2016, Vol. 41引用本文 |
| 1979-2014年青藏高原地表温度变化特征分析 |  [PDF全文] |
从过去几十年或者更长时间的观测资料中提取气象要素变化特征，能够为人类应对气候变化以及制定相应的对策提供参考依据[1]。政府间气候变化专门委员会(intergovernmental panel on climate change，IPCC)第五次评估报告指出，目前，全球气候正在变暖，世界上的大部分地区正经历一个升温过程，1880-2012年全球平均温度已升高0.85 ℃(0.65 ℃~1.06 ℃)，地表温度每10年的增暖幅度高于1850年以来的任何时期，1983-2012年可能是最近1 400年来温度最高的30年[2]。青藏高原作为世界上海拔最高的高原，对于气候变化的响应尤为显著，可揭示全球气候变化的特征和幅度，这已经引起了越来越多人的研究兴趣[3]。
研究表明，1950年至今，青藏高原正经历有统计数据以来最为明显的升温趋势，尤其是在冬季[4, 5]。韦志刚通过分析地面气象站数据，发现青藏高原冬春季升温率高于汛期，分别为0.02~0.03 ℃/a和0.01~0.02 ℃/a[6]；王朋岭等利用青藏高原地区气象台站观测数据，发现1981-2010年间三江源区、西藏中西部和青海北部升温最为显著，平均升温率约为0.4 ℃/10 a，且升温率和高程、海拔呈现一定的正相关性[7]；姜永见等发现在过去的40年，柴达木盆地的升温趋势比高原的其他地区都显著，平均升温率为0.49 ℃/10 a[1]。目前，发现青藏高原地区正以0.3 ℃/10 a的速度升温，并且已经持续了50年，这个速度大约是全球平均升温率的3倍[6]。
目前，大量研究结果已经确定了青藏高原正在升温，且速率高于同期世界平均升温率的现象，但受限于气象台站稀少且分布不均、可用地面观测数据不足的现状，在反映高原气候变化的精细程度上有待进一步提高。随着技术的进步，再分析资料的产生和完善为研究青藏高原这一特殊地区的气候变化提供了大量的高精度气象数据，为人们更好地认识青藏高原及全球气候变化提供了可能。
1 数据来源本文主要选用了由欧洲中期天气预报中心(European Center for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF)提供的空间分辨率为0.125°×0.125°的ERA-Interim月平均地表温度(2 m温度)数据(http://www.ecmwf.int/)，同时也采用了航天飞机雷达地形测绘使命(shuttle radar topography mission，SRTM)所提供的青藏高原地区90 m分辨率高程数据[8](http://srtm.csi.cgiar.org/)。本文选取了其中25°~40°N、70°~105°E范围内青藏高原的20 903个栅格进行研究，时间从1979年1月至2014年12月，共20 903×432个数据。
2 地表温度变化特征 2.1 时间变化特征青藏高原的地表温度不仅在空间维度上有其独特的分布特征，在时间维度上也呈现出一定的变化规律。本文根据ECMWF的ERA-Interim月平均数据计算其年均值，以5 a为窗口做滑动平均，进行线性回归计算，并求得其距平值，结果如图 1所示。
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| 图 1 青藏高原地表温度年际变化图 Figure 1 Annual Change of Surface Temperature in Tibetan Plateau |
整体上看，青藏高原地区的地表温度呈现出波动上升的趋势，线性回归分析的结果表明，其趋势项为0.025，通过了95%置信区间的显著性检验，这与韦志刚(冬春0.02~0.03 ℃/a, 汛期0.01~0.02 ℃/a)的结论较为一致[6]。其间，1983年高原地表温度降为36年来的最低值，2006年达到最高。1997-2000年间，地表温度有较为明显的波动，先是两年间上升了近1.5 ℃，随后又降到平均温度以下。不少学者研究了1998年特大洪水与此期间青藏高原地区的气候变化的关系，柏晶瑜等[8]、李跃清等[9]、周玉淑等[10]分析了青藏高原地区的温度异常对长江中下游的影响，发现青藏高原前期不同层次的地表温度异常是后期长江中下游地区降水异常的一个重要原因。
为探究青藏高原地表温度是否存在除年周期以外的周期性变化，本文对高原年均温度数据进行了快速傅里叶分解(fast Fourier transform，FFT)和Welch功率谱估计，Welch功率谱估计参数取值为窗口长度100，重叠度20%[11, 12]。结果分别如图 2和图 3所示。
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| 图 2 傅里叶变换结果图 Figure 2 Result of FFT |
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| 图 3 Welch功率谱分析结果图 Figure 3 Analytical Results of Welch Power Spectrum |
傅里叶变换后，青藏高原地表温度数据的振幅在36个月和72个月处较为明显；Welch功率谱估计的结果也表明，高原地表温度数据在36个月处有较高的能量，这说明高原地表温度数据存在一个36个月的震荡周期，这与大气可降水量的变化周期一致。刘禹等[13]认为，高原温度变化的这一周期主要受太阳活动控制，太阳活动的千年尺度周期决定了温度变化趋势的长期走向, 百年尺度周期控制了温度变化幅度, 而极小期对应冷期出现。
分别以年和季节为单位计算青藏高原地表温度的距平值，结果如图 4所示。从变化幅度上看，春冬两季的波动最大，变化区间分别为[-2.0 ℃, +1.5 ℃]和[-2.0 ℃, +2.0 ℃]；秋季次之，波动区间为[-1.0 ℃, +1.0 ℃]；夏季的波动幅度最小，区间为[-0.8 ℃, +1.0 ℃]。整体上看，春、秋、冬3季距平值为正、负的数量基本相同，而夏季距平值为正的年份明显多于距平值为负的年份，说明春、秋、冬3季较冷和较暖的年份基本相同，而夏季较暖的年份明显多于较冷的年份。春、夏、秋、冬各季节温度达到最高和最低的年份并不一致，温度最高值分别出现在1999年、2013年、1998年和2006年，最低值分别出现在1983年、1992年、1997年和1983年。其中，冬季最高温和最低温以及春季的最低温出现的时间与年均温度相符合，而其他季节的时间点与年均温度并不一致。
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| 图 4 青藏高原地表温度季节变化图 Figure 4 Seasonal Change of Surface Temperature in Tibetan Plateau |
2.2 空间分布特征
青藏高原地表温度的整体线性回归结果已证实高原确实存在较强的升温趋势，为探究各季节高原升温率的大小和空间分布情况，本文分别在4个季节对每个栅格的年均地表温度数据做线性回归，并进行了置信度为95%的显著性检验，结果如图 5和图 6所示。
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| 图 5 青藏高原年均地表升温率分布图 Figure 5 Spatial Distribution of Surface Temperature Rising Rate in Tibetan Plateau |
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| 图 6 青藏高原地表各季节升温率分布图 Figure 6 Seasonal Distribution of Surface Temperature Rising Rate in Tibetan Plateau |
如图 5所示，高原的大部分地区升温率都能通过显著性检验，未能通过检验的栅格主要集中在帕米尔高原、藏北高原西部以及念青唐古拉山西部的部分地区。通过显著性检验的大部分地区升温率都在0.01 ℃/a以上，略高于世界平均水平，其中昆仑山、喜马拉雅山、柴达木盆地和巴彦克拉山的升温率在0.03 ℃/a以上，最高达到了0.06 ℃/a，为同期世界平均水平的3~6倍。帕米尔高原地区的部分栅格出现了降温现象，降温速率最高为-0.03 ℃/a。
各季节升温的情况如图 6所示，从该图可以看到高原地区各个季节的升温率有较大差异。
春季通过升温显著性检验的栅格的分布情况与年分布相似，但不显著的区域相比有所增多。不显著的地区为帕米尔高原、藏北高原的大部分区域，以及念青唐古拉山南部-巴彦克拉山南部-邛崃山的区域；显著的区域为昆仑山、喜马拉雅山、三江源头和柴达木盆地的部分地区。春季升温率最高达到了0.1 ℃/a，出现在昆仑山地区，这也是4个季节升温率的最大值，最低为-0.04 ℃/a，出现在帕米尔高原。
与春季相比，夏季昆仑山区域的升温率不显著，三江源头与雅鲁藏布江地区也仅有少数栅格显著，夏季出现在帕米尔高原上的降温区域有所扩大。最高升温率为0.07 ℃/a，出现在柴达木盆地；最低为-0.06 ℃/a，为4个季节的最低值，出现在帕米尔高原。总体来看，高原升温趋势较春季有所减弱。
秋季的分布情况与春季类似，不同之处在于，高原整体的升温幅度秋季明显低于春季，甚至略低于夏季，升温趋势为4个季节最弱。喜马拉雅山脉的东部地区不显著，春夏季出现在帕米尔高原的降温区也消失。最高升温率为0.06 ℃/a，出现在柴达木盆地；最低为0.01 ℃/a，无降温区域。
与春夏秋3个季节相比，冬季在高原显著升温的地区明显减少，仅喜马拉雅山和柴达木盆地的大部分地区，以及昆仑山、念青唐古拉山和三江源头的小部分地区显著。帕米尔高原上的降温区域最高升温率为0.09 ℃/a，仅低于春季，出现在昆仑山和喜马拉雅山地区；最低为-0.05 ℃/a，仅次于夏季，出现在帕米尔高原。
3 结束语本文采用了ECMWF的再分析数据，通过傅里叶变换和Welch功率谱分析、线性回归分析等手段，对青藏高原1979-2014年地表温度的空间分布与变化特征进行了探究，得出了以下结论：①总体上看，高原的地表温度呈现出东南高、西北低的分布，变化范围在-11 ℃~19 ℃之间，柴达木盆地的温度高于周边地区；②傅里叶变换和Welch功率谱分析的结果显示，青藏高原的地表温度的整体变化有一个约3 a的震荡周期，这与高原大气可降水量的变化周期一致；③高原的大部分地区的升温率都在0.01 ℃/a以上，昆仑山、喜马拉雅山、柴达木盆地和巴彦克拉山的大部分地区升温率在0.03 ℃/a以上，为同期世界平均水平的3倍；帕米尔高原局部地区存在降温现象；④4个季节的升温现象并不一致，趋势从大到小依次为春季、冬季、夏季、秋季，最高升温率为0.1 ℃/a，出现在春季；最低为-0.06 ℃/a，出现在夏季。冬季通过显著性检验的区域最少，但整体升温趋势较强。升温最为明显的地区为昆仑山、喜马拉雅山和柴达木盆地，这与年升温情况一致。
致谢: 感谢ECMWF提供的再分析数据以及CGIAR-CSI提供的高程数据。| [1] |
姜永见, 李世杰, 沈德福, 等. 青藏高原近40年来气候变化特征及湖泊环境响应[J].
地理科学,2012,32(12) : 1503–1512.
Jiang Yongjian, Li Shijie, Shen Defu, et al. Climate Change and Its Impact on the Lake Environment in the Tibetan Plateau in 1971-2008[J]. Scientia Geographica Sinica,2012,32(12) : 1503–1512. |
| [2] |
沈永平, 王国亚. IPCC第一工作组第五次评估报告对全球气候变化认知的最新科学要点[J].
冰川冻土,2013,35(5) : 1068–1076.
Shen Yongping, Wang Guoya. Key Findings and Assessment Results of IPCC WGI Fifth Assessment Report[J]. Journal of Glaciology and Geocryology,2013,35(5) : 1068–1076. |
| [3] |
冯松, 汤懋苍, 王冬梅. 青藏高原是我国气候变化启动区的新证据[J].
科学通报,1998,43(6) : 633–636.
Feng Song, Tang Maocang, Wang Dongmei. New Evidence That Qinghai-Tibetan is the Driving Force of Climate Change in China[J]. Chinese Science Bulletin,1998,43(6) : 633–636. |
| [4] |
范思睿, 王维佳, 刘东升, 等. 基于再分析资料的西南区域近50 a空中水资源的气候特征[J].
暴雨灾害,2014,33(1) : 65–72.
Fan Sirui, Wang Weijia, Liu Dongsheng, et al. Climatological Characteristics of Water Vapor over Southwest China During the Recent 50 Years Based on the Reanalysis Data[J]. Torrential Rain and Disasters,2014,33(1) : 65–72. |
| [5] | Huang L, Liu J, Shao Q, et al. Changing Inland Lakes Responding to Climate Warming in Northeastern Tibetan Plateau[J]. Climatic Change,2011,109(3/4) : 479–502. |
| [6] |
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) : 157–170.
Wei Zhigang, Huang Ronghui, Dong Wenjie. Interannual and Interdecadal Variations of Air Temperature and Precipitation over the Tibetan Plateau[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences,2003,27(2) : 157–170. |
| [7] |
王朋岭, 唐国利, 曹丽娟, 等. 1981-2010年青藏高原地区气温变化与高程及纬度的关系[J].
气候变化研究进展,2012,8(5) : 313–319.
Wang Pengling, Tang Guoli, Cao Lijuan, et al. Surface Air Temperature Variability and Its Relationship with Altitude & Latitude over the Tibetan Plateau in 1981-2010[J]. Advances in Climate Change Research,2012,8(5) : 313–319. |
| [8] |
柏晶瑜, 徐祥德. 1998年青藏高原春季地温异常对长江中下游夏季暴雨影响的研究[J].
应用气象学报,1999,10(4) : 478–485.
Bai Jingyu, Xu Xiangde. The Influence of Soil Temperature Abnormality over the Tibetan Plateau in Spring on Summer Flooding of the Mid and Lower Reaches of the Changjiang River in 1998[J]. Quarterly Journal of Applied Meteorlolgy,1999,10(4) : 478–485. |
| [9] |
李跃清. 1998年青藏高原东侧边界层风场与长江暴雨洪水的关系[J].
大气科学,2000,24(5) : 641–648.
Li Yueqing. The PBL Wind Field at the Eastern Edge of the Tibetan Plateau and Its Relations with Heavy Rain-Flood of the Changjiang River in 1998[J]. Chinese Journal of Atmospheric Sciences,2000,24(5) : 641–648. |
| [10] |
周玉淑, 高守亭, 邓国, 等. 青藏高原冬春季地温异常对长江中下游夏季旱涝影响的研究[J].
南京气象学院学报,2002,25(5) : 611–619.
Zhou Yushu, Gao Shouting, Deng Guo, et al. Effect of the Winter/Spring Soil Temperature of the Tibetan Plateau on the Summer Precipitation over the Mid-Lower Reaches of the Yangtze River[J]. Journal of Nanjing Institute of Meteorology,2002,25(5) : 611–619. |
| [11] |
耿美霞, 杨庆节. 利用Welch功率谱估计方法求埋深的参数选择[J].
吉林大学学报(地球科学版),2010,40(z) : 13–16.
Geng Meixia, Yang Qingjie. Parameters Determination in Calculation Depth with Welch Estimation of Power Spectrum[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition),2010,40(z) : 13–16. |
| [12] |
雷祥旭, 姚宜斌, 许超钤. 青藏高原地区大气可降水量变化特征初步分析[J].
测绘地理信息,2015,40(4) : 19–22.
Lei Xiangxu, Yao Yibin, Xu Chaoqian. Preliminary Analysis of the Variation of Atmospheric Precipitation Water over the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Journal of Geomatics,2015,40(4) : 19–22. |
| [13] |
刘禹, 蔡秋芳, 宋慧明, 等. 青藏高原中东部2 485年来温度变化幅度、速率、周期、原因及未来趋势[J].
科学通报,2011,56(25) : 2042–2051.
Liu Yu, Cai Qiufang, Song Huiming, et al. Amplitudes, Rates, Periodicities and Causes of Temperature Variations in the Past 2 485 Years and Future Trends over the Central-Eastern Tibetan Plateau[J]. Chinese Science Bulletin,2011,56(25) : 2042–2051. |