張 怡， 段克勤， 石培宏

（陜西師范大學(xué)地理科學(xué)與旅游學(xué)院，陜西西安 710119）

0 引言

青藏高原作為亞洲水塔，其獨特的冰凍圈地貌對全球變暖極其敏感。目前因高原變暖，已造成冰川退縮、凍土消融等一系列的生態(tài)環(huán)境問題[1-5］。近年來青藏高原地面溫度以0.3~0.4 ℃·（10a）-1的升溫速率上升，是全球平均增溫速率的2 倍[6-7］，地面增溫會以長波輻射形式影響其上的高空大氣溫度。表征高空大氣溫度變化的一個重要指標就是大氣0 ℃層高度，作為自由大氣溫度為0 ℃的最低高度，大氣0 ℃層高度決定了空中水汽相變發(fā)生的高度。若大氣0 ℃層高度高于地表，則地表的冰凍圈處于消融狀態(tài)，故大氣0 ℃層高度可反映高原地表冰凍圈的消融狀態(tài)。因此，量化青藏高原地區(qū)大氣0 ℃層高度變化，對認識高原的氣候變化，以及冰凍圈的變化狀態(tài)十分關(guān)鍵。

研究指出在熱帶地區(qū)大氣0 ℃層高度變化與海表溫度密切相關(guān)，且是影響熱帶地區(qū)冰川變化的重要因素[8-10］。近年來在我國西北、西南、黃河流域和高亞洲等地區(qū)，也進行了大氣0 ℃層高度變化的研究，發(fā)現(xiàn)大氣0 ℃層高度呈升高趨勢，并與地面溫度的變化呈顯著正相關(guān)關(guān)系[11-20］。在青藏高原地區(qū)，夏季大氣0 ℃層高度的變化與冰川消融量[21］、零平衡線高度[22］以及冰川物質(zhì)平衡[23］之間存在很好的線性關(guān)系，并直接影響冰川、積雪與凍土區(qū)的消融面積和強度，進而對區(qū)域徑流產(chǎn)生重要影響[12］，可誘發(fā)洪水[24-26］及斷流[12，27-32］等災(zāi)害。通過建立夏季徑流量對大氣0 ℃層高度變化的響應(yīng)關(guān)系，也可預(yù)測評估夏季河流徑流量的變化[33-37］。因此，夏季大氣0 ℃層高度的變化不僅是大氣熱狀況的反映，也是影響冰凍圈各要素變化的重要指標[38］。

采 用 探 空 站 數(shù) 據(jù)，以 及ERA-Interim[17，39］和NCEP/NCAR[9，23，30-31，39-40］等再分析資料，對青藏高原不同區(qū)域的夏季大氣0 ℃層高度變化進行了研究，但對青藏高原全局的研究相對薄弱。探空數(shù)據(jù)獲取的大氣0 ℃層高度可信度高，但由于青藏高原探空站稀少，無法獲得整個高原面上大氣0 ℃層高度的變化。再分析資料時空分布連續(xù)，由其可獲得較高精度的大氣0 ℃層高度變化[39，41-45］。ERA5作為最新一代的再分析資料，與上一代的ERA-Interim 再分析數(shù)據(jù)相比，其空間分辨率更高，數(shù)據(jù)質(zhì)量更好[46-48］。青藏高原夏季大氣0 ℃層高度未來如何變化，目前尚無研究，也缺乏對夏季大氣0 ℃層高度變化對青藏高原冰川變化影響方面的研究?；诖耍疚牡哪康氖牵海?）綜合探空站數(shù)據(jù)、ERA5 再分析資料以及CMIP6模式數(shù)據(jù)，分析1979—2100年高原夏季大氣0 ℃層高度變化的特征及規(guī)律。（2）從高原夏季大氣0 ℃層高度變化角度，預(yù)估青藏高原冰川未來變化的可能態(tài)勢。

1 數(shù)據(jù)與方法

青藏高原平均海拔在4 000 m 以上，為體現(xiàn)高原的高海拔特性，選取25°~40° N，70°~105° E 范圍內(nèi)，海拔2 500 m以上的區(qū)域作為研究區(qū)（圖1）。

圖1 研究區(qū)范圍和探空站分布Fig. 1 Location of the study area and adiosonde station

1.1 數(shù)據(jù)來源

本研究采用歐洲中期天氣預(yù)報中心發(fā)布的第五代全球氣候大氣再分析產(chǎn)品ERA5（https：//www.ecmwf. int），空間分辨率為0.25°×0.25°、垂直方向分為37 個層，選擇1 000 hPa、600 hPa、500 hPa 和400 hPa 四個高度標準氣壓層的逐月平均位勢高度和溫度數(shù)據(jù)。為了探究地面溫度與大氣0 ℃層高度的相關(guān)性，選取逐月平均距離地面2 m 處的空氣溫度（簡稱地面溫度）數(shù)據(jù)，時間跨度為1979—2019年。

為檢驗ERA5再分析資料在青藏高原地區(qū)的適用性，以區(qū)域內(nèi)有探空資料的8個臺站（圖1）為參考站（https：//data. cma. cn/），選 取 地 表、700 hPa、500 hPa和400 hPa逐月平均位勢高度和溫度計算大氣0 ℃層高度。為了確保數(shù)據(jù)質(zhì)量，使用最大懲罰F 法[49-50］對原始探空數(shù)據(jù)進行均一性檢驗和訂正[23，38］，以消除或減少觀測的系統(tǒng)誤差。

為探討未來大氣0 ℃層高度的變化，采用國際耦合模式比較計劃第六階段（CMIP6）的MIROC6模式模擬結(jié)果（https：//esgf-node. llnl. gov/projects/cmip6/），其空間分辨率為1.4°×1.4°，模擬時段為1979—2100 年。選取SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 四種共享社會經(jīng)濟路徑情景下[51-52］，三 個 標 準 氣 壓 層（600 hPa、500 hPa 和400 hPa）的逐月平均位勢高度和溫度數(shù)據(jù)。為與探空站和ERA5 再分析資料比較，采用雙線性插值方法將MIROC6 模式數(shù)據(jù)插值到0.25°×0.25°的經(jīng)緯網(wǎng)格上。

1.2 研究方法

大氣0 ℃層高度可通過已知氣壓層的高度和空氣溫度進行線性插值得到。逐一判斷各月、各時次0 ℃層所在位置上下的兩個標準氣壓層，設(shè)氣壓層之間溫度在垂直方向上呈線性變化，由線性插值計算得到各月大氣0 ℃層高度。青藏高原冬半年近地表溫度往往低于0 ℃，理論上的大氣0 ℃層高度在地表以下，故本文只研究夏季（6—8 月）大氣0 ℃層高度的變化。

計算大氣0 ℃層高度的公式為：

式中：H為大氣0 ℃層的高度（m）；Hdown和Hup分別為大氣0 ℃層所在位置的上下兩個標準氣壓層高度（m）；Tdown和Tup分別為Hdown和Hup對應(yīng)的溫度（℃）。

氣候傾向率反映了各氣候因子長期趨勢變化的方向和程度。采用最小二乘法計算氣候要素與時間的線性回歸系數(shù)a，使氣候要素的變化可用一元線性回歸方程表示[53］，其計算公式為：

式中：Xt為氣候要素擬合值，a和b為回歸系數(shù)。

當(dāng)a＞0時，說明隨t的增加X呈上升趨勢；當(dāng)a＜0時，說明隨t的增加X呈下降趨勢。a值的大小反映上升或下降的傾向程度。將a×10稱為氣候傾向率。大氣0 ℃層高度和地面溫度傾向率的單位分別是m·（10a）-1和℃·（10a）-1。本文運用t檢驗法對氣候傾向率進行顯著性檢驗，選取信度為0.05 和0.01的顯著性水平，分別對應(yīng)95%和99%的置信度。

2 結(jié)果分析

2.1 ERA5 再分析資料和MIROC6 模式數(shù)據(jù)在青藏高原地區(qū)的適用性評價

采用雙線性插值方法，將探空站鄰近的4 個格點數(shù)據(jù)插值到站點位置。圖2 對比了由ERA5 和MIROC6 數(shù)據(jù)計算得到的夏季大氣0 ℃層高度與探空站觀測值隨時間變化。表1 進一步從平均值、相關(guān)系數(shù)、絕對偏差和相對偏差評估了計算值和觀測值之間的差異?？梢娪蒃RA5 獲得的大氣0 ℃層高度，無論從平均值、變化趨勢以及年際波動上，與由探空站觀測值得到的大氣0 ℃層高度變化極為一致，均通過了信度為0.01 的顯著性檢驗，兩者之間的絕對偏差都小于50 m（在那曲站偏大，為97 m）。因此，由ERA5 再分析資料計算青藏高原夏季大氣0 ℃層高度是可信的，完全可以彌補在高原觀測數(shù)據(jù)的不足，可作為研究青藏高原夏季大氣0 ℃層高度變化的代用資料。

圖2 ERA5再分析資料和MIROC6模式數(shù)據(jù)與探空站數(shù)據(jù)對比Fig. 2 Comparison of ERA5 reanalysis data and MIROC6 model data with radiosonde data

MIROC6全球模式數(shù)據(jù)由于模式本身的不完備性，以及分辨率較低，由其計算并插值得到夏季大氣0 ℃層高度，雖然也能夠較好地表現(xiàn)出與探空數(shù)據(jù)一致的變化趨勢（圖2），但仍存在偏差（表1）。為保證未來模擬精度，以ERA5 再分析資料為觀測事實，采用雙線性插值方法將MIROC6 模式數(shù)據(jù)插值到0.25°×0.25°的經(jīng)緯網(wǎng)格上，利用經(jīng)驗性系數(shù)校正方法，計算MIROC6 每個格點基于ERA5 對應(yīng)格點的多年相對偏差平均值，得到每個格點的夏季大氣0 ℃層高度校正系數(shù)，進而對MIROC6 模式數(shù)據(jù)進行偏差校正，并以探空站數(shù)據(jù)為參考對校正后的MIROC6 模式數(shù)據(jù)進行點尺度的評估，結(jié)果如表1所示。校正后的MIROC6 模式數(shù)據(jù)能夠有效減少偏差，對比校正前有著較大提升。因此，校正后的MIROC6模式數(shù)據(jù)可用于預(yù)估未來青藏高原夏季大氣0 ℃層高度的變化趨勢。

表1 ERA5再分析資料和MIROC6模式數(shù)據(jù)與探空站數(shù)據(jù)夏季大氣0 ℃層高度的誤差指標（單位：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 年青藏高原夏季大氣0 ℃層高度的時空變化

圖3 是由ERA5 再分析資料計算得到的高原1979—2019年夏季大氣0 ℃層高度平均值的空間分布，可見大氣0 ℃層高度以高原中南部（30°~32°N，83.5°~88.5°E）為高值中心，呈緯向帶逐漸向四周降低。在高原中南部，大氣0 ℃層高度最高值可達到5 972 m，而在帕米爾高原西北部最低僅為4 423 m，祁連山地區(qū)均低于5 000 m。

圖3 青藏高原夏季大氣0 ℃層高度空間分布Fig. 3 Spatial distribution of the 0 ℃level height over the Qinghai-Tibet Plateau in summer

在1979—2019 年期間，青藏高原夏季大氣0 ℃層高度氣候傾向率在夏季以及6、7、8月表現(xiàn)出相似的空間分布（圖4）?？臻g上夏季、6 月、7 月和8 月大氣0 ℃層高度升高趨勢分別在-6~80 m·（10a）-1、-10~56 m·（10a）-1、-7~92 m·（10a）-1和-16~103 m·（10a）-1之間。整體上在高原北部大氣0 ℃層高度變化存在不規(guī)則的緯度地帶性特征，北部升高幅度大于南部，在祁連山地區(qū)夏季大氣0 ℃層高度升高最快，為60 m·（10a）-1，通過了信度為0.01的顯著性檢驗。以（31° N，85° E）為中心的高原中南部地區(qū)呈微弱的下降趨勢，但未通過95%信度檢驗。過去41 a 在祁連山地區(qū)（36.5°~39.5° N，93.5°~103° E）夏季大氣0 ℃層高度按線性趨勢升高了約246 m，而在帕米爾高原（35 °~40° N，71°~76° E）僅僅升高了約55 m。

圖4 青藏高原夏季（a）和6月（b）、7月（c）、8月（d）大氣0 ℃層高度氣候傾向率空間分布，紅點表示通過了信度為0.01的顯著性檢驗，黑點表示通過了信度為0.05的顯著性檢驗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

以圖1 的研究區(qū)為輪廓，其中共有4 876 個EAR5再分析格點，把這些格點上大氣0 ℃層高度進行平均，可反映青藏高原整體夏季大氣0 ℃層高度的變化（圖5）。在1979—2019 年期間，在夏季和6、7、8 月，大氣0 ℃層高度的變化趨勢分別為27 m·（10a）-1和17 m·（10a）-1、35 m·（10a）-1、30 m·（10a）-1，按照線性趨勢，在過去41 a 平均的大氣0 ℃層高度分別升高了110 m 和68 m、143 m、123 m，其中夏季和7 月、8 月都通過了信度為0.01 的顯著性檢驗。

圖5 1979—2019年青藏高原夏季（a）和6月（b）、7月（c）、8月（d）大氣0 ℃層高度年際變化趨勢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 青藏高原夏季大氣0 ℃層高度與地面溫度的關(guān)系

在1979—2019 年期間青藏高原夏季地面溫度總體呈上升趨勢[圖6（a）］，其空間變化與大氣0 ℃層高度變化[圖4（a）］相似，都呈現(xiàn)出北快南慢的態(tài)勢。其中祁連山地區(qū)升溫速率最高，可達0.67 ℃·（10a）-1，通過了信度為0.01的顯著性檢驗，相應(yīng)[圖4（a）］中夏季大氣0 ℃層高度在祁連山升高也最快。

在青藏高原夏季大氣0 ℃層高度比地表高出一般在2 km 以內(nèi)，即高原夏季大氣0 ℃層位于大氣邊界層內(nèi)。對流層大氣能量主要靠吸收來自地表的長波輻射，并通過對流活動使地表能量同上層大氣進行能量交換，同時對流層中下層溫室氣體（主要為水汽）增加也可吸收大量的長波輻射，因此造成對流層中下層大氣溫度的改變，進而影響到大氣0 ℃層高度變化。[圖6（b）］顯示青藏高原夏季平均地面溫度與大氣0 ℃層高度隨時間的變化特征高度一致，兩者之間的相關(guān)系數(shù)為0.95（P＜0.01），通過了信度為0.01的顯著性檢驗，表明青藏高原地區(qū)夏季大氣0 ℃層高度上升與地面溫度持續(xù)升高存在顯著相關(guān)性。通過最小二乘法線性擬合得到以下關(guān)系：大氣0 ℃層高度=122×地面溫度＋4380，即夏季地面溫度每升高1 ℃，夏季大氣0 ℃層高度升高122 m。在1979—2019 年期間，高原夏季平均地面溫度按線性趨勢升高了1.23 ℃，對應(yīng)的平均夏季大氣0 ℃層高度升高了150 m。

圖6 青藏高原夏季地面溫度氣候傾向率空間分布（a）以及大氣0 ℃層高度和地面溫度年際變化曲線（b），紅點表示通過了信度為0.01的顯著性檢驗，黑點表示通過了信度為0.05的顯著性檢驗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 青藏高原夏季大氣0 ℃層高度未來變化趨勢預(yù)估

為預(yù)估未來不同共享社會經(jīng)濟路徑下青藏高原夏季大氣0 ℃層高度變化趨勢，采用校正后的MI?ROC6 模式的未來模擬結(jié)果。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情景下，2020—2100 年期間高原夏季大氣0 ℃層高度都表現(xiàn)為升高趨勢（圖7），但不同情景下升高趨勢在空間上差別較大。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，高值中心位于喜馬拉雅山一帶，最高值可達99 m·（10a）-1。4種情景下夏季大氣0 ℃層高度升高趨勢分別在2~21 m·（10a）-1、28~40 m·（10a）-1、61~76 m·（10a）-1和82~99 m·（10a）-1之間，均通過了信度為0.01的顯著性檢驗。從低排放情景到高排放情景，升高速率不斷增加，如帕米爾高原的氣候傾向率從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。

圖7 在SSP1-2.6（a）、SSP2-4.5（b）、SSP3-7.0（c）、SSP5-8.5（d）情景下大氣0 ℃層高度氣候傾向率空間分布，所有區(qū)域均通過了信度為0.01的顯著性檢驗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

圖8 是1979—2100 年 期間在4 種SSP 情景下，青藏高原夏季平均大氣0 ℃層高度變化。在21 世紀前期受輻射強迫差異的影響較小，4 種情景下大氣0 ℃層高度變化幅度不明顯。從2050 年開始，4種情景下升高幅度開始出現(xiàn)明顯的差異。SSP1-2.6 情景下高原夏季大氣0 ℃層高度在2060 年后基本保持穩(wěn)定，2081—2100 年夏季大氣0 ℃層高度比參考時段（1979—2014 年）要高265 m；而在SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5三種情景下，高原平均夏季大氣0 ℃層高度均呈逐年上升趨勢，相對于1979—2014 年參考時段，到2081—2100 年分別升高了394 m、576 m和729 m。

圖8 MIROC6模式模擬的青藏高原在不同SSP情景下，1979—2100年夏季大氣0 ℃層高度變化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 討論

在全球變暖背景下，隨著地面溫度的上升，一方面增加了向上的長波輻射，另一方面對流活動更加活躍，將底層的熱量傳向高層，致使高層大氣溫度升高，大氣0 ℃層高度也隨之上升。近年全球各地區(qū)的大氣0 ℃層高度整體上都呈升高趨勢[11-13，16-19］，相比較，青藏高原地區(qū)升高速率更顯著，這與高原增溫速率是全球平均的2倍[6-7］相一致。

夏季大氣0 ℃層高度的快速升高，對以冰凍圈地貌為主的青藏高原而言，必然會造成消融面積的擴大，引起積雪、冰川和凍土的加速融化。當(dāng)夏季大氣0 ℃層高度超過冰川頂部時，意味著夏季冰川完全處于消融狀態(tài)，冰川積累區(qū)消失并將加速消融。在不同情景下，選取21 世紀中葉（2041—2060年）和21 世紀末期（2081—2100 年）兩個時間段，計算青藏高原夏季冰川表面高度低于大氣0 ℃高度的面積占冰川總面積的比例（圖9）。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情 景 下，2041—2060年處于大氣0 ℃層高度以下的冰川面積分別是2014 年第二次冰川編目[54］時的78%、80%、82%和87%，而到2081—2100 年，面積比則分別增加到了79%、86%、94%和98%。僅從夏季大氣0 ℃層高度變化角度看，在SSP5-8.5情景下，到本世紀末期，預(yù)估除帕米爾高原和昆侖山西北部地區(qū)外，青藏高原其他地區(qū)冰川在夏季都將不存在積累區(qū)。

圖9 MIROC6模擬的青藏高原在不同SSP情景下2041—2060年（a）和2081—2100年（b）夏季冰川積累區(qū)變化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

以祁連山冰川為例，更能說明夏季大氣0 ℃層高度的變化對青藏高原冰凍圈的影響。祁連山地區(qū)（36.5°~39.5° N，93.5°~103° E）在1980s 夏季大氣0 ℃層高度約為4 839 m，到2010s則升高到5 026 m，僅僅30 a夏季大氣0 ℃層高度升高了約187 m，意味著祁連山地區(qū)夏季冰川積累區(qū)急速縮小，而消融區(qū)急速擴大?；诘谝淮魏偷诙伪ň幠繑?shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)近50 a 祁連山海拔4 000 m 以下的冰川已完全消失，海拔4 350~5 100 m 區(qū)間冰川面積減少量占冰川面積總損失的84.24%[54］。祁連山地區(qū)冰川頂部海拔一般不超過5 200 m。在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情景下，夏季大氣0 ℃層高度在祁連山地區(qū)將分別在2083 年、2066 年、2052 年和2038年達到5 200 m，僅從夏季大氣0 ℃層高度變化角度看，夏季整個冰川都處于消融狀態(tài)，這與從物質(zhì)能量平衡角度預(yù)估的祁連山冰川變化結(jié)論一致[55］。這對受冰川融水影響較大的西北干旱區(qū)河流徑流而言，短期冰川融水的增加會調(diào)節(jié)河流徑流，而當(dāng)冰川得不到足夠的降水補充時，冰川的退化必然影響到下游的河流徑流，需盡快制定規(guī)劃以應(yīng)對水資源的變化。

4 結(jié)論

本文利用探空數(shù)據(jù)、ERA5 再分析資料和CMIP6的MIROC6模式數(shù)據(jù)，分析了1979—2100年青藏高原夏季大氣0 ℃層高度的時空變化。發(fā)現(xiàn)在過去41 a青藏高原夏季大氣0 ℃層高度整體呈上升趨勢，但空間上呈現(xiàn)北快南慢的態(tài)勢，在祁連山地區(qū)夏季大氣0 ℃層高度升高最快。過去41 a在祁連山地區(qū)夏季大氣0 ℃層高度按線性趨勢升高了約246 m，而在帕米爾高原僅僅升高了約55 m。平均而言，夏季地面溫度每升高1 ℃，夏季大氣0 ℃層高度升高122 m，在1979—2019年期間，高原夏季平均地面溫度按線性趨勢升高了1.23 ℃，對應(yīng)的平均夏季大氣0 ℃層高度升高了150 m。

預(yù)估在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0和SSP5-8.5 情景下，2020—2100 年期間青藏高原夏季大氣0 ℃層高度都表現(xiàn)為升高趨勢，這一升高趨勢對青藏高原冰川變化造成重大影響。在本世紀中葉（2041—2060 年）和末期（2081—2100 年）兩個時間段，因夏季大氣0 ℃層高度的升高，在SSP1-2.6、SSP2-4.5、SSP3-7.0 和SSP5-8.5 情 景 下，2041—2060年處于大氣0 ℃層高度以下的冰川面積比分別是2014 年第二次冰川編目時的78%、80%、82%和87%；而到2081—2100 年，面積比則分別增加到了79%、86%、94%和98%，意味著青藏高原地區(qū)冰川的積累區(qū)在夏季將大幅度縮小。