青藏高原冷季积雪对后期暖季植被的影响

王园香

（国家卫星气象中心，北京 100081）

众所周知，青藏高原是世界的第三极，在高原上常年分布着大量的冰雪，同时又覆盖着大片的植被，这是一个奇特的集冰雪和植被于一体的地区。积雪和植被都接近地表，它们不仅相互作用、相互影响，而且它们还受到其上空大气环流和气候的共同影响，同时又对气候起反馈作用，因此积雪-气候-植被形成了一个复杂的正负反馈系统。准确理解高原冰雪对气候的反馈作用，以及气候对植被的影响，对于高原长期生态环境保护和应对全球变化制定适应对策都具有重要意义。

高原积雪对气候产生反馈影响。已有研究表明，高原冬春季积雪与夏季降水和环流系统有相当好的联系[1-2]。高原积雪覆盖的变化与温度呈负相关，积雪偏多，温度偏低，反之亦然[3-4]。柯长青等[5]得出高原积雪对初夏高原上空热源有很大影响。其他研究也表明青藏高原积雪对中国夏季风气候的影响是显著的，积雪的增加会明显减弱亚洲夏季风的强度[6-10]。高原气候又对植被产生影响。积雪变化导致温度和降水变化，温度是影响高原生物生长的主导因子，降水对植被生长也起了重要的作用[11-12]。高原植被对气温和降水有滞后效应，且滞后水平存在空间差异[13]。高原积雪产生的水热条件是植被生长的重要影响因素，积雪的增长与融化交替过程直接影响着土壤水热环境与植被的生长，进一步影响动物和微生物的活动节律，从而对植物群落产生深刻的影响[14]。土壤湿度作为生态系统的重要参数，是影响高原高寒草地生态承载力和草地恢复重建的关键因素之一[15]。李雪琴等[16]也分析了藏东南不同下垫面栽培草地土壤温湿度的特征，表明土壤温湿度对植被会产生一定的影响。

以前的研究主要分析了高原积雪对气候的反馈，以及气候对植被的影响。从这些研究中可以发现，积雪没有直接对植被产生影响，而是通过气候因子这样一个中间桥梁，把积雪和植被联系起来。一般认为温度高、降水多，植被偏多，反之亦然。果真如此吗？为了保持一致性和连贯性，本研究也首先研究了积雪对气候的反馈，以及气候因子对植被的影响，但是也进一步探讨了在冷季积雪偏多，暖季高原为反气旋控制、温度偏高、降水偏少这样的大背景下，降水适量偏少对植被到底是否有利。

1 研究区概况

青藏高原(25° − 40° N，70° − 105° E)包括西藏自治区、青海省及四川省、甘肃省、新疆维吾尔自治区、云南省的部分地区，平均海拔4 000 m 以上，有“世界屋脊”之称。青藏高原从东南到西北有大量积雪和植被覆盖，并主要分布在高原东南部和南部边缘山区。

2 资料和方法

2.1 数据来源

本研究使用了1996 − 2013 年Globsnow (Global Snow Monitoring for Climate Research)的 FSC(fractional snow cover)积雪资料，该资料来源于ESA(European Space Agency)的ERS-2ATSR-2 和Envisat AATSR[17]，以研究高原积雪气候平均和区域平均距平时间序列，即积雪指数。也使用了1996 − 2013 年NOAA/AVHRR GIMMS (Global Inventory Monitoring and Modeling Studies) 的NDVI 资料，以研究NDVI 的气候平均以及与积雪的相关关系；其空间分辨率为8 km × 8 km[18-19]；NDVI 是反映地表植被覆盖状况的遥感指标(−1 ≤ NDVI ≤ 1)，负值表示地面覆盖为水、雪等，0 表示有岩石或裸土等，正值表示有植被覆盖。上述两种资料均为遥感资料，在遥感资料制作过程中的一些局限性，比如积雪和云的误判等问题，导致高原地区积雪日资料可能会出现一些误差；在本研究中对积雪资料做了多年的气候平均和以年为单位的长时间序列的趋势变化，这样大的空间和时间尺度可以忽略日资料的微小误差，并且该长时间序列显示积雪在1996 − 2013 年呈逐渐减少的趋势，与近年来全球气候变暖导致积雪融化并减少是一致的，因此具有一定的可信度。NOAA/AVHRR GIMMS 的NDVI 资料的一些误差，主要由土壤背景反射率引起，但其对低NDVI 影响较大，对高NDVI影响不大，而且在以往的研究中已被广泛使用。

本研究也使用了1996 − 2013 年的NCEP/NCAR大气再分析资料[20]，以研究积雪对气候的影响及气候对植被的影响，该资料水平分辨率为2.5° × 2.5°。同时使用1996 − 2013 年的CMAP (Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation)降 水 量 资 料研究降水量对植被的影响，水平分辨率为2.5° × 2.5°。

2.2 研究方法

本文使用回归分析法、相关以及合成分析法研究两个变量之间的关系。使用相关系数表和t 检验表进行统计检验，置信度一般达到90 %。

回归分析法：

相关分析法：

式中：r 是相关系数，x 和y 是任意两个变量。合成分析法是将积雪指数偏高年份的参数平均值减去偏低年份的平均值，所得到的差值即为合成差，即为合成分析。本研究中，冷季指1 月 − 3 月，暖季指4 月 − 9 月。

3 结果与分析

3.1 冷季积雪指数

青藏高原1996 − 2013 年冷季积雪的气候平均图(图1a)显示，积雪主要位于高原东南部(黑色方框内)、南部边缘和西北部，FSC 最大值为0.9。青藏高原1996 − 2013 年暖季NDVI 的气候平均图(图1b)显示，植被主要出现在高原东南部(黑色方框内)和南部边缘，NDVI 最大值为0.6。二者有相似性，即冷季积雪和暖季植被都主要出现在高原东南部。

图1 高原冷季积雪气候平均图(a)和高原暖季NDVI 气候平均图(b)Figure 1 Climatology average of cold season snow and warm season NDVI

高原冷季积雪FSC 的区域平均值是指将高原内所有像素点的值(剔除无雪区)进行平均得到的常数值。青藏高原1996 − 2013 年冷季积雪区域平均值距平的时间序列图(图2a)显示，1996 − 2013 年高原冷季积雪区域平均值呈现出减少的趋势，高原冷季积雪区域平均值距平从正位相变化到负位相，正位相主要出现在1996−1999 年，负位相主要出现在2000−2013 年；基于高原冷季积雪区域平均值距平的这种年际变化，将该时间序列定义为高原冷季积雪指数(snow index)，并使用该指数与暖季NDVI和大气参数进行回归、相关以及合成分析。根据高原1996 − 2013 年冷季积雪指数的时间序列，将1996 年、1997 年、1998 年、1999 年 作 为 高 指 数 年，2004 年、2009 年、2010 年和2011 年作为低指数年，将高指数年的参数平均值减去低指数年的平均值，即得到参数的合成差。合成差值为正时，表明当冷季积雪指数snow index 偏高时，物理量(比如NDVI、位势高度、温度、湿度、降水量)偏高或偏多，反之亦然。

青藏高原1996 − 2013 年暖季NDVI 区域平均值距平的时间序列(剔除无植被区)图(图2b)显示，与积雪区域平均值距平的时间序列图相似，正距平出现在1996 − 2000 年，负距平出现在2002 − 2013 年(除了2011 年为正距平)。这表明从1996 − 2013 年高原暖季NDVI 区域平均值也呈现出减少的年代际趋势。

图2 高原冷季积雪区域平均距平的时间序列(积雪指数snow index)和高原暖季NDVI区域平均距平的时间序列Figure 2 Time series of area average anomalies of cold season snow (snow index) and warm season NDVI

3.2 冷季积雪对暖季NDVI 的影响

首先采用高原冷季积雪指数对暖季 NDVI 进行回归(图3a)，可以看到，显著的(灰色阴影区为通过90%置信度检验) NDVI 正距平出现在高原东南部(黑色方框内)，NDVI 中心值0.015 位于高原东南部，表明冷季积雪与暖季NDVI 有一定的正相关关系。即当冷季积雪增加，暖季植被也增加，反之亦然。为了进一步证明这种正相关关系，使用积雪指数对暖季 NDVI 进行相关分析(图3b)，可以看到，显著的NDVI 正距平出现在高原东南部(黑色方框内)，R 中心值0.5 位于高原东南部，进一步表明冷季积雪与暖季NDVI 有一定的正相关关系。即当冷季积雪增加，暖季植被也增加，反之亦然。

3.3 与冷季积雪有关的大气环流

研究表明，积雪的增加会明显减弱亚洲夏季风的强度[7]，太平洋副热带高压增强并且移向西。因此，先研究与冷季积雪有关的大气环流异常。图4a是使用积雪指数回归的同期500 hPa 位势高度和风场，图4b 是采用合成分析法制作的冷季500 hPa 位势高度和风场的合成差图。可以看出，一个异常的大尺度气旋性环流位于高原和中亚地区，异常的中心位于里海Caspian 和黑海地区，青藏高原位于这个中心的外围地区。即当积雪指数为正值时，高原在冷季为异常的气旋性环流控制，积雪比常年偏多。

图3 使用积雪指数回归的暖季NDVI 以及二者的相关系数Figure 3 Regression of the warm season NDVI in relation to cold season snow index and correlation of cold season snow index and warm season NDVI on the Tibetan plateau

图4c 是使用积雪指数回归的暖季500 hPa 位势高度和风场，图4d 是采用合成分析法制作的暖季500 hPa 位势高度和风场的合成差图。可以看出，当积雪指数为正值时，高原东部地区暖季为异常的大尺度反气旋性环流所影响，即太平洋副热带高压加强移向西影响高原东部地区。因此，能够看见大气环流从冷季到暖季发生了转换，太平洋副热带高压加强向西移动，覆盖了高原东部地区，导致东亚夏季风减弱。这与郑益群等[7]的研究结果一致。

3.4 温度对植被的影响

青藏高原暖季地面2 m 平均温度、地面2 m 最高温度、地表温度的正距平出现在高原中东部地区(图5a, c, e, g)，表明高原中东部地区这些温度异常增加。因此当东亚夏季风减弱，太平洋副热带高压加强并移向西，高原中东部地区温度异常升高。但是地面2 m 最低温度却异常降低，这是由于夜间辐射冷却所致。图5b, d, f, h 是采用合成分析法制作的高原暖季地面2 m 平均温度、地面2 m 最高温度、地面2 m 最低温度和地表温度的合成差图，分别与图5a,c, e, g 很相似。

图4 使用积雪指数回归的500 hPa 位势高度和风场以及合成差Figure 4 Regression of geopotential height (m) and wind field (m·s−1) in relation to cold season snow index as well as composition difference of geopotential height (m) and wind field (m·s−1) at 500 hPa

总的来说，由于东亚夏季风的减弱，太平洋副热带高压加强并移向西，高原中东部地区暖季地面2 m 平均温度、地面2 m 最高温度和地表温度均异常升高；升高的地表温度可能引起积雪的融化，它们对植被的生长起促进作用。而由于夜间辐射冷却等原因，高原地面2 m 最低温度异常下降，对植被的生长起抑制作用。

3.5 土壤湿度对植被的影响

由于暖季地表温度的升高，可能导致积雪的融化，因此需要分析积雪融化导致的土壤湿度变化。图6a 是使用积雪指数回归的高原暖季土壤湿度，图6b 是采用合成分析法制作的高原暖季土壤湿度的合成差图，可以看出，土壤湿度的正距平一般出现在高原东南部和中西部地区，土壤湿度的正距平反映了土壤湿度的增加。土壤湿度的正距平一般一致于地表温度的正距平(图5g)。当地表温度增加，积雪融化，土壤湿度增加。土壤湿度的增加有利于植被的增加，对植被生长起促进作用。图6c 是使用积雪指数回归的暖季土壤湿度与其标准差的比，可以看出，积雪对土壤湿度的贡献是0.5，表明积雪对土壤湿度有较大贡献，特别是积雪消融可以有效增加土壤水分，有利于植被返青及其前期生长。

3.6 降水对植被的影响

图5 使用积雪指数回归与合成的高原暖季地面2 m 平均温度T2m (a, b)，地面2 m 最高温度Tmax2m (c, d),地面2 m 最低温度Tmin2m (e, f)和地表温度(g, h)Figure 5 Regression and composition differences of warm season mean surface temperature (℃) at 2 m (a, b), maximum surface temperature (℃) at 2 m (c, d), and minimum surface temperature (℃) at 2 m (e, f), skin temperature (℃) (g, h)in relation to cold season snow index on the Tibetan plateau

图6 使用积雪指数回归的高原暖季土壤湿度(a)、暖季土壤湿度合成差(b)及暖季土壤湿度与其标准差的比(c)Figure 6 Regression of warm season soil moisture (fraction)in relation to the cold season snow index on the Tibetan plateau (a), composition difference of warm season soil moisture (fraction)(b) and ratio of the regressed warm-season soil moisture against the cold season snow index to the standardized deviation of soil moisture (c)

图7a 是使用积雪指数回归的高原暖季降水量，图7b 采用合成分析法制作的高原暖季降水量的合成差图，可以看出，降水量的负距平出现在整个高原地区，表明整个高原降水量异常偏少。因此，在冷季积雪偏多的情况下，由于东亚夏季风减弱，太平洋副热带高压加强西移影响高原东部地区，降水势必减少。降水量是土壤水份的主要补给来源，但由于在植被生长的旺盛期，降水量往往较为充沛且能够满足植被生长的需求，同期NDVI也恰好是一年中最高的，此时降水量过多可能导致植被生长受到抑制，降水量略减少反而可能会促进植被的生长。

图7 使用积雪指数回归的高原暖季降水量(a)，高原暖季降水量的合成差(b)，1996−2013 年暖季降水量区域平均距平的标准化时间序列(c)，1996−2013 年暖季clear sky downward solar flux 区域平均值距平的标准化时间序列(d)Figure 7 Regression of warm season precipitation (mm) in relation to the cold season snow index on the Tibetan plateau(a), composition difference of warm-season precipitation (mm)(b), standardized time series of area average anomalies of warm-season precipitation (mm) (c), warm season clear sky downward solar flux at the surface (W·m−2) during 1996−2013 (d)

为了进一步表明在冷季积雪偏多的情况下高原暖季降水量和植被的反相关关系，对高原1996 −2003 年暖季降水量、clear sky downward solar flux 和NDVI 区域平均值距平的标准化时间序列进行比较。可以看出，1996 − 2013 年降水量表现为增加的趋势(图7c)。clear sky downward solar flux 从1996 −2013 年呈现出减少的趋势，即日照呈现减少的趋势(图7d)。与之相对应的NDVI (图2b)也有减少的趋势。这是因为当降水量增加时，日照势必减少，日照减少，不利于植被的生长；降水量略减少日照增加反而可能会促进植被的生长。

4 讨论和结论

本研究使用了1996 − 2013 年Globsnow 的FSC 积雪资料、NOAA/AVHRR GIMMS 的NDVI 资料、NCEP/NCAR 大气再分析资料和CMAP 降水量资料，采用回归、相关和合成分析法研究了高原冷季积雪对暖季植被的影响以及机制。

高原冷季积雪和暖季NDVI 的气候平均图分析表明，积雪和植被主要出现在高原东南部，1996 −2013 年冷季积雪指数呈现出减少的年代际趋势，暖季植被区域平均值距平也呈现出减少的年代际趋势；使用积雪指数回归的高原暖季NDVI 图以及相关系数都表明，显著的NDVI 正距平出现在高原东南部，表明高原冷季积雪与暖季NDVI 有一定的正相关关系，即当积雪在冷季增加，高原植被在暖季也增加，反之亦然。

这种正相关关系，是受中间环节(大气环流、地面温度、土壤湿度和降水量以及日照)影响的，它们相辅相成、相互影响、相互作用，最后导致了植被的正常生长。即当高原冷季为异常的气旋性环流影响时，积雪必然偏多，偏多的积雪又导致后期暖季东亚夏季风减弱，太平洋副热带高压加强西移影响高原东部地区；随之，高原东部地面2 m 平均温度、地面2 m 最高温度、地表温度异常升高，异常升高的地表温度又导致积雪融化，土壤湿度异常增加，它们对植被起到了促进作用，但是由于夜间辐射冷却导致的异常下降的地面2 m 最低温度对植被起到抑制作用；积雪消融可以有效补给到土壤中，增加土壤水份，有利于植被返青及其前期生长。

已有的研究[11-16]大多表明，温度偏高、降水偏多，植被也偏多，这成为一种常识性认识。但是本研究发现，当高原冷季积雪偏多时，东亚夏季风减弱，暖季高原被副热带高压覆盖，温度偏高、降水必然偏少，但是植被仍然偏多，这与以往的研究可能有所不同。在这种情况下，降水偏少对植被有利还是无利？研究发现，降水量是土壤水份的主要补给来源，但由于在植被生长的旺盛期，降水量往往较为充沛且能够满足植被生长的需求；而当高原降水量偏少时，日照必然偏多，偏多的日照对植被起促进作用，即降水量略减少反而可能会促进植被的生长。