龔成麒，董曉華，魏 沖，歐陽習(xí)軍，吳寒雨

(1.三峽大學(xué) 水利與環(huán)境學(xué)院，湖北 宜昌 443002；2.三峽庫區(qū)生態(tài)環(huán)境教育部工程研究中心，湖北 宜昌 443002；3.水資源安全保障湖北省協(xié)同創(chuàng)新中心，湖北 武漢 430072)

1 研究背景

青藏高原是氣候敏感區(qū)域，由于全球氣溫的上升以及青藏高原海拔高差懸殊及其獨(dú)特的自然地理環(huán)境[1]，其降水的不確定性帶來的環(huán)境惡化、旱澇等自然災(zāi)害發(fā)生的可能性也在增大，給高原上的原住居民、財(cái)產(chǎn)、農(nóng)田、牲畜和其他生活及基礎(chǔ)設(shè)施帶來了潛在的危害。分區(qū)研究降水量時(shí)空演變特征對于應(yīng)對氣候變化、區(qū)域旱澇災(zāi)情以及生態(tài)環(huán)境監(jiān)測、區(qū)域水資源分配等具有科學(xué)意義。

近年來已有不少學(xué)者利用現(xiàn)有的氣象站點(diǎn)對青藏高原開展了一系列關(guān)于降水的研究，韓熠哲等[2]、李曉英等[3]利用青藏高原氣象站點(diǎn)的實(shí)測降水?dāng)?shù)據(jù)分析了高原整體降水量的時(shí)空變化，發(fā)現(xiàn)青藏高原整體降水量由西北向東南逐漸增大，降水量大的區(qū)域其降水日數(shù)也多，且季節(jié)分配不均；朱艷欣等[4]對13種不同源降水?dāng)?shù)據(jù)集質(zhì)量進(jìn)行對比分析后指出，青藏高原東南、西南以及西北邊緣地區(qū)的降水集中度和集中期較小且雨季長，高原腹地的降水集中度和集中期較大且雨季短；Zhang等[5]使用改進(jìn)的水核算模型對青藏高原的降水進(jìn)行了歸因分析，指出來自亞洲季風(fēng)的水汽對青藏高原北部的降水影響較大而對高原南部的降水影響較小，來自印度次大陸的降水在高原北部有所增加，而在高原南部有所減小。Fu等[6]綜合了地面和空間多平臺(tái)觀測大氣邊界層、地表熱通量、云降水分布和垂直結(jié)構(gòu)的研究進(jìn)展后指出，青藏高原降水具有較強(qiáng)的日變化，高原上空的降水強(qiáng)度通常較小，持續(xù)時(shí)間較短；Li等[7]基于多種規(guī)格降水?dāng)?shù)據(jù)研究了青藏高原海拔大于2 500 m的高山地區(qū)降水特征，得出整個(gè)青藏高原的空間降水模式為“東部和西部潮濕，中部干燥”；湯秋鴻等[8]評述了近年來關(guān)于青藏高原降水的水汽來源研究成果，得出高原以西的西風(fēng)帶控制區(qū)蒸散發(fā)貢獻(xiàn)的水汽整體呈現(xiàn)減少趨勢，高原以南和以東的季風(fēng)控制區(qū)蒸散發(fā)貢獻(xiàn)的水汽整體呈現(xiàn)增加趨勢，并指出氣候變化與高原水汽來源變化之間的關(guān)系仍有待深入研究；楊昭明等[9]對青藏高原東北部雨季降水特征和不同等級降水變化對降水增量的相對貢獻(xiàn)進(jìn)行了研究，指出青藏高原東北部雨季降水的轉(zhuǎn)變是由降水強(qiáng)度的變化引起的，中度降雨級降水對增加量的貢獻(xiàn)大于其他等級降水。

上述研究大多是采用較少的氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)去分析青藏高原的整體降水特征，且未對青藏高原區(qū)域性降水進(jìn)行深入地研究，從而難以判斷全球氣候變化對青藏高原降水是否有著不同的區(qū)域性影響，因此需要利用更多的氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)去分析氣候變化背景下青藏高原的降水分布型以及區(qū)域降水的時(shí)空演變特征。本研究選取青藏高原內(nèi)部及周邊的85個(gè)氣象站點(diǎn)，根據(jù)1978-2018年各站點(diǎn)的降水資料，采用旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)進(jìn)行分區(qū)，重點(diǎn)分析了青藏高原的降水量區(qū)劃及各分區(qū)降水量的時(shí)空分布特征，以期為當(dāng)?shù)貞?yīng)對氣候變化和旱澇災(zāi)情、優(yōu)化生態(tài)環(huán)境安全屏障以及做好農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和水土保持工作提供科學(xué)依據(jù)。

2 研究區(qū)概況與數(shù)據(jù)來源

2.1 研究區(qū)概況

青藏高原東面與四川西部相鄰，與岷山、黃土高原相接；西面連接昆侖山，其邊緣處于帕米爾高原以西；南面邊緣靠近喜馬拉雅山脈不丹以北；北面連接阿爾金山脈和祁連山脈南部，整體介于23°～44°N、66°～106°E之間。青藏高原90%以上區(qū)域位于中國境內(nèi)，另外還分布于印度、巴基斯坦、塔吉克斯坦、吉爾吉斯斯坦、阿富汗、尼泊爾、不丹等國家。其在中國境內(nèi)按地形可分為羌塘高原、祁連山地、柴達(dá)木盆地、青海高原、藏南谷地和川藏高山峽谷等6個(gè)部分。青藏高原內(nèi)部分布有青海湖、扎陵湖、鄂陵湖、色林錯(cuò)以及納木錯(cuò)5大湖以及雅魯藏布江、怒江、瀾滄江、金沙江、雅礱江、沱沱河、通天河和黃河等多條河流。青藏高原常年光照充足，凍土分布廣闊，植被多為天然形成的草地，土地資源分布明顯但不均衡，相比總可利用土地面積，宜牧土地約占1/2，宜林土地約占1/10，宜農(nóng)土地僅約占1/100，且主要集中于北部的柴達(dá)木盆地四周和雅魯藏布江下游的谷地地區(qū)。青藏高原常駐人口約為1 020×104，居民多以藏族為主，當(dāng)?shù)剞r(nóng)作物以青稞為主，受土地資源、海拔高度、地勢地貌、氣溫和降水等因素的影響，人口分布不平衡且密度小，主要集中在青藏高原的江河下游和河谷地區(qū)，且區(qū)域內(nèi)經(jīng)濟(jì)不發(fā)達(dá)。鑒于地形和經(jīng)濟(jì)等因素，在青藏高原部分地區(qū)建立氣象站較為困難。本文選取了青藏高原內(nèi)部及周邊85個(gè)氣象站點(diǎn)進(jìn)行分析研究。青藏高原概況及氣象站點(diǎn)分布見圖1。

2.2 數(shù)據(jù)來源

本文所采用的青藏高原DEM來自地理空間數(shù)據(jù)云(http://www.gscloud.cn/)，經(jīng)過融合裁剪所得；矢量邊界范圍來自國家青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心(http://data.tpdc.ac.cn/)；降水?dāng)?shù)據(jù)為中國氣象數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)(http://data.cma.cn/)提供的逐日降水資料。數(shù)據(jù)處理初始選用青藏高原內(nèi)部及周邊95個(gè)氣象站點(diǎn)為目標(biāo)處理站點(diǎn)，青藏高原絕大多數(shù)氣象站于1958年開始建造，于1961年開始觀測記錄氣象數(shù)據(jù)，由于20世紀(jì)一些不可控因素，導(dǎo)致部分站點(diǎn)的氣象數(shù)據(jù)缺失嚴(yán)重，95個(gè)氣象站點(diǎn)之中有18個(gè)站點(diǎn)存在降水?dāng)?shù)據(jù)缺測現(xiàn)象，缺測月數(shù)最短的為1個(gè)月，最長的為43個(gè)月，占比高達(dá)5%，其中的缺測數(shù)據(jù)使用克里金插值方法進(jìn)行插補(bǔ)。由于部分氣象站點(diǎn)于20世紀(jì)70年代初開始建立并投入使用，考慮到數(shù)據(jù)的準(zhǔn)確性和完整性，本研究剔除了澤當(dāng)、定日、丁青、班瑪、波密、巴塘、理塘、林芝、攀枝花、洛隆10個(gè)氣象站點(diǎn)，最終選取了青藏高原內(nèi)部及周邊資料相對完整的85個(gè)氣象站點(diǎn)1978-2018年的降水資料進(jìn)行分析。85個(gè)氣象站名稱及所在的省(自治區(qū))信息見表1。

表1 本研究選取的青藏高原85個(gè)氣象站點(diǎn)所在省(自治區(qū))信息

3 研究方法

本文根據(jù)青藏高原內(nèi)部及周邊85個(gè)氣象站點(diǎn)1978-2018年共41 a的日降水資料，采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分析了青藏高原年降水量的典型空間分布特征，通過旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)將青藏高原分為8個(gè)降水區(qū)，對每個(gè)降水區(qū)采用Sen’s斜率估計(jì)、Mann-Kendall檢驗(yàn)、滑動(dòng)t檢驗(yàn)和Morlet小波等統(tǒng)計(jì)方法分析了青藏高原各區(qū)的降水量時(shí)空演變特征。

3.1 經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)和旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)

在傳統(tǒng)的利用站點(diǎn)或網(wǎng)格觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行氣候要素分析中，往往會(huì)忽略測站間氣象狀況存在的相互聯(lián)系，從而限制了對區(qū)域氣象要素變量場的特征分析。經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(empirical orthogonal function，EOF)能夠?qū)庀笳军c(diǎn)之間的這種相互聯(lián)系作為初始變量場，使其分離出一定數(shù)量最大限度含有初始變量場信息的空間模態(tài)，對研究初始變量場有很大的幫助。EOF方法分解出的空間模態(tài)為矢量場，該方法將一個(gè)連貫的空間時(shí)間數(shù)據(jù)集分解成單個(gè)空間模式和相關(guān)時(shí)間尺度用于揭示數(shù)據(jù)集背后隱藏的獨(dú)特動(dòng)態(tài)模式[10]。

雖然EOF能最大限度地表征氣象要素變量場在區(qū)域上的分布結(jié)構(gòu)，但是其分解的空間模態(tài)只能表示典型特征，不能清晰地揭示出不同地理區(qū)域的空間特征[11]。旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(rotating empirical orthogonal function，REOF)[12]能夠克服傳統(tǒng)EOF分解氣象要素變量場變率結(jié)構(gòu)的缺陷。該方法是在EOF分解的空間特征向量基礎(chǔ)上，對其進(jìn)行最大方差正交旋轉(zhuǎn)，旋轉(zhuǎn)之后的特征向量貢獻(xiàn)率會(huì)更加均勻，然后結(jié)合North檢驗(yàn)[13]之后的空間模態(tài)能夠更好地反映出氣象要素初始變量場的原始信息[14]。因此在氣象要素分析研究中，多使用REOF作為一種區(qū)域氣候分析的方法，其主要原理見文獻(xiàn)[15]。

3.2 統(tǒng)計(jì)方法

Sen’s斜率估計(jì)方法是Sen在1968年提出并在很多領(lǐng)域內(nèi)廣泛使用的一種非參數(shù)檢驗(yàn)方法。假設(shè)有容量為N的樣本，該方法可以定量估算出此樣本中n組數(shù)據(jù)的大致趨勢，其具體計(jì)算方法見文獻(xiàn)[16]。本文時(shí)間序列數(shù)據(jù)的突變檢驗(yàn)采用世界氣象組織(World Meteorological Organization，WMO)推薦的非參數(shù)Mann-Kendall檢驗(yàn)并輔以滑動(dòng)t檢驗(yàn)明確突變年份。其中Mann-Kendall檢驗(yàn)?zāi)軌蚍治龀鰰r(shí)間序列數(shù)據(jù)的趨勢和突變年份，具體原理和計(jì)算過程見文獻(xiàn)[17]、[18]。就使用者檢驗(yàn)?zāi)康暮陀猛径?，t檢驗(yàn)通常分為單側(cè)檢驗(yàn)和雙側(cè)檢驗(yàn)，雙側(cè)檢驗(yàn)一般針對氣象要素，其基本原理見文獻(xiàn)[19]。

小波分析能夠分析時(shí)間序列中的瞬時(shí)時(shí)變信號(hào)，即在時(shí)域和頻域上同時(shí)定位信號(hào)，能有效地從信號(hào)中提取信息，通過伸縮變換對函數(shù)或者頻率信號(hào)進(jìn)行多尺度細(xì)化分析。其具體原理和使用方法見文獻(xiàn)[20]、[21]。

4 結(jié)果與分析

4.1 青藏高原年平均降水量分布

根據(jù)上述篩選的青藏高原內(nèi)部及周邊85個(gè)氣象站1978-2018年共41 a的降水資料繪制出青藏高原年平均降水量等值線圖，如圖2所示。

圖2 1978-2018年青藏高原年平均降水量分布

由圖2可知，青藏高原年平均降水量空間差異性較大，總體上表現(xiàn)出由東南向西北逐漸遞減的趨勢，且降水主要集中在高原東南部的雅魯藏布江下游和四川西部地區(qū)，這些區(qū)域年平均降水量多在1 000 mm以上。高原最大降水量在貢山站，其年平均降水量達(dá)1 745 mm，而青藏高原西北地區(qū)的年平均降水量在50 mm以下，最小降水量在冷湖站，其年平均降水量僅有17 mm。以500 mm年降水量為分界線，青藏高原年降水場可分為7個(gè)多雨區(qū)和6個(gè)少雨區(qū)，多雨區(qū)分布在高原西南部、雅魯藏布江下游、高原東南部、四川西部、怒江中下游地區(qū)、巴顏克拉山以東的松潘地區(qū)以及三江源區(qū)；少雨區(qū)則分布在祁連山以南、青海湖區(qū)、柴達(dá)木盆地、喜馬拉雅山北麓、羌塘高原和帕米爾高原以西。

4.2 青藏高原年降水量EOF的典型空間分布型

為探究研究期內(nèi)青藏高原地區(qū)年平均降水量的空間分布型，本研究對所選取的青藏高原85個(gè)氣象站點(diǎn)1978-2018年年平均降水量進(jìn)行EOF模態(tài)分解，得到前10個(gè)主成分和特征值，如表2所示。

對表2中前10個(gè)特征值進(jìn)行North檢驗(yàn)，只有前8個(gè)特征值通過了檢驗(yàn)，且前8個(gè)主成分的累計(jì)方差貢獻(xiàn)率達(dá)到了76.48%，說明前8個(gè)模態(tài)能夠反映出青藏高原年平均降水量的主要空間分布特征。同時(shí)在對特征根誤差范圍進(jìn)行檢驗(yàn)時(shí)發(fā)現(xiàn)，第1個(gè)特征向量的貢獻(xiàn)率最大，達(dá)到23.95%，而第2個(gè)特征向量的貢獻(xiàn)率急劇下降，為13.42%，且這兩個(gè)特征向量的特征根誤差無重疊，說明前兩個(gè)特征向量之間存在顯著的差別，具有明確的物理意義，它們能夠揭示青藏高原年平均降水量的兩種典型空間分布型，圖3給出了這兩種典型特征場分布。由于青藏高原地形地貌復(fù)雜多樣，氣象站點(diǎn)的分布極不均勻，本文在使用ArcGIS繪制典型模態(tài)等值線圖時(shí)，其空間插值使用了協(xié)同克里金插值法，該方法與傳統(tǒng)的插值方法(如最小二乘法、三角剖分法、反距離權(quán)重法)相比，其優(yōu)勢在于插值的過程中考慮了描述對象的空間相關(guān)性質(zhì)，使插值后的柵格更加平滑，插值結(jié)果更科學(xué)可靠、更接近于實(shí)際情況。

表2 1978-2018年青藏高原85個(gè)氣象站點(diǎn)年平均降水量EOF結(jié)果

圖3 青藏高原多年平均降水量的兩種典型特征場分布

圖3結(jié)果表明：

(1)第1種典型特征場(圖3(a))呈現(xiàn)出青藏高原年降水量南多北少的特征，反映了高原年降水分布的南北差異。青藏高原多年平均降水量的正值中心位于雅魯藏布江中下游地區(qū)、唐古拉山脈以南以及四川西部的雅礱江上中游地區(qū)，中心模態(tài)值達(dá)0.82。高原的負(fù)值中心位于唐古拉山脈以北、可可西里山脈和巴顏克拉山脈以南，唐古拉山脈為南北差異的分界線。出現(xiàn)這種降水量的分布特征與高原緯度、南印度洋熱帶氣旋和西太平洋副熱帶高壓的位置有關(guān)，對于一般年份而言，唐古拉山脈阻斷了來自印度洋的濕潤水汽，從而導(dǎo)致該山脈北部降水量的削減。由于多重高山對南部海洋暖濕氣流的阻擋，年平均降水量也相應(yīng)地由1 700 mm遞減至50 mm以下，因此第1種典型特征場也反映了高原年降水的干濕差異一致性，相對變率以雅魯藏布江下游、瀾滄江下游以及川西為中心逐漸向四周減小。有研究表明該干濕差異的特征也與青藏高原壓強(qiáng)的強(qiáng)弱以及全球氣候變暖有關(guān)。高壓年份，高原雨季起始時(shí)間平均推遲約10 d；低壓年份，雨季起始時(shí)間平均提前約10 d[22]。在地球大氣溫度升高的影響下，高原春季加熱場增強(qiáng)、夏季強(qiáng)勁穩(wěn)定的季風(fēng)爆發(fā)提前、秋季大氣環(huán)流指數(shù)(Arctic Oscillation)穩(wěn)定少動(dòng)以及冬季不顯著的季風(fēng)變化致使青藏高原春夏兩季的年平均降水量有所增加而秋冬兩季的降水量增減不明顯[23]。

第2種典型特征場(圖3(b))呈現(xiàn)出高原東南地區(qū)降水多，西北地區(qū)降水少的特征，反映了高原年平均降水量的東南-西北差異。年平均降水量的正值中心位于怒江下游、瀾滄江下游和橫斷山脈東南地區(qū)，負(fù)值中心位于喜馬拉雅山脈以北至岡底斯山脈以南區(qū)域、雅魯藏布江上中游、柴達(dá)木盆地以及青海湖南部地區(qū)。這種分布特征主要受高原地形的影響。來源于印度洋的濕潤水汽在自東南向西北輸送的過程中，沿途受多重高山的阻擋而難以抵達(dá)高原西北地區(qū)，另外因高原的高海拔，途經(jīng)我國西部的夏季風(fēng)多數(shù)繞過了青藏高原，使得中國西北部降水量減少致其干旱，導(dǎo)致高原西北部大片荒漠化，從而形成高原降水量出現(xiàn)東南多西北少的差異。

4.3 基于REOF分區(qū)的各區(qū)降水時(shí)空演變特征

將1978-2018年青藏高原年平均降水量EOF分解后的前8個(gè)主成分進(jìn)行REOF旋轉(zhuǎn)(旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交分解)得到8個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率和累計(jì)方差貢獻(xiàn)率，見表3。使用ArcGIS繪制出各模態(tài)載荷向量分布，見圖4。將載荷向量統(tǒng)一分級，調(diào)整各個(gè)分級的載荷向量的閾值至相同后，使用ArcGIS繪制出降水地理分區(qū)示意圖，見圖5。

表3 1978-2018年青藏高原85個(gè)氣象站點(diǎn)年平均降水量REOF結(jié)果 %

圖4 青藏高原年降水量各模態(tài)REOF載荷向量分布

圖5 青藏高原降水地理分區(qū)示意圖

青藏高原年平均降水量經(jīng)旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分解后，每個(gè)模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率過渡得較為平滑，其累計(jì)方差貢獻(xiàn)率為63.44%(表3)。由圖5可知，青藏高原可分為8個(gè)降水地理區(qū)，分別為Ⅰ區(qū)三江源區(qū)、Ⅱ區(qū)喀喇昆侖山脈區(qū)、Ⅲ區(qū)柴達(dá)木盆地區(qū)、Ⅳ區(qū)雅魯藏布江下游區(qū)、Ⅴ區(qū)川西區(qū)、Ⅵ區(qū)高原東南區(qū)、Ⅶ區(qū)羌塘高原區(qū)、Ⅷ區(qū)喜馬拉雅山北麓區(qū)。高原85個(gè)氣象站點(diǎn)也分別納入相應(yīng)的區(qū)號(hào)，各站點(diǎn)降水地理分區(qū)見表4。由于每個(gè)區(qū)所涵蓋的站點(diǎn)較多，本研究則以每個(gè)區(qū)所含站點(diǎn)的平均合計(jì)年降水量代表該區(qū)1978-2018年共41 a的降水量，用來進(jìn)行高原區(qū)域化降水特征研究。

4.3.1 各分區(qū)的Sen’s斜率估計(jì) 將青藏高原8個(gè)時(shí)間序列降水地理分區(qū)1978-2018年共41 a的年平均降水量進(jìn)行Sen’s斜率估算，結(jié)果見表5。

表5中的結(jié)果顯示，1978-2018年間除Ⅳ區(qū)、Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)以外，其余5個(gè)區(qū)的降水量Sen’s斜率值均大于0，說明Ⅳ區(qū)、Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)的降水量在此期間呈減少趨勢，Ⅰ區(qū)、Ⅱ區(qū)、Ⅲ區(qū)、Ⅶ區(qū)和Ⅷ區(qū)的降水量在此期間呈增多趨勢。

Ⅳ區(qū)、Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)相應(yīng)的雅魯藏布江下游區(qū)、川西區(qū)、高原東南區(qū)均為多雨區(qū)，水汽通道暢通的情況下其降水量卻是減少的；而Ⅱ區(qū)、Ⅲ區(qū)、Ⅶ區(qū)所對應(yīng)的喀喇昆侖山脈區(qū)、柴達(dá)木盆地區(qū)、羌塘高原區(qū)均為少雨區(qū)，水汽通道被多重高山阻擋的情況下其降水量卻是增加的，這種現(xiàn)象導(dǎo)致了青藏高原6個(gè)降水異常區(qū)的形成。

為進(jìn)一步確認(rèn)高原8個(gè)分區(qū)的年降水量的增減趨勢和降水異常區(qū)，現(xiàn)使用線性回歸的方法來擬合8個(gè)分區(qū)的降水量變化，其線性擬合結(jié)果如圖6所示。由圖6可見，Ⅳ區(qū)的降水量呈較微弱的增大趨勢，Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)的降水量呈減少趨勢，但趨勢并不顯著，其余5個(gè)區(qū)的降水量均呈增大趨勢。Ⅱ區(qū)降水量的趨勢斜率最大，其降水量增大趨勢最明顯。由此判定青藏高原存在5個(gè)降水異常區(qū)，分別為Ⅱ區(qū)、Ⅲ區(qū)、Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)和Ⅶ區(qū)。

表4 青藏高原85個(gè)氣象站點(diǎn)降水地理分區(qū)

表5 1978-2018年青藏高原各降水地理分區(qū)年平均降水量Sen’s斜率估計(jì)值

Ⅰ區(qū)位于三江源區(qū)，屬高原大陸性氣候且無明顯的四季之分。該區(qū)地勢起伏不大，多為平坦的灘地，僅東南部有高山峽谷地帶。全區(qū)年平均降水量多在600 mm左右，降水總體偏多，為濕潤地區(qū)。由于孟加拉灣一帶的水汽容易北上高原，再加上北極濤動(dòng)和西南暖濕氣流對該區(qū)的影響，造成了該區(qū)降水量的增加，研究期內(nèi)年降水量增幅為8.6%。

Ⅱ區(qū)為喀喇昆侖山脈地區(qū)，該地區(qū)平均海拔超過5 500 m，垂直方向氣候變化比較明顯，多屬高原山地氣候，低海拔谷地全年降水量不足100 mm，高海拔冰雪積累區(qū)全年降水量也在1 000 mm以下，全區(qū)年平均降水量不足200 mm，屬干旱荒漠地區(qū)，研究期內(nèi)其年降水量增幅達(dá)28.3%。受西風(fēng)環(huán)流的影響，該區(qū)冬、春季降水最為豐富，夏季亦有少量降水。在正常年份，印度洋西南季風(fēng)對該山脈的影響較小，但在特殊年份，強(qiáng)大的西南季風(fēng)往往給該地區(qū)帶來暴雨性降水，極易造成洪水和泥石流災(zāi)害。

Ⅲ區(qū)位于柴達(dá)木盆地，屬高原大陸性氣候，年降水量由青海湖東南部的700 mm向西北盆地中心遞減至50 mm，該區(qū)年降水量跨度較大，主要以干旱為特點(diǎn)。柴達(dá)木盆地被祁連山脈、阿爾金山脈、昆侖山脈、可可西里山脈和巴顏喀拉山脈環(huán)抱，形成了封閉的巨大山間盆地，濕潤水汽很難到達(dá)盆地中心，但該區(qū)在研究期內(nèi)氣溫升高[24]的同時(shí)，降水量也在持續(xù)增多，且大部分地區(qū)年降水量增幅均在10%以上。

Ⅳ區(qū)位于雅魯藏布江下游地區(qū)，區(qū)域內(nèi)有較多亞熱帶季風(fēng)氣候明顯的谷地。攜帶著大量溫濕水汽的夏季風(fēng)沿雅魯藏布大峽谷進(jìn)入雅魯藏布江下游谷地地區(qū)，形成較為充足、穩(wěn)定的降水，為這里的主要作物青稞提供了豐富的水資源。

Ⅴ區(qū)在四川西部地區(qū)，位于青藏高原東側(cè)，該區(qū)有明顯的立體式氣候變化，以寒溫帶和高原型季風(fēng)氣候?yàn)橹鳌Ｔ摰貐^(qū)受西太平洋副熱帶高壓北跳和松潘低渦東移的影響[25]，降水也比較豐富，但年降水量呈下降趨勢，研究期內(nèi)減少幅度為1.5%，平均每年減少8.5 mm。

Ⅵ區(qū)位于高原東南部，該地區(qū)年降水量多大于600 mm，屬濕潤地區(qū)。由于西南季風(fēng)能夠影響到高原東部和西部邊緣，受夏季風(fēng)影響，來自印度洋的濕潤水汽向北一路輸送，抵達(dá)高原東南部后形成豐富的降水。該區(qū)雖然降水較多，但整體降水量卻有減少趨勢，研究期內(nèi)該區(qū)后20 a的年均降水量較前20 a減少了3.7%。

Ⅶ區(qū)位于羌塘高原地區(qū)，該區(qū)年平均降水量在350 mm以下，多屬寒冷干燥的寒帶氣候。羌塘高原是青藏高原腹地，海拔高且四周高山重圍，雙重東西走向的山脈阻擋了南來的水汽，致使該區(qū)域降水較少。近年來，全球氣溫逐步升高，再加上羌塘高原常年大風(fēng)，該區(qū)域四周高山上的常年冰雪開始融化，裸露突出的山體表面也開始風(fēng)化，造成山頂高度下降，使南部水汽得以抵達(dá)該區(qū)中心，導(dǎo)致該區(qū)降水開始增多，研究期內(nèi)年降水量平均增加了3.8%。

Ⅷ區(qū)位于喜馬拉雅山北麓，屬高原性嚴(yán)寒氣候半干旱地區(qū)。該區(qū)絕大部分區(qū)域年平均降水量不足450 mm，只有極少區(qū)域年平均降水量能夠達(dá)到550 mm。由于山體對低層空氣流通的阻礙作用，山脈南部和北部的水分狀況會(huì)產(chǎn)生差異，南部攔截了來自印度洋的大量水汽導(dǎo)致北部背風(fēng)坡降水稀少，但該地區(qū)的降水呈增加趨勢，研究期內(nèi)年降水量增幅達(dá)6%，這可能是因?yàn)樵摰貐^(qū)自1961年以來，地表平均氣溫上升明顯，冰川普遍消退，尤其是山脈南部冰川消退的速度最大，而且南、北坡度也有一定程度地減小[26]，使得來自印度洋的暖濕水汽越過喜馬拉雅山脈到達(dá)其北部地區(qū)形成降水，進(jìn)而導(dǎo)致降水增多。

圖6 1978-2018年青藏高原各降水地理分區(qū)年平均降水量線性擬合結(jié)果

4.3.2 各分區(qū)的突變性分析 采用Mann-Kendall突變檢驗(yàn)(顯著水平α=0.05)對1978-2018年青藏高原各降水地理分區(qū)的年平均降水量進(jìn)行分析，其結(jié)果見圖7。

分析圖7可知，Ⅰ～Ⅷ區(qū)的時(shí)間序列年降水量突變年份依次為2012、2016年(Ⅰ區(qū))；1997、2001、2010年(Ⅱ區(qū))；2017年(Ⅲ區(qū))；1985、2004年(Ⅳ區(qū))；無突變點(diǎn)(Ⅴ區(qū))；1983、2002年(Ⅵ區(qū))；1988、1992、1994、2014年(Ⅶ區(qū))；1984、2014、2016年(Ⅷ區(qū))。在8個(gè)分區(qū)中，Ⅴ區(qū)沒有突變年份，Ⅱ區(qū)、Ⅶ區(qū)和Ⅷ區(qū)均存在多個(gè)突變點(diǎn)，因此為進(jìn)一步確定8個(gè)分區(qū)年平均降水量的突變年份，現(xiàn)給定顯著性水平α=0.05，使用滑動(dòng)t檢驗(yàn)對8個(gè)分區(qū)時(shí)間序列降水進(jìn)行分析，其結(jié)果見圖8。

圖8表明，當(dāng)滑動(dòng)步長v=2時(shí)，雅魯藏布江下游區(qū)(Ⅳ區(qū))和川西區(qū)(Ⅴ區(qū))的年平均降水量均顯著通過95%的置信水平，其突變年份分別為1997、2001、2004年和1985、1987、1997年。當(dāng)滑動(dòng)步長v=3時(shí)，三江源區(qū)(Ⅰ區(qū))、喀喇昆侖山脈區(qū)(Ⅱ區(qū))、柴達(dá)木盆地區(qū)(Ⅲ區(qū))、高原東南區(qū)(Ⅵ區(qū))、羌塘高原區(qū)(Ⅶ區(qū))和喜馬拉雅山北麓區(qū)(Ⅷ區(qū))的年平均降水量均顯著通過95%的置信水平，其突變年份依次為1997和2000年、2001和2005年、1985年、1983年、2014年、2005和2008年。結(jié)合M-K突變檢驗(yàn)可知，青藏高原8個(gè)分區(qū)的突變年份大多在21世紀(jì)之后，2021年政府間氣候變化專門委員會(huì)(Intergovernmental Panel on Climate Change，IPCC)第六次評估報(bào)告第一工作組的報(bào)告中指出：進(jìn)入21世紀(jì)之后，以人類活動(dòng)為主導(dǎo)因素的碳排放加劇了全球地表溫度的升高，目前全球增溫已達(dá)1.2 ℃，且氣溫升高仍在持續(xù)，極端天氣氣候事件的風(fēng)險(xiǎn)進(jìn)一步提升，全球的冰川山地整體處于消融退縮的狀態(tài)[27]。所以報(bào)告中所指出的這種氣候變化影響了對氣候敏感的青藏高原，致使其內(nèi)部降水也變得相對不穩(wěn)定。

圖7 1978-2018年青藏高原各降水地理分區(qū)年平均降水量Mann-Kendall突變檢驗(yàn)結(jié)果

4.3.3 各分區(qū)的周期分析 采用Morlet小波分析來探究青藏高原8個(gè)分區(qū)的時(shí)間序列年平均降水量的周期特征，結(jié)果見圖9。由圖9可知，三江源區(qū)(Ⅰ區(qū))的年平均降水量在1997-2002年有1個(gè)5～8 a的振蕩周期，表明其間降水時(shí)間序列變化的強(qiáng)度為非隨機(jī)且能量最大。降水量在5 a尺度上有明顯的峰值，且通過了顯著性檢驗(yàn)，說明該區(qū)年降水在5 a左右的周期震蕩最強(qiáng)。

圖8 1978-2018年青藏高原各降水地理分區(qū)年平均降水量滑動(dòng)t檢驗(yàn)結(jié)果

喀喇昆侖山脈區(qū)(Ⅱ區(qū))的年平均降水量在1995-1999和2008-2011年間有1個(gè)1～3 a的短周期，在2002-2012年間有1個(gè)10～15 a的長周期，且該長周期的能量最大。降水量在3、7、24 a尺度上有明顯的峰值，但該區(qū)降水只有在3 a時(shí)間尺度上通過了顯著性檢驗(yàn)，說明該區(qū)年降水在3或7 a左右的震蕩周期最強(qiáng)。

柴達(dá)木盆地區(qū)(Ⅲ區(qū))的年平均降水量在1978-2018年長時(shí)間序列上并沒有明顯的周期性，說明該地區(qū)在研究期內(nèi)降水受氣候影響比較顯著，隨機(jī)性較大，也對應(yīng)了上述的降水異常區(qū)。

雅魯藏布江下游區(qū)(Ⅳ區(qū))的年平均降水量在1992-1998年間有1個(gè)1～2 a的短周期，在1984-2008年間有1個(gè)24～56 a的長周期，降水在2和15 a時(shí)間尺度上有明顯的峰值，但15 a的時(shí)間尺度沒有通過顯著性檢驗(yàn)，說明該區(qū)年降水在2 a左右的震蕩周期最強(qiáng)，降水量以在1992-1998年的短周期為主導(dǎo)。

川西區(qū)(Ⅴ區(qū))的年平均降水量在1978-2018年長時(shí)間序列上并沒有周期性，對應(yīng)了前文的降水異常區(qū)，但在2、5、12和24 a時(shí)間尺度上有明顯的峰值，且2 a和5 a時(shí)間尺度通過了顯著性檢驗(yàn)，這一現(xiàn)象仍有待探究。

高原東南區(qū)(Ⅵ區(qū))的年平均降水量在1982-1990年間有1個(gè)3～6 a的震蕩周期，在2006-2010年間有1個(gè)1～3 a的震蕩周期，說明這兩個(gè)時(shí)段內(nèi)的降水變化強(qiáng)度并不是隨機(jī)的。降水在4 a時(shí)間尺度上有1個(gè)不明顯的峰值，但其通過了顯著性檢驗(yàn)。

羌塘高原區(qū)(Ⅶ區(qū))的年平均降水量在1988-1992年間有1個(gè)1～3 a的震蕩周期，降水在2 a和16 a有明顯的峰值，但是僅在2 a時(shí)檢驗(yàn)最顯著，即該區(qū)的年降水最強(qiáng)的震蕩周期為2 a。

喜馬拉雅山北麓區(qū)(Ⅷ區(qū))的年平均降水量在1990-2005年間有1個(gè)6～7 a的震蕩周期，降水在6 a時(shí)間尺度上有1個(gè)明顯的峰值且通過了顯著性檢驗(yàn)，說明該區(qū)年降水在6 a左右的震蕩周期最強(qiáng)。

圖9 1978-2018年青藏高原8個(gè)分區(qū)年平均降水量小波分析結(jié)果

5 討 論

本研究的結(jié)果中，青藏高原整體年平均降水量的南北差異和東南-西北差異兩種分布型與黃一民[28]2007年的研究結(jié)果存在差異，經(jīng)過10年的變化，青藏高原整體年降水分布的全區(qū)一致型消失，這可能是由于全球氣溫升高及人類活動(dòng)影響了此10年間的降水分布，需要另外分析氣溫升高、人類活動(dòng)與降水變化的相關(guān)性來加以驗(yàn)證。

本研究在使用旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)進(jìn)行區(qū)劃研究青藏高原的降水過程中，還發(fā)現(xiàn)青藏高原內(nèi)部不同區(qū)域的降水出現(xiàn)了一些特殊現(xiàn)象：部分多雨區(qū)(如川西區(qū)、高原東南區(qū))的降水量開始減少，少雨區(qū)(如喀喇昆侖山脈地區(qū)、柴達(dá)木盆地區(qū)、羌塘高原地區(qū))的降水量開始增加。這一現(xiàn)象與陳發(fā)虎等[29]在全球變暖對青藏高原的環(huán)境影響研究中的結(jié)果相呼應(yīng)，青藏高原南、北部的降水變化方式存在顯著差異，北部降水增加明顯而南部相反，高原目前正在逐漸變濕變暖。陳煒等[30]在使用CMIP6中的中等偏低情景SSP2-4.5下的未來模擬降水分析中指出，遠(yuǎn)期(2051-2100年)青藏高原北部將出現(xiàn)降水增加的大值區(qū)，西部降水在不同碳排放情景下也會(huì)發(fā)生不同的變化。因此這一特殊現(xiàn)象也可能與人類碳排放濃度有關(guān)，但受限于模擬降水?dāng)?shù)據(jù)的不確定性以及西部氣象站點(diǎn)的稀疏，這一現(xiàn)象仍需要時(shí)間和大量實(shí)測數(shù)據(jù)去加以佐證。近年來，青藏高原的冰山積雪整體處于退縮狀態(tài)已是不爭的事實(shí)[31-32]，這亦有可能是由于青藏高原高山峰頂上積雪的消融對各路水汽的阻礙削弱[32]，使得攜帶濕潤水汽的氣流能夠順利抵達(dá)高原中北部或北部地區(qū)形成降水，從而導(dǎo)致常年少雨區(qū)的降水有所增加。

據(jù)調(diào)查和研究表明，青藏高原的生態(tài)環(huán)境正在逐步好轉(zhuǎn)[33-34]，而上述青藏高原區(qū)域降水量變化的特殊現(xiàn)象可能會(huì)影響區(qū)域的植被生態(tài)環(huán)境、農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和旱澇災(zāi)害，目前還不清楚這種現(xiàn)象是利還是弊，仍需要時(shí)間去驗(yàn)證這種降水現(xiàn)象對區(qū)域的相關(guān)影響。因此需進(jìn)一步加強(qiáng)青藏高原生態(tài)環(huán)境的監(jiān)測，做好區(qū)域生態(tài)環(huán)境保護(hù)和災(zāi)害預(yù)警工作，關(guān)注氣候變化對青藏高原的影響，本著在2030年前實(shí)現(xiàn)碳達(dá)峰、2060年前實(shí)現(xiàn)碳中和的理念進(jìn)一步推進(jìn)綠色低碳發(fā)展。

由于青藏高原西部無人區(qū)站點(diǎn)稀少，在本研究中用協(xié)同克里金插值得出的降水載荷向量結(jié)果可能也會(huì)影響上述特殊現(xiàn)象的可靠性，未來可以針對高原西部地區(qū)的多種遙感降水?dāng)?shù)據(jù)通過合理的降尺度方法進(jìn)行誤差比較以及偏差訂正。

6 結(jié) 論

本文采用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(EOF)、旋轉(zhuǎn)經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(REOF)分析了青藏高原1978-2018年的降水分布型以及降水場分區(qū)，使用部分統(tǒng)計(jì)方法重點(diǎn)分析了各分區(qū)1978-2018年的降水時(shí)空演變特征，得到如下主要結(jié)論：

(1)青藏高原1978-2018年降水場可分為7個(gè)多雨區(qū)和6個(gè)少雨區(qū)，其年平均降水量主要存在兩種空間分布型，分別為南北差異型和東南-西北差異型，且高原降水有著明顯的干濕差異特征，其相對變率以雅魯藏布江下游、瀾滄江下游以及川西為中心逐漸向四周減小。

(2)采用REOF得到的青藏高原8個(gè)降水分區(qū)中，Ⅳ區(qū)的降水量變化平緩，Ⅴ區(qū)、Ⅵ區(qū)的降水量呈減少趨勢，減幅分別為1.5%、3.7%，Ⅰ區(qū)、Ⅱ區(qū)、Ⅲ區(qū)、Ⅶ區(qū)和Ⅷ區(qū)的降水量呈增加趨勢，增幅分別為 8.6%、28.3%、10.0%、3.8%、6.0%。青藏高原存在喀喇昆侖山脈地區(qū)、柴達(dá)木盆地區(qū)、四川西部地區(qū)、高原東南部區(qū)和羌塘高原區(qū)5個(gè)降水異常區(qū)。

(3)青藏高原的8個(gè)降水分區(qū)中，每個(gè)區(qū)的時(shí)間序列降水量均有多個(gè)突變年份，各分區(qū)的降水分別有著不同程度的年代際變化。除Ⅲ區(qū)(柴達(dá)木盆地區(qū))和Ⅴ區(qū)(川西區(qū))在1978-2018年間無周期特征且Ⅲ區(qū)也無時(shí)間尺度外，其余分區(qū)均有不同時(shí)間尺度的周期特征。

(4)青藏高原內(nèi)部多重高山對攜帶濕潤水汽的氣流的阻礙可能有所削弱，高山上的積雪和部分高海拔地區(qū)的冰川受全球變暖的影響可能仍然在逐漸消融，有必要進(jìn)一步加強(qiáng)對青藏高原生態(tài)環(huán)境的監(jiān)測以及生態(tài)安全屏障的優(yōu)化。