宋香锁，孙聪聪，宋伟华，张巧婷，张尚坤，李明慧

(1.山东省地质科学研究院，国土资源部金矿成矿过程与资源利用重点实验室，山东省金属矿产成矿地质过程与资源利用重点实验室，山东 济南 250001；2.山东省第一地质矿产勘查院，山东 济南 250000；3.山东省鲁北地质工程勘察院，山东 德州 253072；4.曹县自然资源和规划局，山东 曹县 274400；5.中国科学院青藏高原研究所，北京 100101；6.青藏高原卓越中心，北京 100101)

0 引言

气候是导致环境变化的直接因素，包括气温和降雨。众多的科学家一直关注气温和降水的变化，力求从过去和现在的变化中预测未来的气候发展趋势。青藏高原是全球变化研究的关键地区之一。

近40年来，青藏高原年平均气温和降水变化的总趋势是逐渐上升的[1-7]，一般认为，气温升高最直接的影响是冰川融化，并导致湖泊面积增加。但是，最近研究发现，由于西风和印度季风两大环流在青藏高原的影响范围和程度具有明显的空间分异性[8]，导致不同地区湖泊和冰川对气候变暖的响应不同，如印度季风作用下的冰川强烈退缩，湖泊趋于萎缩；而西风作用下的冰川趋于稳定，甚至部分出现前进，湖泊趋于扩张；过渡区的冰川退缩程度减弱，湖泊变化不明显[8]。

纳木错位于印度季风区的边缘，域内冰川、湖泊、河流等各种自然要素共存，是研究全球变化的理想区域之一。中科院设立了纳木错综合观测站进行长期观测。最近几年，关于纳木错现代地表环境变化，晚更新世以来环境变化等均有大量文章发表[9-17]。该文通过探讨气候变暖的原因，综述纳木错流域冰川和湖泊等各环境要素对气候变暖的响应，是否存在冰川退缩、湖泊萎缩的情况，为利用湖芯沉积物恢复古环境变化提供现代过程的依据。

1 区域概况

纳木错位于高原中部(图1)，属典型的半干旱高原季风气候区，纳木错是念青唐古拉山北麓的断陷构造湖，海拔4817m，是世界上最高的大湖。湖盆东南为念青唐古拉山脉，山地冰川发育，为高原冰川作用中心之一[18]，纳木错位于念青唐古拉山脉的北侧，山脉成为一个巨大屏障，阻挡东南方向吹来的暖湿气流，湖区冰川、湖泊、河流发育，各要素相互作用，形成了纳木错独特的现代环境特征。据2015年测试结果，纳木错湖泊面积为2020km2，已经由西藏自治区湖水面积第一的大湖退居为第二，实测湖水最深处超过95m(图1)，且湖泊中部地区是整体水深超过90m的大而平坦的湖底平原[19-21]。湖水电导率为1839mS/cm，为弱碱性，pH值为9.13[22]，纳木错湖泊的水量约870亿m3[23]。纳木错年蒸发量约为790mm，降水量为281.8mm，降水集中在6—9月，60%以上的降雨出现在夜间[12，24]。85%以上回次的降水量一般不超过30mm，最常见冰雹等固体形式的降水，占年降水量的90%以上[25-26]，降水的pH值范围为6.03～7.38，平均值为6.59[27]，降水中d18O范围为(-36.9～1.0)×10-3[28]。

a—纳木错位置和西风季风分布[20]；b—纳木错流域冰川分布图(底图来自Google Map)；c—纳木错湖水深度分布图[19]图1 纳木错季风及湖水深度分布图

纳木错湖岸沉积物包括晚第四纪的湖相砂黏土层和全新世的湖滨相砂砾石层等，后者多数由5～10cm的扁圆状砾石所组成，砾石成分复杂。纳木错古湖岸线发育，最老古湖岸线年代为116～78ka BP，估计当时湖面海拔为4857.2m[12]。自116ka BP以来，湖泊曾经历了几次大的演变：①116～37kaBP为古大湖期；②37～30ka BP为外流湖期；③30ka BP以来的纳木错期[10，12]。全新世湖区气候出现明显的3个阶段：8.4～6.4 cal.ka BP,6.4～2.9 cal.ka BP,2.9 cal.ka BP至今[13]。

2 现代气候变暖过程

气候变暖的能量来自于太阳辐射，太阳辐射可能是气候变化的主要驱动力[29]。太阳影响气候变化的机制是太阳紫外辐射的变化直接影响平流层臭氧，导致平流层温度的变化，而温度梯度的变化导致纬向风的变化，进一步影响行星尺度波和气流的变化[30]。太阳以电磁波的形式向地球传递能量，即太阳辐射，太阳辐射穿过大气层进入地面，地面又以长波形式反射出去，大气层吸收部分能量后以逆辐射的形式再次为地面输入能量(图2)，但是，大气层的湿度和温度等会影响大气逆辐射的强弱。如云量多，空气湿度大，地面射出的光很容易被云反射回来，即逆辐射强度大。青藏高原由于海拔高、特殊地形，高原的总辐射比同纬度的其他地区高许多，但是空气稀薄，二氧化碳等温室气体含量少，太阳辐射能量大部分不能保存在大气层中，而且大气逆辐射也比较弱。虽然青藏高原太阳辐射很强，但是海拔高、空气柱短、大气逆辐射较小，导致高原气温一年四季均比周围地区低[32]。因此，纳木错站实际观测到的气温仍然很低,年均温度为-0.6°C[11]。

太阳辐射有季节性变化，如夏季太阳辐射强，气温高，冬季辐射弱，气温低。另外，太阳黑子活动的周期性变化也会影响太阳辐射的变化，如黑子活动高值期，太阳总辐射量和辐射强度均增加，陆地升温快；黑子活动谷年，异常冷空气在赤道上空形成，造成大气热量的重新分配和大气环流的变化，使不同地区气候变化不同[30，33-34]。青藏高原1956—2012年冬季气温变化与太阳黑子数变化表现为正相关关系[33],说明青藏高原气温升高可能也有太阳黑子的影响。

图2 太阳辐射及逆辐射 (底图来自刘南威，2002[31])

青藏高原是西风和印度季风两大环流的汇聚地，西风和印度季风的变化影响青藏高原的热力和动力条件[8，35]。夏季(每年6—9月)，青藏高原约30°N以南地区，500hPa高度盛行南风和西南风，并在30～35°N逐渐减弱，而西风则在35°N以北盛行，由南向北降水量逐渐减少。印度季风将南部海洋(即阿拉伯海、孟加拉湾和南印度洋)的水汽向高原输送。在冬季(每年12月—次年2月)，西风主导整个青藏高原的水汽传输[8]。位于高原中部的纳木错湖区，夏季主要受印度季风影响，冬季主要受西风影响。由于周围高山影响，纳木错站观察结果为全年盛行西南风，1—5月、7月盛行西南风，6月盛行东南风、西南风，8月南风，9—12月南风和东南风，月平均风速为3.0～6.1m/s(图3)[24]。因此，纳木错的气温变化是太阳辐射和大气环流共同作用的结果。

纳木错受季风和西风控制的状况，也可以追溯到2.4万年前的湖泊沉积物中。纳木错区域在距今2.4万—1.65万年主要受横跨欧亚大陆的西风控制，距今1.65万年之后主要受印度季风的显著影响，最近1万年的全新世早期伴随着中低纬度太阳辐射的增强，出现青藏高原地区较北大西洋不同的特有的优越水热条件[14]。

图3 纳木错现代气候特征[24]

3 纳木错地区主要环境要素对气候变暖的响应

在气候变暖大背景下，纳木错地区夏季和冬季气温均呈上升趋势，冬季气温上升幅度较大，流域的冰川呈现退缩趋势，湖泊面积呈现增加趋势，降雨的变化比较复杂，增加趋势不太明显，气温、湖泊、冰川和降水的变化都不具有周期性(图4)。

西藏冰川的进退主要取决于降水变化，其次是气温[20]，长期低温高湿气候导致冰川前进，如17—19世纪小冰期。100多年来西藏冰川出现前进的时间为19世纪中叶、19世纪末20世纪初、20世纪30年代、20世纪60年代末至70年代[20]。20世纪80年代后期开始，高原为相对暖湿气候[36]，纳木错流域冰川持续退缩,具有冰川发育的地形和地势的优势，但降雨量是控制该区冰川发育的主要因素[20]。纳木错流域年降水小于300mm，山上冰川却仍然很发育，降雨量与冰川面积变化曲线并不一致(图4)，主要原因可能是地方性对流引起的阵性降水往往仅限于山地，如果山上山下同时降水可相差数倍，夏季高原星云图上，经常出现大量的对流云泡，均以山地为中心，局部环流形成的地形降水是高原上许多山地冰川赖以生存的重要补给来源。

图4 纳木错流域冰川、湖泊面积、 降水和温度变化[37-38]

纳木错地区夏季和冬季气温均出现升高趋势(图4)，但冬季气温升高对冰川的影响更大。因为暖季气温升高加剧冰川融化，冷季气温升高则使冰川表层温度更接近于0℃，从而减少了冰川由积累到消融的转换时间，使冰川表面消融期延长，从而加快冰川的减薄或退缩[39]。

随着气温的增加，念青唐古拉山冰川明显退缩，发源于念青唐古拉山冰川前缘的河流很发育，如纳木错南岸的入湖河流很多(图1c)，各河长度均在10～15km，流域面积约1500km2，占全湖总流域面积的14%[19]。这些河流将大量冰川融水输入纳木错湖，纳木错湖泊增加的水量约为流域内冰川融水径流量的80%，远高于季节性积雪融水的补给[40]。因此，冰川融水可能是纳木错湖泊面积扩大最重要的原因。

纳木错湖泊除了面积扩大，湖冰物候的变化也记录了气候变暖信息。2000年后纳木错湖泊开始结冰的时间推迟，消融加速，完全融化的时间提前，2000—2013年湖冰存在期平均每年缩短2.8d，消融期天数平均每年缩短3.1d[41]。

除了冰川融水，降水和冻土融化也是湖泊面积扩大的原因[42]。近几十年来，虽然气温增加，但纳木错流域的降水量增加并不明显(图3)。原因可能是降水的影响因素复杂。一般认为，来自印度季风输送的水汽和高原自身蒸发的水汽是影响降水的主要因素。但是，印度季风传入的海洋性气团在远距离输送过程中，特别是气团相继翻越海拔7～8km的喜马拉雅山和念青唐古拉山，水汽和离子成分遗失相当严重[43]，能够产生降雨的水汽主要集中在纳木错流域地面以上1000m以内的大气中空气柱短[19]，大气中总水汽量低，能够降到纳木错的水汽可能不多[43]，如2001—2003年1月份，高原大部分地区的总水汽量仅为0.15～0.3cm，7月份为1.2～2.0cm[44]。利用氧同位素的估算，夏季纳木错的湖水蒸发水汽对当地大气水汽的贡献为28.4%～31.1%，纳木错雨水中同位素远低于喜马拉雅山南部地区[28]。因此，高原湖泊、河流及冰川等的蒸发与升华作用产生的水汽，即局地环流是纳木错降雨的主要控制因素[43-44]，局地环流又受地形、湖-陆热力学性质差异等因素的影响[31]。因为降雨量增加不明显，那么冻土融化产生的水量可能是湖泊面积扩大不可忽视的原因之一，虽然冻土融化的量很难定量估计。

冰川、湖泊和降雨的变化均没有显示短周期性，可能的原因是现代过程各环节要素相互影响，不容易识别周期性。除了冰川、湖泊和降雨，植被的变化，特别是植被物候的变化，也记录了气候变暖信息。物候是生物适应气候的季节性变化而形成的生长发育节律，一般认为主要受温度条件的控制，但有的属种对降水变化敏感。如纳木错地区，2008年雨季比2007年提前,虽然气温偏低,大部分植物花期和果期普遍缩短5d左右,但物候期提前约20d[45]，说明植物物候的年际变化对降水量的季节分配更敏感。纳木错植物物候期普遍提前、花期和果期缩短[45]，与青藏高原春季物候在时间上整体上呈提前趋势[46-48]是一致的。但是，以20世纪90年代中期为界，青藏高原不同区域呈现先提前后推迟的趋势及没有显著变化等不同现象[49]。由于研究方法和数据的不同，物候变化趋势及原因尚未形成定论[50]，尤其是遥感与地面观测数据之间在物候定义上的差别、空间尺度上的差异以及时间上的不一致，使得绝大部分计算结果没有得到有效的验证[51]。

冰川和湖泊对气候环境变化的调节作用体现在水分和温度方面。因为湖水增温和降温的速度慢，纳木错就成为一个热量存储器和温度调节器。湖泊面积大，山脉地形封闭且起伏较大，湖-陆热力学性质不同，使得湖区盛行湖-陆风(或陆-湖风)、山谷风等局地环流。由于海拔高、地形封闭等优势，纳木错对气候的调节作用比平原湖泊更为明显。冰雪面的导热率小，与大气之间的热交换弱，当冰层厚度达50cm时，热交换基本被切断[40]，冰雪融化消耗热量，冰面饱和水汽压比同温度的水面小，易饱和，难蒸发，所以冰雪表面形成的气团干冷。

4 结论

太阳辐射是气候变化的主要能量来源，在气候变暖背景下，纳木错流域的冰川1970年以来呈现退缩趋势，纳木错湖泊面积呈扩大趋势，而且湖泊结冰时间延迟，融化时间提前，平均降水量呈微弱增加趋势，但以上指标的变化均无法识别太阳活动的周期性。湖泊面积扩大，除了冰川融水和降雨补给外，冻土融化的贡献量不可忽视。