王 闯，戴长雷，宋成杰

(1.黑龙江大学 寒区地下水研究所，黑龙江 哈尔滨 150080;2.黑龙江大学 水利电力学院，黑龙江 哈尔滨 150080）

气候变化是当今社会各界普遍关注的问题。青藏高原作为世界上最大的淡水储库之一,不仅为下游地区提供生产生活用水,也为下游地区生态环境保护提供重要屏障[1］。现有研究表明气候变化显著影响青藏高原的水资源,同时还对自然生态和人类生产生活造成了严重影响[2-3］。开展青藏高原气候变化时空分布特征研究,可以为区域水资源规划与管理、生态环境治理提供参考。

近些年来,众多学者针对青藏高原气候变化特征进行了大量研究,李林等[4］通过典型气候分区对青藏高原不同区域气候变化进行研究,发现青藏高原边缘地区增温比青藏高原腹地明显,冬季升高较其他季节明显,降水量增加在藏东南和川西区最为显著,冬春季降水量增加较其他季节明显；李晓英等[5］对青藏高原黄河源区不同区域气温和降水量变化差异进行研究,发现黄河源区降水量自东南向西北逐渐减少,气温以西部为中心向周边区域逐渐升高,降水量增加主要发生在春季,气温升高主要发生在冬季；徐丽娇等[6］研究表明青藏高原主体正在变暖变湿,中部地区升温速率大于东部地区,大部分地区降水量呈增加趋势；段安民等[7］综述了前人关于青藏高原气候变化的研究成果,指出青藏高原升温速率随海拔上升而增大,降水量变化趋势存在阶段性差异,降水量随高原加速升温而增加。青藏高原地域辽阔,大的空间延伸使青藏高原既受区域特定环境条件的影响,又受不同气候系统的控制[8］。如Lan等[9］指出青藏高原南部流域受印度季风控制,北部和西部流域受西风控制,东部部分流域受西风-季风过渡控制；Bibi等[10］指出青藏高原不同区域内植被、冰川、永久冻土及地貌存在明显差异。气候变化的季节模式很大程度上决定青藏高原的水文生态过程[11-14］,然而流域间的水文生态季节长短不一,传统的季节划分在高山寒区和北极地区并不适用[15］,如Ma等[16］在研究黄河源区冻土退化对径流变化的影响时,基于气温和降水量的年内变化对黄河源区4个子流域水文季节进行了重新划分。综上所述,受多方面的影响青藏高原气候变化存在明显的时空差异,但目前基于流域尺度的气候变化研究非常有限。

本研究在空间尺度上将青藏高原划分为11个子流域,季节尺度以生长季和非生长季为标准,对比分析了高原主体和各子流域间气候变化的时空分布特征,以期为青藏高原各流域适应气候变化、水资源合理开发利用及生态环境保护提供参考。

1 数据与方法

1.1 数据来源

本文选用青藏高原及其周边地区103个气象站(见图1)1970—2019年逐日观测数据,包括日平均气温和降水量。气象站逐日观测数据由国家气象信息中心提供。青藏高原数字高程数据(DEM)来自于日本宇宙航空研究开发机构提供的基于30 m空间分辨率的数字地表模型,其余的高原边界数据、流域边界数据均来自于青藏高原科学数据中心。

图1 青藏高原气象站及流域空间分布

1.2 研究方法

1.2.1 双累积曲线法

双累积曲线法常用于水文气象要素一致性的检验、缺测值的插补或资料校正[17］。在相同时段内只要两相邻气象站气象要素高度相关,那么一个站点的气象要素累计值与另一个站点的气象要素累计值在直角坐标系中可以表示为一条直线,其斜率为两要素对应点的比例常数,据此可对缺测数据进行插补。

1.2.2 线性趋势分析法

用xi表示样本数为n的某一气象要素变量,用ti表示xi对应的时间段,建立xi与ti之间的一元线性回归方程:

式中:a、b分别为回归系数和回归常数,a的正负反映上升或下降的变化趋势,a和b可由最小二乘法估算得出。

1.2.3 Mann-Kendall检验法

Mann-Kendal检验是一种气象学上常用于判断气象要素是否存在确定的变化趋势的方法,该方法的优点是样本数据不需要遵循一定的分布,也不受少数异常值的影响[18］。

1.2.4 局部薄盘光滑样条函数插值法

该方法基于澳大利亚国立大学开发的气象数据空间插值程序(ANUSPLIN),在分析高原气象要素的空间分布时,充分考虑海拔对气象要素的影响,以海拔作为协变量,从而提高插值的精度[19］。局部薄盘光滑样条理论统计模型表述如下:

式中:zj为位于空间j点的因变量；mj为d维样条独立变量(d＝2,本文中表示经度、纬度)；f(mj)为要估算的关于mj未知光滑函数；yj为p维独立协变量(p＝1,文中表示海拔)；b为yj的p维系数向量；ej为误差项。

2 结果与分析

2.1 青藏高原气候变化的空间趋势

2.1.1 青藏高原主体气候变化的空间趋势

运用线性趋势分析法及局部薄盘光滑样条函数插值法对青藏高原主体的气温和降水量数据进行空间插值分析,青藏高原年平均气温及降水量空间分布见图2(a)和(b),由图2(a)和(b)可知:青藏高原主体年平均气温和降水量分布存在显著的空间异质性,自东南向西北随着海拔的升高,年平均气温逐渐下降,年平均降水量逐渐减少,变化范围分别为-6.12～14.95℃、17.6～1741.6 mm。近50 a来,青藏高原年平均气温为4.85℃,年平均降水量为415.3 mm。在气候系统和地理环境等因素的综合影响下,空间上表现为高原东南部温暖湿润、西北部寒冷干旱。

图2 1970—2019年青藏高原主体气温、降水量变化的空间分布特征

图2 (c)青藏高原年平均气温变化速率空间分布表明,近50 a来青藏高原主体呈显著的升温趋势,速率为0.36℃/10 a(通过了α＝0.05显著性水平检验)。空间上,东南部地区升温速率介于0.02～0.42℃/10 a,西北部地区升温速率介于0.42～0.77℃/10 a,可见高海拔地区升温幅度更大。图2(d)青藏高原年平均降水量变化速率空间分布表明,除西北部和南部小部分地区出现降水量减少的趋势外,近50 a来高原主体年平均降水量呈显著增加趋势,速率为9.1 mm/10 a(通过了α＝0.05显著性水平检验)。空间上,自东向西降水量增加幅度逐渐递减。对比高原气温和降水量变化趋势可以发现,除高原西北部小部分地区出现“暖干化”的趋势外,高原主体呈“暖湿化”的发展趋势。

2.1.2 青藏高原各流域气候变化的空间趋势

青藏高原各流域年平均气温及降水量的空间分布见图3(a)和(b),各流域年平均气温、降水量的均值及趋势见表1。由图3(a)、(b)和表1可知青藏高原各流域年平均气温、降水量差异显著。具体表现为气温自东南部流域向西北部流域呈现出“高—低—高”的分布态势,气温低值中心位于三江源源头区、河西走廊一带,如东南部的湄公河流域年平均气温高达6.22℃,东北部的河西走廊年平均气温低至-1.15℃,年均气温相差7.37℃；降水量空间分布不均,自东南部流域向西北部流域逐渐减少,降水中心位于东南部的怒江流域、湄公河流域、长江流域一带,其中东南部怒江流域年平均降水量高达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气温、降水量的均值及趋势

图3 1970—2019年青藏高原各流域气温、降水量变化的空间分布特征

图3(c)青藏高原各流域年平均气温变化速率空间分布表明,各流域均呈显著升温趋势(通过了α＝0.05显著性水平检验),但升温幅度不一致,空间上表现为自东南部流域向西北部流域逐渐递增。如印度河流域、内流区升温速率均大于0.45℃/10 a,升温速率最大的印度河流域是升温速率最小的雅鲁藏布江流域的近1.8倍。图3(d)青藏高原各流域年平均降水量变化速率空间分布表明,降水量增加幅度总体上表现为中部及东北部流域大、西北部流域小。如内流区、河西走廊和柴达木河流域降水量呈显著增加趋势,速率分别为12.0、18.3、8.3 mm/10 a,仅在恒河流域出现了不显著的降水量减小趋势,速率为-8.3 mm/10 a。综合来看,各流域气温升温趋势比降水量增加趋势更为显著(见表1)。

2.2 青藏高原气候变化的季节特征

2.2.1 青藏高原各流域的季节划分

利用青藏高原1970—2019年逐日气温数据,将日平均气温连续高于(低于)0℃的时间转折点作为生长季起始时间(结束时间),并将生长季长度(生长季开始时间至生长季结束时间)进行空间插值分析,据此划分青藏高原各流域的生长季和非生长季,具体划分结果见表2。

表2 青藏高原各流域生长季和非生长季划分

2.2.2 青藏高原各流域生长季气候变化特征

青藏高原生长季长度显著受气温和降水量分布的影响,生长季长度自东南部流域向西北部流域逐渐缩短。西北部流域生长季长度普遍≤120 d,东南部流域生长季长度≥180 d,其余各流域生长季长度介于120～180 d(见图4)。青藏高原各流域生长季平均气温及降水量的空间分布见图4(a)和(b),由图4(a)和(b)可知:各流域生长季平均气温及降水量的空间分布与年平均气温和降水量的空间分布大体一致,但值得注意的是所有流域中柴达木河流域和塔里木河流域生长季气温相对较高,分别为12.82、12.62℃,这可能与二者地表覆盖度低,多以沙漠为主,有利于地表加热有关；生长季降水中心位于雅鲁藏布江、怒江流域、湄公河流域、长江流域一带。

图4(c)青藏高原各流域生长季平均气温变化速率空间分布表明,各流域生长季气温呈显著的升高趋势(通过了α＝0.05显著性水平检验),升温幅度在空间上表现为由中部内流区向周边各流域逐渐减小。具体来看,内流区、印度河流域、柴达木河流域生长季气温升高幅度较大,速率分别为0.52、0.49、0.41℃/10 a,塔里木河流域和雅鲁藏布江流域升温幅度较小,速率分别为0.18、0.25℃/10 a。图4(d)青藏高原各流域生长季降水量变化速率空间分布表明,除恒河流域呈现不显著的降水量减少趋势外,其余各流域均呈现不同程度的增加趋势。降水量在高原的中部及东北部流域增加幅度较大,如河西走廊、内流区、黄河流域、长江流域,速率分别为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趋势,但这种趋势并不显著。通过对比青藏高原各流域年平均降水量与生长季降水量的空间变化趋势可以发现,生长季降水量变化与年平均降水量变化高度相似,进一步印证了生长季降水量变化对青藏高原年际降水量变化的主导作用。

图4 1970—2019年青藏高原各流域生长季气温、降水量变化的空间分布特征

2.2.3 青藏高原各流域非生长季气候变化特征

青藏高原各流域非生长季平均气温及降水量的空间分布见图5(a)和(b),由图5(a)和(b)可知:非生长季平均气温空间上表现为自东南部流域向西北流域逐渐降低,气温低值中心位于印度河流域,高值中心位于雅鲁藏布江流域,二者相差7.36℃；与高原各流域年平均降水量及生长季降水量相比,非生长季降水量的空间分布格局出现了变化,主要表现为降水中心由东南部流域向西南部和东北部流域发生了迁移,其中恒河流域和印度河流域分别对应着非生长季降水量高值和低值中心,二者相差91.49 mm。

图5 1970—2019年青藏高原各流域非生长季气温、降水量变化的空间分布特征

图5(c)青藏高原各流域非生长季平均气温变化速率空间分布表明,各流域呈一致的升温趋势,空间变化趋势与年均气温变化趋势一致,自东南部流域向西北部流域逐渐递增。其中西北部的塔里木河流域和印度河流域升温幅度最大,达到了0.61℃/10 a,而南部的恒河流域、雅鲁藏布江流域、怒江流域升温幅度相对较小,分别为0.21、0.24、0.32℃/10 a。对比各流域生长季和非生长季气温变化可以发现,非生长季气温上升幅度对年际升温变化贡献最大。图5(d)青藏高原各流域非生长季降水量变化速率空间分布表明,各流域降水量存在多元化的变化特征。具体来看,东北部的河西走廊降水量增加最为显著,而南部的雅鲁藏布江流域、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减少。

3 讨 论

近50 a来,青藏高原主体呈显著的升温趋势,升温速率达0.36℃/10 a,远高于全球平均升温速率(0.12℃/10 a)及同期我国升温速率(0.278℃/10 a)[20］。相对于青藏高原而言,北极是全球地表气温升高幅度最大的地方,局部地区升温速率高达1.2℃/10 a,是全球平均升温速率的两倍以上[21］。北极及我国中低纬度高山寒区升温主要原因可以归结为温室气体浓度的提高、冰冻圈减小引起的冰雪反照率变化、云层覆盖度和气溶胶浓度变化等[22-23］。青藏高原自东南部流域向西北部流域气温呈“高—低—高”的空间分布格局,且升温幅度自东南部流域向西北部流域逐渐递增,高海拔地区升温幅度高于低海拔地区,这与徐丽娇等[6］、丁明军等[24］的研究结论一致。青藏高原非生长季升温幅度显著高于生长季,这与Kuang等[25］的研究成果一致。武丰民等[26］在研究北极地区升温时也发现,冷季节升温更为显著。

近50 a来,青藏高原主体降水量呈显著增加趋势,速率达9.1 mm/10 a,这与Zhang等[27］的研究结果基本一致,远高于同期我国降水量增加速率(2.2 mm/10 a)[28］。相对于气温而言,降水量变化的成因更为复杂,Lan等[29］指出这与北大西洋震荡有关,Zhu等[30］认为这与区域气候系统有关。青藏高原降水量由东南部流域向西北部流域逐渐递减,这与李晓英等[31］的研究结果相符。除高原西南部流域出现减少趋势外,高原中部及东北部流域降水量增加幅度大于西北部流域,这与You等[32］的研究结果一致。高原生长季降水量增加幅度大于非生长季,这与高原降水量的年内分配及季节变化密切相关,高原生长季(5—9月)降水量约占年降水量的80%[33］,同期观测到青藏高原5月降水量大幅增加及12月降水量大幅减少[34］。

4 结论

(1)青藏高原东南部温暖湿润,西北部寒冷干旱,年均升温速率自东南向西北逐渐递增,年均降水量增加速率自东向西逐渐递减,在1970—2019年间高原主体呈“暖湿化”的发展趋势。

(2)自东南部流域向西北部流域年均气温呈“高—低—高”的分布态势,年均降水量逐渐减少；年均升温速率自东南部流域向西北部流域逐渐递增,除恒河流域出现降水量减少趋势外,其余各流域降水量增加速率在中部及东北部流域较大,西北部流域较小。

(3)生长季长度自东南部流域向西北部流域逐渐缩短,西北部流域≤120 d,东南部流域≥180 d,其余各区域介于120～180 d。

(4)各流域生长季平均气温及降水量分布与年均气温和降水量分布大体一致,升温速率表现为自内流区向周边流域逐渐递减,生长季降水量变化趋势与年均降水量变化趋势一致；各流域非生长季平均气温自东南部流域向西北部流域逐渐降低,非生长季降水中心由东南部流域向西南部和东北部流域迁移,非生长季升温趋势与年均升温趋势一致,非生长季降水量增加集中在高原东北部,降水量减少主要集中在高原南部及西北部。