积雪是气候系统中一个重要的组成部分。积雪的高反射率使地表吸收的太阳辐射减少,近地面气温降低。积雪的相变也将影响热量的变化。因而积雪的存在对地气系统的辐射平衡有很大影响^{[1, 2]}。同时，积雪是一种重要的淡水资源，可提供生活和生产用水，为河流提供了水源。积雪的相关研究是理解气候变化的重要依据。我国的积雪主要分布在东北、西北和青藏高原等地区，青藏高原地势复杂，积雪地理分布极不均匀，是亚欧大陆的重要积雪区域，是年际变化和异常变化的敏感区域，对北半球甚至全球气候变化有指示意义。近百年来青藏高原积雪一直是中外气候学家的研究重点。

最早的积雪观测是用雪标竿观测的地面雪的厚度。现在的地面观测主要是气象站所观测的积雪日数和积雪深度。但在偏远地区受地形影响没有站点，而积雪受地形、风向、热量的影响空间分布极不均匀，所以地面观测数据在对偏远地区估测上存在很大误差。遥感技术的发展为获取积雪空间的分布提供了有效的数据。其中，光学遥感主要用于提取雪盖信息，也可提取雪深信息，但主要基于统计模型，缺乏理论依据。微波遥感则因其较强的穿透能力可到达地表以下，可用于雪深的反演，且其不受云层影响，可进行全天候观测^{[3, 4]}。Blanford^[5]用很少的气象资料分析指出喜马拉雅山冬春积雪和印度夏季风降水的反相关关系。韦志刚^[6]根据青藏高原72个气象站数据分析，指出高原20世纪60年代中到80年代末，积雪是增加趋势，20世纪90年代积雪又表现出减少趋势。柯长青^[7]通过对遥感和台站数据进行了综合分析，指出随着全球变暖，青藏高原积雪增加。王叶堂^[8]通过对MODIS数据分析，得出青藏高原积雪面积总体上呈现冬春季减少、夏秋季增加的趋势的结论。Foster^[9]利用SMMR和SMM/I被动微波数据对1979—2006年的南美的季节雪盖和积雪当量进行了分析。

国外被动微波遥感全球雪深的反演算法在青藏高原存在较大误差。车涛则在Chang^[10]算法基础上提出针对中国区域改进的算法。利用这一算法反演出的基于SMMR和SMM/I被动微波数据的雪深数据集总体精度平均达到86.4%^[11]。虽然已有大量对青藏高原区域的积雪研究，但我国利用微波数据对积雪日数和雪深在青藏高原的不同区域对全球变暖的不同响应研究还较少。本文利用这一雪深数据集，分析了1979—2007共29a的积雪深度、积雪日数的分布变化及对其趋势进行了线性回归分析。发现积雪日数和雪深在西北部和东南部与不同季节存在不同的趋势，并对其原因进行了讨论。这对更好的理解青藏高原对气候变化的响应有重要意义。

青藏高原是世界上最高、最年青的高原。青藏高原平均海拔4000m以上，有“世界屋脊”和“第三极”之称。青藏高原东西长2000多公里，南北宽1000多公里，其范围为26°00′12″N—39°46′50″N，73°18′52″E—104°46′59″E^[12]。青藏高原西起喀喇昆仑山，东到横断山脉，北至昆仑山，南抵喜马拉雅山，面积250多万km²，约占我国领土面积的四分之一。地形复杂，有冰峰、雪岭、宽谷、盆地、草原、湖泊、河流。青藏高原是亚洲许多大河的发源地，水力资源丰富。海拔高，年平均气温和最热月气温均低于我国其他地区，是全国热量资源最少的地区。空气比较干燥，稀薄，太阳辐射比较强。夏季温暖潮湿，冬季寒冷干燥。降水主要集中在夏季。受辐射、温度及水分条件影响，高原气候由东南暖热湿润向西北寒冷干旱变化，植被依次表现为东南部的半湿润的高山草甸和山地针叶林以及湿润的山地常绿阔叶林和热带常绿雨林、中部的半干旱高山草原和山地灌丛草原、西北部的高寒半荒漠和荒漠^[13]。

青藏高原冰雪覆盖面积大，积雪的变化将带来地表反射率的改变，进而影响气候。由于青藏高原又是我国许多大江大河的发源地，积雪的变化将影响当地及其下游许多地区的气候。当积雪过多时，将造成雪灾，给当地人民生活造成影响。

本文采用由“中国西部环境与生态科学数据中心”(http://westdc.westgis.ac.cn)提供的中国雪深长时间序列数据集(1978—2010)^{[11, 14, 15]}。该数据集采用了EASE-GRID和经纬度两种投影方式，空间分辨率为25km，时间分辨率为每天。经度范围为60°—140°E，纬度范围为15°—55°N。用于反演该雪深数据集的原始数据来自美国国家冰雪数据中心(NSIDC)处理的SMMR(1978—1987年),SSM/I(1987—2008年)和AMSR-E(2002—2010年)逐日被动微波亮温数据。本文应用了其中SMMR和SSM/I的亮度温度资料反演的1978年12月和1979—2007年的积雪数据。形式为ASCII码。所用的DEM数据为SRTM 90m分辨率高程数据(http://datamirror.csdb.cn/)。气象数据下载于中国气象科学数据共享服务网(http://cdc.cma.gov.cn/home.do)。

通过ARCGIS软件分析了青藏高原积雪深度及积雪日数的空间分布及时间变化。在不同的研究中，积雪日数的定义和划分的标准是不同的。一种定义为视野范围内一半以上被积雪覆盖；另一种定义为当积雪深度达到一定深度。基于这两种不同的标准在青藏高原的研究中积雪日数差别在10d以上^[16]。为了便于定量统计本文采用第二种。本文规定当积雪深度>1cm时，为一个积雪日。四季的划分为前冬(前年12—2月)，春季(3—5月)，夏季(6—8月)，秋季(9—11月)。本文根据田立德^[17]的相关研究因青藏高原夏季水汽来源不同将其分为南北两部分，北部受西风影响，而南部受印度季风影响。这条分界线在青藏高原中部34°N—35°N附近(图 1)。利用spss软件对积雪深度、积雪日数及海拔随机生成的的空间相关关系进行了分析，对青藏高原不同区域、青藏高原及中国的1997—2007年积雪深度和积雪日数变化及其与气象数据的相关关系进行了线性回归分析，对青藏高原积雪深度及积雪日数的四季变化进行了线性回归分析。

图 1 青藏高原1979—2007年多年平均积雪深度分布、积雪日数分布图及DEM和气象站点 Fig. 1 Mean snow depth and snow cover days and DEM with climate stations during 1979—2007 on Qinghai-Tibetan Plateau

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青藏高原84%以上区域的年均积雪深度在0—3 cm，其中雪深为0—1 cm的区域主要分布在中部沿东北到西南方向的条形地带，而雪深为1—3 cm的区域主要分布在这条形地带的两侧。积雪深度为3—19 cm的分布地区极少，主要集中在西南缘及东南地区，共占青藏高原总面积的16%以下(图 1)。

青藏高原50%以上年积雪日数在121—240d；积雪日数在241—365d的分布面积最小，仅占总面积的6%，主要分布在青藏高原西缘；0—30d占11.76%，主要分布在中部沿东北到西南方向的条形地带；31—60d和61—90d分布较零散(图 1)。本文在青藏高原随机生成了146个点，并提取了与这些点所对应的青藏高原积雪深度、积雪日数及海拔，进行了相关性分析。发现这三者之间有极显著的正相关关系(表 1)。

整体上青藏高原积雪深度的颜色是由深变浅，积雪日数的颜色是由浅变深，浅色代表小值，深色代表大值，即整体上青藏高原雪深是减少趋势，而日数则是增加趋势。青藏高原在1988年前后积雪分布有显著不同。1988年之前，主要形成了西北和东南两大不同的积雪区域；1988年之后，主要形成了西北、中部沿东北到西南方向的条形地带、东南3个不同的积雪区域(图 2)。青藏高原东南部是雪深大值区，也是变化最显著的地方，该区域1979—2007年雪深基本呈减少的趋势，但有异常年份的出现，如1985、1986、1990、1997和1998年，在这些年份长江中下游地区均出现天气异常现象^{[18, 19, 20]}。由此可见积雪异常研究对预测长江流域降水具有重要作用。青藏高原中部地区是雪深小值区，比较稳定，但在1985年和1997年也出现异常现象。青藏高原西北部地区是积雪日数显著变化的区域。东南部地区与雪深变化相比积雪日数变化则比较平缓。积雪日数在雪深出现异常的年份也出现异常现象(图 2)。

图 2 青藏高原1979—2007年逐年平均积雪深度分布和积雪日数分布图 Fig. 2 Spatial distributions of snow depth and snow cover days during 1979 to 2007 on Qinghai-Tibetan Plateau

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青藏高原雪深和积雪日数都有明显的季节变化特征，空间分布差异明显。前冬(前年12—2月)积雪达到最大，雪深和积雪日数的分布具有较强的一致性。雪深平均达到3.47 cm，积雪日数平均达到52.36d。东南部和西缘是积雪最深，持续时间最长的地方。春季(3—5月)积雪开始消融，积雪大幅减少，雪深平均为1.82 cm，积雪日数平均为33d。东南部和西缘仍是积雪大值区。夏季(6—8月)青藏高原积雪达到最小，只有西北角因地势较高有少量积雪，雪深平均只为0.20 cm，积雪日数平均只为4d。秋季(9—11月)青藏高原开始积雪，雪深和积雪日数的分布特征与春季类似。雪深平均为1.11cm，积雪日数平均为22d。从整体看，东南部区域积雪深度和积雪日数季节变化都很大，而西北部地区积雪日数四季变化比雪深变化大(图 3)。

图 3 青藏高原1979—2007季节平均积雪深度分布和积雪日数分布图 Fig. 3 Seasonal spatial distribution of mean snow depth and snow conver days during 1979—2007 on Qinghai-Tibetan Plateau

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本文根据田立德的研究划分出南北区，其分界线如图 1。1979—2007年青藏高原北部地区积雪雪深小于全国平均积雪深度，南部地区积雪深度大于全国平均积雪深度。南部年际波动要明显大于北部。1986年北部积雪深度达到最大值，为2.20cm。 1998年南部积雪深度达到最大值，为3.54cm(图 4)。进一步进行统计发现，全国雪深变化趋势与青藏高原雪深趋势有极显著的相关性(R²=0.26，P<0.01)。

图 4 1979—2007青藏高原北部、青藏高原南部、青藏高原和中国的年平均积雪深度和积雪日数的时间序列 Fig. 4 Annual mean snow depth and snow cover days over northern TP,southern TP,Qinghai-Tibetan Plateau and China during 1979—2007

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与积雪深度不同，1979—2007年青藏高原北部和南部积雪日数都明显大于全国平均积雪日数。1979—1987年南部地区积雪日数大于北部地区，1987—1999年南部地区和北部地区积雪日数相差不多，1999—2007年北部地区积雪日数大于南部地区，可见北部积雪日数在增加(图 4)。1979—2007年青藏高原南部积雪深度与全国变化趋势一致，呈极显著减少趋势(R²=0.24,P<0.01)，其减少趋势为-0.04cm/a,积雪日数变化不显著。青藏高原北部积雪日数则与全国变化趋势相反，呈极显著增加趋势(R²=0.39,P<0.01)，其增加趋势为1.40 d/a,积雪深度变化不显著(表 2)。

利用青藏高原气象站点数据，根据南北分界线(图 1),计算出青藏高原北部、南部以及青藏高原整体的1979—2007年各年年均气温和降雨量，以分析其与相应区域积雪的相关性。通过分析发现青藏高原积雪与气温有很好的相关性，南部和北部积雪深度以及南部积雪日数与其气温都呈极显著的负相关关系，而北部积雪日数与气温呈显著正相关关系(r=0.37,P<0.05)(表 3)。由于没有发现积雪与降水的相关性，为此我们将降水进行了季节划分，发现北部的积雪日数与其前冬降水呈极显著正相关关系(r= 0.51,P<0.01);北部积雪深度则与其春季降水呈显著正相关关系(r=0.39,P<0.05)；南部积雪深度与其春季降水呈极显著负相关关系(r=-0.48,P<0.01);南部积雪日数则与其春季降水呈显著负相关关系(r=-0.43,P<0.05)(表 3)。

青藏高原积雪前冬雪深的波动大于积雪日数的波动。1986年和1998年雪深达到最大，是明显的异常年，雪深分别为6.87 cm和7.50 cm。积雪日数在1998年达到最大值69.78d。春季，雪深和积雪日数都是在1998年达到最大值，分别为3.09 cm和43.99d。夏季，雪深和积雪日数都是在1986年达到最大值，分别为0.46 cm和7.91d。秋季，雪深在1985年达到最大值2.53 cm，积雪日数则在1997年达到最大值32.18d(图 5)。

图 5 青藏高原1979—2007四季的平均积雪深度和积雪日数的时间序列 Fig. 5 mean snow depth and snow cover days of different seasons during 1979—2007on Qinghai-Tibetan Plateau

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季节尺度上，青藏高原雪深四季都为减少趋势，除冬季为不显著减少外，其余三季均为显著减少(春季：R²=0.25，P<0.01;夏季：R²=0.69，P<0.01;秋季：R²=0.15，P<0.05)。其中，春季减少系数最大，为-0.03 cm/a。积雪日数四季趋势变化差异大：冬季表现为极显著增加趋势(R²=0.32,P<0.01)，为0.57 cm/a；春季则为不显著增加趋势；夏季为极显著减少趋势(R²=0.68,P<0.01)，为-0.19 cm/a;秋季则为不显著减少趋势(表 4)。

青藏高原积雪日数、积雪深度和海拔三者之间在空间上具有显著的正相关。喜马拉雅山、念青唐古拉山、昆仑山都为多雪区。柴达木盆地、藏北高原都为少雪区。这与青藏高原地形及气候有关，高原等温线的分布基本上与等高线相吻合，海拔越高，气温愈低，积雪越深，持续时间越长。与本文观点不同的是，马丽娟^[21]等指出积雪日数受气温影响显著，但对海拔的依赖不大，这与所用分析方法不同有关，本文是多年的平均积雪日数与海拔的关系的分析，而他们则是四季平均相对积雪日数与海拔的关系的研究。李培基^[22]采用年积雪日数60d以上为稳定积雪区计算，依据台站1980年以前数据得出，青藏高原稳定积雪区为230万km²，而本文计算得到青藏高原稳定积雪区为209万km²，很可能存在减少的趋势，也可能是使用数据不同导致。

牛涛^[23]根据青藏高原1961—1998年123个气象台站数据发现20世纪80年代中后期青藏高原气温、降水量、相对湿度显著增加，但是由于气象站点主要集中在东部，这个结论并不包括西北部。本文的研究发现青藏高原的积雪分布在1988年发生突变，这可能与此气候突变有关。20世纪80年代中后期青藏高原由暖干时期进入暖湿时期。同时，本文发现1988年突变使西北部积雪同样发生了显著变化。

青藏高原降水主要发生在夏季，而根据夏季水汽来源不同，将青藏高原分为南北两部分。南部地区主要受印度洋西南季风影响，北部地区则主要受西风气流影响。发现北部积雪日数呈极显著增加(R²=0.39，P<0.01)，且与其气温与前冬降水分别呈显著正相关(r=0.37,P<0.05)、极显著正相关(r=0.51,P<0.01)关系，即随着北部气温的升高和前冬降雨量的增加积雪日数呈增加趋势，但北部积雪日数对前冬降雨量的响应更加显著。而南部积雪深度呈极显著减少(R²=0.24，P<0.01)，且与其气温、春季降水均呈极显著负相关关系(r=-0.54,r=-0.48;P<0.01)，即随着南部气温升高和春季降水的增加积雪深度呈减少趋势。北部积雪日数的增加主要是由于西北部地区的冬季的积雪日数增加，而南部积雪日数的减少主要是由于东南部春、夏、秋三季的积雪深度的减少。可能是以下原因造成，东南地区受印度季风控制，气候暖热湿润；西北地区受西风控制，气候寒冷干旱。形成持续降雪的有利条件是寒冷湿润，因而东南部对气温变化反应更敏感，而西北地区则对降水的变化反应更敏感。青藏高原东南部因响应气候变暖积雪深度呈减少趋势，而西北部则响应青藏高原北部前冬降水的增加积雪日数呈显著增加趋势。黄一民^[24]指出1960—2000年高原冬春降雨呈显著增加趋势，本文则发现1979—2007年北部前冬降雨呈显著增加趋势，南部春季降雨呈显著增加趋势，至于是如何具体分别影响的积雪深度和积雪日数，还有待进一步研究。高原腹地由于四周高山地形阻碍了水汽的输送，成为积雪深度和积雪日数的小值区。喜马拉雅山西段因降水即来自西风环流又源于南亚季风，成为积雪深度和积雪日数的大值区^[25]。