青藏高原冷季積雪對后期暖季植被的影響

王園香

（國家衛(wèi)星氣象中心，北京 100081）

眾所周知，青藏高原是世界的第三極，在高原上常年分布著大量的冰雪，同時又覆蓋著大片的植被，這是一個奇特的集冰雪和植被于一體的地區(qū)。積雪和植被都接近地表，它們不僅相互作用、相互影響，而且它們還受到其上空大氣環(huán)流和氣候的共同影響，同時又對氣候起反饋作用，因此積雪-氣候-植被形成了一個復(fù)雜的正負(fù)反饋系統(tǒng)。準(zhǔn)確理解高原冰雪對氣候的反饋作用，以及氣候?qū)χ脖坏挠绊懀瑢τ诟咴L期生態(tài)環(huán)境保護(hù)和應(yīng)對全球變化制定適應(yīng)對策都具有重要意義。

高原積雪對氣候產(chǎn)生反饋影響。已有研究表明，高原冬春季積雪與夏季降水和環(huán)流系統(tǒng)有相當(dāng)好的聯(lián)系[1-2]。高原積雪覆蓋的變化與溫度呈負(fù)相關(guān)，積雪偏多，溫度偏低，反之亦然[3-4]?？麻L青等[5]得出高原積雪對初夏高原上空熱源有很大影響。其他研究也表明青藏高原積雪對中國夏季風(fēng)氣候的影響是顯著的，積雪的增加會明顯減弱亞洲夏季風(fēng)的強度[6-10]。高原氣候又對植被產(chǎn)生影響。積雪變化導(dǎo)致溫度和降水變化，溫度是影響高原生物生長的主導(dǎo)因子，降水對植被生長也起了重要的作用[11-12]。高原植被對氣溫和降水有滯后效應(yīng)，且滯后水平存在空間差異[13]。高原積雪產(chǎn)生的水熱條件是植被生長的重要影響因素，積雪的增長與融化交替過程直接影響著土壤水熱環(huán)境與植被的生長，進(jìn)一步影響動物和微生物的活動節(jié)律，從而對植物群落產(chǎn)生深刻的影響[14]。土壤濕度作為生態(tài)系統(tǒng)的重要參數(shù)，是影響高原高寒草地生態(tài)承載力和草地恢復(fù)重建的關(guān)鍵因素之一[15]。李雪琴等[16]也分析了藏東南不同下墊面栽培草地土壤溫濕度的特征，表明土壤溫濕度對植被會產(chǎn)生一定的影響。

以前的研究主要分析了高原積雪對氣候的反饋，以及氣候?qū)χ脖坏挠绊憽倪@些研究中可以發(fā)現(xiàn)，積雪沒有直接對植被產(chǎn)生影響，而是通過氣候因子這樣一個中間橋梁，把積雪和植被聯(lián)系起來。一般認(rèn)為溫度高、降水多，植被偏多，反之亦然。果真如此嗎？為了保持一致性和連貫性，本研究也首先研究了積雪對氣候的反饋，以及氣候因子對植被的影響，但是也進(jìn)一步探討了在冷季積雪偏多，暖季高原為反氣旋控制、溫度偏高、降水偏少這樣的大背景下，降水適量偏少對植被到底是否有利。

1 研究區(qū)概況

青藏高原(25° ? 40° N，70° ? 105° E)包括西藏自治區(qū)、青海省及四川省、甘肅省、新疆維吾爾自治區(qū)、云南省的部分地區(qū)，平均海拔4 000 m 以上，有“世界屋脊”之稱。青藏高原從東南到西北有大量積雪和植被覆蓋，并主要分布在高原東南部和南部邊緣山區(qū)。

2 資料和方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

本研究使用了1996 ? 2013 年Globsnow (Global Snow Monitoring for Climate Research)的 FSC(fractional snow cover)積雪資料，該資料來源于ESA(European Space Agency)的ERS-2ATSR-2 和Envisat AATSR[17]，以研究高原積雪氣候平均和區(qū)域平均距平時間序列，即積雪指數(shù)。也使用了1996 ? 2013 年NOAA/AVHRR GIMMS (Global Inventory Monitoring and Modeling Studies) 的NDVI 資料，以研究NDVI 的氣候平均以及與積雪的相關(guān)關(guān)系；其空間分辨率為8 km × 8 km[18-19]；NDVI 是反映地表植被覆蓋狀況的遙感指標(biāo)(?1 ≤ NDVI ≤ 1)，負(fù)值表示地面覆蓋為水、雪等，0 表示有巖石或裸土等，正值表示有植被覆蓋。上述兩種資料均為遙感資料，在遙感資料制作過程中的一些局限性，比如積雪和云的誤判等問題，導(dǎo)致高原地區(qū)積雪日資料可能會出現(xiàn)一些誤差；在本研究中對積雪資料做了多年的氣候平均和以年為單位的長時間序列的趨勢變化，這樣大的空間和時間尺度可以忽略日資料的微小誤差，并且該長時間序列顯示積雪在1996 ? 2013 年呈逐漸減少的趨勢，與近年來全球氣候變暖導(dǎo)致積雪融化并減少是一致的，因此具有一定的可信度。NOAA/AVHRR GIMMS 的NDVI 資料的一些誤差，主要由土壤背景反射率引起，但其對低NDVI 影響較大，對高NDVI影響不大，而且在以往的研究中已被廣泛使用。

本研究也使用了1996 ? 2013 年的NCEP/NCAR大氣再分析資料[20]，以研究積雪對氣候的影響及氣候?qū)χ脖坏挠绊懀撡Y料水平分辨率為2.5° × 2.5°。同時使用1996 ? 2013 年的CMAP (Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation)降 水 量 資 料研究降水量對植被的影響，水平分辨率為2.5° × 2.5°。

2.2 研究方法

本文使用回歸分析法、相關(guān)以及合成分析法研究兩個變量之間的關(guān)系。使用相關(guān)系數(shù)表和t 檢驗表進(jìn)行統(tǒng)計檢驗，置信度一般達(dá)到90 %。

回歸分析法：

相關(guān)分析法：

式中：r 是相關(guān)系數(shù)，x 和y 是任意兩個變量。合成分析法是將積雪指數(shù)偏高年份的參數(shù)平均值減去偏低年份的平均值，所得到的差值即為合成差，即為合成分析。本研究中，冷季指1 月 ? 3 月，暖季指4 月 ? 9 月。

3 結(jié)果與分析

3.1 冷季積雪指數(shù)

青藏高原1996 ? 2013 年冷季積雪的氣候平均圖(圖1a)顯示，積雪主要位于高原東南部(黑色方框內(nèi))、南部邊緣和西北部，F(xiàn)SC 最大值為0.9。青藏高原1996 ? 2013 年暖季NDVI 的氣候平均圖(圖1b)顯示，植被主要出現(xiàn)在高原東南部(黑色方框內(nèi))和南部邊緣，NDVI 最大值為0.6。二者有相似性，即冷季積雪和暖季植被都主要出現(xiàn)在高原東南部。

圖1 高原冷季積雪氣候平均圖(a)和高原暖季NDVI 氣候平均圖(b)Figure 1 Climatology average of cold season snow and warm season NDVI

高原冷季積雪FSC 的區(qū)域平均值是指將高原內(nèi)所有像素點的值(剔除無雪區(qū))進(jìn)行平均得到的常數(shù)值。青藏高原1996 ? 2013 年冷季積雪區(qū)域平均值距平的時間序列圖(圖2a)顯示，1996 ? 2013 年高原冷季積雪區(qū)域平均值呈現(xiàn)出減少的趨勢，高原冷季積雪區(qū)域平均值距平從正位相變化到負(fù)位相，正位相主要出現(xiàn)在1996?1999 年，負(fù)位相主要出現(xiàn)在2000?2013 年；基于高原冷季積雪區(qū)域平均值距平的這種年際變化，將該時間序列定義為高原冷季積雪指數(shù)(snow index)，并使用該指數(shù)與暖季NDVI和大氣參數(shù)進(jìn)行回歸、相關(guān)以及合成分析。根據(jù)高原1996 ? 2013 年冷季積雪指數(shù)的時間序列，將1996 年、1997 年、1998 年、1999 年 作 為 高 指 數(shù) 年，2004 年、2009 年、2010 年和2011 年作為低指數(shù)年，將高指數(shù)年的參數(shù)平均值減去低指數(shù)年的平均值，即得到參數(shù)的合成差。合成差值為正時，表明當(dāng)冷季積雪指數(shù)snow index 偏高時，物理量(比如NDVI、位勢高度、溫度、濕度、降水量)偏高或偏多，反之亦然。

青藏高原1996 ? 2013 年暖季NDVI 區(qū)域平均值距平的時間序列(剔除無植被區(qū))圖(圖2b)顯示，與積雪區(qū)域平均值距平的時間序列圖相似，正距平出現(xiàn)在1996 ? 2000 年，負(fù)距平出現(xiàn)在2002 ? 2013 年(除了2011 年為正距平)。這表明從1996 ? 2013 年高原暖季NDVI 區(qū)域平均值也呈現(xiàn)出減少的年代際趨勢。

圖2 高原冷季積雪區(qū)域平均距平的時間序列(積雪指數(shù)snow index)和高原暖季NDVI區(qū)域平均距平的時間序列Figure 2 Time series of area average anomalies of cold season snow (snow index) and warm season NDVI

3.2 冷季積雪對暖季NDVI 的影響

首先采用高原冷季積雪指數(shù)對暖季 NDVI 進(jìn)行回歸(圖3a)，可以看到，顯著的(灰色陰影區(qū)為通過90%置信度檢驗) NDVI 正距平出現(xiàn)在高原東南部(黑色方框內(nèi))，NDVI 中心值0.015 位于高原東南部，表明冷季積雪與暖季NDVI 有一定的正相關(guān)關(guān)系。即當(dāng)冷季積雪增加，暖季植被也增加，反之亦然。為了進(jìn)一步證明這種正相關(guān)關(guān)系，使用積雪指數(shù)對暖季 NDVI 進(jìn)行相關(guān)分析(圖3b)，可以看到，顯著的NDVI 正距平出現(xiàn)在高原東南部(黑色方框內(nèi))，R 中心值0.5 位于高原東南部，進(jìn)一步表明冷季積雪與暖季NDVI 有一定的正相關(guān)關(guān)系。即當(dāng)冷季積雪增加，暖季植被也增加，反之亦然。

3.3 與冷季積雪有關(guān)的大氣環(huán)流

研究表明，積雪的增加會明顯減弱亞洲夏季風(fēng)的強度[7]，太平洋副熱帶高壓增強并且移向西。因此，先研究與冷季積雪有關(guān)的大氣環(huán)流異常。圖4a是使用積雪指數(shù)回歸的同期500 hPa 位勢高度和風(fēng)場，圖4b 是采用合成分析法制作的冷季500 hPa 位勢高度和風(fēng)場的合成差圖?？梢钥闯觯粋€異常的大尺度氣旋性環(huán)流位于高原和中亞地區(qū)，異常的中心位于里海Caspian 和黑海地區(qū)，青藏高原位于這個中心的外圍地區(qū)。即當(dāng)積雪指數(shù)為正值時，高原在冷季為異常的氣旋性環(huán)流控制，積雪比常年偏多。

圖3 使用積雪指數(shù)回歸的暖季NDVI 以及二者的相關(guān)系數(shù)Figure 3 Regression of the warm season NDVI in relation to cold season snow index and correlation of cold season snow index and warm season NDVI on the Tibetan plateau

圖4c 是使用積雪指數(shù)回歸的暖季500 hPa 位勢高度和風(fēng)場，圖4d 是采用合成分析法制作的暖季500 hPa 位勢高度和風(fēng)場的合成差圖。可以看出，當(dāng)積雪指數(shù)為正值時，高原東部地區(qū)暖季為異常的大尺度反氣旋性環(huán)流所影響，即太平洋副熱帶高壓加強移向西影響高原東部地區(qū)。因此，能夠看見大氣環(huán)流從冷季到暖季發(fā)生了轉(zhuǎn)換，太平洋副熱帶高壓加強向西移動，覆蓋了高原東部地區(qū)，導(dǎo)致東亞夏季風(fēng)減弱。這與鄭益群等[7]的研究結(jié)果一致。

3.4 溫度對植被的影響

青藏高原暖季地面2 m 平均溫度、地面2 m 最高溫度、地表溫度的正距平出現(xiàn)在高原中東部地區(qū)(圖5a, c, e, g)，表明高原中東部地區(qū)這些溫度異常增加。因此當(dāng)東亞夏季風(fēng)減弱，太平洋副熱帶高壓加強并移向西，高原中東部地區(qū)溫度異常升高。但是地面2 m 最低溫度卻異常降低，這是由于夜間輻射冷卻所致。圖5b, d, f, h 是采用合成分析法制作的高原暖季地面2 m 平均溫度、地面2 m 最高溫度、地面2 m 最低溫度和地表溫度的合成差圖，分別與圖5a,c, e, g 很相似。

圖4 使用積雪指數(shù)回歸的500 hPa 位勢高度和風(fēng)場以及合成差Figure 4 Regression of geopotential height (m) and wind field (m·s?1) in relation to cold season snow index as well as composition difference of geopotential height (m) and wind field (m·s?1) at 500 hPa

總的來說，由于東亞夏季風(fēng)的減弱，太平洋副熱帶高壓加強并移向西，高原中東部地區(qū)暖季地面2 m 平均溫度、地面2 m 最高溫度和地表溫度均異常升高；升高的地表溫度可能引起積雪的融化，它們對植被的生長起促進(jìn)作用。而由于夜間輻射冷卻等原因，高原地面2 m 最低溫度異常下降，對植被的生長起抑制作用。

3.5 土壤濕度對植被的影響

由于暖季地表溫度的升高，可能導(dǎo)致積雪的融化，因此需要分析積雪融化導(dǎo)致的土壤濕度變化。圖6a 是使用積雪指數(shù)回歸的高原暖季土壤濕度，圖6b 是采用合成分析法制作的高原暖季土壤濕度的合成差圖，可以看出，土壤濕度的正距平一般出現(xiàn)在高原東南部和中西部地區(qū)，土壤濕度的正距平反映了土壤濕度的增加。土壤濕度的正距平一般一致于地表溫度的正距平(圖5g)。當(dāng)?shù)乇頊囟仍黾?，積雪融化，土壤濕度增加。土壤濕度的增加有利于植被的增加，對植被生長起促進(jìn)作用。圖6c 是使用積雪指數(shù)回歸的暖季土壤濕度與其標(biāo)準(zhǔn)差的比，可以看出，積雪對土壤濕度的貢獻(xiàn)是0.5，表明積雪對土壤濕度有較大貢獻(xiàn)，特別是積雪消融可以有效增加土壤水分，有利于植被返青及其前期生長。

3.6 降水對植被的影響

圖5 使用積雪指數(shù)回歸與合成的高原暖季地面2 m 平均溫度T2m (a, b)，地面2 m 最高溫度Tmax2m (c, d),地面2 m 最低溫度Tmin2m (e, f)和地表溫度(g, h)Figure 5 Regression and composition differences of warm season mean surface temperature (℃) at 2 m (a, b), maximum surface temperature (℃) at 2 m (c, d), and minimum surface temperature (℃) at 2 m (e, f), skin temperature (℃) (g, h)in relation to cold season snow index on the Tibetan plateau

圖6 使用積雪指數(shù)回歸的高原暖季土壤濕度(a)、暖季土壤濕度合成差(b)及暖季土壤濕度與其標(biāo)準(zhǔn)差的比(c)Figure 6 Regression of warm season soil moisture (fraction)in relation to the cold season snow index on the Tibetan plateau (a), composition difference of warm season soil moisture (fraction)(b) and ratio of the regressed warm-season soil moisture against the cold season snow index to the standardized deviation of soil moisture (c)

圖7a 是使用積雪指數(shù)回歸的高原暖季降水量，圖7b 采用合成分析法制作的高原暖季降水量的合成差圖，可以看出，降水量的負(fù)距平出現(xiàn)在整個高原地區(qū)，表明整個高原降水量異常偏少。因此，在冷季積雪偏多的情況下，由于東亞夏季風(fēng)減弱，太平洋副熱帶高壓加強西移影響高原東部地區(qū)，降水勢必減少。降水量是土壤水份的主要補給來源，但由于在植被生長的旺盛期，降水量往往較為充沛且能夠滿足植被生長的需求，同期NDVI也恰好是一年中最高的，此時降水量過多可能導(dǎo)致植被生長受到抑制，降水量略減少反而可能會促進(jìn)植被的生長。

圖7 使用積雪指數(shù)回歸的高原暖季降水量(a)，高原暖季降水量的合成差(b)，1996?2013 年暖季降水量區(qū)域平均距平的標(biāo)準(zhǔn)化時間序列(c)，1996?2013 年暖季clear sky downward solar flux 區(qū)域平均值距平的標(biāo)準(zhǔn)化時間序列(d)Figure 7 Regression of warm season precipitation (mm) in relation to the cold season snow index on the Tibetan plateau(a), composition difference of warm-season precipitation (mm)(b), standardized time series of area average anomalies of warm-season precipitation (mm) (c), warm season clear sky downward solar flux at the surface (W·m?2) during 1996?2013 (d)

為了進(jìn)一步表明在冷季積雪偏多的情況下高原暖季降水量和植被的反相關(guān)關(guān)系，對高原1996 ?2003 年暖季降水量、clear sky downward solar flux 和NDVI 區(qū)域平均值距平的標(biāo)準(zhǔn)化時間序列進(jìn)行比較?？梢钥闯?，1996 ? 2013 年降水量表現(xiàn)為增加的趨勢(圖7c)。clear sky downward solar flux 從1996 ?2013 年呈現(xiàn)出減少的趨勢，即日照呈現(xiàn)減少的趨勢(圖7d)。與之相對應(yīng)的NDVI (圖2b)也有減少的趨勢。這是因為當(dāng)降水量增加時，日照勢必減少，日照減少，不利于植被的生長；降水量略減少日照增加反而可能會促進(jìn)植被的生長。

4 討論和結(jié)論

本研究使用了1996 ? 2013 年Globsnow 的FSC 積雪資料、NOAA/AVHRR GIMMS 的NDVI 資料、NCEP/NCAR 大氣再分析資料和CMAP 降水量資料，采用回歸、相關(guān)和合成分析法研究了高原冷季積雪對暖季植被的影響以及機制。

高原冷季積雪和暖季NDVI 的氣候平均圖分析表明，積雪和植被主要出現(xiàn)在高原東南部，1996 ?2013 年冷季積雪指數(shù)呈現(xiàn)出減少的年代際趨勢，暖季植被區(qū)域平均值距平也呈現(xiàn)出減少的年代際趨勢；使用積雪指數(shù)回歸的高原暖季NDVI 圖以及相關(guān)系數(shù)都表明，顯著的NDVI 正距平出現(xiàn)在高原東南部，表明高原冷季積雪與暖季NDVI 有一定的正相關(guān)關(guān)系，即當(dāng)積雪在冷季增加，高原植被在暖季也增加，反之亦然。

這種正相關(guān)關(guān)系，是受中間環(huán)節(jié)(大氣環(huán)流、地面溫度、土壤濕度和降水量以及日照)影響的，它們相輔相成、相互影響、相互作用，最后導(dǎo)致了植被的正常生長。即當(dāng)高原冷季為異常的氣旋性環(huán)流影響時，積雪必然偏多，偏多的積雪又導(dǎo)致后期暖季東亞夏季風(fēng)減弱，太平洋副熱帶高壓加強西移影響高原東部地區(qū)；隨之，高原東部地面2 m 平均溫度、地面2 m 最高溫度、地表溫度異常升高，異常升高的地表溫度又導(dǎo)致積雪融化，土壤濕度異常增加，它們對植被起到了促進(jìn)作用，但是由于夜間輻射冷卻導(dǎo)致的異常下降的地面2 m 最低溫度對植被起到抑制作用；積雪消融可以有效補給到土壤中，增加土壤水份，有利于植被返青及其前期生長。

已有的研究[11-16]大多表明，溫度偏高、降水偏多，植被也偏多，這成為一種常識性認(rèn)識。但是本研究發(fā)現(xiàn)，當(dāng)高原冷季積雪偏多時，東亞夏季風(fēng)減弱，暖季高原被副熱帶高壓覆蓋，溫度偏高、降水必然偏少，但是植被仍然偏多，這與以往的研究可能有所不同。在這種情況下，降水偏少對植被有利還是無利？研究發(fā)現(xiàn)，降水量是土壤水份的主要補給來源，但由于在植被生長的旺盛期，降水量往往較為充沛且能夠滿足植被生長的需求；而當(dāng)高原降水量偏少時，日照必然偏多，偏多的日照對植被起促進(jìn)作用，即降水量略減少反而可能會促進(jìn)植被的生長。