, 马鹏飞Spatial-temporal change of air temperature at 02, 08, 14 and 20 Bejing time over Tibet during 1981-2014
DUJun, MAPengfei收稿日期:2015-09-24
修回日期:2015-12-29
网络出版日期:2016-03-25
版权声明:2016《地理学报》编辑部本文是开放获取期刊文献，在以下情况下可以自由使用：学术研究、学术交流、科研教学等，但不允许用于商业目的.
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摘要
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Abstract
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1 引言
IPCC第5次评估报告指出,过去30年,每10年全球地表温度的增暖幅度高于1850年以来的任何时期.在北半球,1983-2012年可能是最近1400年来气温最高的30年,21世纪的第1个10年是最暖的10年[1].中国近百年来气温上升了0.4~0.5 ℃,1951年以来气温明显升高,冬季增温更加明显,从1986/1987年冬季开始,已连续经历了19个暖冬[2]."世界第三极"青藏高原作为中国气候变化的"启动区"[3]和全球气候变化的"放大器"[4],其独特的地形,热力和动力强迫作用对东亚,南亚地区乃至全球的气候变化均有重大影响[5-10].正是青藏高原在全球气候变化中拥有特殊地位,科学家对青藏高原及西藏气温变化方面进行了大量的研究,研究表明近50年来高原的气温倾向率达到0.37 ℃/10a,远高于全国的增温率(0.16 ℃/10a)[11],且研究时段距今越近,气温倾向率越大,表明近期增暖更为明显[12-20].高原的气温变化也存在季节性差异,四季气温普遍上升,且冬,春季增暖最为显著[16, 18, 21-22],尤其是在高海拔地区 [15,23].这些研究主要侧重于月,季和年尺度上的平均气温变化,而针对时次气温变化的研究却鲜有报道.为此,本文基于1981-2014年西藏38个气象站逐日02:00,08:00,14:00和20:00北京时4个时次气温资料,分析了近34年来西藏时次气温变化的时空分布特征,并浅析了影响高原气温变化的因素,这对研究青藏高原环境的演变以及制定气候变化影响的对策等方面具有现实意义.
2 资料与方法
选用西藏38个气象站点(图1)1981-2014年逐日02:00,08:00,14:00和20:00(北京时,下同)4个时次气温,总云量资料和2009-2013年38个气象自动站逐小时的气温资料.环流特征指数采用国家气候中心提供的74项环流指数(1981-2014年)中亚洲极涡指数,西太平洋副热带高压,印缅槽以及西藏高原指数.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图1西藏38个气象站点及海拔高度分布
-->Fig. 1Map showing the location of the 38 meteorological stations and altitude over Tibet
-->
通过算术平均法建立了西藏四季(上年12月至翌年2月为冬季,3-5月为春季,6-8月为夏季,9-11月为秋季)和年4个时次气温序列,多年平均值为1981-2000年平均值.
在分析时次气温变化趋势时,选用线性方程对序列变量进行拟合,对于变化趋势的显著性,采用时间t与原序列变量y之间的相关系数进行不同程度的显著性检验(P < 0.05,P < 0.01和P < 0.001),并采用Mann-Kendall(M-K)法[24]对各时次气温进行突变检验.
3 时次气温的时空变化
3.1 气温的日变化
通过分析2009-2013年西藏38个自动站不同季节逐小时气温的变化(图2),西藏日最低气温出现时间在季节差异较为明显,春季45%的站点出现在07时,主要分布于那曲地区,昌都市和林芝市,其余站点出现在08时;夏季有82%的站点出现在07时,而阿里地区,那曲地区西部和日喀则市西部等地出现在08时;秋季95%的站点出现在08时,5%的站点(狮泉河,普兰)出现在09时,而冬季与秋季相反,有95%的站点出现09时,5%的站点(芒康,左贡)出现在08时.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图2西藏代表站气温日变化特征
-->Fig. 2Diurnal temperature changes at the representative stations of Tibet
-->
各站点日最高气温出现时间较为分散,但主要位于16-17时.春季74%的站点出现在16-17时,最早是聂拉木,出现在13时;最晚是阿里地区,为18时.夏季79%的站点日最高气温出现在16-17时,2个站(聂拉木,错那)出现在14时,最晚仍是阿里地区,为18时,剩余的4个站均出现于15时.秋季84%的站点日气温最大值出现在16-17时,最早和最晚出现的时间和站点与春季相同.冬季日最高气温出现在16-17时的站点数占87%,以17时居多;聂拉木出现时间仍较早,为14时,而阿里地区出现时间较晚,在18时.
总之,西藏绝大部分站点近地面气温在16-17时出现最高值,日出前后07-09时出现最低值,冬季最低值出现较晚.阿里地区日气温最高值出现在18时,而聂拉木站却出现较早,为13时或14时,究其主要原因主要与地形,局地小气候有关.
3.2 时次气温的年际和年代际变化
根据1981-2014年西藏4个时次(02,08,14和20时)四季和年气温的变化趋势(表1)分析,近34年西藏四季4个时次气温均表现一致的升高趋势,升温率为0.14~0.80 ℃/10a(除夏季20时外都通过了0.05以上的显著性检验水平),以冬季升温最为明显.在各时次中,除夏季08时气温升温率大外,其他三季均以14时气温升温率最大,这说明西藏升温主要表现在白天.就年平均而言,西藏4个时次气温以0.32~0.52 ℃/10a的速率呈显著的升高趋势(图3,P < 0.001),其中14时气温升温率最大,其次是08时,20时气温升温率最小.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图31981-2014年西藏年平均4个时次气温的变化趋势
-->Fig. 3Variations of annual temperature at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 BJT over Tibet in 1981-2014
-->
Tab. 1
表1
表11981-2014年西藏4个时次四季气温的变化趋势
Tab. 1Linear trend of seasonal temperature at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 Beijing time (BJT) over Tibet during 1981-2014
| 时次 | 冬季 | 春季 | 夏季 | 秋季 | 年 |
|---|---|---|---|---|---|
| 02时 | 0.56*** | 0.33*** | 0.28*** | 0.32** | 0.38** |
| 08时 | 0.53*** | 0.42*** | 0.43*** | 0.38*** | 0.45*** |
| 14时 | 0.80*** | 0.48*** | 0.31** | 0.43*** | 0.52*** |
| 20时 | 0.55*** | 0.32*** | 0.14 | 0.23** | 0.32*** |
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从西藏1981-2010年4个时次(02,08,14和20时)四季和年气温的10年际变化分析来看(表2),20世纪80年代四季和年各时次气温均为负距平,90年代除冬季各时次气温仍为负距平外,其他三季和年气温正常;进入到21世纪最初的10年,各时次气温在一年四季上均表现为正距平,尤其是冬季,气温偏高1.0~1.2 ℃,以14时最为明显.
Tab. 2
表2
表21981-2010年西藏4个时次四季和年气温距平的年代际变化
Tab. 2The decadal change of annual, seasonal temperature anomaly at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 BJT over Tibet in 1981-2010
| 季节 | 年代 | 02时 | 08时 | 14时 | 20时 |
|---|---|---|---|---|---|
| 冬季 | 1981-1990 | -0.5 | -0.5 | -0.6 | -0.4 |
| 1991-2000 | -0.4 | -0.3 | -0.6 | -0.6 | |
| 2001-2010 | 0.9 | 0.8 | 1.2 | 1.0 | |
| 春季 | 1981-1990 | -0.5 | -0.5 | -0.6 | -0.5 |
| 1991-2000 | 0.1 | 0.0 | 0.1 | 0.1 | |
| 2001-2010 | 0.4 | 0.5 | 0.5 | 0.4 | |
| 夏季 | 1981-1990 | -0.2 | -0.4 | -0.1 | 0.0 |
| 1991-2000 | -0.1 | -0.1 | -0.2 | -0.2 | |
| 2001-2010 | 0.3 | 0.5 | 0.3 | 0.2 | |
| 秋季 | 1981-1990 | -0.4 | -0.5 | -0.4 | -0.3 |
| 1991-2000 | 0.0 | 0.1 | -0.1 | 0.0 | |
| 2001-2010 | 0.4 | 0.4 | 0.5 | 0.4 | |
| 年 | 1981-1990 | -0.4 | -0.5 | -0.4 | -0.3 |
| 1991-2000 | -0.1 | -0.1 | -0.2 | -0.2 | |
| 2001-2010 | 0.5 | 0.6 | 0.6 | 0.5 |
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3.3 时次气温的突变检验
通过M-K检验结果表明,近34年(1981-2014)西藏年,季绝大部分时次的气温都发生了气候突变(表3),秋季02时和08时气温突变发生的最早,出现在20世纪80年代后期,14时和20时气温突变点在90年代;夏季4个时次气温突变时间都发生在21世纪最初的10年;冬季02时和08时气温突变点发生20世纪90年代末,14时和20时气温的突变点却出现在21世纪最初的10年;春季只是08时和14时气温发生了突变,出现在21世纪初.从年平均来看,除14时气温突变点发生在21世纪初外,其他3个时次均在1996年前后发生了突变.总之,西藏绝大部分时次气温在20世纪90年代中期以后有明显的气候突变,从一个相对偏冷期跃变为一个相对偏暖期,且气温的上升趋势均超过α = 0.05临界线,表明西藏各时次气温的突变是十分显著的.
Tab. 3
表3
表31981-2014年西藏年,季各时次气温的突变年份
Tab. 3Abrupt year of annual and seasonal temperature anomaly at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 BJT over Tibet in 1981-2014
| 季节 | 02时 | 08时 | 14时 | 20时 |
|---|---|---|---|---|
| 冬季 | 1999 | 1998 | 2004 | 2001 |
| 春季 | / | 2002 | 2001 | / |
| 夏季 | 2002 | 2002 | 2006 | 2005 |
| 秋季 | 1989 | 1987 | 1998 | 1994 |
| 年 | 1996 | 1995 | 2001 | 1997 |
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3.4 时次气温变化趋势的空间分布
从年各时次气温变化趋势的空间分布来看,各站时次气温均表现出一致的升高趋势,02时升温率为0.02~0.74 ℃/10a(95%站点P < 0.05),08时升温率为0.06~0.94 ℃/10a(99%站点P < 0.05),14时升温率为0.31~0.89 ℃/10a(所有站点P < 0.001),20时升温率为0.09~0.50 ℃/10a(92%站点P < 0.05).各站最大升温率为0.36~0.94℃/10a(图4,P <0.001),以改则最大,察隅和昌都最小,其中只有32%的站点出现在08时,主要分布于昌都市大部,阿里地区大部以及那曲,拉萨,日喀则等站,其余站点都出现在14时.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图41981-2014年西藏年时次气温最大升温率的空间分布
-->Fig. 4Spatial distribution of the maximum warming rate of annual air temperature at times over Tibet during 1981-2014
-->
就四季各时次气温变化趋势的地域分布而言,冬季02时升温率为0.11~1.14 ℃/10a(89%站点P < 0.05);08时除隆子为降温趋势外(-0.07 ℃/10a),其他各站均表现为升高趋势,升幅为0.10~1.25 ℃/10a(87%站点P < 0.05);14时和20时升温率分别为0.39~1.37 ℃/10a(所有站点P < 0.05)和为0.33~1.09 ℃/10a(89%站点P < 0.05).各站最大升温率为0.53~1.37 ℃/10a(图5a,P < 0.001),以索县升幅最大,其中班戈,拉萨,江孜和芒康4个站出现在02时,阿里地区大部出现在08时,嘉黎和察隅出现20时,其余站点都出现在14时.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图51981-2014年西藏四季时次气温最大升温率的空间分布
-->Fig. 5Spatial distribution of the maximum warming rate of seasonal air temperature at times over Tibet during 1981-2014
-->
春季各站时次气温都呈现为上升趋势,02时升温率为0.10~0.66 ℃/10a(73%站点P < 0.05),08时升温率为0.19~0.87 ℃/10a(92%站点P < 0.05),14时升温率为0.27~0.87 ℃/10a(89%站点P < 0.05),20时升温率为0.17~0.68 ℃/10a(42%站点P < 0.05).各站最大升温率为0.31~0.87 ℃/10a(图5b,97%站点P < 0.001),以拉萨和墨竹工卡升幅最大;其中那曲,帕里站出现在02时,狮泉河出现在20时,改则,拉孜,日喀则和拉萨等12个站点出现在08时,其余23个站点出现在14时.
夏季02时气温除贡嘎为降温趋势外(-0.08 ℃/10a),其余站点为上升趋势,升温率为0.03~0.58 ℃/10a(78%站点P < 0.05);08时和14时各站都表现为升高趋势,升温率分别为0.08~0.80 ℃/10a(95%站点P < 0.05)和0.09~0.56℃/10a(63%站点P < 0.05).20时南木林,贡嘎和墨竹工卡3个站气温趋于下降,为-0.04~-0.22 ℃/10a;其他各站为升温趋势,升温率为0.03~0.40 ℃/10a(仅有26%站点P < 0.05).各站最大升温率为0.16~0.80 ℃/10a(图5c,97%站点P < 0.01),以改则升幅最大,南木林最小;其中贡嘎和墨竹工卡站出现在14时,其余站点发生在08时.
秋季02时气温在贡嘎和隆子站点上表现为降温趋势(-0.01~-0.16 ℃/10a,贡嘎降幅最大),其余站点为上升趋势,升温率为0.05~0.84 ℃/10a(74%站点P < 0.05);08时气温仍在贡嘎和隆子站点上表现为降温趋势(-0.04~-0.14 ℃/10a,贡嘎降幅最大),其余站点呈上升趋势,升温率为0.04~0.89 ℃/10a(84%站点P < 0.05);14时各站气温都趋于上升,升幅为0.15~0.79 ℃/10a(84%站点P < 0.05);20时南木林,贡嘎2个站气温趋于下降(-0.03~-0.32 ℃/10a,贡嘎降幅最大且通过0.05显著性检验水平),其他各站升温率为0.07~0.47 ℃/10a(42%站点P < 0.05).各站最大升温率为0.25~0.89 ℃/10a(图5d,P < 0.05),以拉萨升幅最大,类乌齐最小;其中阿里地区,那曲地区大部,昌都市大部,拉萨和日喀则等地出现在08时,其余22个站点出现在08时.对于全区四季时次气温最大升温率出现时间来说,夏季为0.44 ℃/10a,出现在08时;其他三季均出现在14时,冬季,春季和秋季升温率分别0.80 ℃/10a,0.47 ℃/10a和0.43 ℃/10a,以冬季增温最明显,其次是春季.
4 时次气温变化的影响因素
4.1 地形影响
通过计算西藏38个站时次气温变化趋势与地理参数(海拔高度,经纬度)的相关系数(表4),总体来看冬季时次气温的变化率与经度关系不密切,与海拔高度和纬度呈显著的正相关(P < 0.05),即纬度平均每增加1°N,气温升温率增加0.04~0.11 ℃/10a,以08时最大(图6a);海拔高度每上升100 m,气温升温率增大0.01~0.02 ℃/10a.春季时次气温变化率只与经度呈显著的负相关(P < 0.01),也就是说经度每增加10°E,气温升温率降低0.09~0.15 ℃/10a,以20时最明显(图6b).夏季时次气温升温率与纬度呈显著的正相关(P < 0.01),纬度每增加1°N,气温升温率增加0.03~0.08 ℃/10a,以08时最大(图6c).在秋季,02时和08时气温的升温率与经度呈负相关(P < 0.05),与纬度呈正相关(P < 0.01),而14时气温的升温率仅与经度呈负相关(P < 0.01),即经度每增加10°E,时次气温升温率降低0.13~0.18 ℃/10a,以08时降幅最大(图6d);纬度每增加1°N,时次气温升温率分别增加0.06 ℃/10a 和0.08 ℃/10a.就年平均而言,各时次气温升温率与海拔高度呈显著的正相关(P < 0.05),此外02时和08时气温升温率还与纬度呈显著的正相关关系(P < 0.01),即海拔高度每上升100 m,时次气温的升温率增加0.005~0.01 ℃/10a;纬度平均每增加1°N,02时和08时气温的升温率分别增加0.06 ℃/10a和0.07 ℃/10a.Tab. 4
表4
表4西藏时次气温变化趋势与海拔高度,经纬度的相关系数
Tab. 4Correlation coefficients between linear trend of annual and seasonal temperature anomaly at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 BJT and geographical location (such as longitude, latitude and altitude) over Tibet
| 季节 | 地理参数 | 02时 | 08时 | 14时 | 20时 |
|---|---|---|---|---|---|
| 冬季 | 经度 | -0.03 | -0.09 | -0.06 | 0.07 |
| 纬度 | 0.53*** | 0.54*** | 0.27 | 0.51*** | |
| 海拔高度 | 0.46** | 0.42** | 0.39* | 0.43*** | |
| 春季 | 经度 | -0.46** | -0.27 | -0.43** | -0.62*** |
| 纬度 | 0.14 | 0.07 | 0.27 | 0.21 | |
| 海拔高度 | 0.24 | 0.21 | 0.21 | 0.16 | |
| 夏季 | 经度 | -0.11 | -0.17 | -0.13 | -0.03 |
| 纬度 | 0.51** | 0.61*** | 0.46** | 0.20 | |
| 海拔高度 | 0.21 | 0.36* | 0.08 | 0.03 | |
| 秋季 | 经度 | -0.35* | -0.36* | -0.45** | -0.24 |
| 纬度 | 0.43** | 0.49** | 0.08 | 0.27 | |
| 海拔高度 | 0.31 | 0.39* | 0.28 | 0.22 | |
| 年 | 经度 | -0.26 | -0.25 | -0.30 | -0.27 |
| 纬度 | 0.49** | 0.49** | 0.32 | 0.40 | |
| 海拔高度 | 0.38* | 0.41* | 0.36* | 0.37* |
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综上所述,西藏春季和秋季时次气温升温率主要与经度有关,西部升温率大于东部;冬季时次气温升温最大区域主要表现在高海拔和纬度较高地区,夏季气温升幅最大区域主要位于较高纬度,而年时次气温升温最大区域也表现在高海拔和纬度较高地区,纬度的影响大于海拔高度.
显示原图|下载原图ZIP|生成PPT图6西藏时次气温变化率与纬度,经度的散点图
-->Fig. 6The relationship between the trend magnitudes of air temperature at 08:00 and 20:00 BJT and latitude, longitude over Tibet
-->
4.2 气象要素影响
高原上气候类型十分复杂,影响气温变化的因子众多,与太阳辐射密切相关的日照时间和云量变化是最直接的气温影响因素.云量多时,日照时数短,温度低;而云量少时,日照时数长,温度高[20].通过计算各站年时次气温和总云量的相关系数,发现14时和20时气温与总云量呈负相关关系,分别有86%和74%的站点通过了0.05显著性水平检验.而近34年绝大部分站点14时和20时总云量表现为减少趋势,减幅分别为0.05~0.41成/10a(79%站点P < 0.05)和0.05~0.35成/10a(68%站点P < 0.05).同样,时次气温与总云量的负相关关系和总云量减少趋势在冬,春季表现的更突出.这表明时次气温的明显升高与总云量的减少有直接关系.4.3 环流影响
高原外部环流对高原的气温变化情况更为显著.高原地处中纬度地区,冬季受西风急流影响显著,而夏季高原西南季风,太平洋副高以及伊朗副高对高原影响也十分明显.通过计算1981-2014年西藏四季时次气温与环流指数的相关系数(表5)发现,夏季时次气温与亚洲极涡面积(强度)指数,西太平洋副高西脊点呈负相关,与西太平洋副高面积(强度)指数呈正相关;其他三个季节时次气温与高原A指数呈显著的正相关关系,此外冬季时次气温还与印缅槽指数有密切的关系.这与You等[25]指出的北极涛动(AO)通过亚洲冬季风影响气温的结论一致,冬季风的减弱[26]使冷空气侵袭高原的次数减少,强度减弱,气温升高;同时夏季风[27]的减弱和高原热源作用减弱[28]可能是相关环流系统变化的原因,夏季风系统减弱使反气旋环流加强,研究区受干热气团控制,云量减少,气温进一步升高.Tab. 5
表5
表5西藏四季时次气温与环流指数的相关系数
Tab. 5Correlation coefficients between seasonal temperature at 02:00, 08:00, 14:00 and 20:00 BJT in Tibet and some circulation indices
| 季节 | 时次 | 亚洲极涡面积指数 | 亚洲极涡强度指数 | 西太平洋副高面积指数 | 西太平洋副高强度指数 | 西太平洋副高脊线指数 | 西太平洋副高西脊点 | 印缅槽 指数 | 高原A | 高原B |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 冬季 | 02点 | -0.07 | -0.31 | -0.02 | -0.09 | 0.22 | 0.09 | 0.38* | 0.42* | 0.24 |
| 08点 | -0.06 | -0.34* | -0.01 | -0.08 | 0.21 | 0.10 | 0.38* | 0.41* | 0.23 | |
| 14点 | -0.10 | -0.23 | -0.04 | -0.14 | 0.24 | 0.09 | 0.36* | 0.44** | 0.26 | |
| 20点 | -0.15 | -0.22 | 0.03 | -0.07 | 0.33 | 0.01 | 0.42* | 0.49** | 0.32 | |
| 平均 | -0.10 | -0.28 | -0.01 | -0.10 | 0.26 | 0.08 | 0.39* | 0.46** | 0.27 | |
| 春季 | 02点 | 0.03 | -0.06 | -0.05 | 0.01 | 0.03 | 0.07 | 0.26 | 0.66*** | 0.41* |
| 08点 | -0.04 | -0.11 | -0.07 | -0.04 | 0.10 | 0.10 | 0.19 | 0.68*** | 0.50** | |
| 14点 | 0.06 | -0.02 | -0.06 | -0.01 | 0.05 | 0.08 | 0.20 | 0.66*** | 0.44** | |
| 20点 | 0.08 | 0.02 | -0.05 | 0.01 | 0.01 | 0.05 | 0.25 | 0.65*** | 0.39* | |
| 平均 | 0.04 | -0.04 | -0.06 | -0.01 | 0.05 | 0.08 | 0.23 | 0.68*** | 0.44** | |
| 夏季 | 02点 | -0.30 | -0.40* | 0.34* | 0.37* | 0.09 | -0.42** | 0.22 | 0.17 | -0.01 |
| 08点 | -0.42** | -0.47** | 0.25 | 0.27 | 0.23 | -0.33 | 0.26 | 0.19 | 0.01 | |
| 14点 | -0.07 | -0.15 | 0.29 | 0.32 | 0.00 | -0.37* | 0.06 | 0.07 | -0.05 | |
| 20点 | 0.02 | -0.07 | 0.32 | 0.35* | -0.11 | -0.36* | 0.03 | 0.07 | -0.02 | |
| 平均 | -0.21 | -0.30 | 0.33 | 0.36* | 0.05 | -0.41* | 0.15 | 0.13 | -0.02 | |
| 秋季 | 02点 | -0.30 | -0.09 | 0.19 | 0.15 | 0.19 | -0.12 | 0.10 | 0.53** | 0.40* |
| 08点 | -0.33 | 0.02 | 0.16 | 0.11 | 0.25 | -0.08 | 0.16 | 0.65*** | 0.53** | |
| 14点 | -0.13 | -0.13 | 0.14 | 0.13 | 0.19 | -0.02 | 0.00 | 0.33* | 0.19 | |
| 20点 | -0.18 | -0.09 | 0.18 | 0.16 | 0.15 | -0.12 | 0.02 | 0.39* | 0.27 | |
| 平均 | -0.25 | -0.08 | 0.18 | 0.15 | 0.21 | -0.09 | 0.07 | 0.51** | 0.37* |
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5 结论与讨论
(1)受太阳辐射日变化的影响,西藏近地面气温一般在14-15时出现最高值,日出前后出现最低值.由于与北京有地方时差,西藏绝大部分站点近地面气温在16-17时出现最高值,日出前后07-09时出现最低值.因此在分析西藏时次气温变化选取16-17时具有较好的代表性,更能反应日最高气温的变化规律,鉴于目前自动站气温逐小时资料年限短,这些方面的问题都值得在后续工作中研究和探讨.(2)1981-2014年西藏四季各时次气温表现一致的升高趋势,升温率为0.14~0.80 ℃/10a,以冬季升温最为显著,其次是春季,夏秋季相当.在各时次中,除夏季08时升温率大以外,其他三季均以14时升温率最大.各站年时次气温最大升温率为0.36~0.94 ℃/10a(P < 0.001),只有32%的站点出现在08时,主要分布在昌都市,阿里地区以及那曲,拉萨,日喀则等站,其余站点都出现在14时.
(3)西藏春,秋季时次气温升温率主要与经度有关,西部大于东部;冬季时次气温升温最大区域主要在高海拔和纬度较高地区,夏季气温升幅最大区域也位于较高纬度.
(4)从10年年代际变化尺度上来看,20世纪80年代西藏四季和年各时次气温均为负距平,而21世纪最初的10年各时次气温一年四季都为正距平,尤其是冬季,气温偏高1.0~1.2 ℃,以14时最为明显.
(5)在时间转折上,34年来西藏年,季绝大部分时次的气温都发生了气候突变,夏季4个时次气温突变时间都发生在21世纪最初的10年;冬季02时和08时气温突变点发生20世纪90年代末,14时和20时气温的突变点却出现在21世纪最初的10年.
(6)影响西藏时次气温变化的因素很多,不仅与地形(经纬度,海拔高度),总云量有关,大尺度的大气环流对气温的变化也产生至关重要的作用.另外,地表覆盖的变 化[29-30],人类温室气体的排放[31]都与气温有着密切的关系,其复杂的影响因素还有待于更进一步深入的研究.
The authors have declared that no competing interests exist.
参考文献 原文顺序
文献年度倒序
文中引用次数倒序
被引期刊影响因子
| [1] | [R/OL]. [2013.10.30]. . |
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| [3] | . <p>以青藏高原冰芯记录和仪器记录为主, 从不同的时间尺度和不同的空间尺度讨论了高海拔地区的气候变化幅度问题. 根据对过去10 万年过去2 000 年和现代等几个关键时段气候变化特征的研究, 发现高海拔地区的气候变化幅度大于低海拔地区. 在冰期-间冰期时间尺度上, 青藏高原的气温变幅可达10 , 而接近海平面的低海拔地区的气温变化幅度在4 左右. 在过去2 000 年内, 6 000 m 以上青藏高原古里雅地区的气温变幅可达7 , 而中国东部低海拔地区则在2 左右. 在当代气候变暖条件下, 在青藏高原地区, 海拔3 500 m 以上地区过去30 年内年平均气温的线性增温率达每10 年0.25 , 而500 m 以下低海拔地区的温度几乎无变化. 因此认为高海拔地区比低海拔地区对全球气候变化反应更敏感.</p> . <p>以青藏高原冰芯记录和仪器记录为主, 从不同的时间尺度和不同的空间尺度讨论了高海拔地区的气候变化幅度问题. 根据对过去10 万年过去2 000 年和现代等几个关键时段气候变化特征的研究, 发现高海拔地区的气候变化幅度大于低海拔地区. 在冰期-间冰期时间尺度上, 青藏高原的气温变幅可达10 , 而接近海平面的低海拔地区的气温变化幅度在4 左右. 在过去2 000 年内, 6 000 m 以上青藏高原古里雅地区的气温变幅可达7 , 而中国东部低海拔地区则在2 左右. 在当代气候变暖条件下, 在青藏高原地区, 海拔3 500 m 以上地区过去30 年内年平均气温的线性增温率达每10 年0.25 , 而500 m 以下低海拔地区的温度几乎无变化. 因此认为高海拔地区比低海拔地区对全球气候变化反应更敏感.</p> |
| [4] | . <p>研究表明 ,1980年以来开始的新暖期和 1955年以来 10年尺度的温度波动都是高原东南部的林芝、波密等站最先开始出现 ,然后逐渐向东向北传播 .我国东部比高原东南部要晚 4～ 8a .近 6 0 0a.来的 3次冷期和 3次暖期都是青藏高原出现最早 ,其次是祁连山 ,继而是我国东部 .高原百年尺度的冷暖变化比我国东部要早 10～ 6 0a .一些事实表明 ,从岩石圈中去寻找百年以下气候变化“启动区”的原因 ,可能是一条有效的途径 .</p> . <p>研究表明 ,1980年以来开始的新暖期和 1955年以来 10年尺度的温度波动都是高原东南部的林芝、波密等站最先开始出现 ,然后逐渐向东向北传播 .我国东部比高原东南部要晚 4～ 8a .近 6 0 0a.来的 3次冷期和 3次暖期都是青藏高原出现最早 ,其次是祁连山 ,继而是我国东部 .高原百年尺度的冷暖变化比我国东部要早 10～ 6 0a .一些事实表明 ,从岩石圈中去寻找百年以下气候变化“启动区”的原因 ,可能是一条有效的途径 .</p> |
| [5] | . ４０Ｍａ前印度板块与欧亚板块的碰掸导致了特提斯海的封闭和西藏成陆，但４０－２０ＭａＢｐ 间地面很低。２０Ｍａ前的构造运动使青藏地区一些山地隆起，但而后又经历了长期的夷平，地貌与生物证据揭示，早上新世高原的高度仅约１０００ｍ，高原的强 裂隆起开始于３．４Ｍａ前，这被高原内外普启蒙的砾岩堆积和盆地演化记录下来。 . ４０Ｍａ前印度板块与欧亚板块的碰掸导致了特提斯海的封闭和西藏成陆，但４０－２０ＭａＢｐ 间地面很低。２０Ｍａ前的构造运动使青藏地区一些山地隆起，但而后又经历了长期的夷平，地貌与生物证据揭示，早上新世高原的高度仅约１０００ｍ，高原的强 裂隆起开始于３．４Ｍａ前，这被高原内外普启蒙的砾岩堆积和盆地演化记录下来。 |
| [6] | . |
| [7] | . The Asian summer monsoon affects more than sixty percent of the world's population; understanding its controlling factors is becoming increasingly important due to the expanding human influence on the environment and climate and the need to adapt to global climate change. Various mechanisms have been suggested; however, an overarching paradigm delineating the dominant factors for its generation and strength remains debated. Here we use observation data and numerical experiments to demonstrates that the Asian summer monsoon systems are controlled mainly by thermal forcing whereas large-scale orographically mechanical forcing is not essential: the South Asian monsoon south of 20掳N by land-sea thermal contrast, its northern part by the thermal forcing of the Iranian Plateau, and the East Asian monsoon and the eastern part of the South Asian monsoon by the thermal forcing of the Tibetan Plateau. |
| [8] | . 使用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的客观分析资料、ECMWF/TOGA补充数据集，美国NMC气候分析中心的向外长波辐射（OLR）资料以及国家气候中心存档的中国336个测站的降水资料，研究了1989年春天青藏高原和邻近地区的热力特征和环流特征，及其对亚洲季风区季节转换的影响。文中集中分析了表面感热和潜热通量的时空分布特征。结果表明：1989年亚洲季风的爆发由三个接续的阶段组成。第一阶段是5月上旬在孟加拉湾东岸，称为孟加拉（BOB）季风爆发阶段。第二阶段是5月20日左右开始的中国南海（SCS）季风爆发阶段。第三阶段是6月10日左右开始的印度上空的南亚季风（或称印度季风）的爆发阶段。分析表明，正是由于青藏高原的热力和机械强迫作用才使亚洲季风首先在孟加拉湾地区出现。BOB季风环流提供了有利的背景条件，使SCS季风接着爆发。最后随着亚洲热带流型的西移，印度季风爆发才发生。 . 使用欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的客观分析资料、ECMWF/TOGA补充数据集，美国NMC气候分析中心的向外长波辐射（OLR）资料以及国家气候中心存档的中国336个测站的降水资料，研究了1989年春天青藏高原和邻近地区的热力特征和环流特征，及其对亚洲季风区季节转换的影响。文中集中分析了表面感热和潜热通量的时空分布特征。结果表明：1989年亚洲季风的爆发由三个接续的阶段组成。第一阶段是5月上旬在孟加拉湾东岸，称为孟加拉（BOB）季风爆发阶段。第二阶段是5月20日左右开始的中国南海（SCS）季风爆发阶段。第三阶段是6月10日左右开始的印度上空的南亚季风（或称印度季风）的爆发阶段。分析表明，正是由于青藏高原的热力和机械强迫作用才使亚洲季风首先在孟加拉湾地区出现。BOB季风环流提供了有利的背景条件，使SCS季风接着爆发。最后随着亚洲热带流型的西移，印度季风爆发才发生。 |
| [9] | Die Meteorologie des Qinghai-Tibet-Plateaus erfuhr in jüngsten Jahren bedeutende Beachtung und Fortschritte. Bemerkenswert ist die Errichtung eines Beobachtungsnetzes in dieser Region. Aus diesen Beobachtungen entsprangen neue, signifikante Erkenntnisse, die teilweise in dem Buch 67Meteorologie des Qinghai-Tibet-Plateau’ [13] erw01hnt sind. Die neuen Forschungsresultate weisen auf die dynamische und thermische Bedeutung des Plateaus in der Erzeugung atmosph01rischer Zirkulationssysteme hin. Die dynamischen Effekte des Plateaus sind schon l01nger bekannt [3, 2, 5]. Auf die thermischen Effekte wurde ebenfalls schon in früherer Literatur hingewiesen [20, 7], doch wurden diese Effekte neuerlich intensiv untersucht. In der vorliegenden Arbeit wird der thermische Einflu08 des Plateaus diskutiert, beginnend mit einer Absch01tzung des Jahresganges der Intensit01t der W01rmequelle über dem Plateau und des Einflusses dieser Quelle auf die atmosph01rische Zirkulation. Sodann wird die Rolle der Konvektion in der Aufrechterhaltung der gro08r01umigen Sommerzirkulation über dem Plateau beschrieben. Schlie08lich werden Vergleiche zwischen den Effekten des Plateaus und der tropischen Ozeane auf die Sommerzirkulation angestellt. |
| [10] | 总结了近年来关于青藏高原热力 作用的气候特征及其对北半球区域气候影响的研究成果,主要包括:青藏高原热力作用不仅对亚洲季风和降水变率有着重要影响,而且还通过激发类似于亚洲-太平 洋涛动的大尺度遥相关,影响着北美和欧洲以及南印度洋的大气环流和气候.青藏高原气候不是被动的受热带太平洋海温影响,它也可以通过北太平洋大气环流调制 着太平洋热带和中纬度海-气相互作用.春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、哈德莱(Hadley)环流和赤道辐合带(ITCZ),调制 着热带ENSO发展,因此研究从青藏高原气候异常来预测ENSO发展的方法是必要的.这体现了北半球海-陆-气相互作用的本质.由于过去的研究更多地集中 在青藏高原对亚洲季风区气候的影响方面,因而加强研究青藏高原在北半球乃至全球气候变化中的作用十分必要. . 总结了近年来关于青藏高原热力 作用的气候特征及其对北半球区域气候影响的研究成果,主要包括:青藏高原热力作用不仅对亚洲季风和降水变率有着重要影响,而且还通过激发类似于亚洲-太平 洋涛动的大尺度遥相关,影响着北美和欧洲以及南印度洋的大气环流和气候.青藏高原气候不是被动的受热带太平洋海温影响,它也可以通过北太平洋大气环流调制 着太平洋热带和中纬度海-气相互作用.春、夏季青藏高原加热异常通过影响北太平洋副热带高压、哈德莱(Hadley)环流和赤道辐合带(ITCZ),调制 着热带ENSO发展,因此研究从青藏高原气候异常来预测ENSO发展的方法是必要的.这体现了北半球海-陆-气相互作用的本质.由于过去的研究更多地集中 在青藏高原对亚洲季风区气候的影响方面,因而加强研究青藏高原在北半球乃至全球气候变化中的作用十分必要. |
| [11] | . 利用1961-2007年青藏高原66个气象台站气温和降水量资料，通过典型气候分区，系统研究了近47年来青藏高原气温、降水量等气候因子时空演变规律，揭示了青藏高原不同区域气候变化的差异性。研究表明：近47年来，青藏高原的气候呈现出显著增暖趋势，年平均气温以0.37℃/10a的速率上升，气候变暖在夜间要较日间明显。冬季较其他季节明显，2月气温由冷向暖的转变最为显著，8月最不显著，且在某些区域有变冷迹象；高原边缘地区气候变暖要明显于高原腹地，青海北部区特别是柴达木盆地是青藏高原气候变化的敏感区。降水量总体表现出增多态势，气候倾向率达9.1 mm/10a，但区域性差异较为明显，藏东南川西区是青藏高原降水量增多最显著的地区；12月至次年5月即冬春季整个青藏高原降水量随着气候变暖而增多，7月和9月黄河上游区1987年后干旱化趋势明显。 . 利用1961-2007年青藏高原66个气象台站气温和降水量资料，通过典型气候分区，系统研究了近47年来青藏高原气温、降水量等气候因子时空演变规律，揭示了青藏高原不同区域气候变化的差异性。研究表明：近47年来，青藏高原的气候呈现出显著增暖趋势，年平均气温以0.37℃/10a的速率上升，气候变暖在夜间要较日间明显。冬季较其他季节明显，2月气温由冷向暖的转变最为显著，8月最不显著，且在某些区域有变冷迹象；高原边缘地区气候变暖要明显于高原腹地，青海北部区特别是柴达木盆地是青藏高原气候变化的敏感区。降水量总体表现出增多态势，气候倾向率达9.1 mm/10a，但区域性差异较为明显，藏东南川西区是青藏高原降水量增多最显著的地区；12月至次年5月即冬春季整个青藏高原降水量随着气候变暖而增多，7月和9月黄河上游区1987年后干旱化趋势明显。 |
| [12] | . 基于1961～2006年中国地面观测气温和降水资料，对青藏高原地区以及中国其他6个地区地表气温、降水的变化趋势和突变时间进行了检测和比较。结果发现，(1)地表气温：1961～2006年青藏高原地区年和四季的地表气温都呈增加趋势。年平均地表气温在20世纪80年代中期开始变暖，但显著快速增暖的突变发生在90年代中期，该时间比东北、华北、西北和淮河地区晚，与长江中下游和华南地区接近，不同季节青藏高原地区与其他地区变暖突变时间的差别也各有不同，但所有季节快速变暖突变的时间都比东北地区晚，中国东部陆地地区年和冬季平均地表气温表现出北早南晚的经向差异；(2)降水：1961～2006年青藏高原地区年降水量没有检测到显著的变化趋势，冬春降水量显著增加，而夏季降水有微弱的减少，秋季降水显著减少。降水突变的信号明显比温度突变的信号弱，年降水量和春季降水都没有检测到突变的发生，降水突变方向(增或减)和突变时间在区域与区域之间以及不同季节之间都存在较大差异。由上可见，青藏高原气候的显著快速变化比中国东部长江以北地区有明显的滞后现象，尤其是冬春温度变化，这可能是由于青藏高原地区积雪增加导致的反照率增加和冰川融化吸热对青藏高原变暖的减弱作用所致。 . 基于1961～2006年中国地面观测气温和降水资料，对青藏高原地区以及中国其他6个地区地表气温、降水的变化趋势和突变时间进行了检测和比较。结果发现，(1)地表气温：1961～2006年青藏高原地区年和四季的地表气温都呈增加趋势。年平均地表气温在20世纪80年代中期开始变暖，但显著快速增暖的突变发生在90年代中期，该时间比东北、华北、西北和淮河地区晚，与长江中下游和华南地区接近，不同季节青藏高原地区与其他地区变暖突变时间的差别也各有不同，但所有季节快速变暖突变的时间都比东北地区晚，中国东部陆地地区年和冬季平均地表气温表现出北早南晚的经向差异；(2)降水：1961～2006年青藏高原地区年降水量没有检测到显著的变化趋势，冬春降水量显著增加，而夏季降水有微弱的减少，秋季降水显著减少。降水突变的信号明显比温度突变的信号弱，年降水量和春季降水都没有检测到突变的发生，降水突变方向(增或减)和突变时间在区域与区域之间以及不同季节之间都存在较大差异。由上可见，青藏高原气候的显著快速变化比中国东部长江以北地区有明显的滞后现象，尤其是冬春温度变化，这可能是由于青藏高原地区积雪增加导致的反照率增加和冰川融化吸热对青藏高原变暖的减弱作用所致。 |
| [13] | . 通过对青藏高原72个地面气象站1962～1999年的气温和降水变化的分析,以唐古拉山脉为界将高原分为青海区和西藏区,分别考察了两区冬春(上年10月～当年5月)和汛期(当年6月～9月)气温与降水的变化趋势、突变及其周期振荡,得出的主要结论为:近38年(1962～1999)来,青藏高原呈升温趋势,冬春大多数台站的升温率为0.02～0.03 ℃ a-1,汛期大多数台站的升温率为0.01～0.02 ℃ a-1;20世纪80年代以来,高原冬春气温的升温更为强烈,汛期青海区的升温变得强烈,但西藏区反呈微弱降温趋势,降温主要发生在西藏的江河谷地;全球性的1980年左右的暖突变在青藏高原是明显存在的;近38年来,青海区冬春降水和西藏区汛期降水存在相同的相位变化,即20世纪60年代基本偏多,20世纪70年代和20世纪80年代初偏少,20世纪80年代中到20世纪90年代偏多;青海区汛期降水与西藏区汛期降水的变化存在反向的关系,但它的转折点要滞后4～5年,青海区汛期降水20世纪60年代偏少,20世纪70年代和20世纪80年代偏多,20世纪90年代偏少;西藏区冬春降水呈现自己独特的变化,20世纪60年代到20世纪70年代初偏少,20世纪70年代中末期到20世纪90年代偏多;高原气温主要存在准3年、5～8年和准11年的周期振荡,高原降水主要存在3～5年、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显著性不一. . 通过对青藏高原72个地面气象站1962～1999年的气温和降水变化的分析,以唐古拉山脉为界将高原分为青海区和西藏区,分别考察了两区冬春(上年10月～当年5月)和汛期(当年6月～9月)气温与降水的变化趋势、突变及其周期振荡,得出的主要结论为:近38年(1962～1999)来,青藏高原呈升温趋势,冬春大多数台站的升温率为0.02～0.03 ℃ a-1,汛期大多数台站的升温率为0.01～0.02 ℃ a-1;20世纪80年代以来,高原冬春气温的升温更为强烈,汛期青海区的升温变得强烈,但西藏区反呈微弱降温趋势,降温主要发生在西藏的江河谷地;全球性的1980年左右的暖突变在青藏高原是明显存在的;近38年来,青海区冬春降水和西藏区汛期降水存在相同的相位变化,即20世纪60年代基本偏多,20世纪70年代和20世纪80年代初偏少,20世纪80年代中到20世纪90年代偏多;青海区汛期降水与西藏区汛期降水的变化存在反向的关系,但它的转折点要滞后4～5年,青海区汛期降水20世纪60年代偏少,20世纪70年代和20世纪80年代偏多,20世纪90年代偏少;西藏区冬春降水呈现自己独特的变化,20世纪60年代到20世纪70年代初偏少,20世纪70年代中末期到20世纪90年代偏多;高原气温主要存在准3年、5～8年和准11年的周期振荡,高原降水主要存在3～5年、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显著性不一. |
| [14] | . <p>以1971~2000年青藏高原77个气象台站的观测数据 (最低、最高气温,日照时数,相对湿度,风速和降水量) 为基础,应用1998年FAO推荐的Penman-Monteith模型,并根据我国实际状况对其辐射项进行修正,模拟了青藏高原1971~2000年的最大可能蒸散,并由Vyshotskii模型转换为干燥度,力求说明近30年青藏高原的气候变化趋势,以及干湿状况的空间分布。应用线性回归法计算变化趋势,并用Mann-Kendall方法进行趋势检验。结果表明：青藏高原近30年气候变化的总体特征是气温呈上升趋势,降水呈增加趋势,最大可能蒸散呈降低趋势,大多数地区的干湿状况有由干向湿发展的趋势。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。</p> . <p>以1971~2000年青藏高原77个气象台站的观测数据 (最低、最高气温,日照时数,相对湿度,风速和降水量) 为基础,应用1998年FAO推荐的Penman-Monteith模型,并根据我国实际状况对其辐射项进行修正,模拟了青藏高原1971~2000年的最大可能蒸散,并由Vyshotskii模型转换为干燥度,力求说明近30年青藏高原的气候变化趋势,以及干湿状况的空间分布。应用线性回归法计算变化趋势,并用Mann-Kendall方法进行趋势检验。结果表明：青藏高原近30年气候变化的总体特征是气温呈上升趋势,降水呈增加趋势,最大可能蒸散呈降低趋势,大多数地区的干湿状况有由干向湿发展的趋势。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。</p> |
| [15] | . 海拔敏感性是当前全球气候变化研究的热点之一,青藏高原作为"世界屋脊",探讨该区域气候变暖与海拔的关系对全球气候变化研究具有重要的参考意义。本文基于1971-2012年青藏高原及周边地区123个气象站的月平均气温数据,采用Mann-Kendall(M-K)趋势分析和突变检验、滑动t检验等方法分析了该地区气温变化的时空分布及其与海拔的关系。结果表明:①1971-2012年研究区年、四季、最热月和最冷月均温均呈现显著上升趋势,但增温幅度空间差异明显,具体表现为中、东部和东北部高,东南部低的态势;②除春季外,研究区增温幅度总体呈现随海拔上升而增加的趋势,且该趋势在青藏高原主体范围内尤为明显,但在不同海拔梯度内存在显著差异,其中海拔2 000~3 000m内增温对海拔的敏感性最强,海拔3 000~4 000m次之,而在海拔4 000m以上区域,增温幅度随海拔增加呈现下降趋势;③年均温的突变年份与海拔存在明显的线性关系,具体表现为:海拔每升高1 000m,突变年份推迟1.1~1.2年(p=0.001);④青藏高原年均温变化趋势及其海拔敏感性对研究时段起、止年份的选取较为敏感。 . 海拔敏感性是当前全球气候变化研究的热点之一,青藏高原作为"世界屋脊",探讨该区域气候变暖与海拔的关系对全球气候变化研究具有重要的参考意义。本文基于1971-2012年青藏高原及周边地区123个气象站的月平均气温数据,采用Mann-Kendall(M-K)趋势分析和突变检验、滑动t检验等方法分析了该地区气温变化的时空分布及其与海拔的关系。结果表明:①1971-2012年研究区年、四季、最热月和最冷月均温均呈现显著上升趋势,但增温幅度空间差异明显,具体表现为中、东部和东北部高,东南部低的态势;②除春季外,研究区增温幅度总体呈现随海拔上升而增加的趋势,且该趋势在青藏高原主体范围内尤为明显,但在不同海拔梯度内存在显著差异,其中海拔2 000~3 000m内增温对海拔的敏感性最强,海拔3 000~4 000m次之,而在海拔4 000m以上区域,增温幅度随海拔增加呈现下降趋势;③年均温的突变年份与海拔存在明显的线性关系,具体表现为:海拔每升高1 000m,突变年份推迟1.1~1.2年(p=0.001);④青藏高原年均温变化趋势及其海拔敏感性对研究时段起、止年份的选取较为敏感。 |
| [16] | . . |
| [17] | . <FONT face=Verdana>利用我国青藏高原南部24个站点1971-2007年37a的月平均气温和月降水量资料, 对该地区气温和降水量的时空变化特征进行了详细分析. 结果表明: 1) 37a来该地区气候显著变暖, 年平均气温升温率为0.33℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>,气候变暖主要发生于1990年后. 1991-2007年气候变暖加速, 升温率达到0.76℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>, 1997年后升温尤为迅速，升温率达1.14℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>. 变暖表现为全年温度升高, 其中冬季增暖尤为显著, 1971-2007年升温率为0.41℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>，1991-2007年快速上升为1.4℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>. 变暖速率具有从东向西的增加趋势; 2)年降水量呈增加趋势, 但不明显. 降水量变化地区差异显著, 西部地区降水量显著减少, 东部地区总体呈增加趋势. 随海拔和地形升高，年降水量有从东向西的减少趋势; 3)综合而言, 37a来青藏高原南部地区气候变化呈现暖湿组合特征, 但地区差异显著, 东部地区变暖变湿, 西部地区在变暖变干.</FONT> . <FONT face=Verdana>利用我国青藏高原南部24个站点1971-2007年37a的月平均气温和月降水量资料, 对该地区气温和降水量的时空变化特征进行了详细分析. 结果表明: 1) 37a来该地区气候显著变暖, 年平均气温升温率为0.33℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>,气候变暖主要发生于1990年后. 1991-2007年气候变暖加速, 升温率达到0.76℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>, 1997年后升温尤为迅速，升温率达1.14℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>. 变暖表现为全年温度升高, 其中冬季增暖尤为显著, 1971-2007年升温率为0.41℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>，1991-2007年快速上升为1.4℃<FONT face=Verdana> ．</FONT>(10a)<SUP>-1</SUP>. 变暖速率具有从东向西的增加趋势; 2)年降水量呈增加趋势, 但不明显. 降水量变化地区差异显著, 西部地区降水量显著减少, 东部地区总体呈增加趋势. 随海拔和地形升高，年降水量有从东向西的减少趋势; 3)综合而言, 37a来青藏高原南部地区气候变化呈现暖湿组合特征, 但地区差异显著, 东部地区变暖变湿, 西部地区在变暖变干.</FONT> |
| [18] | . Temperature trend magnitudes at 71 homogenized surface stations with elevations above 2000 m asl in the eastern and central Tibetan Plateau (TP) and 56 grid points from surface NCEP and ERA-40 reanalyses in the TP's vicinity are examined. Both the surface meteorological stations and ERA-40 show general warming trends at the majority of locations, especially in winter. NCEP fails to identify this. Compared with the surface stations, both NCEP and ERA-40 reanalysis data underestimate air temperature trends in the TP, but ERA-40 is better than NCEP. There are no simple linear relationships between elevation and temperature trend magnitudes on an annual or seasonal basis in the surface data or ERA-40, and in NCEP this relationship is inconsistent. Instead there are significant correlations between mean annual and seasonal temperatures and temperature trend magnitudes in the surface dataset and NCEP data (but not ERA-40). We suggest this is due to cryospheric feedback since trends are enhanced when mean annual temperatures are near freezing. The absence of any simple elevation dependency in temperature trends suggests that the rapid warming rate derived from high elevation ice-cores in this region should be interpreted with caution. In addition, more attention should be given to the selection of reanalysis to represent surface climate in the TP, since topographical differences between grid points and stations, and other reanalysis model differences such as surface land schemes, cause differences in trend identification and patterns in this critical region. |
| [19] | . <p>以青藏高原52 个气象台站1971~2008 年的逐月气温、降水资料为基础, 采用因子分析、气候趋势分析、气候突变分析等方法, 对高原内部不同区域的气候变化特征进行研究, 并讨论了高原湖泊环境对气候变化的响应。结果表明, 近40 a 来, 青藏高原各区域年平均气温整体持续上升, 柴达木地区增温尤为显著, 年平均气温增长率达0.49℃/10a;1987 年和1998 年各区域气温普遍由低向高突变, 1998 年以来增温尤为显著。年可利用降水的变化特征存在区域差异, 柴达木地区、藏北南羌塘高原东部地区整体增湿。除藏东地区, 青藏高原其它地区气候条件于20 世纪末21 世纪初由暖干向暖湿转变, 受其影响, 以青海湖、鄂陵湖、冬给措纳、兹格塘错为代表的高原大型湖泊表现出水位上升、湖水离子浓度减小的特征, 反映了气候暖湿条件下湖泊水量的增加。</p> . <p>以青藏高原52 个气象台站1971~2008 年的逐月气温、降水资料为基础, 采用因子分析、气候趋势分析、气候突变分析等方法, 对高原内部不同区域的气候变化特征进行研究, 并讨论了高原湖泊环境对气候变化的响应。结果表明, 近40 a 来, 青藏高原各区域年平均气温整体持续上升, 柴达木地区增温尤为显著, 年平均气温增长率达0.49℃/10a;1987 年和1998 年各区域气温普遍由低向高突变, 1998 年以来增温尤为显著。年可利用降水的变化特征存在区域差异, 柴达木地区、藏北南羌塘高原东部地区整体增湿。除藏东地区, 青藏高原其它地区气候条件于20 世纪末21 世纪初由暖干向暖湿转变, 受其影响, 以青海湖、鄂陵湖、冬给措纳、兹格塘错为代表的高原大型湖泊表现出水位上升、湖水离子浓度减小的特征, 反映了气候暖湿条件下湖泊水量的增加。</p> |
| [20] | . 青藏高原是中国最大、世界海拔最高的高原,它对全球气候系统存在显著影响.本文对青藏高原自1960年以来的气温变化特征及其影响因素的研究进行了概述与总结.近50 年来,青藏高原气温明显上升,经历了一个冷期和一个暖期,气温在20 世纪80 年代发生突变,整体呈现前低后高波动上升的趋势;最低气温和最高气温呈不对称的线性增温趋势,最低气温的上升速率要比最高气温快得多;而极端事件频率、强度也有所变化,其中低温事件大大减少,高温事件则明显增加;各类界限温度的积温以及持续日数等生物温度指标也都显著增加.在空间分布上,青藏高原气温呈现出整体一致增暖,并且有西高东低、南北反相的变化形态.影响青藏高原气温变化的因素有很多,主要包括天文因素、高原内部气象要素以及外部环流影响等. . 青藏高原是中国最大、世界海拔最高的高原,它对全球气候系统存在显著影响.本文对青藏高原自1960年以来的气温变化特征及其影响因素的研究进行了概述与总结.近50 年来,青藏高原气温明显上升,经历了一个冷期和一个暖期,气温在20 世纪80 年代发生突变,整体呈现前低后高波动上升的趋势;最低气温和最高气温呈不对称的线性增温趋势,最低气温的上升速率要比最高气温快得多;而极端事件频率、强度也有所变化,其中低温事件大大减少,高温事件则明显增加;各类界限温度的积温以及持续日数等生物温度指标也都显著增加.在空间分布上,青藏高原气温呈现出整体一致增暖,并且有西高东低、南北反相的变化形态.影响青藏高原气温变化的因素有很多,主要包括天文因素、高原内部气象要素以及外部环流影响等. |
| [21] | . <p>基于69个气象台站的气象数据,对青藏高原地区1961~2005年来的主要气候因子特征进行了分析。结果表明:1961~2005年的45年间,青藏高原地区年平均温度呈上升趋势,其倾向率为0.265℃/10a,其中青藏高原地区冬季气温变暖趋势明显,春季变暖趋势不明显;20世纪80年代以来青藏高原地区的温度升高有加速的趋势。近45年来青藏高原地区年降水量呈现微弱增加趋势,其倾向率为8.21mm/10a。青藏高原地区春季和冬季降水量都以增加趋势为主,但春季增加趋势远远大于冬季。青藏高原地区降水存在一定的周期性,32个站表现出短周期特性,为2~4年左右;11个站表现出中周期特性,为5~8年;6个站表现出长周期特性,均大于10年。1961~2005年间,青藏高原地区整体气候变化以暖湿化趋势为主,暖湿化站点占总数的67％。</p> . <p>基于69个气象台站的气象数据,对青藏高原地区1961~2005年来的主要气候因子特征进行了分析。结果表明:1961~2005年的45年间,青藏高原地区年平均温度呈上升趋势,其倾向率为0.265℃/10a,其中青藏高原地区冬季气温变暖趋势明显,春季变暖趋势不明显;20世纪80年代以来青藏高原地区的温度升高有加速的趋势。近45年来青藏高原地区年降水量呈现微弱增加趋势,其倾向率为8.21mm/10a。青藏高原地区春季和冬季降水量都以增加趋势为主,但春季增加趋势远远大于冬季。青藏高原地区降水存在一定的周期性,32个站表现出短周期特性,为2~4年左右;11个站表现出中周期特性,为5~8年;6个站表现出长周期特性,均大于10年。1961~2005年间,青藏高原地区整体气候变化以暖湿化趋势为主,暖湿化站点占总数的67％。</p> |
| [22] | . 利用青藏高原及其邻近地区165个站1961~1990年月平均地面气温资料,分析了气候变暖与海拔高度的关系。结果表明:近30年青藏高原及其相邻地区的地面气候变暖与海拔高度有关,变暖的幅度一般随海拔高度升高而增大。海拔高度在500m以下、500~1500,1500~2500,2500~3500及3500m以上等不同高度范围内台站平均的年平均温度的增温率分别为0.0,0.11,0.12,0.19和0.25℃/10a。 . 利用青藏高原及其邻近地区165个站1961~1990年月平均地面气温资料,分析了气候变暖与海拔高度的关系。结果表明:近30年青藏高原及其相邻地区的地面气候变暖与海拔高度有关,变暖的幅度一般随海拔高度升高而增大。海拔高度在500m以下、500~1500,1500~2500,2500~3500及3500m以上等不同高度范围内台站平均的年平均温度的增温率分别为0.0,0.11,0.12,0.19和0.25℃/10a。 |
| [23] | . 中国的气候变化与全球变化有相当的一致性，但也存在明显差别。在全球变暖背景下，近100 a来中国年平均地表气温明显增加，升温幅度比同期全球平均值略高。近100 a和近50 a的降水量变化趋势不明显，但1956年以来出现了微弱增加的趋势。近50 a来中国主要极端天气气候事件的频率和强度也出现了明显的变化。研究表明，中国的CO2年排放量呈不断增加趋势，温室气体正辐射强迫的总和是造成气候变暖的主要原因。对21世纪气候变化趋势做出的预测表明：未来20～100 a，中国地表气温增加明显，降水量也呈增加趋势。 . 中国的气候变化与全球变化有相当的一致性，但也存在明显差别。在全球变暖背景下，近100 a来中国年平均地表气温明显增加，升温幅度比同期全球平均值略高。近100 a和近50 a的降水量变化趋势不明显，但1956年以来出现了微弱增加的趋势。近50 a来中国主要极端天气气候事件的频率和强度也出现了明显的变化。研究表明，中国的CO2年排放量呈不断增加趋势，温室气体正辐射强迫的总和是造成气候变暖的主要原因。对21世纪气候变化趋势做出的预测表明：未来20～100 a，中国地表气温增加明显，降水量也呈增加趋势。 |
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| [25] | . Cold and warm temperature extremes predominantly occurring in winter gained much more attention than mean temperatures. On the basis of daily maximum and minimum surface air temperature records at 303 meteorological stations in China, the spatial and temporal distributions of five indices for winter (DJF: December, subsequent January and February) temperature extremes are analysed during 19612003. For the majority of stations, the frequency of cold days/nights decreases by 1.33/ 2.98 and warm days/nights increases by 0.92/2.35 d/decade, respectively. Cold days/nights are significantly negatively correlated with the Arctic Oscillation (AO) index, while warm days/nights are positively correlated with the AO. The diurnal temperature range (DTR) has a declining trend with rate of 0.25 degrees C/decade and positive correlation with the AO index. Compared with other regions in China, stations in the northern China have larger trend magnitudes and stronger correlations with the AO index, and the AO can explain more than 50% of winter temperature extreme change in China. Compared with the annual basis, the winter temperature extremes have larger trend magnitudes, which reflect the rapid warming. During strongly positive AO index years, enhanced contrast tropospheric temperature (defined as the average of air temperature vertically integrated between 200 hPa and 1000 hPa based on the National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research reanalysis) between the north of China and the southern China weakens the East Asian winter monsoon which in turn reduces cold outbreaks in the northern and eastern China. The composites of large-scale atmospheric circulation are consistent with the asymmetrical changes of the geopotential height, zonal and meridional winds at high and mid latitudes at troposphere. Meanwhile, the linkage between the AO and solar activity also modulates the winter temperature extremes, while the mechanism needs to be investigated. Copyright (c) 2012 Royal Meteorological Society |
| [26] | . 基于月平均NCEP/NCAR再分析资料、CMAP全球降水资料及中国台站降水和冷空气资料,首先概括了东亚冬季风环流系统的主要成员,并对基于这些环流系统定义的有代表性的4种东亚冬季风指数进行了比较分析.结果表明,4种指数具有比较一致的年际和年代际变化特征,相互间都为显著正相关,表明各指数都能较好地反映出其他环流系统成员的异常.功率谱分析结果显示,所有东亚冬季风指数均具有3-4年的年际变化周期和6.5年周期及9-15年的年代际变化周期.此外绝大部分指数在20世纪80年代之后都有线性减弱的趋势.所有季风指数都能够很好地反映"强(弱)冬季风年,低层西伯利亚高压偏强(弱),阿留申低压偏深(浅),副热带北风气流偏强(弱),东亚副热带地区气温偏低(高),中层东亚大槽偏深(浅)及高层副热带西风急流偏强(弱)"的基本特性.但各指数与冬季影响中国的冷空气次数间均无很好的对应关系.另外,绝大多数指数与东亚地区夏季降水也有较好的滞后关系,表明冬季风不仅对同期环流系统存在作用,而且还可能影响到夏季. . 基于月平均NCEP/NCAR再分析资料、CMAP全球降水资料及中国台站降水和冷空气资料,首先概括了东亚冬季风环流系统的主要成员,并对基于这些环流系统定义的有代表性的4种东亚冬季风指数进行了比较分析.结果表明,4种指数具有比较一致的年际和年代际变化特征,相互间都为显著正相关,表明各指数都能较好地反映出其他环流系统成员的异常.功率谱分析结果显示,所有东亚冬季风指数均具有3-4年的年际变化周期和6.5年周期及9-15年的年代际变化周期.此外绝大部分指数在20世纪80年代之后都有线性减弱的趋势.所有季风指数都能够很好地反映"强(弱)冬季风年,低层西伯利亚高压偏强(弱),阿留申低压偏深(浅),副热带北风气流偏强(弱),东亚副热带地区气温偏低(高),中层东亚大槽偏深(浅)及高层副热带西风急流偏强(弱)"的基本特性.但各指数与冬季影响中国的冷空气次数间均无很好的对应关系.另外,绝大多数指数与东亚地区夏季降水也有较好的滞后关系,表明冬季风不仅对同期环流系统存在作用,而且还可能影响到夏季. |
| [27] | . <a name="Abs1"></a>The analysis of 43 years of NCEP-NCAR reanalysis data and station observations reveals the connections between tropospheric temperature variations and the weakening of the Indian summer monsoon circulation. The Indian summer monsoon variation is strongly linked to tropospheric temperature over East Asia, showing significant positive correlations of mean tropospheric temperature with all-Indian summer rainfall and the monsoon circulation intensity. The result shows that Indian summer monsoon circulation underwent two weakening processes in recent decades. The first occurred in circa the mid-1960s, and the other occurred in circa the late 1970s. The finding indicates that the mean tropospheric temperature may play a crucial role in the weakening of the Indian summer monsoon intensity via changing land-sea thermal contrast. The role of the tropospheric temperature contrast between East Asia and the tropical area from the eastern Indian Ocean to the tropical western Pacific is to weaken the Indian summer monsoon circulation. |
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| [29] | . [1] Systematic biases were found in the National Center for Atmospheric Research Regional Climate Model (NCAR RegCM2) through the 10-year east Asian summer simulations. In the simulations, positive and negative surface temperature biases of 2掳–4掳C occurred systematically over north China and Mongolia. The model also produced excessive precipitation over land but less precipitation over the southern ocean of the model domain. In this study, impacts of land cover changes (LCC) on the systematic biases were investigated through the cool/wet and warm/dry summer climate simulations using two types of land cover maps using RegCM2. One type was an NCAR land cover map, and the other was a current land cover map derived from satellite data. Simulated latent heat flux and wind speed increased noticeably over central and north China, where deciduous broad leaf trees have been replaced by mixed farm and irrigated crop. As a result, the systematic positive biases over central and north China were greatly reduced regardless of climate regimes. Cooling in central and north China resulted in a pressure gradient decrease between the east Asian continent and the Pacific Ocean. The decrease in pressure gradient suppressed northward transport of moisture from south China and the South China Sea. The change reduced not only excessive precipitation over north China and Mongolia but also less precipitation over south China. However, in LCC, precipitation increased in the Korean Peninsula and the Japan Islands, in particular, during July and August. As a result, LCC resulted in cooler and drier summer climate over north China, but cooler and wetter summer climate over the Korean Peninsula and the Japan Islands irrespective of climate regimes. In general, the impacts of LCC were relatively significant in the warm and dry summer. |
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| [31] | . The impact on the extreme and frequency distribution of maximum temperature and convective precipitation resulting from a change in land cover is compared to the impact of an increase in CO. Simulations using estimates of natural and current land cover at 280, 355, 430 and 505 ppmv were performed to explore the relationship between land cover change and COlevel. We analyzed the return values of the annual daily maximum temperature and the seasonal changes of frequency in daily maximum temperature and convective precipitation over Europe and China. Our results confirm that increasing COleads to increases in maximum temperatures and changes in rainfall intensity. We show that land cover change can cause similar impacts. Depending on the nature of the land cover changes, rainfall intensity and maximum temperatures can changed by amounts similar to those caused by increased CO. In effect, the distribution of land cover can affect the climate's sensitivity to increasing CO. |
