基于格點數據的黃土高原降水時空變化特征

李 明，鄧宇瑩，曹富強，王貴文，柴旭榮

(1.山西師范大學地理科學學院，山西 臨汾 041000；2.山西師范大學現代文理學院，山西 臨汾 041000)

IPCC第五次評估報告指出，全球幾乎所有地區都經歷了升溫過程[1].伴隨而來的水資源時空再分配和可利用水資源總量的變化，將嚴重影響水資源的開發、利用和管理，進而影響生態環境的可持續發展[2].氣候的變化改變了水文循環，而了解降水量的時空特征是研究水文-氣候系統復雜變化的關鍵.黃土高原位于半濕潤氣候區與半干旱氣候區的過渡帶，降水稀少且時空分布不均，水土流失嚴重，生態環境脆弱[3]，該區農牧林業生產和生態環境對降水的依賴性極強[4-6]，因此有必要對黃土高原降水量的變化進行細致的研究.

近年來，許多學者基于氣象站點數據，從時空分布、變化趨勢、突變性及周期特征等角度對黃土高原的降水特征進行了研究.顧朝軍等[7]研究了黃土高原1961—2014年降水的時間變化特征，結果表明春冬季節降水量增加、夏秋季節降水量減少；段建軍等[3]分析了黃土高原50年年降水量的時空動態及變化趨勢，認為黃土高原年降水量和年降水量線性趨勢存在顯著時空分異；李志等[8]和李振朝等[9]的研究表明，黃土高原年降水量空間分布從東南向西北方向遞減，大部分地區降水減少；晏利斌等[4]和王利娜等[10]的研究表明，黃土高原年和季節降水量變化趨勢大致為南部和東南部降水減少，西部和北部降水增加；盧愛剛[11]依據氣象站點數據用Mann-Kendall(MK)方法對黃土高原夏季降水量數據進行了分析，表明夏季降水量整體上是減少的，減少幅度大的站點位于該區東部季風區內；林紓等[5]的研究表明，黃土高原年降水量存在2～4 a的振蕩周期，且在1985年發生氣候突變.由于氣象臺站數量有限且空間分布極不均勻[12]，這種“以點代面”描述降水的時空格局，會忽略降水在小地理尺度上的變化特征[13]，高精度的格點數據可以在一定程度上解決實測站點分布不均的問題[14-15].任婧宇等[13]嘗試基于格點數據用Sen斜率法對黃土高原氣溫和降水的變化趨勢進行了研究，但是僅分析了黃土高原降水量的年際變化，并未揭示季節降水的變化特征及其對年降水量的貢獻.為此，本文以中國地面降水月值0.5°×0.5°格點數據為數據源，采用Mann-Kendall檢驗和Sen斜率法，分析了1961—2017年黃土高原年和季節降水變化趨勢在時間和空間上的變化特征，以為黃土高原水資源的合理利用、水土流失的預防、旱澇災害的防治和生態環境的保護提供參考依據.

1 研究區與研究方法

1.1 研究區概況

黃土高原介于100°54′～114°33′E，33°43′～41°16′N之間，地理范圍為太行山以西、日月山以東，秦嶺以北、陰山以南地區，行政上跨青海、寧夏、甘肅、內蒙古、河南、陜西、山西等7個省(自治區)的285個縣(市、旗)，總面積約為6.24×105km2.黃土高原屬大陸性季風氣候區，雨熱同期，氣溫年較差大，降水季節分配不均，多集中在夏季.在空間上，年降水量自東南向西北遞減，具有明顯的梯度變化特征，見圖1.

圖1 1961—2017年黃土高原年均降水量

1.2 數據源

1961—2017年中國地面降水月值0.5°×0.5°格點數據集來源于中國氣象數據網(http：∥data.cma.cn/)，該數據集是使用薄盤樣條法對國家氣象中心整理的2 472個氣象臺站逐日降水資料插值生成，格點值與觀測值均方根誤差平均為0.49 mm/月，相關系數達0.93[16-17]，數據精度較高.本文選擇了覆蓋黃土高原地區的311個有效格點.

1.3 研究方法

1.3.1 Sen斜率估計

對于時間序列X={x1，x2，……，xn}，可以用單位時間內的變化量β值量化單調趨勢[18]，相對于一元線性回歸，它可以消除異常值對斜率的影響.公式為

(1)

式中xj和xk分別是第j個和第k個觀測值，Median為中值函數.β>0，時間序列呈上升趨勢；β<0，時間序列呈下降趨勢.

1.3.2 Mann-Kendall(MK)突變檢驗

氣候突變是指研究要素從一種穩定的狀態或趨勢跳躍式地轉變到另一種狀態或趨勢的現象[19].MK非參數突變檢驗方法因不需要樣本遵從一定的分布，能避免少數異常值的影響，已被廣泛用于水文和氣象要素時間序列的趨勢突變分析，具體計算步驟參考文獻[20-21].通過正序列曲線UF和反序列曲線UB可以分析時間序列的變化趨勢以及突變可能發生的時間.若UF曲線值大于0，表明該序列具有上升趨勢；若UF曲線值小于0，則表示該序列具有下降趨勢.當UF曲線值超過臨界值Uα(一般給定臨界值顯著性水平α=0.05，臨界值U0.05=±1.96)，表明變化的趨勢顯著.在UF曲線值超過臨界值的前提下，如果 UF、UB兩條曲線相交，且交點在臨界值之間，則該交點為突變點[22-23].如果交點位于臨界值之外，或者是存在多個交點，則不確定是否為突變點，需要結合滑動t檢驗、Yamamoto法、標準正態均勻性檢驗等其他方法對突變點進行檢驗，確定真正的突變點.

2 結果與分析

2.1 降水量的趨勢變化分析

1961—2017年黃土高原年降水量變化范圍為329.3～633.7 mm，多年平均降水量為457.9 mm，在1960s，1980s和2010s處于多雨期，尤其是2010s期間，年均降水量高于平均值約31.3 mm；1970s，1990s和2000s處于少雨期，其中1990s降水量最少，比多年平均值少了約29.3 mm (見圖2(a)).黃土高原年降水量整體變化呈減少趨勢，β值每10年為-0.76 mm，但沒達到α=0.05的顯著水平.從UF曲線可見(見圖2(b))，1985年以后UF值均小于0，表明年降水量自1985年后一直處于減少趨勢.盡管UF和UB曲線在臨界值之間有幾個交點，但UF曲線沒有超出臨界值；另外，經標準正態均勻性檢驗，年降水量在1985年存在轉折點，轉折前平均年降水量464.8 mm，轉折后平均年降水量453.3 mm，但未通過顯著性水平α=0.05的檢驗，故黃土高原年降水量無顯著的突變點.

黃土高原春季多年平均降水量為80.5 mm，約占年降水量的17.58%，年代際降水量變化的多雨期和少雨期與年降水量的變化完全一致，只不過在幅度上有所差異.平均降水量最多的時期位于1960s，高于平均值約9.3 mm，降水量最少的時期是1970s，比平均值少了約11.2 mm (見圖2(c)).黃土高原春季降水量表現出增加趨勢，β值每10年為0.96 mm，沒達到α=0.05的顯著水平.從UF曲線可以看出(見圖2(d))，1961—1970年和1990—1994年降水量呈增加趨勢，1971—1989年和1995—2013年呈減少趨勢，但黃土高原春季降水量無顯著的突變點.

黃土高原夏季多年平均降水量為258.7 mm，約占年降水量的56.50%，對全年降水的貢獻最大.多雨期為1960s—1980s和2010s，期間平均降水量高于平均值約4.9 mm；少雨期為1990s—2000s，平均降水量比平均值少了約9.1 mm (見圖2(e)).黃土高原夏季降水量表現出減少趨勢，β值每10年為-1.83 mm，沒達到α=0.05的顯著水平.從UF曲線可見(見圖2(f))，1961—1978年夏季降水量以減少趨勢為主，1979—1998年增加和減少趨勢交替頻繁，1999年后UF值均小于0，呈減少趨勢，但黃土高原夏季降水量無顯著的突變點.

黃土高原秋季多年平均降水量為107.5 mm，約占年降水量的23.48%，在1960s和2000s以后處于多雨期，其平均降水量分別比平均值多了14.5 mm和9.8 mm；1971—2000年處于少雨期，尤其是在1990s期間，年均降水量低于平均值約20.8 mm (見圖2(g)).黃土高原秋季降水量略呈減少趨勢，β值每10年為-0.23 mm，沒達到α=0.05的顯著水平.從UF曲線可見(見圖2(h))，1961—2017年間所有的UF值均小于0，表明秋季降水量呈減少趨勢.1991—2003年UF曲線超過臨界值，表明該期間秋季降水量減少顯著.UF和UB曲線雖在2013—2016年間有兩個交點，但因交點后的數據量太少，統計交點前和交點后數據的均值差異不具有統計學意義，可判斷這兩個交點均不是顯著的突變點.

黃土高原冬季多年平均降水量為11.3 mm，約占年降水量的2.47%.1970s，1980s和2000s以后的期間降水相對較多，其中降水最多的2000s時段，平均降水量比平均值多了1.8 mm；1960s和1990s期間的降水相對較少，其中降水最少的1960s，平均降水量比平均值少了2.4 mm (見圖2(i)).黃土高原冬季降水量呈增加趨勢，β值每10年為0.68 mm，達到了α=0.05的顯著水平.從UF曲線可以看出(見圖2(j))，UF值在1970年以前小于0，之后在正值范圍內波動，表明冬季降水量在1970年經歷了由減少到增加的過程，1970年為降水量變化的一個轉折點.結合標準正態均勻性檢驗，黃土高原冬季降水量在1970年發生突變，但未通過顯著性水平α=0.05的檢驗.

(a)年降水量距平曲線；(c)，(e)，(g)，(i)春、夏、秋、冬；(b)年降水量MK檢驗；(d)，(f)，(h)，(j)春、夏、秋、冬

綜上得出：(1)黃土高原年降水量、夏季和秋季降水量呈減少趨勢，春季和冬季降水量呈增加趨勢，但僅冬季降水量變化趨勢達到了α=0.05的顯著水平；(2)年降水量的減少主要是由于夏季降水量減少導致的；(3)黃土高原年和季節性降水均未檢測到顯著的突變點.

2.2 降水量的空間變化分析

為了揭示黃土高原降水量在小地理尺度上的變化特征，對1961—2017年間該區域每個柵格的年和季節降水量進行Sen斜率估算.

圖3(a)為黃土高原年降水量空間變化趨勢圖，整個區域48.5%的格點斜率值大于0，51.5%的格點斜率值小于0，表明近57年來黃土高原降水呈下降趨勢的區域略大.年降水量減少趨勢達到α=0.05顯著水平的地區主要位于山西省的東南部和甘肅省的南部，降水量增加的區域主要在黃土高原的北部和西部，其中青海省南部年降水量增加趨勢達到了α=0.05顯著水平.

春季(見圖3(b))黃土高原大部分地區降水量增加，多集中于該區北部和西部，與年降水量變化不同的是春季山西省東部降水量呈現增加趨勢，陜西省南部降水量減少趨勢達到了α=0.05的顯著水平；夏季(見圖3(c))大部分格點降水量斜率值為負，降水量減少，尤其是黃土高原東部；秋季(見圖3(d))黃土高原降水量變化趨勢與春季相似，整體上也呈南部、東南部降水量減少，西部、北部降水量增加的規律，但是變化的范圍、強度與春季略有差異，降水量增加的區域范圍比春季略小；冬季(見圖3(e))大部分格點降水量斜率值為正，其中黃土高原西部降水量增加顯著.

3 討論

近57年來黃土高原年降水量整體上呈減少的趨勢，其中1960s降水偏多、1990s降水偏少，已經得到了各方面的證實[4-5，7，22].春冬季降水量呈增加趨勢，夏秋季降水量不顯著減少，與顧朝軍等[7]的研究結果一致，但是，可能由于采用的數據以及分析方法的不同，降水量的變化速率有所差異；而晏利斌[4]對黃土高原季節性降水的研究表明，春季降水量呈下降趨勢，這可能是其選取氣象站點數量較少所致.

紅框區域表明降水量變化速率達到α=0.05顯著性水平

林紓等[5]和龔建福等[23]分別采用累積距平曲線和Pettitt方法檢測到黃土高原年降水量在1985年發生突變；李志等[6]研究表明，1991年黃土高原年降水量發生突變；顧朝軍等[7]利用Pettitt方法檢測到黃土高原冬季降水量在1971年發生突變，而本文經MK和標準正態均勻性檢驗，發現黃土高原年降水量在1985年后有明顯的減少趨勢，冬季降水量在1970年經歷了減少到增加的趨勢變化，但均不顯著.這可能是由于不同的學者對黃土高原范圍的定義不一致以及研究方法不同造成的差異.總的看來，1980s—2000s年間，黃土高原年降水量減少較明顯.

在空間變化趨勢上，黃土高原年降水量東南部減幅大，西部、北部略增加，與晏利斌[4]和李志等[6]的研究結果基本一致.因黃土高原東南部降水主要受東亞季風的影響，尤其是夏季降水受東南季風影響很大，而近幾十年來東南季風持續減弱[24]，致使東南季風對該區域的水汽輸送能力減少[5，11，22].黃土高原西部降水量增加，可能是1980s中期后，南亞季風顯著增強，將更多的水汽經由孟加拉灣、雅魯藏布江大峽谷輸送到該區域所致[25].

利用格點數據研究黃土高原年和季節降水量的時空特征，能夠反映降水在小地理尺度上的變化特征，但是本文僅從統計學角度對黃土高原降水量變化進行了分析，未來將從物理機制的角度進一步討論盛行西風帶和亞洲季風對黃土高原降水量空間變化格局的影響.

4 結論

(1) 1961—2017年黃土高原年降水量呈減少的趨勢，春、冬季降水量呈增加的趨勢，夏、秋季降水量呈減少的趨勢，但僅冬季降水量的變化趨勢達到了α=0.05的顯著性水平.年降水量的減少主要是由于夏季降水量減少導致的.

(2) 黃土高原年和季節性降水均未檢測到顯著的突變點.

(3) 黃土高原年降水量呈東南部減幅大，西部、北部呈略增加的空間變化趨勢.春秋季降水量南部減幅大，西部、北部增加；夏季大部分區域范圍內降水量減少，冬季大多地區降水量有所增加.