黄河源区陆面过程观测与模拟

第1章黄河源区气候变化特征 1.1黄河源区基本概况 黄河是中华民族的母亲河，孕育了博大精深的中华文明。黄河流域以其占全国2.2%的径流量，承担着占全国15%的耕地和12%的人口的供水任务(刘昌明等，2019;夏军等，2011)。作为黄河发源地的黄河源区位于青藏高原东北部，西望昆仑山，南界为巴颜喀拉山，北为布青山和鄂拉山，东抵岷山，横跨青海、四川、甘肃三省（图1.1)，其包括黄河干流唐乃亥水文站以上流域面积约1.22X105km2，占黄河流域总面积的16%，是黄河流域*重要的水源地、产流区和生态涵养地(郑子彦等，2020)。黄河源区年均径流量为2.002X1010m3，占全流域年总径流量的37%，素有“黄河水塔”之称，对流域中下游地区和我国北方的农业生产、用水安全、生态环境保护和可持续发展具有重要意义(郑子彦等，2020)。黄河源区属于青藏高原寒带半湿润区，受西南季风和高原季风影响比较明显，多年平均气温在0°C左右，年降水量为250～750mm，降水年内变化较大，主要集中在6～9月，其降水量占全年的75%～90%(陈利群和刘昌明，2007)。区内阿尼玛卿山海拔为6282m，为流域内*高峰，大部分区域海拔在3000～5000m，分布有大片的连续、岛状多年冻土和季节性冻土(蓝永超等，2010，2016;刘蓉等，2016;刘希胜等，2016)。在全球气候变化和日趋频繁的人类活动影响下，黄河源区的区域气候、水分循环特征以及冰川、冻土和植被覆盖条件等在近年来都发生了显著的变化(陈利群和刘昌明，2007)，黄河源区原始的景观和脆弱的生态系统不同，呈现出由退化到一定程度恢复的趋势。 陆面状况的改变将会对黄河源区水循环过程产生明显的影响(文军等，2011)，进而可以对中下游地区的水资源安全、生态环境保护与区域可持续发展产生重大而深刻的影响(郑子彦等，2020)。一方面，黄河源区陆面状况的改变引起大气环流的变化，引起区域降水时空分布、强度和总量的变化以及气温、风速、辐射平衡的变化，导致冰川退缩，雪线上升，融雪径流增加等，进而引起空气湿度、陆面蒸发和土壤水分等水分循环要素的改变，即陆面水分循环过程的改变。另一方面，黄河源区陆面状况的改变，如草原退化和荒漠化引起土地利用/覆被变化，导致地表反照率、粗糙度和土壤水热特性等下垫面物理性质变化，*终将导致陆-气间能量与水分交换等陆面过程的变化(文军等，2011)。 因此基于观测和数值模拟研究黄河源区陆面过程及其对气候变化的响应和影响，不仅是深入理解黄河源区气候变化和水文循环机理的前提，也是准确把握源区及中下游水资源状况和生态环境的关键(文军等，2011;郑子彦等，2020)，更是贯彻习近平总书记“黄河流域生态保护和高质量发展”要求的核心问题。 1.2黄河源区气候与环境特征 1.2.1气候特征 图1.2展示了观测的1960～2019年黄河源区气温、降水量和径流的年际变化。近60年来，黄河源区气温升高了1.5°C以上，尤其是20世纪90年代末以来，增温趋势更加显著。如果将60年划分为三个20年时段，三个时段的升温速率分别达到0.025C/a、0.033C/a和0.048°C/a，*近20年的升温速率几乎是1960～1979年的两倍。降水量的变化较为复杂，1960～1979年降水量微弱增加，1980～1999年降水量明显减少，变化率为-2.71mm/a。21世纪初是黄河源区近60年内降水量*少的时段，*少时年降水量仅为430.16mm。近20年，黄河源区降水量显著增加，增长率高达7.26mm/a，约是上一个20年变化率绝对值的2.68倍，并且2018年是近60年来降水量*丰沛的一年，黄河源区平均降水量高达718.42mm。1960～1979年径流微弱增加，1980～1999年显著减少，递减率为一15.88m3/(sa)，近20年又显著增加，增长率达到16.28m3/(s.a)。总体上，径流与降水量的变化趋势是接近的，三个时段两者相关系数分别达到0.86、0.89和0.88，通过了p<0.01的显著性检验。这与以往研究认为黄河源区降水量增加而径流减少的结论是不一致的。气温与径流方面，前20年，两者几乎没有相关性，1980～1999年两者呈现弱负相关，相关系数为一0.25;*近20年呈现弱正相关，相关系数为0.33，凸显了高寒地区气温对径流影响的复杂性。降水量与径流的变化趋势尽管总体一致，但变化幅度也存在差异。例如，1980～1999年和2000～2019年降水量的降幅和增幅速率相差很大，但两个时段径流的降幅和增幅速率却非常接近，也就是说，在降水量恢复更迅速的情况下，径流的恢复速率未能与降水相当。总之，在过去60年，黄河源区的气温、降水量和径流之间存在较为复杂的耦合关系；21世纪以来，气温、降水量和径流都呈现显著增加的趋势，这与前40年有较大区别。 1.2.2蒸散发 自1951年以来，黄河源区的潜在蒸散发（evapotranspiration，ET)呈显著增加趋势，达到2.29mm/10a(p<0.05)。2000年之后，在气候变暧、升温加速的作用下，黄河源区ET的增加相对于1951～2000年更加明显，高达6.01mm/10a。进入21世纪以来，黄河源区的水分正面临着由于ET迅速增大而加剧损耗的严峻局面。尽管从区域水储量的角度来看，降水的增速快于ET，降水与ET之差依然显现出增大的趋势，但由于2000年之后无论是气温还是ET都有快速增加的趋势，可以预见，未来因升温导致的ET损耗依然会是黄河源区及中下游地区水资源状况改善的严重制约因素（图1.3)。 对于黄河源区而言，在重力恢复与气候实验（gravity recovery and climate experiment，GRACE)卫星陆地水储量（terrestrial water storage，TWS)数据所能覆盖的2002～2015年，TWS呈现出显著增加的趋势（1.26mm/a，ｐ<0.03)，但增加的速度越来越慢；而兰州站下游区域的TWS呈明显减少趋势，且减少速度在加快(图1.4)。造成这种现象的主要原因是黄河流域巨大的耗水量。黄河流域需为全国15%的耕地和12%的人口提供用水，这使得整个流域用水压力巨大，因而黄河流域己成为全国人均水资源*为匮乏的地区之一。上游和黄河源区的来水有限并在不断减少，中下游地区的地下水因农业灌溉连年超采，己在华北地区形成了严重的地下水漏斗，致使黄河源区下游的TWS呈现出下降趋势，这说明流域水资源的形势极其严峻。 在GRACE数据较为完备的2003～2015年，黄河源区降水量和蒸散发量均呈现不明显的减少趋势，但是地表蒸散发量减少的速度超过降水量，即P-ET表现为增加的趋势。在该相应的时间段内，黄河源区河川径流量呈现不显著的增加趋势，但是其增速快于P-ET，其中极有可能是融雪在径流增加中起到了积极的作用。 1.2.3冻土 黄河源区特有的地理位置和地形、地貌、水文条件及干寒的气候决定了该区为季节冻土及岛状和大片连续多年冻土并存的分布格局。总体上，在青藏高原多年冻土区东北部边缘地带，多年冻土在垂向分布上主要有衔接和不衔接两大类。不衔接类中包括浅埋藏、深埋藏及双层多年冻土等形式。大部分地段多年冻土层温度较高、厚度较薄，属于不稳定和极不稳定型多年冻土。在大地构造、地形、地貌、河湖水系的综合控制，以及岩性、植被、坡向等局地因素的影响下，该区多年冻土厚度分布的地带性规律不甚明显，但海拔仍是控制多年冻土厚度分布的主导因素(金会军等，2010)。 20世纪80年代以来，受气候变暖和人类活动的影响，黄河源区的冻土发生了区域性的退化，主要表现为冻土深度减小、地下水升温、永久冻土层向季节冻土转变(金会军等，2010;文军等，2011)。冻土退化可加速高寒山区生态环境的恶化，也能够改变地表的能量水分收支，对区域水循环和气候有重要的反馈。目前，针对黄河源区冻土的变化已开展了一定程度的研究，但结论尚存在较大的不确定性。例如，马帅等(2017)发现，1972～1992年部分季节冻土变为多年冻土，增加的冻土面积为323km2，反映了源区20世纪70年代中后期到80年代短暂的降温效应；相较于前者，1992～2012年多年冻土退化面积达1056km2，这与90年代后气温急剧上升有关。总体来看，1972～2012年黄河源区多年冻土只有少部分发生退化，退化的冻土面积为833km2。RCP(representative concentration pathway)2.6、RCP6.0、RCP8.5情景下，2050年多年冻土退化为季节冻土的面积差别不大，面积分别为2224km2、2347km2、2559km2，占源区面积的7.5%、7.9%、8.6%，相比于1972～2012年的退化面积较大，勒那曲、多曲、白马曲零星出现季节冻土，野牛沟、野马滩及鄂陵湖东部的玛多四湖所在黄河低谷大片为季节冻土；2100年多年冻土退化为季节冻土的面积分别为5636km2、9769km2、15548km2，占源区面积的19%、32.9%、52.3%，低温冻土变为高温冻土，RCP2.6情景下星宿海出现大片季节冻土，白马曲、勒那曲季节冻土面积扩大，RCP6.0情景下尕玛勒滩、多格茸出现大片季节冻土，白马曲、勒那曲、邹马曲地带的季节冻土已连为一片，RCP8.5情景下两湖流域的北部和源区的西部存在少量多年冻土，源区大部分退化为季节冻土。到2100年，RCP2.6情景下，源区多年冻土全部退化为季节冻土主要发生在目前年平均地温高于-0.15C的区域，而-0.44～-0.15C的区域部分发生退化；而RCP6.0、RCP8.5情景下，目前年平均地温分别高于-0.21C及-0.38C的区域多年冻土全部发生退化，而-0.69～-0.21C及-0.88～-0.38C的区域部分发生退化（图1.5)(马帅等，2017)。 金会军等(2010)发现，20世纪80年代以来，黄河源区气温以0.02°C/a的速率持续上升，加上日益增强的人类经济活动，导致源区冻土的区域性退化。其中，多年冻土下界普遍升高达50～80m，*大季节冻深平均减少0.12m，浅层地下水温度上升0.5～0.7C，气候变化对冻土产生了显著的影响。冻土退化的总体趋势是由大片连续状分布逐渐变为岛状、斑状分布，多年冻土层变薄，冻土面积缩小，部分多年冻土岛完全消融变为季节冻土。总之，气候持续转暖是造成该区多年冻土区域性退化的根本原因(金会军等，2010)。同样，黄荣辉和周德刚(2012)研究发现，黄河源区20世纪80～90年代明显升温并持续到21世纪初，使得黄河源区冻土的深度不断变浅，冻土上层位置不断下移，进而导致多年冻土层变薄，甚至个别小范围的多年冻土层消失，而季节性冻土层变厚。由于受观测条件和现有数据积累的限制、数值模拟具有难度及对机理机制理解得不全面，目前对黄河源区气候变化影响下的冻土退化研究依然存在较大的不确定性，需在未来进行更加充分的监测、分析和验证。 1.2.4积雪与冰川 积雪和冰川是影响高寒山区水循环的重要因素，也是主要淡水水源之一。高寒山区的冰川对河川径流有重要的调节作用，同时扮演着水汽源和汇的双重角色。在枯水年，高温少雨使得冰川消融加强，可对河川径流有所补充；而在多雨低温的丰水年，大量降水被储存于冰川，一定程度上又会减少河流的水量。黄河源区的冰川主要分布于阿尼玛卿山脉，覆盖面积约为125km2。在气温升高的影响下，黄河源区的冰川和积雪呈现出持续的退缩状态，其缩减面积远大于临近的长江源区。据统计，黄河源区的冰川萎缩始于小冰期*盛期；20世纪60年代～2000年，黄河源区冰川面积缩减达到17%(约0.5%/a)，缩减速率约10倍于小冰期*盛期至1966年(杨建平等，2003)。2000年以后，黄河源区的冰川和积雪持续消融，引起所在区域的湖泊面积扩张、深度增大