太平洋夏季海温异常对青藏高原夏季气温的影响

太平洋夏季海温异常对青藏高原夏季气温的影响

1气候变化影响的时空特征青藏高原是世界上最复杂的高原，平均高度超过4000米，被称为世界三级。无论是高原的动力作用还是热力作用,都会给全球大气环流的维持和改变带来深刻的影响。因此,探讨高原的气候变化无论是对了解高原气候本身还是对大气环流都有着重要的意义。青藏高原不仅具有众多的山脉,而且还是许多大江、大河的发源地,其温度的变化将对冰雪融化、江河的生态环境起着重要的作用。在研究青藏高原气候变化方面,我国学者有着不少的工作。李生辰等分析了高原冬、夏季气温的异常空间分布。蔡英等曾将高原气温变化分为6个区。太平洋海表温度异常,尤其是ElNi˜non˜o或LaNi˜nan˜a现象出现时的海温异常已引起了人们广泛的关注。它不仅直接影响热带太平洋地区的气候变化,而且对热带以外其它地区的区域气候乃至全球大气环流的异常都有着十分重要的作用。太平洋的海表温度异常对青藏高原的气温异常来说也是一个不可忽视的因素。董安祥等曾研究过ENSO事件对青藏铁路沿线气温和地温的影响,并对20世纪前70年ENSO事件可能出现年份的气候概率做出了预测。但是,关于太平洋SSTA对青藏高原夏季气温影响的空间整体相关研究,目前为数不多。而实际上,1970年代末东亚季风和气候发生了一系列的年代际变化,海温和东亚季风之间的关系也有年代际变化。本文将在前人工作的基础上,首先利用EOF和REOF等方法,对青藏高原夏季气温和北太平洋冬季海温异常的时空特征进行分析,然后利用奇异值分解,对北太平洋冬季SSTA与后期夏季青藏高原气温之间的空间整体遥相关关系作一些统计研究。重点讨论赤道太平洋的SSTA(ElNi˜no/Lan˜o/LaNi˜na)n˜a)对青藏高原夏季气温异常的影响。这项工作的进行不仅对我们更全面地了解太平洋海表温度异常与我国气候异常的关系有所帮助,而且也有助于我们更深刻地认识太平洋SSTA对其它区域气候的影响,并为青藏高原地区夏季气温的短期气候预测提供理论依据。2北太平洋冬季海温场、高原气候场异常空间分布特征及地段特征气温资料选用青海、西藏两省(区)分布相对均匀的59个测站1971\_2004年夏季(6～8月)的月平均气温。北太平洋海表温度取10°S～50°N,120°E～80°W范围内(286个格点,5°×5°)1970/1971年\_2003/2004年冬季(上年12月～次年2月)的平均温度。气温和海温资料在分析前均进行了标准化处理。EOF和REOF方法在诸多工作中都有使用,本文将用此方法分析得到北太平洋冬季海温场、青藏高原夏季气温场的整体异常空间分布特征和局地异常敏感区。然后利用SVD方法,对北太平洋冬季海表温度异常与青藏高原夏季气温之间的空间整体遥相关关系进行分析。3冬季太平洋海表异常的时空分布特征3.1太平洋海温异常特征由EOF分析可知,北太平洋冬季海温前10个载荷向量场旋转前后结果的累积方差贡献率都在80%左右,收敛速度较快(表1)。图1a,c,e,g是北太平洋海温的EOF分解的前四个载荷向量场,取每个向量场中的4个最大值和4个最小值所在的格点为代表点(均在正负值的几何中心),将其1951—2003年的冬季平均海温记为序列1,2。图1b,d,f,h是其标准化距平值的时间变化曲线。图1a是冬季北太平洋海温异常EOF分解的第一载荷向量场的分布特征。赤道中东太平洋与西北太平洋海温异常呈相反变化的趋势。赤道中东太平洋为一致的较强正值区,中心在Ni˜no3n˜o3区,西北太平洋为负值区。这是一种ElNi˜no/Lan˜o/LaNi˜nan˜a成熟位相时期的海温分布型。由于第一载荷向量的方差贡献为30.98%,大约占去了总方差的1/3,所以说,ElNi˜non˜o和LaNi˜nan˜a是冬季太平洋海温异常的最主要特征。从图1b中(实线代表正值区,虚线代表负值区)也可以看出两者变化的相反趋势,而且这种趋势一直较为明显。第二载荷向量空间型(图1c)反映的是副热带北太平洋海温东正(负)西负(正)反相变化的异常分布特点。由图1d不难看出,1951\_2003年副热带东太平洋海温(实线)呈上升趋势,而副热带西太平洋海温(虚线)呈微弱的下降趋势。两条海温序列位相大致相反的变化特征很好地印证了副热带北太平洋海温东正(负)西负(正)的异常分布特点。图1e是冬季北太平洋海温异常EOF分解的第三载荷向量的分布特征,其反映的主要是北太平洋海温北正(负)南负(正)反相变化的异常分布特点。南北异常区的分界线位于30°N附近。图1f也反映出了这一特点,太平洋中高纬地区的冬季海温在1951\_2003年呈下降趋势,而副热带太平洋冬季海温呈微弱的上升趋势,两条海温序列有较好的反相关关系,与图1e很好地吻合。第四载荷向量空间型(图1g)反映的是北太平洋海温东西一致变化的异常分布特点,大值中心位于副热带西太平洋。图1h反映的是这一地区1951\_2003年冬季平均海温的时间变化特征。由图可见,该地区冬季海温呈较明显的上升趋势。3.2太平洋海温异常在EOF分解的基础上,对前20个载荷向量进行旋转,按方差贡献的大小顺序,取前6个旋转载荷向量场进行分析,发现冬季太平洋海温有以下几个主要的异常区域(图2):赤道中东太平洋(图2a,绝对值最大的旋转载荷向量为+0.94)、加利福尼亚海流区(图2b,+0.94)、黑潮区(图2c,-0.92)、亲潮区(图2d,+0.89)、阿拉斯加海流区(图2e,-0.93),以及中太平洋(图2f,-0.88)。它们的累积方差贡献为64.70%,其中第一载荷向量方差贡献达25.20%,因此,这6个海区基本反映了冬季太平洋海温异常的区域特征。而赤道中东太平洋的海表温度异常则是冬季太平洋最强的异常信号。当出现图1a所示的ElNi˜no/Lan˜o/LaNi˜nan˜a空间分布型时,赤道东太平洋的异常将代表整个北太平洋海温异常的主要特征。李耀辉等对秋季北太平洋SSTA进行过EOF和REOF分析。与其结果比较发现,在EOF载荷向量场中,第一空间型秋、冬季分布特征一致,均反映了赤道中东太平洋的海表温度异常。第二空间特征型也很相似,冬季东部异常区的范围明显较秋季大。在前6个旋转特征向量的空间型中,秋\,冬两季的第一空间型均反映了赤道中东太平洋的海表温度异常,其它几个空间型在秋冬两季排列顺序有所不同。另外,秋季不存在明显的东北太平洋型和中太平洋型。图3a为根据太平洋冬季海温的REOF结果进行的分区,在每个区中取载荷向量绝对值最大的4个格点为代表点,图3b～g为1～6区代表点冬季平均海温距平标准化值的时间变化曲线。由图3b～g可知,1区、4区、5区即赤道中东太平洋区、亲潮区和阿拉斯加海流区的海温在1951\_2003年间呈下降趋势,其中1区和5区的下降趋势很微弱,4区较明显。另外3个区呈上升趋势,2区和3区即加利福尼亚海流区和黑潮区趋势明显,中太平洋区上升幅度较小。比较图3b～g发现,在北太平洋冬季海温异常的6个区域中,它们的海温序列随时间变化各有其特点。这与各个区域内洋流热力状况的差异有关。在以上6区中,2区和4区即加利福尼亚海流区和亲潮区为冷洋流区,而3区和5区即黑潮区和阿拉斯加海流区为暖洋流区,赤道中东太平洋区存在着明显的冷水上翻。这些海水运动会对所在区域的能量状况产生影响,从而进一步影响海温的分布。这也同时说明以上进行的区域划分是合理的。取1971\_2000年的冬季海温作为气候平均,图4a～f分别为1950\_1990年代及2001\_2003年的北太平洋冬季海温的距平图。由图4a可知,1950年代冬季海温异常主要表现为西太平洋海温偏高,高值中心位于日本岛东部一带,东太平洋海温偏低,东西反位相。与EOF结果比较不难发现,第二载荷向量场(副热带太平洋海温东西反位相,图1c)的信息在1950年代海温距平图中有所反映。1960年代北太平洋冬季海温异常主要表现为西北太平洋海温偏低(图4b),中太平洋海温偏高,正值中心位于太平洋中高纬海区。1970年代海温距平值(图4c)均较小,相比前两个年代,更接近30年的平均状况。总体而言,中太平洋海温偏高,东西两侧海温均偏低。与1960年代海温的异常分布较为相似。图4d为1980年代太平洋冬季海温异常,距平值也较小,异常形态主要表现为中东太平洋海温偏高,大值中心位于副热带东太平洋。1990年代冬季太平洋海温的异常分布,除中高纬外,其余海区海温距平均为正(图4e)。低值中心位于中太平洋中高纬,高值中心位于赤道中东太平洋附近。这种分布状况反映了EOF结果中第三载荷向量场的信息(北太平洋海温南北变化反位相,图1e)。21世纪初的2001\_2003年冬季太平洋海温的距平值较前5个年代明显偏大,也可能与计算的年份太少有关(图4f)。东北太平洋海温明显偏低,其余地区海温偏高,赤道中太平洋和副热带中太平洋各有一高值中心。与1990年代海温的距平分布较为相似,也反映了EOF第三载荷向量场的信息。与图3b～g中各区代表格点海温距平标准化的时间变化曲线相对照,纵观图4a～f,不难看出,1区即赤道中东太平洋海温1950年代为正距平,之后的1960\_1970年代为负距平,呈下降趋势,1990年代以后又变为正距平,可以很好地与图3b对应。2区即加利福尼亚海流区在1950\_1970年代海温基本上为负距平,从1980年代开始逐渐出现正距平,总体呈上升趋势。3区即黑潮区在1950年代海温为正距平,1960年代开始出现负距平直至1990年代又开始出现正距平,从图3d中可以得到一致的结论。4区及亲潮区海温总体呈下降趋势,1950\_1980年代为正距平,之后为负距平;5区即阿拉斯加海流区1950\_1960年代为海温负距平,1970\_1980年代为正距平,之后又变为负距平,总体上呈微弱的下降趋势。6区即中太平洋区1950\_1980年代海温为负距平或距平不明显,1990年代后海温上升呈正距平。总之,图4与图3b～g可以很好地吻合。4异常夏季青藏高原气候的特征分析4.1夏季平均气温特征青藏高原夏季气温经EOF分析的前10个载荷向量场旋转前后的结果的累积方差贡献率都在90%以上(表2),由表2可看出,高原地区夏季气温收敛速度很快,这可能是夏季高原加热场所致。前三个载荷向量场的空间分布情况如图5所示,其方差贡献分别为62.47%,15.28%和5.81%。图5a,c,e是青藏高原气温异常的EOF分解的前三个载荷向量场,取每个向量场中的2个最大值和2个最小值所在的格点为代表点(均在正\,负值的几何中心),将其1961—2004年的夏季平均气温记为序列1,2。图5b,d,f是其标准化距平值的时间变化曲线。第一载荷向量场(图5a)全区域为正,青藏高原大部分地区处在高值区范围内,反映了青藏高原地区夏季青藏高原低层受热低压影响,温度场具有较好的一致性。这一结论与李生辰等的研究结果一致。图中载荷向量的大值区(≥0.9)位于青藏高原唐古拉山北鹿,中心载荷向量值为0.96,说明这里是青藏高原夏季气温异常的最敏感区域。图5b反映的是这一地区1961\_2004年夏季平均气温随时间变化每10年升高0.4℃。由此可见,该地区的夏季气温呈较为明显的上升趋势。第二载荷向量场(图5c)表现为北正(负)南负(正),零线位于35°N附近。青海的大部分地区为正值区,在青海湖和格尔木附近各有一中心。负值区主要位于西藏和青海的南部边缘,中心载荷向量值为-0.87。就气温特征来看,青海和西藏在夏季受不同天气系统的影响。青海地区主要受西风带的影响,而西藏地区则主要受从孟加拉湾北上的暖湿西南气流的影响。所以,这种北正(负)南负(正)的夏季气温异常分布正好表现出了受高原西南气流和西风带影响下的南北差异。图5d中,1961\_2004年青海地区代表站的气温呈微弱的下降趋势,而西藏地区代表站的夏季气温呈较为明显的上升趋势。两条气温序列的反相变化特征很好地证实了这一点。青藏高原夏季气温的第三空间异常分布型(图5e)主要反映的是高原西南部与高原东部的差异。在图5f中,高原东部气温呈下降趋势,而高原的西南部地区气温呈较为明显的上升趋势。两条气温序列随时间变化的不同特征也在一定程度上揭示出了这种温度分布差异。4.2夏季气温特征青藏高原地区地域广阔,温度异常的区域间存在差异。通过REOF分解,可以克服传统EOF分析中多描述区域整体的异常状况,而反映局地特征的不足的缺陷,从而较好地揭示出夏季气温的不同地理区域特征。图6是前4个旋转载荷向量(累积方差贡献率为80.41%)的空间分布情况。第一旋转载荷向量场(图6a)所反映的气温异常信息主要来自旋转前的第一载荷向量。高值范围主要集中在青海湖附近,最大中心值位于化隆,载荷向量为+0.96。这一特征反映了青藏高原夏季气温异常变化的第一主要类型\_\_东北部型。该地区既是青藏高原与黄土高原接壤的过渡地带,又是东亚季风的西边界,海拔高度相对较低,是冷暖空气经常交绥的地区。第二旋转载荷向量场(图6b)中的高值区主要位于西藏的东南部,包括拉萨、林芝、藏南谷地东部及雅鲁藏布江地区。东西两个中心分别位于察隅和日喀则,载荷向量值为-0.82和-0.96,构成了高原夏季气温异常变化的第二种类型\_\_西藏东南部型。该地区夏季主要受印度西南季风的影响,对流活动较旺盛。第三旋转载荷向量场(图6c)的高值范围覆盖了柴达木盆地、青海南部和西藏北部,包括安多、那曲、索县、班戈、当雄一带地区,最大中心位于安多,为+0.72,构成了高原夏季气温异常变化的第三种类型\_\_中部型。第四旋转载荷向量场(图6d)的高值区主要位于青藏高原的南部边缘地区,中心位于聂拉木,载荷向量为-0.86,构成了夏季气温异常变化的第四种类型\_\_南部边缘型。图7a为根据青藏高原夏季气温的REOF结果进行的分区,从图中可以清楚地看到夏季气温异常的分区情况,即东北部区、西藏中东部区、中部区和南部边缘区。它们的排列顺序也是其夏季气温空间异常出现概率的大小次序。在每个旋转载荷向量场中取载荷向量绝对值最大的2个站点为代表点,图7b～e为1～4区代表站夏季平均气温距平标准化值的时间变化曲线。在青藏高原夏季气温异常的4个区域中,4区和3区气温上升的最明显,升温速率分别超过0.4℃/10a和0.3℃/10a。相比而言,1区(青海)和2区(西藏中东部)夏季升温较慢。高原夏季的升温特点与冬季不同,北部柴达木盆地变暖缓慢,甚至有变冷的趋势。1960年代(图8a)和1970年代(图8b)青藏高原夏季气温异常均表现为全场一致偏低,且偏冷幅度较大。1960年代的偏冷主要在青海中西部和藏南谷地,且各有一大的低值中心;1970年代的偏冷则主要在高原中部,冷中心分别在西藏的阿里、那曲和青、川两省的交界处。与EOF结果比较不难发现,第一载荷向量场(全场气温变化一致,图5a)的信息在1960年代温度距平图中有所反映,这表明由EOF第一载荷向量场所揭示出的高原温度整体一致性是很重要的。1980年代气温距平值(图8c)均较小,相比前两个年代,更接近30年的平均状况。总体而言,青海地区温度偏低,负值中心位于青海湖东北部。西藏(除西部地区)气温偏高,且在中东部存在两个中心。1980年代气温距平很好地反映了EOF的第二载荷向量场(图5c)所表现出的南北变化反位相的异常分布特征。图8d为1990年代青藏高原夏季气温异常,异常形态主要表现全场一致的正距平,大值中心位于青海东北部和西藏阿里地区,与EOF第一载荷向量(全场气温变化一致,图5a)的空间异常分布型较类似。图8a～d表明:在1960\_1970年代青藏高原夏季平均气温较低,1980年代藏南地区开始出现增温现象,1990年代开始高原气温一致偏高。与图7b～e各区代表站点气温距平标准化值的时间变化曲线对照可以看出,1区即东北部区夏季气温1960\_1980年代为负距平,1990年代后开始变为正距平且有增大趋势,可以很好的与图8b对应;其余3区即西藏东南部、中部区和南部边缘区总的变化趋势类似,均为1960\_1970年代夏季气温为负距平,从1980年代开始增温,比1区要早。但各区气温的变化还是各有特点的。总之,图7与图8a～e可以很好地吻合。5svd的计算SVD(奇异值分解)是对在时间、空间变化的两个变量场同时进行统计分析的方法,它的计算涉及两个变量交叉协方差矩阵的奇异值分解,在不少工作中都有应用。一般认为,SVD是揭示两个场相关模态的优良方法。下面主要分析由SVD方法得到的第一对奇异向量空间型所反映的海温与气温两个场在空间上的某种整体遥相关关系。5.1冬季北太平洋海温异常与夏季异质领域的关系图9为冬季北太平洋海温异常与其后夏季青藏高原气温之间奇异值分解的第一对奇异向量的空间分布。由图可知,奇异向量的左场(海温场)、右场(气温场)分布型(图9a,b)与海温和气温EOF分解后的第一载荷向量场(图1a、图5a)非常类似。左场即北太平洋海温场表现为冬季处于ElΝi˜noElNin˜o时期的SSTA,相应的右奇异向量场即夏季气温场除藏南小部分区域外基本上表现为一致的负值区,强中心区在青海省,左、右奇异向量场时间系数之间的相关为0.55。从图中看到,冬季北太平洋SSTA与次年夏季青藏高原气温异常之间为较为明显的负相关关系。当冬季赤道中东太平洋海温异常偏高,或出现ElΝi˜noElNin˜o现象时,青藏高原次年夏季气温偏低,尤其以青海北部柴达木盆地和祁连山区的偏低最为明显;反之亦然。第一对奇异向量的方差约占总方差的一半,达49.35%,远大于其它奇异向量的方差贡献。这说明在冬季北太平洋海温与次年夏季青藏高原气温异常的各种空间关系中,ElΝi˜no/LaElNin˜o/LaNi˜na对青藏高原后期夏季区域性气温异常的影响在诸多空间分布型中是第一位的,其分布型反映了气温与海温之间空间遥相关的最主要特征。5.2冬季平均气温时间序列SVD结果中的第一对奇异向量包含了海温与气温场之间空间关系的主要信息,它们的遥相关空间分布型与海温和气温场EOF分解后的第一载荷向量空间分布相似。因此,把SSTA的EOF第一载荷向量场(图1a)中载荷向量值≥0.80的格点(均分布在赤道中东太平洋)作为海温场的代表点,将其1960\_2003年44年的冬季平均海温序列记为海温序列,以青藏高原夏季气温的EOF第一载荷向量场(图5a)中