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姜盛夏，张同文，喻树龙，尚华明，张瑞波，秦 莉，袁玉江
（中国气象局乌鲁木齐沙漠气象研究所，新疆维吾尔自治区树木年轮生态重点实验室，中国气象局树木年轮理化研究重点实验室，新疆 乌鲁木齐 830002）
新疆位于欧亚大陆腹地，距海遥远，加之青藏高原及其他山系的阻挡，水汽较难抵达，形成了特殊的干旱气候环境。天山和阿尔泰山是新疆两大重要山系。来自大西洋和北冰洋的湿润气流受到山体的阻挡抬升，在山区形成较多地形雨，从而使天山—阿尔泰山成为新疆干旱背景下两条明显的湿润带，并具备了孕育天然森林的自然条件。树木作为森林生态系统的重要组成部分，研究树木生长与气候的关系，有助于认识和评估全球变暖对森林生态系统的影响[1]。此外，树木年轮具有定年准确、分辨率高、连续性强、地域分布范围广和易于复本等特点，可以弥补气象站点稀少、器测记录短缺的不足，是了解过去气候变化规律和预测未来气候变化的重要资料，在全球变化研究中被广泛使用。研究人员已在天山和阿尔泰山开展了一系列树木生长气候响应分析[2-6]和历史气候重建工作[7-10]。但相关研究大多基于单个或较少的采样点，较少涉及区域尺度。通过最优信号提取法，Shi 等[11]利用15 个树轮年表重建了过去千年来南亚夏季风指数变化。时光磊等[12]根据改进的区域优化平均法，基于15 组树轮最大晚材密度序列，重建了北半球1 400 a 的夏季平均温度。李明启等[13]利用6 条基于树木年轮重建的气温序列，集成重建了青藏高原东北部过去1 300 多年和青藏高原东南部过去600 多年的温度序列。鉴于数据集成方法在半球及区域尺度气候重建研究中的成功应用，本文拟根据利用树木年轮建立的天山和阿尔泰山历史气候序列，集成重建两大山区的年降水量和夏季气温变化，并分析不同研究区气候变化特征和气候驱动因子。研究结果对深入认识全球气候变化的区域响应以及弥补极端气候事件历史记载缺失等方面有重要的科学意义。
研究区域为新疆天山和阿尔泰山。中国天山横贯新疆中部，东起哈密市以东的星星峡戈壁，西至中国与吉尔吉斯斯坦边境，长约1 700 km，平均海拔为3 500～4 500 m。由于天山高大的山体能够阻挡冷空气的南侵，成为新疆重要气候分界线，北疆属于中温带，而南疆则属于暖温带[14]。雪岭云杉（Picea schrenkiana）是天山山区的森林建群种，主要分布在天山北坡海拔1 400～2 800 m 的阴坡和半阴坡，在天山东部分布有少量雪岭云杉和西伯利亚落叶松（Larix sibirica）混交林[15]。中国阿尔泰山位于新疆北部边界，呈西北—东南走向，长约500 km，海拔1 000～3 500 m[16-17]。气候类型为北温带大陆性寒冷气候，冬季寒冷漫长，夏季炎热短暂。山区降水主要由西风环流带来的水汽受地形抬升形成，且自西北向东南递减。林区内主要建群种为西伯利亚落叶松，约占总面积的95%以上，常伴生有西伯利亚云杉（Picea obovata）、西伯利亚冷杉（Abies sibirica）等树种[18]。
2.1 数据资料
目前研究区树轮重建的气候要素多为上一年生长季到当年生长季的降水量和生长季的平均气温。本研究以新源、昭苏、小渠子、巴仑台、大西沟、天池、巴音布鲁克和巴里坤8 个气象站年降水量和夏季（6—8 月）气温平均值代表天山区域年降水量和夏季平均气温。以哈巴河、布尔津、阿勒泰、富蕴和青河5 个气象站年降水量和夏季（6—8 月）气温平均值代表阿尔泰山区域年降水量和夏季气温。分别计算已收集的树轮气候重建序列与天山、阿尔泰山区域年降水量和夏季气温的相关系数，选择相关性显著（p＜0.05）的树轮气候重建序列用于历史气候集成重建研究。各区域所用的树轮采样点和气象站点的位置信息见图1，具体树轮重建序列信息见表1。
表1 与天山、阿尔泰山年降水量和夏季气温相关显著的重建序列
图1 树轮采样点和气象站点位置信息
2.2 研究方法
利用多元线性回归分析法建立历史气候重建序列与天山、阿尔泰山区域气候要素的转换方程，由于重建序列与气象资料的公共时段较短，因此采用逐一剔除法对转换方程进行交叉检验。从相关系数、符号检验、误差缩减值、乘积平均数等方面验证方程的稳定性和可靠性。将重建序列进行11 a 滑动平均提取低频变化信息，分析天山和阿尔泰山年降水量及夏季气温的冷暖干湿变化阶段。通过相关分析和一阶差相关分析方法，比较两区域重建序列变化的一致性。采用多窗谱分析法获取时间序列的变化准周期。
3.1 历史气候重建
3.1.1 天山年降水量
选取1961—2003 年为建模期，以天山区域年降水量为重建气候要素，以树轮重建序列为自变量，利用多元线性回归模型建立重建方程：
式中，PTS为天山区域年降水量，PT1为阿克苏河流域上年8 月—当年4 月降水量，PT2为伊犁巩乃斯地区4—8 月降水量，PT3为中天山上年7 月—当年6 月降水量，PT4为伊犁尼勒克地区7—8 月降水量，PT5为中天山南坡巴仑台地区上年7 月—当年6 月降水量，PT6为伊犁特克斯河流域上年7 月—当年6 月降水量，PT7为天山北坡呼图壁河流域上年8 月—当年7 月降水量，PT8为赛里木湖流域上年8 月—当年7月降水量。重建方程的复相关系数为0.767，方差解释量为58.8%（调整自由度后为49.2%），F检验值（F=6.077）通过0.000 1 的显著性检验。
3.1.2 天山夏季气温
选取1961—2001 年为建模期，以天山区域夏季气温为重建气候要素，以树轮重建序列为自变量，利用多元线性回归模型建立重建方程：
式中，TTS为天山区域夏季平均气温，TT1为新疆精河5—8 月平均气温，TT2为伊犁新源地区4—8 月平均气温，TT3为南天山北坡西部6—7 月平均气温，TNX为新疆北部5—8 月平均气温，TT4为开都河流域上年9 月—当年3 月平均气温。重建方程的复相关系数为0.859，方差解释量为73.8%（调整自由度后为70.1%），F检验值（F=19.739）通过0.000 1 的显著性检验。
3.1.3 阿尔泰山年降水量
选取1961—2003 年为建模期，以阿尔泰山区域年降水量为重建气候要素，以已有的树轮重建序列为自变量，利用多元线性回归模型建立重建方程：
式中，PALT为阿尔泰山区域年降水量，PA1为阿勒泰西部6—9 月降水量，PA2为阿勒泰地区1—2 月降雪量，PA3为阿尔泰山南坡7 月降水量，PA4为阿尔泰山南坡上年7 月—当年6 月降水量，PA5为阿勒泰西部上年7 月—当年6 月降水量，PA6为阿勒泰地区上年7 月—当年6 月降水量。重建方程的复相关系数为0.817，方差解释量为66.8%（调整自由度后为61.3%），F检验值（F=12.089）通过0.000 1 的显著性检验。
3.1.4 阿尔泰山夏季气温
选取1961—2003 年为建模期，以阿尔泰山区域夏季气温为重建气候要素，以已有的树轮重建序列为自变量，利用多元线性回归模型建立重建方程：
式中，TALT为阿尔泰山区域夏季平均气温，TA1为阿勒泰西部5—9 月平均气温，TA2为阿勒泰东部6—7月平均气温，TA3和TA6均为阿勒泰地区6 月平均气温，TA4为阿尔泰山中部7 月平均气温，TA5为阿尔泰山中部6 月平均气温，TNX为新疆北部5—8 月平均气温。重建方程的复相关系数为0.772，方差解释量为59.6%（调整自由度后为51.3%），F检验值（F=7.174）通过0.000 1 的显著性检验。
3.1.5 重建方程的检验
采用逐一剔除法对重建方程进行交叉检验，结果如表2 所示。各方程的原始值符号检验均通过0.01 的显著性检验，公式（2）～（4）的一阶差符号检验达到了0.01 的显著性水平，公式（1）的一阶差符号检验未通过0.05 的显著性水平，这说明天山夏季气温、阿尔泰山年降水量和夏季气温重建值和实测值在高低频变化上的一致性均较好，而天山年降水量重建值与实测值在低频变化上的一致性更好。各方程的误差缩减值（RE）均＞0.3，乘积平均数（t）均达到了0.01 的显著性水平，以上检验结果表明了重建方程是稳定的。由图2 可知，在1961 年以来的观测时段内，天山、阿尔泰山年降水量和夏季气温的重建值与实测值吻合较好，进一步说明了重建方程稳定可靠。
图2 重建序列与实测序列的对比（a 为天山年降水量，b 为天山夏季气温，c 为阿尔泰山年降水量，d 为阿尔泰山夏季气温）
表2 重建方程逐一剔除法检验统计量
3.2 历史气候变化特征分析
3.2.1 天山
定义降水量高于平均值+1σ 的年份为偏湿年份，降水量低于平均值-1σ 的年份为偏干年份；
定义气温高于平均值+1σ 的年份为偏暖年份，气温低于平均值-1σ 的年份为偏冷年份。1859—2003 年，天山山区偏湿年份和偏干年份分别为26、21 a，占重建总年份的17.92%和14.48%。1850—2001 年天山山区偏冷年份和偏暖年份分别为25、22 a，占重建总年份的16.45%、14.47%。表3 列出了天山山区年降水量和夏季气温变化的极端年份。降水量的10 个极端高值年份主要分布在20 世纪上半叶，其中4 个极端湿润年集中在20 世纪90 年代。降水量的10 个极端低值年份中，有4 个极端干旱年集中在20 世纪10 年代。夏季气温的极端低值主要分布在20 世纪上半叶，而极端高值则多分布于19 世纪后半叶。在所有极值年份中，有近一半集中在20 世纪上半叶，该时段是极端气候事件多发时期。
表3 重建序列表现的极端年份
将天山区域年降水量和夏季平均气温重建序列分别经11 a 滑动平均处理（图3a、3b），以揭示该地区低频气候变化规律。如果称滑动平均值在多年平均值以上的时段为湿润期或暖期，在多年平均值以下的时段为干旱期或冷期，则1859—2003年天山大致经历了5 个偏干时期（1864—1871、1876—1886、1908—1922、1947—1949、1965—1990 年）和5个 偏 湿 时 期（1872—1875、1887—1907、1923—1946、1950—1964、1991—1998 年），1850—2001 年经历了3 个偏冷时期（1855—1856、1894—1918、1936—1992 年）和3 个偏暖时期（1857—1893、1919—1935、1993—1996 年）。
图3 天山、阿尔泰山年降水量和夏季气温重建序列（a、b 为天山，c、d 为阿尔泰山；
红色点代表极端湿润年/温暖年，蓝色点代表极端干旱年/寒冷年）
多窗谱分析（MTM）表明，在0.05 的显著性水平上，天山年降水量重建序列存在2～4、5.5、27～30和38～39 a 的变化周期（图4a），夏季平均气温重建序列存在2～4、10.5、53.5 和63.7 a 的变化周期（图4b）。
3.2.2 阿尔泰山
1850—2003年阿尔泰山偏湿年份和偏干年份分别为22、24 a，占总重建序列的14.29%、15.58%，偏暖年份和偏冷年份分别为27、22 a，占总重建序列的17.53%、14.29%。由表3 可知，降水量的10 个极端低值年份中，有4 个极端干旱年份集中在20世纪40 年代；
10 个极端高值年份中有6 a 分布于19 世纪后半叶。10 个气温极端低值年份中有6 a分布于20 世纪后半叶，而极端高值年份主要集中在20 世纪上半叶。20 世纪上半叶和下半叶极值年份数量相当，均多于19 世纪上半叶。
将阿尔泰山年降水量和夏季平均气温重建序列经11 a 滑动平均处理后发现（图3c 和图3d），1850—2003 年阿尔泰山降水经历了5 个偏干时期（1876—1890、1895—1908、1929—1932、1938—1960、1966—1987 年）和6 个偏湿时期（1855—1875、1891—1894、1909—1928、1933—1937、1961—1965、1988—1998 年），夏季平均气温经历了4 个偏冷时期 （1855—1873、1882—1892、1937—1942、1961—1995 年）和4 个偏暖时期（1874—1881、1893—1936、1943—1960、1996—1998 年）。
多窗谱分析表明，在0.05 的显著性水平上，阿尔泰山年降水量存在2～5 a 的周期（图4c），夏季均温存在2～4 和12.6 a 的变化周期（图4d）。
图4 重建序列的多窗谱分析（a 为天山年降水量，b 为天山夏季气温，c 为阿尔泰山年降水量，d 为阿尔泰山夏季气温；
红色虚线代表0.05 的显著性水平）
对比图3a 和图3c，发现天山和阿尔泰山年降水量均表现出1876—1886、1947—1949 和1966—1987 年的偏干期，以及1872—1875、1891—1894、1923—1928、1933—1937、1961—1964 和1991—1998年的偏湿期。两条重建序列在1918—1960 年的相关性和一阶差相关性均不显著，相关系数仅为0.111和0.176；
在1961—2003 年两条序列间的相关系数和一阶差相关系数分别为0.483（p＜0.01）和0.423（p＜0.01）。两区域年降水量变化在1960 年之后吻合程度较高。通过比较图3b 和图3d 发现，2 个区域的夏 季 气 温 均 表 现出1855—1856、1937—1942 和1961—1992 年的偏冷时期，以及1874—1881 和1919—1935 年的偏暖时期。两条重建序列间的相关系数和一阶差相关系数在1920—1960 年（41 a）内分别为0.439（p＜0.01）和0.312（p＜0.05），在1961—2001 年（41 a）分别为0.592（p＜0.01）和0.470（p＜0.01）。以上结果表明自1960 年之后天山和阿尔泰山年降水量和夏季气温在高、低频变化上的一致性均增强。1960 年以来两区域重建序列的吻合度增高，可能是由新疆区域尺度气候变化的同步性导致的。袁薇等[43]通过分析新疆1961—2005 年92 个气象站和4 个行业站的夏季观测资料，发现新疆夏季气温在时间上具有显著的线性升温趋势，在空间上全区表现出较明显的一致性。其还指出贝加尔湖地区高压脊的异常是影响新疆气温整体变化的主要大气环流模态。当该脊偏强时，异常的高压会给新疆地区带来强劲的偏南风，持续的暖平流造成新疆区域整体气温偏高。全球增温导致全球水文循环过程加剧以及海洋水汽蒸发量增大，致使大气环流所携带的水汽含量增加。自20 世纪60 年代以来，新疆年降水量总体呈增加趋势，这是新疆区域气候对全球变暖的响应[44]。
与极端高值年份相比，天山和阿尔泰山的气候变化在极端低值年份更易表现出区域一致性。例如，1885 和1974 年两区域都为极端干旱年，1887、1911、1972 年都为极端寒冷年。为进一步验证重建序列的可靠性，将重建序列的极端年份与史料记载对比（表4）。结果发现树轮资料揭示的天山1885、1916—1917、1957、1965、1974 和1991 年的干旱，以及阿尔泰山1963、1974、1978 和1983 年的干旱均与旱灾记录一致。此外，天山区域1887 年的寒冷年份记载有“七月，镇西厅大雪，迟播作物冻伤……。七月二十七至二十九，绥来大雪，秋禾冻萎……”的低温冷害事件。阿尔泰山区域1913 年的湿润年份记载有“七月，阿勒泰洪水，木筏难渡，绝粮半月……”的洪水灾害事件[45]；
1890 年的湿润年份在喀纳斯湖沉积物粒度分析发现的极端洪水事件[46]中得到了证实。Ma 等[47]分析天山大龙池的湖泊沉积物粒度变化发现，该地区4—9 月降水量自1930—1975 年呈明显下降趋势，而1975 年之后呈增加趋势，这与本文通过树木年轮集成重建的天山区域年降水量变化基本吻合。本文发现20 世纪10 年代是天山山区干旱事件频发的时段，在基于树轮重建的天山山区[48-49]甚至河西走廊东部[50]的气候水文序列中也有相同的发现。而且Zhang 等[51]还认为20 世纪10 年代可能是中亚及其周边地区过去256 a 来最干旱的年代。对比天山而言，阿尔泰山极端气候的历史记载相对较少。两区域共同表现出的极值年份，例如1885 年的干旱年，仅在天山山区有旱灾的相关记录。这可能与阿尔泰山游牧民居多，历史灾害记录偶有缺失有关。
表4 重建序列中的极端年份与历史记录的对比
天山、阿尔泰山区域年降水量及夏季气温重建序列均存在2～6 a 的变化周期，这与厄尔尼诺—南方涛动（ENSO）周期[52-53]较为吻合。NINO3.4 区海表温度距平指数（NINO3.4）、南方涛动指数（SOI）均是表征ENSO 的重要特征值。表5 为集成重建的天山和阿尔泰山气候变化序列与HadISST 的NINO3.4（1870—2003 年）[54]、CRU 数据集的SOI（1866—2003年）[55]的相关分析结果，发现厄尔尼诺对天山和阿尔泰山年降水量变化有明显的滞后影响，而夏季气温与NINO3.4 没有显著的相关性。南方涛动与4 条重建序列间均存在显著的滞后相关性，与年降水量序列呈负相关，与夏季气温序列呈正相关。在4 条重建序列中，天山山区年降水量变化对ENSO 的响应最为显著，与上年1—12 月的NINO3.4 指数的相关系数达0.248（n=133，p＜0.01），与上年8 月SOI指数的相关系数达-0.311（n=137，p＜0.01）。此外，阿尔泰山年降水量变化亦受到厄尔尼诺和南方涛动的综合影响。然而研究区年降水量变化对NINO3.4 指数和SOI指数响应的时间窗口并不一致，这说明虽然厄尔尼诺与南方涛动之间有密切的联系，但两者对该地区气候变化的影响在时域上存在一定的差异性。蒲书箴等[56]发现在厄尔尼诺和南方涛动的活动频域内，由于大气的比热容低于海水的比热容，在海—气耦合过程中，气压的变化更为灵敏，而水温的变化则相对保守。陈福等[57]研究指出，与NINO3.4 指数相比，SOI指数不仅受下垫面海洋的影响，还受季节尺度的高频变化影响。因海—气相互作用的响应和反馈是一个复杂的过程，厄尔尼诺和南方涛动并非所有时期都是协同变化。两区域年降水量与ENSO 存在显著的遥相关，可能是因为当厄尔尼诺发生时，沃克环流减弱，东亚和南亚地区低空出现高压异常，使得其高压左侧由印度洋往北的水汽输送增强，导致研究区降水量偏多[58]。天山和阿尔泰山夏季气温对ENSO 的响应较弱，可能是因为夏季大气环流极为复杂，具有较强的不稳定性和突变性，除厄尔尼诺外，气温变化可能还受到多种其他因子（例如季风变异、青藏高原雪盖等）的影响[59]。
表5 重建序列与NINO 3.4 和SOI 的相关分析结果
天山夏季气温10.5 a 的变化周期和阿尔泰山夏季气温12.6 a 的变化周期，与太阳黑子11 a 的活动周期[60]十分接近。太阳黑子活动是地表气温和气压变化的重要外部驱动力，能够导致温度梯度和气压梯度发生改变，使得大气环流产生变化，进而影响天气和气候[61]。也有研究认为太阳黑子变化是通过调节入射地球的宇宙射线通量的变化，进而影响地球上空云量的变化，并最终影响气候变化[62]。为了解研究区夏季气温变化与太阳黑子的关系，将天山和阿尔泰山夏季气温重建值与比利时皇家天文台记录的太阳黑子相对数月值进行相关分析（1859—2003年），发现太阳黑子相对数与天山夏季气温没有明显的线性相关，与阿尔泰山夏季气温存在1～5 a 的滞后负相关，相关系数达到0.01 的显著性水平。但刘栎杉等[63]却发现天山气温变化与太阳活动有一定的规律，其与第19、20、23 周期下降段及24 周期的太阳黑子波动呈反相关，与第21、22 周期的太阳黑子波动呈正相关。这种相关性的差异可能是与其52 a较短的研究时段有关，而本研究中的相关分析所用时段长达140 余年；
还可能是因为用于集成重建天山夏季气温的原始重建序列较少，对天山山区气温变化的代表性不足所致。另外，在基于冰芯氧同位素建立的俄罗斯境内阿尔泰山气温历史变化序列中，也发现太阳活动是影响该地区过去750 a 气温变化的重要因子[64]。还有研究认为乌鲁木齐1 号冰川物质平衡以及近67 a 天山年降水量与太阳黑子周期变化具有相关性[65]。也就是说，树轮资料、冰芯资料和观测资料都显示研究区气候变化可能受到太阳黑子的驱动。但在西风带、海气耦合模式、地形地貌等因素的综合作用下，研究区气候变化与太阳黑子活动关系的机理方面还有待于后续深入研究。
本文集成重建了近150 a 天山、阿尔泰山区域年降水量和夏季气温历史变化序列，主要结论如下：
（1）重建序列的极值分析显示天山山区极端气候的发生年份主要集中在20 世纪上半叶，而阿尔泰山极端气候年份在20 世纪上半叶和下半叶分布的数量相当，均多于19 世纪下半叶。
（2）天山经历了“5 干5 湿”和“3 冷3 暖”的阶段变化；
阿尔泰山经历了“5 干6 湿”“4 冷4 暖”的阶段变化。两区域均存在1876—1886、1947—1949 和1966—1987 年的偏干期；
1872—1875、1891—1894、1923—1928、1933—1937、1961—1964 和1991—1998年的偏湿期；
1855—1856、1937—1942 和1961—1992 年的偏冷期以及1874—1881 和1919—1935 年的偏暖期。
（3）天山区域年降水量重建序列存在2～4、5.5、27～30 和38～39 a 的变化周期，夏季平均气温重建序列存在2～4、10.5、53.5 和63.7 a 的变化周期；
阿尔泰山年降水量存在2～5 a 的周期，夏季均温存在2～4 和12.6 a 的变化周期。
（4）重建序列揭示的天山1885、1916—1917、1957、1965、1974 和1991 年的极端干旱年份，以及阿尔泰山1963、1974、1978 和1983 年的极端干旱年份均与旱灾记录一致。
（5）天山、阿尔泰山年降水量变化受到ENSO 的显著影响，且存在明显的滞后效应；
两区域夏季气温与南方涛动呈显著正相关（p＜0.05）。太阳黑子相对数与阿尔泰山夏季气温呈滞后负相关，与天山夏季气温没有明显的线性相关。
