Page 22 - 《高原气象》2025年第5期

高 原 气 象 44 卷
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图7 1980 -2020年积雪季青藏高原平均气温（a）、 累积降水量（b）的年际变化速率空间分布
Fig. 7 Spatial distribution of interannual variation rates of mean temperature （a） and cumulative precipitation （b）
on the Qinghai-Xizang （Tibetan） Plateau during the snow season from 1980 to 2020
从时间序列上来看， 1980 -2020 年积雪季青藏 的速率升温， 降水量以0. 94 mm·a 的速率减少， 暖
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-1
高 原 年 平 均 气 温 为 -6. 93~ -4. 57 ℃ ， 降 水 量 为 干化的气候条件共同导致雪深以0. 53 cm·（10a） 的
188. 96~247. 13 mm； 近 41 年积雪季， 平均气温的 速率减小； 恒河流域（GA）的气温以0. 31 ℃·（10a） -1
-1
升温速率为 0. 36 ℃·（10a）（P<0. 01）， 年降水量的 的速率升温， 降水量以0. 15 mm·a 的速率减少， 暖
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增加速率为 21. 41 mm·（10a）（P<0. 05）。对比年 干化的气候条件共同导致雪深以0. 41 cm·（10a） 的
-1
平均雪深可以发现， 通常“冷湿”年份（如 1983 年、 速率减小， 此外， 阿姆河流域（AD）和印度河流域
1998 年和 2020 年等）平均雪深偏大， “暖干”年份 （ID）暖干化的气候条件共同导致雪深呈减小趋势。
（如 1999 年、 2006 年和 2018 年等）平均雪深偏小。 而雅鲁藏布江流域（BM）、 高原内陆流域（IP）的气
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青藏高原平均雪深与气温的偏相关系数为-0. 47， 温分别以 0. 33 ℃·（10a） 、 0. 36 ℃·（10a） 的速率
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呈极显著负相关， 与累积降水量的偏相关系数为 升温， 降水量分别以0. 06 mm·a 、 0. 56 mm·a 的速
-0. 19（图8）， 表明气温变化对青藏高原雪深的影响 率增多， 雪深均以 0. 26 cm·（10a） 的速率减小， 说
-1
更显著， 近 41年来， 积雪季气候变暖是影响青藏高 明该流域气温对雪深的影响更显著； 相比于降水，
原平均雪深减小的主要原因。 气温对雪深影响更显著的流域还有长江流域（YZ）、
表 3给出了 1980 -2020年积雪季青藏高原平均 柴达木盆地（QD）和塔里木盆地（TR）。而黑河流域
雪深、 气温、 降水量及其年际变化速率的流域差 （HX）、黄河流域（YE）的气温以 0. 29 ℃·（10a） 和
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异。从表 3 中可以看出， 雪深对气候变化的响应具 0. 42 ℃·（10a） 的速率升温， 降水量以 0. 32 mm·a -1
有流域差异， 怒江流域（SW）的气温以0. 38 ℃·（10a） -1 和0. 58 mm·a 的速率增加， 雪深以0. 13 cm·（10a） -1
-1

图8 1980 -2020年积雪季青藏高原年平均气温、 累积降水量年际变化
Fig. 8 Interannual variations of annual mean temperature and cumulative precipitation on the
Qinghai-Xizang （Tibetan） Plateau during the snow season from 1980 to 2020