高 東，牛海山

(中國科學(xué)院大學(xué)資源與環(huán)境學(xué)院， 北京 100049) (2017年4月24日收稿； 2017年5月23日收修改稿)

青藏高原是中國最大的高原，也是世界上海拔最高的地貌單元，其具有的特殊地形以及獨(dú)特的熱力循環(huán)系統(tǒng)，在高原地區(qū)產(chǎn)生特殊的氣候系統(tǒng)，也對中國乃至全球的氣候產(chǎn)生深遠(yuǎn)的影響。由此，青藏高原被稱為“全球變化與地球系統(tǒng)科學(xué)統(tǒng)一研究的最佳天然實(shí)驗(yàn)室”[1]和“全球氣候變化的驅(qū)動(dòng)機(jī)與放大器”[2]。從20世紀(jì)50年代開始，中國科研人員便開始了對青藏高原的考察研究，并取得重大成果[3]。

受青藏高原的影響以及海陸分布的差異，亞洲是全球最大的季風(fēng)地區(qū)。以往很多研究展現(xiàn)出亞洲季風(fēng)的爆發(fā)、維持以及演化受到青藏高原的影響，吳國雄等[4]利用再分析數(shù)據(jù)和數(shù)值模擬，證明高原加熱等狀況調(diào)節(jié)著亞洲季風(fēng)。簡茂球和羅會邦[5]研究指出，青藏高原的表面加熱是決定亞洲季風(fēng)爆發(fā)的一個(gè)重要因素。趙聲蓉等[6]發(fā)現(xiàn)，青藏高原上異常熱力影響亞洲季風(fēng)以及歐亞中高緯度地區(qū)的環(huán)流，從而對中國內(nèi)陸地區(qū)的水文過程產(chǎn)生影響。Wei等[7]從分析高原及周圍區(qū)域的大氣熱源出發(fā)，進(jìn)而分析高原對于西北地區(qū)降水的影響。由此，青藏高原影響中國很多地區(qū)的大氣環(huán)流及氣候。Tao和Chen[8]在20世紀(jì)80年代提出，亞洲的季風(fēng)系統(tǒng)分為：東亞季風(fēng)以及南亞季風(fēng)兩個(gè)子系統(tǒng)，受到位置、大氣環(huán)流、地形等的影響，南亞季風(fēng)以及東亞季風(fēng)對中國內(nèi)陸包括青藏高原產(chǎn)生不同的影響。

研究者也做了關(guān)于季風(fēng)、水汽循環(huán)及輸送影響青藏高原降水的機(jī)理的很多研究工作。劉曉東等[9]討論對高原中部以及東部降水造成影響的環(huán)流特點(diǎn)，提出北大西洋濤動(dòng)的變化影響青藏高原的中東部降水，西風(fēng)環(huán)流的改變，引起青藏高原南北降水的相反變化。王可麗等[10]利用NCEP/NCAR再分析資料，分析青藏高原東部的西南季風(fēng)氣流對高原的水汽輸送，發(fā)現(xiàn)青藏高原中西部地區(qū)的降水與西南季風(fēng)密切相關(guān)。高登義[11]研究發(fā)現(xiàn)青藏高原東南部地區(qū)的降水主要受到來自雅魯藏布江通道水汽的影響。Gao等[12]指出，起源于印度次大陸的水汽通過喜馬拉雅山脈最終影響青藏高原的西部降水。田立德等[13]通過降水中穩(wěn)定同位素的分析以及結(jié)合NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原夏季東部降水的水汽主要來源于西南季風(fēng)。

目前東亞夏季風(fēng)(EASM, East Asian summer monsoon)以及南亞夏季風(fēng)(SASM，South Asian summer monsoon)對青藏高原降水的影響范圍以及對兩種季風(fēng)的作用路徑研究較少。而且，青藏高原的氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)存在分布稀疏以及有些地區(qū)年份數(shù)據(jù)缺失的問題。因此，本文采用英國East Anglia大學(xué)的Climatic Research Unit(簡稱CRU)整合的空間分辨率為0.5°×0.5°網(wǎng)格的降水?dāng)?shù)據(jù)，采用偏相關(guān)的方法，通過對青藏高原每個(gè)柵格點(diǎn)降水的時(shí)間序列進(jìn)行分析，得到1970—2014年東亞夏季風(fēng)和南亞夏季風(fēng)對青藏高原各地區(qū)降水的影響差異。

1 研究區(qū)概況

本研究的區(qū)域?yàn)橛兄笆澜绲谌龢O”之稱的青藏高原，青藏高原位于中國西南部，范圍為26°00′12″N～39°46′50″N，73°18′52″E～104°46′59″E，面積約為257.24×104km2，占中國大陸總面積的26.8%。青藏高原在中國境內(nèi)的部分西起帕米爾高原、東至橫斷山脈、南自喜馬拉雅山、北迄昆侖山北側(cè)[14]。

青藏高原地域廣闊，地勢高聳，存在復(fù)雜多樣的氣候條件以及多種的氣候類型。青藏高原的氣候特征為：氣溫較低，氣溫的年較差小，日較差大；降水空間分布不均勻，干濕季較明確，并且雨熱同期；太陽輻射較強(qiáng)，日照的時(shí)間長，氣壓整體低[15]。

2 數(shù)據(jù)以及方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

1)1970—2014年青藏高原地區(qū)的CRU_TS4.0柵格數(shù)據(jù)。英國East Anglia大學(xué)的CRU通過整合若干個(gè)數(shù)據(jù)庫重建的一套無中斷且覆蓋完整的高分辨率地表氣候數(shù)據(jù)集。聞新宇等[16]發(fā)現(xiàn)CRU數(shù)據(jù)展現(xiàn)的中國降水量的變化與氣象站觀測的變化較吻合，較完整地描述了中國20世紀(jì)氣候的變化特征。國外研究者在研究區(qū)域降水量減少成因時(shí)也將CRU數(shù)據(jù)作為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)來使用[17]。CRU高分辨率月平均氣候數(shù)據(jù)是根據(jù)全世界4 000多個(gè)氣象站的觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行插值得到的高分辨率、長時(shí)間尺度的柵格資料。本文使用的數(shù)據(jù)集是CRU_TS4.0版本，時(shí)間跨度是1970—2014年，空間分辨率為0.5°×0.5°，具體分析時(shí)用到的夏季降水?dāng)?shù)據(jù)是6—8月的月平均數(shù)據(jù)。

2)1970—2014年6—8月平均東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)(EASMI,EASM index)以及平均南亞夏季風(fēng)強(qiáng)度指數(shù)(SASMI,SASM index)，由北京師范大學(xué)全球變化與地球系統(tǒng)科學(xué)研究院的李建平教授提供，Li和Zeng[18-19]詳細(xì)說明了該數(shù)據(jù)集的可靠性。

2.2 研究方法

1)偏相關(guān)分析方法。生態(tài)系統(tǒng)以及本文所研究的氣候系統(tǒng)都是多要素混合的復(fù)雜系統(tǒng)，任何一個(gè)要素的變化都必將會對其他的要素產(chǎn)生一定的影響。同理，任何一個(gè)要素的變化都是由很多其他不同要素變化引起的。在研究某一個(gè)要素與另外一個(gè)要素的相關(guān)程度時(shí)，經(jīng)常會把這兩個(gè)要素之外的要素當(dāng)成常數(shù)，也就是去除其他要素產(chǎn)生的影響，這樣單獨(dú)研究兩個(gè)要素之間相關(guān)性的方法稱為偏相關(guān)，一般用偏相關(guān)系數(shù)來表示，顯著性檢驗(yàn)采用t檢驗(yàn)[20]。

青藏高原降水與EASMI、青藏高原降水與SASMI的偏相關(guān)系數(shù)的計(jì)算分別為：

(1)

(2)

t檢驗(yàn)計(jì)算為

(3)

式中，R為偏相關(guān)系數(shù)，n為樣本數(shù)，m為自變量個(gè)數(shù)。Rre·s與Rrs·e分別為青藏高原降水與EASMI的偏相關(guān)系數(shù)以及青藏高原降水與SASMI的偏相關(guān)系數(shù)；Rre、Rrs、Rse分別為青藏高原降水與EASMI、青藏高原降水與SASMI、EASMI與SASMI的單相關(guān)系數(shù)。

2)本研究使用R軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)分析，使用ggm(版本號2.3)以及RNetCDF(版本號1.8-2)等R包。ggm用于偏相關(guān)分析，RNetCDF用于處理CRU_TS4.0柵格數(shù)據(jù)。

3 研究結(jié)果

3.1 青藏高原夏季降水分析

為了分析青藏高原夏季降水的趨勢，本研究使用1970—2014年CRU_TS4.0的降水柵格數(shù)據(jù)，針對每個(gè)柵格點(diǎn)夏季降水的時(shí)間序列做線性擬合，輸出擬合曲線的系數(shù)并且生成圖1。

圖1 1970—2014年青藏高原夏季(6—8月)降水趨勢圖Fig.1 Precipitation trends in Qinghai-Tibetan Plateau in summers (June to August) from 1970 to 2014

從圖1可以看出，在研究范圍內(nèi)，青藏高原夏季降水的趨勢很清晰。整體上，青藏高原大部分地區(qū)夏季降水是增加趨勢，特別是青藏高原的中南部以及東南地區(qū)；然而在青藏高原的西南地區(qū)，夏季降水則是明顯的減少趨勢。

3.2 EASMI對青藏高原降水的影響研究

圖2是EASMI與降水相關(guān)性空間分布情況，圖2(a)是兩個(gè)因素直接相關(guān)、并不控制SASM影響的結(jié)果，圖2(b)使用偏相關(guān)去掉SASM影響后的結(jié)果。

圖2 EASMI與青藏高原夏季(6—8月)降水相關(guān)性分布Fig.2 Spatial-pattern of correlation between EASMI and summer (June to August) precipitation in Qinghai-Tibetan Plateau

EASMI與降水正相關(guān)的區(qū)域有3個(gè)(圖2(a))，一個(gè)在高原東北柴達(dá)木盆地周邊，一個(gè)是高原西部岡底斯山與昆侖山夾持地區(qū)，還有一個(gè)是東南部橫斷山脈區(qū)域。相關(guān)系數(shù)值大都超過0.20，東南部地區(qū)相關(guān)系數(shù)值大于0.25，通過95%置信度檢驗(yàn)。負(fù)相關(guān)關(guān)系區(qū)域出現(xiàn)在中部地勢相對較低、綿延?xùn)|西的谷地(由唐古拉山脈山與念青唐古拉山脈地區(qū)夾持的區(qū)域)，相關(guān)系數(shù)值大都超過-0.20，絕大部分區(qū)域相關(guān)在95%置信度達(dá)到顯著水平。

在消除SASM對于青藏高原降水的影響之后(圖2(b))，EASMI與夏季降水之間關(guān)系的空間格局沒有根本性的變化，但與圖2(a)相比，柴達(dá)木盆地周邊正相關(guān)區(qū)域稍有擴(kuò)大、高原東南部正相關(guān)地區(qū)稍有縮小，中部負(fù)相關(guān)區(qū)域的面積有比較明顯的擴(kuò)大。但高原西北部(塔里木盆地南邊)一片顯著負(fù)相關(guān)區(qū)域(圖2(a))不僅面積上縮小、而且相關(guān)強(qiáng)度下降。而且在昆侖山西端與岡底斯山夾持的區(qū)域，正相關(guān)的程度有所增強(qiáng)。

通過以上分析，青藏高原降水與東亞夏季風(fēng)顯著性相關(guān)的區(qū)域范圍不大，特別是顯著正相關(guān)區(qū)域，而在青藏高原中部大部分地區(qū)呈現(xiàn)顯著的負(fù)相關(guān)。在高原東北部的柴達(dá)木盆地以及西南部的橫斷山脈，區(qū)域降水與東亞夏季風(fēng)正相關(guān)程度很高，由此推斷，東亞夏季風(fēng)是通過柴達(dá)木盆地以及橫斷山脈影響青藏高原的。然而東亞夏季風(fēng)沿著柴達(dá)木盆地以及橫斷山脈進(jìn)入青藏高原之后的作用路徑，則需要結(jié)合風(fēng)向圖以及水汽通道等進(jìn)行進(jìn)一步的研究分析，相關(guān)關(guān)系定量分析的結(jié)果結(jié)合風(fēng)向圖、水汽通道圖定性分析的結(jié)果，能夠更好地解釋這個(gè)問題。

3.3 SASMI對青藏高原降水的影響研究

圖3是不扣除(a)和扣除(b)EASM影響情況下SASMI與高原夏季降水相關(guān)性的空間分布關(guān)系。

圖3 SASMI與青藏高原夏季(6—8月)降水相關(guān)性分布Fig.3 Spatial pattern of correlation between SASMI and summer (June to August) precipitation in Qinghai-Tibetan Plateau

正相關(guān)的區(qū)域主要分布在青藏高原的東南、南部以及西南部地區(qū)，其中此片區(qū)域中部分地區(qū)SASMI與高原降水的相關(guān)系數(shù)超過0.30，而且通過95%置信度檢驗(yàn)。與此同時(shí)，負(fù)相關(guān)區(qū)域較多，青藏高原西部、東北部以及中部地區(qū)均有，而且西部、東北部的部分地區(qū)SASMI與高原降水的相關(guān)系數(shù)超過-0.40，通過95%置信度檢驗(yàn)。在消除EASM的影響之后(圖3(b))，SASMI與高原夏季降水相關(guān)性的空間格局變化不大，但是在高原西南地區(qū)顯著正相關(guān)的面積增大；顯著性負(fù)相關(guān)面積變化很小。由于喜馬拉雅山脈的阻隔，南亞夏季風(fēng)通過翻越山脈影響青藏高原的水汽是有限的，所以與南亞夏季風(fēng)正相關(guān)的區(qū)域大都集中于青藏高原南部地區(qū)。橫斷山脈地區(qū)與南亞夏季風(fēng)呈現(xiàn)一定的正相關(guān)，證明南亞夏季風(fēng)也是通過橫斷山區(qū)影響青藏高原。

4 討論與結(jié)論

雖然可以根據(jù)已有研究對兩種季風(fēng)在青藏高原的“勢力范圍”和作用路徑進(jìn)行一般推測，但只有數(shù)量分析才能得到具體范圍和作用方向的知識，本研究就是在這方面進(jìn)行的初步嘗試。

研究青藏高原夏季降水趨勢時(shí)發(fā)現(xiàn)，青藏高原西南地區(qū)夏季降水減少，而同樣受到南亞季風(fēng)影響的南部其他區(qū)域卻是降水增加的趨勢。這可能是因?yàn)榍嗖馗咴髂系貐^(qū)氣候比其他地區(qū)要復(fù)雜，Dong[21]研究發(fā)現(xiàn)，印度平原深對流影響青藏高原西南部的夏季降水，青藏高原西南部一半以上的夏季降水和這一水汽通道有關(guān)。氣候的多樣以及復(fù)雜的水汽輸送，青藏高原西南地區(qū)的降水也就會不同于其他地區(qū)。

已有研究表明柴達(dá)木盆地受到高原季風(fēng)、西風(fēng)環(huán)流的影響較大[22]，而本研究中盆地周邊出現(xiàn)受EASM正向作用的區(qū)域(圖2)，雖然相關(guān)性在0.05水平并沒有達(dá)到顯著，但由于這是附近大量柵格的一致性趨勢，而且這個(gè)規(guī)律從地形上能夠得到解釋，所以不能用偶發(fā)性去解釋這個(gè)區(qū)域的正相關(guān)關(guān)系。柴達(dá)木盆地是西風(fēng)為主，本研究也做了西風(fēng)指數(shù)與高原降水的相關(guān)分析，發(fā)現(xiàn)柴達(dá)木盆地降水與西風(fēng)指數(shù)并沒有顯著相關(guān)性。若要影響柴達(dá)木盆地降水的主導(dǎo)因素，則需要結(jié)合更多其他數(shù)據(jù)進(jìn)行分析。

與SASM正相關(guān)的區(qū)域在喜馬拉雅山脈區(qū)域和橫斷山南部地區(qū)(圖3)，這與以前研究者所認(rèn)識的SASM氣候作用區(qū)大體吻合[23]。

與SASM負(fù)相關(guān)的有3個(gè)區(qū)域(圖3)，第1個(gè)區(qū)域在塔里木盆地南側(cè)、昆侖山脈中段偏西部分，是高原西北邊緣有一個(gè)狹長區(qū)域。這一部分既與SASM也與EASM呈負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖2(a)，圖3(a))，但與SASM關(guān)系更密切一些，因?yàn)樵诳鄢齋ASM作用后EASM與此處相關(guān)關(guān)系明顯減弱(圖2(b))，而在扣除EASM之后該處與SASM的相關(guān)性反而有一點(diǎn)增強(qiáng)。第2個(gè)區(qū)域在高原的中東部(圖3)，這個(gè)區(qū)域又可以明顯地劃分為兩個(gè)部分，一個(gè)在高原正中部(唐古拉山脈以北、昆侖山脈東段巴顏喀拉山脈西段以南)，另一個(gè)在高原東部(沙魯里山及邛崍山之間部分)。SASM的負(fù)相關(guān)區(qū)域(即塔里木盆地南緣、高原中部和東部，圖3(b))都恰好在正相關(guān)區(qū)域的外圍和高大山體的周圍地區(qū)。第3個(gè)區(qū)域是高原北部祁連山及其以南地區(qū)。

本研究的結(jié)果也可能會受到數(shù)據(jù)源CRU_TS本身的影響。在氣象站稀少的地區(qū)，CRU數(shù)據(jù)精確性會降低。然而對CRU_TS降水?dāng)?shù)據(jù)在青藏高原地區(qū)的最新評估表明，該數(shù)據(jù)集雖然系統(tǒng)地低估了年降水量，仍然能夠較好地反映時(shí)間動(dòng)態(tài)[24]。氣候系統(tǒng)異常復(fù)雜，本研究并沒有從氣候系統(tǒng)的機(jī)理角度去分析，也沒有考慮高原季風(fēng)的作用，而只是對相關(guān)性的空間格局的靜態(tài)描述，但是這種相關(guān)性的空間格局體現(xiàn)出與地形要素之間的高度契合，至少說明本研究所揭示的兩種季風(fēng)的作用區(qū)能夠在地形方面得到一定的支持。

研究結(jié)論如下：

1)1970—2014年青藏高原夏季降水變化的趨勢較為一致，大部分地區(qū)夏季降水明顯增加，只有西南地區(qū)夏季降水是明顯的減少。

2)東亞夏季風(fēng)與青藏高原夏季降水正相關(guān)的區(qū)域集中分布在柴達(dá)木盆地邊緣以及橫斷山脈地區(qū)；但是在青藏高原中部以及西部地區(qū)是顯著的負(fù)相關(guān)。

3)南亞夏季風(fēng)對于高原降水的顯著性影響范圍要大于東亞夏季風(fēng)，顯著正相關(guān)的區(qū)域是青藏高原南部地區(qū)；顯著負(fù)相關(guān)區(qū)域主要在正相關(guān)區(qū)域的外圍、高大山體周圍，分布于高原西緣(塔里木盆地西南側(cè))、高原中部和北部地區(qū)。