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重大进展

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2018科研进展

时间:  2019-02-20 08:50  点击:   次
2018年,实验室科研人员在冰冻圈过程、机理和模拟,冰冻圈与其它圈层相互作用,冰冻圈灾害、影响与适应对策和极地冰冻圈研究等研究方向上共发表117篇学术论文,其中sci论文104篇。主要科研进展如下:
1.冰冻圈过程、机理和模拟方面研究进展
1.1 冰川物质平衡及冰川变化研究取得系列进展
(1)全球尺度来看,基于2017年发布的第 6 版 randolph 冰川编目资料研究得出,目前全球(不包括南极与格陵兰冰盖) 共发育山地冰川215 547条,总面积达 705 739 km2,其中,79.15%的冰川面积<1 km2。近50年间经历了强烈退缩,16个冰川区面积退缩率达11.3%。基于世界冰川监测服务处(wgms)发布的全球40条典型参照冰川物质平衡数据分析显示,大多数冰川物质平衡为负的状态,冰川普遍退缩,尤其在中纬度比较强烈;物质平衡值由北到南出逐渐增大,空间上呈现出典型的纬度地带性和经度地带性特征,年代际物质平衡值值呈阶梯下降,每10年物质平衡值下降200 mm左右;全球冰川在2000年之后出现了加速消融的变化趋势。
位于天山的乌鲁木河源1号冰川,定位观测已近60年,自1980年以来,每年夏季末都对其开展表面运动速度观测。系统地对该冰川年运动速度的长期变化及其影响因素进行了分析和讨论。从1980/1981到2011/2012年,乌鲁木河源1号冰川年运动速度减小了40%,平均每年减小1.3%。按照冰川运动和动力学基本理论,对冷冰川来说,冰体在自身重力作用下的蠕变变形是冰川运动的主要机制,运动速度主要受控于冰体厚度、底床和表面坡度。因此,该冰川运动速度长期变化的根本原因在于,持续的气候变暖使冰川物质平衡长期处于负平衡状态,进而使冰川厚度总体减小,底床虽然不变但表面坡度会发生变化。
首次将rigel vz ©-6000 地面三维激光扫描仪用于乌鲁木河源1号冰川的物质平衡监测, 计算了2015-2017年年尺度以及月尺度的物质平衡,其获取的冰面高程变化值与花杆/ 雪坑法获取的相应同名点的高程变化值具有高度的一致性, 相关系数达 0.85 (通过了0.001 的显著性检验), 说明其在冰川物质平衡监测中具有很大的潜力(图23)。此外,基于1981年地形图和2015年地面三维激光扫描获取的dem,在高程数据配准、误差评估和两种方法差异性分析的基础上,对乌鲁木河源1号冰川冰川学物质平衡资料进行再分析。结果依然表明乌鲁木河源1号冰川物质平衡的误差值普遍小于全球监测冰川的平均水平。采用统计学方法对比分析发现冰川学法和大地测量法物质平衡值具有较好的一致性(位于95%的置信区间内),论证了乌鲁木河源1号冰川物质平衡的质量是令人信服的。在萨吾尔山木斯岛冰川上也作了相关试验,取得了良好的效果,利用三维激光扫描仪开展物质平衡监测具有一定的可推广性(图24)。
由于冰川物质平衡直接取决于其能量收支状况,因此,众多学者将更多的研究集中在冰川表面的能量平衡上,并对其进行了不同程度的改进与简化。基于天山奎屯河流域哈希勒根51号冰川7年的物质平衡资料、冰面气象资料与格点数据,利用气温指数模型对该冰川1999-2015年的年物质平衡及季节性物质平衡进行了重建,以分析该冰川物质平衡变化特征及其与气候变化之间的相互关系(图25)。结果显示,16年间该冰川累计物质平衡为-6.06±0.88 m w.e.,年均物质平衡为 -0.37±0.22 m w.e.。该冰川平均年物质平衡、夏平衡与冬平衡分别为-0.37、-0.54与0.16±0.22 m w.e.。该冰川物质平衡对气温的敏感性为-0.51 m w.e.a-1-1;降水增加10%为该冰川带来的补给量约为0.08 m w.e.a-1。消融期内的气温和年内降水是该冰川物质平衡变化的主控因素。

图23 三维激光扫描获取的冰川表面高程变化空间分布及其与冰川学法高程变化的对比

图24 木斯岛冰川消融区冰面高程变化

图25 1999-2015年哈希勒根51号冰川重建物质平衡
(2)祁连山老虎沟12号冰川物质平衡研究。2017-2018水文年物质平衡随海拔分布,从图26可以看出老虎沟12号冰川在2018消融十分强烈,在该水文年物质平衡最富达到了-2600 mm w.e.,估计平衡线几乎到了5100m以上,远高于往年平均值。根据海拔带面积平均,计算得出在该水文年老虎沟12号冰川整个冰川的物质平衡为-563 mm w.e.,该值为是自2010年以后最大的消融量。

图26 老虎沟12号冰川物质平衡随海拔高度的变化
(3)选取玉龙雪山白水河1号冰川为研究区,利用无人机低空飞行航测,获得末端冰川分辨率为0.09 m的正射影像和数字地表模型(dsm,图27)。将正射影像与gf1、google image影像进行对比分析,结果表明:无人机正射影像可以提供更为精确的冰川末端边界信息,能够避免冰川和岩石由于地形分布特征和地物光谱特性造成影像中相同纹理的误判。同时,无人机航测构建的dsm模型对冰面地形特征表达也更为细腻和准确,其空间分辨率也优于srtm和alos影像数据。此外,本次冰川末端航测表明:自1957年至2018年5月,白水河1号冰川末端平面距离累积退缩达660.54 m ± 10 m。总体而言,无人机在复杂地形、天气多变、人工观测难的冰川环境中开展摄影测量具有明显优势。通过冰川末端无人机航测实地验证,将为下一步整条冰川物质平衡的监测和计算提供技术和方法借鉴。

图27 玉龙雪山白水1号冰川末端srtm dem、alos ave dsm以及uav dsm对比
达古雪山现有冰川13条,现存冰川绝大多数为小型悬冰川、冰斗冰川和坡面冰川(图28)。冰川平均坡度28°左右,冰川以西坡、西北坡居多,冰川平均海拔4 920 m,冰川厚度介于10-35m,冰储量约 0.16 km3。其中,达古冰山17号冰川(e 102°45.94′;n 32°14.17′)是达古冰山公园规模最大、最长冰川,形态上属于冰斗冰川、物理属性上为海洋性冰川,冰川平均坡度 24°,冰川整体朝向为东,平均长度约 0.40 km,平均宽度约 0.84 km,冰川厚度介于5-35 m,冰川弧拱、冰川沉积年层、粒雪盆分布明显。对达古雪山附近松潘气象台站记录分析表明,1961年以来,气温呈显著增温趋势,增温率为0.268 °c/10a(r2=0.5567,p<0.01)。从再分析同化资料cruts 4.01来看,达古雪山及其附近周围地区,在过去的100多年中经历了明显的变暖过程。气候正朝着更暖、更干燥的环境发展,将进一步增加达古雪山地区冰川亏损的速率。

图28 达古雪山区位、冰川分布与冰川公园冰川景观变化(①-⑥为分区)
 
1.2 冻土水热过程及其对气候响应等相关研究取得系列进展
(1) 针对青藏公路沿线典型多年冻土区的地下冰和水化学特征取得进展
地下冰是多年冻土的独有特征,对区域水文水资源有重要影响,也是古气候的一个代用指标,对气候变化很敏感。青藏高原上正在退化的多年冻土,显著改变区域的水文过程和生态过程。多年冻土地下冰的补给来源一直是冰冻圈科学关注的难点问题之一。多年冻土水化学的垂直分布及其控制因子,对于探讨多年冻土冻融过程中水-盐运移机制以及理解寒区水文循环过程非常重要。基于中国科学院青藏高原冰冻圈综合观测研究站2015年9个采样点实测气象数据,利用青藏高原中部多年冻土区9个土壤剖面调查数据,分析了多年冻土氢氧稳定同位素和水化学特征,并应用稳定示踪剂和水文分割模型,初步探讨了多年冻土水-盐运移特征及其与环境因子的关系(图29)。研究结果初步揭示了地下冰的补给来源,可为深入理解多年冻土变化的水文水资源效应提供参考,主要结论如下:(1)降水氢氧稳定同位素值的季节动态显著,其可溶性离子浓度和盐度均较小,阳离子浓度排序为:ca2 > na > mg2 > k ,阴离子浓度排序为:hco3-> no3-> cl-> so42-。多年冻土氢氧稳定同位素值呈现显著空间差异,波动范围较大,不同水组分具有差异的氢氧同位素值。多年冻土氢氧同位素与环境因子间的相关性在水组分之间存在明显差异,氢氧同位素变化的主控因子是海拔和深度,植被类型显著影响氢氧同位素空间分布。δd和δ18o显著负相关于深度、含水量和高程,δd显著正相关于土壤温度和气温,δ18o显著正相关于土壤温度。多年冻土水分中阴离子浓度呈现显著空间差异,没有明显水平空间变化趋势,阴离子浓度随深度增加,主要归因于蒸发富集、冲洗、淋溶和自净脱盐作用。冻土水分中可溶性离子浓度波动范围较大,不同水组分具有差异的离子浓度。多年冻土水化学垂直分布特征可为冻融过程中的冻土水-盐运移研究提供一个方法。多年冻土上限附近地下冰主要受到活动层与多年冻土水分补给,贡献率分别为59%-87%、13%-41%,活动层水分是主要补给源。植被类型显著影响活动层水分对多年冻土上限附近地下冰的贡献,高寒草甸区域活动层水分的贡献率(介于59与69%之间)显著低于高寒草原区域活动层水分的贡献率(介于70与87%之间)。

图29 青藏高原中部多年冻土区地下冰水源及其水-盐运移的概念图
(2)青藏高原空气和地面冻结/融化指数的变化特征取得进展
通过对青藏高原海拔2000 m以上的69个国家气象站1980-2013年空气和地面冻结/融化指数的综合分析,发现无论是在多年冻土区还是季节冻土区,在相同的站点,年平均空气冻结指数都要高于年平均地面冻结指数,年平均地面融化指数要高于年平均空气融化指数(图30)。多年冻土区冻结指数的降低速率快于季节冻土区,这意味着青藏高原多年冻土区对气候变暖的响应比季节冻土区更敏感。无论在多年冻土区还是季节冻土区,地面温度比气温对气候变暖的响应更敏感。青藏高原多年冻土区冻结指数的降低速率要快于中国东北地区、蒙古高原和北半球高纬度地区。在多年冻土区,冷季升温显著;而在季节冻土区,暖季升温更显著。

图30 青藏高原多年冻土和季节冻土区空气和地面冻结/融化指数的时间变化
(3近地表土壤冻融状况变化趋势及其与气温、海拔和纬度的相关性取得进展
利用青藏高原87个气象台站的日最低地表温度和气温资料,通过线性回归和相关分析法,分析高原1980-2015年近地表土壤冻融状况变化趋势及其与气温、海拔和纬度的相关性(图31)。利用mann-kendall检验对其进行突变分析,并探讨其空间变化特征。结果表明:近36年,高原近地表土壤冻融状况发生显著变化。冻结起始时间推迟约26天,其变化速率为0.72 d·a-1,冻结结束时间提前约14天,速率为0.40d·a-1;冻结持续时间和冻结天数分别缩短约41天和33天,其变化速率分别为1.13 d·a-1和0.93d·a-1。高原冻融状况变化整体表现一致,局部地区略有差异。高原中东部地区冻结起始时间较早,结束时间较晚;而在东南部地区则存在相反的变化特征,这是由于该地区海拔较低,且全年土壤温度较高导致。就冻融状况变化速率而言,东部地区变化最快,西部适中,变化较慢的站点零星分布在中部和南部地区。气温对近地表土壤冻融状况有重要影响,但气温对土壤冻融循环存在一定的滞后作用。此外,高原近地表土壤冻融状况与海拔呈极显著相关,随海拔的降低,冻结起始推迟,冻结结束时间提前,冻结持续时间和冻结天数显著减少。

图31 青藏高原近地表土壤冻结起始时间(a)、结束时间(b)、持续时间(c)和冻结时间(d)的时间变化速率分布
(4)利用horton模型对不同植被类型下土壤入渗率和累积入渗量的模拟研究取得进展
通过对青藏高原多年冻土区西大滩(xdt),特大桥(qtb06),五道梁(qtb07)和可可西里(qt01)不同植被类型对入渗过程及不同入渗模型的比较分析发现(图32和图33)。土壤初始入渗速率和稳定土壤入渗速率主要受到植被类型、植被覆盖和土壤质地的控制。在xdt与qt01土壤入渗速率较为接近。qtb06土壤初始入渗率、稳定入渗率和累积入渗量均大于qtb07。结果表明,不同植被类型之间土壤入渗过程有显著差异。同时在青藏高原多年冻土区不同植被类型土壤入渗过程对不同的入渗模型进行了评价。总的来说,horton模型能够对不同植被类型下土壤入渗率和累积入渗量得到较好的模拟效果。

图32 不同模型模拟土壤入渗过程:(a)xdt,(b)qtb06,(c)qtb07和(d)qt01

图33不同模型模拟土壤累积入渗量:(a)xdt,(b)qtb06,(c)qtb07和(d)qt01
(5)利用cfsv2再分析土壤温度资料的适用性取得突出进展
利用不同下垫面类型高寒沼泽草甸(cn04)、高寒草甸(qt09)、高寒草原(qt04)、高寒荒漠草原(qt08)和高寒荒漠(cn06)观测场2011-2015年不同深度土壤温度日均值数据评估了cfsr, era-interim和gldas- noah再分析土壤温度资料在青藏高原多年冻土区的适用性。从图34可以看出,所有的再分析产品都对第一和第二土层的土壤温度都能很好的模拟。相关系数均大于0.90,标准偏差比小于1.5。在第三土层中,再分析土壤温度产品在qt06和qt08具有较好的一致性,分布在泰勒图中较为集中;但其他站点的误差较大,尤其是cn04,相关系数小于0.75,标准差和rmse的比值均大于3.5℃;各种土壤温度在分析产品对第四层土壤温度的模拟存在较大差异,且在大多数中站点的相关系数均小于0.90。cfsv2和gldas-noah产品的标准差比和rmse均大于4.0℃。总体而言,cfsv2再分析土壤温度产品在不同站点表现均较好。

图34 不同深度再分析土壤温度数据日均值相对于观测值的泰勒图.
(a) 第一层, (b) 第二层, (c) 第三层, (d) 第四层
利用各个站点不同深度2013 - 2015年的观测的土壤温度日均值建立了cfsv2土壤温度产品校准模型,并利用2012年进行了观测数据的验证。结果表明,cfsv2土壤温度产品与2013-2015年不同深度的观测值均具有较好的相关性,第一、二、三、四层分别为0.92、0.96、0.93、0.73 。土壤温度的再分析与观测具有较好的线性相关性。cfsv2产品数据与其他站点观测值之间的校准模型如表1所示。总体而言,cfsv2再分析数据产品土壤温度日均值与所有站点的观测值之间的相关性较强,在cn04、qt06、qt08和qt09各深度的相关系数平均值分别为0.71、0.81、0.92和0.87。
表 1.不同深度 cfsv2 土壤温度校正模型

 
 
可以看出,在cn04、cn06、qt06、qt08、qt09的第一、二、三、四层年平均土壤温度从季节和年尺度上均有变暖趋势。第一层土壤平均变暖速率最大值在qt06和最低值在cn04 (表2)。1980 - 2015年年平均土壤温度变暖趋势从qt08到 cn04站点逐渐降低(图35)。 在qt08, cn06, qt06, qt09 和cn04站点分别为0.0599, 0.0468, 0.0438, 0.0282 和0.0145°c/年。

图35 不同站点1980-2015年土壤温度年均值变化趋势.(a) cn04, (b) cn06, (c) qt06, (d) qt08, (e) qt09
 

 表 2. 不同深度土壤温度季节和年平均变化趋势 (oc/年)

 
(6河流碳输移研究取得进展
通过对三江源地区47条小河流和2条大河进行了一个水文年的现场观测和采样(图36)。并将样品的室内分析结果与空间分析相结合,研究了高寒沼泽草甸、高寒草甸、高寒草原、高寒荒漠和裸地几种植被覆盖类型下河流doc浓度、总悬浮物固体浓度(tss)、光学特征参数suva254、电导率、ph等水质参数的变化特征;探讨了流域面积、流量大小与河流doc浓度的相互关系;分析了河流doc输移浓度和通量的逐月变化规律以及对气温、降水变化的响应;选取典型植被下的12条河流进行了doc培养分析,对河流doc的生物可利用性、化学组成及微生物分解动力学开展了研究。研究发现:在夏季,青藏高原三江源多年冻土区的河流doc浓度范围为2.89 mg/l~5.98 mg/l,平均值为3.89 mg/l;不同植被类型下河流doc的浓度存在较大的差异且与土壤有机碳含量相一致。河流doc含量依次为高寒沼泽草甸>高寒草甸>高寒草原>高寒荒漠和裸地;河流doc浓度与流域内高寒沼泽草甸覆盖的比例呈显著正相关,而与高寒草原、高寒荒漠和裸地覆盖面积比例显著负相关;不同植被类型下河流ph值、suva254值、浊度与doc浓度存在显著负相关关系,即流域内植被覆盖率越低,河流doc浓度越小,土壤侵蚀越严重,河流ph值越高;河流doc浓度与采样点的流量及流域面积呈显著负相关关系,表明在输移过程中,河流doc的部分活性碳被快速分解,导致其浓度下降;

图36 研究区植被类型和采样点位置和多年冻土分布
对三江源47条小河流的时间逐月变化进行研究(图37),发现在2016年8月到2017年7月期间,所有河流的doc浓度均值为4.39 mg/l,doc逐月平均浓度介于2.92 mg/l~6.82 mg/l之间。在春季到夏季初,月平均气温从-11℃升高到2℃的过程中,doc浓度急剧上升,5月份达到全年最高;而在随后月平均气温从2℃继续升高到13℃的最高温的过程中,doc浓度又表现为急速降低的态势;从仲夏到冬季,月平均气温从13℃下降到-11℃的过程中,doc浓度呈缓慢降低的趋势,在冬季11月份达到全年最低水平。

图37 不同植被类型下河流doc的浓度
doc的单位面积日输移通量表现出明显的逐月差异(图38),47条河流输移量的中位数为0.406 kg/(km2·d)~11.022 kg/(km2·d)。doc的输移量与河流的平均径流量呈显著正相关,即6月份doc输移量最高,之后逐渐降低,3月份达到最低;在春季,doc的输移量随doc浓度升高而增加;
 
图38 doc含量的逐月变化
在青藏高原三江源多年冻土区,流域内的植被类型是影响河流生物可利用溶解性有机碳(bdoc)浓度的主要因素(图39)。在不同植被类型之间,高寒草甸和高寒沼泽草甸为主的流域内河流bdoc浓度较大,高寒草原和裸地覆盖面积比例较高的流域内,河流bdoc浓度较小。在不同的植被类型之间,doc可降解程度(bdoc%)的变化范围在11.72%~23.66%,且与doc和bdoc的含量正相关。微生物分解动力学分析结果表明:bdoc在培养过程中遵循一级反应动力学原理,河流doc浓度越高,doc的分解速率越大;随流域内植被覆盖度的减小,doc的芳香性程度和分子量不断增大,doc的可降解程度降低。此外,河流bdoc%受流域内多年冻土和河流流量的影响,连续多年冻土区河流的bdoc%大于非连续多年冻土区的bdoc%,大河的bdoc%小于源头小河的bdoc%。

图39 三江源地区河流doc、bdoc含量示意图
以上研究结果表明,若气候继续变暖加快青藏高原多年冻土和植被的退化,那么土壤侵蚀将会加剧,河流中的doc浓度将下降;同时,河流doc中生物可利用性有机碳的比例比流域内土壤中生物可利用性有机碳的比例更高,且河流doc在输移过程中被迅速降解并以温室气体的形式释放到大气中。因此,在气候变化背景下,三江源地区河流的doc浓度会降低,河流泥沙输移量将增大,且增加的泥沙输移量对下游水电开发和环境保护的影响需要予以考虑。
(7)多年冻土和土壤微生物研究取得进展
土壤碳分解根本上是由微生物活动驱动的,且土壤微生物和酶参与所有的生物地球化学过程(图40)。利用高通量测序方法对多年冻土区土壤细菌群落进行分析,发现环境因子中土壤ph和有机碳是细菌群落的决定因子,同时活动层厚度与某些细菌门的相对丰度显著相关,但其与细菌群落结构并无显著关系。这一结果表明多年冻土退化会影响到土壤水分、ph,从而影响到微生物结构并影响到碳循环。在热融沉降地区研究发现,沉降区的土壤细菌群落结构的垂直分布规律消失,说明沉降改变了土壤的理化因子,影响到土壤微生物。利用土壤酶活性为指标,发现在较低的土壤水分、较低的营养盐条件下,土壤碳氮的生物化学循环强度会提高。多年冻土退化会改变土壤水分、温度和基质可利用性而影响到土壤酶活性,进而影响到碳氮循环。
土壤酶活性分析表明,在较低的土壤水分、较低的营养盐条件下,土壤碳氮的生物化学循环强度会提高,多年冻土退化会改变土壤水分、温度和基质可利用性而影响到土壤酶活性,进而影响到碳氮循环。

图40 多年冻土区环境因子改变对土壤酶活性影响的示意图
(8)青藏高原多年冻土区土壤热通量参数研究取得进展
利用青藏高原北部连续多年冻土区唐古拉综合观测场土壤热通量及温度梯度观测资料确定了该地导热率,研究了导热率的变化规律,探讨了土壤水分温度等因子对导热率的影响(图41)。研究结果显示:活动层冻融过程不同时段导热率波动幅度不同,从冻结到时融化及从融化到时冻结转换过程中导热率波动较大,波动值达0.743wm-1k-1,活动层完全冻结阶段导热率波动次之,波动值为0.621 wm-1k-1完全融化阶段导热率波动较小,其值为0.504 wm-1k-1。导热率呈现显著的日变化及季节变化特征。就日变化而言,导热率小值出现于北京时间8点左右,大值出现于午后17点左右,导热率日变化强烈地依赖于活动层表层土壤水分变化。就季节变化而言,导热率表现为冷季小,暖季大。活动层融化期间与活动层初始冻结期间含水量的差异是导热率冷季出现小值的主要原因;实数据与经典方案对比 结果显示,唐古拉活动层表层土壤临界饱和度约为0.37,临界含水量约为0.195 wm-1k-1;在平均含水量相似的情形下,活动层表层导热率随着冻融循环次数据的增大而减小;平均状况下,活动层表层导热率随着温度及土壤含水量的增大面增大,土壤含水量是活动层表层导热率的控制因子;此外给出日平均导热率的估算模型,独立检验结果显示,导热率可表示为地表温度气温及水汽压的函数。

图41 逐时次唐古拉导热率
在年平均含水量变化不大的情形下,冻融循环次数对导热率的影响较大。导热率随着冻融循环次数的增大而减小。
分析了冻结及非冻结状态下导热率的比值与活动层厚度的关系(图42)。对比分析发现,冻融循环过程中地表不同状态下导热率比值与活动层厚度的关系密切,当stcu/stcf大于1时,活动层融化厚度增大。研究区域近10年来,这一比值大于1,区域活动层层厚度在同一时段呈现出增大趋势。

图42 表层导热率比值对活动层厚度的影响
唐古拉、五道梁两地导热率的定位监测结果显示,两地活动层土壤导热率在240cm之上时,冻结期间的导热率小于非冻结期间的导热率,在240cm及以下层位,冻结条件下的导热率大于非冻结情形下的导热率(图43)。对比图不同层位不同时间段对应的土壤含水量发现,含水量是土壤导热率的关键影响因子,对不同的区域而言,导热率的大小与土壤质地及含水量有关。土壤质地越细、含水量越小冻结条件下的导热率小。

图43 不同深度的导热率
多年冻土区下垫面导热率呈现出增大的趋势,近10年平均增大了0.12wm-1k-1。 研究区域,在不同的下垫面浅层土壤导热率表现出相似的特征,即1月份的平均导热率小于7月份导热率,10年间非结期间的导热率与冻结情形下的导热率比值呈现出减小的趋势,近10年来暖季降水量的增加,表层土壤含水量的增大,是相应比值减小的重要原因。
研究区域非冻结条件下导热率与冻结条件下导热率比值随着下垫面的性质不同而不同,研究结果显示,下垫面为高寒草原区的比值要略大于下垫面为高寒草甸区的比值(图44)。

图44 不同下垫面活动层冻结、非冻结状态下土壤导热率
9多年冻土稳定性下降对青藏高原高寒生态系统碳储量的影响的研究取得进展
选取了青藏高原东北缘疏勒河上游稳定型(sp)、亚稳定型(ssp)、过渡型(tp)、不稳定型(up)和极不稳定型(eup)5种类型多年冻土区18处高寒草地生态系统为研究对象,测定了地上生物量碳(apc)、地下生物量碳(bpc)、土壤无机碳(sic)和土壤有机碳(soc)。结果表明:随着多年冻土稳定性下降,寒钙土中生态系统碳表现先降低后升高,高寒沼泽草甸和草甸生态系统碳密度逐渐减少,而高寒草原生态系统碳先降低后增加;由亚稳定型至过渡型多年冻土区,高寒沼泽草甸bpc、生物量碳(pc)、sic、soc和土壤总碳(sc)无显著变化,apc显著增加;从稳定型到不稳定型多年冻土区,高寒草甸bpc、pc、soc和sc逐渐减少,但apc和sic最大值出现在亚稳定型多年冻土区;由过渡型至极不稳定型多年冻土区,高寒草原sic、soc、sc表现出先减少后增加的明显变化趋势,apc逐渐减少,而bpc和pc呈逐渐增加趋势。回归分析表明,土壤质地条件和含水量是影响高寒草地生态系统碳的主要因素,其中apc、bpc、soc主要受土壤含水量控制,而sic主要受土壤质地条件影响。
 
2、冰冻圈与其它圈层相互作用方面研究进展
2.1 阐明了珠峰地区硫循环的主要特征,揭示了近200年来硫同位素组成变化的原因。
现代大气中硫同位素异常或非质量分馏(mass-independent fractionation, mif)来自两种过程,即燃烧过程和平流层so2的光解氧化过程。而其它硫酸盐(如陆源矿物粉尘中硫酸盐和对流层中产生的次生硫酸盐)一般为硫同位素正常,即δ33s=0。这种独特的硫同位素指纹特征被用于重建过去大型火山爆发或厄尔尼诺事件中大气硫的来源及其化学过程的变化等。喜马拉雅山和青藏高原(第三极)大气中人为排放的气溶胶(如硫酸盐气溶胶、黑碳气溶胶等)含量增加,对区域气候带来了影响,并加速了冰川和积雪的消融,从而影响到亚洲区域的水资源供给。通过对珠峰南坡海拔4750m的gokyo湖泊沉积物中硫同位素组成的分析,重建过去200年珠峰地区硫循环历史(图45)。研究发现,在20世纪随着湖芯中硫含量的增加,硫同位素组成也发生了显著的变化。结合其它元素的变化特征,揭示出硫同位素组成的变化主要是由粉尘来源的气溶胶增加和气候变暖相关的地表风化剥蚀加强所致,特别是δ33s未出现异常。20世纪硫的地壳物质来源超过了其他来源,如平流层中光解氧化来源或燃烧排放(人类和自然的生物质燃烧)。该研究揭示的硫循环特征有助于认识喜马拉雅山脉高海拔气候和生态敏感区的环境变化特征。此外,该研究发现19世纪独特的δ33s-δ34s组成特征与地质时期的古太古代(36-32 亿年前)地层中重晶石的记录十分相似,由于19世纪时全球有大范围的生物质燃烧,该研究为深入认识大气中硫的光化学/热反应以及火山喷发对地球早期硫循环具有很大启示。该成果在美国国家科学院院刊(pnas)发表,并引起学者广泛关注。
 
图45珠峰南坡地区gokyo湖芯重建的过去200年δ33s、δ34s和硫含量及通量变化历史
 
2.2 厘清了青藏高原内陆大气汞的本底、变化特征和原因。
汞是一种全球性有毒污染物,大气是汞的重要传输通道。南亚和东亚是世界最大的两个人为汞释放源区,青藏高原地处两大源区之间,是区域大气汞本底观测和变化过程研究的关键地区。此前,青藏高原长时间序列大气汞观测研究仅限于高原东北部的瓦里关和东南部香格里拉,高原内陆大气汞研究稀少,缺少长期地面观测,难以准确评估区域大气汞的整体水平和变化过程。对2012-2014年的数据序列分析表明,纳木错地区大气气态总汞平均浓度仅为1.33±0.24 ng m-3,是我国已有报道的长期定位大气气态汞浓度的最低值,可代表青藏高原甚至北半球背景浓度水平。纳木错大气汞季节变化为夏高冬季,日变化为昼高夜低,受局地条件包括大气垂直交换和光化学作用等的影响。研究还发现,来自南亚的长距离传输对纳木错大气汞的季节性变化和高值有一定贡献。这一成果填补了青藏高原内陆偏远地区大气汞缺乏长期监测的空白,同时为高原内陆大气污染物传输过程及受印度季风影响研究提供了新视角。
 
2.3 揭示了青藏高原湖泊是大气温室气体的源。
湖泊在全球碳循环中起着重要的作用,尤其是湖泊的沿岸地带更是潜在的温室气体释放的重点区域之一。青藏高原分布着我国最大面积的湖泊群,对当地生态环境和气候变化具有重要的作用。对青藏高原18个湖泊近岸水体中温室气体(二氧化碳(co2),甲烷(ch4)和氧化亚氮(n2o))的分压及其排放进行了调查分析(图46和图47),发现青藏高原的湖泊是大气温室气体的来源之一。研究表明,不同湖泊中温室气体的分压有较大差异,尤其是甲烷最显著,这主要是由三种气体不同的产生机制所致。湖泊中co2的排放主要受可溶性有机碳、可溶性有机氮、盐度和温度的影响;n2o的排放主要受湖水深度的影响;ch4由于受到更多环境要素的影响而不存在明显的主控因子,这也是未来需要加深研究的方向。本研究还发现由于青藏高原湖泊主要为咸水湖,具有较高的ph值,这种水体特性会加快水气界面的气体交换,从而促使更多的co2由湖泊向大气释放。该研究为进一步认识青藏高原湖泊在温室气体排放中的作用提供了重要数据,同时也为青藏高原碳循环及其反馈作用的研究奠定了基础。
 
图46 调查的青藏高原湖泊分布
 
图47 各个湖泊中co2,ch4和n2o的分压
 
2.4 明晰了青藏高原雪冰中不同吸光性杂质的分布与气候效应,评估了吸光性杂质对辐射强迫以及雪冰消融的贡献。
20世纪以来全球多数山地冰川出现退缩,且近期呈现加剧的趋势,尤其在我国的青藏高原较为明显。山地冰川特别是其消融区表面往往存在大量的吸光性杂质,包括矿物沙尘颗粒、黑碳、有机质、冰尘、以及微生物等。这些吸光性杂质能够降低冰川表面的反照率,吸收更多的太阳辐射,从而成为影响冰川物质平衡的重要因素之一。目前关于冰川反照率影响因素的研究主要集中在黑碳,对冰尘的矿物组分研究尚鲜见报道,估算冰川表面黑碳、有机碳和沙尘的吸光贡献具有很大的挑战性。
基于青藏高原面上积雪的系统采样,分析了黑碳、有机碳和粉尘的含量,评估了其对反照率及其积雪持续时间的影响(图48和图49)。结果表明,黑碳和粉尘对反照率降低的贡献分别约为37%和15%,导致的瞬时辐射强迫可达18−32 w m-2。基于能量平衡模型评估表明,由于黑碳和粉尘对反照率的影响,导致积雪持续期缩短3.1−4.4天。高原中部小冬克玛底冰川研究结果也表明,黑碳和粉尘可显著降低反照率,可进一步加速冰川消融。

 
图48 青藏高原积雪采样点位置图以及雪表吸光性杂质
 
图49 不同情景下(低、中、高)黑碳和粉尘对积雪持续期缩短的影响评估. 其中,sd表示积雪深度,sw表示入射短波辐射
 
在广泛应用的雪冰辐射模拟软件(如snicar)中,输入参数主要是沙尘的质量浓度,而对沙尘的组成特征缺乏考虑。实际上,沙尘的吸光能力依赖于其中的铁氧化物,如针铁矿、赤铁矿等。因此研究青藏高原冰川表面冰尘中铁氧化物的矿物形态、光学特征能够为完善、改进雪冰辐射效应模拟提供关键输入参数。然而常规方法如xrd、化学方法和mossbauer谱难以准确测定复杂冰尘样品中赤铁矿和针铁矿的含量。针对野外采集的5条青藏高原冰川的冰尘样品,利用漫反射光谱drs准确测量了冰尘中针铁矿和赤铁矿的含量,发现铁氧化物占总铁的31%-70%,其中针铁矿含量显著高于赤铁矿,占铁氧化物的81%-98%。同时对冰尘样品的黑碳含量进行了热光法测定。在此基础上,利用积分光谱仪(issw),获得了冰尘整体样品、针铁矿和赤铁矿的吸光特征(mac和aae值),并进一步计算了冰尘样品中针铁矿、赤铁矿、黑碳和有机质等吸光组分对冰尘总吸光的相对贡献。结果显示(图50),在600nm波段有机质和黑碳是最为主要的吸光组分,而在450nm波段铁氧化物的贡献迅速增加,在多数冰川冰尘中针铁矿的吸光已高于黑碳。该研究为准确评估吸光性杂质对冰川消融的影响奠定了基础。
 
图50 冰尘中黑碳、赤铁矿、针铁矿和有机质在450nm和600nm波段的吸光贡献
作为青藏高原雪冰碳质的主要组成部分,可溶性有机碳(doc)可以有效的吸收紫外和近紫外波段的太阳辐射,也是造成冰川消融的吸光性杂质之一。然而,doc包含了各种类型的有机物,由于不同有机物的分子大小和疏水性存在差异,因而doc在雪冰消融过程中存在很强的分馏作用,可以导致doc吸光能力的改变。但目前对doc在雪冰消融过程中吸光性的变化及其与辐射强迫的关系还没有清楚的认识,从而限制了全面认识和评估doc对雪冰消融的贡献。研究发现,老虎沟12号冰川doc在雪冰消融过程中吸光强度和辐射强迫都呈现显著的增加(图51)。如雪坑在消融过程中,吸光能力强的doc由于较强的疏水性更易于保存下来(hu z et al., 2018 sote),该现象在阿勒泰积雪中也有发现(图52)。同时还发现,冰川附加冰的doc浓度随海拔的升高而增大,但是吸光强度却呈现相反的变化,表明高吸光强度的doc在附加冰消融过程中也倾向于保存下来;这也与老虎沟12号附加冰和冰川区表土doc在室内冻结试验的结果一致,表明了高吸光值的doc在冻融过程中均倾向于保存下来。此外,冰川和积雪中doc的辐射强迫值和吸光强度呈正比关系。该研究明确了雪冰消融过程中doc的吸光性和辐射强迫的动态变化,加深了对doc在雪冰消融贡献方面的理解。因此,在精确评估吸光性杂质对冰川消融的贡献中,不能忽略雪冰的融化而导致doc吸光能力和辐射强迫的改变。
 
图51 老虎沟12号冰川雪坑剖面中doc及其mac365在(a)季风期和(b)非季风期的演化
 
图52 阿勒泰积雪中doc对辐射强迫的贡献(a)及其辐射强迫(b)随时间的变化
 
2.5 解析了青藏高原不同地区气溶胶黑碳的来源。
利用嵌套有黑碳源标记技术的全球气溶胶-气候模型进行了玉龙雪山地区气溶胶的源解析(图53)。结果表明,包括局地源排放在内的东亚排放,对年均玉龙雪山近地表气溶胶中黑碳含量的贡献占主导因素。区域源解析也具有强烈的季节变化,南亚污染物排放对玉龙雪山地区季风期前气溶胶中黑碳的贡献较大,而东亚污染物排放主导着季风期和季风期后气溶胶中黑碳的含量。这项研究对准确评估冰川区大气中碳质气溶胶对冰川消融和水资源供给的影响具有较大的意义。
 
图53 四个污染源区域(东亚、南亚、中东、东南亚)污染物排放对玉龙雪山地区近地表气溶胶中黑碳的年均和季节贡献比率,每个小图中小黑框代表玉龙雪山和甘海子大气观测点
利用架设在珠穆朗玛大气与环境综合观测研究站的黑碳仪(ae-33)采集的2015年5月15日至2017年5月31日的高分辨率黑碳浓度数据,分析了该地区黑碳浓度变化的特征。研究发现,珠峰地区黑碳气溶胶浓度的平均值为298.8 ± 341.3 ng m-3。如图54所示,月平均值在季风前期(pre-monsoon)最高而季风期(monsoon)最低。在研究时段内珠峰地区出现了四次黑碳日平均浓度连续超过1000 ng m-3的污染事件(图55)。模式模拟结果显示,污染事件发生时在南亚不同地区的大气中均分布有大量的黑碳气溶胶,且传输过程随季节的变化具有明显的差异。在季风期的污染事件中(事件a: 2015年6月8-10日),由于低层大气中气旋的存在,南亚地区产生的黑碳气溶胶得以抬升,然后在高层大气中由南风输送至珠峰地区;对于其它三次季风前期的事件来说,来自印度北部的污染物在西北风的携带下可输送至喜马拉雅山南坡地区,而喜马拉雅山南北坡山谷风的耦合促进了污染物越过喜马拉雅山输送至珠峰地区。
 
图54 珠峰地区黑碳浓度月均值变化
 
图55 四次污染事件中珠峰及其附近地区黑碳的垂直剖面分布
 
2.6 冰尘中溶解性有机质(dissolved organic matter,dom)的演化过程研究
青藏高原地区是中低纬度山地冰川发育最好的地区,是许多亚洲河流的发源地。近些年,随着全球气候持续变暖,青藏高原地区的冰川正经历着快速的消融退缩,冰川消融不仅会影响下游河流的水文循环,而且冰川融水中大量的溶解性有机质(dissolved organic matter,dom)还会对下游生态系统的生物地球化学特性产生重要影响,因此分析青藏高原地区山地冰川中dom的化学组成、来源以及演化过程有助于评估冰川消融对下游生态系统的生物地球化学效应。
冰尘是由有机物质、无机矿物颗粒以及微生物结合形成的黑色或棕色球状聚合体,广泛存在于冰川消融区表面,在喜马拉雅冰川和中国西部的山地冰川表面,冰尘主要以冰尘颗粒的形式存在,之前很多对冰尘的研究主要集中在冰尘的物理性质和发生在冰尘内部的一些生物过程方面,通过对冰尘的生物过程的分析和rdna测序发现冰尘中包含了大量的微生物群落。冰尘中发生的生物化学过程可以增加冰尘中的dom加速微生物群落的繁殖,从而使得冰川表面的反照率降低,加速冰川的消融。因此,我们以对冰尘做了实验室模拟培养,旨在了解冰川表面dom的演化过程。
冰尘的实验室模拟培养实验设置了2组光照培养和2组黑暗培养,培养周期70天,每14天取一次冰尘水样用于dom的浓度、光学性质和组成变化的分析;结果显示:光照培养时doc浓度增加了5.61倍,黑暗培养时doc浓度增加了4.05倍,说明光照培养doc增加的速率明显高于黑暗培养;光照培养和黑暗培养时cdom的紫外吸收均在250–300 nm处出现吸收峰并不断增强,说明随着培养时间的增加冰尘中羧酸类cdom的含量逐渐增加;光照培养后期cdom的紫外吸收出现了maas的典型吸收峰(300–350 nm),说明持续光照对冰尘中微生物细胞产生了很大的影响,微生物细胞分泌maas使自身细胞免受强光照的伤害;三维荧光光谱结合平行因子分析得出模拟培养时冰尘中cdom有c1和c2两个类蛋白类的荧光组分,c3和c4两个腐殖质类荧光组分,c1和c2对总荧光强度的贡献超过80%,说明冰尘培养过程中的cdom主要是微生物来源的dom;
冰尘培养过程中dom的组分发生了很大变化,脂类化合物的相对含量不断降低,多肽类化合物和不饱和烃类化合物的相对含量不断增加,光照培养过程中dom的化合物组成在14天后基本趋于稳定,在后期培养过程中变化不大,这是因为光照培养时自养型微生物在适应培养环境后可以产生供自身和异样型微生物生长代谢需要的dom,从而使得光照培养的冰尘水样中dom组成相对趋于稳定,而黑暗培养时由于自养型微生物活动受到抑制,dom的组分持续发生变化;光照培养和黑暗培养时dom的分子组成均表现为cho类分子含量降低,含有杂原子的chon、chos和chons类分子含量增加,比较各时段杂原子的含量发现,光照培养更有利于chos和chons类分子的积累,而黑暗培养更有利于chon类分子的积累,其可能的原因主要是:光照条件下冰尘中的硫氧化细菌利用光能可以将硫化物、单质硫和硫代硫酸盐等氧化为硫酸盐,硫酸盐在微生物的同化作用下进一步转化为有机硫,使得chos类分子含量增加;而黑暗培养后期,随着dom生物可利用性的不断降低,细菌、放线菌、霉菌等微生物通过同化性硝酸还原作用不断将无机氮转化成有机氮,从而使得cdon类分子含量增加。综上所述,说明冰尘中dom的组成演化和微生物活动密切相关,而且不同的培养条件对冰尘中dom的演化过程影响显著,光照可以明显增强冰尘中微生物的代谢活动,演化形成更多生物可利用性高杂原子含量高的dom
 
2.7 青藏高原冰川左旋葡聚糖、甘露聚糖、半乳聚糖和惹烯的研究取得进展
左旋葡聚糖和它的两种异构体是纤维素和半纤维素的热解产物(大于300℃)。左旋葡聚糖是这三种生物质中浓度最高的的化合物,占了总量的80%。青藏高原冰川冰尘中左旋葡聚糖的平均浓度范围是10.12 - 383.35 ng g-1。玉龙雪山冰尘中左旋葡聚糖的平均浓度最高(171.37 ± 159.42 ng.g-1),其次是青藏高原北部包括七一冰川(126.1 ± 39.27 ng.g-1), 老虎沟冰川(103.66 ± 68.15 ng.g-1)和天山冰川(86.18 ± 36.69 ng.g-1)。青藏高原中部冰川冰尘中左旋葡聚糖的浓度最低,包括木孜塔格冰川(59.82 ± 18.62 ng.g-1), 玉珠峰冰川(72.64 ± 24.93 ng.g-1)和冬克玛底冰川(83.46 ± 35.73 ng.g-1)。与世界上其它地区相比,青藏高原冰川冰尘中左旋葡聚糖的浓度低于加拿大rocky山阿萨巴斯卡冰川(12 mg.g-1),亚马逊湖沉积物(5.13 mg/g), 柯克帕特里克湖沉积物(306.25 ng. g-1)和表面土壤(7 mg/g)。
青藏高原冰川冰尘中甘露聚糖的平均浓度范围是4.84 - 31.02 ng g-1。高原东南部玉龙雪山冰尘中甘露聚糖的平均浓度最高,值为31.02 ± 19.49 ng.g-1。其次是青藏高原北部包括天山(16.86 ± 6.62 ng.g-1), 七一冰川(13.12 ± 6.2 ng.g-1)和老虎沟冰川(8.59 ± 5.66 ng.g-1)。青藏高原中部冰川冰尘中甘露聚糖的浓度最低,包括冬克玛底冰川(8.64 ± 12.15 ng.g-1)和木孜塔格冰川(4.84 ± ng.g-1)。玉珠峰冰川冰尘中未检测到甘露聚糖。青藏高原冰川冰尘中甘露聚糖的平均浓度低于南极(214 mg/g), 北极(550 mg/g)和加拿大北部亚伯达的土壤表面(4 mg/g)。
青藏高原冰川冰尘中半乳聚糖的平均浓度范围是5.83 - 29.89 ng g-1。高原东南部玉龙雪山冰尘中半乳聚糖的平均浓度最高, 值是(29.89 ± 16.37 ng.g-1), 其次是高原北部包括七一冰川(15.51 ± 11.45 ng.g-1), 天山冰川(10.85 ± 1.40 ng.g-1)和老虎沟冰川(8.69 ± 5.19 ng.g-1)。高原中部半乳聚糖的平均浓度最低,包括冬克玛底冰川 (6.73 ± 9.43 ng. g-1)和玉珠峰冰川 (5.83 ± 3.48 ng.g-1)。木孜塔格冰川冰尘中未检测到半乳聚糖。青藏高原冰川冰尘中半乳聚糖的平均浓度低于kirpatrick湖的沉积物(89.67 mg/g)和加拿大北部亚伯达北部的表层土壤(2 mg/g)。
青藏高原冰川冰尘中惹烯的平均浓度介于0.41 - 47.04 ng g-1之间。天山冰川冰尘中惹烯的浓度最高, 值为47.04 ± 10.46 ng g-1。青藏高原东南部玉龙雪山位于第二(34.14 ± 22.50 ng.g-1)。青藏高原北部冰川包括七一冰川 (14.49 ± 4.12 ng g-1) 和老虎沟冰川(18.69 ± 4.71 ng g-1) 位于第三。高原中部的冰川包括玉珠峰冰川(3.56 ± 1.29 ng g-1), 冬克玛底冰川 (2.66 ± 1.75 ng g-1) 和木孜塔格冰川 (0.41 ± 0.06 ng g-1) 浓度最低。青藏高原冰川冰尘中惹烯的平均浓度低于saimaa湖南部的沉积物(1600 mg/g) 和加拿大alberta北部的表层土壤(2 mg/g)。虽然左旋葡聚糖和惹烯都是由生物质的燃烧产生,但是来源不同。左旋葡聚糖可用来示踪纤维素燃烧,惹烯来自针叶林的燃烧产生。惹烯属于疏水性有机化合物,它容易吸附到有机碳上,还容易受到细菌的降解。这7条冰川的冰尘样品都来自冰川的消融期,所以冰尘中有少量的细菌存在。由于玉龙雪山及其周围具有大量的植被覆盖,玉龙雪山冰尘中惹烯的平均浓度应该高于天山冰川,但事实是天山冰川冰尘中惹烯的平均浓度高于玉龙雪山。玉龙雪山是海洋性冰川,有较丰富的降水,相对其它几条大陆性冰川,玉龙雪山的表面温度较高,冰尘能产生大量的细菌微生物。这些细菌微生物降解了部分惹烯,导致玉龙雪山冰尘中惹烯的浓度低于天山。然而其它冰川中惹烯的浓度顺序与左旋葡聚糖的顺序一致。
 
2.8 玉龙雪山地区大气降水中溶解性有机碳的研究进展
分析雪冰和大气降水样品中可溶性有机碳(doc)的分布特征和与冰川消融的关系。结果表明:降水中doc的含量大小在空间尺度上依次为:龙蟠乡、索道上部站、大具乡、甘海子盆地、丽江市。基于主成分分析(pca)结果表明,doc与so42-, no3-具有相似的来源,为人类活动(农业与旅游业)及自然来源(地壳粉尘);基于时间推移的后向轨迹分析,定量的说明了玉龙雪山地区气团主要来源于四个方向,其中西南方向(46%)为玉龙雪山地区的气团远距离传输的主要来源,该类气团降水中doc含量达到1.25±0.56 mg c/l。同时,玉龙雪山地区降水中doc的沉降通量初步估算为1.99 g c m -2 year -1。doc、降水与冰川的相互作用分析表明,doc的强烈吸光性对冰川消融具有促进作用,同时消融期的液态降水通过增加耗热(1.45 w/m2)也可以加速冰川的消融。此外,冰川所形成的冷岛效应又会形成局地小气候,促进冰川区降水的形成,冬季增加冰川积累,夏季增加液态降水。
2.9 降水、气温时空分布及相关模拟取得进展
(1) 冰川降水、气温及其影响的研究进展
通过天山国家台站资料研究发现,天山气温和降水变化具有明显的区域差异性,1960-2016年天山东部升温幅度最大而降水增加幅度最小,博尔塔拉山谷区降水增加趋势最显著,而中部降水增加趋势最小(图56)。天山山区500 m以下区域升温幅度最明显而降水增加最少,1000-1500 m升温幅度最大,而1500-2000 m 降水增加趋势最大。天山山区增温趋势的海拔效应不明显,而降水的海拔效应在夏季较为明显。通过对区域大气环流在气温和降水突变时间点前后的差异分析发现,受天山山区局地环流增强影响,冬季气温上升明显;另一方面,西北地区蒸发增加,导致空气湿度增大,西风环流也使更多的水汽输入山区从而导致降水增加。


图56 1960-2016年天山山区气温(上)和降水(下)空间变化
 
天山不同冰川覆盖率的流域径流波动对气温和降水变化的响应不同,气温波动大,流域冰川消融使得径流波动小,而降水波动大,径流则波动大,这说明天山山区径流主要受降水控制,但是气温升高加速冰川消融,进而改变水文过程的效应也不能忽略(图57)。天山山区不同冰川覆盖率流域的水文过程和冰川物质平衡对气温和降水变化的响应程度也不同(图58),降水对天山北坡流域的径流影响要强于南坡,对中部和东部流域径流影响也较为明显;而气温对南坡流域的影响要强于北坡。气温和降水共同作用于冰川物质平衡,而就作用的程度分析来看,天山北坡冰川物质平衡对气温的响应更为敏感,而在南坡,物质平衡对降水的响应更为敏感。冰川物质平衡变化对南、北坡径流的影响要明显强于天山中部流域,而近30年,天山北坡和中部冰川物质平衡变化对径流的影响要强于南坡,以上研究结果揭示了气候变化对天山不同冰川流域水文过程及冰川的影响。
 
图57 天山流域径流波动与气温波动、降水波动、流域冰川面积以及周期之间的关系
 
图58天山不同流域气温和降水与流域径流和冰川物质平衡关系
 
祁连山地区过去55年(1961-2014)降水的时空变化特征以及与区域大气水汽变化的联系。结果表明祁连山的降水总体上经历了增加趋势,年增加率为6.95mm/10a,降水增加主要发生在夏季,而且集中于中东部。年、夏季和秋季降水的增加趋势随海拔升高而增加,表现出祁连山降水增加的海拔依赖性。
区域年、夏季和秋季的大气可降水表现为显著增加趋势,尤其是1979-2014。气候平均态的经向和纬向水汽收支分别对区域的净水汽收支具有正贡献和负贡献,过去55年纬向的水汽收支显著增加(有转为正贡献的趋势),经向的收支略微减小,从而区域的净水汽收支增加(图59)。总之,区域大气水汽的变化(可降水和水汽收支的增加)与祁连山地区的降水增加一致,由此表明祁连山的变湿趋势与区域大气水汽的转变有密切关系。
 
图59 1961-2014年区域大气水汽传输通量与收支变化
老虎沟12号冰川2017-2018年海拔4200m和4550m日均温变化,海拔4200m处年均温为-5.1℃,海拔4550m处年均温为-8.8℃。冰川消融主要发生在6-8月,为此我们比较了各年6-8月平均温度,可以看出2010,2016和2018为近10年来极高温年,超过往年温度近1度多(图60)。
 
图60 老虎沟12号冰川2017-2018年海拔4200m和4550m日均温变化
 
老虎沟12号冰川2017-2018年海拔4200m和4550m日累积降水。海拔4200m处年总降水为434 mm w.e., 海拔5040m年总降水为481 mm w.e.。可以看出降水主要集中在5-8月,约占全年降水的70%。
2青藏高原东北部树轮宽度中温度和降水信号的分离研究及千年温度重建
森林上限树轮宽度年表是青藏高原东北部重建过去温度变化的重要资料。然而,这些年表往往也记录较强的降水信号,使得温度重建结果可能存在较大的不确定性,因此有必要去掉年表中的降水信号。本研究建议利用森林中下部树轮宽度年表去剔除森林上限年表中的降水信号,这是由于这两个海拔高度的树木生长一般记录了相同的降水信号,但对温度的响应不同。根据该方案,我们利用柴达木盆地东部的13个千年祁连圆柏(juniperus przewalskii kom.)树轮宽度年表和两种独立的数学方法(主成分法和相减法)建立了该地区两条千年(ad 1000–2000)温度重建序列(图61)。两个重建序列对实测温度(ad 1958–2000)的方差解释量都超过50%,并且它们近千年来的变化特征非常一致,相关系数达0.97。此外,两个重建序列含有的降水信号很少,说明本研究已经分离出比较“纯净”的温度信号。进一步分析显示,两个重建序列能够较好地代表青藏高原东部大范围的温度变化特征,但是与北半球中高纬度的温度变化特征存在较大的差异性,特别是在年际至百年际时间尺度上,这种差异性可能与当地降水的冷却效应有关。分析结果还显示,研究区的温度变化与南亚夏季风强度关系密切,当温度高时,夏季风强;反之,当温度低时,夏季风弱。
 
图61(a)研究区温度实测值和重建值的对比(b)两条千年温度重建序列的对比。黑色线为温度实测值;蓝色线为基于hpc1-lpc1的温度重建值;红色线为基于apc2的温度重建值。
(3)利用不同象数据估算降水的评估和矫正研究进展
针对不同降水遥感产品和再分析资料在高寒山区的适用性差异,分别在河西走廊、巴基斯坦北部山区、青藏高原等地区上对trmm 3b42v7、imerg、cmads、cmsf等降水产品以及积雪面积产品在不同地区山区的表现进行了全面评估(图62)。结果表明,在年和月尺度上,imerg与trmm 3b42v7 和trmm 3b42rt均与地面观测降水之间高度相关,而在日尺度上中度相关。imerg在季节尺度上,特别是冬季降水上远优于trmm 3b42v7 和trmm 3b42rt,其在降水的空间分布上也优于trmm。所有降水产品对小降雨事件(0-1mm)均为高估,trmm对中等(1-20mm)降水事件和强(>20mm)降水事件有所低估,但imerg表现优异。基于2009-2015年见trmm 3b42与地面降水的平均标准偏差,建立了月尺度trmm 3b42的校正算法。校正后的算法显著提高了与地面降水的相关性。
 
图62 不同降水产品与地面观测降水之间的偏差bias (a–c), 相关系数cc (d–f) and 标准偏差rmse (g–i)
(4)对降水产品在青藏高原适用性的评估研究取得进展
青藏高原地形复杂,气候条件恶劣,人口稀疏,交通不便,造成观测站点匮乏,现有的气象站点主要分布在高原的东南部,西北地区基本没有观测站点,这极大的阻碍了对青藏高原地区气候变化、水文过程等方面的研究工作。随着计算机、遥感及数据同化技术的发展,具有多源、多尺度、高分辨率的再分析气象数据发挥越来越重要的作用。许多研究成果证实利用再分析气象数据研究青藏高原地区气象要素的空间分布特征,变化趋势,极端降水事件,为气候模式、水文模型提供输入数据是可行的。文章评估了china meteorological assimilation driving datasets to force the swat model(cmads)和climate forecast system reanalysis(cfsr)两套再分析数据在青藏高原地区的精度以及水文驱动效果。结果表明,cmads对各气象要素的模拟效果整体上优于cfsr。cmads和cfsr对气温的模拟效果最好,日最高/低气温的平均相关系数在0.93-0.97范围内。日降水量、相对湿度和平均风速的相关系数分别为0.46,0.88和0.64,而cfsr则为0.43,0.52和0.37。利用专业气象要素插值软件anusplin实现观测数据网格化与再分析气象要素做空间分布对比发现,再分析数据能够反映出青藏高原地区各气象要素的整体分布特征,但是局部仍然有明显差异。利用cmads、cfsr和观测资料(obs)分别驱动swat模型,结果表明 cmads swat在校准和验证期的nash sutcliffe系数(nse)分别为0.78和0.68,优于黄河源区的cfsr swat和obs swat。
 
3、冰冻圈灾害、影响与适应对策方面研究进展
3.1初步揭示了不同发展阶段冰川旅游目的地客源市场时空结构特征及其影响因素
基于冰川旅游目的地旅游发展现状,应用巴特勒旅游地生命周期理论,初步揭示了不同发展阶段玉龙雪山景区和达古冰川景区旅游发展历程,确定了几个旅游发展阶段。总体而言,玉龙雪山景区冰川旅游经历了探查阶段(1994年以前)、参与阶段(1994 -1999年)、发展阶段(2000 -2009年),目前处于巩固阶段(2010-2016年);达古冰川景区冰川旅游经历了探查阶段(2003年以前)、参与阶段(2003-2010年),目前处于发展阶段(2011-2016年)。基于调查问卷,系统分析了两个典型冰川目的地游客人口学和出游行为结构特征。在人口学结构上,两个冰川旅游目的地主要为近多中心型和多中心型游客,游客中男性、大学及以上学历、企事业单位职业、18-40岁年龄所占比重较大。在出游行为结构上,两景区游客满意度普遍较高,玉龙雪山景区游客跟团率高,消费水平高,以互联网为主要的旅游信息获取途径;达古冰川景区游客散客率高,消费水平低,以亲友同事介绍的口碑宣传方式为主要旅游信息的获取渠道。同时,基于两个冰川旅游目的地游客量年(玉龙雪山景区1994-2016年和达古冰川景区2012-2016年,图63)和季(玉龙雪山和达古冰川景区2012-2016年,图64)数据,应用季节性强度指数,分析研究了游客量的季节和年际变化趋势。玉龙雪山景区游客量季节性波动不明显,春、夏、秋季游客相对较多,冬季游客较少,旺季长达7个月,游客量总体上呈逐年缓慢增长趋势;达古冰川景区游客量季节性波动明显,夏、秋季游客量相对较多,旺季仅3个月,年际游客量      存在微弱波动。应用灰色gm(1,1)模型对两个景区游客量进行预测,结果表明该模型预测精度受原始数据长度的影响,两景区预测结果总体上较好,未来10年间游客数量仍呈逐年增加趋势,到2026年玉龙雪山景区和达古冰川景区游客量将分别达到897.67万和33.48万。
 
图63 玉龙雪山景区2012-2016年游客量季节变化
 
图64  达古冰川景区2012-2016年游客量季节变化
计算两景区2012-2016年间各月游客量所占份额的平均值,得到5年月平均游客量变化趋势,如图5-3所示。两个景区5年月平均游客量变化趋势与各年游客量季节变化趋势基本一致。以年平均月客流量份额8.33%为标准划分旅游淡旺季(图65),则玉龙雪山景区的旅游旺季为3-8月、10月,客流量的最大值出现在8月,旺季相对较长,占年客流量的68.12%,淡季为12月-次年2月和9月;达古冰川景区的旅游旺季为8月、10月、11月,最大值为10月,占全年客流量的69.77%,旺季较短,其余月份为淡季。综上,两个景区共同的旅游旺季为8月和10月,淡季为12月-次年2月的冬季。
 
图65  2012-2016年月平均游客量变化
计算单个客源市场游客量占总游客量的比重得到客源份额。以1%和5%的客源份额为界限,将玉龙雪山景区和达古冰川景区的客源市场划分为核心市场(>5%)、重要市场(1%-5%)、机会市场(<1%)。基于玉龙雪山景区和达古冰川景区2014-2016年客源地数据,应用地理集中度及客源吸引半径指标,揭示了不同旅游发展阶段的两个冰川旅游目的地客源市场空间结构特征。2014-2016年,两个冰川旅游目的地客源市场空间结构趋于良性发展态势。玉龙雪山景区客源市场空间分布较分散,近域客源市场所占比重较小,以中-远程核心市场为主,客源市场趋于稳定,核心客源市场向沿海地区转移;达古冰川景区客源市场分布集中,以川、渝两省近域客源为主,缺乏中-远程客源,客源市场年际变动较小,核心市场不变,重要市场数量增加。
玉龙雪山景区2014-2016年客源市场逐步趋于稳定,客源以中-远程核心市场为主,核心市场向沿海地区转移,近域客源市场所占比重小。玉龙雪山景区2015年客源市场较之2014年变动大,2016年客源市场较之2015变化不明显。该景区2014-2016年核心客源市场所占比重分别为58.01%、71.5%、65.29%,均超过客源份额的一半。2014-2016年广东、江苏、浙江、山东四省核心客源市场的地位一直未变,这四个省份均分布于东部沿海地区,为我国的经济大省或者人口大省,而且该景区的重要市场也并未完全围绕着景区周围向外分布,表明玉龙雪山景区的客源市场分布受距离的影响较小。
达古冰川景区2014-2016年客源市场变动较小,核心市场不变,重要市场数量增加,以川渝近域客源市场为主,中-远程客源市场所占比重小。达古冰川景区2014-2016年核心客源市场未发生变化,为四川和重庆两省(市)。2014-2016年,该景区核心客源市场所占比重分别95.32%、89.57%、78.6%,表明川渝客源市场在达古冰川景区客源市场中占绝对主导地位,但所占份额逐年减少。2014-2016年达古冰川景区重要市场数量和所占比重逐年增加,从2014年广东省一个地区, 2015年增加为广东省、陕西省两个地区,2016年增加至广东省、陕西省、河南省、河北省、北京市、浙江省、上海市七个地区,客源市场所占比重从2014年的1.13%增加到2016年的13.59%。除广东、浙江省外,客源重要市场沿东北方向向外拓展。其余省份均为机会市场,未发生改变, 2014-2016年,机会市场所占比重较小,分别为3.42%、6.23%、7.8%。
在此基础上,解释了客源影响因素。总体而言,影响两个冰川旅游目的地游客量季节性分布的主要因素包括旅游地的气候环境条件、景观组合及闲暇时间。处于不同旅游发展阶段的冰川旅游目的地客源市场空间结构的主要影响因素存在差异,玉龙雪山景区主要受到经济发展水平和人口因素的影响,距离对其影响较小;达古冰川景区主要受到距离的影响,经济水平也对其有一定影响。利用客源份额(各客源市场游客量占总游客量比重)数据与客源地到旅游地之间距离数据,画出玉龙雪山景区和达古冰川景区客源空间使用曲线,探讨两个冰川旅游目的地客源市场空间分布受距离的影响程度。玉龙雪山景区客源市场空间分布较为复杂,空间使用曲线为boltzman曲线、u型曲线的复合,客源分布不符合距离衰减规律。2014-2016年,玉龙雪山景区客源空间结构随时间变化不明显,以“峰+谷”形状向前呈波浪式推进,具体表现为boltzman曲线、u型曲线的复合,表明距离并非影响其客源市场空间分布的主要因素。客源市场份额在1900km、2600km、2900附近呈大高峰,1300 km、1600 km、2350 km、3400 km附近呈小高峰。1850-2080 km范围内为广东省、湖北省,2400-2700 km范围内有江苏省、浙江省,2800-3100 km范围有北京、山东、上海,这些地区均为玉龙雪山景区重要的客源市场,均为经济大省或人口大省,显然客源地经济因素和人口因素对玉龙雪山客源市场的分布影响很大。
3.2系统梳理和凝练了冰冻圈变化对经济社会系统的综合影响
冰冻圈变化对社会经济系统具有显著的正面效 应和负面影响,正面效应主要来自于冰冻圈为人类 社会提供了巨大的服务功能,负面影响则主要来自 于冰冻圈变化对经济社会系统产生的诸类风险,本 研究主要集中在冰冻圈变化对经济社会的负面影 响。越来越多证据表明,与整个20世纪缓慢的暖 化趋势相比,全球暖化强度和持续性从20世纪70 年代开始越来越显著,其影响范围和程度在不断增 加,特别是,由此引起的气象、冰冻圈、地质等自 然灾害无论是频率、强度还是损失情况都有增加趋 势。在全球变化背景下,冰冻圈的这种快速 变化,对寒区经济社会系统也产生了广泛而深刻的 负面影响,主要体现在对冰雪旅游业系统、寒区畜 牧业系统、干旱区绿洲农业系统、冰冻圈灾害承灾 区系统、寒区重大工程、海岸和海岛国家安全、极地栖息地系统等的综合影响。
3.3提出了冰冻圈变化影响的全球适应性管理战略
随着人类开发自然活动的不断加剧与升温,以气候变化和土地利用变化为代表的全球变化日益凸显,生态与环境问题大量涌现,国际科学界开始讨论和研究人类社会应如何预防、减缓、响应和适应全球变化并采取相应对策,其适应性已成为全球变化科学研究和可持续发展研究的核心概念和重点领域。冰冻圈变化影响的适应性管理主要是指为应对冰冻圈变化现状或未来影响在自然和经济社会系统采取的管理措施、政策或战略,冰冻圈变化适应性管理基本原则为“以人为本”和“统筹区际和代际公平”,其主要目的在于减轻冰冻圈快速变化的不利影响、降低自然和经济社会系统防御其不利影响的脆弱性,以实现冰冻圈生态经济社会系统的健康、持续发展。冰冻圈变化适应性战略可为全球行动或为区域行动或为个人行为,其重点在于提升经济社会系统对冰冻圈变化风险的管控能力和预估能力。
1)冰冻圈变化观(监)测战略
冰冻圈变化长期观(监)测战略的实施是冰冻圈对经济社会系统影响分析与可持续发展的基础。冰冻圈不同要素变化对经济社会系统不同部门影响各异、程度各异。同时,冰冻圈不同要素对气候变化响应在过程和时间上存在差异,其影响亦存在较大的不确定性,只有通过对全球不同类型、不同规模冰冻圈变化规律进行系统研究,才能全面揭示冰冻圈系统对气候的响应过程和机理,模拟预测其未来变化态势,进而深入了解冰冻圈变化对经济社会系统负面影响的程度。准确掌握冰川、冻土、积雪、海冰的时空分布及其变化特征,是理解认识冰冻圈变化对经济社会系统综合影响的关键,也有助于提高冰冻圈变化预测水平、冰冻圈水资源管理、冰雪旅游资源利用、冰冻圈灾害风险管控能力。冰冻圈快速变化的现状和未来影响及其影响程度的判别,乃止早期预警体系的建立,均需对不同冰冻圈要素变化长时间序列和空间尺度上的长期观(监)测,以及对冰冻圈影响区人口、经济社会活动的动态跟踪调查。鉴于冰冻圈环境恶劣、区位不便,其变化观(监)测难度较大,其冰冻圈变化观(监)测还需进一步完善大尺度、立体、动态、连续的多源卫星遥感监测体系,同时还需要与冰冻圈主要要素地面观(监)测及其动态变化模拟研究相结合。
2)冻圈水资源优化配置战略
冰冻圈是不同相态水的组成,全球干旱区生态和社会景观格局往往由水资源时空分布决定,冰冻圈水量时空分布决定了生态-社会经济系统的空间配置和功能分区。因此,亟需对全球干旱区冰冻圈水资源进行优化配置,旨在促使生态-经济社会系统水资源利用效率最大化。鉴于冰冻圈对径流显著的“调丰补枯”作用,生态-经济社会系统水资源优化配置需从不同时空尺度进行优化配置。在空间上,包括上中下游不同梯度的水资源空间配置,以及根据冰冻圈水资源禀赋与不同产业需水情况在不同区域尺度上的水资源跨流域优化配置。在时间上,包括根据冰冻圈“调丰补枯”年内特征进行的优化配置,以及根据冰冻圈水资源年际变化特征进行的优化配置。冰冻圈水资源优化配置的关键是将“水资源与生态-经济社会系统”看成一个整体,综合集成研究冰冻圈水资源与生态-经济社会系统的互动关系,其互动关系研究包括两方面内容,一是通过相关冰冻圈流域水文模型进行评估和模拟不同时空尺度冰冻圈水资源变化情况,以揭示其水资源演变规律,二是系统分析当前和未来区域土地类型变化、社会经济发展情况,以及生产、生活用水和生态耗水的强度和规模,以合理预估未来水资源在不同产业体系需求量和利用效率。通过区域水资源供需平衡和用水效率的统筹分析,提出以维持区域生态-社会经济系统可持续发展的水资源合理优化配置的阈值(配额),结合对未来冰冻圈变化的认识,调整现有产业结构和相应的用水结构体系,进而发展“量水而行”的经济体系,以减轻未来冰冻圈变化对生态-经济社会系统可持续发展的影响程度。
3)冰冻圈生态保护与生态工程战略
全球冰冻圈生态安全屏障作用显著,对人类服务功能价值巨大。然而,因气候变化,冰冻圈快速消退,其生态安全屏障及其服务功能受到不同程度的威胁[89]。因此,亟需加强全球冰冻圈国家生态保护战略的实施及其生态工程的建设,其目的在于使冰冻圈生态系统能更好地服务于寒区各国经济社会可持续发展。针对冰冻圈快速变化对生态系统、经济社会系统的综合影响,各国正积极采取各类措施以应对冰冻圈变化带来的不利影响。例如,针对冰冻圈冰川、冻土、积雪各要素重要的水源涵养和水土保持服务功能,中国相继在青藏高原三江源和新疆维吾尔自治区天山等地建立了生态保护区,启动了西藏自治区生态屏障保护、新疆维吾尔自治区塔里木河综合治理工程、青海省“三江源”生态与水源保护工程和甘肃省祁连山生态保护工程等。中国冰冻圈生态保护工程的实施,有效地保护和恢复了冰冻圈生态环境,提高水涵养服务功能,极大地改善冰冻圈影响区的农牧民生产生活条件,为建成中国生态安全屏障做出了巨大贡献。尽管全球冰冻圈地区产业单一,但却拥有极为丰富的气候、植被、鱼类、水资源、旅游、民族历史等文化与自然资源。因此,这些国家或地区亟需围绕这些资源和产业,以冰冻圈各要素自身特点及其变化影响为基础,积极调整产业结构,优化产业布局,大力发展与冰冻圈资源环境承载力相适应的现代畜牧业、肉禽产业、渔业、乳制品产业、医药产业、草产业、森工产业、冰雪旅游,以及水利、光伏、风能、地热等清洁能源在内的生态产业体系。在生态产业发展过程中,要全面限制有损于寒区生态服务功能破坏的产业扩张,发展与当地资源环境承载力相适应的生态产业,从源头上杜绝环境破坏,通过加强生态保育,以增强冰冻圈不同区域的服务功能。
4)生态补偿与国家安全财政转移战略
人类的生存与发展高度依赖于冰冻圈提供的洁净的水资源、适宜的气候环境、多样的旅游产品、深厚的文化结构,以及舒适的栖息地等服务。冰冻圈为人类提供了水资源、旅游产品及其他产品,促进了大气循环、生物地球化学循环与水文循环,维持景观和物种多样性。然而,由于气候变化,致使冰冻圈快速消融,并对其服务功能造成重大影响。经济社会系统对冰冻圈快速变化的响应高度依赖于它对经济社会系统影响的程度和损害(包括损失),以及减缓和适应这种负面影响的成本。然而,冰冻圈及其受影响严重国家或地区产业单一,人类活动较小,对全球变暖贡献极小,但受全球变暖及其冰冻圈快速变化影响却巨大。同时,冰冻圈气候恶劣、生态环境脆弱、经济容量和人口承载力极为有限,仅靠冰冻圈低收入国家或地区乃至受影响严重海岸国家和海岛自身财力很难适应目前冰冻圈快速变化给经济社会系统带来的负面影响。因此,建立环境保护、生态重建与补偿的财政支持体制是提高冰冻圈服务功能,提升冰冻圈环境变化适应能力的重要举措之一。其中,财政转移包括国内转移或国与国转移。联合国及其各冰冻圈隶属国家或地区应该根据各国或地区受冰冻圈变化影响程度寄予不同区域不同幅度的财政转移力度。同时,亟需加强对小岛及海岸低洼国家或地区地国际财政转移以及人力与技术援助。
5)冰冻圈灾害风险全过程管控战略
全球暖化强度和持续性越来越显著,其影响范围和程度在不断增加,气候灾害和冰冻圈灾害无论是频率、范围、强度还是灾损都呈增加趋势,其中,冰冻圈灾害分布地域广、灾损大,呈频发、群发、多发和并发趋势,其灾害影响已成为冰冻圈经济社会可持续发展面临的重要问题。冰冻圈灾害乃自然与社会环境共同作用之结果,其致灾体自然风险较难克服,但承灾区风险管控能力的提升则可以减小或规避其灾害之自然风险。因此,亟需将风险全过程管控理念应用于冰冻圈多灾种综合风险评估与管理研究,以增强冰冻圈多灾种预警预报和防灾减灾能力。
6)冰冻圈重大工程安全保障提升战略
冰冻圈变化对重大工程具有显著影响,其影响不同,防治技术各异。冰川、积雪、海(河、湖)冰等主要以冰冻圈事件(如雪崩、冰崩、冻融、冰川跃动、冰湖溃决、冰雪洪水、凌汛等)方式影响重大工程的建设、安全运营和服役性,其保障机制贵在冰冻圈灾害防范与排险方面。冻土作为工程构筑物的特殊地基土,冻融作用和冻土热-力学稳定性变化均会直接影响着工程稳定性,其保障机制贵在工程技术标准的提升和冻土热力稳定性变化的防治方面。针对冰冻圈灾害对重大工程影响,其防治技术主要根据不同的冰冻圈灾害类型和工程类型,提出相对应的工程防治技术,并监测、模拟和预测这些防治技术对实际工程的防护效果。与冰冻圈灾害有关的重大工程设计主要考虑50年和100年设防标准和原则,如冰冻圈区的公路、铁路、输油管道、电讯等基础设施均须冰川洪水、冻融变化、海冰变化、暴风雪、雪崩等冰冻圈事件的影响。针对冰冻圈重大工程自身安全问题,其防治技术主要是解决冻土冻胀与融沉变化对重大工程的影响问题,其工程设计要系统研究不同工程构筑物类型、施工原则和特殊技术措施和施工方法。防治冻胀破坏的安全保障技术一般针对季节冻土区的工程问题,工程技术措施通常以防排隔“水”和减小冻深为主,最大限度地减小冻胀和冻融翻浆破坏。防治融化下沉破坏的安全保障技术一般主要针对多年冻土区,路基工程、桥梁、隧道工程、桩基础工程等均需要考虑应冻土融化而产生的融化下沉问题。例如,青藏铁路冻土工程提出了冷却路基、降低多年冻土的设计思路和动态设计原则,提出了调控热的传导、对流和辐射的冷却路基技术,给出了相应的冷却路基技术的设计参数,从根本上解决了高温高含冰量冻土路基稳定性的核心技术问题。对于冰冻圈变化对北极及其海岸重大工程的影响研究,目前还不够清晰,亟需加强冰/冻土-水-结构物的相互作用、抗冰结构物的结构措施和材料性能、海冰物理和力学等方面的综合研究。
7)环境保护与综合治理宣教战略
人类温室气体排放是全球变暖乃至冰冻圈快速变化的主要驱动因素。人类活动主要是指人为温室气体排放,包括化石燃料燃烧和毁林等土地利用变化。工业化以来温室气体浓度的增加主要是由使用化石燃料排放和土地利用排放造成。1750-2011年,人为co2累积排放量为555 gtc。其中,化石燃料燃烧和水泥生产释放375 gtc,毁林和其他土地利用变化释放180 gtc。1750年以来人为co2累积排放量的一半左右来自于近40年的排放,且78%的排放增长来自化石燃料燃烧和工业过程。化石燃料燃烧和毁林活动幅度及其对全球变暖乃至冰冻圈快速变化贡献与全球工业和农林牧副渔产业结构的合理性与否息息相关,同时与全球人类的消费结构紧密相连。全球环保宣传教育的普及和落实对于减缓全球变化及其冰冻圈变化具有举足轻重的作用。国家环保总局与教育部联合对公众环境意识的调查显示:公众环保知识越多,环境意识越强,环境道德水平越高,对生态环境事业的参与程度就越高。加强生态环境保护道德教育,提高全民环境道德意识是全球生态文明建设的一项十分紧迫的任务。因此,需要从建设全国生态文明这个发展大局触发,把生态环境保护放在突出位置,加强冰冻圈服务功能、生态屏障功能的科普与环境保护道德教育,提高全球民众对冰冻圈和生态环境变化的认识和关注,敦促各国各级政府部门和社会公众给予世界各国生态环境保护更多的认同与参与。最终,使各国政府、企业、民众参与到生态管理、清洁生产和绿色消费的全球生态文明建设进程之中。
 
4、其他方面研究进展
4.1 兰州市颗粒物和气态污染物特征研究
对兰州市颗粒物和气态污染物特征作了分析(图66和图67),结果表明:2013-2016年来兰州市so2、pm2.5和pm10浓度呈下降趋势,no2、co和o3浓度呈上升趋势,但颗粒物污染年均值超过二级标准,no2和o3的升高将使兰州空气污染由煤烟型污染转变为复合型污染。兰州市污染物浓度冬季比夏季高,但o3夏季比冬季高,且颗粒物在春季也有较高值;污染物在上午10时至12时左右为最高浓度值,下午16时左右浓度最低,但o3正好相反;相比全国的空气污染状况,兰州市no2污染较其他城市更为严重,pm10、co次之。兰州市的污染物的主要来源为地壳源、燃烧源和光化学源,远距离输送主要来自新疆沙漠戈壁。兰州市污染物排放减少及气象条件的改善是兰州市空气质量变好的主要原因。首先通过气态前体物和水溶性例子的时序分析,重要污染物的特征比和后向轨迹分析探究了兰州市沙尘期和非沙尘期气态前体物及其对应的水溶性离子之间的关系;其次,利用pmf模型对沙尘期和非沙尘期中水溶性离子进行了源解析;最后,使用浓度权重分析对兰州市春季粗颗粒物中水溶性离子的潜在来源进行了详细的了解。
 
图66 整个监测期间pm10,能见度,水溶性离子和痕量气体的时间序列
 
图67气态污染物(a so2, b no2, c co, and d o3) )与颗粒物浓度(e pm2.5 and f pm10)时间变化图
4.2玉龙雪山地区树轮研究
玉龙雪山地区树轮早材δ18o气候信号的不稳定及其对中东太平洋海温响应的差异,分析了中国西南部玉龙雪山地区丽江冷杉早材δ18o的变化及其所记录的气候信号(图68)。结果发现,早晚材δ18o中所反映的气候信号在20世纪并不稳定,从1970年代开始出现减弱的趋势。进一步的分析表明,气候信号的减弱和中东太平洋海温的变化有关。与东太平洋海温相比,中太平洋海温自1970年代呈现了显著上升趋势。同时,气象观测资料和中东太平洋海温的关系也在1970年代初发生了变化。1970年前,气候资料和中太平洋海温相关较为显著,1970年后相关显著的区域向东太平洋海温转移。比较分析和空间分析表明,早材δ18o同位素中所记录的干旱以及洪涝事件分别和历史上的厄尔尼诺事件以及拉尼娜事件有较好的对应。

图68 玉龙雪山地区早材δ18o与气候参数21年滑动相关(b) 及cp (c)和ep (d) enso事件年区域干旱指数空间分布
4.3东北大兴安岭北部地区落叶松樟子松δ18o的变化和其记录研究
分析对比了东北大兴安岭北部地区落叶松樟子松δ18o的变化和其记录过去气候变化信息,重建了过去两个世纪7~8月vpd(饱和水汽压差)。结果发现,落叶松和樟子松d18o序列能够较好地反映该地区夏季湿度变化。1800~2010年,气温的升高和多年冻土层的融化,vpd并没有显著的增加或减少的趋势,表明森林的蒸腾作用的需求并没有显著增加。该研究对于评估和预测气候变化对多年冻土区森林的动态变化和碳、水循环的潜在影响有重要意义。
东北大小兴安岭地区除冬季外,其余季节所有站点的气温均表现为显著的上升趋势,在冬季,降水量呈现出增加趋势,其余季节的降水量有减少趋势,在年际尺度上,气温从北到南增加,受到纬度的影响,降水量从西到东增加,受到经度的影响。气温呈现出显著的上升趋势,而除了个别站点外,其余站点的降水量的变化趋势不明显。春季,夏季和秋季的湿度有变干的趋势,而冬季相反,有变湿的趋势,在年际尺度上,漠河地区的湿度最小,从北到南湿度增加,多年冻土和季节冻土的边界处有明显的变干趋势。从spei的载荷量和主成分分析表明,黑龙江河的中部地区有显著的变干趋势,而平原的北部和黑龙江河的源头地区有变湿趋势但不显著,漠河地区有变干趋势但不显著。当enso冷事件发生时,平原北部地区有变湿的趋势,当enso暖事件发生时,平原北部地区有变干的趋势。该研究对于评估和预测以地域为背景的气候变化有重要意义。

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