王 闖，戴長雷，宋成杰

(1.黑龍江大學 寒區(qū)地下水研究所，黑龍江 哈爾濱 150080;2.黑龍江大學 水利電力學院，黑龍江 哈爾濱 150080）

氣候變化是當今社會各界普遍關(guān)注的問題。青藏高原作為世界上最大的淡水儲庫之一,不僅為下游地區(qū)提供生產(chǎn)生活用水,也為下游地區(qū)生態(tài)環(huán)境保護提供重要屏障[1］?，F(xiàn)有研究表明氣候變化顯著影響青藏高原的水資源,同時還對自然生態(tài)和人類生產(chǎn)生活造成了嚴重影響[2-3］。開展青藏高原氣候變化時空分布特征研究,可以為區(qū)域水資源規(guī)劃與管理、生態(tài)環(huán)境治理提供參考。

近些年來,眾多學者針對青藏高原氣候變化特征進行了大量研究,李林等[4］通過典型氣候分區(qū)對青藏高原不同區(qū)域氣候變化進行研究,發(fā)現(xiàn)青藏高原邊緣地區(qū)增溫比青藏高原腹地明顯,冬季升高較其他季節(jié)明顯,降水量增加在藏東南和川西區(qū)最為顯著,冬春季降水量增加較其他季節(jié)明顯；李曉英等[5］對青藏高原黃河源區(qū)不同區(qū)域氣溫和降水量變化差異進行研究,發(fā)現(xiàn)黃河源區(qū)降水量自東南向西北逐漸減少,氣溫以西部為中心向周邊區(qū)域逐漸升高,降水量增加主要發(fā)生在春季,氣溫升高主要發(fā)生在冬季；徐麗嬌等[6］研究表明青藏高原主體正在變暖變濕,中部地區(qū)升溫速率大于東部地區(qū),大部分地區(qū)降水量呈增加趨勢；段安民等[7］綜述了前人關(guān)于青藏高原氣候變化的研究成果,指出青藏高原升溫速率隨海拔上升而增大,降水量變化趨勢存在階段性差異,降水量隨高原加速升溫而增加。青藏高原地域遼闊,大的空間延伸使青藏高原既受區(qū)域特定環(huán)境條件的影響,又受不同氣候系統(tǒng)的控制[8］。如Lan等[9］指出青藏高原南部流域受印度季風控制,北部和西部流域受西風控制,東部部分流域受西風-季風過渡控制；Bibi等[10］指出青藏高原不同區(qū)域內(nèi)植被、冰川、永久凍土及地貌存在明顯差異。氣候變化的季節(jié)模式很大程度上決定青藏高原的水文生態(tài)過程[11-14］,然而流域間的水文生態(tài)季節(jié)長短不一,傳統(tǒng)的季節(jié)劃分在高山寒區(qū)和北極地區(qū)并不適用[15］,如Ma等[16］在研究黃河源區(qū)凍土退化對徑流變化的影響時,基于氣溫和降水量的年內(nèi)變化對黃河源區(qū)4個子流域水文季節(jié)進行了重新劃分。綜上所述,受多方面的影響青藏高原氣候變化存在明顯的時空差異,但目前基于流域尺度的氣候變化研究非常有限。

本研究在空間尺度上將青藏高原劃分為11個子流域,季節(jié)尺度以生長季和非生長季為標準,對比分析了高原主體和各子流域間氣候變化的時空分布特征,以期為青藏高原各流域適應氣候變化、水資源合理開發(fā)利用及生態(tài)環(huán)境保護提供參考。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

本文選用青藏高原及其周邊地區(qū)103個氣象站(見圖1)1970—2019年逐日觀測數(shù)據(jù),包括日平均氣溫和降水量。氣象站逐日觀測數(shù)據(jù)由國家氣象信息中心提供。青藏高原數(shù)字高程數(shù)據(jù)(DEM)來自于日本宇宙航空研究開發(fā)機構(gòu)提供的基于30 m空間分辨率的數(shù)字地表模型,其余的高原邊界數(shù)據(jù)、流域邊界數(shù)據(jù)均來自于青藏高原科學數(shù)據(jù)中心。

圖1 青藏高原氣象站及流域空間分布

1.2 研究方法

1.2.1 雙累積曲線法

雙累積曲線法常用于水文氣象要素一致性的檢驗、缺測值的插補或資料校正[17］。在相同時段內(nèi)只要兩相鄰氣象站氣象要素高度相關(guān),那么一個站點的氣象要素累計值與另一個站點的氣象要素累計值在直角坐標系中可以表示為一條直線,其斜率為兩要素對應點的比例常數(shù),據(jù)此可對缺測數(shù)據(jù)進行插補。

1.2.2 線性趨勢分析法

用xi表示樣本數(shù)為n的某一氣象要素變量,用ti表示xi對應的時間段,建立xi與ti之間的一元線性回歸方程:

式中:a、b分別為回歸系數(shù)和回歸常數(shù),a的正負反映上升或下降的變化趨勢,a和b可由最小二乘法估算得出。

1.2.3 Mann-Kendall檢驗法

Mann-Kendal檢驗是一種氣象學上常用于判斷氣象要素是否存在確定的變化趨勢的方法,該方法的優(yōu)點是樣本數(shù)據(jù)不需要遵循一定的分布,也不受少數(shù)異常值的影響[18］。

1.2.4 局部薄盤光滑樣條函數(shù)插值法

該方法基于澳大利亞國立大學開發(fā)的氣象數(shù)據(jù)空間插值程序(ANUSPLIN),在分析高原氣象要素的空間分布時,充分考慮海拔對氣象要素的影響,以海拔作為協(xié)變量,從而提高插值的精度[19］。局部薄盤光滑樣條理論統(tǒng)計模型表述如下:

式中:zj為位于空間j點的因變量；mj為d維樣條獨立變量(d＝2,本文中表示經(jīng)度、緯度)；f(mj)為要估算的關(guān)于mj未知光滑函數(shù)；yj為p維獨立協(xié)變量(p＝1,文中表示海拔)；b為yj的p維系數(shù)向量；ej為誤差項。

2 結(jié)果與分析

2.1 青藏高原氣候變化的空間趨勢

2.1.1 青藏高原主體氣候變化的空間趨勢

運用線性趨勢分析法及局部薄盤光滑樣條函數(shù)插值法對青藏高原主體的氣溫和降水量數(shù)據(jù)進行空間插值分析,青藏高原年平均氣溫及降水量空間分布見圖2(a)和(b),由圖2(a)和(b)可知:青藏高原主體年平均氣溫和降水量分布存在顯著的空間異質(zhì)性,自東南向西北隨著海拔的升高,年平均氣溫逐漸下降,年平均降水量逐漸減少,變化范圍分別為-6.12～14.95℃、17.6～1741.6 mm。近50 a來,青藏高原年平均氣溫為4.85℃,年平均降水量為415.3 mm。在氣候系統(tǒng)和地理環(huán)境等因素的綜合影響下,空間上表現(xiàn)為高原東南部溫暖濕潤、西北部寒冷干旱。

圖2 1970—2019年青藏高原主體氣溫、降水量變化的空間分布特征

圖2 (c)青藏高原年平均氣溫變化速率空間分布表明,近50 a來青藏高原主體呈顯著的升溫趨勢,速率為0.36℃/10 a(通過了α＝0.05顯著性水平檢驗)?？臻g上,東南部地區(qū)升溫速率介于0.02～0.42℃/10 a,西北部地區(qū)升溫速率介于0.42～0.77℃/10 a,可見高海拔地區(qū)升溫幅度更大。圖2(d)青藏高原年平均降水量變化速率空間分布表明,除西北部和南部小部分地區(qū)出現(xiàn)降水量減少的趨勢外,近50 a來高原主體年平均降水量呈顯著增加趨勢,速率為9.1 mm/10 a(通過了α＝0.05顯著性水平檢驗)?？臻g上,自東向西降水量增加幅度逐漸遞減。對比高原氣溫和降水量變化趨勢可以發(fā)現(xiàn),除高原西北部小部分地區(qū)出現(xiàn)“暖干化”的趨勢外,高原主體呈“暖濕化”的發(fā)展趨勢。

2.1.2 青藏高原各流域氣候變化的空間趨勢

青藏高原各流域年平均氣溫及降水量的空間分布見圖3(a)和(b),各流域年平均氣溫、降水量的均值及趨勢見表1。由圖3(a)、(b)和表1可知青藏高原各流域年平均氣溫、降水量差異顯著。具體表現(xiàn)為氣溫自東南部流域向西北部流域呈現(xiàn)出“高—低—高”的分布態(tài)勢,氣溫低值中心位于三江源源頭區(qū)、河西走廊一帶,如東南部的湄公河流域年平均氣溫高達6.22℃,東北部的河西走廊年平均氣溫低至-1.15℃,年均氣溫相差7.37℃；降水量空間分布不均,自東南部流域向西北部流域逐漸減少,降水中心位于東南部的怒江流域、湄公河流域、長江流域一帶,其中東南部怒江流域年平均降水量高達768.7 mm,是西北部印度河流域年平均降水量(74.1 mm)的10.4倍。

表1 1970—2019年青藏高原各流域年平均氣溫、降水量的均值及趨勢

圖3 1970—2019年青藏高原各流域氣溫、降水量變化的空間分布特征

圖3(c)青藏高原各流域年平均氣溫變化速率空間分布表明,各流域均呈顯著升溫趨勢(通過了α＝0.05顯著性水平檢驗),但升溫幅度不一致,空間上表現(xiàn)為自東南部流域向西北部流域逐漸遞增。如印度河流域、內(nèi)流區(qū)升溫速率均大于0.45℃/10 a,升溫速率最大的印度河流域是升溫速率最小的雅魯藏布江流域的近1.8倍。圖3(d)青藏高原各流域年平均降水量變化速率空間分布表明,降水量增加幅度總體上表現(xiàn)為中部及東北部流域大、西北部流域小。如內(nèi)流區(qū)、河西走廊和柴達木河流域降水量呈顯著增加趨勢,速率分別為12.0、18.3、8.3 mm/10 a,僅在恒河流域出現(xiàn)了不顯著的降水量減小趨勢,速率為-8.3 mm/10 a。綜合來看,各流域氣溫升溫趨勢比降水量增加趨勢更為顯著(見表1)。

2.2 青藏高原氣候變化的季節(jié)特征

2.2.1 青藏高原各流域的季節(jié)劃分

利用青藏高原1970—2019年逐日氣溫數(shù)據(jù),將日平均氣溫連續(xù)高于(低于)0℃的時間轉(zhuǎn)折點作為生長季起始時間(結(jié)束時間),并將生長季長度(生長季開始時間至生長季結(jié)束時間)進行空間插值分析,據(jù)此劃分青藏高原各流域的生長季和非生長季,具體劃分結(jié)果見表2。

表2 青藏高原各流域生長季和非生長季劃分

2.2.2 青藏高原各流域生長季氣候變化特征

青藏高原生長季長度顯著受氣溫和降水量分布的影響,生長季長度自東南部流域向西北部流域逐漸縮短。西北部流域生長季長度普遍≤120 d,東南部流域生長季長度≥180 d,其余各流域生長季長度介于120～180 d(見圖4)。青藏高原各流域生長季平均氣溫及降水量的空間分布見圖4(a)和(b),由圖4(a)和(b)可知:各流域生長季平均氣溫及降水量的空間分布與年平均氣溫和降水量的空間分布大體一致,但值得注意的是所有流域中柴達木河流域和塔里木河流域生長季氣溫相對較高,分別為12.82、12.62℃,這可能與二者地表覆蓋度低,多以沙漠為主,有利于地表加熱有關(guān)；生長季降水中心位于雅魯藏布江、怒江流域、湄公河流域、長江流域一帶。

圖4(c)青藏高原各流域生長季平均氣溫變化速率空間分布表明,各流域生長季氣溫呈顯著的升高趨勢(通過了α＝0.05顯著性水平檢驗),升溫幅度在空間上表現(xiàn)為由中部內(nèi)流區(qū)向周邊各流域逐漸減小。具體來看,內(nèi)流區(qū)、印度河流域、柴達木河流域生長季氣溫升高幅度較大,速率分別為0.52、0.49、0.41℃/10 a,塔里木河流域和雅魯藏布江流域升溫幅度較小,速率分別為0.18、0.25℃/10 a。圖4(d)青藏高原各流域生長季降水量變化速率空間分布表明,除恒河流域呈現(xiàn)不顯著的降水量減少趨勢外,其余各流域均呈現(xiàn)不同程度的增加趨勢。降水量在高原的中部及東北部流域增加幅度較大,如河西走廊、內(nèi)流區(qū)、黃河流域、長江流域,速率分別為12.3、10.7、10.2、12.3 mm/10 a；而西北部的印度河流域降水量呈微弱的增加趨勢,但這種趨勢并不顯著。通過對比青藏高原各流域年平均降水量與生長季降水量的空間變化趨勢可以發(fā)現(xiàn),生長季降水量變化與年平均降水量變化高度相似,進一步印證了生長季降水量變化對青藏高原年際降水量變化的主導作用。

圖4 1970—2019年青藏高原各流域生長季氣溫、降水量變化的空間分布特征

2.2.3 青藏高原各流域非生長季氣候變化特征

青藏高原各流域非生長季平均氣溫及降水量的空間分布見圖5(a)和(b),由圖5(a)和(b)可知:非生長季平均氣溫空間上表現(xiàn)為自東南部流域向西北流域逐漸降低,氣溫低值中心位于印度河流域,高值中心位于雅魯藏布江流域,二者相差7.36℃；與高原各流域年平均降水量及生長季降水量相比,非生長季降水量的空間分布格局出現(xiàn)了變化,主要表現(xiàn)為降水中心由東南部流域向西南部和東北部流域發(fā)生了遷移,其中恒河流域和印度河流域分別對應著非生長季降水量高值和低值中心,二者相差91.49 mm。

圖5 1970—2019年青藏高原各流域非生長季氣溫、降水量變化的空間分布特征

圖5(c)青藏高原各流域非生長季平均氣溫變化速率空間分布表明,各流域呈一致的升溫趨勢,空間變化趨勢與年均氣溫變化趨勢一致,自東南部流域向西北部流域逐漸遞增。其中西北部的塔里木河流域和印度河流域升溫幅度最大,達到了0.61℃/10 a,而南部的恒河流域、雅魯藏布江流域、怒江流域升溫幅度相對較小,分別為0.21、0.24、0.32℃/10 a。對比各流域生長季和非生長季氣溫變化可以發(fā)現(xiàn),非生長季氣溫上升幅度對年際升溫變化貢獻最大。圖5(d)青藏高原各流域非生長季降水量變化速率空間分布表明,各流域降水量存在多元化的變化特征。具體來看,東北部的河西走廊降水量增加最為顯著,而南部的雅魯藏布江流域、怒江流域、湄公河流域、恒河流域及西北部的印度河流域降水量減少。

3 討 論

近50 a來,青藏高原主體呈顯著的升溫趨勢,升溫速率達0.36℃/10 a,遠高于全球平均升溫速率(0.12℃/10 a)及同期我國升溫速率(0.278℃/10 a)[20］。相對于青藏高原而言,北極是全球地表氣溫升高幅度最大的地方,局部地區(qū)升溫速率高達1.2℃/10 a,是全球平均升溫速率的兩倍以上[21］。北極及我國中低緯度高山寒區(qū)升溫主要原因可以歸結(jié)為溫室氣體濃度的提高、冰凍圈減小引起的冰雪反照率變化、云層覆蓋度和氣溶膠濃度變化等[22-23］。青藏高原自東南部流域向西北部流域氣溫呈“高—低—高”的空間分布格局,且升溫幅度自東南部流域向西北部流域逐漸遞增,高海拔地區(qū)升溫幅度高于低海拔地區(qū),這與徐麗嬌等[6］、丁明軍等[24］的研究結(jié)論一致。青藏高原非生長季升溫幅度顯著高于生長季,這與Kuang等[25］的研究成果一致。武豐民等[26］在研究北極地區(qū)升溫時也發(fā)現(xiàn),冷季節(jié)升溫更為顯著。

近50 a來,青藏高原主體降水量呈顯著增加趨勢,速率達9.1 mm/10 a,這與Zhang等[27］的研究結(jié)果基本一致,遠高于同期我國降水量增加速率(2.2 mm/10 a)[28］。相對于氣溫而言,降水量變化的成因更為復雜,Lan等[29］指出這與北大西洋震蕩有關(guān),Zhu等[30］認為這與區(qū)域氣候系統(tǒng)有關(guān)。青藏高原降水量由東南部流域向西北部流域逐漸遞減,這與李曉英等[31］的研究結(jié)果相符。除高原西南部流域出現(xiàn)減少趨勢外,高原中部及東北部流域降水量增加幅度大于西北部流域,這與You等[32］的研究結(jié)果一致。高原生長季降水量增加幅度大于非生長季,這與高原降水量的年內(nèi)分配及季節(jié)變化密切相關(guān),高原生長季(5—9月)降水量約占年降水量的80%[33］,同期觀測到青藏高原5月降水量大幅增加及12月降水量大幅減少[34］。

4 結(jié)論

(1)青藏高原東南部溫暖濕潤,西北部寒冷干旱,年均升溫速率自東南向西北逐漸遞增,年均降水量增加速率自東向西逐漸遞減,在1970—2019年間高原主體呈“暖濕化”的發(fā)展趨勢。

(2)自東南部流域向西北部流域年均氣溫呈“高—低—高”的分布態(tài)勢,年均降水量逐漸減少；年均升溫速率自東南部流域向西北部流域逐漸遞增,除恒河流域出現(xiàn)降水量減少趨勢外,其余各流域降水量增加速率在中部及東北部流域較大,西北部流域較小。

(3)生長季長度自東南部流域向西北部流域逐漸縮短,西北部流域≤120 d,東南部流域≥180 d,其余各區(qū)域介于120～180 d。

(4)各流域生長季平均氣溫及降水量分布與年均氣溫和降水量分布大體一致,升溫速率表現(xiàn)為自內(nèi)流區(qū)向周邊流域逐漸遞減,生長季降水量變化趨勢與年均降水量變化趨勢一致；各流域非生長季平均氣溫自東南部流域向西北部流域逐漸降低,非生長季降水中心由東南部流域向西南部和東北部流域遷移,非生長季升溫趨勢與年均升溫趨勢一致,非生長季降水量增加集中在高原東北部,降水量減少主要集中在高原南部及西北部。