青藏高原冬季降水時空分布特征研究

蔣文軒，假 拉，肖天貴

(1.成都信息工程學院大氣科學學院，四川 成都610225;2.西藏自治區氣象臺，西藏拉薩850000)

0 引言

青藏高原平均海拔在4000～5000米，有“世界屋脊”之稱。很多學者研究過高原的存在對其周邊地區氣候的影響[1－2]以及高原本身的氣候特征變化[3－6]。也有很多學者研究過高原汛期以及年降水變化特征。周順武，盧鶴立等[7－8]對高原夏季降水的時空分布特征進行分析;朱西德等[9]對青藏高原的年降水量進行時空特征分析;齊文文等[10]對高原降水做了空間和季節分布特征的分析，并且指出高原西北部冬季降水占全年比例約為20%，而東南部冬季降水占比例則低于10%，雖然高原冬季降水占全年降水量的比重較小，但是由于高原冬季降水大多以降雪的形式出現，因此降雪量依然非常的可觀;李培基，柯長青等[11－13]研究指出高原積雪變化呈普遍增加趨勢，高原東部是高原積雪年際變化最顯著的地區，與冬季降水呈顯著正相關，積雪的增加是由冬季降水的增加引起。觀測表明，高原冬季每年普遍都有雪災發生，對高原地區人民的生命財產造成嚴重損失，因此研究高原冬季降水演變規律，對高原雪災防御有重要意義。目前對高原冬季降水的研究成果還比較少，故文中對高原冬季降水的時空變化特征的研究，將對高原雪災的認識和預報有一定的指示意義。

1 資料與方法

選取海拔3000米以上西藏25個站、青海19個站和四川11個站代表青藏高原(以下簡稱高原)地區，資料來源于西藏自治區氣象臺和國家氣候中心，其站點分布如圖1所示。降水資料的時間長度為1971～2010年，以當年12月和次年1、2月代表當年冬季，降水量取3個月的平均值。利用經驗正交函數(EOF)方法分析了高原冬季降水的整體時空分布特征;利用小波方法和Mann-Kendall(MK)統計檢驗對時間系數和區域時間序列進行了周期分析和突變檢驗;利用REOF方法討論了高原冬季降水的局域性特征。

圖1 選取的青藏高原站點分布圖

2 高原冬季降水的基本氣候特征

圖2為高原冬季12月、1月、2月及3個月平均降水分布圖，從圖中可以看出，12月在3個月中降水量為最小，1月居中，2月最多。3個月的降水分布特征比較相近，基本為東南部偏多，西北部偏少。在高原西南部，喜馬拉雅山迎風坡處冬季降水在各月均為最大值中心，2月多年平均降水量可以達到45mm;次大值中心在西藏東南部雅魯藏布江下游谷地開口處，這是由于南支西風槽前西南風攜帶水汽進入，并通過爬坡造成降水量在冬季成為高原降水次大值中心;其次在高原中東部亦為降水相對較多的地區。青海省冬季降水從東南到西北逐漸減少，川西高原從北到南逐漸減少。同時，可以看到，西藏西北部至青海西北部地區冬季降水量多年平均值很小，僅僅1mm。

圖3(a)為降水變率圖，圖中整個高原地區的冬季降水變率都非常大，大部分地區都在50%以上，總的分布特點是降水量越大的地區，變率越小;降水量越小，變率越大。變率最大值中心為喜馬拉雅山北坡和雅魯藏布江上游河谷之間，這里的冬季降水量為最小值地區，而降水變率卻為最大值中心。高原西南部的降水大值中心則相對變率較小，為40%左右。圖3(b)為降水傾向率值的分布，大部分地區為微弱的正值分布，而在西藏西南部聶拉木地區以及西藏東部地區有小片負值分布地區，但由于大部分站點相關系數檢驗都未達到0.05，因此高原大部分站點冬季降水的線性趨勢變化并不顯著。

圖2 高原冬季降水12月、1月、2月及3個月平均分布圖(單位:mm)

如圖4分別為高原冬季降水1970、1980、1990和2000年代距平百分率的分布圖，平均值取1981～2010年。從圖中可以看出高原冬季降水在1970年代和2000年代相對偏少，而在1980年代和1990年代則相對偏多，尤其是1990年代高原大部分地區呈明顯偏多分布。值得一提的是高原西南部地區1980年代異常偏多而其他3個年代異常偏少是由于1989年這一地區遭遇有史以來最大暴風雪災的緣故。

圖3 高原冬季降水變率和傾向率(變率單位:%，傾向率單位:mm/10a)

圖4 高原冬季降水年代距平(單位:mm)

3 高原冬季降水EOF分析

3.1 特征向量場的模態分析

先對高原冬季降水量做標準化處理，然后對其做EOF分析，前10個模態的解釋方差如表1所示。前10個模態的累計解釋方差為71%，收斂速度較慢，可見高原地區冬季降水的復雜性。第1模態的解釋方差約為20%，前6個模態的累積解釋方差為55.3%，已能較好地表示高原地區冬季降水的時空分布特征。

表1 EOF分析對應模態所占的解釋方差和累積解釋方差(%)

如圖5為EOF分析前6個特征向量，從圖中可以看出第1特征向量高原地區一致的正值分布，表明高原冬季降水的一致性變化為其空間分布的主要特征。而大值中心在高原中東部地區，這與李培基等[9]所指出的積雪變化最顯著區域相一致，稱此為全區一致型模態。

第2特征向量在西藏東部，青海中北部和四川大部分地區為負值分布;而在三省交界處以及西藏西部為正值分布。這表現了高原東南部和北部與高原中西部相反變化的分布特征，顯示了海拔較低地區與高原腹地海拔較高地區的降水差異，稱此為南北部型模態。

第3特征向量顯示高原東南部為正值分布，西北部為負值分布，在三省交界處為正值中心。這表明高原冬季降水東西部相反分布的特征。顯示南支西風在高原東南部遇到橫斷山脈的阻擋有北行爬坡的傾向，因此造成高原東西部的降水差異，稱此為東西部型模態。

第4特征向量顯示高原東南部和西北為負值，而藏南和青海東北部地區為正值的分布格局，表明高原東南部和西北地區與藏南和青海東北部地區冬季降水相反的變化特征。其中負值中心在川西高原，稱此為川西型模態。

第5特征向量顯示高原腹地地區與其南北兩側相反的分布特征，而主要相反變化的大值區為西藏青海西部交界處與青海東北端和西藏的西南端，這可能是由于高原大地形造成的西風分支使高原南北端具有相似的變化特征，而與高原腹地則成相反的分布特征，稱此為高原腹地型模態。

第6特征向量顯示西藏西部與青海西北部同步的變化特征，這可能是由于這兩處都位于大地形西端的緣故造成兩地相近的變化特征，稱此為西部型模態。

圖5 EOF前6個特征向量

3.2 第1模態時間系數分析

由于第1模態的解釋方差達到近20%，且第1特征向量反應了高原地區一致的變化特征，對第1模態時間系數與各站時間序列做相關分析顯示大部分站點都遠遠超過0.01的顯著性檢驗，因此可以認為第1模態的時間序列可以代表高原冬季降水整體變化特征。圖6為高原冬季降水第一模態的時間系數，在1970年代至1980年代末期以負值分布為主，而在1980年代末期至2000年則為較大的正值分布，2000年以后正負值則在零線附近波動。結合第1特征向量，表明高原冬季在1990年代以前整體降水偏少，1990年代整體降水偏多，2000年代降水量在均值附近波動。這與前面1990年代冬季降水呈偏多的年代距平分析一致。丁鋒等[14]指出高原冬季積雪在20世紀80年代末呈現出明顯偏多趨勢。除多等[15]指出在1990年代后珠峰地區在冬季降水量增加。圖7為第1模態時間系數的小波變換和小波方差圖，小波方差為關于某尺度所有小波系數的平方進行積分，反應波動能量隨尺度的分布，所以通過小波方差圖能夠看出時間序列中的主要時間尺度。從圖中可以看出，在14年周期處，小波方差達到最大，這表明以14年振蕩為其主周期，結合第1特征向量，即高原冬季降水整體變化有一個14年的周期變化特征。而從小波變換圖中也可以明顯看出這一周期變化特征。圖8為第1模態時間系數的MK檢驗圖，從圖中可以看到uf線和ub線在1976有一個交點，這表明其在1976年發生突變，即高原冬季整體降水變化特征在1976年發生突變。且在1992年到2005年uf線超出0.05顯著性檢驗線，這表明時間系數有顯著增大趨勢，結合第1特征向量，即高原冬季降水在1992年到2005年有顯著增加。

圖6 EOF分析第1模態時間系數

圖7 EOF分析第1模態時間系數小波分析

4 高原冬季降水的局地性特征分析

通過EOF分析了解了高原冬季降水整體分布特征模態，雖然整體特征模態中已能窺見高原冬季降水存在局地變化特征，但未能清晰地揭示，因此有必要利用旋轉經驗正交函數(REOF)對高原冬季降水場的局地特征做更細致分析。對EOF分析累積方差貢獻大于80%的前14個模態進行旋轉，發現前6個模態能較好地表現高原冬季降水的局部特征，因此選擇前6個特征向量場中最大值站分別與所有高原站點做相關分析，分別選取相關系數大于0.4的歸為對應最大值站所表示的特征向量場一類，未選中的站點則分別與相近最大值站做相關，把其歸為相關最大的站點所表示的特征向量場一類，6個特征區如圖9所示。

圖8 EOF分析第1模態時間系數MK檢驗

第1區位于高原中東部，由于在其西部為巴顏克拉山，而其間為東南－西北走向的巴顏克拉山和阿尼瑪卿山，在其西北方向為柴達木盆地，使高原繞流的較干冷北支西風可以到達這里，又因為偏暖濕的南支西風在高原東南部遇到橫斷山脈的阻擋，有北上趨勢，所以部分南北兩支西風在這里相遇，使高原中東部三省交界處成為高原冬季降水變化最顯著的地區。

圖9 高原冬季降水分區(Ⅰ高原中東部;Ⅱ藏南谷地;Ⅲ沿喜馬拉雅山地區;Ⅳ高原東南部;Ⅴ高原腹地地區;Ⅵ青海北部地區)

第2區位于藏南谷地地區，包括拉薩、江孜、浪卡子和隆子等地區。這里位于喜馬拉雅山北麓，南支西風無法到達此處，是高原冬季降水最小值區，表現了藏南地區大地形阻擋的降水特征，局地特征明顯。

第3區位于沿喜馬拉雅山一線，這里南支繞流西風遇到喜馬拉雅山脈爬坡產生動力性抬升，形成高原冬季降水的最大值中心，具有明顯的局地特征。

第4區在高原東南部地區，包括川西高原和西藏東林芝、波密等地，表現了南支西風攜帶水汽進入此地而造成降水的特征，局地降水特征明顯。

第5區包括西藏和青海大部分區域，主要的負值區在高原腹地羌塘至三江源一帶的廣闊區域，包括班戈、安多、五道梁和瑪多等地區，顯示了高原腹地地區的冬季降水特征。

第6區位于青海北部地區，祁連山南部東西走向的狹長地帶，包括大柴旦、剛察、門源和都蘭地區，顯示了北支西風穿過阿爾金山和祁連山之間開口進入此地的降水特征。

圖10 6個區域時間序列

對各特征區時間序列做分析。圖10(a)為第1特征區，即高原中東部三省交界地區的降水距平變化特征，此地冬季降水量量值處于高原冬季降水的平均水平，多年平均降水量在5mm左右，年代際變化較大，1980年代后期以前降水偏少，之后降水偏多持續到1990年代后期，2000年代則降水稍偏少。MK檢驗顯示其1990年代降水顯著偏多。小波分析則顯示其14年的周期震蕩特征明顯。圖10(b)顯示了2區，即藏南谷底的降水距平變化特征，此地降水量非常少，大多數年份都不足1mm，年際和年代際變化特征都不甚明顯，但在1980年左右此地降水異常偏多。小波分析顯示其12年周期變化特征明顯。圖10(c)顯示了3區，即沿喜馬拉雅山脈一線站點的降水距平變化特征，此地是高原冬季降水最多的地區，多年平均降水量在13mm左右。此地在1980年代后期以前降水相對偏少，且變率較小，之后降水偏多年和偏少多年成交替出現，但變率明顯比之前大。另外圖中顯示1988年此地降水異常偏多是由于聶拉木站遭遇了特大暴風雪災的緣故，那一年聶拉木站降水量達到200mm。小波分析顯示其在1985年至2005年8年左右的周期變化特征明顯。圖10(d)顯示了4區，即高原東南部地區的降水距平變化特征，此地是高原冬季降水次大值區，多年平均降水量在7mm左右，距平序列顯示此地區降水有較強年際變化特征，且在1990年代后期至2000年代前期此地降水偏少。小波分析顯示其在1990年以前8年周期變化特征明顯，而在之后則12年的周期變化特征明顯。圖10(e)顯示了5區，即高原腹地地區冬季降水距平變化特征，此地降水量也相對較少，多年平均降水量在3mm左右。其年代際變化特征明顯，在1980年代后期以前此地降水偏少，而之后至2000年代前期，此地區降水偏多，之后降水又呈下降趨勢。與1區的年代際降水變化特征有類似，計算兩序列間的相關系數為0.45，表明這兩區降水變化確有相似之處，但由于兩地所處地區地形以及降水量的差異較大，因此未把這兩區歸為一類。MK檢驗顯示其在1990年代至2000年代前期降水增加顯著。小波分析顯示其在1990年以前12年的周期變化特征明顯。圖10(f)為6區，即青海北部地區冬季降水距平的變化特征，由于此地處于高原最北端，高原南部水汽已無法到達這里，因此此地的降水量也較少，多年平均降水量在2mm左右。此地降水的年際變化特征明顯。小波分析顯示其在1980年至2000年有一個明顯的6年的周期變化特征，在序列全時段內則有一個14年左右的周期變化特征。

從分區降水距平變化序列中可以看出，高原地區冬季降水的局地特征顯著，其中高原腹地與中東部地區變化特征較為類似，顯示了高原冬季降水的主要變化特征，與EOF分析第1模態的時間系數較為一致。而其他地區包括高原北部，東南部，藏南谷地以及沿喜馬拉雅山脈一線的降水變化特征則差異明顯。

5 結論

對高原冬季降水做基本氣候特征分析顯示高原冬季降水12月最少，2月最多。冬季3個月降水的分布特征基本一致，偏南偏東地區降水偏多，偏西偏北地區降水偏少。高原西南部喜馬拉雅山迎風坡為最大值中心，冬季多年平均降水量達到35mm。而在雅魯藏布江江下游谷地開口地區為降水次大值中心，多年平均降水量為17mm。而降水傾向率分析表明高原大部分地區線性趨勢變化不明顯。在年代差異分析中可以看出高原在1970年代和2000年代降水偏少，而1980年代和1990年代降水偏多。

對高原冬季降水做EOF分析，得到6種空間分布型模態，即全區一致型、南北部型、東西部型、川西型、高原腹部型、西部型模態。對第1模態的時間系數進行分析顯示:高原地區冬季整體降水變化特征在1990年代有明顯增加，且存在一個14年的周期變化特征。

根據REOF對高原冬季降水劃分為6個特征區，分析顯示高原地區冬季降水的局地特征顯著，其中高原腹地與中東部地區變化特征較為類似，顯示了高原冬季降水的主要變化特征，與EOF分析第1模態的變化特征較為一致。而其他地區包括高原北部，東南部，藏南谷地以及沿喜馬拉雅山脈一線的降水變化特征則差異明顯。

對高原冬季降水的整體以及局部氣候特征進行了較為深入的研究，整體變化特征為高原冬季降水偏少，大部分站點降水成增加趨勢，存在14年左右的周期變化特征。局地變化特征則顯示了在復雜地形以及環流形式下高原冬季降水顯著的區域差異。這對高原冬季降水的預報、冬季雪災的預防以及高原氣候區劃都有一定的意義。

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