趙夢(mèng)凡,趙 彤,顏亮東,*,李英年,溫婷婷,祁棟林,蘇文將

1 青海省氣象科學(xué)研究所,西寧 810001 2 青海省防災(zāi)減災(zāi)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,西寧 810001 3 中科院西北高原生物研究所/青海省寒區(qū)恢復(fù)生態(tài)學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,西寧 810008 4 青海省氣候中心,西寧 810001

青藏高原被稱為“世界第三極”,是我國及東亞氣候系統(tǒng)穩(wěn)定的重要屏障,不僅直接影響著我國天氣、氣候的形成和演變,而且對(duì)東亞甚至北半球的大氣環(huán)流都有著極其重要的影響,是反映全球變化敏感性的“驅(qū)動(dòng)機(jī)”和“放大器”[1—4]。三江源地區(qū)作為青藏高原的重要組成部分,在水源涵養(yǎng)、氣候調(diào)節(jié)、生態(tài)安全等方面具有重要的戰(zhàn)略地位[5—6]。

氣候變化不僅僅關(guān)乎生態(tài),更是成為一個(gè)涉及包括國家安全、國際關(guān)系、社會(huì)經(jīng)濟(jì)與環(huán)境等多個(gè)領(lǐng)域的發(fā)展與政治的綜合問題,在全球氣候變暖背景下,極端氣象事件呈現(xiàn)多發(fā)、頻發(fā)的態(tài)勢(shì)[7—8],就青海而言,《西北區(qū)域氣候變化評(píng)估報(bào)告》[9]認(rèn)為21世紀(jì)本區(qū)域高溫現(xiàn)象更加頻繁,升溫速率將大于0.30℃/10a,氣溫升高不僅直接影響溫度極值的變化,而且會(huì)誘發(fā)高溫干旱、暴雨洪澇等極端氣候事件頻繁發(fā)生,進(jìn)而影響自然生態(tài)環(huán)境和社會(huì)經(jīng)濟(jì)活動(dòng)[10]。全球氣候變化雖然表現(xiàn)出較為一致的趨勢(shì),但是仍存在明顯的區(qū)域差異：美國和前蘇聯(lián)極端最低溫度在過去幾十年上升趨勢(shì)較為顯著,極端最高溫度則表現(xiàn)出一定的區(qū)域性[11]；歐亞大陸隨著北極地區(qū)持續(xù)增溫出現(xiàn)降溫趨勢(shì),冷冬更加頻繁[12]；澳大利亞極端最高氣溫在21世紀(jì)預(yù)計(jì)將增加3.5℃[13]；伊拉克在過去60年氣溫增長速度達(dá)到全球氣溫上升速度的2到7倍,其中極端暖夜天數(shù)增加顯著[14]。我國氣象工作者在關(guān)于青藏高原極端溫度事件的研究方面也取得了一定的研究成果,馮曉莉等[15]指出近58年來,青海高原極端氣溫暖指數(shù)顯著增加,極端氣溫冷指數(shù)顯著減少,陳銳杰[16]研究發(fā)現(xiàn)青藏高原極端高溫事件頻率與強(qiáng)度呈增加趨勢(shì),極端低溫事件頻率與強(qiáng)度呈減弱趨勢(shì)。

目前針對(duì)三江源區(qū)氣候變化的研究主要圍繞極端氣候事件日數(shù)變化和氣候突變分析[17—18],研究年代較遠(yuǎn)且關(guān)于不同基準(zhǔn)氣候態(tài)極端氣溫事件頻次、強(qiáng)度變化以及正態(tài)分布下的極端小概率頻次等方面的分析相對(duì)較少。本研究通過劃分四個(gè)基準(zhǔn)氣候態(tài)(1961—1990年、1971—2000年、1981—2010年、1991—2020年),基于不同氣候態(tài)和整體氣候趨勢(shì)中極端氣溫事件頻次和強(qiáng)度的時(shí)間變化趨勢(shì)和空間分布特征,揭示三江源區(qū)極端氣溫事件變化事實(shí)和發(fā)展趨勢(shì),探討全球變暖背景下三江源地區(qū)氣候是否更加趨于極端化、極端氣溫事件是否更加頻繁等問題,對(duì)提升災(zāi)害性天氣氣候事件的預(yù)測(cè)能力,指導(dǎo)政府制定可持續(xù)發(fā)展戰(zhàn)略、強(qiáng)化氣象防災(zāi)減災(zāi)和應(yīng)對(duì)氣候變化能力具有十分重要的現(xiàn)實(shí)意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)域

研究區(qū)域位于青藏高原腹地、青海省南部的三江源地區(qū)(31°39—36°16′N,89°24′—102°23′E),是長江、黃河、瀾滄江的發(fā)源地,全區(qū)總面積31.2萬km2,其中長江源區(qū)面積14.0萬km2,黃河源區(qū)面積11.8萬km2,瀾滄江源區(qū)面積5.4萬km2,行政區(qū)域涉及玉樹、果洛、海南、黃南4個(gè)藏族自治州的16個(gè)縣和格爾木市的唐古拉鄉(xiāng),海拔3450—6621m,地形由西向東逐漸降低(圖1)。三江源區(qū)屬于典型的高原大陸性氣候,特征表現(xiàn)為冬寒夏涼、暖季短暫、冷季漫長,年溫差小、日溫差大,日照時(shí)間長、輻射強(qiáng)烈,雨量偏少、雨熱同期,干濕季分明,年均氣溫在-5.6—3.8℃之間,年均降水量在262.2—772.8mm之間[6,19]。

圖1 研究區(qū)域基本地理信息示意圖

1.2 數(shù)據(jù)來源

氣象數(shù)據(jù)選用三江源區(qū)23個(gè)國家氣象站1961—2020年逐日最高溫度、最低溫度等,對(duì)氣象數(shù)據(jù)進(jìn)行嚴(yán)格質(zhì)量控制,剔除異常數(shù)據(jù),對(duì)缺失數(shù)據(jù)采用滑動(dòng)平均插值法等方式進(jìn)行補(bǔ)全。

歸因分析使用的國省區(qū)域年尺度碳排放數(shù)據(jù)和北半球月尺度大氣環(huán)流指數(shù)數(shù)據(jù)分別通過中國碳核算數(shù)據(jù)庫(https://www.ceads.net.cn)和國家氣候中心氣候系統(tǒng)(https://cmdp.ncc-cma.net/cn/index.htm)獲得。

1.3 研究方法

1.3.1基準(zhǔn)氣候態(tài)劃分

“基準(zhǔn)氣候態(tài)”是將某一氣候相對(duì)穩(wěn)定的時(shí)期作為“基準(zhǔn)氣候時(shí)期”,根據(jù)世界氣象組織的定義,某氣象要素30年的平均值可作為氣候基準(zhǔn)值,基準(zhǔn)氣候態(tài)具有更長的時(shí)間序列和可靠的氣候信息,能夠很好地代替真實(shí)氣候值,是目前氣候領(lǐng)域中分析氣候和氣候變化研究常用的方法之一[20—21]。本文定義1961—1990年、1971—2000年、1981—2010、1991—2020年為第一,第二,第三,第四基準(zhǔn)氣候態(tài),記為第Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài),基于不同氣候態(tài)對(duì)三江源區(qū)極端高溫、極端低溫事件時(shí)空變化特征進(jìn)行研究。

1.3.2極端氣溫事件指標(biāo)

極端氣象指標(biāo)的定義和計(jì)算同樣采用世界氣象組織定義的極端氣溫指數(shù),通過非參數(shù)百分法確定極端氣溫事件的閾值[22]。具體定義見表1。

表1 極端氣溫事件指標(biāo)定義

1.3.3趨勢(shì)系數(shù)

為了較為直觀的了解三江源區(qū)極端溫度事件在時(shí)間尺度上的長期趨勢(shì)變化,本研究采用趨勢(shì)系數(shù)來表征極端溫度和時(shí)間的密切程度,并對(duì)計(jì)算得到的趨勢(shì)系數(shù)進(jìn)行了顯著性水平檢驗(yàn)。由于趨勢(shì)系數(shù)是一個(gè)無量綱量,在[-1,1]之間來回波動(dòng),從而有效地消去了氣象要素的均方差對(duì)線性回歸系數(shù)大小的影響[23]。

(1)

1.3.4概率密度

隨機(jī)變量x的概率密度函數(shù)為：

(2)

式中,μ是均值,σ2為方差。圖2為基于概率密度和正態(tài)分布切割線的班瑪日最高氣溫正態(tài)分布情況,介于μ±3σ的面積占比為99.73%,μ±2σ的面積占比為95.45%,μ±σ的面積占比為68.27%。

圖2 正態(tài)分布的期望值(μ)和標(biāo)準(zhǔn)差(σ)(以班瑪日最高氣溫為例)

偏度和峰度分別用來衡量隨機(jī)變量概率密度分布曲線的對(duì)稱性和平坦度：

(3)

(4)

1.3.5經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分析方法

經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分析方法(empirical orthogonal function,EOF)可用于描述特征向量場的主要分型和年際變化[24]。本文通過NCL編程并進(jìn)行數(shù)據(jù)處理,分析不同氣候態(tài)中極端高溫、極端低溫事件的發(fā)生頻次、強(qiáng)度的時(shí)間特征向量的演變規(guī)律,并采用North檢驗(yàn)判斷計(jì)算結(jié)果顯著性。

1.3.6格蘭杰因果關(guān)系檢驗(yàn)

格蘭杰因果關(guān)系檢驗(yàn)是一種可以有效規(guī)避變量間偽相關(guān)的統(tǒng)計(jì)方法,一開始應(yīng)用于經(jīng)濟(jì)學(xué)領(lǐng)域,而后被引入氣象學(xué)和生態(tài)學(xué),該檢驗(yàn)法可判別兩個(gè)時(shí)間序列之間有無因果相關(guān)關(guān)系及對(duì)應(yīng)因果關(guān)系方向,當(dāng)解釋變量和被解釋變量在時(shí)間序列上通過平穩(wěn)性檢驗(yàn)和協(xié)整檢驗(yàn)后,可進(jìn)一步用于三江源區(qū)極端氣溫歸因分析研究[25—27]。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同氣候態(tài)下極端氣溫閾值的空間分布

圖3為三江源區(qū)第Ⅰ氣候態(tài)極端高溫和極端低溫閾值的空間分布,受海拔地形影響,經(jīng)向分布特征明顯,第Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài)極端氣溫閾值空間分布特征與第Ⅰ氣候態(tài)相似,大致呈現(xiàn)自西向東的遞增趨勢(shì),且夏冬季節(jié)分布特征相似。受70年代和90年代最低溫轉(zhuǎn)折點(diǎn)影響[28],第Ⅱ氣候態(tài)冬季極端氣溫閾值下限下降0.28℃,結(jié)合圖4可以看出,在全球增溫大背景下,三江源區(qū)冬季極端低溫閾值較夏季極端高溫閾值相比上升更快,增幅更大。

圖3 第Ⅰ氣候態(tài)夏季和冬季極端氣溫閾值

表2 三江源區(qū)不同氣候態(tài)極端氣溫閾值/℃

圖4 三江源區(qū)不同氣候態(tài)與60年平均氣候態(tài)的極端高溫/極端低溫閾值之差的正負(fù)占比統(tǒng)計(jì)

2.2 同氣候態(tài)下極端氣溫事件的空間分布

根據(jù)三江源區(qū)不同氣候態(tài)各個(gè)氣象站點(diǎn)的極端溫度閾值,分別統(tǒng)計(jì)不同氣候態(tài)每個(gè)站點(diǎn)極端溫度事件的頻次和強(qiáng)度,其中,極端高溫(極端低溫)頻次為某個(gè)站點(diǎn)的日最高氣溫(日最低氣溫)值超過(低于)閾值的天數(shù),強(qiáng)度是指極端溫度事件溫度值與閾值之差的絕對(duì)值總和與頻次的比值。據(jù)此,分別統(tǒng)計(jì)并分析近60年三江源區(qū)不同氣候態(tài)夏季極端高溫與冬季極端低溫事件的頻次和強(qiáng)度的空間分布特征。

2.2.1頻次分布

分析圖5可知,第Ⅰ氣候態(tài)中極端高溫頻次正增長占比65.22%,其中17.39%區(qū)域增速超過1.5d/10a；第Ⅱ氣候態(tài)極端高溫頻次正向增加的區(qū)域擴(kuò)大、增長顯著,全區(qū)91.30%的氣象站點(diǎn)呈現(xiàn)上升趨勢(shì),平均頻次1.46d/10a；整個(gè)三江源區(qū)在第Ⅲ氣候態(tài)中極端高溫頻次均為正值,空間上基本呈現(xiàn)由西向東逐漸增加的分布特征,平均頻次達(dá)4.06d/10a之間；第Ⅳ氣候態(tài)中除西部出現(xiàn)部分負(fù)增長外,其余地區(qū)極端高溫頻次基本呈正趨勢(shì),和第Ⅲ氣候態(tài)經(jīng)向分布特征較為一致,與第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)相反。

圖5 三江源區(qū)夏季極端高溫頻次

圖6給出了不同氣候態(tài)下,三江源區(qū)冬季極端低溫頻次的空間分布,與夏季極端高溫頻次相比,空間分布特征有所減弱。在第Ⅰ氣候態(tài)中,僅21.74%的區(qū)域極端低溫頻次增加速率為正,負(fù)值最小值基本集中在三江源區(qū)東北部的農(nóng)業(yè)區(qū)；第Ⅱ氣候態(tài)極端低溫頻次正負(fù)占比約3∶7,平均正向增速達(dá)2.65d/10a；極端低溫發(fā)生次數(shù)在第Ⅲ氣候態(tài)呈現(xiàn)出全區(qū)域下降的空間分布特征,超過20%區(qū)域降幅多于5d/10a；第Ⅳ氣候態(tài)中除零星地區(qū)極端低溫頻次表現(xiàn)出0.5d/10a輕度增加,其余大部地區(qū)下降顯著,平均降幅達(dá)4.82d/10a。

圖6 三江源區(qū)冬季極端低溫頻次

2.2.2強(qiáng)度分布

極端高溫強(qiáng)度較頻次徑向分布更顯著,其中第Ⅰ氣候態(tài)基本表現(xiàn)為由西向東的遞減趨勢(shì),強(qiáng)度正向增加速率較低,最大值0.18℃ d-1(10a)-1,表明大部地區(qū)極端高溫事件集中于閾值附近；第Ⅱ氣候態(tài)中極端高溫強(qiáng)度呈正增加趨勢(shì)的區(qū)域逐漸擴(kuò)張,尤其是三江源區(qū)高海拔為主的西部地區(qū),增長速率均超過0.25℃ d-1(10a)-1,空間分布與第Ⅰ氣候態(tài)相似；第Ⅲ氣候態(tài)極端高溫強(qiáng)度表現(xiàn)出自西向東遞增的趨勢(shì),與第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)呈現(xiàn)經(jīng)向?qū)ΨQ特征,且集中在三江源區(qū)東北部低海拔的農(nóng)業(yè)區(qū)；第Ⅳ氣候態(tài)和第Ⅲ氣候態(tài)極端高溫強(qiáng)度空間分布特征相似,負(fù)向增加區(qū)域略有擴(kuò)張,正向增加區(qū)域增幅減小。

圖7 三江源區(qū)夏季極端高溫強(qiáng)度

極端低溫強(qiáng)度空間分布的區(qū)域性和規(guī)律性較極端高溫強(qiáng)度有所減弱。第Ⅰ氣候態(tài)中69.57%呈負(fù)增長趨勢(shì),平均速率為-0.24℃ d-1(10a)-1,增加區(qū)域主要集中在三江源區(qū)東南部和唐古拉山附近,平均增幅0.79℃ d-1(10a)-1；第Ⅱ氣候態(tài)中正增長區(qū)域和第Ⅰ氣候態(tài)相近,但強(qiáng)度增速有所下降,平均值為0.34℃ d-1(10a)-1,正負(fù)增長區(qū)域比例約4∶6；第Ⅲ氣候態(tài)極端低溫強(qiáng)度正增長平均速率僅0.09℃ d-1(10a)-1,整體上呈減弱趨勢(shì),低值中心在唐古拉山一帶,為-1.03℃ d-1(10a)-1；第Ⅳ氣候態(tài)整體空間分布特征與第Ⅲ氣候態(tài)類似,但高值中心發(fā)生轉(zhuǎn)移,從三江源東南北抬至興海一帶,增長速率也略微上升,負(fù)增長區(qū)域進(jìn)一步擴(kuò)大,占比達(dá)82.61%。

圖8 三江源區(qū)冬季極端低溫強(qiáng)度

2.2.3基于正態(tài)分布切割線的平均氣候態(tài)頻次的空間分布

三江源區(qū)所有站點(diǎn)日最高、最低氣溫的正態(tài)分布偏度和峰度的空間分布如圖9所示,均為負(fù)值,且絕對(duì)值小于1,符合正態(tài)分布的同時(shí),全部存在平均值小于中位數(shù)且正態(tài)分布相對(duì)平緩的特征,整體上偏度和峰度在日最高氣溫上的波動(dòng)范圍均小于日最低氣溫,表明日最高氣溫更符合標(biāo)準(zhǔn)的正態(tài)分布。

圖9 1961—2020年三江源區(qū)日最高氣溫、日最低氣溫的偏度和峰度

完成所有站點(diǎn)偏度和峰度的檢驗(yàn)后,基于概率密度的正態(tài)分布切割計(jì)算得到1961—2020年三江源區(qū)日最高、最低氣溫正態(tài)分布發(fā)生概率在μ±2σ之外的頻次(圖10),用來表征三江源區(qū)60年的極端高溫和極端低溫發(fā)生頻次。極端低溫頻次空間分布特征較極端高溫更加顯著,總體呈現(xiàn)由東北和西北向中南增加的趨勢(shì),且發(fā)生次數(shù)遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過極端高溫。極端高溫大致沿著阿尼瑪卿山和巴顏喀拉山呈高頻帶狀分布,山脈兩側(cè)頻次逐漸降低。

圖10 1961—2020年三江源區(qū)日最高/最低氣溫大于μ+2σ/小于μ-2σ的頻次

2.3 不同氣候態(tài)下極端氣溫事件的時(shí)間變化趨勢(shì)

如圖11所示,本文通過EOF將四個(gè)氣候態(tài)極端氣溫序列做時(shí)間和空間的分離,由于時(shí)間序列的第一模態(tài)解釋方差均大于50%,因此可以較好地表征三江源區(qū)不同氣候態(tài)極端氣溫時(shí)間變化趨勢(shì)。三江源區(qū)極端高溫頻次在第Ⅰ—Ⅲ氣候態(tài)中均表現(xiàn)出顯著的上升趨勢(shì),且全部通過0.01信度檢驗(yàn),其中第Ⅱ氣候態(tài)極端高溫頻次上升趨勢(shì)最為顯著,正趨勢(shì)達(dá)0.604,與之對(duì)應(yīng)的極端高溫強(qiáng)度則呈現(xiàn)較顯著的弱增長趨勢(shì)。第Ⅲ氣候態(tài)極端高溫強(qiáng)度趨勢(shì)系數(shù)在四個(gè)氣候態(tài)中最大,且通過0.05信度檢驗(yàn),表明這一時(shí)期極端高溫伴隨著發(fā)生次數(shù)的增加極端性增加；第Ⅳ氣候態(tài)極端高溫頻次和強(qiáng)度均略有增加,但都不顯著?？傮w而言,極端高溫頻次和強(qiáng)度在四個(gè)氣候態(tài)中一致性較好,均表現(xiàn)為增加趨勢(shì),但顯著性有所差別。第Ⅱ氣候態(tài)和第Ⅲ氣候態(tài)極端高溫的極端性相對(duì)突出,且發(fā)生頻次增加幅度較大,1991年之后極端溫度增加趨勢(shì)相對(duì)放緩,因此第Ⅳ氣候態(tài)基本維持在閾值附近波動(dòng),與全球氣候變暖的大背景相一致。

圖11 三江源區(qū)夏季極端高溫頻次和強(qiáng)度第一模態(tài)時(shí)間變化趨勢(shì)

極端低溫在不同氣候態(tài)中時(shí)間變化趨勢(shì)特征并非全部一致。第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)中極端低溫頻次雖然均呈現(xiàn)出顯著增加趨勢(shì),且通過0.01信度檢驗(yàn),但兩者強(qiáng)度變化相反,第Ⅰ氣候態(tài)強(qiáng)度的顯著減弱趨勢(shì)表明整個(gè)三江源區(qū)極端低溫發(fā)生次數(shù)盡管上升明顯,但極端性降低,極端低溫事件影響程度也快速下降,第Ⅱ氣候態(tài)強(qiáng)度表現(xiàn)出一定的增加趨勢(shì),極端性增加,表明冬季發(fā)生超過閾值的極端低溫事件較多,對(duì)應(yīng)低溫雨雪冰凍災(zāi)害等相對(duì)較多；第Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài)極端低溫在頻次和強(qiáng)度上變化趨勢(shì)較為一致,均呈現(xiàn)快速下降趨勢(shì),且第Ⅳ氣候態(tài)下降趨勢(shì)較第Ⅲ氣候態(tài)更加顯著。

圖12 三江源區(qū)冬季極端低溫頻次和強(qiáng)度第一模態(tài)時(shí)間變化趨勢(shì)

3 討論

《中國氣候變化藍(lán)皮書(2020)》指出,中國是全球氣候變化的敏感區(qū)和影響顯著區(qū),1951—2019年,中國年平均氣溫增溫速率為0.24℃/10a,明顯高于同期全球平均水平,區(qū)域間差異明顯,其中青藏高原地區(qū)增溫速率最大。本文研究發(fā)現(xiàn)三江源區(qū)極端高溫事件在不同氣候態(tài)中整體上基本呈現(xiàn)出較為明顯的增加趨勢(shì),與《藍(lán)皮書(2020)》趨勢(shì)一致,但不同氣候態(tài)存在一定的時(shí)空差異。由表3可知,極端高溫閾值與海拔和經(jīng)度分別呈現(xiàn)較為顯著的負(fù)相關(guān)和正相關(guān)關(guān)系,表明隨著海拔的升高極端高溫下降明顯,自東向西遞減趨勢(shì)顯著,不同氣候態(tài)中均表現(xiàn)出強(qiáng)烈的一致性。極端高溫頻次和強(qiáng)度與閾值相比,增減趨勢(shì)并未表現(xiàn)出一致性,第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)中極端溫度頻次、強(qiáng)度自西向東減少減弱,在一定程度上反映出在20世紀(jì)60初的暖期,4000m以上高海拔地區(qū)對(duì)比2000—3000m的中海拔地區(qū)增溫幅度更大,尤其是最高氣溫,這與丁明軍等[29]研究結(jié)論一致。80年代中后期青海高原不同地區(qū)先后進(jìn)入一個(gè)氣溫持續(xù)升高的階段,受人類活動(dòng)、臭氧總量、氣溶膠含量變化等因素影響[30—32],三江源東部地區(qū)極端高溫頻發(fā),增加趨勢(shì)顯著高于西部地區(qū)。極端低溫除閾值對(duì)海拔較為敏感外,在經(jīng)度和緯度上均未表現(xiàn)出較為顯著的相關(guān)關(guān)系,與極端高溫類似的是,在第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)和第Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài)中,西部和東部頻次和強(qiáng)度的趨勢(shì)變化基本呈現(xiàn)反相位變化,且較極端高溫變化程度更具顯著性。

表3 三江源區(qū)不同氣候態(tài)極端氣溫閾值、頻次、強(qiáng)度和地理要素的相關(guān)性分析

整體上,極端高溫在不同氣候態(tài)中變化趨勢(shì)較為一致,且與海拔和經(jīng)度關(guān)系較為顯著,極端低溫變化相對(duì)來說不確定性更強(qiáng),其頻次和強(qiáng)度變化特征具有不對(duì)稱性,尤其是三江源西部地區(qū),受多氣候系統(tǒng)及環(huán)流遙相關(guān)共同影響,使得該區(qū)域氣候變化的原因更為復(fù)雜[33]。

對(duì)三江源區(qū)極端氣溫頻次強(qiáng)度和國省區(qū)域碳排放量、北半球相關(guān)大氣環(huán)流指數(shù)資料進(jìn)行格蘭杰因果關(guān)系檢驗(yàn),進(jìn)一步對(duì)極端氣溫變化歸因分析進(jìn)行討論。由表4可知,表征東亞夏季風(fēng)強(qiáng)弱的北太平洋副高脊線位置指數(shù)的增加是極端高溫頻次和強(qiáng)度增加的格蘭杰原因,且存在3年滯后期。滯后2年的全國碳排放是三江源區(qū)極端高溫強(qiáng)度增加的格蘭杰原因,三江源區(qū)和青海省碳排放雖然和極端高溫頻次和強(qiáng)度有較好的正相關(guān)性,但均未通過格蘭杰檢驗(yàn),說明地區(qū)碳排放不一定會(huì)對(duì)地區(qū)極端高溫變化產(chǎn)生直接影響；對(duì)太平洋區(qū)極渦強(qiáng)度指數(shù)和極端低溫頻次做檢驗(yàn),滯后期1年、2年均通過檢驗(yàn),表明北半球極渦在1—2年期間都可能會(huì)對(duì)極端低溫發(fā)生次數(shù)產(chǎn)生直接影響。此外,滯后2年青海省碳排放增加也是極端低溫頻次降低的格蘭杰原因。東亞槽位置指數(shù)的增加直接影響極端低溫強(qiáng)度,而東亞大槽是表征北半球冬季對(duì)流層中層中高緯度西風(fēng)帶強(qiáng)弱的重要指標(biāo),不同尺度碳排放雖然和極端低溫強(qiáng)度存在負(fù)相關(guān),但并未通過顯著性檢驗(yàn)和格蘭杰檢驗(yàn)。

表4 格蘭杰因果關(guān)系檢驗(yàn)(1997—2019年)

三江源區(qū)自然環(huán)境惡劣,道路閉塞、人員稀少,通信網(wǎng)絡(luò)建設(shè)困難,氣象站點(diǎn)較為稀疏,目前僅有23個(gè)國家級(jí)氣象站,雖然有長時(shí)間序列且質(zhì)量較好的數(shù)據(jù),但覆蓋度的精細(xì)化建設(shè)方面仍需進(jìn)一步提升,才能更有效地滿足本地氣候資源及生態(tài)環(huán)境監(jiān)測(cè)與治理的需要。

4 結(jié)論

本文通過劃分四個(gè)基準(zhǔn)氣候態(tài),研究三江源區(qū)不同氣候態(tài)極端溫度事件閾值、頻次和強(qiáng)度的空間分布特征和時(shí)間變化趨勢(shì),并對(duì)其變化原因進(jìn)行討論。結(jié)論如下：

(1)極端溫度閾值整體變化與全球變暖趨勢(shì)一致,基本表現(xiàn)為海拔越高閾值越低,且自東向西逐漸降低,不同氣候態(tài)不同背景溫度地區(qū)趨勢(shì)有所不同,存在一定的非對(duì)稱性增溫的特征。

(2)不同氣候態(tài)極端高溫頻次和強(qiáng)度的空間分布區(qū)域性和規(guī)律性均優(yōu)于極端低溫,基本表現(xiàn)為第Ⅰ、Ⅱ氣候態(tài)自西向東遞減,第Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài)自西向東遞增的徑向空間分布特征,在時(shí)間變化上呈現(xiàn)弱增加—迅速增加—增速放緩的整體增加趨勢(shì)；極端低溫空間分布與極端高溫相似,但不同氣候態(tài)中頻次和強(qiáng)度時(shí)間變化趨勢(shì)特征并非全部一致,第Ⅰ氣候態(tài)頻次增加極端性降低,經(jīng)歷第Ⅱ氣候態(tài)短暫上升過程后,在第Ⅲ、Ⅳ氣候態(tài)下降顯著,說明隨著三江源區(qū)生態(tài)保護(hù)政策的實(shí)施,該地區(qū)脆弱的生態(tài)系統(tǒng)得以恢復(fù)[34—35],極端溫度事件的極端性逐漸穩(wěn)定甚至下降。

(3)極端高溫與海拔和經(jīng)度關(guān)系較為顯著,極端低溫變化相對(duì)來說不確定性更強(qiáng),其頻次和強(qiáng)度變化特征具有不對(duì)稱性,尤其是三江源西部地區(qū)。綜合近23年三江源區(qū)極端氣溫頻次強(qiáng)度和國省區(qū)域碳排放量、北半球相關(guān)大氣環(huán)流指數(shù)資料的格蘭杰因果關(guān)系檢驗(yàn)結(jié)果,進(jìn)一步發(fā)現(xiàn)三江源區(qū)極端氣溫與東亞夏季風(fēng)、中高緯度西風(fēng)帶、北半球極渦等環(huán)流系統(tǒng)遙相關(guān),與國省碳排放也存在較好的相關(guān)性和因果關(guān)系,地區(qū)碳排放并未對(duì)地區(qū)極端氣溫變化產(chǎn)生直接影響,尤其是對(duì)極端低溫。