丁侃，鄧建明

(1.中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所，湖泊與環(huán)境國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇 南京 210008；2.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

近地面風(fēng)速是影響湖泊生態(tài)系統(tǒng)的重要?dú)庀笠蛩?。湖泊分層[1]、水柱溶解氧的動(dòng)態(tài)變化[2]、底泥再懸浮和內(nèi)源釋放[3]、藻類生長(zhǎng)和聚團(tuán)[4]等都會(huì)受到風(fēng)速的影響。尤其對(duì)于淺水湖泊，強(qiáng)烈的風(fēng)浪擾動(dòng)是湖泊生態(tài)系統(tǒng)的典型環(huán)境條件，風(fēng)速左右著濁度、溶解氧、湖流、波浪等一系列與之相關(guān)的湖泊物理要素，風(fēng)速的變化對(duì)整個(gè)湖泊生態(tài)系統(tǒng)以及湖泊富營(yíng)養(yǎng)化具有重要影響[5-7]。

自1980年前后起，全球范圍內(nèi)尤其是北半球中低緯地區(qū)出現(xiàn)地表風(fēng)速下降的“大氣靜止”現(xiàn)象[8]。這一現(xiàn)象在2010年出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)，自2010年以后全球地表風(fēng)速發(fā)生了快速反彈[9]。風(fēng)速反彈現(xiàn)象同樣出現(xiàn)在我國(guó)境內(nèi)。近幾十年來(lái)，中國(guó)地面風(fēng)速總體呈下降趨勢(shì)[10]，有研究指出這一趨勢(shì)在1990年開始減緩[11]，也有學(xué)者認(rèn)為，除東部地區(qū)外，中國(guó)大部分地區(qū)是在2002年出現(xiàn)轉(zhuǎn)折之后風(fēng)速回升[12]；但也有研究認(rèn)為，我國(guó)北部、東南沿海和新疆東部等地區(qū)的地表風(fēng)速仍在持續(xù)下降[13]。

風(fēng)速反彈這一全球性現(xiàn)象對(duì)我國(guó)湖泊有何影響、對(duì)湖泊生態(tài)系統(tǒng)乃至湖泊富營(yíng)養(yǎng)化治理有何潛在影響尚不清晰?，F(xiàn)通過(guò)整理全國(guó)氣象站觀測(cè)資料，分析全國(guó)面積>1 km2的湖泊和受重點(diǎn)關(guān)注的富營(yíng)養(yǎng)化湖泊近年的風(fēng)速變化，對(duì)這一問(wèn)題進(jìn)行初步探討。

1 研究方法

1.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

通過(guò)中國(guó)氣象數(shù)據(jù)共享網(wǎng)(http://cdc.nmic.cn)收集、整理全國(guó)745個(gè)氣象監(jiān)測(cè)站1960—2020年逐日10 m平均風(fēng)速數(shù)據(jù)。面積>1 km2的湖泊空間分布數(shù)據(jù)由中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所提供[14]。其中，江西仙女湖、安徽天河湖和云南普者黑數(shù)據(jù)從HydroLAKES[15]全球湖泊數(shù)據(jù)集中補(bǔ)充。

全國(guó)87個(gè)重點(diǎn)監(jiān)測(cè)湖泊來(lái)自中國(guó)環(huán)境監(jiān)測(cè)總站(http://www.cnemc.cn/)2021年地表水水質(zhì)月報(bào)。湖泊的營(yíng)養(yǎng)狀態(tài)按照2021年出現(xiàn)的最高營(yíng)養(yǎng)狀態(tài)，劃分為7個(gè)重度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊，22個(gè)中度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊，36個(gè)輕度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊和22個(gè)中、貧營(yíng)養(yǎng)湖泊。7個(gè)重度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊為太湖、巢湖、滇池、達(dá)里諾爾、焦崗湖、異龍湖和杞麓湖。其中，雖然太湖、巢湖、滇池從水質(zhì)監(jiān)測(cè)上未達(dá)到重度富營(yíng)養(yǎng)化，但是常年暴發(fā)藻類水華[16]，故在此列為重度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊。

1.2 統(tǒng)計(jì)分析

由于再分析數(shù)據(jù)無(wú)法準(zhǔn)確反映多年地表風(fēng)速變化趨勢(shì)[9, 17]，僅使用站點(diǎn)實(shí)測(cè)資料進(jìn)行分析。具體方法為：使用R軟件將逐日風(fēng)速數(shù)據(jù)整合為年平均數(shù)據(jù)，根據(jù)五大湖泊分區(qū)[14]計(jì)算區(qū)域平均值；用普通克里金法對(duì)氣象站點(diǎn)資料進(jìn)行空間插值，用湖泊水域范圍提取湖泊上方的平均風(fēng)速；使用分段線性回歸對(duì)湖泊年平均風(fēng)速時(shí)間序列進(jìn)行分析。分段線性回歸[18]為趨勢(shì)變化分析的常用方法，常用于全球和我國(guó)地表風(fēng)速變化研究。該方法采用差分進(jìn)化算法尋找最優(yōu)多段回歸擬合方程和轉(zhuǎn)折點(diǎn)，并采用t檢驗(yàn)[19]進(jìn)行顯著性檢驗(yàn)。

2 結(jié)果分析

2.1 不同湖區(qū)風(fēng)速變化差異

馬榮華等[14]以湖泊特征和我國(guó)氣候地貌條件為基礎(chǔ)，參考行政分區(qū)邊界，把我國(guó)湖泊劃分為五大湖區(qū)：青藏高原湖區(qū)、蒙新湖區(qū)、云貴高原湖區(qū)、東北平原與山地湖區(qū)、東部平原湖區(qū)。除云貴高原湖區(qū)以外，其他四大湖區(qū)年平均風(fēng)速均存在顯著下降趨勢(shì)，見圖1(a)—(e)，均通過(guò)Mann-Kendall統(tǒng)計(jì)值置信水平0.05的顯著性檢驗(yàn)。由圖1(b)可見，云貴高原湖區(qū)年平均風(fēng)速在2000年前后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)，其后風(fēng)速大幅上升至1970年左右水平；

圖1 五大湖區(qū)1960—2020年風(fēng)速變化趨勢(shì)

蒙新湖區(qū)、東北平原與山地湖區(qū)和青藏高原湖區(qū)均在2010年前后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)，風(fēng)速開始回升；東部平原湖區(qū)回升趨勢(shì)不明顯。

2.2 全國(guó)面積>1 km2的湖泊風(fēng)速變化情況

1970—2010年，全國(guó)面積>1 km2的湖泊有2 907個(gè)，其中有2 906個(gè)(99.97%)的年平均風(fēng)速有所下降，且所有這些風(fēng)速下降的湖泊在Mann-Kendall 趨勢(shì)檢驗(yàn)中其p<0.05，具有顯著下降趨勢(shì)。在2010—2020年，全國(guó)面積>1 km2的湖泊中，有2 081個(gè)(71.59%)的年平均風(fēng)速升高，其中1 050個(gè)(50.46%)在Mann-Kendall趨勢(shì)檢驗(yàn)中其p<0.05，具有顯著上升趨勢(shì)，見圖2(a)(b)。風(fēng)速反彈現(xiàn)象的分布具有明顯的空間差異，除東部沿海地區(qū)和新疆東部地區(qū)湖泊未出現(xiàn)風(fēng)速反彈外，全國(guó)大部分湖泊均出現(xiàn)風(fēng)速反彈現(xiàn)象。

圖2 我國(guó)面積>1 km2的湖泊2010年前后平均風(fēng)速變化差異

全國(guó)面積>1 km2的湖泊平均風(fēng)速均值整體呈下降趨勢(shì)，分段線性回歸(r2=0.96，P<0.001)結(jié)果顯示，在2007年前后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折，之后風(fēng)速回升，變化速率為轉(zhuǎn)折前每10 a減少0.23 m/s，轉(zhuǎn)折后每10 a增加0.37 m/s。對(duì)每個(gè)湖泊平均風(fēng)速時(shí)間序列進(jìn)行的分段線性回歸結(jié)果顯示，轉(zhuǎn)折點(diǎn)的年份分布并不集中，在2000年前后最多(圖3)。

注：①虛線為全國(guó)平均轉(zhuǎn)折點(diǎn)；②下方圖為轉(zhuǎn)折點(diǎn)頻率分布圖3 我國(guó)面積>1 km2的湖泊1978—2020年平均風(fēng)速變化趨勢(shì)

2.3 重點(diǎn)監(jiān)測(cè)湖泊風(fēng)速變化情況

7個(gè)重度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊中，太湖、巢湖和焦崗湖并未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，并且在20世紀(jì)90年代和21世紀(jì)00年代出現(xiàn)轉(zhuǎn)折后風(fēng)速下降速率增加。滇池、達(dá)里諾爾、異龍湖和杞麓湖在20世紀(jì)90年代后轉(zhuǎn)為風(fēng)速回升，但并未形成快速反彈(轉(zhuǎn)折點(diǎn)后上升速率大于轉(zhuǎn)折點(diǎn)前下降速率的絕對(duì)值)。22個(gè)中度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊中，僅有7個(gè)出現(xiàn)風(fēng)速反彈，15個(gè)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中5個(gè)風(fēng)速下降速率增大，無(wú)出現(xiàn)風(fēng)速快速反彈的湖泊。36個(gè)輕度富營(yíng)養(yǎng)化湖泊中，17個(gè)出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中7個(gè)出現(xiàn)風(fēng)速快速反彈，19個(gè)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中11個(gè)風(fēng)速下降速率增大，見圖4和圖5(a)(b)。所有65個(gè)富營(yíng)養(yǎng)化湖泊中，28個(gè)(43.08%)出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中7個(gè)(10.77%)出現(xiàn)風(fēng)速快速反彈，37個(gè)(56.92%)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中19個(gè)(29.23%)風(fēng)速下降速率增大。22個(gè)中、貧營(yíng)養(yǎng)湖泊中，18個(gè)(81.82%)出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中5個(gè)(22.73%)出現(xiàn)風(fēng)速快速反彈，4個(gè)(18.18%)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，2個(gè)(9.09%)風(fēng)速下降速率增大。所有87個(gè)重點(diǎn)監(jiān)測(cè)湖泊中，46個(gè)(52.87%)出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中12個(gè)(13.79%)出現(xiàn)風(fēng)速快速反彈，41個(gè)(47.13%)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈，其中21個(gè)(24.14%)風(fēng)速下降速率增大。

注：①虛線為全國(guó)平均轉(zhuǎn)折點(diǎn)；②下方圖為各營(yíng)養(yǎng)級(jí)湖泊轉(zhuǎn)折點(diǎn)頻率分布圖4 我國(guó)87個(gè)重點(diǎn)監(jiān)測(cè)湖泊1978—2020年平均風(fēng)速變化趨勢(shì)

3 討論

由上節(jié)的分析可以看出，雖然全國(guó)大部分面積>1 km2的湖泊出現(xiàn)了風(fēng)速反彈，且風(fēng)速反彈時(shí)間比全球范圍內(nèi)2010年的轉(zhuǎn)折點(diǎn)[9]有所提前，其中，以云貴高原湖區(qū)風(fēng)速反彈發(fā)生時(shí)間最早且反彈最明顯，但總體而言區(qū)域差異較大，時(shí)間分布分散。同時(shí)，東部平原湖區(qū)尚未出現(xiàn)明顯的風(fēng)速反彈，這一結(jié)果與相關(guān)研究結(jié)果相近[13]；特別是富營(yíng)養(yǎng)化湖泊分布密集的長(zhǎng)江下游地區(qū)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈。我國(guó)65個(gè)重點(diǎn)監(jiān)測(cè)的富營(yíng)養(yǎng)化湖泊中，出現(xiàn)風(fēng)速反彈的不到半數(shù)(43.08%)，大部分未受到全球近地面風(fēng)速反彈現(xiàn)象的影響。太湖、巢湖等富營(yíng)養(yǎng)化嚴(yán)重的湖泊甚至出現(xiàn)平均風(fēng)速下降速率增大的現(xiàn)象。由于我國(guó)風(fēng)速反彈現(xiàn)象的空間差異性和轉(zhuǎn)折點(diǎn)年份的分散性， “大氣靜止”的恢復(fù)尚未對(duì)我國(guó)富營(yíng)養(yǎng)化湖泊帶來(lái)顯著的整體影響。

3.1 我國(guó)風(fēng)速反彈的可能原因

風(fēng)速的變化由驅(qū)動(dòng)力和阻力決定[10]。地表風(fēng)速的快速反彈回升一定程度上反駁了之前陸地地表風(fēng)速持續(xù)下降主要受陸地下墊面變化影響的觀點(diǎn)，“大氣靜止”及其恢復(fù)現(xiàn)象主要的影響因素應(yīng)為大氣環(huán)流驅(qū)動(dòng)力的變化[9-10]。研究表明，全球陸地區(qū)域地表風(fēng)速變化與海氣振蕩的相位變化存在顯著相關(guān)關(guān)系：熱帶北大西洋海溫指數(shù)與北美區(qū)域風(fēng)速呈顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系，北大西洋濤動(dòng)與歐洲和美國(guó)區(qū)域風(fēng)速呈顯著正相關(guān)關(guān)系，太平洋年代際振蕩(Pacific Decadal Oscillation，PDO)和全球區(qū)域風(fēng)速呈顯著正相關(guān)關(guān)系[9]。研究顯示，我國(guó)地表風(fēng)速反彈與北太平洋阿留申低壓強(qiáng)度增加有關(guān)[17]，與多個(gè)大尺度海氣環(huán)流相關(guān)[20]。東亞季風(fēng)的變化也對(duì)我國(guó)地表風(fēng)速有顯著影響，東亞夏季風(fēng)受海氣振蕩影響在20世紀(jì)60—70年代出現(xiàn)減弱，在20世紀(jì)90年代和21世紀(jì)00年代有所增強(qiáng)，與地表風(fēng)速變化趨勢(shì)相近[21]。我國(guó)風(fēng)速反彈的區(qū)域性差異同樣來(lái)自大氣環(huán)流的復(fù)雜影響。一些研究顯示，我國(guó)西北地區(qū)的地表風(fēng)速反彈與高低緯之間溫度梯度增強(qiáng)有關(guān)，與歐亞經(jīng)向環(huán)流相關(guān)[22]；東部地區(qū)2000年開始的地表風(fēng)速上升主要由(51°—69.75° N, 51.75°—111.75° E)區(qū)域海平面氣壓增強(qiáng)引起[23]；中部、東部和南部地區(qū)地表風(fēng)速和PDO呈顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系[12]。我國(guó)風(fēng)速反彈以及其區(qū)域性差異背后的原因還有待進(jìn)一步研究。

3.2 風(fēng)速反彈對(duì)湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的影響

風(fēng)速反彈回升可能加劇部分淺水湖泊透明度下降速率。以太湖為例，平均風(fēng)速每上升1 m/s，透明度下降0.57 m[24]。按此估算，由全國(guó)平均風(fēng)速上升導(dǎo)致的最大透明度下降速率為2.1 cm/a。然而上述風(fēng)速與透明度的負(fù)相關(guān)關(guān)系僅適用于淺水湖泊或者湖泊的淺水區(qū)域，風(fēng)速變化并非我國(guó)湖泊透明度變化的主要影響因素[25]。根據(jù)遙感反演結(jié)果，2000—2017年我國(guó)大型湖泊透明度變化為整體上升趨勢(shì)，平均為3.3 cm/a，存在“西高東低”的空間分布格局，東部湖泊透明度變化速率普遍<1 cm/a[25]。但是對(duì)于部分已經(jīng)出現(xiàn)透明度下降的湖泊，風(fēng)速反彈回升可能會(huì)進(jìn)一步加劇透明度的下降。例如，出現(xiàn)透明度快速下降(>10 cm/a)的呼倫湖，同樣為淺水湖泊(平均水深約5.7 m)，按上述風(fēng)速與透明度關(guān)系估算，風(fēng)速上升對(duì)透明度下降的貢獻(xiàn)可達(dá)20%。

除透明度外，風(fēng)速反彈上升對(duì)湖泊內(nèi)生源要素循環(huán)以及藻類生長(zhǎng)過(guò)程具有復(fù)雜的潛在影響。對(duì)中、貧營(yíng)養(yǎng)湖泊而言，湖泊本身營(yíng)養(yǎng)化程度低，湖泊沉積物累積的氮、磷有限，風(fēng)速變化對(duì)湖泊的生源要素循環(huán)產(chǎn)生影響，可能會(huì)間接影響自然的和人類活動(dòng)影響下的富營(yíng)養(yǎng)化過(guò)程。對(duì)富營(yíng)養(yǎng)化湖泊而言，一般認(rèn)為，平均風(fēng)速下降有利于藻類生長(zhǎng)和水華形成[16, 26- 27]。鄧建明等[28]研究顯示，太湖的正磷酸根和葉綠素a與風(fēng)速呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。有研究顯示[29]，太湖、巢湖和滇池水華面積和風(fēng)速呈負(fù)相關(guān)關(guān)系。溫度上升和風(fēng)速下降的共同效應(yīng)會(huì)導(dǎo)致湖泊分層的加劇，從而誘發(fā)藍(lán)藻的上浮和聚集[27]。對(duì)于淺水湖泊，風(fēng)速下降可能削弱對(duì)湖下層的擾動(dòng)，強(qiáng)化湖底間歇性缺氧和厭氧，增加內(nèi)源營(yíng)養(yǎng)鹽的釋放，促進(jìn)藻類生長(zhǎng)，進(jìn)而加重湖泊富營(yíng)養(yǎng)化[30]。風(fēng)速同樣影響湖泊透明度和懸浮物濃度，風(fēng)速增高導(dǎo)致懸浮物濃度增加，進(jìn)而影響水下光場(chǎng)，遏制藻類生長(zhǎng)[31]。但是特定條件下風(fēng)速增大有利于底泥再懸浮和動(dòng)態(tài)內(nèi)源釋放[7]，并且有利于藻類聚團(tuán)上浮[4]。綜合來(lái)看，風(fēng)速上升對(duì)湖泊的潛在影響為：靜態(tài)內(nèi)源釋放減少，動(dòng)態(tài)內(nèi)源釋放增加，透明度下降，混合層深度增加，除此以外還會(huì)對(duì)湖流產(chǎn)生影響。各方面的影響機(jī)制綜合起來(lái)，風(fēng)速回升對(duì)湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的整體影響是正向還是負(fù)向可能因湖而異，但是有利于部分水華嚴(yán)重湖泊的富營(yíng)養(yǎng)化防治。

3.3 未來(lái)風(fēng)速變化趨勢(shì)和對(duì)湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的影響

從短期來(lái)看，風(fēng)速反彈可能繼續(xù)持續(xù)[9]。但是由于全球風(fēng)速下降和反彈變化趨勢(shì)的主要驅(qū)動(dòng)因素為海氣振蕩，以年代際為周期的波動(dòng)，在未來(lái)很可能再次回歸風(fēng)速下降周期[9]。從長(zhǎng)遠(yuǎn)來(lái)看，全球氣候變化和人類活動(dòng)對(duì)下墊面糙度的影響可能導(dǎo)致近地面風(fēng)速下降。有研究表示，在國(guó)際耦合模式比較計(jì)劃第5階段(CMIP5)高排放情景(RCP8.5)和中等排放情景(RCP4.5)下，CO2排放的增加會(huì)導(dǎo)致我國(guó)東部平均近地面風(fēng)速分布呈現(xiàn)每10a減少0.007和0.002 m/s的下降趨勢(shì)[32]。因此短期內(nèi)，未來(lái)風(fēng)速回升加上日照時(shí)長(zhǎng)的下降將會(huì)有利于湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的防治，長(zhǎng)期來(lái)看，近地面風(fēng)速下降可能不利于湖泊富營(yíng)養(yǎng)化的防治。本研究采用將氣象觀測(cè)站實(shí)測(cè)風(fēng)速空間插值獲得湖泊風(fēng)速，而實(shí)際湖面風(fēng)速受周圍地形、湖泊局地氣候、人類活動(dòng)等因素影響，兩者之間會(huì)有所差異。

4 結(jié)論

我國(guó)湖泊近地面風(fēng)速普遍出現(xiàn)反彈現(xiàn)象，但是東部沿海和新疆東部湖泊暫時(shí)未出現(xiàn)風(fēng)速反彈。尤其是富營(yíng)養(yǎng)化湖泊分布密集的長(zhǎng)江下游地區(qū)湖泊未受到風(fēng)速反彈的影響。全國(guó)面積>1 km2的湖泊有71.59%出現(xiàn)風(fēng)速反彈現(xiàn)象，重點(diǎn)監(jiān)測(cè)的87個(gè)湖泊只有52.87%出現(xiàn)風(fēng)速反彈。同時(shí)，出現(xiàn)風(fēng)速反彈的湖泊風(fēng)速轉(zhuǎn)折點(diǎn)出現(xiàn)時(shí)間分散。云貴高原湖區(qū)年平均風(fēng)速在2000年前后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)，蒙新湖區(qū)、東北平原與山地湖區(qū)和青藏高原湖區(qū)均在2010年前后出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)，東部平原湖區(qū)未出現(xiàn)轉(zhuǎn)折點(diǎn)。未來(lái)短期內(nèi)，風(fēng)速持續(xù)反彈可能有利于我國(guó)湖泊富營(yíng)養(yǎng)化治理；未來(lái)長(zhǎng)期來(lái)看，隨著全球氣候變化、CO2排放增加，預(yù)期地表風(fēng)速隨之下降，可能對(duì)我國(guó)湖泊富營(yíng)養(yǎng)化治理造成不利影響。