溫婷婷， 郭英香， 董少睿， 東元禎， 來(lái)曉玲

（青海省氣候中心,青海西寧 810001）

降水作為影響青藏高原地區(qū)自然生態(tài)系統(tǒng)最活躍、最直接的氣候因子，對(duì)生態(tài)環(huán)境具有顯著影響，降水異常往往極大程度制約著生態(tài)環(huán)境的發(fā)展，在青藏高原暖濕化大背景下，青藏高原降水整體呈增多趨勢(shì)，但區(qū)域降水的空間差異顯著，影響因素不盡一致［1-5］，青藏高原不同區(qū)域是否具有一致的變化特征仍有待研究，青藏高原地形復(fù)雜，地域廣闊，部分地區(qū)觀測(cè)站點(diǎn)稀少，往往代表性差，單站的氣候變化并不能全面、準(zhǔn)確反映特定區(qū)域的氣候狀況。因此，找到適用于青藏高原的高分辨率降水資料是研究青藏高原氣候變化尤其站點(diǎn)稀少區(qū)域氣候變化的基本保障，無(wú)論在業(yè)務(wù)還是科學(xué)研究中都具有重要意義。

已有相當(dāng)數(shù)量的全球降水資料，包括PREC/L（NOAA's Precipitation Reconstruction over Land）、CMAP（CPC Merged Analysis of Precipitation）、GPCP（Global Precipatation Climatology Project）、CRU（Climatic Research Unit）、ERA（European Center for Medium-Range Weather Forecasts）和NCEP（National Center for Environmental Prediction）全球月降水資料等，這些資料均已得到廣泛應(yīng)用。施能等［6］首先對(duì)現(xiàn)有不同數(shù)據(jù)進(jìn)行了詳細(xì)介紹，并將其運(yùn)用到長(zhǎng)江中下游的季風(fēng)降水中，發(fā)現(xiàn)已經(jīng)創(chuàng)建的全球降水量資料有較高的精確度。隨著技術(shù)改進(jìn)及融合數(shù)據(jù)多樣化，自勇等［7］將GPCP數(shù)據(jù)與中國(guó)站點(diǎn)觀測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行了對(duì)比，姜貴祥等［8］利用1951—2010 年我國(guó)東部756個(gè)站點(diǎn)實(shí)測(cè)降水資料，比較分析了PREC、CRU、APHRO和GPCC 4種格點(diǎn)降水資料在我國(guó)東部夏季降水變率的可靠性和適用性，發(fā)現(xiàn)就中國(guó)東部夏季降水變率的EOF模態(tài)、主周期而言，GPCC的適用性更高、更可靠。在此基礎(chǔ)上，王紅麗等［9-10］將PREC/L、CMAP、GPCP 及NCEP2 4 種再分析降水資料與臺(tái)站降水觀測(cè)資料進(jìn)行了多年和逐年平均的年、季、月降水量距平的時(shí)空相關(guān)分析和方差分析，比較了再分析資料對(duì)該區(qū)降水模擬能力的差異，并對(duì)我國(guó)東部、東北、華南、華北等地的降水?dāng)?shù)據(jù)適用性相繼展開(kāi)了評(píng)估，分析了降水的變化趨勢(shì)。

近年來(lái)，許多學(xué)者對(duì)西北、青藏高原區(qū)域降水的適用性開(kāi)展了研究，如Wang 等［11］通過(guò)比較青藏高原63個(gè)氣象站點(diǎn)的實(shí)測(cè)資料與MERRA(The Modern EraRetrospective-Analysis for Research and Applications）、NCEP/NCAR-1、CFSR（NCEP Climate Forecast System Reanalysis）、ERA-40、ERA-Interim 及GLDAS（Global Land Data Assimilation System）等6種再分析資料，發(fā)現(xiàn)GLDAS的降水?dāng)?shù)據(jù)與觀測(cè)數(shù)據(jù)最接近；Wang 等［12］依據(jù)站點(diǎn)融合降水?dāng)?shù)據(jù)比較了2007—2010年拉薩河流域4種基于衛(wèi)星反演的降水?dāng)?shù)據(jù)(CMORPH 實(shí)時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)、CMOPRH 站點(diǎn)校正數(shù)據(jù)、TMPA 實(shí)時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)和TMPA 站點(diǎn)校正數(shù)據(jù))質(zhì)量，結(jié)果表明：CMOPRH（CPC MORPHing Technique）2 套數(shù)據(jù)的誤差均小于對(duì)應(yīng)的TMPA 降水?dāng)?shù)據(jù)，而經(jīng)過(guò)校正的2 套數(shù)據(jù)誤差都比二者的實(shí)時(shí)降水?dāng)?shù)據(jù)誤差?。?3］。黃浠等［14］以雅魯藏布江流域?yàn)檠芯繀^(qū)，驗(yàn)證了中國(guó)地面降水網(wǎng)格數(shù)據(jù)、CRU和GLDAS 降水?dāng)?shù)據(jù)的精度，并分析了不同源數(shù)據(jù)降水量年際變化特征和概率分布特性之間的差異。孫暢等［15］基于GPCC 和GPCP 的降水?dāng)?shù)據(jù)及ERA-interim再分析資料，分析了1979—2012年冬季青藏高原西側(cè)地區(qū)降水的基本特征及影響其年際變率的潛在因子，得出青藏高原冬季降水主要發(fā)生在其西側(cè)地區(qū)且為全區(qū)變化一致型，降水所需的水汽主要來(lái)自上游地區(qū)，從該區(qū)域的西邊界輸入。王坤鑫等［16］利用中國(guó)區(qū)域地面氣象要素?cái)?shù)據(jù)集(CMFD)和GLDAS數(shù)據(jù)集研究了色林錯(cuò)流域氣候特征和時(shí)空變化規(guī)律，結(jié)果表明：氣溫的升高和降水的增加使色林錯(cuò)流域在近幾十年來(lái)呈現(xiàn)顯著的暖濕氣候背景。對(duì)該流域的湖泊擴(kuò)張機(jī)制、生態(tài)系統(tǒng)對(duì)氣候變化的響應(yīng)以及物候變化等研究具有指示意義。

根據(jù)前人的研究可知，由于數(shù)據(jù)來(lái)源和處理過(guò)程的差異，不同的資料對(duì)不同區(qū)域降水特征的描述也不盡相同，因此選取哪一種全球再分析降水資料能較好地反映中國(guó)區(qū)域降水特征，是值得探究的問(wèn)題。針對(duì)青藏高原的相關(guān)研究，多數(shù)集中在小區(qū)域的適用性評(píng)估，多套再分析資料降水?dāng)?shù)據(jù)在整個(gè)青藏高原適用性的評(píng)估比較缺乏。因此，本文選取CRU、ERA5、CMFD 3種再分析資料與青藏高原降水觀測(cè)資料進(jìn)行比較，目的在于找到一種相對(duì)更適合青藏高原降水研究的全球再分析資料。一方面為站點(diǎn)稀少地區(qū)氣候變化研究提供資料來(lái)源；另一方面可以較好的研究青藏高原氣候變化的區(qū)域差異，也便于與氣候模式的模擬結(jié)果進(jìn)行比較，為青藏高原氣候預(yù)測(cè)提供一定的理論依據(jù)。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 站點(diǎn)數(shù)據(jù)

本文所用觀測(cè)資料為1979—2017 年青藏高原地區(qū)131個(gè)基準(zhǔn)氣象臺(tái)站（圖1）的逐月降水?dāng)?shù)據(jù)。

圖1 青藏高原研究區(qū)氣象站點(diǎn)分布Fig.1 Distribution of meteorological station in the Tibetan Plateau

1.2 CRU數(shù)據(jù)

東英吉利大學(xué)氣候研究中心（CRU）的高分辨率格點(diǎn)化數(shù)據(jù)集是目前全球使用最為廣泛的近地面氣候數(shù)據(jù)集之一。該資料首先選擇1961—1990 年的氣候平均值計(jì)算整個(gè)時(shí)間段各站點(diǎn)的異常值，通過(guò)薄板樣條插值法插值異常值到格點(diǎn)，再疊加氣候平均值最終得到格點(diǎn)資料。CRU 數(shù)據(jù)集包含平均溫度、溫度日較差、降水、霜天和露天頻率、水汽壓和云量等氣候變量，水平分辨率為0.5°×0.5°。本文使用的CRU TS v4.03（CRU Time series version 4.03）數(shù)據(jù)，時(shí)間選取1979—2017 年（https://crudata.uea.ac.uk/cru/data/hrg/）。

1.3 ERA5數(shù)據(jù)

歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心（ECMWF）作為最早開(kāi)展4D-Var業(yè)務(wù)工作的機(jī)構(gòu)，其再分析資料研發(fā)也得到0 了較早的開(kāi)展，目前，ECMWF 再分析資料已經(jīng)發(fā)展到了第5 代，其在1979 年發(fā)布了第1 代再分析資料FGGE，在1994 年發(fā)布了第2 代再分析資料ERA-15，在2001 年發(fā)布了第3 代再分析資料ERA-40，在2006 年發(fā)布了第4 代再分析資料ERA-Interim，2016 年發(fā)布了第5 代再分析數(shù)據(jù)ERA5 的預(yù)覽版數(shù)據(jù)，在2017年ECMWF使用4D-Var 20 a之際正式發(fā)布了第5 代再分析ERA5 數(shù)據(jù)，包括2010 年至今的數(shù)據(jù)，其水平分辨率為0.25°×0.25°，本文選取1979—2017 年ERA5 月數(shù)據(jù)開(kāi)展評(píng)估工作（https://www.ecmwf.int/en/forecasts/datasets）。

1.4 CMFD氣象要素?cái)?shù)據(jù)

中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所開(kāi)發(fā)的中國(guó)區(qū)域地面氣象要素?cái)?shù)據(jù)集（CMFD）中的格點(diǎn)氣溫（2 m）、降水、比濕、風(fēng)速（10 m）和太陽(yáng)輻射資料，CMFD 數(shù)據(jù)集以國(guó)際上現(xiàn)有的Princeton 再分析資料、GLDAS氣象驅(qū)動(dòng)資料、GEWEX-SRB 輻射資料和TRMM 降水資料為背景場(chǎng)，融合了中國(guó)氣象局常規(guī)氣象觀測(cè)數(shù)據(jù)制作而成，水平分辨率為0.1°×0.1°，數(shù)據(jù)整體準(zhǔn)確度較高，已被廣泛應(yīng)用于水文和氣候模擬研究。

1.5 方法

利用線性相關(guān)系數(shù)來(lái)對(duì)比分析再分析數(shù)據(jù)對(duì)觀測(cè)數(shù)據(jù)的模擬程度，利用相對(duì)偏差、平均絕對(duì)偏差、均方根誤差等比對(duì)再分析數(shù)據(jù)對(duì)觀測(cè)數(shù)據(jù)的偏離程度。某一變量觀測(cè)與再分析的相關(guān)系數(shù)計(jì)算公式為：

相對(duì)偏差為：

平均絕對(duì)偏差為：

均方根誤差為：

式中：n為有效樣本數(shù)；a和o分別代表再分析資料和觀測(cè)資料。

泰勒?qǐng)D能夠簡(jiǎn)明地總結(jié)統(tǒng)計(jì)再分析資料與觀測(cè)值之間的相匹配程度?；谟嘞叶ɡ恚├?qǐng)D將相關(guān)系數(shù)、均方根誤差和標(biāo)準(zhǔn)差比率3 種統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)顯示在一張圖中，觀測(cè)值被定為沿橫坐標(biāo)距離原點(diǎn)1 個(gè)單位的點(diǎn)，距離原點(diǎn)的環(huán)形長(zhǎng)度為再分析資料和觀測(cè)值的方差比率，代表再分析與觀測(cè)值離散度的相似性；方位角的余弦代表相關(guān)系數(shù)，再分析距離觀測(cè)點(diǎn)的長(zhǎng)度為再分析與觀測(cè)之間的均方根誤差，距離觀測(cè)點(diǎn)的長(zhǎng)度越短，表明再分析資料越接近觀測(cè)值。

2 結(jié)果與分析

2.1 不同源數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原降水的模擬能力

為了綜合比較CRU、ERA5、CMFD 3 種數(shù)據(jù)與站點(diǎn)觀測(cè)降水資料的相似程度，將它們的標(biāo)準(zhǔn)差大小和空間相關(guān)系數(shù)置于泰勒?qǐng)D中（圖2）。從年、季尺度來(lái)看，3 種數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原年總降水整體模擬能力都很強(qiáng)，與觀測(cè)值的相關(guān)系數(shù)均超過(guò)了0.9，較觀測(cè)降水量值均偏大。季節(jié)尺度上，3 種數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原春、夏、秋季總降水整體模擬能力同樣很強(qiáng)，與觀測(cè)值相關(guān)系數(shù)在0.73 以上，均較觀測(cè)值偏大，CRU 和CMFD 的春季降水較為接近，ERA5 的春季降水較觀測(cè)值偏大1.5倍以上，CMFD的夏季降水與觀測(cè)值最接近，其次為CRU，ERA5夏季降水較觀測(cè)值同樣偏大1.5 倍以上，秋季降水與夏季降水模擬能力接近，3種數(shù)據(jù)對(duì)冬季降水模擬能力較弱。

圖2 1979—2017年CRU、ERA5、CMFD降水資料泰勒?qǐng)DFig.2 Taylor diagrams of CRU,ERA5,CMFD precipitation from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

2.2 不同源數(shù)據(jù)的年、季降水分布

為了更好的做好格點(diǎn)數(shù)據(jù)與觀測(cè)數(shù)據(jù)的對(duì)比分析，將站點(diǎn)觀測(cè)降水?dāng)?shù)據(jù)通過(guò)雙線性差值方法插值到0.25°×0.25°的格點(diǎn)上，得到觀測(cè)降水的空間分布圖，從年降水的觀測(cè)值來(lái)看，1979—2017 年青藏高原降水自東南向西北遞減分布，青藏高原西部、柴達(dá)木盆地大部分年降水量在100 mm以下，祁連山區(qū)、西藏南部年降水量在300～450 mm 之間，青藏高原東南部年降水量在550 mm 以上（圖3a）；對(duì)比觀測(cè)值，CMFD數(shù)據(jù)和ERA5數(shù)據(jù)能較好的表征出青藏高原年降水量“西北少、東南多”的空間分布特征，而CMFD數(shù)據(jù)對(duì)降水量級(jí)的表征能力最好，ERA5數(shù)據(jù)對(duì)年降水量的量級(jí)偏大，而CRU 年降水量呈“北少南多”的空間分布特征，從局部來(lái)看，柴達(dá)木盆地、青藏高原西北部及東南部CRU年降水?dāng)?shù)據(jù)與觀測(cè)值較為一致（圖3）。

圖3 1979—2017年青藏高原年降水量觀測(cè)值與CRU、ERA5、CMFD數(shù)據(jù)的分布Fig.3 Annual precipitatin distribution of observation,CRU,ERA5 and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原春季降水觀測(cè)值顯示，青藏高原中西部、北部春季降水量在50 mm以下，東南部大部分春季降水量為60～150 mm，西藏東北部、中南部降水在150 mm以上。對(duì)比觀測(cè)值可知，無(wú)論是降水特征的分布，還是量級(jí)的大小，CMFD數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原春季降水模擬效果最好，ERA5 數(shù)據(jù)表征出青藏高原春季降水在柴達(dá)木盆地、青藏高原西南部與觀測(cè)值接近，青藏高原西北部邊緣、東南部、東北部的降水較觀測(cè)值偏大，CRU降水在柴達(dá)木盆地和青藏高原東南部與觀測(cè)值一致，青藏高原中西部春季降水較觀測(cè)值偏大（圖4）。

圖4 1979—2017年青藏高原春季降水量觀測(cè)值與CRU、ERA5、CMFD降水量的分布Fig.4 Spring precipitatin distribution of observation,CRU,ERA5 and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

從觀測(cè)值來(lái)看，青藏高原夏季降水量大部分在50～500 mm之間，青藏高原西部、柴達(dá)木盆地降水量在100 mm 以下，青藏高原南部、東南部降水量在250～500 mm 之間，對(duì)比CRU、ERA5、CMFD 數(shù)據(jù)，CMFD 的夏季降水量分布與觀測(cè)值最為接近，其次為ERA5，ERA5 數(shù)據(jù)在青藏高原東南部、南部較觀測(cè)值整體偏大，約偏大0.75 倍，CRU 數(shù)據(jù)在青藏高原西部、柴達(dá)木盆地與觀測(cè)值較為一致，CRU 數(shù)據(jù)在青藏高原南部的夏季降水較觀測(cè)值明顯偏大（圖5）。

圖5 1979—2017年青藏高原夏季降水量觀測(cè)值與CRU、ERA5、CMFD降水量的分布Fig.5 Summer precipitatin distribution of observation,CRU,ERA5 and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原秋季降水觀測(cè)值顯示，秋季降水大部分在0～80 mm 之間，青藏高原西部、柴達(dá)木盆地依然是降水量最少的區(qū)域，在10 mm以下，青藏高原東南部降水量在40～70 mm之間，CRU、ERA5、CMFD 3種數(shù)據(jù)對(duì)東南部秋季降水的模擬值均偏大，3 種數(shù)據(jù)在柴達(dá)木盆地的降水值均與觀測(cè)值較為接近，CRU、CMFD 在青藏高原西部的降水值與觀測(cè)值較為接近（圖6）。

圖6 1979—2017年青藏高原秋季降水量觀測(cè)值與CRU、ERA5、CMFD降水量的分布Fig.6 Autumn precipitatin distribution of observation,CRU,ERA5 and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原冬季降水量少，觀測(cè)值顯示，青藏高原的冬季年降水量約在0～20 mm之間，降水量大值區(qū)主要在青藏高原西南及東南邊界，對(duì)比可見(jiàn)，CMFD冬季降水分布特征及降水量級(jí)與觀測(cè)值最為接近，ERA5冬季降水量在青藏高原西南部、柴達(dá)木盆地與觀測(cè)值較為一致，其余地區(qū)大部分降水量較觀測(cè)值偏大很多，尤其是青藏高原西南部邊界及其東南部；CRU 冬季降水呈“西多東少”的分布特征，這與觀測(cè)值明顯不一致，效果較差（圖7）。

圖7 1979—2017年青藏高原冬季降水量觀測(cè)值與CRU、ERA5、CMFD降水量的分布Fig.7 Winter precipitatin distribution of observation,CRU,ERA5 and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

2.3 不同源降水?dāng)?shù)據(jù)的年、季變化趨勢(shì)

從年降水的變化趨勢(shì)來(lái)看（圖8），青藏高原大部分地區(qū)降水呈增多趨勢(shì)，約增多5～20 mm·（10a）-1，其中祁連山區(qū)、三江源區(qū)、改則降水增多顯著，青藏高原西南部、東南部邊緣及柴達(dá)木盆地西北部呈減少趨勢(shì)，約減少5～10 mm·（10a）-1；CRU 降水的年變化趨勢(shì)與觀測(cè)值最為接近，青藏高原東北部、中部、南部年降水呈顯著增多趨勢(shì)，約增加10～30 mm·（10a）-1，青藏高原西南部、東南部及北部的柴達(dá)木盆地年降水呈減少趨勢(shì)，其中青藏高原西南部年降水減少顯著，約減少15～25 mm·（10a）-1；ERA5 年降水量整體呈增多趨勢(shì)，青藏高原南部呈顯著減少趨勢(shì)，約減少15 mm·（10a）-1以上，其余大部分呈顯著增多趨勢(shì)，尤其青藏高原西部大部分地區(qū)增多30 mm·（10a）-1以上；CMFD年降水?dāng)?shù)據(jù)整體呈增多趨勢(shì)，大部分地區(qū)通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)，青藏高原西南部聶拉木-帕里、東南部邊緣、東部局地及南部波密一帶降水呈顯著減少趨勢(shì)，最大值約減少50 mm·（10a）-1左右，其余大部分降水呈顯著增多趨勢(shì)，尤其是青藏高原西北內(nèi)陸增多顯著，約增多30～50 mm·（10a）-1，其次為青藏高原東北部，總體而言，CRU年降水變化趨勢(shì)與觀測(cè)值最為接近。

圖8 1979—2017年青藏高原年降水量觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRU、ERA5、CMFD年降水?dāng)?shù)據(jù)變化趨勢(shì)空間分布Fig.8 Annual precipitation variation trend distribution of observation,CRU,ERA5,CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原春季降水呈整體增多趨勢(shì)，其中青藏高原西南部普蘭、阿里地區(qū)呈顯著減少趨勢(shì)，約減少6～12 mm·（10a）-1，中部及東部呈顯著增加趨勢(shì)，約增加3～12 mm·（10a）-1；CRU春季降水整體呈增加趨勢(shì)，與觀測(cè)值較為一致，除青藏高原西南部、北部柴達(dá)木盆地呈減少趨勢(shì)外，大部分地區(qū)增多趨勢(shì)通過(guò)95%顯著性檢驗(yàn)，自北向南降水增多逐步加強(qiáng)，約增多5～20 mm·（10a）-1；ERA5春季降水顯示，青藏高原西部邊緣、北部及南部察隅地區(qū)呈減少趨勢(shì)，其中青藏高原西部邊緣降水減少趨勢(shì)通過(guò)95%顯著性檢驗(yàn)，其余大部分降水呈增加趨勢(shì)；CMFD春季降水顯示，青藏高原春季降水呈顯著增多趨勢(shì)，增多率在3～18 mm·（10a）-1之間，南部局地波密降水減少顯著，減少速率在10～20 mm·（10a）-1。由圖9 比較可得，CRU 春季降水整體呈增加趨勢(shì)，與觀測(cè)值較為一致，其次為ERA5。

圖9 1979—2017年青藏高原春季降水量觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRU、ERA5、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)變化趨勢(shì)空間分布Fig.9 Spring precipitation variation trend distribution of observation,CRU,ERA5,CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原東北部、柴達(dá)木盆地、東南部青南牧區(qū)及西藏波密地區(qū)夏季降水呈減少趨勢(shì)，約減少2～20 mm·（10a）-1，其余大部分地區(qū)降水呈增加趨勢(shì)，其中青海省北部、西藏改則地區(qū)夏季降水增加顯著，約增加10～25 mm·（10a）-1；CRU夏季降水的變化趨勢(shì)與觀測(cè)值較為一致，青藏高原東部紅原、若爾蓋一帶夏季降水顯著減少，約減少10～20 mm·（10a）-1，錯(cuò)那、帕里一帶降水顯著增多，約為25 mm·（10a）-1；ERA5 夏季降水的變化趨勢(shì)與觀測(cè)值的相似度僅次于CRU 數(shù)據(jù)，ERA5 夏季降水在青藏高原西部增加20 mm·（10a）-1以上；從CMFD夏季降水來(lái)看，青藏高原東南部降水減少最為顯著，大部分減少速率在10～30 mm·（10a）-1，局部地區(qū)減少速率在50 mm·（10a）-1以上，青藏高原中西部和其他數(shù)據(jù)一樣，為顯著增加區(qū)域（圖10）。

圖10 1979—2017年青藏高原夏季觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRU、ERA5、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)變化趨勢(shì)空間分布Fig.10 Summer precipitation variation trend distribution of observation,CRU,ERA5,CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

青藏高原秋季降水趨勢(shì)為南部及中西部呈減少區(qū)域（圖11），約減少3～15 mm·（10a）-1，其余大部分呈增加趨勢(shì)，青藏高原東南部的青南牧區(qū)、瑪曲及紅原為秋季降水顯著增加區(qū)域，約增加3～9 mm·（10a）-1；CRU秋季降水趨勢(shì)為，青藏高原南部、中西部呈減少趨勢(shì)，約減少3～18 mm·（10a）-1，青藏高原東部秋季降水增多顯著，均通過(guò)了95%顯著性檢驗(yàn)，約增多3～9 mm·（10a）-1，與觀測(cè)值變化較為一致；ERA5 對(duì)青藏高原秋季降水變化趨勢(shì)的模擬僅次于CRU，青藏高原北部降水增加顯著，均通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)，約增加3～9 mm·（10a）-1，降水減少顯著區(qū)域在青藏高原南部，尤其察隅一帶減少顯著，為12 mm·（10a）-1以上；CMFD 秋季降水整體呈增多趨勢(shì)，青藏高原北部降水增加明顯，均通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)，青藏高原北部大部分地區(qū)降水增多，在6～18 mm·（10a）-1，降水減少顯著區(qū)在青藏高原東南端，為15 mm·（10a）-1以上。

圖11 1979—2017年青藏高原秋季觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRU、ERA5、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)變化趨勢(shì)空間分布Fig.11 Autumn precipitation variation trend distribution of observation,CRU,ERA5,CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

觀測(cè)值表明，青藏高原東北部、西北角及東南局部冬季降水呈增加趨勢(shì)，增加趨勢(shì)在0～2 mm·（10a）-1，青藏高原南部、西北部主體冬季降水呈減少趨勢(shì)，其中青藏高原南部聶拉木、察隅減少趨勢(shì)明顯，在2～10 mm·（10a）-1，但未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；CRU 冬季降水整體呈減少趨勢(shì)，除青藏高原西北部及東北部邊緣冬季降水呈增多趨勢(shì)外，其余大部分呈顯著減少趨勢(shì)，青藏高原西南部、南部邊緣冬季降水約減少4～10 mm·（10a）-1；ERA5 冬季降水整體同樣為減少趨勢(shì)，顯著減少區(qū)域同樣在青藏高原南部察隅一帶，與觀測(cè)值較為一致；CMFD冬季降水整體呈顯著增加趨勢(shì)，約2～8 mm·（10a）-1，顯著減少區(qū)域同樣在高原南部邊緣（圖12）。

圖12 1979—2017年青藏高原冬季觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRU、ERA5、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)變化趨勢(shì)空間分布Fig.12 Winter precipitation variation trend distribution of observation,CRU,ERA5,CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

2.4 不同源年、季降水?dāng)?shù)據(jù)的偏差分析

由于3 種再分析降水?dāng)?shù)據(jù)的水平分辨率不一致，為了更好的進(jìn)行一致性分析，先將觀測(cè)值、CRU、ERA5、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)統(tǒng)一處理成為0.25°×0.25°的格點(diǎn)數(shù)據(jù)，用再分析數(shù)據(jù)減去觀測(cè)值得到偏差空間分布圖；并用青藏高原范圍內(nèi)的格點(diǎn)平均計(jì)算了降水整體的偏差、均方根誤差。

由圖13 可以看出，年降水，CRU 年數(shù)據(jù)與觀測(cè)值相比，降水量整體偏少70.73 mm，較觀測(cè)值偏少14.5%，均方根誤差為27.66 mm（表1），從空間分布來(lái)看，青藏高原西南部大部分地區(qū)偏多160～400 mm左右，其余大部分地區(qū)偏少80～240 mm，ERA5 年降水量較觀測(cè)值整體偏多193.11 mm，偏多39.5%，均方根誤差為36.8 mm（表1），除柴達(dá)木盆地略偏少40 mm左右外，其余大部分區(qū)域均偏多，尤其青藏高原東南部偏多360 mm以上，CMFD年降水較觀測(cè)值整體偏少112.55 mm，偏少23.02%，均方根誤差為54.7 mm，3種數(shù)據(jù)的年際降水偏差均未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；春季，CRU 春季降水較觀測(cè)值整體偏少10.04 mm（12.33%），均方根誤差為12.22 mm，青藏高原仍呈西南偏少（40～160 mm）、其余地區(qū)偏多（0～40 mm）的分布態(tài)勢(shì)，ERA5春季降水較觀測(cè)值整體偏多41.51 mm（50.96%），均方根誤差為7.97 mm（表1），青藏高原大部分地區(qū)偏多0～40 mm，CMFD春季降水偏差在-40～40 mm，分布較為分散，整體較觀測(cè)值偏少18.66 mm（22.91%），均方根誤差為16.32 mm，CRU和ERA5均通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；夏季，CRU 夏季降水較觀測(cè)值整體偏少44.1 mm（15.02%），均方根誤差為21.91 mm，呈南部偏多（120～400 mm）、北部偏少（80～160 mm）的態(tài)勢(shì)，其中柴達(dá)木盆地略呈偏多態(tài)勢(shì)(0～80 mm)，ERA5 夏季降水較觀測(cè)值整體偏多84.23 mm（28.68%），均方根誤差為30.24 mm（表1），在青藏高原整體偏多40～120 mm，CMFD 夏季降水較觀測(cè)值整體偏少67.98 mm（23.15%），均方根誤差為32.71 mm，空間偏差最小，未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)，CRU、ERA5 均通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；秋季，CRU秋季降水較觀測(cè)值整體偏少31.45 mm（30.01%），均方根誤差為8.7 mm，青藏高原南部偏多（40～160 mm）、北部偏少（0～40 mm），ERA5 秋季降水在青藏高原較觀測(cè)值整體偏多32.76 mm（31.26%），均方根誤差為8.7 mm，空間分布整體偏多0～40 mm，CMFD 秋季降水較觀測(cè)值整體偏少28.92 mm（27.59%），均方根誤差為12.34 mm，空間分布偏差最小，未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)，CRU、ERA5 均通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；冬季，CRU冬季降水較觀測(cè)值整體偏多14.63 mm（161.9%），均方根誤差為5.22 mm，空間分布上，整個(gè)青藏高原呈西部偏多（0～50 mm）、東部偏少（0～40 mm）的態(tài)勢(shì)，ERA5 冬季降水在青藏高原整體偏多34.61 mm（382.93%），均方根誤差為5.6 mm（表1），空間分布來(lái)看，冬季降水整體較觀測(cè)值偏多40～120 mm，CMFD 冬季降水較觀測(cè)值偏多3.13 mm(34.68%)，均方根誤差為5.1 mm，空間偏差最小，未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)，CRU、ERA5 降水通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)。

表1 1979—2017年CRU、ERA5、CMFD年、季降水與觀測(cè)值的偏差、百分比及均方根誤差Tab.1 Difference,percentage and root mean square error of CRU,ERA5 and CMFD precipitation compared to observation precipitation in annual and seasonals from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

圖13 1979—2017年ERA5、CRU、CMFD年、季降水量的偏差Fig.13 Annual and seasonal precipitation difference distribution of ERA5,CRU,CMFD with observation from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

將格點(diǎn)數(shù)據(jù)插值到131 個(gè)站點(diǎn)，求取逐年的站點(diǎn)平均，由圖14可見(jiàn)，年降水、春季降水、夏季降水、秋季降水的觀測(cè)值與CRU、ERA5 及CMFD 的相關(guān)系數(shù)均在0.75～0.98之間，均通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)，其中CRU、CMFD與觀測(cè)值的變化很接近，CMFD與觀測(cè)值的相關(guān)系數(shù)最好，ERA5 的降水值較觀測(cè)值明顯偏大；冬季降水，CRU、ERA5及CMFD的相關(guān)系數(shù)分別為-0.03、0.36、-0.05，只有ERA5 通過(guò)了95%的顯著性檢驗(yàn)，CMFD較觀測(cè)值最為接近，但未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)，CRU 和ERA5 較觀測(cè)值均偏多。

圖14 1979—2017年觀測(cè)數(shù)據(jù)與ERA5、CRU、CMFD降水?dāng)?shù)據(jù)年、季降水量時(shí)間變化序列Fig.14 Annual and seasonal precipitation timeseries of ERA5,CRU and CMFD from 1979 to 2017 in the Tibetan Plateau

3 討論

青藏高原站點(diǎn)稀少，尤其是青藏高原西北部幾乎沒(méi)有觀測(cè)臺(tái)站，青藏高原作為全球氣候變暖響應(yīng)的敏感區(qū)，青藏高原的氣候變化狀況一直都備受關(guān)注，僅僅依靠站點(diǎn)數(shù)據(jù)來(lái)客觀、準(zhǔn)確、全面的認(rèn)識(shí)青藏高原的氣候變化是不現(xiàn)實(shí)的，尋找到在青藏高原站點(diǎn)密集、代表性好的數(shù)據(jù)具有重要意義，也是當(dāng)前氣象業(yè)務(wù)發(fā)展的必然要求。關(guān)于多源降水在青藏高原的適用性評(píng)估工作，多是圍繞青藏高原局部開(kāi)展，例如雅魯藏布江流域、色林錯(cuò)流域、青藏高原西側(cè)等都是利用格點(diǎn)數(shù)據(jù)揭示站點(diǎn)稀少地區(qū)的氣候變化特征。關(guān)于格點(diǎn)降水?dāng)?shù)據(jù)在青藏高原整體的適用性評(píng)估工作才剛剛開(kāi)展，文中選取了應(yīng)用較為廣泛的3 種格點(diǎn)降水?dāng)?shù)據(jù)，分析了其在青藏高原的適用性，ERA5 數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原夏季降水的模擬能力與謝欣汝等［17］的研究結(jié)果一致，CRU 數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原年、夏季、冬季降水的模擬能力與姜貴祥等［8,12］的研究結(jié)果一致，但目前世界上的模式數(shù)據(jù)種類較多，評(píng)估結(jié)果具有一定的相對(duì)性。此外，為了便于與多套格點(diǎn)數(shù)據(jù)在空間上進(jìn)行各物理量的對(duì)比，對(duì)青藏高原站點(diǎn)降水?dāng)?shù)據(jù)進(jìn)行了插值，因此文中對(duì)青藏高原西北部再分析資料的評(píng)估存在一定的誤差。

4 結(jié)論

通過(guò)對(duì)青藏高原年、季站點(diǎn)觀測(cè)降水與3 種再分析數(shù)據(jù)的時(shí)空特征、變化趨勢(shì)及偏差的比較分析，得出以下結(jié)論：

（1）整體而言，CRU、ERA5、CMFD 3 種數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原年總降水量的整體模擬能力都很強(qiáng)，與觀測(cè)值的相關(guān)系數(shù)均超過(guò)0.9，較觀測(cè)的降水量均偏大；春季，CRU 和CMFD 春季降水較為接近觀測(cè)值，夏季，CMFD夏季降水最接近觀測(cè)值，秋季降水與夏季降水模擬能力接近，3 種數(shù)據(jù)對(duì)冬季降水模擬能力較弱。

（2）CMFD 數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原年、春季、夏季降水特征分布和量級(jí)大小的模擬能力都很好；秋季，CRU、ERA5、CMFD 對(duì)降水的模擬能力具有區(qū)域差異性，3 種數(shù)據(jù)對(duì)青藏高原東南部的降水的模擬均偏大，3 種數(shù)據(jù)在青藏高原北部柴達(dá)木盆地的降水均與觀測(cè)值較為接近，CRU、CMFD在青藏高原西部的降水與觀測(cè)值較為接近；冬季，CMFD的降水分布特征及降水量級(jí)與觀測(cè)值最為接近。

（3）變化趨勢(shì)：從年降水來(lái)看，青藏高原大部分降水呈增多趨勢(shì)，約增多5～20 mm·（10a）-1；春季降水整體為增多趨勢(shì)，青藏高原西南部的普蘭、阿里地區(qū)呈顯著減少趨勢(shì)，約減少6～12 mm·（10a）-1；夏季，青藏高原東部、東南部的青南牧區(qū)及西藏的波密約減少2～20 mm·（10a）-1，其余大部分夏季降水呈增多趨勢(shì)；秋季，青藏高原南部、中西部秋季降水約減少3～15 mm·（10a）-1，其余大部分秋季降水呈增多趨勢(shì)，青藏高原東南部的青南牧區(qū)、瑪曲及紅原顯著增多3～9 mm·（10a）-1；冬季，青藏高原東北部、西北角及東南部局部冬季降水增多約0～2 mm·（10a）-1，青藏高原南部、西北部冬季降水減少約2～10 mm·（10a）-1。CRU 數(shù)據(jù)在青藏高原年、春季、夏季、秋季降水的變化趨勢(shì)與觀測(cè)值較為一致，其次為ERA5，ERA5冬季降水與觀測(cè)值較為一致。

（4）偏差分析：CMFD 數(shù)據(jù)與青藏高原年、季降水觀測(cè)值的偏差最小，最接近觀測(cè)值，偏差均未通過(guò)顯著性檢驗(yàn)。

（5）時(shí)間變化序列：CMFD 數(shù)據(jù)與青藏高原年降水、春季降水、夏季降水、秋季降水的變化最為接近，其次為CRU；CMFD 冬季降水較觀測(cè)值最為接近，但相關(guān)系數(shù)未通過(guò)95%的顯著性檢驗(yàn)；ERA5在年、春季、夏季、秋季及冬季的降水量較觀測(cè)值均偏大。