近百年來關中平原旱澇振蕩多尺度分析*

毛明策

(陜西省氣候中心,西安 710014)

關中地區位于陜西省中部,南依秦嶺,北界黃土高原,西起寶雞峽,東到潼關,總面積39 064.5 km2,是我國重要的農業生產區。為了提高區域糧食安全水平,陜西省計劃未來10 a把關中平原和漢中盆地建設成為陜西省旱澇保收、高產穩產的糧食生產核心區。而關中處于季風邊緣氣候敏感區,年降水量變率大,干旱與洪澇發生頻繁,是影響農業生產能力的主要氣候因素。

旱澇事件受多種因素的共同影響,旱澇指數普遍具有非線性、非穩態和非平衡特征,這給旱澇氣候診斷和預測帶來了極大不便,以往在對干旱指數或者等級資料進行的特征分析中,常常假設旱澇事件的時間序列是線性的和平穩的,從而可以應用各種方法來分析其波動周期特征。

經驗模態分解方法(Em piricalm ode decomposition,EMD)是由Huange等[1]提出的一種分析非線性非穩態信號的方法,能夠對信號逐級進行曲線性化、平穩化處理,并且是直觀、基于經驗和自適應的。EMD的關鍵部分為經驗模態分解,它可以將復雜的數據序列分解成有限的幾個本征模態函數(intrinsicmode functions,IM F)。由于分解是基于數據時間尺度的自身特征,它可以應用于非線性非穩態過程[1]。EMD分解已經在氣候[2]、氣候變化[3]、生態[4]等方面得到廣泛應用。

本文利用1926-2008年以來82 a西安器測降水量值,計算近百年西安標準化降水指數(Standardized precipitation index,SPI),結合歷史事件記錄[5],對照關中平原洪澇史分析成果[6],驗證SPI對于西安乃至關中旱澇事件的敏感性,同時基于EMD分解,討論近百年西安及關中旱澇的多年變化,哪些尺度的振蕩對近百年旱澇事件波動起主要作用。

1 數據與方法

1.1 數據和資料

西安測候所于1926年建站開始觀測,陜西省氣象局經過對不同歷史時期觀測數據進行訂正,得到1926-2008年以來82 a西安降水量月值序列,在月值序列基礎上計算年降水量。

利用已有的中國近500年旱澇分布圖[5],整理成西安近百年旱澇等級序列(簡稱旱澇等級),其中旱澇分級為1-澇,2-偏澇,3-正常,4-偏旱,5-旱,起止時間為1926-1979年(圖1)。關中平原洪澇災害的歷史記錄(簡稱洪澇記錄),引自邵天杰[6]根據歷史文獻整理的關中平原近200 a來洪澇災害研究成果。

1.2 SPI指數計算

SPI是表征某時段降水量出現概率多少的指標之一,該指標適合于月以上尺度相對于當地氣候狀況的干旱監測與評估[7]。由于降水量的分布一般不是正態分布,而是一種偏態分布。所以在進行降水分析和干旱監測、評估中,采用 Γ分布概率來描述降水量的變化。標準化降水指標就是在計算出某時段內降水量的Γ分布概率后,再進行正態標準化處理,最終用標準化降水累積頻率分布來劃分旱澇等級。按照GB/T 20481-2006原理編程計算得到歷年SPI,引用袁文平[8]對SPI的旱澇分類(表1)。

1.3 EMD方法

采用Huang于1998年提出的經驗模態分解的方法[1],從近百年西安SPI序列中逐級分解出IMF分量,通過分析這些分量揭示原序列內在的多尺度振蕩變化。分離采用篩選過程:把序列中的極大值和極小值分別用樣條函數連結起來,構成上下包絡線,它們的均值為m1。由原序列SPI(t)與m1之差得到h1:經過K次篩選,使得h1的全部極大值都為正,極小值都為負,且局部峰谷的波形關于橫軸是基本對稱的,這樣得到IMF1:

C1(t)=h1k(t)=h1(k-1)(t)-m1k(t)

式中:C1——原序列中時間尺度最短即最高頻的分量(模態),然后把C1從原序列中分離出來,得到剩余序列r1,再對r1重復上述過程,得到第二個IMF分量,如此進行下去,可以逐級分離出IMF分量,最后剩余一個趨勢項,它可以表示序列的總趨勢,詳細的計算方法見[9-10]。采用鏡像法延拓兩端[11],編寫EMD程序,對數據進行分析,計算SPI分解結果,提取關中平原旱澇的時間特征。

對分解得到的每個IM F進行譜分析,提取最大周期,并進行了檢驗,通過0.05置信度檢驗周期列在表2中。

表1 標準化降水指數(SPI)干旱等級

2 結果與分析

2.1 SPI對西安旱澇事件的敏感性

表征干旱的指數非常多樣化,但對于一個具體的研究對象,應選合理的干旱指標,SPI指數對于西安旱澇的敏感性如何,還需要與其它資料進行印證。

由圖1可見,SPI和旱澇等級對應的相當好,旱澇等級較偏旱時,SPI偏小,指示出現干旱,而旱澇等級偏濕時,SPI偏大,指標出現偏澇。但也有少數年份兩者變化趨勢不一致如1934年、1946年、1961年旱澇等級表明偏旱,同期SPI＞0,表明無旱,查閱歷史記載,1934年臨潼、華縣、岐山等夏秋兩季出現洪澇[12],而1946年降水量近700 mm,1961年降水量621mm,與降水量均值相比,屬于濕潤年份。

同時,與邵天杰等洪澇災害的研究結果對比可以看出(圖2),旱澇等級表明1923-1930年是關中平原上近百年來少見的干旱時段,基本不發生洪澇災害,SPI指數創下自1926年來的極低值,表明了這段時期是近百年來最干旱的時期。

圖1 近百年西安SPI與旱澇等級變化動態

圖2 近百年來關中平原旱澇特征分析

1931-1937年是關中平原偏濕的時期,這個時期旱澇等級以正常到偏旱為主,SPI指數表明部分時期處于偏濕的狀態,而洪澇記錄出現了一個集中暴發的特征。

1938-1951年以偏旱為主,本段時期SPI以輕旱-中旱為主,旱澇等級也記錄了偏旱發生,而洪澇災害基本沒發生。1944年3種歷史記錄不能很好的印證,體現了各自對旱澇的描述能力,1944年降水量較少,SPI和旱澇等級都表明偏旱,關中平原卻出現了洪澇,這可能與渭河流域其它區域的降水增加有關。

1952年以后,關中進入偏濕潤時段,洪澇記錄表明洪澇災害發生頻繁,50-80年代中期幾乎每年都會發生一定級別的洪澇,SPI也表明這一時段很少發生干旱。

1980年后,無論是SPI和洪澇序列,都呈現了干旱化的趨勢,對黃土高原的研究表明多數站點在半個世紀中呈現減少趨勢,降水減少的突變時間大約在1983年[13],同時對于西北地區東部,1990年代干旱發生最為頻繁,干旱災害最為嚴重[14]。

綜上所述,西安年SPI指數與西安區域年旱澇等級和關中區域洪澇災害記錄匹配得很好,對西安和關中區域旱澇變化敏感,可以用來定量描述西安及關中區域旱澇變化特征。

2.2 旱澇的波動特征分析

通過EMD分解,西安近百年SPI的時間序列可分解為9個本征模態函數和1個趨勢項(圖3),分解結果包括了多個時間尺度的振蕩,利用最大熵譜分析,得到每個IMF的周期,通過0.05置信度檢驗后的周期見表2。

表2 西安1926-2008年來SPI的EMD分析

通過EMD分解可以得到西安近百年來SPI的波動特征。在圖3上,每個IMF分量呈現出圍繞零均值線的,局部極大值和極小值基本對稱的振蕩形式。它們的均值都為零,不隨時間變化,因而是平穩的;振幅和頻率的變化比較小,波形比原序列規整簡單,非平衡性減弱了。圖3縱坐標值表征振幅或能量(振幅的平方),從圖3上可以看出,原序列的變化主要是由IM F1、IMF2和IMF9三個本征模態構成的,分別反映了3 a、5 a和年代際的變化。對其方差貢獻率的計算表明IM F1、IM F2和IM F9三者貢獻了原始波動91.78%的方差,是原序列主要的波動。

IMF1、IMF2表示序列漲落時間短(約 3～5 a),是高頻分量,對應了關中平原洪澇發生的平均值。對關中平原近200年來的洪澇災害進行統計分析,發現關中平原共發生洪澇災害81次,平均每2.53年發生一次[6]。但實際上,關中平原的洪澇災害在不同年代有不同發生頻率,因此僅用平均值來表征關中平原的洪澇特征是不足的。但是IMF1也有比平均值更有意義的特征,即IMF1表現出振幅是兩端較高,中間較低,表明了近百年西安SPI或者旱澇經歷了變化劇烈-和緩-劇烈的時期,當前正在一個波動較為強烈的時期,旱澇變率增加,年景不穩定。

圖 3 西安1926—2008年 SPI的 EM D分析

IMF9表現了年代際振蕩,在1926-2008年中,呈現了低-高-低的年代際變化,把近百年來西安SPI的變化和關中平原旱澇特征的大體走勢表現很清楚。結合關中平原近百年來洪澇記錄,西安SPI的IMF9分量波動特征表明:近百年來西安經歷了旱-澇-旱的波動特征,當前正處于較為干旱的時期,并有轉向濕潤的趨勢。

3 結論

(1)近百年來西安SPI序列所反映的旱澇事件與洪澇記錄、旱澇等級間相互印證很好,表明西安SPI指數對關中平原的旱澇年很敏感。西安歷史上出現了三個重要的旱澇時期,其中20世紀20年代是關中平原上近百年來最干旱的時期,20世紀30年代偏濕,30-40年代偏旱,50-80年代偏濕。80年代以后,呈現了干旱化的趨勢,1990年代干旱發生最為頻繁,干旱災害最為嚴重。

(2)經過EMD分解,西安SPI振蕩呈現出多時間尺度特征,主要變化為3～5 a和年代際的振蕩。其中3～5 a為SPI的高頻變化,體現了關中平原的洪澇災害平均特征,平均特征的波幅變化表明了近百年關中平原SPI或者旱澇經歷了劇烈-和緩-劇烈的變化,當前正在一個波幅較為強烈的時期,旱澇變率增加,年景不穩定。

(3)IMF9則體現了SPI年代際變化的低頻特征,呈現了“低-高-低”的年代際變化,表明近百年來西安經歷了“旱-澇-旱”的波動特征,把近百年來SPI的變化和關中平原旱澇特征的大體走勢表現得很清楚,當前正處于較為干旱的時期。但近年來,西安SPI維持在0以上,出現了偏濕的趨勢,這與近年來關于西北地區氣候變化的研究有相似之處。進入21世紀以來,隨著以新疆為代表的西北地區出現了向暖濕轉變的氣候特征[15]。對西北地區東部降水和蒸發量的研究表明:整個西北地區及其西風帶氣候區、高原氣候區年干濕特征呈較為顯著的變濕趨勢,以西風帶氣候區的變濕趨勢最為顯著,高原氣候區次之[16],但是IM F9所表明的偏濕趨勢并不顯著,同時對近40 a中國北方降水量與蒸發量變化的研究也表明西北地區東部具有變濕的趨勢,但不顯著[17]。

[1] H uang N E,Long S R,Wu M L C,etal.Theempiricalmode decomposition and the H ilbert spec trum for nonlinear and non-stationary time series analysis[J].The royal society,1998,454:903-995.

[2] Sole J,Turiel A,Llebot JE.Using empirical mode decomposition to corre late paleoclimatec time-series[J].Natural Hazards and Earth System Sciences,2007,7:299-307.

[3] 孫嫻,林振山.經驗模態分解下中國氣溫變化趨勢的區域特征[J].地理學報,2007,62(11):1132-1141.

[4] 陳成忠,林振山.中國人均生態足跡與生物承載力變化的EMD分析及情景預測[J].生態學報,2007,27(12):2925.

[5] 中央氣象局氣象科學研究院.中國近五百年旱澇分布圖集[M].北京:地圖出版社,1981.

[6] 邵天杰,趙景波.關中平原近200年來洪澇災害研究[J].干旱區研究,2008,25(1):41-46.

[7] GB/T 20481-2006.中華人民共和國國家標準:氣象旱澇等級[S].

[8] 袁文平,周廣勝.標準化降水指標與Z指數在我國應用的對比分析[J].植物生態學報,2004,28(4):523-529.

[9] 劉莉紅,鄭祖光,琚建華.基于EMD方法的我車年氣溫和東部年降水量序列的振蕩模態分析[J].高原氣象,2008,27(5):1060-1065.

[10] 張真真,林振山,杜建麗,等.基于EMD北海道地區50年降水及南方濤動的分析[J].安徽農業科學,2008,36(24):10562-10564.

[11] 胡維平,莫家玲,龔英姬,等.經驗模態分解中多種邊界處理方法的比較研究[J].電子與信息學報,2007,29(6):1394-1398.

[12] 陜西省歷史自然災害簡要紀實編委會.陜西歷史自然災害簡要紀實[M].北京:氣象出版社,2002.

[13] 盧愛剛.半年世紀以來黃土高原降水的時空變化[J].生態環境學報,2009,18(3):957-959.

[14] 鄧振鏞,張強,尹憲志,等.干旱災害對干旱氣候變化的響應[J].冰川凍土,2007,29(11):14-119.

[15] 施雅風,沈永平,李棟梁,等.中國西北氣候由暖干向暖濕轉型的特征和趨勢探討[J].第四紀研究,2003,23(21):53-162.

[16] 王鵬祥,何金海,鄭有飛.中國西北地區近44 a氣候干濕轉型研究[C]//中國氣象學會 2006年年會“氣候變化及其機理和模擬”分會場論文集,2006.

[17] 楊建平,丁永建,陳仁升,等.近40 a中國北方降水量與蒸發量變化[J].干旱區資源與環境,2003,17(2):6-11.