高 東，牛海山

(中國科學院大學資源與環(huán)境學院， 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特的熱力循環(huán)系統(tǒng)，在高原地區(qū)產生特殊的氣候系統(tǒng)，也對中國乃至全球的氣候產生深遠的影響。由此，青藏高原被稱為“全球變化與地球系統(tǒng)科學統(tǒng)一研究的最佳天然實驗室”[1]和“全球氣候變化的驅動機與放大器”[2]。從20世紀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地區(qū)。以往很多研究展現(xiàn)出亞洲季風的爆發(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節(jié)著亞洲季風。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爆發(fā)的一個重要因素。趙聲蓉等[6]發(fā)現(xiàn)，青藏高原上異常熱力影響亞洲季風以及歐亞中高緯度地區(qū)的環(huán)流，從而對中國內陸地區(qū)的水文過程產生影響。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80年代提出，亞洲的季風系統(tǒng)分為：東亞季風以及南亞季風兩個子系統(tǒng)，受到位置、大氣環(huán)流、地形等的影響，南亞季風以及東亞季風對中國內陸包括青藏高原產生不同的影響。

研究者也做了關于季風、水汽循環(huán)及輸送影響青藏高原降水的機理的很多研究工作。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，提出北大西洋濤動的變化影響青藏高原的中東部降水，西風環(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)的降水與西南季風密切相關。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。

目前東亞夏季風(EASM, East Asian summer monsoon)以及南亞夏季風(SASM，South Asian summer monsoon)對青藏高原降水的影響范圍以及對兩種季風的作用路徑研究較少。而且，青藏高原的氣象站點數(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大學的Climatic Research Unit(簡稱CRU)整合的空間分辨率為0.5°×0.5°網格的降水數(shù)據(jù)，采用偏相關的方法，通過對青藏高原每個柵格點降水的時間序列進行分析，得到1970—2014年東亞夏季風和南亞夏季風對青藏高原各地區(qū)降水的影響差異。

1 研究區(qū)概況

本研究的區(qū)域為有著“世界第三極”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[14]。

青藏高原地域廣闊，地勢高聳，存在復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，日照的時間長，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大學的CRU通過整合若干個數(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也將CRU數(shù)據(jù)作為基礎數(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多個氣象站的觀測數(shù)據(jù)進行插值得到的高分辨率、長時間尺度的柵格資料。本文使用的數(shù)據(jù)集是CRU_TS4.0版本，時間跨度是1970—2014年，空間分辨率為0.5°×0.5°，具體分析時用到的夏季降水數(shù)據(jù)是6—8月的月平均數(shù)據(jù)。

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

2.2 研究方法

1)偏相關分析方法。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雜系統(tǒng)，任何一個要素的變化都必將會對其他的要素產生一定的影響。同理，任何一個要素的變化都是由很多其他不同要素變化引起的。在研究某一個要素與另外一個要素的相關程度時，經常會把這兩個要素之外的要素當成常數(shù)，也就是去除其他要素產生的影響，這樣單獨研究兩個要素之間相關性的方法稱為偏相關，一般用偏相關系數(shù)來表示，顯著性檢驗采用t檢驗[20]。

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

(1)

(2)

t檢驗計算為

(3)

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

2)本研究使用R軟件進行數(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用于偏相關分析，RNetCDF用于處理CRU_TS4.0柵格數(shù)據(jù)。

3 研究結果

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)，針對每個柵格點夏季降水的時間序列做線性擬合，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，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與降水相關性空間分布情況，圖2(a)是兩個因素直接相關、并不控制SASM影響的結果，圖2(b)使用偏相關去掉SASM影響后的結果。

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

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

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

通過以上分析，青藏高原降水與東亞夏季風顯著性相關的區(qū)域范圍不大，特別是顯著正相關區(qū)域，而在青藏高原中部大部分地區(qū)呈現(xiàn)顯著的負相關。在高原東北部的柴達木盆地以及西南部的橫斷山脈，區(qū)域降水與東亞夏季風正相關程度很高，由此推斷，東亞夏季風是通過柴達木盆地以及橫斷山脈影響青藏高原的。然而東亞夏季風沿著柴達木盆地以及橫斷山脈進入青藏高原之后的作用路徑，則需要結合風向圖以及水汽通道等進行進一步的研究分析，相關關系定量分析的結果結合風向圖、水汽通道圖定性分析的結果，能夠更好地解釋這個問題。

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性的空間分布關系。

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

正相關的區(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與高原降水的相關系數(shù)超過0.30，而且通過95%置信度檢驗。與此同時，負相關區(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與高原降水的相關系數(shù)超過-0.40，通過95%置信度檢驗。在消除EASM的影響之后(圖3(b))，SASMI與高原夏季降水相關性的空間格局變化不大，但是在高原西南地區(qū)顯著正相關的面積增大；顯著性負相關面積變化很小。由于喜馬拉雅山脈的阻隔，南亞夏季風通過翻越山脈影響青藏高原的水汽是有限的，所以與南亞夏季風正相關的區(qū)域大都集中于青藏高原南部地區(qū)。橫斷山脈地區(qū)與南亞夏季風呈現(xiàn)一定的正相關，證明南亞夏季風也是通過橫斷山區(qū)影響青藏高原。

4 討論與結論

雖然可以根據(jù)已有研究對兩種季風在青藏高原的“勢力范圍”和作用路徑進行一般推測，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行的初步嘗試。

研究青藏高原夏季降水趨勢時發(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影響的南部其他區(qū)域卻是降水增加的趨勢。這可能是因為青藏高原西南地區(qū)氣候比其他地區(qū)要復雜，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。氣候的多樣以及復雜的水汽輸送，青藏高原西南地區(qū)的降水也就會不同于其他地區(qū)。

已有研究表明柴達木盆地受到高原季風、西風環(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)，雖然相關性在0.05水平并沒有達到顯著，但由于這是附近大量柵格的一致性趨勢，而且這個規(guī)律從地形上能夠得到解釋，所以不能用偶發(fā)性去解釋這個區(qū)域的正相關關系。柴達木盆地是西風為主，本研究也做了西風指數(shù)與高原降水的相關分析，發(fā)現(xiàn)柴達木盆地降水與西風指數(shù)并沒有顯著相關性。若要影響柴達木盆地降水的主導因素，則需要結合更多其他數(shù)據(jù)進行分析。

與SASM正相關的區(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識的SASM氣候作用區(qū)大體吻合[23]。

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

本研究的結果也可能會受到數(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降水數(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間動態(tài)[24]。氣候系統(tǒng)異常復雜，本研究并沒有從氣候系統(tǒng)的機理角度去分析，也沒有考慮高原季風的作用，而只是對相關性的空間格局的靜態(tài)描述，但是這種相關性的空間格局體現(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的作用區(qū)能夠在地形方面得到一定的支持。

研究結論如下：

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)東亞夏季風與青藏高原夏季降水正相關的區(qū)域集中分布在柴達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)是顯著的負相關。

3)南亞夏季風對于高原降水的顯著性影響范圍要大于東亞夏季風，顯著正相關的區(qū)域是青藏高原南部地區(qū)；顯著負相關區(qū)域主要在正相關區(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)、高原中部和北部地區(qū)。