2009, 20 (4): 492-496
2. 中国科学院大气物理研究所, 北京 100081
2. Institute of Atmospheric Physics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100081
青藏高原地形地貌及自然景观复杂, 自然带垂直差异显著, 植被种类繁多, 分布极不均匀。全球变暖对青藏高原生态系统的影响非常明显, 这将导致青藏高原植被变化并通过陆气相互作用影响陆气水热平衡和碳循环产生, 且这种影响作用于中层大气, 导致区域甚至全球气候变化。很多学者研究了各种因素对我国降水的影响[1-9]。在这些研究中, 青藏高原地表热源效应无疑是最重要的影响因素。关于青藏高原植被气候效应已有不少工作[10-13]。近年来利用遥感资料分析陆气相互作用的工作逐渐增多, 并取得了一定进展[14-21]。
我国是典型的季风国家, 夏季降水预报[22-24]是短期气候变化研究和预测的重要课题。上述工作表明, 青藏高原植被可能影响我国夏季降水。因此, 本文将利用青藏高原1982-2001年NDVI资料和同期全国624站月降水量资料及NCAR/NCEP再分析资料, 分析我国夏季降水与青藏高原春季植被变化的关系, 为我国汛期降水预报提供思路。
1 资料简介植被归一化指数 (NDVI) 在反应植被状况方面具有明显优势, 并被广泛用于陆气相互作用研究中[25-27]。本文所用NDVI资料由全球监测与模型研究所 (GIMMS) 提供, 时间为1982年1月-2001年12月, 空间分辨率为0.25°×0.25°。降水资料采用1982年1月-2001年12月我国大陆地区624个台站月平均降水资料。大气环流资料为1982年1月-2001年12月NCAR/NCEP月平均再分析资料, 空间分辨率为2.5°×2.5°。
2 结果分析 2.1 青藏高原春季NDVI变化对夏季降水的影响 2.1.1 相关分析为了解我国夏季降水与青藏高原春季NDVI的关系, 本文首先计算了1982-2001青藏高原 (海拔3000 m以上地区) 春季 (3-5月) 平均NDVI与我国夏季 (6-8月) 平均降水量 (图 1a) 及青藏高原4月NDVI与我国7月降水量的相关系数 (图 1b)。由图 1a可见, 相关系数从南到北基本呈“ + - +”分布。从青藏高原4月NDVI与我国7月降水相关图 (图 1b) 上也可看到类似分布。
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| 图 1. 青藏高原春季NDVI与我国夏季降水滞后相关图 (a) 和青藏高原4月NDVI与我国7月降水滞后相关图 (b) (阴影表示达到0.1显著性水平) Fig 1. Lagged correlation of spring NDVI over Tibetan Plateau to summer rainfall over China (a) and the correlation of April NDVI to July rainfall (b) (areas of 0.1 level are shaded) | |
为检验图 1中相关分布的可信度, 还对1982-2001年青藏高原春季NDVI与我国夏季降水量进行了SVD分析。从NDVI场异性相关系数分布 (图略) 上可见, 青藏高原主体基本为正相关分布。由我国夏季降水场异性相关系数分布上可见, 与图 1a相比, 相关系数大小及分布形式均较为吻合。
2.1.2 合成分析为进一步探讨我国西南地区、我国东部以及中东部地区夏季降水与青藏高原春季NDVI的关系, 本文利用合成分析方法计算了青藏高原春季NDVI大值年与小值年我国100°~110°E (主要考察西南地区)、110°~140°E (主要考察东部地区, 包括东北地区) 以及100°~140°E (主要考察中东部地区) 地区各月降水时空剖面图及各月降水差值时空剖面图 (图略)。青藏高原春季NDVI大值年和小值年的选取参见文献[27], 本文选取1997, 1998, 1999年和2001年为NDVI大值年, 1982, 1983, 1984, 1985年和1989年为NDVI小值年。
对比青藏高原春季NDVI大值年和小值年我国100°~110°E各月降水时空剖面图 (图略) 发现, 大值年我国各纬度带降水基本在7月达到最大, 并且都表现为从南向北减少的特征。小值年时, 23°N以南降水明显减少。从其差值图 (图略) 上可见, 约30°N以南, 从春季到7月末基本为正值分布, 负值区8-11月主要分布在25°N以南, 5月末到9月末分布在30°~35°N之间。
青藏高原春季NDVI大值年和小值年我国110°~140°E降水时空剖面图与100°~110°E各月降水变化类似 (图略)。
2.2 春季NDVI变化对大气环流的影响下面通过分析青藏高原春季NDVI与夏季大气环流的关系, 探讨2.1节中青藏高原春季NDVI大、小值年我国夏季降水差异的可能原因。
2.2.1 海平面气压场由于海陆热力差异, 夏季对流层下层, 海洋为高压区, 陆地为低压区。NDVI大值年时, 蒙古低压偏弱, 而我国长江流域及其以北地区的低压中心增强。从青藏高原春季NDVI与夏季海平面气压场相关系数分布 (图 2a) 可见, 除青藏高原东部、蒙古国东部、我国东北北部和西太平洋地区为正相关分布外, 东亚大部分地区为负相关分布。从NDVI大、小值年夏季海平面气压场差值图 (图 2b) 上也可以看到, 东亚北部地区为正值分布, 日本东南太平洋地区也是明显的正异常区; 南亚、东南亚、黄河流域以南、西太平洋沿岸以及鄂霍次克海为负异常区。表明青藏高原春季NDVI大值年副热带高压位置将明显比NDVI小值年偏东, 强度偏强。
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| 图 2. 青藏高原春季NDVI与夏季海平面气压滞后相关图 (a) 及青藏高原春季NDVI大、小值年夏季海平面气压场差值图 (b) (阴影表示达到0.1显著性水平) Fig 2. The correlation coefficient distribution of spring NDVI over Tibetan Plateau to summer precipitation over China (a) and the composite difference of the summer sea level pressure field between high and the low spring NDVI years (b) (areas of 0.1 confidence level are shaded) | |
2.2.2 850 hPa风场
夏季风是亚洲地区夏季最主要的环流系统, 在850 hPa风场上表现最为明显。由青藏高原春季NDVI与夏季850 hPa纬向风和经向风相关系数分布 (图略) 可见, NDVI大时南亚季风和南海季风较强, 主要影响我国东部沿海地区, 而我国内陆地区季风偏弱。夏季海洋季风沿副热带高压脊线北缘深入我国东南地区, 并在30°N附近与北方偏北冷空气交汇形成梅雨锋, 并影响夏季降水[28]。从图 3可以看到, 长江以南内陆地区, 偏差风为北风分量, 说明这些地区的夏季风明显减弱, 我国江南地区和华南沿海主要为偏南的偏差风, 偏差风主要来自南海和西太平洋地区, 温暖湿润, 并与偏北风汇合, 这可能是华南沿海地区NDVI大值年降水偏多的主要原因。我国东北和华北为异常的气旋性偏差环流, 盛行偏北或偏东北的偏差风, 表明青藏高原春季NDVI大值年, 夏季北方冷空气活动较强, 因而东北大部分地区夏季降水偏多, 同时强冷空气也阻挡了东亚夏季风向北推进, 导致东亚夏季风主要影响我国南方地区。
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| 图 3. 青藏高原春季NDVI大值年与小值年夏季850 hPa风场差值图 (浅色阴影区域代表达到0.1显著性水平, 深色阴影区域代表海拔不低于1500 m) Fig 3. Composite difference of the summer 850 hPa wind field between high and low spring NDVI years (light shaded area denotes passing the 0.1 level and dark shaded area denotes the altitude is no less than 1500 m) | |
2.2.3 500 hPa高度场
夏季西太平洋副热带高压是低纬度地区最主要的天气系统, 也是影响我国降水强度和分布状态的重要环流系统[29]。
对比青藏高原春季NDVI大值年和小值年夏季500 hPa高度场 (图略) 可以看到, NDVI大值年时, 西太平洋副热带高压位置明显偏东, 略偏北, 强度偏强; 印度低压强度偏强明显, 中心位置偏东; 我国长江以南地区, 为一明显的低压槽区, 特别是西南地区最为明显; 而NDVI小值年时却是在西太平洋副热带高压的高压脊控制之下。从青藏高原春季NDVI与500 hPa高度场相关系数图 (图 4a) 上可见, 负相关区主要分布在15°~30°N之间, 而正相关区分别位于15°N以南和30°N以北, 相关系数通过0.1的显著性水平检验, 相关系数从南到北大致呈“ + - +”分布。贝加尔湖以东的显著正相关区表明鄂霍次克海地区位势高度场将升高, 有利于出现阻塞高压。由于中纬度高压区的存在, 高纬冷空气可以南下到东亚中纬地区, 说明东亚夏季风偏弱, 梅雨锋加强。在其差值图 (图 4b) 上也可以看到, 15°~30°N, 75°~135°E之间500 hPa高度场差值均为负值, 其东西两侧地区均为正值区, 而30°N以北基本为正变高区。这种差异表明, NDVI大值年时, 夏季风主要影响我国长江以南地区, 导致夏季降水偏多。
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| 图 4. 青藏高原春季NDVI与夏季500 hPa高度场滞后相关图 (a) 及青藏高原春季NDVI大值年减小值年夏季500 hPa高度场差值图 (b) (阴影表示达到0.1显著性水平区域) Fig 4. As in Fig.2 but for the 500 hPa geo-potential height field | |
2.2.4 100 hPa高度场
南亚高压是影响我国夏季雨带的重要因子之一[30-34]。从青藏高原春季NDVI与夏季100 hPa高度场相关分布 (图略) 可见, 东亚高纬地区主要为正相关区, 而中低纬地区则基本为负相关分布。NDVI大值年时, 南亚高压只有一个中心, 主体位于伊朗高原, 高压主体西部位置偏南, 东部位置偏北 (图略); 小值年南亚高压呈现两个中心, 分别位于伊朗高原和青藏高原西南部, 伊朗高压明显偏强, 青藏高压偏弱 (图略)。从其差值图 (图略) 上可以看到, 低纬度地区均为负差值区, 正差值区主要位于我国北方至北太平洋地区。说明青藏高原春季NDVI改善后可能引起地表热源增强, 加强高层辐散, 改变南亚高压位置和强度, 最终导致长江流域及其以北地区夏季降水减少, 而华南和华北等地区夏季降水偏多。
3 结论及讨论本文利用1982年1月-2001年12月NDVI资料、台站降水资料及NCEP/NCAR再分析资料, 通过统计方法, 分析了我国夏季降水与青藏高原春季植被的关系。研究发现, 我国夏季降水与青藏高原春季植被存在明显的相关关系。总体而言, 青藏高原春季NDVI与我国夏季降水的相关系数从南到北, 呈西北-东南向“+ - +”带状分布。合成分析也得到类似结果。对大气环流分析发现, 青藏高原春季NDVI大、小值年大气环流的变化特征与降水的差异表现出很好的一致性, 能够较合理地解释产生降水差异的原因。
降水的上述差异, 可能是由于青藏高原春季NDVI变化导致高原热源作用改变, 从而引起我国及相关地区大气环流变化造成的。本文只是根据统计诊断方法得到青藏高原春季植被与我国夏季降水之间关系的初步统计事实, 对物理机制的研究还不够深入, 但本文得到的结果仍是有一定意义的。
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