車 濤 郝曉華 戴禮云 李弘毅 黃曉東 肖 林

1 中國(guó)科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 甘肅省遙感重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 中國(guó)科學(xué)院黑河遙感試驗(yàn)研究站 蘭州 730000 2 中國(guó)科學(xué)院青藏高原地球科學(xué)卓越創(chuàng)新中心 北京 100101 3 南京信息工程大學(xué) 南京 210044 4 四川農(nóng)業(yè)大學(xué) 成都 611130

積雪是冰凍圈的重要組成要素，是地球系統(tǒng)科學(xué)研究中不可或缺的變量。在氣候變化研究中，積雪作為關(guān)鍵氣候變量（ECV），它的季節(jié)變化是導(dǎo)致地表反照率變化最為顯著的因素，進(jìn)而引起地氣能量收支平衡和區(qū)域水平熱力差異。在全球水循環(huán)過程中，積雪的積累和消融過程起到水的年內(nèi)再分配作用，是干旱半干旱地區(qū)春季最重要的淡水資源。準(zhǔn)確掌握積雪面積和深度的時(shí)空分布對(duì)全球和區(qū)域氣象預(yù)報(bào)與氣候預(yù)測(cè)、水文模擬與預(yù)報(bào)、水資源管理等具有重要科學(xué)意義。

以青藏高原為主體的高亞洲被稱為地球的第三極，是氣候變化的敏感區(qū)和熱點(diǎn)，其積雪時(shí)空變化影響全球氣候變化，同時(shí)也是全球氣候變化的敏感指示器。青藏高原及周邊地區(qū)，平均海拔超過 4 000 m，是諸多大江大河的發(fā)源地，被稱為“亞洲水塔”[1]。其積雪水儲(chǔ)量關(guān)系著所在區(qū)域及周邊區(qū)域的生活和灌溉用水，積雪變化影響高原及周邊區(qū)域的植被生長(zhǎng)，是生態(tài)環(huán)境變化中的關(guān)鍵環(huán)節(jié)。

青藏高原積雪分布以高海拔特征為主，有明顯的垂直地帶性，與高緯度地區(qū)的積雪有明顯的不同。青藏高原空間異質(zhì)性強(qiáng)，穩(wěn)定積雪和瞬時(shí)性積雪同時(shí)存在，年積雪覆蓋日數(shù)從超過 200 天到小于 5 天都存在，雪深最大可超過 1 m，最小可小于 1 cm，因此貧雪干旱和雪災(zāi)并存。在季節(jié)變化上也與高緯度地區(qū)存在差異。積雪發(fā)生的時(shí)間具有較大的不確定性，大部分地區(qū)春秋季多、冬季少，并且積累—穩(wěn)定—消融的過程短且多。因此青藏高原積雪變化對(duì)氣候、水文的影響與高緯度地區(qū)不同。

文章首先利用遙感數(shù)據(jù)分析青藏高原積雪的空間分布及時(shí)間變化特征，然后針對(duì)積雪變化產(chǎn)生的水文和氣候效應(yīng)進(jìn)行闡述，最后對(duì)青藏高原牧區(qū)雪災(zāi)進(jìn)行分析。

1 青藏高原積雪空間分布特征

為了獲取長(zhǎng)時(shí)間序列的積雪空間分布信息，采用1980 年以來美國(guó) NOAA-AVHRR 地表反射率數(shù)據(jù)提取積雪覆蓋信息，采用 SMMR、SSM/I 和 SSMIS 被動(dòng)微波亮度溫度數(shù)據(jù)反演雪深信息。其中 AVHRR 數(shù)據(jù)集來源于美國(guó)國(guó)家環(huán)境信息中心①https://www.ncdc.noaa.gov.，它由 NOAA-7、9、11、14、16、17 和 18 衛(wèi)星搭載的 AVHRR 輻射計(jì)獲取的輻射數(shù)據(jù)經(jīng)過一系列的地理提取、輻射校正以及大氣校正后得到地表反射率數(shù)據(jù)和亮溫?cái)?shù)據(jù)。被動(dòng)微波數(shù)據(jù)來源于美國(guó)國(guó)家冰雪數(shù)據(jù)中心②https://nsdic.org.，數(shù)據(jù)主要進(jìn)行交叉定標(biāo)以獲取長(zhǎng)時(shí)間序列穩(wěn)定的亮度溫度數(shù)據(jù)[2]。

積雪覆蓋識(shí)別算法主要采用 AVHRR 的第二和三波段的 3 個(gè)組合變量，利用高分辨率遙感數(shù)據(jù)提取積雪真值，從而建立 AVHRR 判別積雪的指標(biāo)體系和閾值，最終獲取了1980—2016 年 5 km 逐日積雪覆蓋數(shù)據(jù)集[3]。雪深反演首先利用 18 GHz、22 GHz、36 GHz 的亮度溫度組合對(duì)積雪進(jìn)行識(shí)別，然后利用 18 GHz 和 36 GHz 的亮度溫度差與雪深之間的關(guān)系反演得到 1980—2018 年 25 km 逐日雪深數(shù)據(jù)集[4]。

根據(jù)“1980—2016 年 5 km 逐日積雪覆蓋數(shù)據(jù)集”提取青藏高原 1980—2016 年多年平均積雪覆蓋日數(shù)（SCD）（圖 1）。結(jié)果顯示青藏高原積雪分布異質(zhì)性較強(qiáng)。其中柴達(dá)木盆地和青藏高原西南部積雪較少，年平均 SCD 小于 15 天。其他大部分區(qū)域 SCD 大于 30 天。而積雪覆蓋日數(shù)高值（SCD＞120 天）主要分布在高海拔山區(qū)，其中大部分分布在喀喇昆侖山、昆侖山北部、喜馬拉雅山、唐古拉山中東部以及念青唐古拉山，小部分分布于巴顏喀拉山、祁連山和橫斷山西側(cè)等地區(qū)。60 天 ＜SCD＜120 天也主要分布在這些山脈附近。

根據(jù)“1980—2018 年 25 km 逐日雪深數(shù)據(jù)集”提取青藏高原 1980—2018 年的平均雪深，結(jié)果顯示，青藏高原積雪主要集中在橫斷山脈西側(cè)、念青唐古拉山脈、喜馬拉雅山、帕米爾高原、巴顏喀拉山以及祁連山地區(qū)（圖 2），其空間分布格局與積雪覆蓋日數(shù)分布格局基本一致。最大雪深分布在橫斷山脈西側(cè)和念青唐古拉山，年平均雪深在 10 cm 以上；其次分布在巴顏喀拉山、喜馬拉雅山及帕米爾高原；祁連山區(qū)相對(duì)其他幾個(gè)山區(qū)雪深較淺；青藏高原腹地及柴達(dá)木盆地降雪次數(shù)較少，平均雪深在 1 cm 以內(nèi)。

圖1 青藏高原1980—2016 年多年平均積雪覆蓋日數(shù)圖

2 青藏高原積雪變化特征

為獲取青藏高原積雪年際變化特征，提取了青藏高原 1980—2016 年每年的積雪面積及平均雪深，并分析了這 2 個(gè)參數(shù)的年際變化趨勢(shì)以及變化趨勢(shì)在空間上的分布特征。

積雪期（11月1日到次年的 3月31日）平均積雪面積和最大、最小面積顯示，總體上 20 世紀(jì) 80—90年代積雪面積較大，2000 年以后，青藏高原積雪面積顯著減少（圖 3）。平均值有4個(gè)峰值，分別出現(xiàn)在1980/1981 年積雪期（1.15×106km2）、1982/1983 年積雪期（9×105km2）、1994/1995 年積雪期（8.1×1 05k m2）、1 9 9 7/1 9 9 8 年積雪期（6.9×1 05k m2），這 4 個(gè)時(shí)期的平均積雪面積分別為 5.8×105km2、4.8×105km2、1.7×105km2、1.2×105km2。最大值出現(xiàn)在 1994/1995 積雪期，接近 2.5×106km2。

青藏高原逐年積雪日數(shù)及其變化的空間分布表明，除了青藏高原北部的柴達(dá)木盆地和西南部岡底斯山脈和唐古拉山脈之間的降雪較少區(qū)域出現(xiàn)零星的降雪增加趨勢(shì)外，青藏高原大部分區(qū)域積雪日數(shù)呈逐年遞減的趨勢(shì)（圖 4）。變化趨勢(shì)小于 -2 天/年的區(qū)域約占整個(gè)青藏高原面積的 1/2。在喀喇昆侖山、昆侖山東段、唐古拉山東段、念青唐古拉山、喜馬拉雅山東段，甚至出現(xiàn)小于 -4天/年的下降趨勢(shì)。由此說明從 20 世紀(jì) 80 年代至今，整個(gè)青藏高原的積雪日數(shù)出現(xiàn)大規(guī)模的降低。

圖 2 青藏高原1980—2018 年多年平均雪深分布圖

圖3 青藏高原積雪1980/1981—2015/2016 年積雪期積雪面積變化趨勢(shì)圖

圖4 青藏高原1980/1981—2015/2016 年積雪覆蓋日數(shù)變化分布圖

青藏高原年平均雪深及其年際變化顯示，1980—2018 年，青藏高原雪深呈現(xiàn)總體下降趨勢(shì)（圖 5）。2000 年之前雪深呈現(xiàn)較大的波動(dòng)，從 2000 年開始雪深出現(xiàn)明顯的下降，并且波動(dòng)較小。從 2000 年開始出現(xiàn)顯著下降，這一結(jié)論與積雪面積的年際變化趨勢(shì)（圖 3）相似。雖然總體上呈下降趨勢(shì)，但也存在一定的空間異質(zhì)性（圖 6）。雪深較深的念青唐古拉山區(qū)呈明顯的下降趨勢(shì)，變化率主要分布在 -0.2—-0.1 cm/a，而祁連山、可可西里山以及喜馬拉雅山北坡的積雪呈現(xiàn)小的上升趨勢(shì)，變化率小于 0.1 cm/a。

3 青藏高原積雪變化的氣候效應(yīng)

相比高緯度地區(qū)，青藏高原的積雪覆蓋率和積雪日數(shù)相對(duì)較小，但由于處于低緯度高海拔區(qū)域，接收的太陽(yáng)輻射很強(qiáng)。因此，青藏高原的積雪變化會(huì)強(qiáng)烈地改變局地和區(qū)域的能量平衡，對(duì)氣候系統(tǒng)產(chǎn)生重要的影響。

潔凈新雪的反照率可超過 0.9，而裸地反照率一般小于 0.3。因此，氣候變暖引起的積雪面積和積雪日數(shù)減少會(huì)導(dǎo)致地表反照率降低，地面吸收更多的太陽(yáng)輻射，地面溫度進(jìn)一步升高，導(dǎo)致積雪進(jìn)一步消融。這一過程被定義為積雪反照率反饋，積雪在單位面積上對(duì)輻射平衡的改變量被稱為積雪輻射強(qiáng)迫。積雪的正反饋?zhàn)饔每梢苑糯蠓e雪對(duì)氣候系統(tǒng)的響應(yīng)，加速氣候變暖的進(jìn)程。有研究表明，北半球中、高緯度地區(qū)的升溫幅度大于熱帶地區(qū)的一個(gè)可能原因就是雪冰反照率反饋[5,6]。

通過積雪覆蓋率數(shù)據(jù)、氣溫、大氣層頂?shù)亩滩ㄝ椛洹⒎e雪反照率與地表反照率數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原 2001—2010 年的積雪輻射強(qiáng)迫進(jìn)行估算（圖 7）。結(jié)果發(fā)現(xiàn)，青藏高原內(nèi)積雪較多的山脈地區(qū)對(duì)應(yīng)著較大的積雪輻射強(qiáng)迫。其中喀喇昆侖山、喜馬拉雅山脈附近地區(qū)的積雪輻射強(qiáng)迫可超過 15 W m-2；青藏高原北部的昆侖山、可可西里山脈，中部的唐古拉山脈，南部的念青唐古拉山脈，以及東北邊緣的祁連山脈的積雪輻射強(qiáng)迫介于 10—15 W m-2。整個(gè)青藏高原的年平均輻射強(qiáng)迫為 4.21 W m-2。也就是說，2001—2010 年，積雪的存在使青藏高原在每平方米面積上吸收的太陽(yáng)輻射平均減少了 4.21 W。

圖5 1980/1981—2017/2018 年青藏高原年平均雪深年際變化曲線圖

圖6 青藏高原1980/1981—2017/2018 年平均雪深年際變化率分布圖

圖 7 青藏高原2001—2010 年平均積雪輻射強(qiáng)迫

基于青藏高原 2001—2010 年積雪輻射強(qiáng)迫及 10 年來的升溫情況，計(jì)算得到了青藏高原的積雪反照率反饋為 9.35 W m-2℃-1。意思是平均地表溫度每上升 1℃，積雪消融會(huì)導(dǎo)致每平方米多吸收 9.35 W 的能量。這一數(shù)值遠(yuǎn)高于北半球平均積雪反照率反饋（約0.18±0.08 W m-2℃-1）[7]。從而也說明青藏高原的積雪對(duì)氣候系統(tǒng)的影響不容小覷，對(duì)青藏高原積雪的動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)及其對(duì)氣候系統(tǒng)的響應(yīng)與反饋研究具有重要的意義。

4 青藏高原積雪變化的水文效應(yīng)

積雪年內(nèi)的積累和消融過程是青藏高原水文循環(huán)的重要組成部分，融雪補(bǔ)給提供了上千萬人的淡水資源，突然的大型融雪過程也會(huì)產(chǎn)生融雪型洪水，造成災(zāi)害。典型的積雪消融過程包括積累期、融雪前期和融雪期。積累期，積雪基本以升華和風(fēng)吹雪 2 種形式損耗和遷移，徑流以基流為主，變化小。融雪前期，積雪損耗主要表現(xiàn)為蒸發(fā)與融化。一天之中氣溫較高時(shí)有融雪出現(xiàn)，形成“坡面漫流”，但總體上溫度相對(duì)較低，不足以形成大規(guī)模的融雪徑流。融雪期，積雪消融較快，徑流流速和水深突然加大，山間出現(xiàn)漫流[8]。

青藏高原不同區(qū)域融雪特點(diǎn)各異。例如在海拔較高、緯度較低的地區(qū)，年內(nèi)任何季節(jié)都可能降雪，因而消融沒有明顯的季節(jié)性。這使得融雪過程觀測(cè)與模擬更為困難。因此，通常利用地面與遙感觀測(cè)標(biāo)定和改進(jìn)過的水文模型來研究流域尺度的融雪過程。幾個(gè)典型的流域研究表明，積雪消融產(chǎn)生的融水在徑流中占比具有明顯差異。雅魯藏布江及其支流，冰雪融水補(bǔ)給比重可占到徑流比重的 9.7%[9]。在長(zhǎng)江河源區(qū)，河流特征主要為以降水為主的混合補(bǔ)給型。該區(qū)流域海拔高，冰川及凍土發(fā)育，積雪多以斑狀積雪分布，冰雪融水占到徑流比重的 13.6%[10]。祁連山黑河上游約 16.1%[11]，這與不同流域的積雪發(fā)育以及水熱差異有關(guān)。盡管融雪在總徑流中的占比并不算大，但是融雪的峰值一般出現(xiàn)在春季末期，正是農(nóng)業(yè)灌溉的黃金時(shí)期，也是自然植被生長(zhǎng)的關(guān)鍵期，融雪對(duì)土壤水分和河川徑流的補(bǔ)給無疑是至關(guān)重要的。

氣候變化對(duì)青藏高原地區(qū)積雪水文過程影響顯著。近年來，針對(duì)青藏高原地區(qū)積雪水文的研究一致發(fā)現(xiàn)融雪徑流增加和融雪峰值前移的現(xiàn)象[1,12-14]。氣候模式的研究進(jìn)一步表明[15]，在喜馬拉雅山區(qū)，受空氣濕度的影響，徑流對(duì)氣候變化的響應(yīng)存在區(qū)域差異，東部流域降雪的增加將減緩徑流的增加速率，同時(shí)推遲徑流峰值出現(xiàn)的時(shí)間。

5 青藏高原牧區(qū)雪災(zāi)

青藏高原牧區(qū)雪災(zāi)發(fā)生頻率高，地域分布廣，呈 10 年一大災(zāi)、5 年一中災(zāi)、年年有小災(zāi)的規(guī)律。其中，西藏北部的那曲地區(qū)、阿里地區(qū)和藏南的日喀則地區(qū)，青海玉樹州、果洛州、海南州、黃南州南部，以及甘肅甘南州、天?？h等牧區(qū)，都是雪災(zāi)的多發(fā)區(qū)，占青藏高原牧區(qū)面積的 60% 以上[16]。雪災(zāi)對(duì)高原特色畜牧業(yè)生產(chǎn)造成極大的危害，成為冬春季最為嚴(yán)重的自然災(zāi)害。

根據(jù)長(zhǎng)時(shí)間氣象觀測(cè)數(shù)據(jù)分析青藏高原地區(qū)雪災(zāi)發(fā)生頻次，結(jié)果顯示，20 世紀(jì) 90 年代最為嚴(yán)重，西藏高原 2000 年以后略有減少，而青海高原仍然有所增加[17-19]。從災(zāi)害學(xué)角度研究出發(fā)，不僅需要考慮致災(zāi)因子，還需要考慮承災(zāi)體。綜合研究表明 2000 年以來青藏高原基本沒有發(fā)生特大雪災(zāi)，一方面原因是 2000 年以來積雪略有減少，另一個(gè)重要的因素是國(guó)家加強(qiáng)了青藏高原牧區(qū)雪災(zāi)防護(hù)措施（如溫棚），氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)服務(wù)也起到了關(guān)鍵作用，使得牧區(qū)對(duì)雪災(zāi)抵抗能力增強(qiáng)、脆弱性降低[20]。因此，從氣象致災(zāi)力、承災(zāi)體和牧區(qū)抗災(zāi)力方面，結(jié)合高原草地畜牧業(yè)生產(chǎn)與雪災(zāi)特點(diǎn)，建立健全雪災(zāi)預(yù)警與防護(hù)系統(tǒng)，對(duì)提高青藏高原牧區(qū)雪災(zāi)的防災(zāi)抗災(zāi)能力、維護(hù)社會(huì)經(jīng)濟(jì)可持續(xù)發(fā)展，具有重要的科學(xué)意義和實(shí)際應(yīng)用價(jià)值。

6 結(jié)語(yǔ)

青藏高原積雪分布具有較大的空間異質(zhì)性，穩(wěn)定積雪主要分布在高山區(qū)。近 30 多年來，青藏高原積雪出現(xiàn)較大的年際波動(dòng)并伴有減少趨勢(shì)，其中積雪覆蓋日數(shù)減少明顯，2000 年之后雪深減少明顯。雖然青藏高原積雪較淺，但是其產(chǎn)生的輻射強(qiáng)迫比高緯度地區(qū)更為重要。積雪融水是春季重要的水資源，隨著積雪減少，融雪對(duì)水資源的貢獻(xiàn)產(chǎn)生重要的影響。受氣象因子產(chǎn)生的雪災(zāi)出現(xiàn)頻次和強(qiáng)度有所增加，需進(jìn)一步加強(qiáng)牧區(qū)雪災(zāi)的預(yù)警和防御能力，減少實(shí)際損失。