气候变化与人类的生产生活息息相关, 随着全球经济快速发展以及人类对可持续发展的逐渐重视, 与气候变化有关的全球环境问题日益受到各界的关注(IPCC, 2013; 丁一汇等, 2007; 秦大河等, 2007; Patz et al, 2005; 王绍武等, 1995)。IPCC第五次报告指出近100年来, 全球气温已上升0.89 ℃左右(IPCC, 2013)。丁一汇等(2007)和秦大河等(2007)研究也表明中国近100年来气温上升的幅度高于同期全球气温上升幅度。在上述背景下, 我国青藏高寒区和西北干旱区的气候也发生了显著变化, 由于地理位置及气候等因素的特殊性, 其变化具有鲜明的特点。青藏高寒区因其高大的地形以及特殊的地理位置, 一直被认为是全球以及中国气候变化的启动区和放大器(冯松等, 1998; 潘保田等, 1996)。李存强等(1986), 汤懋苍等(1988), 蔡英等(2003)和马晓波等(2003)研究表明其气温变暖的起始时间明显早于我国其他地区, 的确显示了“启动区”的作用。然而, 在分析青藏高寒区气温突变的相关问题时发现青藏高寒区气温突变的时间相比其他地区要迟几年(汤懋苍等, 1998; 丁一汇等, 2008; 吕少宁等, 2010)。此外, 姚檀栋等(2006, 2000), 德吉等(2013), 杜军(2001), 郑然等(2015), 吴绍洪等(2005), You et al(2016), Wang et al(2011)证明青藏高寒区自气候变暖以来的气温变化幅度远远高于全国以及其他地区。

西北干旱区因为干旱的气候背景以及脆弱的生态系统一直以来也是气候变化的敏感区域, 许多学者针对该地区的气候做了大量研究工作, 发现近几十年内西北干旱区的气候变化十分显著(Solomon et al, 2007; 王劲松等, 2008; Huang et al, 2012, 2016; 陈少勇等, 2009a, 2009b; 黄蕊等, 2013; 张雪芹等, 2010; Li et al, 2013; 陶建红等, 2007; 郭志梅等, 2005)。有研究发现近30年来全球增温幅度最大的地区是北半球中高纬度的干旱半干旱区(Solomon et al, 2007; 王劲松等, 2008), Huang et al(2012, 2016, 2017)也发现干旱区气候变暖的幅度是湿润区以及全球的1.5~2倍。一些学者(陈少勇等, 2009a, 2009b; 黄蕊等, 2013; 王劲松等, 2008; 张雪芹等, 2010; Li et al, 2013)在分析西北干旱区近几十年的气温变化特征时也利用多种方法估算了该区域的气温变化率, 发现其变化幅度高于同期全国以及我国东部地区。

前人的工作已经证明了我国青藏高寒区和西北干旱区气温变化的剧烈性以及重要性, 但由于不同研究中所选研究时段、研究区的划分以及气象站点的选择等的不同, 最终对于青藏高寒区和西北干旱区气温变化率的估算会出现多种结果(马晓波等, 2003; 杜军, 2001; 郑然等, 2015; 黄蕊等, 2013; 王劲松等, 2008; 张雪芹等, 2010), 导致这两个区域气温变化幅度的可比性不是很好, 那么到底哪个地区的气温变化更显著、更剧烈呢？本文将基于1960—2015年青藏高寒区与西北干旱区的逐月平均气温数据, 采用多种方法对比分析这两个气候变化敏感区的气温变化特征, 进而得出到底哪个地区的气候变化更强烈, 以加深对我国区域气候变化特点的认识。

青藏高寒区与西北干旱区的划分以中国综合自然地理区划(赵松乔, 1983)为准, 青藏高寒区包括西藏、青海、新疆南部、甘肃西南部、四川西部和云南北部, 西北干旱区包括新疆、甘肃大部分地区和内蒙古西部。文中所涉地图底图来源于国家基础地理信息中心全国地理信息资源目录服务系统(http://www.webmap.cn/), 根据审图号为GS(2016)2556的标准地图制作, 底图无修改。为确保研究结果的准确性, 本文参考气象台站迁移历史(剔除了搬迁次数超过5次以及水平迁移距离超过100 km的站点), 以较长时间序列为原则, 选取了青藏高寒区66个气象站和西北干旱区64个气象站的1960—2015年的逐月平均气温数据进行分析。该数据由中国气象局气象数据中心提供(http://data.cma.cn/site/index.html), 经过了严格的质量控制。数据处理方法为年平均气温为当年各月气温的平均值, 当月平均气温数据少于10个月时此年平均气温数据按缺测处理。四季划分为3—5月为春季, 6—8月为夏季, 9—11月为秋季, 12月至次年2月为冬季。

所用的主要分析方法是线性趋势法(魏凤英, 2007)。该方法是根据气温数据与时间的对应关系, 建立气温数据与时间的线性函数, 利用最小二乘法得出气温序列和时间序列的线性回归系数, 即气温数据的线性变化率。滑动平均是(魏凤英, 2007)一种趋势拟合的方法, 可以使数据中相差较大的值被平滑, 显示出更明显的变化趋势, 本文以5年作为滑动长度, 求得整个研究时段的滑动时间序列。同时还利用Sen斜率法(Pranab, 1968)来佐证线性趋势法得出的值。气候突变是气候变化中一个常见的现象, 采用Mann-Kendall法和滑动t检验(魏凤英, 2007; 符淙斌等, 1998)来分析研究区的气候突变现象。Mann-Kendall法中UB统计量与UF统计量在临界线之间的交点所对应的时刻就是气温突变的时间, 文中滑动t检验选择了7, 9和11年三个不同子序列长度来检验气温序列的突变。

从表 1中可以看出, 在1960—2015年青藏高寒区平均气温明显呈上升趋势, 56年间气温升高了1.62 ℃, 气温变化率为0.29 ℃·(10a)^-1。四季中气温变化最显著的是冬季, 气温变化率高达0.42 ℃·(10a)^-1; 春季气温变化率为四季中最低, 仅0.22 ℃·(10a)^-1。1960—2015年西北干旱区平均气温亦明显呈上升趋势, 56年里气温升高了1.79 ℃, 气温变化率高达0.32 ℃·(10a)^-1。西北干旱区四季中冬季气温变化最为显著, 气温变化率高达0.38 ℃·(10a)^-1, 夏季气温变化率最低, 仅为0.24 ℃·(10a)^-1。

表 1(Table 1)

表 1 青藏高寒区和西北干旱区平均气温变化趋势 Table 1 Change trend of temperature in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China 青藏高寒区 线性变化率 Sen斜率 趋势 西北干旱区 线性变化率 Sen斜率 趋势 春季 0.22 0.22 ↑** 春季 0.32 0.29 ↑** 夏季 0.24 0.25 ↑** 夏季 0.24 0.24 ↑** 秋季 0.30 0.31 ↑** 秋季 0.35 0.36 ↑** 冬季 0.42 0.40 ↑** 冬季 0.38 0.35 ↑** 全年 0.29 0.30 ↑** 全年 0.32 0.33 ↑** ↑表示增加趋势; ↓表示减少趋势; **表示通过0.05显著性检验

表 1 青藏高寒区和西北干旱区平均气温变化趋势 Table 1 Change trend of temperature in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China

对比青藏高寒区和西北干旱区1960—2015年的气温变化可以得出, 西北干旱区的年平均气温变化率[0.32 ℃·(10a)^-1]远高于青藏高寒区的年平均气温变化率[0.29 ℃·(10a)^-1], 本文计算值低于前人的估计值(杜军, 2001; 郑然等, 2015; 吴绍洪等, 2005; 黄蕊等, 2013; 王劲松等, 2008; 张雪芹等, 2010)。原因主要在于不同研究者所选站点、气温序列、数据处理方法以及研究时段的不同。56年间西北干旱区的增温值比青藏高寒区高出0.17 ℃, 说明这两个区域中升温较快的是西北干旱区, 这一点与刘晓东等(1998, 2015)的研究稍有不同, 以刘晓东等(1998, 2015)的观点最终两个区域升温最快的应该是青藏高寒区, 但本文的研究结果却是西北干旱区升温较快, Huang et al(2012, 2016, 2017)研究表明这个结果的准确性。虽然四季中青藏高寒区和西北干旱区气温变化最显著的季节都是冬季, 但其他季节的气温变化却不尽相同, 青藏高寒区夏秋两个季节的气温变化率远低于冬季(表 1), 而西北干旱区春秋季的气温变化率皆达0.30 ℃·(10a)^-1以上, 与冬季的气温变化率相差不多。此外, 根据表 1可以看出, 不同方法分析得出青藏高寒区和西北干旱区气温变化趋势几乎一致。

利用ArcGIS以及青藏高寒区和西北干旱区各站点年及四季气温变化率做成气温变化趋势空间分布图(图 2)。青藏高寒区大部分地区皆呈现升温趋势, 并有95%的置信区间。从图 2中可以看出, 青藏高寒区柴达木盆地以及高原西南部地区气温升温幅度最大, 达0.40~0.55 ℃·(10a)^-1, 在高原东部及东南部地区气温升温幅度较小, 仅0.20~0.30 ℃·(10a)^-1, 有些区域甚至出现降温趋势, 如青海河南县地区。柴达木盆地以及高原西南部地区冬季升温幅度高达0.70~0.84 ℃·(10a)^-1, 秋季升温幅度为0.38~0.56 ℃·(10a)^-1, 而春夏两季升温幅度仅在0.25~0.40 ℃·(10a)^-1。高原东部及东南部地区冬季升温幅度达0.35~0.50 ℃·(10a)^-1, 春、夏、秋三季升温幅度仅在0.15~0.25 ℃·(10a)^-1。河南县地区仅在夏季为微弱的升温趋势, 在升温最显著的秋、冬季却出现降温趋势, 这种情况的出现可能是多方面原因导致的, 具体原因需要继续探索。

图 1(Fig. 1)

图 1 中国青藏高寒区与西北干旱区气象站点分布 Fig. 1 Distribution of the meteorological stations in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China

图 2(Fig. 2)

图 2 1960—2015年青藏高寒区和西北干旱区气温变化趋势[单位: ℃·(10a)-1] Fig. 2 Linear change trend of temperature in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China during 1960—2015. Unit: ℃·(10a)-1

西北干旱区大部分地区呈升温趋势, 并有95%的置信区间。图 2清晰地展示出西北干旱区新疆北部及内蒙古西部地区升温幅度最大, 达0.40~0.56 ℃·(10a)^-1, 塔里木盆地气温升温幅度较小, 为0.20~0.30 ℃·(10a)^-1, 在库车地区出现降温趋势。新疆北部及内蒙古西部地区冬季升温幅度高达0.60~0.70 ℃·(10a)^-1, 春、秋两季升温幅度为0.40~0.50 ℃·(10a)^-1, 夏季升温幅度仅为0.25~0.40 ℃·(10a)^-1。塔里木盆地冬季升温幅度达0.30~0.45 ℃·(10a)^-1, 春、秋两季升温幅度为0.25~0.30 ℃·(10a)^-1, 夏季升温幅度为0.15~0.25 ℃·(10a)^-1, 夏季在阿泰勒、奇台、库车、阿拉尔等多个地区出现降温趋势。

综上分析可以得出, 青藏高寒区气温升温幅度最大的地区是柴达木盆地以及高原西南部地区, 西北干旱区气温升温幅度最大的地区是新疆北部以及内蒙古西部地区, 郑然等(2015)、刘晓东等(1998)在研究中发现青藏高原及其附近地区气候变暖与海拔相关, 海拔越高变暖幅度越大, 而文中无论青藏高寒区还是西北干旱区升温幅度最大的地区基本都是海拔较高的地区。

由表 2可知, 20世纪60年代青藏高寒区年平均气温(2.8 ℃)明显低于多年平均气温(3.3 ℃), 是一个低温时期; 从70年代开始平均气温逐渐升高但仍低于多年平均气温, 相对而言仍然处于低温时期; 直到从90年代开始, 代际均温开始高于多年平均气温, 气温变化进入相对高温时期, 2001—2015年是青藏高寒区56年来的最暖期。图 3(i)中气温距平的变化也突显出这种趋势, 20世纪60年代气温正距平年数较少并且负距平绝对值较大, 从70年代开始气温正距平年数有所增大且负距平值逐渐减小, 一直到90年代以后气温距平基本都为正值。四季中春、夏、秋季平均气温与全年平均气温年代际变化规律相似, 而冬季平均气温年代际变化则略有不同, 20世纪60—90年代处于相对低温时期, 从2000年以后才开始进入高温时期, 冬季进入高温时期的时间相比其他三个季节来说推迟了几年。

表 2(Table 2)

表 2 青藏高寒区和西北干旱区年代际平均气温变化 Table 2 Interannual variation of mean temperature in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China 时间段 分区 气温/℃ 春季 夏季 秋季 冬季 全年 1960—1970年 青藏高寒区 3.7 12.0 2.9 -7.6 2.8 西北干旱区 9.7 21.7 7.0 -9.7 7.2 1971—1980年 青藏高寒区 3.8 12.1 3.2 -6.9 3.0 西北干旱区 9.5 21.7 7.6 -9.3 7.4 1981—1990年 青藏高寒区 3.6 12.3 3.4 -6.8 3.1 西北干旱区 9.6 21.8 7.5 -8.4 7.6 1991—2000年 青藏高寒区 4.2 12.5 3.7 -6.7 3.4 西北干旱区 10.1 22.1 7.8 -7.7 8.1 2001—2010年 青藏高寒区 4.5 13.1 4.2 -5.5 4.1 西北干旱区 10.9 22.7 8.7 -8.1 8.6 2011—2015年 青藏高寒区 4.6 13.2 4.4 -5.8 4.1 西北干旱区 11.1 22.7 8.4 -8.2 8.5 多年平均 青藏高寒区 4.0 12.4 3.6 -6.6 3.3 西北干旱区 10.1 22.1 7.8 -8.6 7.8

表 2 青藏高寒区和西北干旱区年代际平均气温变化 Table 2 Interannual variation of mean temperature in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China

图 3(Fig. 3)

图 3 1960—2015年青藏高寒区与西北干旱区气温距平变化 Fig. 3 Variations of temperature anomaly in the Qinghai-Tibetant Plateau region and northwest arid region of China during 1960—2015

表 2同样也清晰地展示出西北干旱区20世纪60年代的平均气温(7.2 ℃)低于多年平均气温(7.8 ℃), 这一阶段是低温时期; 从70年代开始气温逐渐升高但仍低于多年平均温度, 这个阶段气温依旧处于相对低温时期; 一直到90年代开始, 代际均温(8.1 ℃)高于多年平均气温, 气温变化进入相对的高温时期, 2001-2015年是西北干旱区56年来的最暖期。图 3(j)中气温距平的变化表现出上述特征, 20世纪60年代气温正距平年数较少且负距平值较大, 从70年代开始气温正距平年数有所增大且负距平值逐渐减小, 一直到90年代以后气温距平基本都为正值。四季中春、夏、秋季平均气温的年代际变化规律与西北干旱区全年平均气温年代际变化规律一致。而冬季平均气温年代际变化特征则有不同之处: 20世纪80年代平均气温就开始高于多年平均气温, 冬季高温时期的到来比其他三个季节提前了一个年代。

对比青藏高寒区和西北干旱区两个区域的气温年代际变化特征, 全年以及春、夏、秋季年代际平均气温变化特征较为一致: 20世纪60年代的平均气温低于多年平均气温, 是相对低温时期; 70—80年代的平均气温高于60年代的平均气温但低于多年平均气温, 仍是相对低温时期; 90年代以后的平均气温高于多年平均气温, 是相对高温时期; 而两个区域的冬季气温年代际变化出现差异, 西北干旱区冬季相对高温时期的到来比青藏高寒区冬季提前了近一个年代。此外, 在图 3(h)中可以看出, 西北干旱区冬季在2000年以后, 正距平年数逐渐变小且负距平年数有所增加, 又开始出现降温趋势, 而青藏高寒区并没有出现类似情况。

根据上述气温变化的年代际规律将研究时段分为两个时期(图 4), 分析不同时期青藏高寒区与西北干旱区的气温变化。相对低温时期青藏高寒区与西北干旱区的年平均气温变化皆呈现升温趋势, 且西北干旱区的升温速率[0.22 ℃·(10a)^-1]高于青藏高寒区[0.14 ℃·(10a)^-1]; 相对高温时期青藏高寒区的年平均气温变化呈现升温趋势[0.22 ℃·(10a)^-1], 西北干旱区的年平均气温变化呈现微弱的降温趋势[-0.02 ℃·(10a)^-1]。青藏高寒区和西北干旱区春夏两季气温在相对低温时期以及相对高温时期皆表现为升温趋势, 但升温速率明显不同, 秋冬两季气温在两个时期的变化特征则与年均气温的变化特征表现类似。

图 4(Fig. 4)

图 4 青藏高寒区及西北干旱区不同时期气温变化率 Fig. 4 Temperature linear change rate during different periods in the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China

利用Mann-Kendall突变检测以及滑动t检验得到青藏高寒区与西北干旱区气温突变年份, 以便得出青藏高寒区与西北干旱区哪个区域对气温变化的响应时间更早。由于青藏高寒区与西北干旱区四季气温变化中都有冬季升温最显著的特征, 因此这里只分析两个区域冬季以及全年气温变化的突变时间。从图 5中可以看出, 青藏高寒区年平均气温从1968年开始由降温转变为升温趋势; 在1994年有一个突变点, 进入更显著的升温时期。青藏高寒区冬季平均气温从1960年开始一直为升温趋势, 在1985年发生突变, 进入更迅速的升温时期。从图 6中可以看出, 西北干旱区年平均气温从1968年开始由降温转变为升温趋势; 在1993年有一个突变点, 进入更迅速的升温时期。西北干旱区冬季平均气温从1968年开始由降温转变为升温趋势; 在1980年发生突变, 进入下一个升温期。上述突变点皆通过了α=0.1的显著性水平检验, 此外, 文中青藏高寒区与西北干旱区进入显著升温期的突变时间与丁一汇等(2008)、郑然等(2015)认为的青藏高寒区和西北干旱区年平均气温暖突变时间为20世纪90年代中期、冬季暖突变时间为80年代中期基本一致。

图 5(Fig. 5)

图 5 青藏高寒区冬季和年平均气温变化趋势图以及M-K突变检测 Fig. 5 Variations of winter and annual mean temperature and M-K mutation detectionin the Qinghai-Tibetan Plateau region

图 6(Fig. 6)

图 6 西北干旱区冬季和年平均气温变化趋势图以及M-K突变检测 Fig. 6 Variations of winter and annual mean temperature and M-K mutation detection in the northwest arid region of China

青藏高寒区年平均气温在1994年突变进入更显著的升温时期, 西北干旱区年平均气温在1993年突变进入更显著的升温时期, 西北干旱区突变进入显著升温期的时间比青藏高寒区早一年。青藏高寒区冬季平均气温在1985年突变进入显著升温期, 西北干旱区冬季平均气温在1980年突变进入显著升温期, 西北干旱区比青藏高寒区早了5年。上述分析表明, 西北干旱区相比青藏高寒区而言, 气温突变进入显著升温期的时间要早几年, 有学者将这一现象称为经向差异(刘晓东等, 1998), 纬度越高的地区突变时间越早, 在我国东部地区也有类似的情况(郑然等, 2015; 刘晓东等, 1998)。对于青藏高寒区气温突变的原因, 可能与地球自转速度、太阳黑子周期等天文因素有关(汤懋苍等, 1998), 对于西北干旱区气温突变的原因, 认为与西风环流的异常变化有关(Li et al, 2003)。青藏高寒区与西北干旱区最近的一次暖突变更多的认为是温室效应加剧的结果(Duan et al, 2003; 王绍武等, 2011)。

(1) 青藏高寒区一直被认为是全球以及我国气候变化的放大器(潘保田等, 1996), 气候变化幅度远远高于全球及我国其他地区。研究发现1960—2015年青藏高寒区升温率为0.29 ℃·(10a)^-1, 西北干旱区升温率为0.32 ℃·(10a)^-1。基于这个结果而言, 西北干旱区的气温升高幅度远高于青藏高寒区, 说明西北干旱区在气温变化方面的放大效应强于青藏高寒区, 这对于今后气候方面的研究有一定的指导意义。近几十年, 干旱区面积不断扩张, 在未来气候持续变暖的背景下, 这种扩张可能会加速, 并更多地在生态环境脆弱的地区发生(Huang et al, 2016, 2017)。在这种可能性下, 西北干旱区的气候变化值得去关注和研究。青藏高寒区气候变化具有超前性(冯松等, 1998; 潘保田等, 1996; 李存强等, 1986), 然而与西北干旱区气候突变的时间相比, 全年均温突变时间青藏高寒区比西北干旱区迟1~2年, 冬季均温突变时间青藏高寒区比西北干旱区迟5年, 两个区域全年均温开始增长趋势的年份也基本相同。以此来看, 青藏高寒区气候变化的敏感性和超前性在近几十年来并没有特别突出, 原因可能与时间尺度相关。

(2) 青藏高寒区和西北干旱区气温升高的幅度出现明显差异是由于地理位置、地形和下垫面以及升温机理的差异等多方面原因造成的。在影响青藏高寒区和西北干旱区升温的众多因素中, 本文选取了西太平洋副热带高压以及西伯利亚高压一冷一暖两个高压系统做简单的分析, 以此来窥探造成两个区域升温差异的具体原因。

西太平洋副热带高压(下称西太副高)是北半球对流层中低层主要的高压系统之一, 与我国的气候变化关系密切, 对降水(龙妍妍等, 2018)气温皆产生巨大的影响。这里西太副高强度指数(WPSHI)利用的是中国气象局国家气候中心提供的西太平洋副热带高压强度指数, 即:将10°N以北、110°E—180°范围内, 500 hPa高度场上大于等于588 dagpm的格点所围成的面积与该格点高度值减去587 dagpm差值的乘积的总和值称为WPSHI。从图 7中可以看出, 西太副高脊线在1960—2015年来明显呈现偏南偏西的变化特征, 在这样的变化特征下西太副高对青藏高寒区和西北干旱区造成的影响范围及影响深度势必会扩大。如图 8所示, WPSHI与青藏高寒区和西北干旱区年均气温具有明显的正相关关系, WPSHI与青藏高寒区年均气温的相关系数为0.58, 与西北干旱区年均气温的相关系数为0.56, 并都通过了α=0.1的显著性水平检验, 在相关系数空间分布上, 青藏高寒区与西北干旱区大部分地区与WPSHI的相关系数皆在0.35以上。说明这两个区域与西太副高具有良好的正相关性, 西太副高势力越强, 两个区域的气温越高。近几十年来, WPSHI逐年加强, 尤其自20世纪70年代开始, WPSHI明显增强, 这与青藏高寒区和西北干旱区气温开始出现增长趋势的时间较为一致; 从90年代中期以后WPSHI显著增强, 这与青藏高寒区和西北干旱区气温突变进入显著增温时期的时间较为一致。总体而言, 西太副高对青藏高寒区和西北干旱区气温的影响显著。

图 7(Fig. 7)

图 7 1960—2015年西太副高压脊线位置变化 Fig. 7 Variation of WPSH's axis of ridge from 1960 to 2015

图 8(Fig. 8)

图 8 西太副高强度变化(a)及其与青藏高寒区(b)、西北干旱区(c)年均气温的相关关系 Fig. 8 Variations of West Pacific Subtropical High intensity (WPSHI) and its correlation with the annual mean temperature of the Qinghai-Tibetan Plateau region (b) and northwest arid region of China (c)

西伯利亚高压是欧亚大陆对流层低层较为稳定的冷高压, 对亚洲尤其是东亚气候的影响十分显著。西伯利亚高压冬季强盛, 夏季消失, 西伯利亚高压强盛时从高压中心向四周辐散大量的冷空气, 产生寒潮等天气现象, 对我国大部分地区冬季气温产生巨大的影响, 冬季气温的变化则影响到年均气温的变化。为了更好地定量描述西伯利亚高压的变化特征, 需定义西伯利亚高压特征指数, 本文所采用的定义西伯利亚高压强度指数的方法为龚道溢等(1999)提出的研究方法, 即在30°N—70°N, 60°E—130°E区域范围内大于等于1028 hPa的海平面气压的面积加权平均值为西伯利亚高压强度指数, 简称SHI。SHI与青藏高寒区和西北干旱区冬季气温有较好的负相关关系(图 10)。SHI与青藏高寒区冬季气温的相关系数为-0.19, 但未通过显著性检验。结合图 9(b)来看, 发现青藏高寒区冬季气温与SHI的负相关性并不是很好, 相关系数仅为-0.19, 从相关系数分布上看, 青藏高寒区部分地区甚至出现正相关关系, 说明SHI变弱对青藏高寒区冬季升温造成的影响较小, 这可能与青藏高寒区的地形以及海拔相关, 高原地形以及高海拔使得西伯利亚高压产生的冷空气很少能到达青藏高寒区, 因而对气温的影响较弱。而SHI与西北干旱区年均气温的相关系数为-0.42, 并通过了α=0.1的显著性水平检验, 相关系数分布中绝大部分地区都呈现负相关关系, 说明随着近几十年SHI的减弱, 西北干旱区冬季气温反之升高, 这与Li et al(2012)的研究结果一致。

图 9(Fig. 9)

图 9 青藏高寒区和西北干旱区平均气温与WPSHI(a)、SHI(b)相关系数场 Fig. 9 Correlation coefficient field between WPSHI (a), SHI (b) and the annual mean temperature of the Qinghai-Tibetan Plateau region and northwest arid region of China

图 10(Fig. 10)

图 10 西伯利亚高压强度变化(a)及其与青藏高寒区(b)、西北干旱区(c)冬季气温的关系 Fig. 10 Variations of Siberian High intensity (SHI)(a) and its correlation with the winter temperature of the Qinghai-Tibetan Plateau region (b) and northwest arid region of China (c)

根据上述分析可以发现, 虽然西太副高以及西伯利亚高压同为高压系统, 但由于冷暖性质以及这两个高压系统对气温影响方式的不同, 最终对青藏高寒区和西北干旱区气温造成的影响不同。就单一的影响因子而言, 青藏高寒区和西北干旱区不同的地理环境会引起气温对这一因子不同的响应; 当气温的影响因子更多更复杂时, 影响因子彼此之间也会存在复杂的耦合作用, 对气温的产生影响更难描述。Duan et al(2015)以及Chen et al(2001)认为青藏高寒区升温迅速与云-辐射反馈有关, You et al(2016)认为与积雪-反照率反馈相关, Liu et al(2009)则认为是云-辐射反馈与积雪-反照率反馈联合作用的结果。此外, 青藏高寒区由于气候变暖导致高原环境发生诸如积雪、冰川以及多年冻土大量消退(Yao et al, 2007, 2012; Kang et al, 2010; 王久顺, 2017; 杨淑华, 2018)等巨大变化, 而环境的这种重大变化达到一定的阈值时会产生一系列影响反馈给气候, 与云-辐射反馈与积雪-反照率反馈叠加在一起使得气候的变化更加剧烈。Otterman(1974)和Charney(1975)提出反映干旱区升温机理的植被-反照率反馈, 在人类活动等多种原因影响下导致地表裸露, 反照率变大, 干旱区相对于周围地区而言成为一个热汇, 使得气温不断升高; 再加上西北干旱区气候干燥、水分稀少, 整个区域的热容量小于青藏高寒区, 这可能是导致1960—2015年西北干旱区比青藏高寒区升温要快的原因之一; 再者, 西风环流的变化也影响着我国西北干旱区气候的变化(龚道溢等, 2002), 多种因素综合使得西北干旱区升温迅速。

在青藏高寒区, 气候持续变暖使得冰川、积雪以及多年冻土不断消退(Yao et al, 2007, 2012; Kang et al, 2010), 而对西北干旱区来说, 气候持续变暖会导致干旱面积不断扩大, 荒漠化加剧(Huang et al, 2012, 2016, 2017)。随着气候变暖两个区域降水量虽然逐渐增多, 但同时也存在降水日数减少, 极端降水事件增多的现象(刘维成, 2017; 韩熠哲, 2017)。这些变化将对人类的生产生活产生很大的影响, 如何应对这种变化是未来进一步研究的重点。

(1) 青藏高寒区和西北干旱区1960—2015年气温变化呈显著升温趋势, 青藏高寒区和西北干旱区的气温变化率分别为0.29 ℃·(10a)^-1和0.32 ℃·(10a)^-1。研究时段内青藏高寒区和西北干旱区的气温分别上升了1.62 ℃和1.79 ℃, 表明1960—2015年西北干旱区的气温变化幅度高于青藏高寒区。季节变化中都是冬季气温上升趋势最为显著。青藏高寒区气温增温最显著的区域是柴达木盆地和高原西南部地区, 西北干旱区气温增温最显著的区域是新疆北部以及内蒙古西部地区。

(2) 青藏高寒区和西北干旱区年平均气温年代际变化均为20世纪60—80年代是相对低温时期, 90年代至今是相对高温时期。四季中春、夏、秋季的平均气温年代际变化规律与年平均气温变化规律一致, 而青藏高寒区冬季平均气温年代际变化中相对高温时期的到来要比西北干旱区迟了近一个年代。相对低温时期青藏高寒区与西北干旱区的年平均气温变化皆呈现升温趋势, 且西北干旱区的升温幅度[0.22 ℃·(10a)^-1]高于青藏高寒区[0.14 ℃·(10a)^-1], 相对高温时期青藏高寒区的年平均气温变化呈现升温趋势[0.22 ℃·(10a)^-1], 西北干旱区的年平均气温变化呈现微弱的降温趋势[-0.02 ℃·(10a)^-1]。

(3) 青藏高寒区与西北干旱区年平均气温开始出现增长趋势的年份均为1968年。青藏高寒区年平均气温突变时间为1994年; 西北干旱区年平均气温突变时间是1993年; 相比青藏高寒区, 西北干旱区年平均气温突变时间要早1~2年。西北干旱区冬季平均气温突变的时间(1980年)比青藏高寒区(1985年)早了5年。