1. 引言
全球气候变化是当今世界及今后长时期内，人类共同面对的巨大挑战，与人类的未来紧密相关 [1]。近100年来，由于人类生活生产的影响和自然气候的不断变化，全球气候变暖的现象已被人们广泛地接受 [2]。全球气候变暖使得极端事件出现的频率和强度均产生变化，如：高温和霜冻、洪涝和干旱、沙尘和雾霾等极端天气事件频繁发生 [3] [4] [5]。我国是全球气候变化的敏感区和显著区之一 [6]，对我国气候进行研究有利于进一步分析全球气候未来的发展变化。
青藏高原位于我国西南部，平均海拔4000 m，是我国西南地区重要的生态安全屏障 [7]。它是世界上海拔最高、地形最为复杂的高原，属于全球气候系统中一个重要的组成部分，其高大的地形对于我国乃至北半球大气环流及全球气候系统都有重要的影响 [8]。此外，青藏高原被誉为“亚洲水塔”，其丰富的水资源储备对于我国资源开发和利用具有重要的意义 [9]。因青藏高原具有纬度低、海拔高，太阳辐射强和植被类型齐全等独特的属性，属于气候变化的敏感区和生态脆弱区 [10]，又因其受人类活动影响小，是中国气候变化的启动区 [11]。2000年以来，气候变化越来越剧烈，青藏高原是研究气候变化与生态变化的理想区域。
在全球气候变暖的背景下，青藏高原作为气候变化的放大器 [12] [13]，气温和降水等气候条件都将会发生不同程度的变化，进而影响我国乃至全球的气候发展和变化 [14]。对于全球变暖背景下高原气温和降水的时空变化敏感区域(即变化更加显著的地区)气候变化特征研究较少 [15]。因此，本文将针对青藏高原气候变化敏感区域气温和降水的波动特征和变化趋势，这将有助于加深对青藏高原气候变化的了解，同时可以为研究青藏高原气候变化敏感区的变化成因和预测提供参考。
2. 资料与方法
2.1. 资料
利用欧洲中期数值预报中心(ECMWF)气温和降水逐月再分析数据(分辨率0.125˚ × 0.125˚)来分析地面平均气温和降水的空间分布特征，资料选取时间为1979~2018年，运用了近40年来的最新数据进行研究。
2.2. 方法
为了探究全球变暖背景下青藏高原气温和降水的气候变化特征，本文采用的主要方法有最小二乘法、回归分析、显著性检验等统计学方法。最小二乘法是一种数学优化技术。它通过最小化误差的平方和寻找数据的最佳函数匹配。利用最小二乘法可以简便地求得未知的数据，并使得这些求得的数据与实际数据之间误差的平方和为最小。最小二乘法还可用于曲线拟合。其他一些优化问题也可通过最小化能量或最大化熵用最小二乘法来表达。本文利用最小二乘法求得函数模型后可用于计算未知的数据，并使得这些求得的数据与实际数据间误差的平方和最小。一元线性回归是回归分析中仅涉及到两个变量的分析方法，主要根据最小平方法或其他方法，从样本数据来确定一元线性回归模型中常数项与回归系数的值。回归方程的可靠性和误差的大小都应经过显著性检验和误差计算。在本文中，采用t检验的方法来对趋势的计算结果进行显著性检验。
3. 研究结果
3.1. 气温的年平均空间分布特征
图1为1979~2018年青藏高原地面气温多年平均的空间分布。如图所示，青藏高原气温随着纬度和海拔高度呈现出不同的变化特征，随着纬度的减小，气温逐渐增大，在同一纬度上，随着海拔高度的增加，气温逐渐减小。高原上的气温呈现出东高西低的分布特征，东部大部分地区年平均气温在0℃以上，而西部地区基本是在−5℃以下。高原地表年平均气温分布在−10℃~10℃，整体气温明显低于周边地区的温度。高原上存在两个明显的气温低值中心，其中一个位于高原西北部(76˚~82˚E, 34˚~36˚N)的昆仑山地区，最低气温为−12.5℃，另一个位于高原东北部的祁连山脉附近(96˚~100˚E, 38˚~40˚N)，最低气温为−5℃，温度高于昆仑山地区。气温高值中心位于高原东北部的柴达木盆地地区(92˚~98˚E, 36˚~38˚N)，年平均气温为5℃~15℃。此外，在高原边坡位置，气温变化率较大，尤其是在高原南北两侧。高原南部的雅鲁藏布江地区海拔高度较低，受印度洋暖湿气流北上的影响，地表年平均气温在0℃以上。
3.2. 气温的季节平均空间分布特征
青藏高原地表春、夏、秋、冬四季气温的空间分布如图2所示，四个季节中，高原上气温整体呈现出从西北部向东南部递增的趋势，高原南北两侧温度梯度较大，柴达木盆地地区和昆仑山地区在四季均分别表现为气温的高值中心和低值中心。春季，高原地表由于积雪的覆盖，大部分地区气温在0℃以下，与周边地区相比，升温较慢。夏季，高原上的气温除西北小部分地区外，均在0℃以上，温度梯度小，是一年中温度最高的时节，其中，柴达木盆地地区升温最为明显。秋季，分布特征与春季相似，高原南部的温度梯度较春季更小。冬季，高原整体气温在0℃以下，东北部和西北部的气温低值中心显著，西北部气温可达−20℃以下，温度梯度明显。
Figure 1. Multi-year average spatial distribution of surface air temperature on the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图1. 1979~2018年青藏高原地面气温多年平均的空间分布
Figure 2. Multi-year average spatial distribution of surface temperature in four seasons over the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图2. 1979~2018年青藏高原地面四季气温多年平均的空间分布
3.3. 降水的空间分布特征
进行降水空间分布特征分析时也是运用ERA-Interim逐月的再分析资料，对多年的累积降水进行平均。图3是1979~2018年高原上逐年累积降水平均值的空间分布，可以看出：青藏高原年降水量在南北两地差异明显，自西北向东南，降水逐渐增多，大部分地区降水在800 mm以下。高原东南部的降水梯度大于西北部，主要的降水中心位于高原南部(27˚~30˚N, 92˚~95˚E)的雅鲁藏布江地区，年累积降水量可达6000 mm，降水梯度大，变化明显。高原东南部存在一个次降水中心，主要位于川西高原地区，年降水在2400~2800 mm。两个降水极小区域分别位于高原东北部的柴达木盆地和唐古拉山西部的藏北高原上，大部分地区年降水量小于400 mm，与川西、林芝等地的相比，降水稀少，可见高原上的降水存在明显的空间差异。
Figure 3. Perennial average spatial distribution of annual cumulative precipitation on the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图3. 1979~2018年青藏高原年累积降水多年平均的空间分布
青藏高原各季节降水量存在差异，如图4所示，春、夏、秋、冬四个季节的降水均存在由西北至东南方向逐渐递增的分布特征，雅鲁藏布江流域和川西高原分别表现为主要的降水中心和次降水中心。夏季是高原主要的降水时节，除柴达木盆地和藏北高原两个降水极小值中心外，大部分地区累积降水均在200 mm以上，喜马拉雅山南麓累积降水量达1600 mm，向西北方向延伸，在昆仑山一带，降水较多。从秋季、春季到冬季，高原上的降水依次减小。冬季，高原南部的降水极值仍可达1600 mm，但影响范围缩小，东南部的次降水中心降水量为200~400 mm，除两个降水极值中心外，高原降水基本小于200 mm，为一年中的旱季。总体来说，高原存在明显的旱季和雨季，大部分地区降水主要集中在夏季，冬季为一年中降水最少的季节，为旱季。
气温和降水的变化趋势
从气温年际变化趋势的空间分布图(图5)上可以看出，高原整体气温年际变率均为正值，说明高原整体呈现出增温的趋势，但温度增加的趋势大小存在地域性的差异。大部分地区年际变率在0.015~0.04℃。高原上存在五个气温变化较为敏感的区域，分别位于高原西南部(28˚~31˚N，84˚~92˚E)的雅鲁藏布江流域、高原西部(34˚~36˚N，79˚~81˚E)的昆仑山南部地区、高原中部(33˚~36˚N，90˚~94˚E)的五道梁地区、高原东北部(35˚~40˚N，91˚~100˚E)的柴达木盆地地区及高原东部(33˚~36˚N，99˚~104˚E)的青海湖南部地区，气温变化均在0.04℃/a以上，东部、东北部及西南地区变化率可达0.05℃/a。除高原东南部和西部部分地区变化率小，在0.03℃以下，且未通过显著性检验外，其余地区均通过显著性水平为0.05的显著性检验，可信度较高。
Figure 4. Multi-year average spatial distribution of accumulated precipitation in different seasons on the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图4. 1979~2018年青藏高原各季累积降水多年平均的空间分布
Figure 5. The spatial distribution characteristics of the annual variation trend of air temperature on the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图5. 1979~2018年青藏高原气温年际变化趋势的空间分布特征
从降水年际变化趋势的空间分布图(图6)上可以看出，高原上降水年际变化趋势的分布同样存在空间上的差异。高原东部、北部、西部等大部分地区降水年际变率小，呈现出微弱的增多趋势，高原南部的藏南谷地地区(27˚~30˚N, 88˚~92˚E)和高原东部的西宁地区(35˚~37˚N, 100˚~105˚E)降水增加趋势较为明显，变化率为0.5~1 mm/a。在高原的边坡位置，降水呈减小的趋势，以0~0.5 mm/a的变化率减少。降水变化最显著的区域集中在高原东南部(27˚~32˚N, 93˚~99˚E)的唐古拉山东部和雅鲁藏布大峡谷地区，位置较高原南部的气温变化敏感区域更加偏东，年累积降水呈现出明显的下降趋势，逐年累积降水减少量达1.5 mm以上，高原东南部的川西高原地区降水量也呈现出下降的变化趋势，变化率为0 mm~−1 mm/a。而印度地区与高原南部敏感区域的变化情况相反，逐年累积降水量明显增加。图6中黑色散点填充的区域代表通过显著性检验的地区，高原西南部、东南部和东部三个降水变化区域均通过95%的显著性检验。
Figure 6. Spatial distribution characteristics of interannual variation trend of precipitation on the Tibet Plateau from 1979 to 2018
图6. 1979~2018年青藏高原降水年际变化趋势的空间分布特征
4. 结论
1) 青藏高原地表年平均气温明显低于周边地区的温度，自高原西部到东部，气温逐渐增长。高原上四季气温差异明显。青藏高原年累积降水量南北存在明显的差异，从高原西北部到东南部，降水逐渐增多。高原上主要降水中心位于雅鲁藏布江地区，次降水中心位于川西高原地区。
2) 高原整体气温年际变率均为正值，整体呈现出增温的趋势。在高原东北部、中部、东部、西南部和西部分别存在气温变化较为敏感的区域，且中部的敏感区域增温明显。敏感区域内，气温年际变率高于我国平均气温的年际变率，年平均最低气温的增幅明显高于年平均最高气温的增幅。
3) 青藏高原上大部分地区降水未呈现出明显的变化趋势，降水减少的敏感区域位于高原东南部，降水增加的敏感区域位于高原西南部和东部。
基金项目
成都信息工程大学本科教学工程项目(BKJX2019007，BKJX2019013，BKJX2019042，BKJX2019056，BKJX2019062，BKJX2019081，BKJX2019089，BKJX2019120和JY2018012)支持。