃层高度的误差指标（单位：m）Table1 1 Error index of the summer 0 ℃level height between ERA5 reanalysis data，MIROC6 model data and radiosonde data（unit：m）

2.2 1979—2019 年青藏高原夏季大气0 ℃层高度的时空变化

图3 是由ERA5 再分析资料计算得到的高原1979—2019年夏季大气0 ℃层高度平均值的空间分布，可见大气0 ℃层高度以高原中南部（30°~32°N，83.5°~88.5°E）为高值中心，呈纬向带逐渐向四周降低。在高原中南部，大气0 ℃层高度最高值可达到5 972 m，而在帕米尔高原西北部最低仅为4 423 m，祁连山地区均低于5 000 m。

图3 青藏高原夏季大气0 ℃层高度空间分布Fig. 3 Spatial distribution of the 0 ℃level height over the Qinghai-Tibet Plateau in summer

在1979—2019 年期间，青藏高原夏季大气0 ℃层高度气候倾向率在夏季以及6、7、8月表现出相似的空间分布（图4）。空间上夏季、6 月、7 月和8 月大气0 ℃层高度升高趋势分别在-6~80 m·（10a）-1、-10~56 m·（10a）-1、-7~92 m·（10a）-1和-16~103 m·（10a）-1之间。整体上在高原北部大气0 ℃层高度变化存在不规则的纬度地带性特征，北部升高幅度大于南部，在祁连山地区夏季大气0 ℃层高度升高最快，为60 m·（10a）-1，通过了信度为0.01的显著性检验。以（31° N，85° E）为中心的高原中南部地区呈微弱的下降趋势，但未通过95%信度检验。过去41 a 在祁连山地区（36.5°~39.5° N，93.5°~103° E）夏季大气0 ℃层高度按线性趋势升高了约246 m，而在帕米尔高原（35 °~40° N，71°~76° E）仅仅升高了约55 m。

图4 青藏高原夏季（a）和6月（b）、7月（c）、8月（d）大气0 ℃层高度气候倾向率空间分布，红点表示通过了信度为0.01的显著性检验，黑点表示通过了信度为0.05的显著性检验Fig.4 Spatial distribution of climate tendency rate of the 0 ℃level height in summer（a），June（b），July（c）and August（d）over the Qinghai-Tibet Plateau，the red dot indicates that it has passed the significance test with the reliability of 0.01，and the black dot indicates that it has passed the significance test with the reliability of 0.05

以图1 的研究区为轮廓，其中共有4 876 个EAR5再分析格点，把这些格点上大气0 ℃层高度进行平均，可反映青藏高原整体夏季大气0 ℃层高度的变化（图5）。在1979—2019 年期间，在夏季和6、7、8 月，大气0 ℃层高度的变化趋势分别为27 m·（10a）-1和17 m·（10a）-1、35 m·（10a）-1、30 m·（10a）-1，按照线性趋势，在过去41 a 平均的大气0 ℃层高度分别升高了110 m 和68 m、143 m、123 m，其中夏季和7 月、8 月都通过了信度为0.01 的显著性检验。

图5 1979—2019年青藏高原夏季（a）和6月（b）、7月（c）、8月（d）大气0 ℃层高度年际变化趋势Fig. 5 Interannual variation trend of the 0 ℃level height in summer（a），June（b），July（c）and August（d）over the Qinghai-Tibet Plateau from 1979 to 2019

2.3 青藏高原夏季大气0 ℃层高度与地面温度的关系

在1979—2019 年期间青藏高原夏季地面温度总体呈上升趋势[图6（a）］，其空间变化与大气0 ℃层高度变化[图4（a）］相似，都呈现出北快南慢的态势。其中祁连山地区升温速率最高，可达0.67 ℃·（10a）-1，通过了信度为0.01的显著性检验，相应[图4（a）］中夏季大气0 ℃层高度在祁连山升高也最快。

在青藏高原夏季大气0 ℃层高度比地表高出一般在2 km 以内，即高原夏季大气0 ℃层位于大气边界层内。对流层大气能量主要靠吸收来自地表的长波辐射，并通过对流活动使地表能量同上层大气进行能量交换，同时对流层中下层温室气体（主要为水汽）增加也可吸收大量的长波辐射，因此造成对流层中下层大气温度的改变，进而影响到大气0 ℃层高度变化。[图6（b）］显示青藏高原夏季平均地面温度与大气0 ℃层高度随时间的变化特征高度一致，两者之间的相关系数为0.95（P＜0.01），通过了信度为0.01的显著性检验，表明青藏高原地区夏季大气0 ℃层高度上升与地面温度持续升高存在显著相关性。通过最小二乘法线性拟合得到以下关系：大气0 ℃层高度=122×地面温度＋4380，即夏季地面温度每升高1 ℃，夏季大气0 ℃层高度升高122 m。在1979—2019 年期间，高原夏季平均地面温度按线性趋势升高了1.23 ℃，对应的平均夏季大气0 ℃层高度升高了150 m。

图6 青藏高原夏季地面温度气候倾向率空间分布（a）以及大气0 ℃层高度和地面温度年际变化曲线（b），红点表示通过了信度为0.01的显著性检验，黑点表示通过了信度为0.05的显著性检验Fig.6 Spatial distribution of climate tendency rate of summer near-surface air temperature（a）and interannual variation curves of the 0 ℃level height and near-surface air temperature（b）over the Qinghai-Tibet Plateau，the red dot indicates that it has passed the significance test with the reliability of 0.01，and the black dot indicates that it has passed the significance test with the reliability of 0.05

2.4 青藏高原夏季大气0 ℃层高度未来变化趋势预估

为预估未来不同共享社会经济路径下青藏高原夏季大气0 ℃层高度变化趋势，采用校正后的MI⁃ROC6 模式的未来模拟结果。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情景下，2020—2100 年期间高原夏季大气0 ℃层高度都表现为升高趋势（图7），但不同情景下升高趋势在空间上差别较大。在SSP1-2.6情景下高值中心位于青藏高原中部，而在SSP5-8.5 情景下，高值中心位于喜马拉雅山一带，最高值可达99 m·（10a）-1。4种情景下夏季大气0 ℃层高度升高趋势分别在2~21 m·（10a）-1、28~40 m·（10a）-1、61~76 m·（10a）-1和82~99 m·（10a）-1之间，均通过了信度为0.01的显著性检验。从低排放情景到高排放情景，升高速率不断增加，如帕米尔高原的气候倾向率从SSP1-2.6 情景下的6 m·（10a）-1上升到SSP5-8.5情景下的86 m·（10a）-1。

图7 在SSP1-2.6（a）、SSP2-4.5（b）、SSP3-7.0（c）、SSP5-8.5（d）情景下大气0 ℃层高度气候倾向率空间分布，所有区域均通过了信度为0.01的显著性检验Fig. 7 Spatial distribution of climate tendency rate of the 0 ℃level height under SSP1-2.6（a），SSP2-4.5（b），SSP3-7.0（c）and SSP5-8.5（d）scenarios，all regions passed the significance test with reliability of 0.01

图8 是1979—2100 年 期间在4 种SSP 情景下，青藏高原夏季平均大气0 ℃层高度变化。在21 世纪前期受辐射强迫差异的影响较小，4 种情景下大气0 ℃层高度变化幅度不明显。从2050 年开始，4种情景下升高幅度开始出现明显的差异。SSP1-2.6 情景下高原夏季大气0 ℃层高度在2060 年后基本保持稳定，2081—2100 年夏季大气0 ℃层高度比参考时段（1979—2014 年）要高265 m；而在SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5三种情景下，高原平均夏季大气0 ℃层高度均呈逐年上升趋势，相对于1979—2014 年参考时段，到2081—2100 年分别升高了394 m、576 m和729 m。

图8 MIROC6模式模拟的青藏高原在不同SSP情景下，1979—2100年夏季大气0 ℃层高度变化Fig. 8 The variation of the 0 ℃level height over the Qinghai-Tibet Plateau in summer from 1979 to 2100 under different SSP scenarios simulated by MIROC6 model

3 讨论

在全球变暖背景下，随着地面温度的上升，一方面增加了向上的长波辐射，另一方面对流活动更加活跃，将底层的热量传向高层，致使高层大气温度升高，大气0 ℃层高度也随之上升。近年全球各地区的大气0 ℃层高度整体上都呈升高趋势[11-13，16-19］，相比较，青藏高原地区升高速率更显著，这与高原增温速率是全球平均的2倍[6-7］相一致。

夏季大气0 ℃层高度的快速升高，对以冰冻圈地貌为主的青藏高原而言，必然会造成消融面积的扩大，引起积雪、冰川和冻土的加速融化。当夏季大气0 ℃层高度超过冰川顶部时，意味着夏季冰川完全处于消融状态，冰川积累区消失并将加速消融。在不同情景下，选取21 世纪中叶（2041—2060年）和21 世纪末期（2081—2100 年）两个时间段，计算青藏高原夏季冰川表面高度低于大气0 ℃高度的面积占冰川总面积的比例（图9）。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情 景 下，2041—2060年处于大气0 ℃层高度以下的冰川面积分别是2014 年第二次冰川编目[54］时的78%、80%、82%和87%，而到2081—2100 年，面积比则分别增加到了79%、86%、94%和98%。仅从夏季大气0 ℃层高度变化角度看，在SSP5-8.5情景下，到本世纪末期，预估除帕米尔高原和昆仑山西北部地区外，青藏高原其他地区冰川在夏季都将不存在积累区。

图9 MIROC6模拟的青藏高原在不同SSP情景下2041—2060年（a）和2081—2100年（b）夏季冰川积累区变化Fig. 9 The changes of glacier accumulation area in summer of 2041—2060（a）and 2081—2100（b）were simulated by MIROC6 model under different SSP scenarios

以祁连山冰川为例，更能说明夏季大气0 ℃层高度的变化对青藏高原冰冻圈的影响。祁连山地区（36.5°~39.5° N，93.5°~103° E）在1980s 夏季大气0 ℃层高度约为4 839 m，到2010s则升高到5 026 m，仅仅30 a夏季大气0 ℃层高度升高了约187 m，意味着祁连山地区夏季冰川积累区急速缩小，而消融区急速扩大。基于第一次和第二次冰川编目数据，发现近50 a 祁连山海拔4 000 m 以下的冰川已完全消失，海拔4 350~5 100 m 区间冰川面积减少量占冰川面积总损失的84.24%[54］。祁连山地区冰川顶部海拔一般不超过5 200 m。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情景下，夏季大气0 ℃层高度在祁连山地区将分别在2083 年、2066 年、2052 年和2038年达到5 200 m，仅从夏季大气0 ℃层高度变化角度看，夏季整个冰川都处于消融状态，这与从物质能量平衡角度预估的祁连山冰川变化结论一致[55］。这对受冰川融水影响较大的西北干旱区河流径流而言，短期冰川融水的增加会调节河流径流，而当冰川得不到足够的降水补充时，冰川的退化必然影响到下游的河流径流，需尽快制定规划以应对水资源的变化。

4 结论

本文利用探空数据、ERA5 再分析资料和CMIP6的MIROC6模式数据，分析了1979—2100年青藏高原夏季大气0 ℃层高度的时空变化。发现在过去41 a青藏高原夏季大气0 ℃层高度整体呈上升趋势，但空间上呈现北快南慢的态势，在祁连山地区夏季大气0 ℃层高度升高最快。过去41 a在祁连山地区夏季大气0 ℃层高度按线性趋势升高了约246 m，而在帕米尔高原仅仅升高了约55 m。平均而言，夏季地面温度每升高1 ℃，夏季大气0 ℃层高度升高122 m，在1979—2019年期间，高原夏季平均地面温度按线性趋势升高了1.23 ℃，对应的平均夏季大气0 ℃层高度升高了150 m。

预估在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5 情景下，2020—2100 年期间青藏高原夏季大气0 ℃层高度都表现为升高趋势，这一升高趋势对青藏高原冰川变化造成重大影响。在本世纪中叶（2041—2060 年）和末期（2081—2100 年）两个时间段，因夏季大气0 ℃层高度的升高，在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情 景 下，2041—2060年处于大气0 ℃层高度以下的冰川面积比分别是2014 年第二次冰川编目时的78%、80%、82%和87%；而到2081—2100 年，面积比则分别增加到了79%、86%、94%和98%，意味着青藏高原地区冰川的积累区在夏季将大幅度缩小。