2019, Vol.39
2 汕头大学海洋科学研究院, 广东 汕头 515063;
3 西北师范大学地理与环境科学学院, 甘肃 兰州 730070;
4 中国科学院青海盐湖研究所, 中国科学院盐湖资源与化学重点实验室, 青海 西宁 810008)
青藏高原(QTP)由于其独特地理环境，在全球变化中占有重要地位。青藏高原是全球变化研究领域的一个热点，其面积巨大，地势高耸，对全球大气环流影响显著，对气候变化高度敏感[1]。高原受东亚季风、南亚季风及其高原季风环流等系统影响，其降水来源多样，具有显著的独特性、复杂性和敏感性[2~3]；过去全球变化(PAGES)是目前全球变化研究的核心内容之一，晚冰期以来是一个重要时段[4]，晚冰期以来古气候的变化，是评估未来气候变化所必需的古气候背景[5]，也是认识冰期-间冰期气候转换、全球变化机制、评估区域尺度全球环流模式的一个重要视角[6]，因此重建高原晚冰期以来降水变化，对于认识全球变化有重要意义。
目前青藏高原过去降水重建工作较为薄弱[7]，尤其涵盖末次冰盛期(LGM)以来降水重建的研究较少。尽管有研究利用青海湖与达连海的高分辨率湖泊沉积物孢粉记录，采用现代类比法和转换函数法，重建了青藏高原东北缘过去18 ka B. P.的降水记录，结果显示18~11 ka B. P.气候相对干燥，全新世早期降水增加，并在8~3 ka B. P.达到最大[8]；也有研究基于高原不同植被类型的表土孢粉与气候资料，使用转换函数法，重建了高原寇查湖[9]晚冰期及义敦湖[10]17 ka B. P.以来的降水变化。但多数研究集中在全新世期间，而且以局地单点降水重建为主，例如乱海[11]、苦海[12]等；至历史时期，降水重建多采用树轮记录[13]，例如Zhang等[14]重建了QTP东北部过去2326年的降水变化，Yang等[15]利用祁连圆柏重建了柴达木盆地过去3500年的降水变化。
古气候研究中大尺度降水重建是个难点，这是由于影响降水变化的因素错综复杂，尤其是地形等地理环境因子影响显著，降水分布格局表现出较明显的非地带性[16]，使得单个样点降水空间代表性有限。因此目前虽有一些高原单点晚冰期以来降水序列[9~12, 17~19]，但却难以反映整个高原降水变化。集成方法的基本思想是以自然环境的协同性为出发点，把不同类型的代用指标信息、不同地区的研究结果集成在一起，综合考虑，相互印证，得到一个既符合自然环境协同性，又与其他证据相互吻合的综合结果[20]。我国地理环境具有明显空间协同性特点[21]，青藏高原也不例外，即同一时期的自然地理现象，其空间分布是有序、相互之间是联系的，遵从一定分布规律。本文尝试利用集成思想，构建分区古降水空间模拟-多区面积加权降水集成重建方法，有机集成单点重建结果，重建具有一定分辨率、并能反映高原晚冰期以来整体变化的定量降水序列。
青藏高原地势高耸、地域广阔，降水的水汽来源有显著的区域分异[22]。青藏高原东部，主要受西南季风(ISM)与东南季风(EASM)共同影响；高原南部，受来自印度洋的西南季风控制，水汽较丰富。高原的西部和北部广大区域，深居大陆内部，又加之高耸地势，形成特有的高原季风，夏季形成热低压，生成高原低涡、切变形等系统带来不大的阵性降水[21]。由于高原上降水来源与地形差异明显，因此高原降水空间格局有巨大差异，这也是进行高原降水分区的基础和依据，再根据环境协同原理，在分区内古降水样点可以看作分区古降水变化的样本，通过对不同分区古降水样本的集成，进而重建高原过去的降水变化[23]。
青藏高原海拔、坡向、坡度、地理位置对降水及其空间分布影响显著[24~27]。故准确分析地形和地理位置因素对高原降水分布之间数理关系，可以建立地理因子与高原降水空间分布的模拟模型。考虑到晚冰期以来，上述地理因子变化有限，故对降水量的影响可以忽略不计，将地理因子与降水分布模拟关系应用到晚冰期以来，从一个样点降水就可以模拟出整个分区的降水分布状况，进而可以恢复分区古降水的状况，最终达到重建晚冰期以来古降水之目的。
1 研究区概况青藏高原位于21°~48°N和74°~109°E之间，平均海拔4400 m，青藏高原面积约为2.5×106km2。其是全球海拔最高的高原，地势高耸，主体海拔在4500 m以上。高原上地貌类型复杂多样，高原边缘高山环绕、峡谷深切，内部高大山脉东西向延伸，河谷和湖盆相间其中。大致来看，高原西北部是地势高亢、广阔的藏北高原，南部是雅鲁藏布江河谷为主的藏南谷地和高大的喜马拉雅山；东部是紧密排列的南北向、高差巨大的横断山高山峡谷区；高原中部则是相对坦荡的高原腹地，高山与宽谷并列其中[28]。
青藏高原是典型的高原大陆性气候，是全球气候较为特殊的地理单元，其显著特征为高寒、空气稀薄、大气干洁、太阳辐射强；气温低，年均气温区域差异较大，在- 5.6~11 ℃之间，受海拔影响，高原一半地区年均温低于0 ℃[29]。从降水来看，青藏高原是中国降水量较少的地区，由于受地形、地理位置和环流系统的影响，高原上年降水量呈现显著的区域差异，大致来看，年降水量从高原东南部的1000 mm以上，向西北递减至50 mm以下(图 1)。按照青藏高原水汽来源不同，可以将高原降水划分为4个分区[24](图 2和表 1)，分别是：Ⅰ区为青藏高原西南与东南季风共同影响和向内陆过渡区；Ⅱ区为高原西部、北部内陆局地环流区；Ⅲ区为高原南部西南季风影响和过渡区；Ⅳ区为高原东南山地西南季风区。
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图 1 青藏高原的地形和年平均降水量(mm) Fig. 1 Topographic and mean annual precipitation(mm)map of the QTP |
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图 2 QTP的降水分区及其古降水记录 Fig. 2 Divisional precipitation and its paleo-precipitation records in QTP |
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表 1 青藏高原全新世期间代理数据的重建降水记录 Table 1 Reconstructed precipitation records from proxy data during the Holocene in QTP |
晚冰期以来的古降水记录来源有两种方法，其一是从发表的文献中选取青藏高原样点古降水序列8条[9~12, 17~18, 30](表 1中编号1~8)，其二是搜集28个高原样点化石孢粉谱[12, 31~52](表 1中编号9~36)，采用现代类比法获得对应地点的古降水记录。
这些记录有如下特征：首先，序列时段主要包含在晚冰期以来，有较好年代控制，序列以日历年或14C年时间体系定量表达。其次定量的古降水数据，降水记录均以年均降水量或年降水距平等形式表达，有定量的降水数值。此外孢粉作为古降水数据环境感应体，在重建高原古降水量中有着不可替代的巨大优势[53]，主要表现在，其一孢粉所记录的环境古降水分辨率在百年左右[10]，可以满足重建高原百年分辨率降水序列的需要；其二，孢粉是估算环境变量可靠感应体，在我国西北干旱区，荒漠植被NPP与气温的滑动相关系数随时间的变化保持为负相关，与降水、干燥度的滑动相关系数保持为正相关[54]。其中长江源区植被NDVI对气候因子响应具有1~2月滞后性，当月月均NDVI与月均气温相关系数为0.711，与月均降水量相关系数为0.803，在生长期之后3个月内月均降水量对植被的影响仍远大于月均气温[55]，而年均降水作为影响孢粉分布的最重要的环境主导变量[56]，在重建大尺度降水中，气候参数的模拟值与观测值的相关系数r=0.894[57]。年均降水量不仅影响孢粉组合，其梯度变化与不同植被类型的种属百分比变化呈现明显的正相关[58~59]。也有研究表明：现代类比法在重建中国及其邻近区域的降水时具有较高的可信度，与观测值的相关系数达到0.9以上[60]。本文选择的这些记录分布基本覆盖青藏高原的各个区域，有较好的区域代表性(图 2)。
2.1.2 古降水记录的获取在原文献中筛选8条序列共579个满足条件的古降水数据，对该结果直接引用(表 1)；对于28个样点的化石孢粉谱，采用现代类比法(Modern Analogue Technique，简称MAT)重建古降水1279条。现代类比法的计算需要青藏高原表土孢粉数据、化石孢粉数据及表土孢粉点对应的现代年均降水量数据。青藏高原499个表土样点的孢粉数据来自东亚表土孢粉数据库(http://eapd.sysu.edu.cn/database/)(图 3)，这些孢粉类型基本上涵盖了整个青藏高原及其毗邻地区现代的主要乔木、草本和灌木类型，尽可能多的包涵各个植被类型及其对应的气候参数；现代降水量数据取自中国1 km栅格年均降水量数据(1971~2000年)(http://www.data.ac.cn/xiazai/)。由于地形对气候变化影响很大，因此在ArcGIS中将分布不均匀的气象台站年均降水数据运用克里金(Kriging)空间插值法转变成青藏高原面上的栅格数据，表土孢粉点所在的降水栅格数据即可以认为是该点的降水实际数据，且青藏高原垂直地带性显著，几乎囊括了从热带季雨林到苔原的大部分植被类型，因此也应该涵盖过去气候变化植被所能响应的可能范围。
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图 3 QTP及其周围区域表土孢粉样品点 Fig. 3 Surface soil pollens samples from the QTP and its adjacent areas |
现代类比法(MAT)是利用化石孢粉进行古气候定量重建的重要方法之一[61]，尤其是降水重建较为可靠[62]。MAT一般是用平方和弦距离，即由孢粉百分比的平方根定义的n维空间中两点之间的欧氏距离，来确定化石孢粉谱和参考孢粉数据集的孢粉谱二者之间的相似度。计算的非相似系数越小，反映两者差异就越小，说明表土孢粉所对应的现代植被类型与化石孢粉代表的古植被类型相等或相近；也说明二者生长的气候条件大体一致，即与化石孢粉最类似的表土孢粉地点对应的降水量即为化石孢粉所处时代的古降水量。非相似系数计算公式如下：
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(1) |
其中，dij是表土孢粉型j与化石孢粉型i的差异距离，k是孢粉型，pi是化石孢粉i的比例，pj是表土孢粉j的比例。
通常，具有最小弦距的5到10个现代表土孢粉点被认为是化石孢粉的最佳现代类似，并且用于气候重建[61]。在本研究中，通过对弦距离的反加权来平均估计8个最佳现代表土孢粉点的气候变量。利用MAT共重建了1273条古降水记录。由于在POLYGON2.2.4软件中不能直接算出非相似系数及其临界值的大小，为检验重建结果的准确性，利用该软件对表土孢粉地点的现代降水进行模拟，将模拟结果与实际结果进行对比，从图 4中可见：基于MAT模拟的结果与观测结果有较高的相关性[63]，将青藏高原及毗邻地区499个表土孢粉点的降水观测值与MAT得到的降水模拟值进行Pearson相关系数分析，其相关系数r=0.893，在0.01检验水平下显著(双侧)，回归确定系数(R2)绝大部分都在0.7~0.9，根均方误差(RMSE)也都在可以接受范围，因此基于MAT重建的降水结果应该有较高的准确性。
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图 4 QTP基于MAT表土孢粉点降水模拟值与观测值 Fig. 4 The relationship between surface pollen site precipitation based on MAT simulation value and observed value on the QTP |
将上述36条序列中获取的1852个古降水记录，按照以下步骤整理为青藏高原晚冰期以来降水记录数据集。
(1) 年代校正：这36条序列中，16条为日历年，20条为14C年代。14C年代序列测年数据有3~7个，有较好的年代控制，利用Calib4.4程序将14C年代校正为日历年，并将序列时间校正为日历年，因此所有时间体系均采用日历年。
(2) 分区数据的整理：在古降水记录中，按照4个分区进行整理(表 1和图 2)。从分区来看，其中Ⅰ区有12条序列、获取数据585个；Ⅱ区序列6条、数据238个；Ⅲ区序列11条，数据468个；Ⅳ区7条序列，数据561个。
(3) 晚冰期以来古降水数据集的建立。根据古降水数据的时间分布状况，将上述分区古降水记录，以日历年为时间坐标系，以1900~1999 A.D.年记为0 a B. P.，按100 a间隔对各区的记录进行归并，1800~1899 A.D.为标记为200 a B. P.，依次类推。根据整理的古降水数量和时间分布，100年时间尺度既保证重建序列的连续性，又具较高的分辨率。经整理古降水数据集多数时段记录数在3个左右，有个别时段无降水记录，采用3次拉格朗日插值方法进行插值。根据统计学原理，记录数愈多，重建的结果误差应该愈小，因此记录数是误差大小的衡量指标之一。
2.3 集成方法 2.3.1 分区现代降水空间分布模型的建立将前述4个分区降水空间分布与地理因子进行统计分析，发现相关程度均大于95 %，可以利用地理因子来模拟降水的空间分布[63]。本文地形数据利用美国航天飞机雷达地形测绘任务(Shuttle Radar Topograhy Misson，简称SRTM)制作提供的青藏高原DEM数据，并利用ArcGIS软件，分别从DEM获取分辨率为0.05°×0.05°的经纬度、海拔、坡度和坡向等地理因子参数栅格数据。
在高原均匀选取213个建模点，其中76个为高原气象台站点；从1 km栅格降水量数据上利用空间分析工具-提取-按点提取工具提取213个建模点的降水数据。以分区为单位，建立分区内建模点降水与对应位置的经度(E)、纬度(N)、海拔(H)、坡度(S)和坡向(A)降水分布模拟方程，公式为：
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(2) |
公式(2)中，Pi为Ⅰ分区降水量，ai可以看作是不同分区大气环流不同造成的常数项，称为环流项；bni为各地理因子的偏回归系数。由表 2可知：地理因子与降水的相关性较高，根据地理因子模拟的降水分布F值远远大于临界值，也通过了0.05的信度检验，表明所建方程较为可靠，利用所建方程可以模拟各分区的降水空间分布。
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表 2 青藏高原分区模拟降水与地理因素的部分回归关系及其相关性检验 Table 2 Partial regression relation & its correlation test between divisional simulated precipitation of QTP and geographic factors |
相对误差可以衡量所建空间模型的模拟误差，由表 2可知，Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ区相对误差在10 %及其以下；Ⅱ区相对误差较大，达到22 %，这是由于这里属于高原西部、北部内陆极为干旱区，年降水很少，例如柴达木盆地年降水多在40 mm以下，降水年际变化大，故较小的降水变化可能产生较大的相对误差，实际上Ⅱ区的绝对误差只有不到20 mm。需要指出的是相对误差大致可以指示降水集成重建结果的误差。
2.3.2 分区古降水空间模拟-多区面积加权降水集成重建方法分区古降水空间模拟-多区面积加权降水集成重建方法步骤如下：
(1) 分区古降水的获得。假设在晚冰期以来青藏高原的上述地理因子的变化可以忽略不计，则公式(2)所述的关系，可以推广到晚冰期以来期间。将分区样点古降水代入到公式(2)，则其它地理因子不变情况，可以求得当时的环流项数值；分区内同一时段有多个古降水样点的，可以对各样点环流项平均，作为古降水模拟方程的环流项；由于分区内不同样点，环流项有差异，为提高重建序列的准确性，需要进行奇异值的剔除，奇异值的剔除主要采用散点图为主的综合判断法，即对每个时间段已订正为全国年均温距平的古气温数据制作散点图，剔除大于序列2倍标准差的记录。
将不同时段的环流项代入公式(2)，即为古降水分布模拟方程，利用ArcGIS中的空间分析栅格计算器工具，将经纬度、海拔、坡度、坡向等地理因子栅格数据按照古降水分布模拟方程进行栅格计算，得到晚冰期以来某时段分区古降水分布栅格数据，并利用古降水栅格数据属性表中的统计工具计算分区平均古降水。
(2) 多区面积加权。将各分区晚冰期以来降水序列，依表 2中面积权重，按照下式求取青藏高原降水集成重建结果。
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(3) |
公式(3)中，P为高原集成降水，qi为第i分区面积权重，Pi为i分区古降水。
3 结果 3.1 集成重建结果从青藏高原集成降水来看(图 5)：约16 ka B. P.时，末次冰期盛期(LGM)行将结束，高原年均降水量(以下简称降水)接近200 mm，较现代低130 mm，只有现代降水的一半。15~13 ka B. P.，进入晚冰期，降水有较大幅度增长，大致上升至270 mm，但仍较今低60 mm左右；这时期大致与Bølling/Allerød(B/A)事件相对应[64]。13~12 ka B. P.，降水急剧下降，谷底只有220 mm，较现今低100 mm；这次千年尺度的强降水减少事件与Younger Drays(YD)事件相吻合。12 ka B. P.后，降水迅速增加，并向全新世过渡。16~12 ka B. P.的晚冰期高原降水均在300 mm以下，进入全新世，高原降水在300 mm以上；11.5~9.2 ka B. P.为全新世早期，降水呈现显著的上升趋势，降水在300~350 mm之间波动上升；9.2~5.0 ka B. P.为全新世暖期盛期，降水在350~400 mm之间波动，平均值较高出现代50 mm左右，其中9.2~8.7 ka B. P.时期降水达到全新世期间的最大值，降水接近400 mm，高出现代70 mm左右；高原降水在9.2~5 ka B. P.呈现出前期即达最大值，其后逐渐下降的趋势。5 ka B. P.之后，降水量虽有波动，但保持较平稳趋势，大体与现代持平。
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图 5 集成重建青藏高原与分区晚期冰期以来的百年平均降水量(MAP)变化及使用记录值 重蓝线为过滤序列，Ⅰ~Ⅳ为分区降水记录；Ⅴ—综合重建序列，Ⅳ—使用记录 Fig. 5 Synthetically reconstructed mean annual precipitation(MAP)change of since late glacial in QTP and using records of its reconstruction. The heavy blue lines are filter sequence and Ⅰ~Ⅳ are divisional precipitation records. Ⅴ—synthetically reconstructed series, Ⅵ—using records |
从分区降水变化来看，总体变化趋势与高原集成降水类似。但各分区的差异也很显著，从降水来看，分区Ⅳ最多，分区Ⅲ、Ⅰ次之，分区Ⅱ最少，这一分布格局与现今类似，大体呈现出降水量从高原东南向西北递减的态势。从降水最大值来看，分区Ⅰ降水在8.0~7.5 ka B. P.达到鼎盛，高出现代约70 mm；分区Ⅱ降水最大值出现在9.0~8.6 ka B. P.，高出现代近100 mm；分区Ⅲ鼎盛出现在11.5 ka B. P.，高出现代约90 mm；分区Ⅳ最大值出现在8.6 ka B. P.前后，比现代高100 mm多。大致来看，分区Ⅰ、Ⅲ和Ⅳ全新世最大降水量约为现代1.2倍，但Ⅱ区最大降水量约为现代的2倍。Ⅰ~Ⅲ分区晚冰期以来，除16 ka B. P.之外，降水最低值均出现在YD事件及其前后，分别低出现代约120 mm、70 mm和250 mm。
3.2 与其他结果的对比在高分辨率环境记录中，青海湖沉积物红度和若尔盖红原泥炭腐殖化度指示了东亚夏季风强度[66~68]，董哥洞石笋记录被认为是亚洲季风降水的良好指标[31]；而低分辨率的环境记录中，中亚水分指数[68]、青海省哈拉湖湖面变化[69]以及共和盆地古土壤序列[70]也均与降水变化关系密切。
集成降水与高分辨率环境记录对比显示(图 6)：首先它们变化趋势大体一致，16~12 ka B. P.的晚冰期降水总体低于全新世，12 ka B. P.至全新世早期降水迅速增加，并在9 ka B. P.前后达到极大值；中全新世持续湿润，但呈现出下降趋势；晚全新世降水量减少，但波动幅度小。其次，千年尺度干湿事件也有较多一致性，B/A事件在董哥洞和中亚水分指数序列中15~13 ka B. P.均显示为相对的湿润时期，这在集成降水序列中体现明显；而13~12 ka B. P.的YD事件在集成降水、董哥洞和中亚水分指数序列也都有反映。集成降水与低分辨率的环境记录对比显示：晚冰期16 ka B. P.哈拉湖湖面比现代低50 m，14~13 ka B. P.湖面迅速上升，此后湖面略有下降，并在进入全新世后湖面持续上升，至9.5 ka B. P.达到高湖面，此后基本保持平稳；哈拉湖湖面变化与高原降水变化基本吻合，14 ka B. P.高原降水进入晚冰期相对湿润期，再加上全球性的B/A暖事件，导致哈拉湖流域降水增加，冰川融化加速，入湖径流迅速增加，湖面迅速上升；早全新世降水迅速增加并达到极值，哈拉湖面在早全新世即为高湖面。在共和盆地早全新世也连续发育古土壤[70]，8 ka B. P.、5 ka B. P.前后共和盆地风砂活动与集成降水中弱降水趋势相对应，通过集成降水与高低分辨率环境记录的对比，可以发现集成降水与环境记录在变化趋势上基本一致，有较好的可比性与较高的一致性，说明集成降水具有较好重建效果。
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图 6 集成重建的QTP降水序列和其他高低分辨率环境记录对比 (a)集成QTP降水序列；(b)33°N夏季太阳辐射[65]；(c)青海湖红度[65]；(d)红原泥炭[66]；(e)董哥洞δ18记录[67]；(f)中亚集成湿度记录[68]；(g)哈拉湖的湖泊水位变化[69]；(h)共和盆地古土壤-风沙层序列[70] Fig. 6 Comparison between the synthetically reconstructed MAP series (a) and other high(b~e)or low(f~g)resolution environmental records in QTP. (a)Synthetically reconstructed MAP series; (b)Insolation at 33°N over summer[65]; (c)Qinghai Lake sediment redness[65]; (d)Carbon accumulation rate in the Hongyuan[66]; (e)Dongge Cave δ18O record[67]; (f)Integrated humidity record in Central Asia[68]; (g)Lake water level change in Hala Lake[69]; (h)Paleosol-sand layer sequence in Gonghe Basin[70] |
众所周知，控制QTP的大气环流系统较为复杂，早有学者提出，晚更新世以来我国西北地区千年尺度气候存在“季风”和“西风”两种模式，新疆、青藏高原西部、北部地区受西风带控制，高原东部、南部等地区主要受季风影响[71]；同时，晚冰期以来河西走廊盐池演化过程与青藏高原区和典型季风区古气候记录具有一致性，表现为晚冰期和早全新世湖泊扩张，中、晚全新世期间湖泊退缩明显，高原东部受季风影响[72]。青藏高原南部的沉错、扎布耶盐湖沉积物均指示早全新世季风强盛[73~74]，在千年尺度上，季风水汽输送的北部边界可以产生南北向移动，推测在末次冰消期，西风带控制的面积更大，向南扩张，季风控制区域则有萎缩；在全新世大暖期，季风势力向西北内陆扩张，季风区面积增大。因此从这个角度来看，晚冰期以来，高原环流形式基本与现在类同，变化的是各环流的强弱与控制范围的波动。目前情况，青藏高原季风区是ISM为优势的控制区，其中分区Ⅰ受ISM、EASM共同影响，Ⅱ区受高原自身环流和西风带(Westerlies)控制，Ⅲ和Ⅳ区主要受ISM所控制[75]。由于控制高原不同区域的大气环流不同，因此降水作为指示环流变化的重要指标，对于理解控制高原不同大气环流的演变很有意义。有研究注意到：全新世期间青藏高原不同区域湿度变化有差异，西南季风区在全新世早期最为湿润，而东南季风区则在全新世中期达到鼎盛，这与中国北方降水变化趋势一致[76]。
本文结果支持上述结论，受ISM控制的高原南部的分区Ⅲ降水最大值出现在全新世早期的11.5 ka B. P.，受高原季风和西风带影响的分区Ⅱ降水最大值出现在9.0~8.6 ka B. P.，而受ISM、EASM共同影响的高原东部分区Ⅰ降水最大值出现最晚，直到全新世中期的8.0~7.5 ka B. P.，分区Ⅰ降水最大值出现时间与贡海化石孢粉所反映的全新世降水变化趋势具有一致性，这表明在全新世大暖期高原东部分区Ⅰ可能受EASM影响较为显著[77]。换言之，ISM达到鼎盛最早，其次为高原西北的高原季风环流和西风带共同影响区，最后才是高原东部的季风区；ISM和EASM呈现出不同的变化相位，ISM强盛期明显早于EASM。此外，位置偏西的分区Ⅱ、Ⅲ较位置偏东的分区Ⅰ、Ⅳ降水鼎盛期更早。因此，高原降水在演变上有明显的时相差异，最大降水的出现，西部早于东部，ISM早于EASM。推测这种变化可能与印度洋和太平洋所处的地理位置、面积有关，印度洋低纬度面积比重较大，而太平洋中纬度海域面积比重更大，即印度洋受低纬太阳辐射变化明显，研究表明低纬太阳辐射在全新世早期即达到最大值，在太阳辐射作用下，印度洋暖池效应较早显现；而太平洋中高纬度海域对热量变化响应有滞后效应，导致EASM影响区降水最大值的出现晚于ISM区。
最大降水期降水较现代的增加值，是大气环流变化强度的重要标志[78]。利用相对增加值(最大降水时期的降水量与现代降水之比)更有说服力。分区Ⅰ~Ⅳ的相对增加值分别为1.22、2.06、1.23和1.27，很显然，分区Ⅱ降水增加幅度最大，全新世最大降水是现代2倍强，其他三区大体类似。这也说明，全新世期间，无论ISM和EASM区，季风降水增加幅度基本一致，非季风区降水又比季风区更强盛。最近有人提出全新世早期，处于西部高原地区的哈拉湖湖区面积扩张了大约4倍，相比之下，东部地区湖泊扩张了约两倍[69]。由此提出ISM降雨量增加远远超过EASM降雨量以应对同样的日照强迫[77]。我们注意到，Hudson和Quade[77]所说的高原西部与本文的分区Ⅱ基本一致，在全新世早期，分区Ⅱ降水增加幅度最为突出，降水高出现代100 mm多，大幅度增加的降水无疑是高湖面形成的重要驱动之一。
如果将全新世早期迅速升温期与目前的全球变暖历史相类比，有理由推测，在目前全球变暖背景下，ISM强度将会首先提高，降水的增长先会表现在高原南部；高原东部EASM区降水峰值将会滞后于ISM区，但所有变化中最重大一幕将发生高原的西北部，那里的降水将在高原南部增加后急剧上升。
5 结论选取青藏高原34个地点36条古降水重建序列(8条)或化石孢粉谱记录(28条)，分别利用直接提取法和现代类比法(MAP)获得有确定年代和定量数值的古降水数据1852个，建立晚冰期以来青藏高原古降水记录数据集。构建分区古降水空间模拟-多区面积加权的集成重建方法，重建青藏高原古降水。
集成的高原年均降水结果显示：16 ka B. P.降水较少，高原平均降水接近200 mm，较现代低130 mm，除Ⅳ区之外，高原大部分地区干燥；15~13 ka B. P.降水有明显增加，约升至270 mm，仍比现今低约60 mm；13~12 ka B. P.，降水急剧下降到220 mm。进入全新世，11.5~9.2 ka B. P.降水呈现显著的上升；9.2~5.0 ka B. P.为全新世湿润期，平均高出现代50 mm；其中9.2~8.7 ka B. P.为降水鼎盛期，高出现代70 mm，其后逐渐下降。5 ka B. P.之后，降水波动不大，降水量与现今持平。
晚冰期以来，高原降水空间分布格局与现今基本一致，即分区Ⅳ＞Ⅲ＞Ⅰ＞Ⅱ，大体呈现东南向西北递减趋势，时间来看高原分区降水变化趋势与高原集成序列基本一致；但也表现出一定的区域差异，全新世期间最大降水的出现，西部早于东部，ISM区早于EASM。西部的Ⅱ、Ⅲ分区最大降水出现在全新世早期，东部的Ⅰ区最大值出现在8.0~7.5 ka B. P.。最大降水增加量来看，Ⅰ、Ⅲ、Ⅳ区大体一致，最大降水约是现代的1.2倍，高原西北部的Ⅱ区最大降水是现在的2倍，降水增加幅度最大。
致谢: 感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师提出的意见和建议!
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2 Institute of Marine Science, Shantou University, Shantou 515063, Guangdong;
3 College Geography and Environmental Science, Northwest Normal University, Lanzhou 730070, Gansu;
4 Key Laboratory of Salt Lake Resources and Chemistry, Qinghai Institute of Salt Lakes, Chinese Academy of Sciences, Xining 810008, Qinghai)
Abstract
Qinghai-Tibetan Plateau(QTP) is the largest continuous high elevation ecosystem on the earth, which has significant impacts on the global atmosphere circulations. Investigating of the precipitation changes history since last deglaciation on the QTP has significant implication for revealing mechanism of the global climate change. At present, the quantitative reconstructions of paleo-precipitation on the QTP were mostly based on fossil pollen assemblages in different sites. However, these scattered pollen records are still difficult to reflect entirely characteristic of paleo-precipitation variations on the QTP due to the water vapor sources vary greatly. In this study we used pollen to base paleo-precipitation records and pollen assemblages that ther have reliable chronological frameworks during the last deglaciation and Holocene epoch to reconstruct spatial precipitation variations on the QTP. Eight available pollen based on paleo-precipitation data were directly used, and 28 pollen records were used to reconstruct the paleo-precipitation based on the modern analogy method, finally 1852 paleo-precipitation data were obtained. Four sub-region areas were divided to base different geographic environment and moisture sources on the QTP. The equations of modern annual precipitation and geographic locations(longitude and latitude), elevations, slopes and aspects were established, and based on the equations, GIS(geographic information systems) tool was used to reconstruct sub-region paleo-precipitation map by combining the reconstructed the paleo-precipitation data, then the paleo-precipitation of QTP were obtained through area weighted annual precipitation data of four sub-region areas. The results are as follow:(1) The precipitation at ca.16 ka B.P. before present was only half of present precipitation(ca. 200 mm/a) while it was increased about 70 mm during 15~13 ka B.P.; Precipitation was increased rapidly during the Early Holocene(during 11.5~9.2 ka B. P.), and reached the maximum values during 9.2~8.7 ka B. P.(ca. 70 mm more than present); the precipitation increased ca. 50 mm more than that today during 9.2~5.0 ka B. P., which indicated a wet climate condition during Middle Holocene; the precipitation decreased slightly since 5 ka B. P., and similar to the present. (2) Our integrated precipitation was comparable with other climatic proxies during late deglaciation and Holocene on the QTP, which suggested the integrated precipitation sequences was reliable and accurate. In addition, the precipitations varied greatly by space among different sub-regions. The highest precipitation appeared earlier in west QTP than it in east QTP during Holocene. The precipitation was increased 100% than present amount in northwestern QTP, while it was increased 20% in the monsoon controlled eastern and southern QTP.