第36卷第2期2008年4月气　象　科　技

METEOROLOGICALSCIENCEANDTECHNOLOGYVol.36,No.2

Apr.2008

青藏高原年代际气候变化研究进展邹燕1,2　赵平1(1中国气象科学研究院,北京100081;2福建省气象局气候中心,福洲350001)摘要　青藏高原是全球气候系统的重要组成部分。从降水、气温、积雪及能量源汇方面,系统地阐述了众多学者关于青藏高原年代际气候变化的研究进展。研究显示,近百年来高原的气温变化可分为4个阶段,即20世纪20年代之前偏冷,20～50年代偏暖,60～70年代气温下降以及80年代至今的持续偏暖;80年代前后全球性的暖跃变在高原气候变化上同样存在,而且更超前于北半球。全球变暖的环境下,高原降水趋于增加,高原积雪呈偏多状态。高原气候的变化还存在着明显的地域性和季节性差异。文中还综述了青藏高原的热源和地形作用对亚洲季风爆发、季风区降水等区域和全球气候变化影响的研究成果,并简要提出了研究中存在的问题和今后的科研方向。关键词　青藏高原　年代际气候变化　大气热源　亚洲季风

中国气象局气候研究开放实验室开放课题(LC2004C211)、中国气象局气候变化专项(CCSF200722)共同资助作者简介:邹燕,女,1970年生,硕士,高级工程师,主要从事东亚季风研究,Email:zy163zouyan@163.com

收稿日期:2006年12月26日;定稿日期:2007年5月30日

引言青藏高原范围广大,地势高耸,平均海拔高度在4000m以上,发育着丰富的积雪、冰川、冻土、森林、草原、荒漠、湖泊等多种自然景观。由于“冰冻圈”(包括季节雪盖、高山冰川以及冻土)为气候系统中

较为活跃的重要成员,对全球气候变化的响应十分敏感,因此,青藏高原在全球气候系统中一直占据着重要地位。人们也常常将青藏高原与南极、北极并称为地球“三极”。研究青藏高原不同时间尺度的气候特征,及其对全球气候变化特别是20世纪全球变暖的大环境的响应,具有重要的现实意义和理论价值,长期受到国内外科学界的高度关注。早在20世纪50年代,叶笃正等[1]和Flohn

[2]

分析了青藏高原上空的热力结构及其对大气环流的影响,指出青藏高原上空大气在夏季是热源。高由禧[3]指出,青藏高原夏季感热和潜热加热为亚洲和太平洋地区最大的。之后,陈隆勋等[4]、Yanai

等[5]、丁一汇等[6]先后计算了青藏高原的热状况,并且讨论了它们的变化特征。这些研究使我们初步认识了青藏高原的热状况的基本特征,极大地推动了青藏高原气候学研究的进展。本文旨在对青藏高原年代际气候变化特征及其在全球和区域气候变化中重要性等方面的研究成果做一个系统回顾。1　青藏高原年代际气候变化的研究进展1.1　气温众多学者基于不同年限高原地面温度资料的分析显示,青藏高原近百年的气温变化呈明显的年代际特征,全球性的80年代暖突变在高原同样存在。一些学者还进一步分析计算了高原的增温速率和突变时段。王绍武等[7]利用冰芯代用资料得到1880～2000年我国西部4个区(西北、新疆、青藏、西南)的气温序列,得出近百年来我国西部地区的气温变化趋势与东部地区较一致,表现为19世纪末到20世纪20年代之前气温偏低,20世纪20～50年代持续偏暖,而且这一时期的气候变暖在西部更为明显。50年代起西部气温明显下降,80年代开始持续上升。青藏地区20年代最暖,30年代次之,40年代与30年代相差不大。之后,青藏地区气温逐渐下降,到80年代又再次回升,20世纪末达到近百年最暖,其中1998年成为有观测记录以来120年中最暖的一年。刘晓东[8]根据近40年高原温度与北半球温度的相关,将高原的平均温度曲线延长到20世纪初,将20世纪高原气温也划分为2个冷段和2个暖段,并进一步确定了3次突变年,即1918年和1971年的“暖突变年”以及1952年的“冷突变年”。韦志刚等[9]用青藏高原72个地面气象站1962～1999年资料得出近38年青藏高原的变暖趋势以及1980年左右全球性的暖突变在青藏高原也明显存在的结论。Liu和Chen[10]利用地面气象观测资料计算出1955～1996年高原平均增温速率为每10年0.16℃,超过同期北半球平均的表面气温增加幅度。高原的不同温度物理量升势虽相近,但升温速率不同,而且由于最低气温上升速率明显高于最高气温,造成高原气温日较差显著减小[11]。高原的气温变化存在季节性和区域性差异。Liu和Chen[10]的计算显示,四季中以冬季增温最为明显,增温率达到每10年0.32℃,而春季增温率最小,仅为每10年0.006℃。此外,韦志刚等[9]的研究也显示大多数台站冬春季升温率大于汛期;20世纪80年代高原的明显升温以冬春季更强烈,汛期则表现为青海区强烈升温而西藏区呈微弱降温趋势。测站海拔高度不同,其增暖趋势也有差异,增暖幅度随测站高度升高而增大,但不呈线性增加[11,12]。有学者指出,从60年代起,青藏高原东侧和东南侧在3000m以下存在一个变冷带,85°～95°E间自南到北存在一个强变暖带,且变冷带和变暖带十分不连续,存在着正负交替的变化[12]。汤懋苍等[13]指出气温变化与平均情况不一致的主要出现在两种类型的地区:一类是在地形背风河谷的中游一段,其最冷时段出现在70～80年代,而不是60年代;另一类地区是高大山系(喜马拉雅山、昆仑山等)的北坡,其特点是1970年前后温度有一陡升。突变分析还显示,不同的温度物理量以及同一物理量在不同季节的特征量,其突变时段和地点各异,比如平均气温突变开始于柴达木盆地(1973年),最高、最低气温及气温日较差突变分别开始于高原东部、柴达木盆地和高原南部等地[11]。高原的气温演变也佐证了高原是全球气候变化启动区的论点。Liu和Chen[10]得出50年代中期以来青藏高原气温的显著增暖早于全球和北半球。刘晓东[8]的研究也表明高原温度变化的位相明显超前于北半球,在百年尺度上冷暖期比我国东部至少要早10年以上。青藏高原各区的气温突变多发生在20世纪80年代,大部分地区早于北半球1988年的气温突变[11]。1.2　降水基于不同时段的资料分析显示,高原近30～50

年降水逐渐增加的总体趋势,同时高原降水气候分布也表现出了明显的地域性和季节性差异。对近百年我国西部降水的分析表明,20世纪前50年,中国西部与中国东部的降水量变化趋势相似,呈波动式,以10～20年的年代际变化为主;而自1950以后,东部大部分地区降水量有减少的趋势,而西部却呈现出增加的趋势[14]。吴绍洪等[15]利用1971～2000年青藏高原77个气象台站的地面气象资料,也得出了青藏高原近30年降水趋于增加、最大可能蒸散趋于降低以及大多数地区干湿状况有向湿发展的趋势,并指出气候因子与地表干湿状况间并不是线性关系,存在很大的不确定性。姚莉[16]分析了青藏高原记录较完整的15站1969～1998年的降水资料,发现近30年青藏高原降水前少后多以及年降水量有逐步增加的趋势。汤懋苍等[13]根据其所定义的气候阶段划分标准,将近40多年高原各站的雨量变化划分为3个阶段。基于1961～1995年青藏高原地面观测站资料的分析也显示年降水呈60年代下降、70年代到80年代增加,以及80年代之后又下降的3段式分布特征[17]。高原降水的年代际分布特征还表现在高原降水具有8～11年和准19年的周期振荡,这些周期振荡在高原气候演变的不同阶段的显著性有差异[9]。一些学者对比分析了高原不同区域或不同季节的降水演变特征,结果显示了高原降水气候特征的区域性和季节性差异。对1961～1995年青藏高原地面观测资料的分析显示,60年代和70年代高原夏季平均降水量呈明显减少趋势,而年平均降水量并没有这种特征。显然,这一时段夏季降水的显著减少被其它季节的降水量增加所补偿了[17]。韦志刚等[9]的研究表明,近38年来青海区冬春降水和西藏区存在相同的位相变化,即20世纪60年代基本偏多,70年代和80年代初偏少,80年代中到90年代偏多;而汛期降水青海区与西藏区呈反相关系。汤懋苍等[13]按干湿段分布顺序的不同将高原各地分为基本相反的两大类:一类以拉萨为代表,1967～1989年为干段,其前后为湿段,因其与季风的强弱变化基本同相,可称为“季风多雨区”;另一类以狮泉河为代表,1969～1986年为湿段,其前后为干段,

961第2期 邹燕等:青藏高原年代际气候变化研究进展这与高原季风的变化基本反相,可称为“季风少雨区”。综合气温和降水[12],高原自西向东北以及3000m以下东南地区存在一个降水减少带,而高原中心地区3000m以上西部为变暖而降水减少,北部及南部为变暖而降水增加,3000m以下东南地区为变冷而降水减少。1.3　积雪积雪是冰冻圈中最为活跃的组成部分,它对大气和海洋的变化反应极为迅速和灵敏。随着80年代以来全球迅速增温,北半球积雪面积十分显著地减少,达到NOAA卫星观测以来的最低值;而高原积雪对全球变暖的响应则表现为增长趋势,年振幅从60年代到80年代明显加大[18,19]。青藏高原积雪年际变化特征明显,高原东部(90°～100°E)是欧亚大陆积雪年际变化最显著的地区之一,且以隆冬季节(12至次年2月)为集中表现。柯长青[18]计算得出高原积雪存在3年左右的准周期。韦志刚和黄荣辉[19]指出,从阶段上看20世纪60年代初高原积雪稍偏多,60年代中到70年代中是积雪偏少时期,70年代末到90年代是积雪偏多期;在趋势演变上,60年代中到80年代末积雪明显增加,90年代积雪又表现减少的趋势。高原冬春积雪在70年代末发生了由少到多的突变[20,21]。Zhang等[22]利用1962～1993年青藏高原东部地区地面观测的雪深资料,发现20世纪70年代以后,春季雪深呈现出明显的上升趋势,伴随着降水的增加和温度的下降;并指出雪深的增加主要是由于春季大气环流的异常变化,特别是印缅槽和副热带西风急流的加强,使高原地区春季降雪量明显增加造成的。高荣等[23]利用1981～1999年青海和西藏72个气象台站的常规观测资料,发现高原冬春积雪日数在20世纪80年代增加,90年代则减少。同样,不同季节以及高原的不同区域,其降水气候特征不同,比如高原东部和西部两个多雪区的年际变化位相相反[18]。1.4　大气热量源汇赵平和陈隆勋[24～26]计算和分析了1961～1995年35年的青藏高原大气热量状况,指出青藏高原大气热源最强在6月(为78W/m2),冷源最强在12月份(为-72W/m2);由于地面感热的明显增加,大气热源中心3月出现在喜马拉雅山北坡,而东部大气变为热源的时间以及热源最强出现的时间均比西南部晚1个月。利用1961～1995年的青藏高原大气热状况资料,分析了高原大气热量源汇的气候变化特征,冬季青藏高原大气热量源汇在60年代和70年代初呈现出明显的下降趋势,而1978～1983年明显上升;夏季的高原大气热量源汇,1961～1977