1979～2013年青藏高原上空溫度變化特征

段思汝， 范廣洲， 華 維， 張永莉

(成都信息工程大學大氣科學學院高原大氣與環(huán)境四川省重點實驗室，四川成都610225)

0 引言

青藏高原(以下簡稱高原)高聳于歐亞大陸中部的對流層大氣中，是世界上最高大的高原。它的冷熱源作用對中國、東亞乃至全球的大氣環(huán)流和氣候變化都有非常重要的影響［1-4］。溫度作為重要的氣候要素以及熱力作用的指示因子之一，已經(jīng)有許多學者對高原地區(qū)溫度的變化特征進行了研究［5-10］。林振耀等［11］指出20世紀50年代至90年代初，高原地面氣溫呈普遍上升趨勢，具有較強的空間一致性，西藏東南部暖期開始最早;丁一匯等［12］發(fā)現(xiàn)高原年平均地面氣溫突變發(fā)生在90年代中期，晚于中國東北、華北、西北和淮河地區(qū)，與長江中下游和華南地區(qū)接近;李棟梁等［13］研究得到高原地表溫度主要受海拔高度和維度的影響，海拔或緯度越高溫度越低;趙勇等［14］指出高原東部地表溫度和其以北區(qū)域的大尺度熱力差異對中國江淮地區(qū)夏季降水有較好的指示性。

地面溫度得到廣泛研究后，人們開始關注高原上空溫度的變化。朱福康［15］分析高原西部加熱作用時發(fā)現(xiàn)，高原上空最大增溫出現(xiàn)在300 hPa附近，其最大增溫中心在高原西南部;Qian等［16］研究表明與南亞高壓匹配的溫度暖中心在300 hPa的季節(jié)變化明顯，其移動往往是南亞高壓季節(jié)性移動的主要原因;張瓊［17］指出高原的熱力作用在100 hPa環(huán)流場上和對流層中上層平均溫度分布中表現(xiàn)明顯，100 hPa高度場異常受300 hPa月平均溫度場異常的影響;王榮英等［18］利用高原上16個測站的探空資料，得到近30年來高原上空250 hPa及以下和50 hPa及以上各層溫度冬季最冷、夏季最熱，100～70 hPa則相反。各層季節(jié)和年平均溫度變化具有較高的空間一致性;王穎等［19］在分析中國高空溫度變化特征時發(fā)現(xiàn)，在中國區(qū)域變化中，青藏高原表現(xiàn)出不同于其他地區(qū)的特殊性;張人禾等［20］指出高原上空對流層上層和平流層下層溫度的季節(jié)和年平均降溫幅度比全球平均降溫幅度大。對流層中低層的增溫趨勢比同緯度的中國東部地區(qū)更強。

目前為止，關于高原上空溫度的研究較地面溫度而言偏少，且其中大多數(shù)研究采用的是臺站探空資料。臺站資料在高原地區(qū)存在測站稀少，分布不均，時間不連續(xù)等缺點，而用于大氣研究的3類主要數(shù)據(jù)源中的再分析資料，因具有連續(xù)性好、時間序列長及時空分辨率高等優(yōu)點，目前已在高原氣候變化研究中得到廣泛應用。盡管再分析資料在高原地區(qū)存在系統(tǒng)性偏差，但在長期氣候變化中具有一定的可信度［21-23］。因此，利用歐洲中心的ERA-Interim再分析資料，對1979～2013年高原地區(qū)上空各個標準等壓面層的溫度變化特征進行詳細的分析和討論。

1 資料和方法

采用歐洲中尺度數(shù)值預報中心(ECMWF)的ERA-Interim月平均氣溫再分析資料。ERA-Interim是一套較ERA-40分辨率更高且接近實時更新的再分析資料，采用的同化系統(tǒng)是ECMWF集成預報系統(tǒng)，與ECMWF其他再分析資料相比較，ERA-Interim在模式、四維空間變量分析的運用、衛(wèi)星資料變量偏差的修正及對觀測系統(tǒng)中其他數(shù)據(jù)的處理等方面都得到進一步的改進，并利用ERA-40和JRA-25對數(shù)據(jù)進行質量控制［24-25］。研究的時間范圍為1979年01月～2013年12月，共35年?？臻g分辨率為1°×1°。由于高原平均海拔約4000 m，因此垂直層次共選取10層，分別為600 hPa、500 hPa、400 hPa、300 hPa、250 hPa、200 hPa、150 hPa、100 hPa、70 hPa和50 hPa。張人禾［20］的劃分，分別表示對流層中下部(600～400 hPa)、對流層上部(300～150 hPa)和平流層下部(100～50 hPa)。

按照青藏高原區(qū)域(25°N ～40°N，75°E ～105°E)對600～50 hPa的溫度進行算數(shù)平均后得到高原上空各個等壓面層年平均溫度的時間序列(后文中若無特別指出，溫度均表示年平均溫度)，采用氣候傾向率、EOF 分析［26］及 Mann-Kendall檢驗［27］等多種統(tǒng)計分析方法研究高原上空溫度的變化趨勢、時空分布和突變周期特征。

2 結果分析

2．1 年際和年代際變化

圖1給出了高原上空各個標準等壓面層溫度距平的變化曲線及線性趨勢，由圖可見，1979～2013年，高原上空各層溫度存在明顯的年際和年代際變化。在對流層中，從600～200 hPa(圖1a～f)溫度變化趨勢基本一致，即顯著增加，且通過了95%的顯著性檢驗。其中，對流層中下部的平均增溫率為0.16℃/10 a，明顯低于同期高原地表氣溫0.37℃/10 a的增溫速率［28］;250 hPa的升溫速率最大，為0.4 ℃ /10 a。年代際變化方面，各層20世紀90年代末之前均為偏冷期，一般年份溫度距平為負距平，最冷年主要在1997年，250 hPa的負距平值最小，為-1.2℃;進入21世紀以后則為偏暖期，溫度距平以正距平為主，最暖年主要在1999年，最大正距平值為250 hPa的1.16℃，其溫度變化幅度達2.36℃。不同于600～200 hPa的增溫趨勢，在150 hPa(圖1g)上，溫度呈下降趨勢，但趨勢不顯著，沒有通過顯著性檢驗。整個研究期內年際變化明顯，最低和最高距平值分別為-0.58℃和0.5℃，溫度變化幅度不大。

圖1 1979～2013年青藏高原上空各層溫度距平的變化曲線及線性趨勢(實線)

通常100 hPa以上可視為平流層［29］。高原地區(qū)平流層下層(圖1h～j)溫度呈明顯下降趨勢，達到了0.01顯著性水平;1995年之前為偏暖期，之后為偏冷期;其年際和年代際變化與對流層相反。各層中，70 hPa降溫最快，溫度變化速率為-0.55℃/10 a，100和50 hPa的降溫率也分別達到了0.38℃/10 a和0.47℃/10 a。最暖年份為1983年，最冷年份為1999年。100 hPa、70 hPa和50 hPa溫度距平的變化幅度分別為2.9℃、3.33℃和3.24℃，均高于250 hPa。平流層下層的降溫幅度要大于對流層的增溫幅度。

綜上所述，高原對流層和平流層下層中各層溫度的年際和年代際變化基本一致，故后文中以500 hPa代表對流層中下層，250 hPa代表對流層上層，150 hPa代表對流層頂附近，70 hPa代表平流層下層，對高原上空溫度的時空分布、周期和突變特征進行分析。

2．2 變化趨勢的空間分布

計算各代表層的溫度氣候傾向率，得到高原上空溫度變化趨勢的空間分布，如圖2所示，高原呈現(xiàn)低空升溫，高空降溫的特征，這與中國上空溫度的變化特征相似［19，21］。各代表層溫度的變化幅度在不同區(qū)域有所不同。

圖2 高原上空溫度氣候傾向率的空間分布(深色和淺色陰影區(qū)域分別表示信度達0.01和0.05的顯著區(qū)域)

在500 hPa上(圖2a)，高原大部分區(qū)域的溫度氣候傾向率都為正值，溫度升高。從西藏中部到青海北部是一條東北-西南向的大值區(qū)，通過了0.05的信度檢驗;西藏西部有一個高值中心，中心值約為0.35℃/10 a;瀾滄江和金沙江源頭區(qū)有一個低值中心，中心值為0.12℃/10 a，沒有通過顯著性檢驗，變化不顯著。其空間分布與韋志剛等［6］和馬曉波等［30］得到的近代高原地面氣溫線性趨勢的空間分布基本相同。從圖2(b)和(d)上可以看到，對流層上層和平流層下層溫度為明顯的反相變化，升(降)溫中心位于高原中部，氣候傾向率向四周逐漸減小(增大)，中心值為0.48℃/10 a(-0.58℃/10 a)。150 hPa為對流層和平流層的過渡區(qū)，其空間分布既不同于對流層中上層，也不同于平流層下層。如圖2(c)所示，高原地區(qū)以32°N為界線，南部為降溫趨勢，北部為升溫趨勢。升溫與降溫的趨勢及范圍大致相當，降溫略強于升溫，整體上呈現(xiàn)溫度隨時間微弱下降趨勢。

2．3 時空分布特征

表1 高原上空溫度場EOF分解前1～3個模態(tài)的方差貢獻百分率/%

對1979～2013年各代表層溫度場做標準化處理后，通過EOF分解得到了高原上空氣溫的主要空間模態(tài)和時間序列。表1為各代表層溫度場EOF分解前1～3個模態(tài)的方差貢獻百分率。由表1可見，4個代表層溫度場EOF分解第一模態(tài)(EOF1)的方差貢獻都超過了50%，其中70 hPa最高達93.2%;EOF分解第二模態(tài)(EOF2)在4% ～27%，150 hPa最大，方差貢獻為26.73%;第三模態(tài)(EOF3)的方差貢獻都低于10%;前2個模態(tài)的累計方差貢獻均在80%以上。故EOF分解的前2個模態(tài)可充分反映高原上空氣溫的主要空間分布型，圖3和圖4分別給出高原上空各個代表層溫度場EOF1和EOF2的空間分布及相對應的時間系數(shù)。

圖3 高原上空溫度EOF分解第一模態(tài)空間分布(a～d，實、虛線表示正負信號)和相應的時間系數(shù)(e～h)

圖4 高原上空溫度EOF分解第二模態(tài)空間分布(a～d，實、虛線表示正負信號)和相應的時間系數(shù)(e～h)

從圖3可以看到，高原上空各代表層溫度場EOF1的空間分布(圖3a～d)特征相似:高原整體為正(負)異常，中心在高原中部，向四周逐漸減小(增大)，溫度異常表現(xiàn)為全區(qū)一致型。結合時間系數(shù)(圖3e～f)，高原全區(qū)在對流層增溫，平流層降溫，其年代際變化明顯，20世紀90年代末之前溫度場偏低，之后溫度場偏高;對流層頂附近為過渡區(qū)，溫度變化趨勢不明顯，PC1年際變化顯著。EOF分解第二模態(tài)空間分布型(圖4a～d)表明，500和70 hPa在高原東南部和西北部溫度場變化相反，分別呈“+ -”和“- +”的偶極子分布。在250 hPa，高原東部和西部為“+ -”偶極子分布，150 hPa為南—北向的“- +”偶極子分布。從對流層到平流層，高原溫度場EOF2空間型為一個逆時針旋轉的過程。圖4e～h顯示，各代表層PC2變化趨勢基本相同，表現(xiàn)出明顯的年際變化。高原上空溫度的空間分布具有很高的收斂性，在同一大尺度環(huán)流系統(tǒng)的控制之下，溫度的變化步調比較一致［18］。

2．4 突變現(xiàn)象和周期變化

為了研究高原上空溫度的突變和振蕩規(guī)律，利用Mann-Kendall突變檢驗方法和Morlet小波分析法。圖5是1979～2013年高原上空代表層氣溫的Mann-Kendall突變檢驗曲線。由圖5(a)可見，從1985到2013年，500 hPa氣溫有一明顯的增加趨勢，2005年以后增加趨勢顯著，其變暖在1992年存在突變現(xiàn)象。250 hPa氣溫也呈上升趨勢(圖5b)，大致在1997年發(fā)生了突變。150 hPa氣溫無明顯突變，近35年來為波動緩慢下降趨勢(圖5c)。70 hPa與500 hPa、250 hPa情況相反，該層氣溫從20世紀80年代中期到21世紀10年代初為明顯的降低趨勢，1999年以后降低趨勢顯著，其變冷在1997年出現(xiàn)突變。

圖5 1979～2013年高原上空溫度Mann-Kendall檢驗曲線

圖6 高原上空溫度Morlet小波變換實部(a、c、e和g)和方差圖(b、d、f和h)

圖6給出高原上空溫度的Morlet小波變換實部和方差圖?？梢钥吹皆谡麄€研究時間段內，各代表層溫度均具有2個周期明顯的擾動，第一個周期約為3～5年的年際變化，另一個是周期為10～12年的年代際振蕩。500 hPa(圖6a～b)氣溫的3年周期振蕩最顯著，振蕩信號在各階段均是明顯的;250 hPa(圖6c～d)溫度在20世紀70年代末期至21世紀初3～5年的年際變化信號顯著，2000年之后信號減弱。10～12年的年代際變化在整個時期都存在;150(圖6e～f)和70 hPa(圖6g～h)氣溫的變化周期均以準12年振蕩為主。除此之外，150 hPa年際變化周期不顯著，在20世紀80年代后期到21世紀00年代中期存在8年左右的變化信號。70 hPa溫度在1979到2000年這段時期內，有較強的3～5年周期振蕩。

3 結束語

利用歐洲中尺度數(shù)值預報中心的ERA-interim月平均溫度再分析資料，取垂直方向10個標準等壓面層，詳細分析1979～2013年青藏高原上空溫度的氣候變化特征，得到以下主要結論:

(1)近35年來，高原上空各個標準等壓面層溫度的變化趨勢分別為600～200 hPa明顯增加，其中250 hPa的增溫速率最快，為0.41℃/10 a;150～50 hPa溫度降低，降溫速率在70 hPa達到最大，為-0.57℃/10 a。但150 hPa變化不明顯，未通過顯著性檢驗，而其余各層都達到了95%的顯著性。高原對流層的增溫幅度小于平流層的降溫幅度。除150 hPa外，在20世紀90年代末期前后，各層溫度正負距平差異明顯。

(2)各層溫度的變化幅度在高原不同區(qū)域存在差異，其中500 hPa從高原西南部到東北部為增溫高值區(qū);250 hPa川藏地區(qū)溫度的年變化幅度最大;150 hPa以32°N為界，高原南部降溫，北部升溫，降溫與升溫的趨勢和范圍大致相當;100 hPa是在青海中部降溫最快。

(3)高原上空溫度場異常具有較高的空間一致性，對流層和平流層為相反的變化;還表現(xiàn)為高原東南-西北反相型，其中250～150 hPa為過渡區(qū)域。

(4)1979～2013年，除150 hPa外，高原上空溫度都發(fā)生了明顯的氣候突變，突變時間點分別在1995年前后。各層氣溫序表現(xiàn)出明顯的年際和年代際變化，主要周期為3～5年和10～12年。

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