青藏高原四季降水变化特征分析

第16卷第4期 2007年7月 长江流域资源与环境 Resources and Environment in the Yangtze Basin Vol. 16 No. 4 July 2007 文章编号:100428227(2007)0420537206 青藏高原四季降水变化特征分析 黄一民,章新平 (湖南师范大学资源与环境科学学院,湖南 长沙410081) 摘 要:利用青藏高原87个地面气象台站41年(19602000年)的月降水资料,并在Arcgis 9. 0中通过Kriging插 值方法对少数站点的缺测值进行了插补,用线性回归方法研究了高原四季降水量的变化趋势及区域上的差异。为 了保证本研究的完整性,对高原年降水也做了相应分析。结果表明 :(1) 高原冬春两季降水量呈显著增加趋势。冬季 雅鲁藏布江下游、 春季高原东北部为降水减少区,高原其他区域均表现为增加;夏秋两季降水量基本保持不变,但夏 季高原中部和川西降水减少,高原南部和北部降水表现为增加;秋季高原中部、 南部降水增加,川西降水减少。(2)高 原年降水呈显著增加趋势。在区域上高原南部大致以东经102度为界,该线以东降水减少,以西降水增加,且降水增 加区域表现出随纬度的增加而递减的特征。高原中部、 北部的年降水基本保持不变或微弱增加。 关键词:青藏高原;四季降水;区域差异 文献标识码:A 青藏高原独特的地貌形态及复杂的大气环流系 统造成了其降水的复杂性,同时地面气象站点稀少 致使气象资料十分缺乏。尽管对青藏高原近几十年 来降水的变化趋势存在不同的看法17,但多数研 究表明14高原的年降水呈增加趋势。那么高原年 内降水即季节降水变化趋势又是怎样?在区域上是 否存在差异?林振耀等5对高原50个站点1951 1993年的降水研究指出夏季高原南部的雅鲁藏布 江、 川西等区域降水大幅度减少;藏东南、 藏南和藏 北地势较高地区和青海北部降水增加; Zhu等8、 Niu等9利用高原及邻近地区217个站点1951 1998年气温、 降水资料研究发现高原降水自1960 年起夏季减少最大,冬季反而增加,降水增加区位于 高原中部的8595E ,减少区位于高原边缘;冯 松10通过对高原和周边75个站点19581996年 的资料分析指出高原冬、 春两季降水呈增加趋势,高 原中东部增加最明显;夏季高原南部减少强烈;秋季 高原中部、 东南部为降水增加区,高原西南部和东北 部为降水减少区。以上研究对高原四季降水变化在 季节上、 区域上也有些出入。 青藏高原高寒、 干旱、 缺氧条件下发育形成的生 态系统非常脆弱,生态链极易受人类干扰,产生崩溃 性失衡11。荒漠化则成为高原当前所面临的最大 生态难题,高原近几十年荒漠化趋势加剧,其中气候 变化则是主导因子12 ,13。罗磊等14进一步研究发 现高原北部荒漠化加剧的关键是年内降水时间上分 配不均衡趋势增强。因此揭示高原现代四季降水变 化趋势及在不同区域上的差异是十分有意义的。本 文更新到2000年的资料,选用高原87个地面测站, 分析了高原19602000年四季降水量变化趋势以 及区域上的差异。力求通过更多站点、 更长序列来 揭示高原四季降水变化。希望本研究能为高原区的 生态、 工程建设提供科学参考。 1 资料与方法 本文选取青藏高原87个测站(图1) 1960 2000年112月的月降水量资料,对缺测月的降水 量采用克里金( Kirging)插值进行了补充。这一方 法充分吸收了地理统计的思想,认为任何在空间连 续性变化的属性是非常不规则的,不能用简单的平 滑数学函数进行模拟,可以用随机表面给予恰当地 描述,其内插值或局部均值与数据点上的值一 致15 ,16。这部分工作在地理信息系统软件Arcgis 910中完成 。考虑到尼木、 普兰、 改则3站1973年 才开始有记录,这3站没有进行插值补充,只参与降 收稿日期:2006203212 ;修回日期:2006205230 基金项目:湖南省教育厅研究项目(03C210) 作者简介:黄一民(1980 ) , 男,湖南省汨罗人,硕士研究生,主要从事环境演变与自然灾害研究. E2mail : hymin2004 水量场和趋势场的绘制。 四季划分如下:春季 (3 5月 ) , 夏季 (6 8月 ) , 秋季 (9 11月 ) , 冬季 (12 次年2月)。 采用线性回归对高原41年来四季降水的长期 变化趋势及其区域差异进行了研究。 降水要素倾向率计算:Ri=0+1ti 式中:Ri为降水要素, ti为时间, a1为线性趋势 项, 将 110年作为降水要素倾向率。 图1 青藏高原87个气象站分布 Fig. 1 Distribution of 87 Meteorological Stations in the Tibet Plateau 2 19602000年四季降水趋势 2. 1 年平均降水量变化趋势 为保证本研究的完整性,我们分析了高原84站 年平均降水量的逐年变化(图略)。统计段内,年降 水呈增加趋势(达到0110的信度水平)。年降水具 体变化情况如下:20世纪60年代初到70年代中期 低于平均值,70年代中期到90年代初高于平均值, 90年代开始的六七年里低于平均值,90年代末期又 高于平均值。41年里,高原年降水倾向率为7109 mm/ 10 a。 2. 2 高原四季平均降水量变化趋势 青藏高原84站四季平均降水量的逐年变化,见 图2。从图中可以看到高原冬春两季降水均显著增 加(达到0101的信度水平 ) , 这与多数研究结论一致。 图2 青藏高原84站四季平均降水量的逐年变化(19602000年) 春季 (a) ; 夏季(b) ;秋季 (c) ; 冬季(d) (下同) Fig. 2 Seasonal Mean Precipitation of 84 Meteorological Stations over the Tibet Plateau Spring(a) ; Summer(b) ;Autumn(c) ;Winter(d) (the Same as the Followings) 835 长江流域资源与环境 第16卷 冬春两季降水倾向率分别为:1175和4176 mm/ 10 a。 夏秋两季降水基本保持不变,这与多数研究有出入, 可能跟其他研究所选站点少于本文有关。夏季20 世纪60年代前四五年降水高于平均值,之后普遍低 于平均值,但90年代末降水增加明显;秋季降水60 年代初到70年代中期低于平均值,70年代中期到 90年代初高于平均值,之后又低于平均值。 3 19602000年四季平均降水量分布 3. 1 年平均降水量空间分布 我们利用87站降水资料绘出了高原年降水量 的空间分布(图略 ) , 从图可见高原年降水的空间分 布趋势由东南向西北递减,存在7个多雨区和4个 少雨区。多雨区分别为:高原西南、 雅鲁藏布江下 游、 高原东南、 川西、 青海湖区、 巴颜喀拉山以东的松 藩地区和三江源头;少雨区分布在柴达木盆地、 羌塘 高原、 喜马拉雅山脉北麓和怒江以东。这种分布主 要受大气环流和地形的影响,如雅鲁藏布江下游地 区是因西南季风爬坡形成丰沛降水;喜马拉雅山脉 北麓和怒江以东地区形成少雨区与大地形有关,同 时也受山脉背风坡的局部地形影响17。 3. 2 高原四季平均降水量空间分布 青藏高原19602000年四季平均降水量分布 (图3a d) 。春季降水形成3个多雨中心:高原西 南、 雅鲁藏布江下游和川西。 夏季降水集中在高原南 图3 青藏高原四季平均降水量空间分布 Fig. 3 Spatial Distribution of Average Annual Precipitation over the Tibetan Plateau 部的雅鲁藏布江下游、 高原东南(三江并流一带)、 高 原中部(三江源区 ) , 高原东北侧(青海湖区)降水也 较多;秋季降水集中在高原西南(喜马拉雅山西、 中 段以北,羌塘高原以南)、 雅鲁藏布江下游、 高原东南 和青海湖一带;冬季降水有高原西南、 雅鲁藏布江下 游、 川西(巴颜喀拉山以东 ) 3 个多雨中心。高原四 季降水场的分布特征与高原区的大气环流有关。冬 季青藏冷高压占据高原主体,同时3 km以下西风 气流受高原阻挡,在高原西面分为南北两支,南支西 风沿高原南缘形成动力性低槽。水汽含量较多的西 风气流与源自高原的冷空气相遇,在高原南部的喜 马拉雅山一带形成较多降水;而高原东侧115 km 以下有浅薄的绕流冷高压与南海高压间的气流辐合 线和对应地面松潘低压的宜昌以西的辐合线等,在 他们的影响下形成了这一区域阴湿多雨的气候特 征。夏季高原南侧5 km以下存在印度季风低压, 它牵引着来自印度洋的湿润气流北上形成丰沛降 水,同时高原东侧的辐合线为一深厚系统,降水很 多,它的位置和强度则与西太平洋副热带高压的位 置有很大关系。春秋两季环流场是冬夏两种基本环 流型式的转换季节,高原降水也随之有一定变 化17。我们注意到青海湖区是降水稀少的高原北 935 第4期 黄一民等:青藏高原四季降水变化特征分析 部一 “湿岛” 。该区域降水集中在夏秋两季,这与青 海湖水体在夏秋两季蒸发旺盛有关。这一区域内水 汽和降水中的 18 的实测值远高于理论值,其中一 个重要因素是当地降水的水汽来源于局地蒸 发1820。同时章新平等21研究发现西宁降水中的 18 在湿季降水量效应显著,指出这可能与海洋水 汽的输送有关;王宝鉴等22证实了在强夏季风年, 西南风输送带西边界可达101E的这一区域。由此 我们可以得出以下结论:该区域降水的水汽主要来 自当地的水体蒸发,夏、 秋季气温高,特别是青海湖 水体蒸发旺盛,湖风发生的次数和持续的时间都增 加,这样降水便集中在这两个季节;夏季风在某些年 份能影响该区的降水。田立德等23发现喜马拉雅 山中段冰芯中过量氘偏高的现象指出高原西南部的 水汽来源西风水汽输送占有很大比例,降水主要集 中在冬春两季,这在图3中也有所反映。 4 19602000年四季降水变化的区域 差异 4. 1 年平均降水量的区域差异 为了分析高原不同区域年降水的变化趋势,据 线性回归,我们对高原19602000年年降水的线性 倾向进行估计(图略)。41年中,高原南部年降水量 的变化大致以东经102度为界。该线以东降水呈减 少趋势,其中心位于川西;该线以西呈增加趋势,其 中心分别位于雅鲁藏布江下游地区以及高原西南。 且降水增加区域表现出随纬度的增加而递减的特 征。高原中部、 北部的年降水基本保持不变或微弱 增加。统计站中,年降水呈显著增加的站点为17站 (占总站数的20 %) ,其中9站达到0102的信度水 平,3站达到0105的信度水平,5站达到0110的信 度水平;年降水呈显著减少的站点仅有7站,分别是 成都、 外斯、 峨眉山、 绵阳、 乐山、 普兰、 平武,除普兰 外其余6站均位于川西。降水增加中心区域含11 站(察隅、 波密、 得荣、 林芝、 隆子、 嘉黎、 丁青、 昌都、 巴塘、 理塘、 稻城)与减少中心区域含6站(平武、 绵 阳、 成都、 乐山、 峨眉山、 松藩)的变化情况如下:前者 每10年增加35145 mm ,后者每10年减少50109 mm ,两者均达到了0101的信度水平。 4. 2 四季平均降水量的区域差异 图4是高原不同区域四季降水的变化趋势分 布。统计站中,春夏秋冬四季呈显著增加的站点数 依次为27、14、10、38 ;显著减少的站点数依次为1、 4、8、0。高原春季降水除东北侧有一减少区域外,整 个高原表现为增加趋势,中心位于高原南部的雅鲁 藏布江下游。高原夏季降水趋势场显示:高原北部 (昆仑山以北)及高原东南部为降水增加区;川西、 图4 青藏高原四季降水线性趋势分布图(19602000年) Fig. 4 Long2term Changing Trend of Mean Seasonal Precipitation over the Tibetan Plateau 045 长江流域资源与环境 第16卷 高原中部为降水减少区。秋季除川西减少外,整个 高原都呈增加趋势,增加中心在雅鲁藏江下游地区。 冬季除雅鲁藏布江下游有一小区域降水减少外,整 个高原降水呈增加趋势。冬季降水增加中心位于高 原西南,这与李栋梁在最近召开的2005年青藏高原 环境变化研讨会上指出的高原西南变湿明显吻 合24。考虑到这一区域内站点稀少、 资料插值中的 误差及高原冬季降水少等综合影响,该区域的增加 趋势可能没那么明显。同时我们给出了高原夏季、 秋季降水大致的增加、 减少中心区域变化情况。夏 季,增加中心:高原北部含19站(茫崖、 冷湖、 大柴 旦、 格尔木、 都兰诺木洪、 都兰、 德令哈、 茶卡、 同德、 兴海、 祁连、 祁连托勒、 祁连野牛沟、 刚察、 门源、 西 宁、 共和、 民和、 贵德 ) , 降水倾向率为6123 mm/ 10 a (达到0105的信度水平 ) , 高原东南含12站(会理、 盐源、 木里、 西昌、 九龙、 稻城、 得荣、 巴塘、 理塘、 康 定、 新龙、 道孚 ) , 该区域降水增加趋势没达到0110 的信度水平(仅西昌、 盐源显著增加)。减少中心: 川西含12站(绵阳、 成都、 平武、 松藩、 若尔盖、 红原、 马尔康、 小金、 乐山、 峨眉山、 阿坝、 久治 ) , 降水倾向 率为- 17105 mm/ 10 a (达到0. 10的信度水平 ) , 而 高原中部减少中心含11站(索县、 丁青、 昌都、 昴久、 杂多、 治多、 玉树、 石渠、 曲麻莱、 清水河、 格尔木沱沱 河 ) , 仅清水河、 石渠呈显著减少,整个区域降水减少 趋势没达到显著性水平;秋季高原南部降水增加中 心含16站(察隅、 林芝、 波密、 稻城、 巴塘、 隆子、 嘉 黎、 错那、 拉萨、 乃当、 则当、 当雄、 申扎、 日喀则、 江 孜、 亚当帕里 ) , 降水倾向率为7129 mm/ 10 a (达到 0101的信度水平 ) , 川西减少中心含14站(绵阳、 成 都、 平武、 松藩、 若尔盖、 红原、 马尔康、 小金、 乐山、 峨 眉山、 阿坝、 久治、 雷波、 外斯 ) , 降水倾向率为- 1012 mm/ 10 a(达到0105的信度水平)。 5 结论 (1)高原84站显示41年中,冬、 春两季降水显 著增加,夏、 秋两季基本保持不变。 (2)通过高原四季降水量场可以看到高原西南、 雅鲁藏布江下游、 高原东南和川西四季降水都比较 多,高原北部的青海湖一带降水主要集中在夏秋两 季,三江源头和松藩地区在夏季降水也比较多。四 季降水的这种分布特征主要受高原区的大气环流和 地形影响。 (3)通过高原四季降水变化趋势场可以看到降 水趋势存在着明显的区域差异。高原春季除东北部 有一个降水减少区,整个高原呈增加趋势;夏季高原 中部、 川西呈减少趋势,高原北部、 南部呈增加趋势; 秋季除川西呈减少趋势外,高原其他区域均呈增加 趋势;冬季雅鲁藏布江下游呈减少趋势,其他区域呈 增加趋势。 参考文献: 1 马晓波,胡泽勇.青藏高原40年来降水变化趋势及突变的分析 J .中国沙漠, 2005 ,25(1) :137139. 2 杜 军,马玉才.西藏高原降水变化趋势的气候分析J .地理 学报,2004 ,59(3) :375382. 3 吴绍洪,尹云鹤,郑 度.青藏高原近30年气候变化趋势J 地理学报,2005 ,60(1) :311. 4 韦志刚,黄荣辉,董文杰.青藏高原气温和降水的年际和年代 际变化J .大气科学,2003 ,27(2) :157170. 5 姚 莉,吴庆梅.青藏高原气候变化特征J .气象科技,2002 , 30(3) :163165. 6 林振耀,赵昕奕.青藏高原气温降水变化的空间特征J .中国 科学 (D 辑) ,1996 ,26(4) :354358. 7 陈隆勋,周秀骥,李维亮.中国近80年来气候变化特征及其形 成机制J .气象学报,2004 ,62(5) :634644. 8 Zhu Wenqin ,Chen Longxun ,Zhou Zijiang. 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CHARACTER ANALYSIS IN VARIATION OF SEASONAL PRECIPITATION OVER THE TIBETAN PLATEAU HUANG Yi2min , ZHANG Xin2ping (College of Resources and Environment Sciences , Hunan Normal University , Changsha 410081 ,China) Abstract : In this paper ,the trend in change of seasonal precipitation and its regional difference in the Tibet Plateau were analyzed for the last 41 years on basis of the long2term precipitation data at 87 meteorological stations in the Plateau. Missing data were interpolated by using Kriging interpolation with the ArcGIS 910. To make the research be complete , annual precipitation in the plateau was also analyzed. The results showed that there is an obvious increase in precipitation dur