高原积雪的年代际变化

刘可 郑晓泽

云南省西双版纳傣族自治州气象局 云南 西双版纳 666100

摘要：利用1972-2009年全球冬季逐年2°×2°雪深再分析资料和1961-2007年全球逐月2.5°×2.5°热源再分析资料，用EOF分析和SVD分析，对青藏高原积雪深度、青藏高原大气热源的的长期变化及其之间的关系进行分析。结果发现，青藏高原冬季雪深存在显著的年代际变化（青藏高原东部积雪年代际变化最为明显），且冬季高原南部雪深呈增加趋势，北部为减少。青藏高原大气春季热源在1972-2009年，表现为减弱的趋势，且在90年代后表现的尤为突出。用SVD方法对高原积雪和高原大气热源关系的分析表明，二者存在显著的反相关关系，即冬季积雪加深的地区，高原大气春季热源偏弱，反之偏强。

关键词：高原积雪，高原热源，年代际变化，SVD

1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。

自从19 世纪末Blanford^[1]提出喜马拉雅山的冬春积雪和随后印度的夏季风降水存在反相关以来, 人们虽然关注雪盖对气候的影响, 但积雪和大气之间的相互作用是在拥有了卫星测雪的资料以后才开始倍受重视, 科学家们利用不同手段从不同方面论证积雪变化对气候确实存在重大影响, 并由此引发对雪盖变化过程如包含雪盖内部物质、能量的平衡等的雪盖模式的研究。青藏高原西起70°E,东至105°E,南起25°N,北至40°N ,占我国陆地面积的l/4, 是欧亚大陆重要的积雪地区, 青藏高原的积雪变异对短期气候影响深刻是由于积雪的热力影响可直达对流层中部。陈烈庭等^[2]利用高原东部9站积雪日数的年际变化最早分析了青藏高原积雪冬春异常对东亚夏季风及其中国降水的影响, 此后,郭其蕴等^[3]、徐国昌等^[4]、韦志刚等^[5]都进行过类似的分析,由于对高原积雪资料的不同应用,导致研究结果不完全一致。所以有必要对高原积雪的分布特征作进一步的分析研究。

本文先通过EOF分析手段分析青藏高原冬季积雪和春季热源的变化特征，再利用SVD分析两者之间可能存在的关系。

2资料和方法

本文采用1972-2009年全球冬季逐年2°×2°雪深再分析资料和1961-2007年全球逐月2.5°×2.5°热源再分析资料。本文主要采用EOF分析和SVD分析方法。

3青藏高原积雪的变化

青藏高原积雪的年代际变化是需要重点关注的问题, 青藏高原积雪的时间变化可以很好的反映其下垫面热力状况的改变, 也能反映出全球气候的变化特征, 更重要的是其自身的变化对区域和全球的反馈作用。

青藏高原38年逐年冬季平均积雪深度距平分布特征显示：青藏高原积雪的年际变化存在着反复的震荡特征，多雪年主要为：1972 年、1978年、1983年、 1989年、1995年、1997年、1998年、1999年、2008年；少雪年主要为1974年、 1976年、1980年、1984年、1992年、1996年、2001年、 2007年。在这38年里青藏高原积雪深度的总体变化趋势的是增多。韦志刚等^[6]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。高原多雪年冬春为1983、1978、1982、1998、1993、 1962、1968、1989、 1995、1990；少雪年冬春为1965、1999、1984、1969、1985、1971、1976、1967、1960、1991。

表1列出了前5个特征向量的方差，累计方差和方差贡献率。由表1可知，前两个特征向量占总方差的50.2%，其中第一特征向量占27.9%,较其它特征向量所占的比重大。

表1 5个特征向量占总方差的百分比

青藏高原冬季积雪深度第一特征向量场表明：第一特征向量场青藏高原北部地区为负号，南部为正号。图1为青藏高原冬季积雪深度第一特征向量的时间系数序列,1979-1994大部分年份为负值，1994-2009年大部分为正值。1983年、1989年和1994-2009年时间段中的大部分年份喜马拉雅山西部、念青唐古拉山脉、唐古拉山、他念他翁山、横断山脉等地区的积雪偏多。藏北高原、青南高原以及柴达木盆地积雪偏少。这证明了这38年以来青藏高原积雪南部增多，北部减少。从图3青藏高原冬季积雪深度第一向量时间系数序列中可看出，1990-1994年的时间系数比80年代的时间系数小，1995年-2000 年这一时间段喜马拉雅山西部、念青唐古拉山脉、唐古拉山、他念他翁山、横断山脉等地区第一特征向量场为正且第一时间系数序列也为正，1994-2000年的时间系数比2000-2009 时间系数大，这说明相对于80年代1990-1994年积雪深度减少，1994-2000年积雪深度增加，相对于1995-2000年这一时间段2000-2009年积雪深度又出现减少趋势。从青藏高原第一特征向量场中还可看出青藏高原东部与西部多雪区的年际波动相位往往是相反的。柯长青、李培基^[7]指出青藏高原积雪空间分布以四周地区多雪, 尤其是西侧( 帕米尔克什米尔地区)多雪, 和东侧(唐古拉山东部和念青唐古拉山地区) 多雪, 与广大腹地( 藏北高原、藏南谷地以及柴达木盆地)少雪为特征; 青藏高原东部、唐古拉山以北至巴颜喀拉山地区, 是青藏高原积雪深度年际变化的最显著地区, 并且主导着整个青藏高原积雪的年际波动, 它与西部多雪区的年际波动相位往往是相反的。

图1 青藏高原冬季积雪深度第一向量时间系数序列

4 高原大气热源的变化

由青藏高原春季（4、5月）大气热源距平演变显示：春季取4-5月平均主要是因为在气候意义下，高原全区4月后，大气热状况全部由冷源转为热源。 可以清楚的看出20世纪70年代到20世纪90年代初期，青藏高原大气热源呈现出明显的上升趋势，90年代初期后表现为下降趋势。由图2青藏高原春季（4、5月）大气热源第一特征向量场可以看出，青藏高原地区均为负值，且青藏高原东部为负值区较大。图3为青藏高原春季大气热源第一向量时间系数序列，结合图2大气热源第一特征向量场看出青藏高原大气热源呈减弱趋势，特别是90年代后表现的最为明显。

图2 青藏高原春季（4、5月）大气热源第一特征向量场

图3 青藏高原春季（4、5月）大气热源第一向量时间系数序数

5 高原积雪对高原大气热源的影响

积雪最重要的特征是: 它的存在从根本上改变了下垫面的辐射状况。雪对短波辐射具有很大的反射本领, 如新雪可反射70%一90%的太阳能,这个数值几乎为裸的4一10 倍以上。由于雪对于长波辐射则近于黑体,雪被覆盖的近地面温度比无雪被时冷得多。在其它条件相同的情况下,有雪被比没有雪被气温低6℃,它可使辐射平衡得出完全相反的数值。由于积雪面积的变化所产生的地表反射率的变化对于大气辐射能收支的影响是很巨大的, 据估计秋季在50ON可达108卡/ 厘米²·日,春季可达180卡/厘米²·日。春天融雪的大气附加的热量损失为40卡/厘米²·日, 其结果必然对高原的热状况有重大影响同时,雪层的导热率极低, 如雪的密度为0.2时,其导热与导湿要比沙、土各慢10倍和3倍。这样就有利于冬季在土壤中贮存更多的热量以供在夏季释放,如再加上积雪融化后蒸发的水份,也必对夏季高原的水热状况有所影响。

积雪作为一种重要的陆面强迫因子，对大气具有冷却作用。其机制为：初期雪盖对太阳短波辐射的反射增加，使得地表吸收的太阳辐射能量减少；积雪融化时，融雪要吸收融化热；积雪融化后，融水导致的湿土壤和大气发生长时间相互作用，地表向大气输送潜热，这也使地表面冷却。其结果是导致地表向大气热输送减少。

对雪深场合热源场做了SVD分析，两场第一模态方差贡献大，并且第一模态代表了两场相关的基本特征。左场雪深场，青藏高原东部有个正的高值区，喜马拉雅山附近为负的低值区；与之相对应，右场热源场，青藏高原东部有负的低值区，喜马拉雅山附近为正的高值区。图11和图12分别给出了左场和右场的第一模态的时间系数，它们的相关系数达87%。可见，积雪场和热源场密切相关，高原积雪对高原及附近地区大气热源有重要影响，高原积雪的增加会导致热源的减少，在一定程度上，高原积雪加深（减少）的地区，高原大气热源偏弱（强）。

6结论

（1）青藏高原冬季雪深存在显著的年代际变化（青藏高原东部积雪年代际变化最为明显），且冬季高原南部雪深呈增加趋势，北部为减少。

（2）青藏高原大气春季热源在1972-2009年，表现为减弱的趋势，且在90年代后表现的尤为突出。

（3）青藏高原冬季雪深和青藏高原春季大气热源存在显著的反相关关系，即青藏高原冬季积雪加深的地区，高原大气春季热源偏弱，反之偏强。

参考文献

[1]Blanford,H.F.On the connection of the Himalayan snowfall with dry winds and seasons of drought in India,Proc.Roy.Soc.London,1884,37,3-22.

[2]陈烈庭、阎志新, 青藏高原冬春积雪对大气环流和我国南方汛期降水的影响, 中长期水文气象预报文集(l),北京: 水利电力出版社, 1978,185-194.

[3]郭其蕴、王继琴,青藏高原冬春积雪及其对东亚季风的影响.高原气象, 1986,5(2),116-124.

[4]徐国昌、李珊、洪波, 青藏高原雪盖异常对我国环流和降水的影响, 应用气象学报,1994 ,5 (l),62 -67

[5]韦志刚、罗四维、董文杰等, 青藏高原积雪资料分析及其与我国夏季降水的关系, 应用气象学报, 1998,9(增刊),39-46.

[6]韦志刚、黄荣辉、陈文、董文杰，青藏高原地面站积雪的空间分布和年代际变化特征，大气科学，2002,26（4）,496-508.

[7] 柯长青, 李培基. 用EOF 方法研究青藏高原积雪深度分布与变化。冰川冻土。1998.20（1）:64-67.

第一作者简介：刘可（1990—）男，江苏泰兴人，学士，助理工程师，主要从事天气预报和人工影响天气工作。