蔡怡薇, 陸志波

(1. 同濟大學 環(huán)境科學與工程學院，上海 200092；2.同濟大學 污染控制與資源化研究國家重點實驗室,上海 200092)

1 引 言

北極海冰是全球氣候變化的重要指示器[1]。在全球變暖的過程中，北極的氣溫變化是全球平均水平的兩倍[2]，被稱為北極放大效應(yīng)[3]。海冰減退不僅影響其局地的氣候，也可以進一步通過大氣環(huán)流和海洋的熱力、動力過程，對遙遠地區(qū)的氣候條件產(chǎn)生相關(guān)作用。已有研究表明，隨著北極海冰減退，一些中緯度地區(qū)已經(jīng)經(jīng)歷了寒冷、多雪的冬季[4～7]，歐洲中部和北部最近也經(jīng)歷了連續(xù)6年的異常多雨夏季[8]，也有一部分研究發(fā)現(xiàn)海冰減退會影響我國主要的大氣環(huán)流系統(tǒng)，從而影響華南地區(qū)夏季降水、長江中下游梅雨形式等[9-10]。

青藏高原被稱為地球“第三極”，其與南北兩極是世界氣候研究計劃(WCRP)及國際巖石圈-生物圈研究計劃(IGBP)等多個國際計劃研究的關(guān)鍵地區(qū)，在歷次的IPCC報告中也都對地球三極給予了足夠的重視[11～15]。已有研究表明，夏季(7月)全區(qū)北極海冰M指數(shù)與青藏高原冬季降水相關(guān)性較好[16]；北極海冰可以通過大氣環(huán)流系統(tǒng)影響我國青海省春季降水[17]。然而目前對于青藏高原全區(qū)的降水在全年各時段對于北極海冰變化的響應(yīng)尚未有研究，而主要集中在個別省或特定時段的單獨研究上。因此在前人的研究基礎(chǔ)上，本文主要探究青藏高原全區(qū)降水對于北極海冰減退的響應(yīng)，對提前預(yù)測高原氣候可能會有的相應(yīng)變化，從而預(yù)報乃至整個東亞地區(qū)的氣候變化，有深遠的影響。

2 數(shù)據(jù)來源與方法介紹

本文采用的海冰覆蓋范圍(Sea Ice Extent，SIE)數(shù)據(jù)來自美國國家冰雪數(shù)據(jù)中心，時間范圍為1978年11月至今，是Nimbus-7衛(wèi)星搭載SMMR，DMSP-F8、DMSP-F11、DMSP-F13、DMSP-F17、DMSP-F18衛(wèi)星分別搭載SSM/I， SSMIS等多種傳感器分析得到。

青藏高原降水數(shù)據(jù)采用中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)的中國地面國際交換站氣候資料月值數(shù)據(jù)集，包含青藏高原108個氣象站點(如圖1所示)，時間范圍為1951年1月～2005年12月。本文采用ArcGis軟件分析青藏高原降水時空分布情況，利用Python Pandas程序語言對海冰和降水數(shù)據(jù)做時滯相關(guān)的計算，并利用Origin8.0軟件對時滯相關(guān)散點圖進行擬合。

3 北極海冰覆蓋范圍與青藏高原降水的時空變化特征

3.1 北極海冰覆蓋范圍變化特征

圖2是北極海冰1979～2016年平均值與多年平均值求差所得到的距平值。由趨勢線可以看出，

在過去38年中，SIE整體呈減小趨勢。在2007年達到了一個歷史極低值，在之后的2008、2009年略有回升，到了2011年又開始新的一輪減小，到2012達到了一個歷史新低，之后再次重復(fù)這樣的模式，最后在2016年達到歷史最低值，SIE為10.42*106km2(圖3)。

圖2 1979～2017年北極海冰覆蓋范圍距平值Fig.2 Anomaly of arctic sea ice cover extent during 1979～2017

圖3 2016年9月SIE示意圖(來自國家冰雪數(shù)據(jù)中心)Fig.3 Arctic sea ice extent in Sep 2016 (from National Snow and Ice Data Center)

3.2 青藏高原降水的時空變化特征

3.2.1 青藏高原降水的空間特征

高原地形復(fù)雜，導(dǎo)致高原降水的空間分布極度不均勻，既有我國降水量最少的地區(qū)，如柴達木西北部的冷湖每年平均降水量僅為15.83mm，也有居我國第二多雨中心的藏南雅魯藏布江下游地區(qū)[18-19]。根據(jù)青藏高原地面108個氣象站資料得到高原多年平均年降水量的空間分布(圖4)，青藏高原年平均降水量表現(xiàn)出明顯的由東南向西北遞減的趨勢。在青藏高原的東南部，降水量大多在800mm以上，最高值出現(xiàn)在云南維西站；青藏高原的西北地區(qū)降水量僅有幾十毫米，最低在冷湖，全年降水量僅為15.83mm。

3.2.2 青藏高原降水的時間特征

由于氣象臺站的數(shù)據(jù)有缺測，因此篩選出60個數(shù)據(jù)完整的臺站1961～2005年的降水量數(shù)據(jù)，并繪制降水量距平百分比的曲線圖，如圖5所示。通過總體的線性趨勢線可見，在這45年間降水量呈現(xiàn)出正負距平的來回震蕩，總體呈微弱的上升趨勢，線性增長率為5.5mm/(10a)。

圖5 青藏高原1961～2005年降水量距平百分比Fig.5 Precipitation anomaly percentage of Tibetan Plateau during 1961～2005

3.3 青藏高原降水與北極海冰覆蓋范圍變化的時滯關(guān)系

海冰的異常將會導(dǎo)致其上空偏下游區(qū)位勢高度場的異常，即在其上空偏下游區(qū)產(chǎn)生一種擾動，從而破壞了大氣環(huán)流系統(tǒng)的動態(tài)平衡。為達到新的動態(tài)平衡大氣環(huán)流系統(tǒng)必然會自動的進行一系列調(diào)整，實際上就是由此擾動開始向四周傳播[20]，從而與青藏高原降水產(chǎn)生相關(guān)性。而這種影響會因為擾動的遠距離傳播而產(chǎn)生一定的滯后性。因此，將SIE與其即時和滯后1～36個月的青藏高原的降水做相關(guān)分析，探究SIE對青藏高原不同地區(qū)降水的影響規(guī)律。

根據(jù)Origin8.0做時滯相關(guān)系數(shù)擬合，108個站點的擬合曲線都呈現(xiàn)如圖6左側(cè)所示的形狀?？梢娗€呈現(xiàn)規(guī)律波浪形狀，且以一年為周期。SIE與降水之間的時滯相關(guān)系數(shù)的擬合方式采用

R2皆在0.999 5～0.946 82之間，可見擬合度較好。其中A表示變化幅度大小，變化幅度越大則SIE對降水的影響較大，其余系數(shù)表可見。

根據(jù)擬合曲線可知，SIE對青藏高原降水的影響以一年作為周期。且對于青藏高原不同區(qū)域，分別有滯后3/4/5個月的最大正相關(guān)性和滯后9/10/11個月的最大負相關(guān)性。如圖6，對于青藏高原東部及東北部的大部分片區(qū)而言，SIE的變化與降水存在4個月的滯后正相關(guān)和10個月的滯后負相關(guān)，即該地區(qū)的降水情況受4個月及10個月以前北極海冰面積變化的影響最大；對于青藏高原南部的大片西藏地區(qū)及高原東南部的四川西南區(qū)域和云南西北區(qū)域而言，SIE的變化與降水存在5個月的滯后正相關(guān)和11個月的滯后負相關(guān)；對于青藏高原西北區(qū)域的新疆地區(qū)而言，北極海冰的變化與降水存在3個月的滯后正相關(guān)和9個月的滯后負相關(guān)。

總體而言青藏高原降水與SIE的時滯相關(guān)性都較高，除西藏南部的普蘭站之外，其余站點的變化幅度都達到了0.3以上(圖7)。青藏高原東部地區(qū)SIE與降水的時滯相關(guān)性最高，達到了0.8以上。青藏高原的北部和南部的變化幅度在0.51～0.8之間。高原西北以及西藏阿里地區(qū)時滯相關(guān)性較小，在0.5以下。

圖6 北極海冰與青藏高原降水的時滯相關(guān)系數(shù)擬合曲線與正負振幅分布圖Fig.6 Fitting curve of the time-lag correlation coefficient of arctic sea ice and precipitation in Tibetan Plateau and amplitude profile

圖7 青藏高原各站點與SIE時滯相關(guān)系數(shù)的變化幅度分布圖Fig.7 The amplitude distribution of variation of the time-lag coefficient of SIE in various stations

因此綜合SIE逐月數(shù)據(jù)與青藏高原各站點的逐月降水數(shù)據(jù)之間的時滯相關(guān)系數(shù)的變化幅度和月份等數(shù)據(jù)，觀察其規(guī)律并結(jié)合主要的氣候系統(tǒng)，將青藏高原分為四個片區(qū)：

高原東部區(qū)，主要包含四川西北部、青海東部、海北藏族自治州、果洛藏族自治州、玉樹藏族自治州地區(qū)和甘肅省的酒泉、張掖、武威及烏鞘嶺的各地。該區(qū)域的降水主要受到高原季風、西風帶和副熱帶系統(tǒng)共同影響。高原南及東南部區(qū)，主要包含西藏所有地區(qū)、四川西南地區(qū)及云南西北部，該區(qū)域的降水主要受到印度季風和東亞季風共同影響。柴達木盆地區(qū)，主要包含圍繞柴達木盆地的幾個地區(qū)，該區(qū)域完全處在西風帶和熱低壓控制下，來自南方的暖濕氣流很難到達這里[21]。高原西北部區(qū)，主要包含昆侖山以北，塔克拉瑪干沙漠南緣的新疆地區(qū)，該地位于歐亞大陸腹地，西伯利亞的冷空氣和印度洋的暖濕氣流不易進入，形成了暖溫帶極端干旱的荒漠氣候。

4 北極海冰面積變化與青藏高原各分區(qū)時滯相關(guān)系數(shù)分析

4.1 高原南及東南部區(qū)

由于夏季(6～8月)是青藏高原降水最集中、雨量最充沛的時期，因此以高原夏季的降水量作為研究對象，來與海冰之間的時滯關(guān)系及其背后原因做一個探究。

將位于高原南部及東南部片區(qū)的站點夏季的降水數(shù)據(jù)與提前5月及11月的SIE數(shù)據(jù)做相關(guān)分析，可發(fā)現(xiàn)北極海冰數(shù)據(jù)與絕大多數(shù)該片區(qū)滯后5及11月的降水數(shù)據(jù)呈負相關(guān)關(guān)系，即當年初春(1～3月)或前年夏季(7～9月)北極海冰覆蓋面積越大，當年夏季青藏高原南部及東南部降水量越小。其中有顯著相關(guān)的有當雄站(滯后5月相關(guān)系數(shù)達-0.34，滯后11月相關(guān)系數(shù)達-0.478)、拉薩站(滯后5月相關(guān)系數(shù)達-0.43，滯后11月相關(guān)系數(shù)達-0.664)、得榮站(滯后5月相關(guān)系數(shù)達-0.769，滯后11月相關(guān)系數(shù)達-0.793)等。

青藏高原雨季時(5～9月)，孟加拉灣被強氣旋控制，其右側(cè)的東南氣流將發(fā)源于阿拉伯海和印度洋的水汽輸送到給高原降水，帶來豐沛水汽[22]，同時也伴隨著南亞高壓北上、南支槽加深等特征[23]。而北極海冰可通過影響南支槽(即印緬槽)、南亞高壓、西太平洋副熱帶高壓等天氣系統(tǒng)再間接對青藏高原的降水產(chǎn)生影響[9,21]，北極海冰面積若異常偏大，則夏季高層的南亞高壓、赤道印度洋上空東風急流均偏弱，從而削弱孟加拉灣的水汽輸送到青藏高原。方之芳等[24]認為，1～3月西半球北極極冰越少，夏季(尤其7月份)西北太平洋副高越強，阻擋了印度洋水汽向高原北部輸送，從而在高原南部形成有利的降水條件。

4.2 高原東部區(qū)

將高原東部片區(qū)的夏季降水數(shù)據(jù)與提前4月及10月的SIE數(shù)據(jù)做相關(guān)分析，可發(fā)現(xiàn)2～4月北極海冰數(shù)據(jù)與高原東部片區(qū)降水數(shù)據(jù)的相關(guān)性呈現(xiàn)由北至南“+ - +”的特征，主要的正相關(guān)區(qū)域位于該片區(qū)北部的河西走廊地區(qū)、青海東北部及該片區(qū)南部的川西、青海南部地區(qū)，而負相關(guān)區(qū)位于青海省中部。而8～10月的海冰數(shù)據(jù)與降水數(shù)據(jù)呈正相關(guān)居多，如圖8。

圖8 北極海冰與青藏高原東部片區(qū)降水相關(guān)性系數(shù)分布Fig.8 Distribution of correlation coefficient between Arctic sea ice and precipitation in eastern plateau area

該區(qū)域的降水主要受到副熱帶系統(tǒng)、高原季風和西風帶共同影響[20,25～28]。以副熱帶高壓為例，鞏遠發(fā)[26]指出西太平洋副熱帶高壓較強的年份，南亞高壓也明顯偏北偏強，且在四川西部和西藏東部一帶有一個大的負中心，整個高原東部也均為負值區(qū)，即副高強的年份，高原東部的降水也較少。而論珠群培[25]也指出，6月青海中北部及西藏西北部與副高北界為負相關(guān)，中心位于青海都蘭一帶，其余則有相反現(xiàn)象。而北極海冰面積與南亞高壓、西北太平洋副熱帶高壓等普遍存在負相關(guān)關(guān)系[9]；方之芳[29]提出：北半球極地海冰與副熱帶環(huán)流的相互作用有明顯的滯后性和季節(jié)性，時間上的滯后可達半年甚至于一年，且北半球冬季極冰與夏季副高存在明顯的負相關(guān)關(guān)系。綜合以上學者們的研究，(冬季)北極極冰與夏季副熱帶高壓存在負相關(guān)關(guān)系，而夏季副熱帶高壓與當時的青藏高原降水又存在著整體負相關(guān)，少數(shù)區(qū)域正相關(guān)關(guān)系。

4.3 柴達木盆地地區(qū)

將位于柴達木盆地片區(qū)的站點夏季降水數(shù)據(jù)與提前4月及10月的SIE數(shù)據(jù)做相關(guān)分析，可發(fā)現(xiàn)北極海冰數(shù)據(jù)與該片區(qū)滯后4及10月的降水數(shù)據(jù)基本呈負相關(guān)關(guān)系，即當年冬春季(2～4月)或前年夏秋季(8～10月)北極海冰覆蓋面積越大，當年夏季柴達木盆地降水量越小。其中顯著相關(guān)的有德令哈站(滯后4月相關(guān)系數(shù)達-0.469，滯后10月相關(guān)系數(shù)達-0.434)。柴達木盆地作為我國西北干旱區(qū)的一部分，主要受到西風帶的控制，西風環(huán)流是影響該地區(qū)氣候變化的重要因素。吳尚森等[9]觀測到，在北極海冰異常偏多年內(nèi)，極渦加強，通過對于緯向風的平均剖面圖比較可知，中低緯的西風減弱。因此為該區(qū)域北極海冰與夏季降水數(shù)據(jù)的負相關(guān)提供佐證。

對于高原西部區(qū)，由于該區(qū)域站點偏少，數(shù)據(jù)不足，因此在此不多做討論。

5 結(jié) 論

本文在分析1979～2016年北極海冰覆蓋面積變化和1951～2005青藏高原上108個氣象站點降水的時空變化情況的基礎(chǔ)上，研究北極海冰變化對于青藏高原降水的時滯相關(guān)性，并得到以下結(jié)論：

5.1 在過去38年中，北極海冰范圍整體呈減小趨勢，在2016年達到歷史最低值。

5.2 高原地形復(fù)雜，降水的空間分布極度不均勻。平均降水量表現(xiàn)出明顯的由東南向西北遞減的趨勢。從時間角度來看，這45年間降水量呈現(xiàn)出正負距平的來回震蕩，總體呈微弱的上升趨勢。

5.3 海冰與降水之間的時滯相關(guān)系數(shù)能很好地擬合成三角函數(shù)曲線，且以一年為周期。綜合時滯相關(guān)的變化幅度和月份等數(shù)據(jù)，將青藏高原分為高原東部區(qū)、高原南及東南部區(qū)、柴達木盆地區(qū)及高原西北部區(qū)。高原南及東南部的夏季降水與提前5月及11月的海冰有顯著的負相關(guān)關(guān)系，主要受來自孟加拉灣的西南氣流的影響；高原東部的夏季降水與提前4月及10月的海冰有較顯著的正相關(guān)關(guān)系，主要受到西太平洋副熱帶高壓系統(tǒng)的影響；柴達木盆地地區(qū)的夏季降水與提前4月及10月的海冰有顯著負相關(guān)關(guān)系，主要受到西風環(huán)流的影響；高原西部區(qū)的夏季降水與海冰的相關(guān)性不大。