1979～2005年青藏高原降水量与北极海冰覆盖范围的时滞相关分析

蔡怡薇, 陆志波

(1. 同济大学 环境科学与工程学院，上海 200092；2.同济大学 污染控制与资源化研究国家重点实验室,上海 200092)

1 引 言

北极海冰是全球气候变化的重要指示器[1]。在全球变暖的过程中，北极的气温变化是全球平均水平的两倍[2]，被称为北极放大效应[3]。海冰减退不仅影响其局地的气候，也可以进一步通过大气环流和海洋的热力、动力过程，对遥远地区的气候条件产生相关作用。已有研究表明，随着北极海冰减退，一些中纬度地区已经经历了寒冷、多雪的冬季[4～7]，欧洲中部和北部最近也经历了连续6年的异常多雨夏季[8]，也有一部分研究发现海冰减退会影响我国主要的大气环流系统，从而影响华南地区夏季降水、长江中下游梅雨形式等[9-10]。

青藏高原被称为地球“第三极”，其与南北两极是世界气候研究计划(WCRP)及国际岩石圈-生物圈研究计划(IGBP)等多个国际计划研究的关键地区，在历次的IPCC报告中也都对地球三极给予了足够的重视[11～15]。已有研究表明，夏季(7月)全区北极海冰M指数与青藏高原冬季降水相关性较好[16]；北极海冰可以通过大气环流系统影响我国青海省春季降水[17]。然而目前对于青藏高原全区的降水在全年各时段对于北极海冰变化的响应尚未有研究，而主要集中在个别省或特定时段的单独研究上。因此在前人的研究基础上，本文主要探究青藏高原全区降水对于北极海冰减退的响应，对提前预测高原气候可能会有的相应变化，从而预报乃至整个东亚地区的气候变化，有深远的影响。

2 数据来源与方法介绍

本文采用的海冰覆盖范围(Sea Ice Extent，SIE)数据来自美国国家冰雪数据中心，时间范围为1978年11月至今，是Nimbus-7卫星搭载SMMR，DMSP-F8、DMSP-F11、DMSP-F13、DMSP-F17、DMSP-F18卫星分别搭载SSM/I， SSMIS等多种传感器分析得到。

青藏高原降水数据采用中国气象数据网的中国地面国际交换站气候资料月值数据集，包含青藏高原108个气象站点(如图1所示)，时间范围为1951年1月～2005年12月。本文采用ArcGis软件分析青藏高原降水时空分布情况，利用Python Pandas程序语言对海冰和降水数据做时滞相关的计算，并利用Origin8.0软件对时滞相关散点图进行拟合。

3 北极海冰覆盖范围与青藏高原降水的时空变化特征

3.1 北极海冰覆盖范围变化特征

图2是北极海冰1979～2016年平均值与多年平均值求差所得到的距平值。由趋势线可以看出，

在过去38年中，SIE整体呈减小趋势。在2007年达到了一个历史极低值，在之后的2008、2009年略有回升，到了2011年又开始新的一轮减小，到2012达到了一个历史新低，之后再次重复这样的模式，最后在2016年达到历史最低值，SIE为10.42*106km2(图3)。

图2 1979～2017年北极海冰覆盖范围距平值Fig.2 Anomaly of arctic sea ice cover extent during 1979～2017

图3 2016年9月SIE示意图(来自国家冰雪数据中心)Fig.3 Arctic sea ice extent in Sep 2016 (from National Snow and Ice Data Center)

3.2 青藏高原降水的时空变化特征

3.2.1 青藏高原降水的空间特征

高原地形复杂，导致高原降水的空间分布极度不均匀，既有我国降水量最少的地区，如柴达木西北部的冷湖每年平均降水量仅为15.83mm，也有居我国第二多雨中心的藏南雅鲁藏布江下游地区[18-19]。根据青藏高原地面108个气象站资料得到高原多年平均年降水量的空间分布(图4)，青藏高原年平均降水量表现出明显的由东南向西北递减的趋势。在青藏高原的东南部，降水量大多在800mm以上，最高值出现在云南维西站；青藏高原的西北地区降水量仅有几十毫米，最低在冷湖，全年降水量仅为15.83mm。

3.2.2 青藏高原降水的时间特征

由于气象台站的数据有缺测，因此筛选出60个数据完整的台站1961～2005年的降水量数据，并绘制降水量距平百分比的曲线图，如图5所示。通过总体的线性趋势线可见，在这45年间降水量呈现出正负距平的来回震荡，总体呈微弱的上升趋势，线性增长率为5.5mm/(10a)。

图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 青藏高原降水与北极海冰覆盖范围变化的时滞关系

海冰的异常将会导致其上空偏下游区位势高度场的异常，即在其上空偏下游区产生一种扰动，从而破坏了大气环流系统的动态平衡。为达到新的动态平衡大气环流系统必然会自动的进行一系列调整，实际上就是由此扰动开始向四周传播[20]，从而与青藏高原降水产生相关性。而这种影响会因为扰动的远距离传播而产生一定的滞后性。因此，将SIE与其即时和滞后1～36个月的青藏高原的降水做相关分析，探究SIE对青藏高原不同地区降水的影响规律。

根据Origin8.0做时滞相关系数拟合，108个站点的拟合曲线都呈现如图6左侧所示的形状。可见曲线呈现规律波浪形状，且以一年为周期。SIE与降水之间的时滞相关系数的拟合方式采用

R2皆在0.999 5～0.946 82之间，可见拟合度较好。其中A表示变化幅度大小，变化幅度越大则SIE对降水的影响较大，其余系数表可见。

根据拟合曲线可知，SIE对青藏高原降水的影响以一年作为周期。且对于青藏高原不同区域，分别有滞后3/4/5个月的最大正相关性和滞后9/10/11个月的最大负相关性。如图6，对于青藏高原东部及东北部的大部分片区而言，SIE的变化与降水存在4个月的滞后正相关和10个月的滞后负相关，即该地区的降水情况受4个月及10个月以前北极海冰面积变化的影响最大；对于青藏高原南部的大片西藏地区及高原东南部的四川西南区域和云南西北区域而言，SIE的变化与降水存在5个月的滞后正相关和11个月的滞后负相关；对于青藏高原西北区域的新疆地区而言，北极海冰的变化与降水存在3个月的滞后正相关和9个月的滞后负相关。

总体而言青藏高原降水与SIE的时滞相关性都较高，除西藏南部的普兰站之外，其余站点的变化幅度都达到了0.3以上(图7)。青藏高原东部地区SIE与降水的时滞相关性最高，达到了0.8以上。青藏高原的北部和南部的变化幅度在0.51～0.8之间。高原西北以及西藏阿里地区时滞相关性较小，在0.5以下。

图6 北极海冰与青藏高原降水的时滞相关系数拟合曲线与正负振幅分布图Fig.6 Fitting curve of the time-lag correlation coefficient of arctic sea ice and precipitation in Tibetan Plateau and amplitude profile

图7 青藏高原各站点与SIE时滞相关系数的变化幅度分布图Fig.7 The amplitude distribution of variation of the time-lag coefficient of SIE in various stations

因此综合SIE逐月数据与青藏高原各站点的逐月降水数据之间的时滞相关系数的变化幅度和月份等数据，观察其规律并结合主要的气候系统，将青藏高原分为四个片区：

高原东部区，主要包含四川西北部、青海东部、海北藏族自治州、果洛藏族自治州、玉树藏族自治州地区和甘肃省的酒泉、张掖、武威及乌鞘岭的各地。该区域的降水主要受到高原季风、西风带和副热带系统共同影响。高原南及东南部区，主要包含西藏所有地区、四川西南地区及云南西北部，该区域的降水主要受到印度季风和东亚季风共同影响。柴达木盆地区，主要包含围绕柴达木盆地的几个地区，该区域完全处在西风带和热低压控制下，来自南方的暖湿气流很难到达这里[21]。高原西北部区，主要包含昆仑山以北，塔克拉玛干沙漠南缘的新疆地区，该地位于欧亚大陆腹地，西伯利亚的冷空气和印度洋的暖湿气流不易进入，形成了暖温带极端干旱的荒漠气候。

4 北极海冰面积变化与青藏高原各分区时滞相关系数分析

4.1 高原南及东南部区

由于夏季(6～8月)是青藏高原降水最集中、雨量最充沛的时期，因此以高原夏季的降水量作为研究对象，来与海冰之间的时滞关系及其背后原因做一个探究。

将位于高原南部及东南部片区的站点夏季的降水数据与提前5月及11月的SIE数据做相关分析，可发现北极海冰数据与绝大多数该片区滞后5及11月的降水数据呈负相关关系，即当年初春(1～3月)或前年夏季(7～9月)北极海冰覆盖面积越大，当年夏季青藏高原南部及东南部降水量越小。其中有显著相关的有当雄站(滞后5月相关系数达-0.34，滞后11月相关系数达-0.478)、拉萨站(滞后5月相关系数达-0.43，滞后11月相关系数达-0.664)、得荣站(滞后5月相关系数达-0.769，滞后11月相关系数达-0.793)等。

青藏高原雨季时(5～9月)，孟加拉湾被强气旋控制，其右侧的东南气流将发源于阿拉伯海和印度洋的水汽输送到给高原降水，带来丰沛水汽[22]，同时也伴随着南亚高压北上、南支槽加深等特征[23]。而北极海冰可通过影响南支槽(即印缅槽)、南亚高压、西太平洋副热带高压等天气系统再间接对青藏高原的降水产生影响[9,21]，北极海冰面积若异常偏大，则夏季高层的南亚高压、赤道印度洋上空东风急流均偏弱，从而削弱孟加拉湾的水汽输送到青藏高原。方之芳等[24]认为，1～3月西半球北极极冰越少，夏季(尤其7月份)西北太平洋副高越强，阻挡了印度洋水汽向高原北部输送，从而在高原南部形成有利的降水条件。

4.2 高原东部区

将高原东部片区的夏季降水数据与提前4月及10月的SIE数据做相关分析，可发现2～4月北极海冰数据与高原东部片区降水数据的相关性呈现由北至南“+ - +”的特征，主要的正相关区域位于该片区北部的河西走廊地区、青海东北部及该片区南部的川西、青海南部地区，而负相关区位于青海省中部。而8～10月的海冰数据与降水数据呈正相关居多，如图8。

图8 北极海冰与青藏高原东部片区降水相关性系数分布Fig.8 Distribution of correlation coefficient between Arctic sea ice and precipitation in eastern plateau area

该区域的降水主要受到副热带系统、高原季风和西风带共同影响[20,25～28]。以副热带高压为例，巩远发[26]指出西太平洋副热带高压较强的年份，南亚高压也明显偏北偏强，且在四川西部和西藏东部一带有一个大的负中心，整个高原东部也均为负值区，即副高强的年份，高原东部的降水也较少。而论珠群培[25]也指出，6月青海中北部及西藏西北部与副高北界为负相关，中心位于青海都兰一带，其余则有相反现象。而北极海冰面积与南亚高压、西北太平洋副热带高压等普遍存在负相关关系[9]；方之芳[29]提出：北半球极地海冰与副热带环流的相互作用有明显的滞后性和季节性，时间上的滞后可达半年甚至于一年，且北半球冬季极冰与夏季副高存在明显的负相关关系。综合以上学者们的研究，(冬季)北极极冰与夏季副热带高压存在负相关关系，而夏季副热带高压与当时的青藏高原降水又存在着整体负相关，少数区域正相关关系。

4.3 柴达木盆地地区

将位于柴达木盆地片区的站点夏季降水数据与提前4月及10月的SIE数据做相关分析，可发现北极海冰数据与该片区滞后4及10月的降水数据基本呈负相关关系，即当年冬春季(2～4月)或前年夏秋季(8～10月)北极海冰覆盖面积越大，当年夏季柴达木盆地降水量越小。其中显著相关的有德令哈站(滞后4月相关系数达-0.469，滞后10月相关系数达-0.434)。柴达木盆地作为我国西北干旱区的一部分，主要受到西风带的控制，西风环流是影响该地区气候变化的重要因素。吴尚森等[9]观测到，在北极海冰异常偏多年内，极涡加强，通过对于纬向风的平均剖面图比较可知，中低纬的西风减弱。因此为该区域北极海冰与夏季降水数据的负相关提供佐证。

对于高原西部区，由于该区域站点偏少，数据不足，因此在此不多做讨论。

5 结 论

本文在分析1979～2016年北极海冰覆盖面积变化和1951～2005青藏高原上108个气象站点降水的时空变化情况的基础上，研究北极海冰变化对于青藏高原降水的时滞相关性，并得到以下结论：

5.1 在过去38年中，北极海冰范围整体呈减小趋势，在2016年达到历史最低值。

5.2 高原地形复杂，降水的空间分布极度不均匀。平均降水量表现出明显的由东南向西北递减的趋势。从时间角度来看，这45年间降水量呈现出正负距平的来回震荡，总体呈微弱的上升趋势。

5.3 海冰与降水之间的时滞相关系数能很好地拟合成三角函数曲线，且以一年为周期。综合时滞相关的变化幅度和月份等数据，将青藏高原分为高原东部区、高原南及东南部区、柴达木盆地区及高原西北部区。高原南及东南部的夏季降水与提前5月及11月的海冰有显著的负相关关系，主要受来自孟加拉湾的西南气流的影响；高原东部的夏季降水与提前4月及10月的海冰有较显著的正相关关系，主要受到西太平洋副热带高压系统的影响；柴达木盆地地区的夏季降水与提前4月及10月的海冰有显著负相关关系，主要受到西风环流的影响；高原西部区的夏季降水与海冰的相关性不大。