青藏高原冬季降水时空分布特征研究

蒋文轩，假 拉，肖天贵

(1.成都信息工程学院大气科学学院，四川 成都610225;2.西藏自治区气象台，西藏拉萨850000)

0 引言

青藏高原平均海拔在4000～5000米，有“世界屋脊”之称。很多学者研究过高原的存在对其周边地区气候的影响[1－2]以及高原本身的气候特征变化[3－6]。也有很多学者研究过高原汛期以及年降水变化特征。周顺武，卢鹤立等[7－8]对高原夏季降水的时空分布特征进行分析;朱西德等[9]对青藏高原的年降水量进行时空特征分析;齐文文等[10]对高原降水做了空间和季节分布特征的分析，并且指出高原西北部冬季降水占全年比例约为20%，而东南部冬季降水占比例则低于10%，虽然高原冬季降水占全年降水量的比重较小，但是由于高原冬季降水大多以降雪的形式出现，因此降雪量依然非常的可观;李培基，柯长青等[11－13]研究指出高原积雪变化呈普遍增加趋势，高原东部是高原积雪年际变化最显著的地区，与冬季降水呈显著正相关，积雪的增加是由冬季降水的增加引起。观测表明，高原冬季每年普遍都有雪灾发生，对高原地区人民的生命财产造成严重损失，因此研究高原冬季降水演变规律，对高原雪灾防御有重要意义。目前对高原冬季降水的研究成果还比较少，故文中对高原冬季降水的时空变化特征的研究，将对高原雪灾的认识和预报有一定的指示意义。

1 资料与方法

选取海拔3000米以上西藏25个站、青海19个站和四川11个站代表青藏高原(以下简称高原)地区，资料来源于西藏自治区气象台和国家气候中心，其站点分布如图1所示。降水资料的时间长度为1971～2010年，以当年12月和次年1、2月代表当年冬季，降水量取3个月的平均值。利用经验正交函数(EOF)方法分析了高原冬季降水的整体时空分布特征;利用小波方法和Mann-Kendall(MK)统计检验对时间系数和区域时间序列进行了周期分析和突变检验;利用REOF方法讨论了高原冬季降水的局域性特征。

图1 选取的青藏高原站点分布图

2 高原冬季降水的基本气候特征

图2为高原冬季12月、1月、2月及3个月平均降水分布图，从图中可以看出，12月在3个月中降水量为最小，1月居中，2月最多。3个月的降水分布特征比较相近，基本为东南部偏多，西北部偏少。在高原西南部，喜马拉雅山迎风坡处冬季降水在各月均为最大值中心，2月多年平均降水量可以达到45mm;次大值中心在西藏东南部雅鲁藏布江下游谷地开口处，这是由于南支西风槽前西南风携带水汽进入，并通过爬坡造成降水量在冬季成为高原降水次大值中心;其次在高原中东部亦为降水相对较多的地区。青海省冬季降水从东南到西北逐渐减少，川西高原从北到南逐渐减少。同时，可以看到，西藏西北部至青海西北部地区冬季降水量多年平均值很小，仅仅1mm。

图3(a)为降水变率图，图中整个高原地区的冬季降水变率都非常大，大部分地区都在50%以上，总的分布特点是降水量越大的地区，变率越小;降水量越小，变率越大。变率最大值中心为喜马拉雅山北坡和雅鲁藏布江上游河谷之间，这里的冬季降水量为最小值地区，而降水变率却为最大值中心。高原西南部的降水大值中心则相对变率较小，为40%左右。图3(b)为降水倾向率值的分布，大部分地区为微弱的正值分布，而在西藏西南部聂拉木地区以及西藏东部地区有小片负值分布地区，但由于大部分站点相关系数检验都未达到0.05，因此高原大部分站点冬季降水的线性趋势变化并不显著。

图2 高原冬季降水12月、1月、2月及3个月平均分布图(单位:mm)

如图4分别为高原冬季降水1970、1980、1990和2000年代距平百分率的分布图，平均值取1981～2010年。从图中可以看出高原冬季降水在1970年代和2000年代相对偏少，而在1980年代和1990年代则相对偏多，尤其是1990年代高原大部分地区呈明显偏多分布。值得一提的是高原西南部地区1980年代异常偏多而其他3个年代异常偏少是由于1989年这一地区遭遇有史以来最大暴风雪灾的缘故。

图3 高原冬季降水变率和倾向率(变率单位:%，倾向率单位:mm/10a)

图4 高原冬季降水年代距平(单位:mm)

3 高原冬季降水EOF分析

3.1 特征向量场的模态分析

先对高原冬季降水量做标准化处理，然后对其做EOF分析，前10个模态的解释方差如表1所示。前10个模态的累计解释方差为71%，收敛速度较慢，可见高原地区冬季降水的复杂性。第1模态的解释方差约为20%，前6个模态的累积解释方差为55.3%，已能较好地表示高原地区冬季降水的时空分布特征。

表1 EOF分析对应模态所占的解释方差和累积解释方差(%)

如图5为EOF分析前6个特征向量，从图中可以看出第1特征向量高原地区一致的正值分布，表明高原冬季降水的一致性变化为其空间分布的主要特征。而大值中心在高原中东部地区，这与李培基等[9]所指出的积雪变化最显著区域相一致，称此为全区一致型模态。

第2特征向量在西藏东部，青海中北部和四川大部分地区为负值分布;而在三省交界处以及西藏西部为正值分布。这表现了高原东南部和北部与高原中西部相反变化的分布特征，显示了海拔较低地区与高原腹地海拔较高地区的降水差异，称此为南北部型模态。

第3特征向量显示高原东南部为正值分布，西北部为负值分布，在三省交界处为正值中心。这表明高原冬季降水东西部相反分布的特征。显示南支西风在高原东南部遇到横断山脉的阻挡有北行爬坡的倾向，因此造成高原东西部的降水差异，称此为东西部型模态。

第4特征向量显示高原东南部和西北为负值，而藏南和青海东北部地区为正值的分布格局，表明高原东南部和西北地区与藏南和青海东北部地区冬季降水相反的变化特征。其中负值中心在川西高原，称此为川西型模态。

第5特征向量显示高原腹地地区与其南北两侧相反的分布特征，而主要相反变化的大值区为西藏青海西部交界处与青海东北端和西藏的西南端，这可能是由于高原大地形造成的西风分支使高原南北端具有相似的变化特征，而与高原腹地则成相反的分布特征，称此为高原腹地型模态。

第6特征向量显示西藏西部与青海西北部同步的变化特征，这可能是由于这两处都位于大地形西端的缘故造成两地相近的变化特征，称此为西部型模态。

图5 EOF前6个特征向量

3.2 第1模态时间系数分析

由于第1模态的解释方差达到近20%，且第1特征向量反应了高原地区一致的变化特征，对第1模态时间系数与各站时间序列做相关分析显示大部分站点都远远超过0.01的显著性检验，因此可以认为第1模态的时间序列可以代表高原冬季降水整体变化特征。图6为高原冬季降水第一模态的时间系数，在1970年代至1980年代末期以负值分布为主，而在1980年代末期至2000年则为较大的正值分布，2000年以后正负值则在零线附近波动。结合第1特征向量，表明高原冬季在1990年代以前整体降水偏少，1990年代整体降水偏多，2000年代降水量在均值附近波动。这与前面1990年代冬季降水呈偏多的年代距平分析一致。丁锋等[14]指出高原冬季积雪在20世纪80年代末呈现出明显偏多趋势。除多等[15]指出在1990年代后珠峰地区在冬季降水量增加。图7为第1模态时间系数的小波变换和小波方差图，小波方差为关于某尺度所有小波系数的平方进行积分，反应波动能量随尺度的分布，所以通过小波方差图能够看出时间序列中的主要时间尺度。从图中可以看出，在14年周期处，小波方差达到最大，这表明以14年振荡为其主周期，结合第1特征向量，即高原冬季降水整体变化有一个14年的周期变化特征。而从小波变换图中也可以明显看出这一周期变化特征。图8为第1模态时间系数的MK检验图，从图中可以看到uf线和ub线在1976有一个交点，这表明其在1976年发生突变，即高原冬季整体降水变化特征在1976年发生突变。且在1992年到2005年uf线超出0.05显著性检验线，这表明时间系数有显著增大趋势，结合第1特征向量，即高原冬季降水在1992年到2005年有显著增加。

图6 EOF分析第1模态时间系数

图7 EOF分析第1模态时间系数小波分析

4 高原冬季降水的局地性特征分析

通过EOF分析了解了高原冬季降水整体分布特征模态，虽然整体特征模态中已能窥见高原冬季降水存在局地变化特征，但未能清晰地揭示，因此有必要利用旋转经验正交函数(REOF)对高原冬季降水场的局地特征做更细致分析。对EOF分析累积方差贡献大于80%的前14个模态进行旋转，发现前6个模态能较好地表现高原冬季降水的局部特征，因此选择前6个特征向量场中最大值站分别与所有高原站点做相关分析，分别选取相关系数大于0.4的归为对应最大值站所表示的特征向量场一类，未选中的站点则分别与相近最大值站做相关，把其归为相关最大的站点所表示的特征向量场一类，6个特征区如图9所示。

图8 EOF分析第1模态时间系数MK检验

第1区位于高原中东部，由于在其西部为巴颜克拉山，而其间为东南－西北走向的巴颜克拉山和阿尼玛卿山，在其西北方向为柴达木盆地，使高原绕流的较干冷北支西风可以到达这里，又因为偏暖湿的南支西风在高原东南部遇到横断山脉的阻挡，有北上趋势，所以部分南北两支西风在这里相遇，使高原中东部三省交界处成为高原冬季降水变化最显著的地区。

图9 高原冬季降水分区(Ⅰ高原中东部;Ⅱ藏南谷地;Ⅲ沿喜马拉雅山地区;Ⅳ高原东南部;Ⅴ高原腹地地区;Ⅵ青海北部地区)

第2区位于藏南谷地地区，包括拉萨、江孜、浪卡子和隆子等地区。这里位于喜马拉雅山北麓，南支西风无法到达此处，是高原冬季降水最小值区，表现了藏南地区大地形阻挡的降水特征，局地特征明显。

第3区位于沿喜马拉雅山一线，这里南支绕流西风遇到喜马拉雅山脉爬坡产生动力性抬升，形成高原冬季降水的最大值中心，具有明显的局地特征。

第4区在高原东南部地区，包括川西高原和西藏东林芝、波密等地，表现了南支西风携带水汽进入此地而造成降水的特征，局地降水特征明显。

第5区包括西藏和青海大部分区域，主要的负值区在高原腹地羌塘至三江源一带的广阔区域，包括班戈、安多、五道梁和玛多等地区，显示了高原腹地地区的冬季降水特征。

第6区位于青海北部地区，祁连山南部东西走向的狭长地带，包括大柴旦、刚察、门源和都兰地区，显示了北支西风穿过阿尔金山和祁连山之间开口进入此地的降水特征。

图10 6个区域时间序列

对各特征区时间序列做分析。图10(a)为第1特征区，即高原中东部三省交界地区的降水距平变化特征，此地冬季降水量量值处于高原冬季降水的平均水平，多年平均降水量在5mm左右，年代际变化较大，1980年代后期以前降水偏少，之后降水偏多持续到1990年代后期，2000年代则降水稍偏少。MK检验显示其1990年代降水显著偏多。小波分析则显示其14年的周期震荡特征明显。图10(b)显示了2区，即藏南谷底的降水距平变化特征，此地降水量非常少，大多数年份都不足1mm，年际和年代际变化特征都不甚明显，但在1980年左右此地降水异常偏多。小波分析显示其12年周期变化特征明显。图10(c)显示了3区，即沿喜马拉雅山脉一线站点的降水距平变化特征，此地是高原冬季降水最多的地区，多年平均降水量在13mm左右。此地在1980年代后期以前降水相对偏少，且变率较小，之后降水偏多年和偏少多年成交替出现，但变率明显比之前大。另外图中显示1988年此地降水异常偏多是由于聂拉木站遭遇了特大暴风雪灾的缘故，那一年聂拉木站降水量达到200mm。小波分析显示其在1985年至2005年8年左右的周期变化特征明显。图10(d)显示了4区，即高原东南部地区的降水距平变化特征，此地是高原冬季降水次大值区，多年平均降水量在7mm左右，距平序列显示此地区降水有较强年际变化特征，且在1990年代后期至2000年代前期此地降水偏少。小波分析显示其在1990年以前8年周期变化特征明显，而在之后则12年的周期变化特征明显。图10(e)显示了5区，即高原腹地地区冬季降水距平变化特征，此地降水量也相对较少，多年平均降水量在3mm左右。其年代际变化特征明显，在1980年代后期以前此地降水偏少，而之后至2000年代前期，此地区降水偏多，之后降水又呈下降趋势。与1区的年代际降水变化特征有类似，计算两序列间的相关系数为0.45，表明这两区降水变化确有相似之处，但由于两地所处地区地形以及降水量的差异较大，因此未把这两区归为一类。MK检验显示其在1990年代至2000年代前期降水增加显著。小波分析显示其在1990年以前12年的周期变化特征明显。图10(f)为6区，即青海北部地区冬季降水距平的变化特征，由于此地处于高原最北端，高原南部水汽已无法到达这里，因此此地的降水量也较少，多年平均降水量在2mm左右。此地降水的年际变化特征明显。小波分析显示其在1980年至2000年有一个明显的6年的周期变化特征，在序列全时段内则有一个14年左右的周期变化特征。

从分区降水距平变化序列中可以看出，高原地区冬季降水的局地特征显著，其中高原腹地与中东部地区变化特征较为类似，显示了高原冬季降水的主要变化特征，与EOF分析第1模态的时间系数较为一致。而其他地区包括高原北部，东南部，藏南谷地以及沿喜马拉雅山脉一线的降水变化特征则差异明显。

5 结论

对高原冬季降水做基本气候特征分析显示高原冬季降水12月最少，2月最多。冬季3个月降水的分布特征基本一致，偏南偏东地区降水偏多，偏西偏北地区降水偏少。高原西南部喜马拉雅山迎风坡为最大值中心，冬季多年平均降水量达到35mm。而在雅鲁藏布江江下游谷地开口地区为降水次大值中心，多年平均降水量为17mm。而降水倾向率分析表明高原大部分地区线性趋势变化不明显。在年代差异分析中可以看出高原在1970年代和2000年代降水偏少，而1980年代和1990年代降水偏多。

对高原冬季降水做EOF分析，得到6种空间分布型模态，即全区一致型、南北部型、东西部型、川西型、高原腹部型、西部型模态。对第1模态的时间系数进行分析显示:高原地区冬季整体降水变化特征在1990年代有明显增加，且存在一个14年的周期变化特征。

根据REOF对高原冬季降水划分为6个特征区，分析显示高原地区冬季降水的局地特征显著，其中高原腹地与中东部地区变化特征较为类似，显示了高原冬季降水的主要变化特征，与EOF分析第1模态的变化特征较为一致。而其他地区包括高原北部，东南部，藏南谷地以及沿喜马拉雅山脉一线的降水变化特征则差异明显。

对高原冬季降水的整体以及局部气候特征进行了较为深入的研究，整体变化特征为高原冬季降水偏少，大部分站点降水成增加趋势，存在14年左右的周期变化特征。局地变化特征则显示了在复杂地形以及环流形式下高原冬季降水显著的区域差异。这对高原冬季降水的预报、冬季雪灾的预防以及高原气候区划都有一定的意义。

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