冰川冻土, 2020, 42(1): 104-123 doi: 10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0004

从第三极到北极专栏

从第三极到北极： 气候与冰冻圈变化及其影响

王康,1,7, 张廷军,2,8, 牟翠翠2,8, 钟歆玥3, 彭小清2,8, 曹斌4, 鲁蕾2,8, 郑雷5, 吴小丹2,8, 刘佳6

1.华东师范大学 地理科学学院，上海 200241

2.兰州大学 资源环境学院 西部环境教育部重点实验室，甘肃 兰州 730000

3.中国科学院 西北生态环境资源研究院，甘肃 兰州 730000

4.中国科学院 青藏高原研究所 国家青藏高原科学数据中心，北京 100101

5.武汉大学 中国南极测绘研究中心，湖北 武汉 430079

6.长安大学 数学与信息科学系，陕西 西安 710064

7.美国科罗拉多大学 博尔德分校 北极与高山研究所，美国 科罗拉多 80303

8.中国高校极地联合研究中心，北京 100875

From the Third Pole to the Arctic： changes and impacts of the climate and cryosphere

WANG Kang,1,7, ZHANG Tingjun,2,8, MU Cuicui2,8, ZHONG Xinyue3, PENG Xiaoqing2,8, CAO Bin4, LU Lei2,8, ZHENG Lei5, WU Xiaodan2,8, LIU Jia6

1.School of Geographic Sciences，East China Normal University，Shanghai 200241，China

2.Key Laboratory of Western China’s Environmental Systems （Ministry of Education），College of Earth and Environmental Sciences，Lanzhou University，Lanzhou 730000，China

3.Northwest Institute of Eco-Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 73000，China

4.National Tibetan Plateau Data Center，Institute of Tibetan Plateau Research，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100101，China

5.Chinese Antarctic Center of Surveying and Mapping，Wuhan University，Wuhan 430079，China

6.Department of Mathematics and Information Sciences，Chang’An University，Xi’an 710064，China

7.Institute of Arctic and Alpine Research，University of Colorado Boulder，Boulder，CO 80303，USA

8.University Cooperation for Polar Research （UCPR），Beijing 100875，China

通讯作者: 张廷军， 教授， 从事冰冻圈与气候变化研究. E-mail： tjzhang@lzu.edu.cn.

编委: 周成林

收稿日期: 2019-10-20   修回日期: 2020-03-21  

基金资助: 科技部国家重点研发计划项目.  2019YFA0607003
中国科学院A类战略性先导科技专项.  XDA20100313
国家自然科学基金项目.  41801028

Received: 2019-10-20   Revised: 2020-03-21  

作者简介 About authors

王康（1984-），男，安徽霍山人，研究员，2015年在兰州大学获得博士学位，从事冰冻圈与气候变化研究.E-mail：kwang@geo.ecnu.edu.cn , E-mail：kwang@geo.ecnu.edu.cn

摘要

第三极和北极地区对于区域和全球环境、 社会经济以及国家战略的重要性日益凸现。通过对第三极和北极气候与冰冻圈研究的现状、 趋势进行梳理总结， 为未来的系统研究提供借鉴。结果显示， 第三极和北极气候系统与冰冻圈正在发生显著变化并预计将持续下去。第三极和北极地区气温在以全球平均升温速度两倍的速率变暖， 且在20世纪70年代以来， 变化总体趋势高度一致； 降水变化总体呈增加趋势， 但变率和不确定性较大； 极端事件（尤其是极端降水）的频率增加； 积雪范围总体上呈现减少趋势， 雪水当量、 积雪天数的变化存在区域和周期性差异； 多年冻土温度升高， 活动层厚度增加， 亦呈现较大的区域差异。这些变化不仅对生态、 水文、 碳循环产生重要影响， 而且对基础设施、 社会经济以及人类健康产生不可忽视的影响， 包括重金属污染、 食品安全等。气候及冰冻圈快速变化会通过反照率反馈、 水汽反馈等机制被放大， 并通过一系列大气及海洋环流过程， 对周边乃至全球气候系统产生广泛影响。目前第三极和北极研究中面临的重要共同问题包括极度稀疏的地面观测资料、 模型物理机制和精细化描述不足以及缺少与周边地区乃至全球系统关联的量化研究和可靠证据。这些问题的解决都需要依赖地面监测网络的扩展以及对冰冻圈和气候系统物理过程理解的提升。从第三极到北极， 不仅是研究视角的扩大， 更是全面理解第三极和北极在地球系统中作用的必经之路。

关键词： 第三极 ; 北极 ; 气候 ; 冰冻圈 ; 变化

Abstract

The Third Pole and Arctic are important for environmental， social-economic， and political developments and strategies for China. It is expected to provide some experiences for the future comprehensive research by summarizing the current situation and tendency of the researches on the Third Pole and Arctic. The Third Pole and Arctic climate and cryosphere components showed significant changes， which are expected to continue in the future decades. Land air temperature in the Third Pole and Arctic warmed at twice the rate of global warming and the overall trends were highly consistent since the 1970s. The frequency of extreme events increased over the past decades. Seasonal snow cover， permafrost， land ice， sea ice， ecosystem， and hydrological cycles also showed considerable changes. These changes have not only important impacts on ecology， hydrology， and carbon cycles but also considerable impacts on infrastructure， socioeconomics， and human health. Continuously significant changes in the climate system and cryosphere may affect the globe through the amplification derived from albedo and water vapor feedbacks and a series of atmospheric circulation processes and ocean circulation processes. Currently， the common challenges of studies in the Third Pole and Arctic include extremely sparse ground monitoring networks， insufficient physics and spatiotemporal resolutions in models， and the lack of quantitative research and reliable evidence in the teleconnections within global systems. Resolving these issues mainly depends on the expansion of the ground monitoring networks and the improvements of understanding of the physics in the cryosphere and climate system. Extending from the Third Pole to the Arctic is not only the expansion of the research perspective but also important to understand their roles in the Earth system.

Keywords： Third Pole ; Arctic ; climate ; cryosphere ; changes

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本文引用格式

王康, 张廷军, 牟翠翠, 钟歆玥, 彭小清, 曹斌, 鲁蕾, 郑雷, 吴小丹, 刘佳. 从第三极到北极： 气候与冰冻圈变化及其影响[J]. 冰川冻土, 2020, 42(1): 104-123 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0004

WANG Kang, ZHANG Tingjun, MU Cuicui, ZHONG Xinyue, PENG Xiaoqing, CAO Bin, LU Lei, ZHENG Lei, WU Xiaodan, LIU Jia. From the Third Pole to the Arctic： changes and impacts of the climate and cryosphere[J]. Journal of Glaciology and Geocryology, 2020, 42(1): 104-123 doi:10.7522/j.issn.1000-0240.2020.0004

0 引言

第三极和北极都属于寒冷环境， 广泛存在以冻结形态存在的水， 即冰冻圈［1］。第三极的冰冻圈要素主要包括积雪和固态降水、 陆地多年冻土、 冰川、 河湖冰； 除了这些要素， 北极的冰冻圈还包括海底多年冻土、 冰帽、 格陵兰冰盖以及各种形式的海冰（多年冰、 一年冰和陆地固定冰）［1］。这些冰冻圈组分构成了一个独特系统， 不仅各个组分之间存在密切关联， 还与陆地景观、 海洋景观、 生态系统以及人类系统都有密切关系［2］。在全球气候变化大背景下， 第三极和北极的气候与冰冻圈变化对亚洲、 北半球中纬度乃至全球气候有着重要影响［3-7］， 同时也影响着数十亿人口的生存和社会经济发展。

尽管北极的环境与第三极有差异， 但都面临一些共同的问题， 包括过去的环境和气候是如何变化的？人类活动对环境的影响是什么？未来的环境将如何变化以及如何应对？2018年1月， 国务院新闻办公室发布了《中国的北极政策》白皮书， 申明中国在地缘上是“近北极国家”， 是陆地上最接近北极圈的国家之一， 是北极事务的重要利益攸关方［8］。中国的北极政策目标是： 认识北极、 保护北极、 利用北极和参与治理北极， 维护各国和国际社会在北极的共同利益， 推动北极的可持续发展［8］。保护、 利用和参与治理北极的基础是认知北极。认识北极就是要提高北极的科学研究水平和能力， 不断深化对北极的科学认知和了解， 探索北极变化和发展的客观规律， 为增强人类保护、 利用和治理北极的能力创造有利条件［8］。国际上很多其他国家和机构也发布了关于北极的国家科学战略， 比如加拿大政府的《北极外交政策声明》［9］、 美国海洋大气署（NOAA）《NOAA的北极愿景与战略》［10］、 丹麦《2011—2020年丹麦王国的北极战略》［11］、 美国的《北极地区的国家战略》［12］、 美国海洋大气署《NOAA北极行动计划》［13］、 国际北极科学委员会《北极的集成研究计划： 未来的路线图》［14］、 欧盟《欧盟的北极政策建议》［15］以及美国《北极研究计划（2017—2021）》［16］等。中华人民共和国科学技术部在2019年和2020年的国家重点研发计划中都明确提出了北极的相关研究。这些国家战略、 研究规划的频频发布， 凸显出北极在全球战略中的重要地位。

需要注意的是， 第三极和北极的范围一直都存有争议， 不同的学者对其有不同的认识和理解， 很难确定完全一致的空间定义。详细讨论超出本文的范围， 这里简要介绍常见的大致范围以及存在的主要差别。第三极是地球上最年轻、 平均海拔最高的地区， 位于25° ~ 40° N和74° ~ 104° E之间（图1a）。核心区域西起帕米尔高原， 东至横断山脉， 北抵昆仑山、 祁连山、 南达喜马拉雅山区， 平均海拔超过4 000 m， 总面积超过250×104 km2［17］（图1c）。种种因素导致学者们对第三极确切范围的认识与理解存在差异， 不同的机构和学者从不同角度定义了第三极的边界， 其中包括简单根据海拔定义的范围（有人以海拔2 500 m以上的区域定义， 亦有人以1 600 m来定义）， 也有学者根据海拔高度> 4 000 m为基准， 融合了地形坡度， 参考了山体完整性和生态系统整体性地理要素数据和遥感影像数据［18］， 还有学者依据位于世界屋脊的青藏高原及其毗邻地域、 海拔高度在4 000 m以上的山体及其山体生态系统完整性的原则划分的数据来划定第三极的范围。因此， 第三极的面积也有不同的统计结果， 大致为254×104 ~ 400×104 km2。同样， 也有很多机构从不同的角度定义了北极［1，19］。地理上的北极通常指北极圈（约66°34' N）以北的海陆区域， 总面积约2 100×104 km2。常见的定义还包括以纬度划分的定义， 也有按生态特征划分的定义。研究中常以北极委员会的定义为主， 即北极圈以内的陆地和海洋、 欧亚大陆北部（62° N以北）、 北美大陆北部（60° N以北）、 阿留申群岛北部的海洋、 哈迪孙湾以及北大西洋的部分区域（图1b）。

图1

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图1   北极和第三极的位置（a）； 不同机构定义的北极范围（b）； 不同机构定义的第三极边界（c）

Fig.1   Locations of the Arctic and Third Pole （a）； different definitions of the Arctic （b）； different definitions of the Third Pole （c）


理解和解决第三极和北极地区环境变化的相关问题， 首先需要了解的就是气候系统和冰冻圈发生了哪些变化。本文将对第三极和北极气候与冰冻圈研究进行梳理总结， 通过对比分析， 以期为未来第三极和北极集成研究提供有益借鉴。

1 第三极和北极气候与冰冻圈变化特征

在全球气候变化的背景下， 敏感的第三极和北极地区气候、 水文和生态系统都发生了广泛的变化（图2）。自2011年以来， 新增资料使北极变化的特征变得更为清晰， 总的趋势是变暖、 变湿以及变率增大。这种变化的影响涉及人类社会经济系统、 自然资源以及生态环境系统。

图2

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图2   第三极气候与冰冻变化示意图（a）； 北极气候系统与冰冻圈变化示意图（b）（修改自文献［1］）

Fig.2   Schematic of climate and cryosphere changes in the Third pole （a） and in the Arctic （b） （Revised from reference ［1］）


1.1　气温和降水变化

第三极与北极地区都在持续快速变暖。尽管年代际变化存有差异， 但总体趋势在近40年内高度一致， 且显著高于全球平均升温幅度（图3）。由于第三极早期观测资料的限制， 图3展示的是20世纪60年代以来的气温变化。第三极的气温显著增高， 从1970—2015年， 平均升温速率约为0.35 ℃·（10a）-1［20］。相对全球同期气温变化而言， 第三极变暖发生得更早、 变暖的速度更快， 大约是全球平均升温速率的2倍。过去50年间， 北极地区的增温速率也大约是全球平均增温速率的2倍［1，21］。自1960年至今， 北极地区的年平均气温增加了2.5 ℃。2011—2015年是有效观测期内（北极地区为1900年以来， 第三极地区为1970年以来）最暖的一段时间（图3）。观测资料显示， 第三极和北极的冬季气温增温都显著高于年平均气温的幅度［1，22］。2016年1—2月北极出现了极端高温［23］， 1月份的气温比1981—2010年的气候平均值偏高5 ℃， 并将之前的最高记录（2008年）提高了2 ℃。海洋表面温度和深海温度也都在增加。第三极和北极的冬季极端冷事件发生频率普遍减少［1，24-25］， 但是在阿拉斯加北部、 俄罗斯东北部， 春、 秋季极端暖事件的发生频率却在增加［26-27］。气温变化中较大的时空差异性将会持续存在。从长时间尺度上来看， 这一变化使得区域变暖事件的频率达到了有器测资料以来的新纪录。2011年以来的新资料确认了以下事实： （1）在2011—2015年期间， 第三极和北极的气温比之前任何其他时候都要高； （2）在全球变暖停滞期（1998年以来）， 在第三极和北极都尚无强有力的证据支持（图3）， 换言之， 第三极和北极都没有出现增温停滞的现象； （3）人类活动引起的增温信号已经出现［28］。

图3

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图3   1900年以来第三极、 北极和全球的气温变化； 第三极的时间序列为1970—2015年（源自文献［22］）， 北极和全球时间序列为1900—2015年（源自文献［1］）； 为了便于比较， 所有数据值均为相对于1971—2000年气候平均态的距平值

Fig.3   Annual surface air temperature anomalies over the Third Pole （1970—2015， revised from reference ［22］）， Arctic （60° ~ 90° N， 1900—2015， revised from AMAP 2017［1］） and global surface （1900—2015， revised from AMAP 2017） relative to the climatological mean during 1971—2000


相对于气温的变化， 第三极和北极的降水变化更复杂［29-30］， 但整体都呈现变湿的趋势［31-32］。自1900年以来， 北极地区降水量增加并且最强的变化发生在秋季和冬季［33］。随着北极气温快速升高， 降雪-降雨的比例在发生变化， 冻雨、 雪上雨事件增加［34］。对于第三极地区， 夏季降水存在明显的南北向跷跷板特征， 即西部、 东部、 南部和东南部的降水呈减小趋势， 而祁连山、 柴达木盆地等地区呈现降水增加趋势。总体上， 站点资料显示第三极地区1960—2010年间的降水增长率约为3.11 mm·（10a）-1［35］， 网格资料显示的降水增长率（1961—2012年）约为5.07 mm·（10a）-1［32］。季节变化特征表现为冬季降水增加， 而夏秋季降水减少（统计意义不显著）［35］。整个第三极地区的降雪在20世纪80年代之前呈增加态势， 而后大部分地区呈现下降趋势， 特别是在青藏高原东部和东北部地区［36］。需要注意的是， 不同研究之间的差异可能有部分原因来自于资料本身的不确定性， 包括观测相对稀疏以及不同的资料选择、 质量控制和处理方式。

1.2　积雪变化

第三极和北极的积雪特征存在较大差异。第三极平均积雪期可超过3个月［37］， 其东部、 中南部和西南部部分区域的多年平均累计积雪天数超过了60 d， 而连续积雪天数却不足20 d［38］， 表明第三极地区的积雪时间虽然很长， 但并不稳定。季节性积雪主要分布在阿尼玛卿山和巴颜喀拉山的高原东部、 唐古拉山和念青唐古拉山的东段以及喜马拉雅山脉北麓［20］。地面观测资料显示， 在第三极的西南部和中东部山地多年平均积雪深度约为5 ~ 8 cm［38］。在青藏高原中部， 尽管平均海拔超过4 000 m， 但积雪相对较少， 主要因为喜马拉雅和喀喇昆仑山脉对水汽的阻隔作用［39］。北极地区的平均积雪期可达9个月［40］， 且较第三极稳定很多， 在俄罗斯北极沿海地区， 年均连续积雪天数可达250 d［38］。概括而言， 第三极的积雪期虽长但稳定积雪期较短， 积雪深度也较北极地区浅。

随着气候变化， 第三极和北极地区积雪都在发生改变。过去50年， 第三极积雪范围有较大年际波动， 总体上呈现减少趋势。具体而言， 1951—1997年呈现微小增加趋势［41］， 随后开始减少［42］。1960—1990年第三极地区的雪水当量、 积雪天数和积雪深度均呈增加趋势［22］， 但存在区域和周期性差异。20世纪60年代以来， 第三极地区的雪水当量增加了1.5 mm， 积雪天数增加了13 d； 1990年以后出现减少趋势， 1990—2004年雪水当量减少了1.2 mm， 积雪天数减少了20 d［43］， 21世纪以来积雪天数减少了6 d［44］。卫星遥感资料显示， 过去30年第三极及周边地区积雪融化初始日提前了5 d［45］。除了气候变化， 第三极积雪的加速融化可能与积雪中吸光性杂质的增加有着密切的联系［46-47］。多源数据表明， 北极积雪范围亦呈减少趋势。从20世纪20年代中期至21世纪初， 北极积雪范围呈减少趋势， 20世纪80年代以来， 积雪范围减少趋势最为显著［21］。从积雪范围的季节变化来看， 20世纪70年代以来欧亚大陆春季积雪范围明显缩减， 并成为3月北半球积雪范围减少的主导因素［48-49］。近50年来， 北极地区5—6月积雪范围约减少了18%［50］。陆地表面积雪天数减少2 ~ 4 d·（10a）-1， 并以春季积雪终日大幅提前为主， 大约每十年提前3.4 d［1，51］； 积雪首日变化幅度相对较小， 每十年约推迟0.5 d［52］。这一负趋势在高纬度和高海拔地区最为显著， 这与北极变暖幅度加大和反照率反馈增强密切相关。年最大降雪量的变化趋势存在较大不确定性， 在不同数据源中， 不同海拔之间存在差异。但在泛北极地区， 年最大降雪量减小。北极地区积雪深度变化具有区域差异。其中， 俄罗斯北极沿海西部近50年来积雪深度总体呈增加趋势， 每十年增加约4 ~ 8 cm， 但在俄罗斯远东地区积雪深度显著减少［50，53-54］。积雪密度也在发生变化。研究发现欧亚大陆北部整个积雪期内的平均积雪密度近年来有降低的趋势［55］， 最新资料确认了这一特征［1］。

1.3　多年冻土温度及活动层变化

第三极地区是全球最主要的低纬高海拔多年冻土区［56］。由于方法和数据来源的差异， 第三极的多年冻土面积统计也存在差异［57］， 约为76×104 ~ 125×104 km2［58-61］。第三极地区的多年冻土温度较高， 约为-2.0 ~ -0.2 ℃［58，62-64］， 而大部分北极地区的多年冻土温度相对低很多， 在东西伯利亚地区、 阿拉斯加北部等地多年冻土温度一般在-5 ℃以下［65-68］， 阿拉斯加中部、 俄罗斯欧洲部分、 北欧等地的多年冻土温度一般在-5 ~ 0 ℃［65-68］。在气候变暖的大背景下， 第三极和北极的多年冻土温度都发生了不同程度的变化［68-69］。第三极地区观测到多年冻土温度自20世纪90年代中期以来， 大约升高了0.2 ~ 0.7 ℃（平均约0.4 ℃）［63，70-71］。20世纪70年代以来， 北极高纬低温多年冻土升温迅速， 最高升温幅度可达3 ℃［68］。自2000年以来北极多年冻土的升温速率（~ 0.1 ℃·a-1）要较之前的速度更快［1］。自国际极地年（2007—2009年）以来， 在北极大部分区域， 多年冻土的年平均地温都出现了有器测记录以来的最高值。尤其是北极高纬度低温多年冻土温度升高最为明显， 超过了0.5 ℃［1，72］。在不连续多年冻土区， 多年冻土温度较高， 多年冻土温度仅升高了不到0.2 ℃［1］， 有些区域甚至没有明显的升温或者出现温度降低的情况。在阿拉斯加内陆地区， 自2000年以来， 由于气温呈现略微降低趋势， 多年冻土温度亦略有下降。

研究显示， 1850—2005年间， 整个多年冻土区活动层厚度的增加速率约为（0.57±0.04） cm·（10a）-1， 并且呈现较大的区域差异［73］。第三极地区的活动层观测主要在青藏铁路和公路沿线， 其空间差异较大， 约为1.0 ~ 3.2 m［64］。观测结果显示1995—2007年间第三极地区活动层厚度增加速率约为7.5 cm·a-1［74］， 2006—2010年间的增加速率为6.3 cm·a-1［71］。一些远离青藏铁路和公路的观测点的结果显示， 活动层的变化速率要明显偏低， 约为3.6 cm·a-1［71］。在大部分高纬度连续多年冻土区， 虽然最近二三十年气候明显变暖， 多年冻土温度显著升高， 但活动层厚度没有明显的变化趋势［68］。在东西伯利亚和俄罗斯远东地区， 活动层在1996—2007年间增厚， 但最近10年活动层厚度相对稳定［1］。在不连续多年冻土区则呈现相反的特征， 即多年冻土温度升高缓慢， 但活动层厚度在增加［68］。在西西伯利亚地区， 活动层厚度自国际极地年以来没有明显趋势， 俄罗斯欧洲部分活动层厚度在2012年达到最大值之后开始下降。造成这种活动层厚度与多年冻土温度不一致变化的可能原因包括活动层厚度的测量方法、 地表沉降、 高温多年冻土相变潜热的影响等［68］。

1.4　冰川和冰盖变化

第三极和北极的冰川均呈减少趋势。第三极地区冰川大部分都处在加速消融状态［75］。第三极地区超过7 000条冰川的监测显示， 20世纪70年代至21世纪初， 这些冰川的面积总共减小了约1 233 km2［76］。2006—2010年间， 11条连续观测的冰川中有10条都呈现物质损失， 最大可达-1 698 mm·a-1［76］。对于三条早期开始观测（1975年、 1989年和1992年）的冰川， 测量结果显示20世纪90年代之前其物质平衡为正积累， 随后也呈现物质损失［76］。冰川状况的变化存在明显的区域特征。喜马拉雅山脉（不包括喀喇昆仑山脉）的冰川退缩最严重， 包括冰川长度和面积减少、 物质损失最多［76］。除了气温升高， 喜马拉雅山降水减少， 以及伴随着不同的大气环流模式也可能会产生这些差异［76］。2003—2014年间， 所有北极地区的冰川和冰盖均在减少， 平均速率为（413±40.6） Gt·a-1［1］。在过去的一个世纪里， 冰川积累率有小幅度增加（3% ~ 20%）［77-79］， 但很大程度上被地表融化和径流的增加抵消［1］。来自冰芯的记录表明， 现在加拿大北极冰帽融化的速度比过去4 000 a的任何时候都快［80］。2012年格陵兰冰盖积累区的融化主要是因为低云的温室作用［81］和异常的暖湿气流造成的［82］。自然火灾带来了黑碳沉积， 黑碳通过增强对太阳光吸收从而促进了冰层融化［83］。格陵兰冰盖边缘的冰川物质损失更快， 导致格陵兰冰盖面积在近20年内每年减少127 km2［1］。在格陵兰冰盖上大约有上千个小的冰下湖［84］， 而且有迹象显示， 这些冰下湖正在进一步向格陵兰冰盖内陆延伸［1］。已在距离格陵兰冰盖西南边缘50 km的内陆， 发现了宽2 km、 深70 m的圆形冰下湖［85］。格陵兰的观测研究提供了基本物理过程的证据， 即表面融水通过冰下竖井进入冰盖而后补给冰下湖， 再通过冰下河道排出［86］。冰川内部和冰下水量的增加所导致的格陵兰冰盖物质平衡变化仍不明确。云对冰盖表面的净加热效应已得到了很好的量化研究， 包括可见的液态薄云的强大聚热效应， 以及云层的加热效应导致表面再冻结的减少［87］。总体而言， 基于目前对冰川和冰盖的观测和认识， 大部分（约70%）冰川物质损失归因于人为气候变化［73］。

1.5　冰冻圈水文系统变化

第三极和北极的气候与冰冻圈变化对水文系统产生了重要影响。第三极水文系统的变化主要包括大气中的水和陆地水文系统（河流、 湖泊以及地下水）的变化， 北极水文系统还包括海洋系统中的淡水［88］。总体而言， 第三极和北极都呈现变湿的趋势［21，89-90］。这些水文系统的变化会直接影响第三极和北极的基础设施和人类可利用的自然资源［91］。

第三极上面积大于10 km2的湖泊有424个， 大于50 km2的湖泊有169个［92］。根据高分辨率资料分析， 过去三十多年里， 第三极湖泊的面积已经扩张。进入21世纪以来（2000—2015年）， 地表水体面积增加速率约为390 km2·a-1［93］。湖泊的水量从20世纪70年代至90年代中期略有减少（2.78 Gt·a-1）， 随后至2010年有快速增加的趋势（12.53 Gt·a-1）， 2011年之后又开始减少（1.46 Gt·a-1）［94］。净降水可能是第三极湖泊水量变化的主导因素（74%）， 其次是冰川物质损失和地下冰融化（分别为13%和12%）［94］。在北极连续多年冻土区也已经观测到地表湖泊数量和面积在增加， 而在不连续多年冻土区， 很多湖泊正在干涸［95］， 这表明北极地区湖泊的变化可能也与多年冻土变化有关。

气候和冰冻圈变化对第三极外流河流（长江、 黄河、 恒河、 印度河、 雅鲁藏布江、 怒江和澜沧江等7条重要河流）径流的影响存在较大不确定性［96-97］。在气候转暖冰川退缩的背景下， 这些河流径流量不仅没有呈现显著的增加趋势， 而且径流不稳定性增加［96］。需要注意的是， 在冰川集中发育的江河源区， 冰川变化的影响逐渐凸显［96］。气候变化对第三极河川径流季节变化的影响比较显著， 春季（3—5月）径流量呈明显增加趋势， 尤其是黄河上游， 自20世纪90年代以来增加了约18%［97］。北极的陆地淡水通量正在加大， 尤其是水分蒸散以及河流径流量。陆地流向北冰洋的年径流总量从1980—2000年的（3 900±390） km3增加到（4 200±420） km3［98］。相对于1980—2000年的平均水平， 北冰洋上层的淡水量已经增加了11%， 约为8 000 km3［99］。这种变湿的条件可能要归因于北极大气水循环的增强［100］以及中低纬度地区极向水汽输送增加［101］。除了冰川对河流的作用， 在多年冻土区， 活动层和地下冰的变化也对地表径流［102］、 地表水-地下水交换产生影响［103］， 但多年冻土的变化对河流水文过程的影响是一个复杂的综合过程， 因为多年冻土变化不仅是活动层增厚、 地下冰融化， 随之带来的还有地表植被、 地表能量平衡的影响， 这些过程都会对水文过程产生影响。目前对多年冻土水文过程的理解和量化研究还有很大不足。水文系统快速变化及本身的复杂性也对水文过程模拟以及如何嵌入区域和全球尺度的地球系统模式中提出了新挑战［104］。

1.6　生态系统和碳循环变化

第三极是一个相对脆弱的生态系统， 其中森林仅占8.6%， 高山草甸约50%， 农田约1.7%， 湿地0.1%， 湖泊1.2%， 其余37.8%为冰川、 戈壁和荒漠［105］。然而， 正是这样一个脆弱的生态系统， 每年提供的生态服务价值高达9 364亿元， 占全国生态系统服务的17.7%［105］。目前碳循环的研究在第三极主要是陆地碳循环， 在北极高纬地区还包括海洋碳循环。在之前的北半球多年冻土区土壤碳库中没有包括第三极多年冻土区的有机碳储量， 这一缺口目前在逐渐补充。通过400多个近地表1 m内的土壤剖面， 估算得到第三极地区高寒草原1 m深度内的有机碳储量约为7.4 Pg［106］， 3 m内的碳储量为15.31 Pg［107］。相对于活动层的采样， 多年冻土深层土壤剖面少很多， 因此深层碳储量的估算也存在较大不确定性。利用11个深孔土壤剖面， 估算得到第三极多年冻土区3 ~ 25 m深度内的碳储量约为（127.2±37.3） Pg［108］。第三极多年冻土区总有机碳储量为160 Pg， 约占北半球多年冻土区碳库的8.7%［106］。北极地区土壤有机碳总储量约为1 400 ~ 1 850 Pg［109-110］。北极的海洋总体是一个净碳汇， 总吸收量约为0.1 ~ 0.2 Pg·a-1［1］。一些新技术和方法， 如机器深度学习［107］， 也逐渐被用到实际研究中。但影响有机碳储量估算和动态研究的根本原因依然是有限的采样点。另一方面， 由于二氧化碳浓度增加、 气候变化等要素影响， 全球的植被整体呈现绿化的趋势［111］。有研究认为， 多年冻土中封存的碳释放可能被植被生长产生的碳汇效应抵消［112］。然而北极地表植被绿化和褐化呈现更复杂的时空差异且可能存在尺度问题［113］。整个北极地区的苔原带在夏季是碳汇， 其强度在2000年之前和之后没有明显差异［114］。但是， 欧亚大陆的北极苔原在生长季节碳汇强度自2000年以来增加了两倍多［114］。相比之下， 冬季苔原生态系统是大气CO2的净碳源［114］。陆地上的湿地和泥炭地可能控制着多年冻土里的碳向大气的释放过程［115］。另一方面， 尽管河流传输的碳是碳循环的重要组成部分， 但对于陆地水文过程的变化对碳循环过程作用的认识还很少［116］。

1.7　北极海冰变化

北极海冰范围和厚度都持续下降［117-119］。1979—2013年年平均海冰范围减少速率约为52 600 km2·a-1［119］。1975—2012年间北冰洋中心区域的平均海冰厚度从3.6 m减少到1.3 m［120］。但年际变化很大。2016年的最大海冰范围达到历史最小［1］。越来越多的证据表明， 秋季的开阔水域范围超过了预期值。在北极太平洋部分、 哈德逊和巴芬湾区域， 开阔水域的扩张主要受海冰反照率的影响； 在北极的大西洋部分， 开阔水域的扩张主要受海洋热通量的影响。新的传感器和技术成为了探测海冰变化的重要手段， 包括： 基于Cryosat-2探测海冰厚度及其不确定性［121-125］、 基于SMOS探测薄冰厚度及冰上积雪［126-128］和基于IceBridge的持续冰雪观测［128-129］。美国宇航局（NASA）于2018年9月新发射的ICESat-2卫星将会提供更多观测［130］。

与冰有关的热力学过程正在改变。由于结冰期的推迟和更多一年冰的出现， 北极西部的春季积雪已经变薄， 在波弗特海和楚科奇海最为明显［129］。另外， 融池的形成也有变早的趋势， 特别是80° N以北的地方［131］。在海冰-海洋系统中， 一年冰吸收的太阳热量比多年冰多达50%以上［132］。虽然整体上海冰冰龄正在变小， 但近年来部分区域也发现有多年冰增加的趋势［133］， 这表明近年来海冰的年际变率在增加， 而且空间差异显著。

2 未来可能发生的气候系统及冰冻圈变化

CMIP5多模式输出结果显示， 在RCP2.6情景下， 第三极地区在未来30年内（2006—2035年）将会有较弱的增温趋势， 随后直至21世纪末， 会呈现较弱的降温趋势。在RCP8.5的情景下， 第三极的气温将持续快速升高［134］。主要升温发生在冬季和春季， 尤其是远期（2036年以后）预估。在RCP4.5情景下， 预计未来20年（至2040年）， 北极年平均气温将升高3 ~ 5 ℃， 仍将保持高于北半球2倍的增温速度。RCP8.5情景下的升温幅度要比RCP4.5情景高50% ~ 75%［1］。最强的增温预计将出现在冷季（12月至次年2月）， 包括欧亚大陆北端的秋季和春季。在北大西洋的次极地地区， 增温幅度相对较小。暖季（6月至8月）的预计升温模态不同于冷季， 主要体现在北冰洋区域的升温小于周围的陆地区域， 主要因为海洋热储量较大。自然变率引起的偏冷天气并不会影响长期趋势， 同时， 温室气体减排短期内并不会对变暖的趋势产生影响［1］。

降水和积雪变化将影响到生态系统和人类活动， 因此预估未来降水和积雪变化已成为一项重要内容。RCP2.6和RCP8.5情景下， 到21世纪中期， 第三极大部分地区的降水可能增加但增量相对较小（< 5%）［92］。在21世纪后半叶的降水可能增加6% ~ 12%， 主要增量发生在春夏秋季［17］。整体上， 在北极地区， 气候模式的结果也显示其降水增加， 但主要的增加是在冷季［1］， 北冰洋地区在RCP8.5情景下冷季降水可能增加50%。虽然北极的降水增加百分比超过热带太平洋地区， 但需要注意的是北极的降水量本身比较小。预估的降水增加并不意味着近地表土壤湿度增加［1］。RCP8.5情景下， 到21世纪末， 第三极的积雪天数预计将以3.7 d·（10a）-1的速率减少， 雪水当量以0.5 mm·（10a）-1的速率减少［135］。在RCP8.5情景模式下， 整个21世纪积雪都将加速消融。在RCP8.5温室气体排放情景下， 到2055年北极最大雪水当量在高纬寒区15% ~ 30%的区域有增加趋势， 超过30%的区域呈减低趋势； 积雪天数预计将减少10% ~ 20%， 在欧洲北极及阿拉斯加西部地区相对减少幅度将超过30%［1］。在RCP4.5情景下的预测表明， 努力限制二氧化碳排放可使北极年平均积雪天数维持在一个新的均衡水平， 比2100年的预测值低约10%［1］。随着气温的升高， 降水中雨雪的比例将增加［30］。CMIP5模型预测的北极积雪变化与基于CMIP3模型预测的结果非常相似［1］， 说明相对于CMIP3而言CMIP5并没有显著的改进。

在不同气候变化情景下， 几乎所有的陆面过程模型的结果都显示， 近地表多年冻土（地表以下3.5 ~ 4.0 m以内）将在21世纪末大量减少， 活动层厚度随着年平均气温的升高而增加［136-138］。但是， 不同模型的结果差异性却很大。多年冻土年变化速率范围差异达到了将近300倍（0.2×103 ~ 58.8×103 km2·a-1）， 模拟的地表以下0.2 m深度上土壤温度（1961—1990年平均值）的差异超过8 ℃（-6.70 ~ 1.69 ℃）。活动层厚度随年平均气温变化的速率也表现出了极大的差异［137］。在第三极地区， 改进的陆面过程模式输出的结果也表明， 在气温以0.2 ℃·（10a）-1速率增温50年后， 多年冻土面积缩小大约9%， 100年后减小13%［139］。活动层厚度预计到21世纪中期将增至1.5 ~ 2.0 m， 21世纪末将增加至2.0 ~ 3.5 m［140］。在高排放情景下， 到21世纪末， 融化的高纬多年冻土将释放（92±17） Pg的碳到大气中［141］。海岸侵蚀每年将产生沉积物430 Tg及有机碳5 ~ 14 Tg［142］。

利用冰川过程模型研究发现， 在RCP8.5情景下， 到21世纪末， 第三极的冰川都将发生不同程度的退缩。较厚冰川的面积和冰量分别减少33%和50%； 较薄冰川的变化更快， 面积和冰量分别减少54%和60%［143］。到21世纪中叶， 北极地区冰川和冰盖损失将加速。最新冰川变化的预估显示， 未来二三十年（到2060年）， 西伯利亚、 堪察加半岛以及俄罗斯东北部的很多冰川将完全消失［1］， 其他地区的冰川也将持续减少。在RCP4.5和RCP8.5情景下， 21世纪下半叶的冰川和冰盖物质损失的差异将增大（图4）。

图4

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图4   在RCP4.5和RCP8.5情景下， 北极不同地区的2030年和2080年北极冰川和冰盖损失量（以海平面上升当量计算， 即SLE）预估， 由于资料有限， 欧亚大陆冰川没有在此显示［1］

Fig.4   Projected land ice loss （expressed in millimeters sea level equivalence； SLE） from different Arctic regions in 2030 and 2080 under the RCP4.5 and RCP8.5 scenarios. The relatively small mainland Eurasian glaciers do not appear here owing to incomplete assessment［1］


CMIP5模型在预测海冰范围和厚度下降速率方面仍然滞后， 但与CMIP3模型相比， 其模拟结果已经明显改善［1］。中短期内自然变化可能抵消人为温室气体排放的影响， 但在长时间尺度上， 全球变暖的大趋势占主导地位［1］。这表明， 在未来几十年将出现很多无冰或者冰量净损失的年份。在RCP8.5情景下， 预计到2060年北极将出现无冰期。即使是RCP8.5的高排放情景下， 北冰洋的大部分区域冬季仍然会复冻［21］， 但这些季节性海冰预计将更薄、 更具移动性以及更加分散。

未来全球海平面预计将加速上升。 最新预估显示， 到2100年， 在温室气体减排的情况下， 全球海平面还将上升（0.52±0.21） m。如果保持现有状态， 将上升（0.74±0.28） m。在RCP4.5和RCP8.5的情景下， 在2030年以前， 未来全球海平面将以相近速率（相差约5%）上升， 冰川和冰盖的贡献也基本稳定在35%左右。在2030—2080年间， RCP4.5和RCP8.5情景下的差异逐渐增大， 到2100年将达到43%（图4）。这表明， 巴黎协定的执行对海平面上升的影响可能只会出现在21世纪中期以后［1］。然而预估的上升量还存在较大的不确定性， 主要因为格陵兰和南极冰盖的贡献还不够清晰。

3 第三极和北极变化的影响及反馈

3.1　影响

前已述及， 由于第三极和北极地区的低温条件， 多年冻土对土壤中有机物质的积累和保存十分有利。随着气候变暖， 这些碳可能释放到大气中， 对气候产生正反馈效应［141］。北极海洋沿岸流域地区75%发育着多年冻土， 北极沿海海岸侵蚀风险增加， 也对陆地和海洋生态系统与碳循环产生重要影响［141，144］。此外， 海洋的变化也会间接影响陆地生态系统碳排放。北极海冰下浮游植物数量显著增加可能会导致对该区域生产力的低估［145-146］。在光照充足的条件下， 底栖生物的初级生产力对海洋总生产力具有重要贡献， 约占10% ~ 40%［147-148］。海冰在足够暖和的情况下是可渗透的［149］， 并能够支持气体交换［150］， 但有海冰覆盖的海域在碳循环中的作用却被忽视了。在高海拔或高纬度地区的苔原带， 气温升高0.3 ~ 6.0 ℃能显著增加土壤氮的矿化作用和植被地上生物量［151］。当然， 这些预估也依赖于模式对土壤冻融、 水文等过程刻画的可靠性。

另一方面， 随着气温升高、 变湿， 积雪、 冰川消融和多年冻土退化， 潜在生长季延长［152］， 这些都有利于植物生长。但是， 植被变化引起的反照率变化可能在北极地区和第三极地区产生不一样的反馈效应。在北极地区， 降雪的冠层截留增强［153］， 降低了风吹雪升华等损失， 减少了地表反照率［154］， 进而对土壤升温和植被生长产生正反馈。不同于北极的这种“正反馈”， 第三极地区植被变化可能对气候变化形成了“负反馈”［155］。主要机制可能是， 增强的植被生长活动增加局地蒸腾作用， 降低了地表生长季白天温度， 总体上降低了局地生长季平均温度［155］。此外， 在气候变化背景下， 人类活动也成为了影响植被、 生态系统的重要因素之一［156］。

冰川和冰盖退缩的一个直接影响是造成海平面上升。研究显示， 北极冰川和冰盖为1850—2010年间全球海平面上升贡献了48%， 约0.1 m［1］。2004—2010年间， 北极冰川和冰盖消融相当于每年海平面上升（1.1±0.1） mm·a-1， 占全球冰川和冰盖消融对海平面上升贡献总量的三分之二， 占全球冰川和冰盖贡献的72%（图5）。更重要的是， 2011—2014年间北极冰川和冰盖变化贡献了全球海平面上升总量的35%， 约为375 Gt·a-1［1］， 这一速率大致相当于2003—2008年间速率的两倍。在北极冰川和冰盖组成中， 格陵兰冰盖对海平面上升的贡献［（225±26） Gt·a-1］约占2004—2010年全球冰川和冰盖对海平面上升的贡献总量［（552±150） Gt·a-1］的41%［157］。除了北极冰川和冰盖的贡献之外， 海水热膨胀和其他来源（南极、 北极以外的冰川和陆地水储量）的变化， 分别贡献了大约三分之一［1］。尽管在考虑全球变暖的影响下， 第三极冰川的冰储量也在减少， 并对西部河川径流的变率都产生重要影响［158-159］， 可能对海平面上升有部分贡献［160］， 但贡献量是多少目前还不清晰。

图5

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图5   2004—2010年间， 不同要素对全球海平面上升的贡献［1］

Fig.5   The contribution of different factors to global sea level rise （mm·a-1）， 2004—2010［1］


北冰洋中部海冰生物多样性的减少与该地区海冰厚度的减小、 稳定的环境、 以及季节性一年冰日益占主导有关［161］。主要原因是， 由于海冰厚度减小、 透光性增加， 北极海冰下发现有浮游植物水华现象［145］。海冰年轻化将影响海冰物理过程， 包括透光性［132］、 海-气间气体交换［162］， 进而影响海洋生态系统［146，163-164］。海冰的减少导致北极地区特有物种的范围向北收缩［165-166］。由于海冰融化提前和冻结推迟， 北冰洋开阔水域的时间延长， 导致浮游植物的繁殖从单峰模式转变为双峰模式（秋季发生第二次增殖）［163］。海冰的变化还将会改变鱼类［166］和海洋哺乳动物［167］的生长环境。在整个北极地区， 有毒藻类的爆发式生长成为了一个新的问题， 导致海洋哺乳动物体内检测到大量的藻类毒素［168］。这些最终影响传统渔业和相关商业活动［169］。海冰的快速变化可能改变大尺度大气环流［99，170］， 导致博福特回流（Beaufort Gyre）和穿极流（Transpolar Drift）加强［171］， 进而使该区域的淡水增加［99］， 海冰动力学特性也会受到影响。随着海冰变得越来越薄、 越来越松散， 海冰的强度也在变小， 导致北极大部分地区海冰运动速度都在增加［171-172］。海冰范围减小对北冰洋航道运输业可能有积极作用， 但海冰属性变化和移动性增强对海洋运输和石油天然气开发产生负面影响［173-174］。北极海冰偏少将导致欧亚大陆冷冬变得更为频繁［175-177］。北极海冰异常的空间分布、 异常的振幅， 及其与大气环流的相互作用过程， 可能影响冬季大气环流响应的强度和空间分布。

第三极和北极环境的快速变化会对人类社会经济系统和基础设施产生深远影响。近几十年来， 第三极冰川和积雪变化对河流径流、 水文过程产生影响， 不论是干旱还是冰川、 融雪洪水， 都影响中下游地区的生产生活［17，158］。对一些在北极地区生活的人们而言， 积雪期缩短会导致乡村食物短缺， 对人们身体健康和可支配收入有重要影响。与此同时， 北极一些地区出现雪崩和春季洪水的风险也会加大。对于第三极牧区而言， 可能增加的极端降雪事件会对牧民的生产生活产生重要影响［178］。近年来， 工程界开始关注基础设施和工业发展对气候变化的风险评估和适应研究［179］。多年冻土的变化对青藏铁路、 青藏公路等工程建筑产生重要影响。由于地下冰冻胀融沉作用， 青藏公路已经进行了多次整修［158］。阿拉斯加普拉德霍湾油田附近的洪灾表明需要投入大量的资金用来维护和适应北极地区未来的变化。最新研究显示， 多年冻土中封存的汞在气候变暖条件下释放到大气和水中， 可能会产生一系列环境和人类健康的影响［180］。减缓和适应气候变化也应考虑到经济和社会驱动因素［181］。比如， 高纬度地区水资源正变得越来越丰富， 尤其是在冬季。与低纬缺水地区显著的差异可能会产生有关这些地区未来水资源调配的政策问题。高效的水资源管理策略对维持淡水供给， 减小与冰冻圈水文系统变化有关的洪涝和相关灾害有重要意义。另外， 2013年1月， 华东平原地区经历了有史以来最严重的雾霾事件。这次强雾霾事件是由于极差的通风条件， 与前一个秋季的北极海冰损失和初冬的强降雪有关［182］。可以预见， 未来几十年气候系统和冰冻圈的变化将继续对生态系统和人类社会造成深远影响［183-184］。全球气候变化所引起的冰冻圈变化、 生态系统的种群结构、 生产力以及其他诸多生态功能均产生不同程度的影响［185］， 而区域碳循环变化又会对气候系统和冰冻圈产生不同程度的响应。无论在北极地区还是第三极地区， 对这种复杂系统的交互作用的认识还存在很大不足。

第三极和北极的气候和冰冻圈变化可能通过大气、 海洋环流等过程波及更大范围。第三极表面感热和潜热双加热通过影响对流层上层的温度场和流场结构， 可能会增强亚洲季风经向环流并影响北半球环流［186］。在更长时间尺度上， 地球系统模式的结果显示， 第三极的高海拔地形可能显著改变北大西洋和北太平洋大气环流［187］。在模式实验中， 有第三极高海拔地形时， 北大西洋经向翻转环流强度大、 北太平洋经向翻转环流微弱， 这与现代观测相仿； 而在无高海拔地形时， 北大西洋经向翻转环流减弱到接近消失状态、 北太平洋经向翻转环流则显著加强［187］。同时， 还有研究发现第三极植被的变化也可能导致地表感热增加， 导致第三极北部下沉气流的影响范围变化， 从而影响第三极周边地区的大气环流［188］。对于北极和其他地区（尤其是中纬度地区）的关联有几种可能机制： （1）夏季海冰退缩导致吸收能量增多， 进而使海温升高并加热低空大气， 使大气层上移［189-190］； （2）最新的一些研究发现北极快速增温导致喷射气流强度增加， 同时北极海冰退缩使北大西洋阻塞高压也可能频发， 这些都可能影响中纬度环流［189，191］。目前面临的挑战是需要稳健的证据和清晰的归因分析［189］。尽管基于观测的结果很好地支持了北极快速变化与中纬度大陆冬季变冷的关系， 但是大多数气候和地球系统模式都没有体现［192-193］。基于观测和模型得到的不同结论表明， 目前对北极和中纬度天气之间关联物理机制的认知还不够清晰。第三极对亚洲季风变化的相对贡献， 以及如何影响全球陆地海洋相互作用等方面同样需要进一步研究， 包括改进地球系统模式中第三极边界层物理过程描述［194］。

3.2　反馈

冰冻圈诸要素的变化与地球系统产生反馈［195］， 进而产生全球性的非线性影响［196-197］（图6）。目前已知的反馈机制包括反照率反馈、 递减率反馈、 普朗克反馈、 水汽反馈、 二氧化碳反馈、 云反馈、 大气输送反馈和海洋输送反馈等［198］。在北极地区， 冰冻圈变化引起的反照率反馈和高-低纬度升温的垂直结构的差异（气温直减率和普朗克效应）对北极放大效应的贡献最大； 其次， 水汽反馈对北极放大效应的贡献， 增加的降水将给北冰洋带来更多的淡水、 改变海冰温度并可能放大北极增温效应［1］； 第三是CO2浓度上升所产生的辐射效应［1，198］。在第三极地区， 反照率的反馈效应可能是解释第三极地区升温的海拔放大效应的重要因素［199-200］， 但目前还没有足够的证据支撑水汽反馈在第三极升温放大效应中的作用［199］。除了雪冰面积减少， 雪冰中的吸光性杂质（黑碳等）也是影响反照率的重要因素之一［201-202］。在融雪季节， 吸光性杂质富集于雪表， 通过减弱雪表反射率、 吸收热量加剧积雪的融化［201-202］。气候变暖、 湿度增加， 大气中水汽和云增加， 大气下行长波辐射增强， 也会加速雪冰融化［151，203-204］。目前的预估结果显示， 冰冻圈变化将至少持续至21世纪中叶［1］， 即使我们严格执行《巴黎协定》， 但减排的效果将在2050年之后才能得以体现。

图6

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图6   气候系统的关键过程［1］

Fig.6   Key processes within the climate system［1］


4 关键问题与挑战

当前研究中面临的关键问题主要有：

（1）资料问题， 这是理解气候和冰冻圈时空变化的基础。尽管地面观测、 卫星观测等资料相比前期有了很大的改善， 然而， 第三极和北极地区的观测资料依然存在较大缺口［1，205-206］。比如， 西伯利亚和加拿大高北极地区多年冻土的详细观测资料还非常少［1］。即便是作为常规气象观测要素的气温资料， 也存在问题。由于第三极高海拔地区和北极地区气候的自身变率相对较大， 因此需要比其他地区更密集的监测网。即便全球资料数量大幅增加， 但在第三极和北极地区并没有显著的改善［205］。

（2）模型改进和精细化模拟， 这是理解气候、 冰冻圈以及其他圈层交互作用的核心。大气圈-冰冻圈-水圈的变化在多元生态反馈耦合的作用下正在改变第三极和北极的地表形态， 这改变了旧的生态系统格局并发展形成新的生态系统。理解第三极和北极气候和冰冻圈变化、 碳循环及生态系统交互作用， 除了加强观测之外， 还需要更好的区域模型来减少目前对碳循环和生态系统演变预估的不确定性［1］。目前的地球系统模式中陆地和海洋系统还是孤立或者耦合度欠缺， 而且这些模型对多年冻土过程的模拟存在较大差异。因此， 这些模式当前还不能很好地考虑北极碳循环的海陆关联， 亦不能很好地预估动态变化。未来地球系统模式需要着重于改善陆海联系， 尤其是横向通量的描述。同样， 多年冻土的动态过程在当前的气候和地球系统模式中都被过多简化， 包括垂直深度过浅（仅仅地表以下数米）、 忽略了未冻水动态等。水文过程模型也需要新的资料和验证方法以及更强的模拟能力。对相关物理过程认知的改进和精细参数化将是改进模型、 减少模型预估不确定性的关键。这同样需要大量的观测资料作为支撑。

（3）从北极联系到中纬度乃至全球气候系统， 反映了对北极地区认知的提升、 视角的扩展。第三极地区对东亚乃至全球气候系统影响的研究虽然不及北极丰富， 但也在逐步开展。然而， 第三极和北极面临的一个共同问题是， 在第三极和北极环境快速变化的背景下， 目前还很难定量化研究第三极和北极与中纬度乃至全球系统的关联和影响［1］。这些问题的解决， 将有助于进一步理解第三极和北极冰冻圈反馈效应及其与全球气候系统、 生态-水文系统以及人类社会经济系统的交互作用。

作为一个复杂系统， 必须要以系统的视角、 学科交叉的方式来理解和解决相应的环境问题［207］。因此， 从第三极向北极的延伸， 不仅是研究范围和视角的扩展， 更是系统地、 整体性地理解和解决寒区环境变化及其影响的重要途径。除了自然系统的相互关联之外， 人文维度也变得越来越重要［181，208］。人类活动改变环境， 同时环境变化也对人类社会产生深远的影响， 包括极端事件［209］、 气候变化的经济影响［210-211］、 淡水资源［212］以及人类健康［183］等。无论是北极气候与冰冻圈还是第三极、 泛第三极集成研究， 未来的重点关注方向都将是以理论探索（比如揭示潜在的反馈和影响机制）、 观测资料（加强多尺度、 多手段观测）和模型模拟（进一步提高模型预测精度、 降低不确定性）为手段， 从多尺度、 多学科交叉角度系统地研究气候系统及冰冻圈要素的变化、 机理、 影响及人类的适应［213-214］。中国已经在冰冻圈科学框架［213］、 冰冻圈服务［185，215］、 冰冻圈社会经济影响［216］等方面开展了一系列开创性研究。

5 结论

本文系统地概括总结了第三极和北极的气候及冰冻圈各分量的变化特征、 影响及可能的反馈机制。概括而言， 第三极和北极地区气温在以全球平均升温速度两倍的速率变暖， 且在20世纪70年代以来， 变化总体趋势高度一致； 第三极和北极的降水变化总体呈增加趋势， 但变率和不确定较大； 极端事件（尤其是极端降水）的频率增加； 第三极和北极的积雪范围总体上呈现减少趋势， 雪水当量、 积雪天数的变化存在区域和周期性差异； 多年冻土温度升高， 活动层厚度增加， 但呈现较大的区域差异。第三极青藏铁路、 公路等工程对多年冻土有明显影响； 第三极和北极的冰川和格陵兰冰盖持续消融， 整个北极冰川和冰盖的变化贡献了约一半的全球海平面上升量， 但第三极冰川对海平面上升的贡献还缺少量化研究； 随着气候变暖， 多年冻土中的碳可能释放到大气中， 对气候产生正反馈效应， 但可能被植被生长产生的碳汇效应抵消； 海冰的厚度和范围减小， 预计未来数十年间北冰洋将出现无冰的夏季。第三极和北极气候系统及冰冻圈要素的快速变化， 影响的不仅仅是这些区域本身， 还会通过反照率反馈、 水汽反馈等机制进一步被放大， 并通过极涡等一系列大气和海洋环流过程， 对全球气候系统产生广泛影响， 但目前面临的挑战是需要稳健的证据和清晰的归因分析。未来重点关注的方向将是以理论探索、 观测资料和模型模拟为手段， 从多尺度、 多学科交叉角度系统地研究气候系统及冰冻圈要素的变化、 机理、 影响及人类的适应。

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