2012, Vol. 70
中国气象学会主办。
文章信息
- 杨兴国, 秦大河, 张廷军, 康世昌, 秦 翔. 2012.
- Yang Xingguo, Qin Dahe, Zhang Tingjun, Kang Shichang, Qin Xiang. 2012.
- 珠穆朗玛峰北坡地区气温和湿度变化特征
- Characteristics of the air temperature and humidity on the north slope of Mt Qomolangma
- 气象学报, 70(4): 855-866
- Acta Meteorologica Sinica, 70(4): 855-866.
- http://dx.doi.org/10.11676/qxxb2012.071
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文章历史
- 收稿日期：2010-10-26
- 改回日期：2011-07-07
2. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冰冻圈科学国家重点实验室，兰州，730000;
3. 中国科学院寒区旱区环境与工程研究所冻土工程国家重点实验室，兰州，730000;
4. 中国科学院青藏高原研究所，北京，100085
2. State Key Laboratory of Cryospheric Sciences, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China;
3. State Key Laboratory of Frozen Soil Engineering, Cold and Arid Regions Environmental and Engineering Research Institute, Chinese Academy of Sciences, Lanzhou 730000, China;
4. Institute of Tibetan Plateau Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100085, China
占全球陆地面积五分之一的山地是监测气候变化和评估气候变化影响的理想区域(Beniston，2003)。研究表明，在全球气候变暖的大背景下，山地变暖的趋势更为明显，变暖的信号比其他地区早，所受的影响也比较严重(Beniston et al，1997)，未来气候变化及其所造成的影响有可能在山地放大，将造成全球山地冰川大量退缩，有些冰川将消失，同时将对山地生物多样性、生态、水循环、冻土等产生严重影响(Barry，1992，2008; Aizen et al，1997; Beniston et al，1997; Diaz et al，1997; Giorgi et al，1997; Liu et al，2000)。据估算，1961—2004年由于山地冰川和冰帽融化造成海平面升高(0.50±0.18)mm/a(IPCC，2007a)，1993—2005年升高速度增加到(0.77±0.26)mm/a，占同期海平面升高速度((3.2±0.4)mm/a)的20%—30%(Kaser et al，2006)，预计到2100年由于山地冰川和冰帽融化导致海平面升高幅度在 0.046—0.051 m(Raper et al，2006)到0.1—0.25 m(Meier et al，2007)。因此，在山地开展气象观测无论对监 测气候变化(Giorgi et al，1997)，还是为相关研究领域提供基础数据均非常重要(Roll and ，2003)。但是，由于安装和维护气象观测设备等诸多困难，在山区，尤其是海拔较高或人口稀少的山区，系统的长时间序列气象观测资料还比较少(Richardson et al，2004)。
位于喜马拉雅山脉中段的世界最高峰——珠穆朗玛峰(27°59′N，86°55′E，8844.43 m)地区由于其独特的自然地理条件，举世无双的高度，脆弱而敏感的环境使其成为气候变化和环境变迁的敏感区，同时也为现代冰川发育提供了十分有利的条件，使其成为低纬度地区一个巨大的现代冰川作用中心，其中，北坡地区发育有现代冰川200条，总面积335.27 km2，冰储量42.66 km3(米德生等，2002)。 早在1924年(Somervell et al，1926)就在珠穆朗玛峰北坡4个不同海拔高度开展了气温、风向风速和天气现象的人工观测；中国科学家在1959—1960、1966—1968和1975年先后开展了3次大规模珠穆朗玛峰综合科学考察，内容包括气象、冰川、水文、地质、地貌、古生物和动植物等(谢自楚，1975; 寇有观，1975; 高登义，1980)；20世纪80年代以后又相继开展了冰川风、冰芯、雪冰化学等方面的研究(Jenkins et al，1987; Kang et al，2001; Cai et al，2007; Zou et al，2008)。自20世纪90年代开始，在珠穆朗玛峰南坡开始实施“金字塔”科学研究计划，1993、1998和2008年，分别在海拔5050、7986和8000 m 安装了自动气象站，开始进行气象资料的观测和收集(Bertolani et al，2000; Moore et al，2004)。但是受探测手段和恶劣环境的限制，在珠穆朗玛峰北坡地区，针对不同海拔高度气象要素的长期连续的系统性观测资料仍然比较缺乏，许多研究只能依赖较低海拔的观测资料和假设，制约了气象、冰川等研究工作的进一步开展。
为了进一步认识珠穆朗玛峰北坡地区天气气候特点，了解在全球气候变暖背景下亚洲高海拔山地冰川对气候变化的响应，2007年5月开始在珠穆朗玛峰北坡7个不同海拔高度(5207—7028 m)安装了自动气象站(图 1)。本文利用2007年5月至2008年8月的观测资料，分析了气温和湿度变化特征，同时利用位于珠穆朗玛峰东北约60 km的定日气象站(20°38′N，87°05′E，4301m)1959—2007年的气温和降水资料，探讨对珠穆朗玛峰北坡绒布冰川变化的影响。 2 观测方案与资料处理
根据珠穆朗玛峰北坡垂直气候带分布(米德生，1991)，并依据气象观测站的代表性原则，在综合考虑下垫面状况、观测站易于安装维护等条件的基础上，共选择了7个点安装自动气象观测站，从低到高依次标记为1—7号观测站(图 1)。1号站位于南北走向的绒布河谷中央，距离中绒布冰川末端约2 km，两者之间分布有面积约0.8 km2的冰湖；2号站位于东南—西北走向的东绒布河谷，距离中绒布冰川末端约1.5 km；3、4号站都位于走向为西北—东南方向的东绒布冰川中碛垄上，在其左右两侧约15 m处为冰川，主要以10—20 m高的冰塔林为主；5号站位于朝向为东南方向的山坡边，距离冰川约50 m；6号站位于东绒布冰川积累区地表比较平坦的若普拉垭口，南北方向 比较开阔，海拔高度自观测站向南、北两边逐渐降低，北坡坡度较缓，南边坡度比较陡峭，西面是珠穆朗玛峰主峰，东面山峰相对较低；7号站位于珠穆朗玛峰北坡的北坳营地(表 1)。图 2描述了1、3、4和6号站的周围环境及下垫面状况。
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| 图 1 珠穆朗玛峰北坡地形和自动气象站分布Fig. 1 Sketch map showing the north slope of Mt. Qomolangma and the distribution of the meteorological sites |
| 站点 | 位置(N、E、m) | 下垫面状况 | 观测要素* | 观测时间 |
| 1 | 28°08′，86°51′，5207 | 冰碛物，地面平坦 | T，H，d，u，p | 2007年5月5日—2008年8月31日 |
| 2** | 28°06′，86°53′，5550 | 碎石，地面平坦 | T，H，d，u，p | 2007年5月5日—2008年5月30日 |
| 3 | 28°05′，86°55′，5792 | 冰碛物，坡度4° | T，H，d，u，p | 2007年5月5日—2008年8月30日 |
| 4*** | 28°04′，86°55′，5955 | 冰碛物，坡度6° | T，H，d，u，p | 2007年5月5日—2008年7月31日 |
| 5 | 28°02′，86°56′，6300 | 岩屑，坡度10° | T，H，d，u，p | 2008年4月20日—2008年5月8日 |
| 6 | 28°01′，86°57′，6560 | 冰面，地面平坦 | T，H，d，u，p | 2007年10月2日—2008年1月19日 |
| 7 | 28°00′，86°55′，7028 | 冰面，坡度15° | T，d，u，p | 2007年4月26日—2007年8月30日 |
| *: T-气温(℃); H-相对湿度(%); d-风向(°); u-风速(m/s); p-大气压(hPa)。 * *: 2007年11月1日至2008年5月25日资料缺测，只有2008年5月的气温和湿度资料可用。 * * *: 2007年6月1—30日资料缺测。 | ||||
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| 图 2 1(a)、3(b)、4(c)和6号(d)观测站下垫面及周围环境Fig. 2 Pictures for the four automatic weather stations and their around environments at sites(a)1，(b)3，(c)4 and (d)6 |
自动气象站使用的空气温、湿度传感器型号为HMP45D，安装高度2 m，外面安装有防辐射罩，采用自然通风；风向风速测量采用YOUNG-05103传感器，安装高度与前者相同；气压传感器采用PTB210，安装在距离地面0.5 m的数据采集箱中。其中1—6号站采用太阳能供电，每1 h记录一次各要素的平均、最大、最小值；7号站采用大容量干电池供电，每2 h记录一次观测数据。为了确保观测资料的可靠性，观测之前对温湿度、风向风速传感器都进行了校准。由于供电和自动气象站故障等原因，2、4、6和7号站存在资料缺测现象，5号站只观测了约1个月，因此，在分析气温和湿度随高度变化时，主要采用各观测站具有观测资料的时段进行比较。此外，当地地方时晚于北京时2.24 h，本文分析中均采用北京时。 3 结果分析 3.1 气温和湿度的高度变化特征
图 3a、b、c表明，除4号站的最高气温以外，其他站的日平均、最高和最低气温均随海拔高度的升高而降低(表 2)；5—9月4号站的最高气温高于3号站，其原因可能是4号站所在位置坡面向南，强烈的太阳直接辐射强于3号站所致。
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| 图 3 2007年5月至2008年8月各观测站日平均(a)、最高(b)、最低(c)气温和气温日较差(d)随时间的变化特征Fig. 3 Temporal variations of(a)daily mean，(b)maximum，(c)minimum and (d)diurnal range of air temperatures at all sites and Dingri meteorological station from May 2007 to August 2008 |
| 气象要素 | 观测站 | ||||||||
| 1 | 2* | 3 | 4* | 5* | 6* | 7* | 定日 | ||
| 气温(℃) | 平均值 | 0.2 | -1.9 | -4.4 | -5.4 | -8.3 | -15.4 | -8.7 | 5.1 |
| 最高值 | 16.4 | 6.7 | 9.1 | 18.6 | 0.2 | 0.8 | 9.2 | — | |
| 最低值 | -24.2 | -8.8 | -28.8 | -29.3 | -16.1 | -27.5 | -24.6 | — | |
| 日较差年平均 | 10.8 | — | 8.6 | 11.1 | — | — | — | — | |
| 温度递减率(℃/100 m) | 平均值 | 0.62 | 0.71 | 0.80 | 0.67 | 0.74 | 0.84 | — | — |
| 风速(m/s) | 平均值 | 5.0 | 4.3 | 5.0 | 1.6 | 3.7 | 10.9 | — | 3.3 |
| 最大值 | 43.1 | 11.7 | 57.1 | 30.0 | 16.6 | 34.9 | — | — | |
| 盛行风向 | SE，SSE | E，ESE | NW，WNW | N，NNW | — | NW，NNW | — | — | |
| 相对湿度(%) | 平均值 | 47.2 | 44.7 | 46.6 | 46.9 | 33.8 | 36.4 | — | 37.0 |
| 最小值 | 3.0 | 5.0 | 1.0 | 4.0 | 6.0 | 9.1 | — | — | |
| 混合比(g/kg) | 平均值 | 4.1 | 2.9 | 3.2 | 3.1 | 1.5 | 0.8 | — | 3.9 |
| 最大值 | 11.8 | 7.0 | 8.9 | 9.3 | 3.9 | 4.0 | — | — | |
| 最小值 | 0.1 | 0.3 | 0.1 | 0.1 | 0.2 | 0.1 | — | — | |
| *：各站平均、最大、最小值均根据表 1所列时间段内的资料计算。 | |||||||||
分析气温日较差(图 3d)的特征表明，1、3、4和6号站2007年10月至2008年1月的平均气温日较差分别为10.4、6.9、9.7和5.9℃，1、3、4和5号 站2008年4—5月的平均气温日较差分别为12.1、10.9、11.7和9.5℃。可见，除4号站外，平均气温日较差随海拔高度升高而降低。这一特点与中国秦岭山脉(Tang et al，2006)、北美落基山脉(Pepin，2000)和坦桑尼亚的乞力马扎罗山(Duane et al，2008)的变化特点类似。其主要原因是海拔越高，越容易受到对流层上部气流的影响。但是，该特点与阿拉斯加北坡的变化相反；在该地区，由于低海拔地区主要受海洋性气候影响，气温日较差较小，而高海拔地区主要受大陆性气候影响导致其气温日较差较大(Zhang et al，1996)。需要说明的是由于4号站特殊的地理位置，导致气温日较差相对较高。
随着海拔高度的升高，温度递减率呈现出增加的趋势。2007年10月至2008年1月，1—3号站的温度递减率为0.74℃/100 m，而4—6号站的温度递减率则增加到0.84℃/100 m。分析表明，下垫面不同可能是造成上述结果的主要原因之一。1、3、4号站下垫面都是冰碛物，而6号站的下垫面是冰川。由于冰川的反射率大于冰碛物的反射率，导致6号站的气温将低于同海拔下垫面是冰碛物的气温，由此造成4—6号站的温度递减率高于1—3号站的温度递减率。此外，云量、太阳日照时长、风速等因素也是造成温度递减率变化的原因。研究表明，当较高海拔处云量较多，而且日照时间相对短时会导致温度递减率增大(Pepin，2001)；温度递减率还与风切变存在明显的正相关(Bennett，1997; Harding，1979)。在珠穆朗玛峰北坡海拔6000 m 以上，中午前后一般会出现对流性云团，而且，风速也相对较大。因此，较大的风切变，较多的云量和较短的日照时间也是造成4—6号站温度递减率较大的原因。详细的物理机制则需要进一步的探讨。
除6号站外，各站相对湿度相差不大(图 4a)。2007年10月至2008年1月，1、3、4和6号站的相对湿度分别为23.9%、30.8%、25.3%和36.4%。此外，由于气温日较差随海拔高度升高而降低，导致相对湿度的日变化幅度也随海拔高度的升高而减小。整个观测时段，除4号站以外，空气湿度混合比随着海拔高度的升高而下降，尤其是5月末到10月初，当珠穆朗玛峰受西南印度季风影响时，这一特征表现得更为明显(图 4b)。
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| 图 4 2007年5月至2008年8月各观测站相对湿度(a)和混合比(b)随时间的变化特征Fig. 4 Temporal variations of(a)relative humidity and (b)mixing ratio at all sites over the period from May 2007 to August 2008 |
图 5为1、3号站四季的气温平均日变化。夏季(6—8月)，1、3号站平均日最高气温分别为9.3和1.3℃，平均日最低气温分别为3.9和-2.0℃；冬季(12—2月)，1、3号站平均日最高气温分别为-3.1和-10.6℃，平均日最低气温分别为-9.8和-13.9℃。 春季(3—5月)和秋季(9—11月)两站的气温相差不大。此外，夏季两站的气温标准偏差最小，其主要原因是在西南印度季风影响期间，较多的云量导致气温的日变化相对较小。
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| 图 5 2007年5月至2008年8月1、3号站四季气温平均日变化特征(a.春，b.夏，c.秋，d.冬)Fig. 5 Mean diurnal variations of air temperatures in different seasons of(a)spring，(b)summer，(c)autumn and (d)winter at sites 1 and 3 over the period from May 2007 to August 2008 |
进一步分析表明，除冬季以外，3、4号站平均日最高气温出现时间比1号站晚1 h。主要原因是冰川近地层存在逆温层，其顶部暖空气与冷空气的混合对近地层气温影响比较明显，由此造成冰面近地层最高气温出现时间晚于其他下垫面。已有的观测研究也表明，在冰川表面感热通量是由大气向冰面传递(Schneider，1999; Wagnon et al，1999，2003; Greuell et al，2001; Reijmer et al，2002; Favier et al，2004)，由此说明冰川表面大气是由其上部较暖空气加热。虽然3、4号站不在冰面，但是距离冰川较近，其近地层气温同样受上述因素的影响。此特点在夏季格陵兰冰架边缘也同样存在(Oerlemans et al，1993)。
1、3号站相对湿度平均日最大值一般出现在气温最低的凌晨；日出以后，湿度迅速下降，并且，在气温最高时降到最小值，之后又逐渐上升(图略)。2007年10月至2008年1月，除6号站以外，各站相对湿度平均日变化同样呈现出与前述一样的特征；由于观测期间海拔6000 m 以上区域在中午以后经常出现对流云，因此导致6号站最大相对湿度出现在下午。
1、3号站空气混合比的平均日变化见图 6。其共有的特点是傍晚混合比都达到最大值。此外，由于辐射加热引起地表水分蒸散的滞后效应，导致春、夏、秋三季混合比最大值出现时间均晚于最高气温出现时间。进一步分析表明，由于1号站南面分布有冰湖，绒布河谷盛行的冰川风(东南、南东南风)携带来自冰湖的水汽导致该站混合比大于3号站。
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| 图 6 2007年5月至2008年8月1、3号站四季空气混合比平均日变化特征(a.春，b.夏，c.秋，d.冬)Fig. 6 As in Fig. 5 but for the mixing ratio |
1、3、4号站日平均最高气温出现在8月，最低气温出现在1月(图 3a)。6—8月，3、4号站日平均气温高于0℃，说明冰川融化主要发生在该阶段。1月珠穆朗玛峰地区太阳辐射比较弱时，气温日较差月平均值最小，而最大值则出现在西南印度季风爆发前的4月。
温度递减率也同样呈现出明显的季节变化特征。最小和最大值分别出现在2月和4月，分别为(0.54±0.11)℃/100 m和(0.80±0.03)℃/100 m(图 7)。若按季节计算，春、夏、秋、冬四季的温度递减率分别是0.78、0.70、0.74和0.63℃/100 m。珠穆朗玛峰地区除5月末至10月初受西南印度季风影响以外，其余时间均在西风环流控制之下，风速较大(叶笃正等，1979)。由于较低的空气湿度和较大的风速，再加之在海拔较高处经常出现对流性云团，相应的日照时间也短，由此导致春季温度递减率比较大；进入6月以后，受西南印度季风影响，珠穆朗玛峰地区空气湿度比较大、风速较小，造成夏季温度递减率有所降低；而冬季逆温层的出现可能是造成温度递减率减小的原因之一(Zhang et al，1996)；2月相对较高的空气相对湿度(图 4a)又进一步导致温度递减率下降。珠穆朗玛峰北坡年平均温度递减率为(0.72±0.01)℃/100 m。需要说明的是部分观测站，例如2、4和6号站资料缺测，有可能导致计算值与真值之间出现差异。
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| 图 7 珠穆朗玛峰北坡温度递减率月平均值Fig. 7 Monthly mean air temperature lapse rate on the north slope of Mt. Qomolangma |
珠穆朗玛峰北坡的空气湿度呈现出明显的干季和湿季(图 4)。5月末至10月初，空气湿度明显高于其他时间，表明大部分水汽来源于西南印度季风。由于该季节也是一年中气温最高的阶段，因此是冰川积累量最大的阶段，同时也是冰川消融最大的季节(Fujita et al，2000)。 4 讨 论
研究表明，青藏高原冰川自20世纪60年代开始退缩(姚檀栋等，2004; Thompson et al，2006; Ye et al，2006; Bolch et al，2008; Kaspari et al，2008)。任贾文等(2003)根据测量珠穆朗玛峰北坡绒布冰川末端位置变化，得出1966—1997年绒布冰川平均退缩速度为5.5—8.7 m/a，1997—2001年平均退缩速度增加到5.6—9.1 m/a。利用卫星遥感和地形资料，Ye等(2009)估算出绒布冰川清洁冰面积退缩速度从1976—1992年的0.31 km2/a增加到1992—2003年的0.48 km2/a；冰碛物覆盖的冰川在1974—2003年厚度减少了24.2 m；冰湖面积从1974年的0.13 km2增加到1992年的0.79 km2，到2003年扩大了10倍，面积达到8.0 km2。Hou等(1999)的研究表明，1950—1960年珠穆朗玛峰北坡冰川净积累量明显减少，而20世纪70年代以后没有明显的增减趋势。
如前所述，由于珠穆朗玛峰北坡地区缺少长序列气象观测资料。为了讨论气温和降水对冰川的影响，采用定日气象站1959—2007年的日平均气温和日降水量资料。由于定日气象站与珠穆朗玛峰相距约60 km，为了验证采用定日气象站气温资料的可行性，首先采用线性相关方法，计算了定日气象站与1、3、4、6和7号站之间日平均气温的相关系数(表 3)。
| 1号 | 3号 | 4号 | 6号 | 7号 | |
| 定日 | 0.88 | 0.86 | 0.85 | 0.58 | 0.15 |
| 1号 | — | 0.92 | 0.91 | 0.66 | 0.37 |
| 3号 | — | 0.90 | 0.84 | 0.42 | |
| 4号 | — | 0.83 | 0.45 |
结果表明，定日站与1、3和4号站的相关性比较好，相关系数均高于0.80，而与6号站的相关性相对较弱。分析各站之间的相关性表明，1号与3、4号站，3号与4、6号站相关性比较好，相关系数均超过0.80；虽然1、6号相关性相对较低，相关系数只有0.66，但同样通过了95%的信度检验。7号站与其余站的相关系数都在0.15—0.45，没有通过95%的信度检验，其原因可能是7号站特殊的地理位置所决定。可见，除7号站以外，珠穆朗玛峰北坡各站之间的气温相关性比较高。穆朗玛峰北坡冰川的平衡线一般在6300—6400 m(米德生等，2002)，即冰川融化主要在该海拔高度以下。因此，可以利用定日气象站的气温资料来估算和分析该地区气温变化趋势。
分析表明，过去49 a(1959—2007年)定日站气温升高速度为0.62℃/10 a，20世纪60年代气温距平低于0℃，20世纪80年代中期以后变暖趋势比较明显。其总体变暖趋势超过全球过去50 a(1955—2005年)变暖幅度(0.13±0.03)℃/10 a(IPCC，2007b)，同时也高于中国1951—2001年(0.22℃/10 a)(任国玉等，2005)和青藏高原1955—1996年(0.16℃/10 a)的变暖趋势(Liu et al，2000; Frauenfeld et al，2005)；但是与长江源头1935—2005年(0.5—1.1℃/10 a)(康世昌等，2007)和喜马拉雅山南坡1971—1994年(0.6—1.2℃/10 a)(Shrestha et al，1999)的变暖趋势基本一致。可见在该地区变暖趋势高于低海拔地区。这一特征在欧洲阿尔卑斯山(Diaz et al，1997)、热带山地(Beniston et al，1997)和青藏高原其他地区(Tian et al，2006)也同样存在。
由于缺少绒布冰川长序列降水资料，采用定日气象站的日降水量分析表明，1959—2007年，春、夏、秋、冬的平均降水量分别是(8.4±16.1)、(223.1±79.4)、(29.7±24.1)和(2.0±3.3)mm，夏季降水量占年降水量的85%。夏季降水量以1.12 mm/a的 速度增加，占年降水量增加比例(1.35 mm/a)的83%。因此，夏季降水量变化趋势可以代表年降水量变化趋势。由于20世纪60年代气温和降水量距平都为负值，因此可以推断降水量减少是造成冰川净积累量减少的主要原因。此后，降水量呈现出增加的趋势。结合定日气象站气温增加和冰川快速退缩的结果，分析认为20世纪70年代以后气温增加可能是导致冰川退缩的主要因素。该结论也与 Thompson等(2006)的结论相同，即气温升高导致热带和亚热带地区的冰川退缩。5 结 论
本文利用2007年5月至2008年8月在珠穆朗玛峰北坡海拔5207—7028 m 7个自动气象站记录的逐时气温和相对湿度资料，分析了其时空变化特征。结果表明，由于冰碛物和冰川下垫面的影响，气温随海拔高度的变化呈非线性变化；除冰川以外，相对湿度随海拔高度没有明显的变化；但是混合比随海拔高度的升高而降低，尤其在5月末至10月初西南印度季风影响期表现得更为明显。气温平均日较差随海拔高度升高而减小，导致相对湿度的日变化幅度也随海拔高度的升高而降低。由于冰川近地层存在逆温层，其顶部暖空气与冷空气的混合作用造成其最高气温出现时间晚于其他下垫面。空气湿度呈现出明显的干季和湿季，大部分水汽来源于西南印度季风。温度递减率为(0.72±0.01)℃/100 m，并且表现出明显的季节变化特征；在风速较大、相对湿度较小的春季温度递减率较大，而在西南印度季风影响期间温度递减率较小。
| 高登义. 1980. 珠穆朗玛峰地区科学考察报告(1975):气象与环境. 北京: 科学出版社, 247pp |
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