1901-2019年上海合作組織國家氣候時空變化特征

謝夢霞, 戈文艷,2, 胡亞鮮,2, 王 飛,2, 韓劍橋,2, 李 健

(1.西北農林科技大學 水土保持研究所, 陜西 楊凌 712100; 2.中國科學院水利部 水土保持研究所, 陜西 楊凌 712100; 3.濟南市水利工程服務中心, 濟南 250099)

全球氣候在近百年來的暖濕化趨勢日益突出，引起諸多學者的廣泛關注。IPCC第5次報告指出全球平均地表氣溫在1880—2012年期間上升了0.85℃[1]，中國大陸地表年平均氣溫升高了0.5～0.8℃[2]。種種跡象表明全球氣候呈現出變暖趨勢，且20世紀50年代以來上升趨勢更加顯著。氣候變化使得水資源的時空分布、循環及生態系統發生重大改變，由此引發洪澇、干旱和熱浪等極端氣候事件的數量和強度不斷增加，造成巨大的經濟損失[3]。因此，氣溫和降雨量作為氣候變化的重要指標，研究其時空變化特征對于量化氣候變化對自然災害的影響至關重要[4]。

在全球尺度上，氣候變化的區域性特征顯著，在不同高度、不同緯度和海陸之間[5]差異較大。Yu等[6]研究發現興都庫什喜馬拉雅地區在1901—2014年大部分地區都經歷了變暖趨勢，尤其是青藏高原和巴基斯坦南部，年際降雨量以5.28 mm/10 a的速度上升，而1980年中期以后，降雨量的增長更為迅速；段安民等[7]指出，從1998年開始青藏高原的年際氣溫和降雨量呈加速增長趨勢；黃秋霞等[8]研究表明，中亞地區近30 a來年際平均氣溫和降雨量均為增加趨勢，且具有較大的區域和季節性差異；Xu等[9]通過對亞洲氣候變化趨勢的研究發現高緯度地區的氣溫增速高于低緯度地區，降雨量總體上呈增加趨勢；符淙斌等[10]通過研究70年代全球地面氣溫變率的時空特征，發現亞歐大陸中部是全球三大氣溫變率中心之一。與全球其他地區相比，旱澇災害和山地災害頻發區，如亞洲東部、南部和中亞內陸地區素來是全球氣候變化的特殊區和敏感區[11]，也是諸多學者關注的重點區域。

受地形地勢、大氣和海洋環流的影響，上海合作組織橫跨寒、溫、熱三帶，區域內氣候類型復雜多樣，其中典型的季風氣候和大陸性干旱氣候占主導。此外，全球最大的非地帶性干旱半干旱區也分布于此，水熱資源時空分布嚴重失衡，內陸區水資源匱乏，是氣候變化的敏感區，也是生態環境的脆弱區[12]。因此，在全球變暖背景下，對上合組織氣候變化進行監測分析，可為當前跨國界復雜地形之間的生態環境保護、水資源的開發與利用、農牧業的生產和發展以及極端天氣氣候事件與災害的防御等提供科學支撐，具有十分重要的理論和現實意義。基于此，本文基于CRU最新的網格點月平均氣溫和逐月降雨量格點數據集(CRU TS v4.04)，運用線性回歸趨勢分析法和Pettitt突變檢驗方法，分析上合組織1901—2019年月平均氣溫和累積降雨量的長期變化趨勢及空間分異規律，為應對和緩解區域潛在氣候變化策略的制定提供理論依據。

1 研究區概況

上海合作組織，簡稱上合組織，位于亞歐大陸，經緯度范圍為19°65′E—169°70′W和5°55′N—81°85′N，包括8個成員國、4個觀察員國、6個對話伙伴國。其中，成員國為中國、俄羅斯、印度、哈薩克斯坦、巴基斯坦、塔吉克斯坦、吉爾吉斯斯坦、烏茲別克斯坦，觀察員國有蒙古、阿富汗、白俄羅斯和伊朗，對話伙伴國包括柬埔寨、尼泊爾、斯里蘭卡、土耳其、亞美尼亞、阿塞拜疆。受經緯跨度大，地勢起伏劇烈的影響，該國家組織地形地勢分布復雜，區域內高原、盆地、丘陵和溝壑縱橫交錯，海拔為-155～8 489 m，地勢總體上中部高，南北低。受季風環流、北極濤動和南方濤動的共同影響，區域內氣候的緯向地帶性和垂直地帶性顯著。降水和氣溫變化梯度較大。年降水量約為470 mm，從沙漠地區不到50 mm到山區迎風坡2 000 mm以上；整個區域的平均氣溫為0.79℃，空間差異性較大，極地和高山地區的年平均氣溫低于0℃，30°N以南的區域，年平均氣溫大多在10℃以上。

2 數據源與研究方法

2.1 數據源

本文采用英國East Anglia大學提供的1901—2019年的Climatic Research Unit(簡稱CRU)全球地表逐月平均氣溫和累積降雨量格點數據(CRU TS v4.04)作為基礎氣象數據，空間分辨率為0.5°×0.5°[13]。CRU數據集具有嚴格的時間均一性檢驗、尺度長、分辨率高等優點，故被廣泛應用于氣候變化研究中[14-15]。為了研究上合組織長時間序列氣溫和降雨量的時空變化規律，本研究將氣候資料細分為年際和季節性氣象，其中季節劃分依次為：春季3—5月，夏季6—8月，秋季9—11月，冬季12—翌年2月[16]。

2.2 研究方法

2.2.1 趨勢分析 運用最小二乘法分析氣溫和降雨量的年際變化趨勢。該方法是利用時間序列與年序數構建一元回歸方程，根據計算出的指標系數得出變化的傾向性，同時將一元線性回歸方程的斜率定義為氣候的年際變化趨勢率(slope)[17]：

(1)

式中:slope為氣候與時間變量擬合的一元線性回歸方程斜率;i為時間變量,取值為1～n的整數;n為研究時間段,本文為119;ci為第i年的氣溫和降雨量資料。slope>0表示氣候隨時間遞增,slope<0表示隨時間遞減,slope絕對值越大,表明氣候的變化速率越大。采用t檢驗法來檢驗變化趨勢的顯著性,本次研究選擇在0.05顯著性水平下對研究區域119 a來氣溫和降雨量的變化趨勢進行顯著性檢驗。

2.2.2 變異分析 本研究利用Pettitt來檢驗氣候分區中氣溫和降雨量長時間序列的突變情況，既能判斷出突變點的位置和數量，又能準確地判斷出這些變點是否具有統計意義上的顯著。Pettitt檢驗在秩序列基礎上定義統計量，最大值所對應時間為可能的突變時間，其統計量Ut,n計算公式如下[18]：

(2)

(3)

式中:Xt,Xj為假設檢驗的隨機變量;n為數據系列的時間長度，本文為119;Ut,n為新序列,新序列是由第一個樣本序列超過第2個樣本序列次數的統計量組成。

若t滿足：

Kt=max1≤t≤n|Ut,n|

(4)

則t為出現突變的年份。

對應的顯著性p可通過以下公式近似算出：

(5)

當p≤0.05時，檢驗出的突變點具有統計意義上的顯著。

本文將上合組織區域劃分為極地氣候、北部森林氣候、寒溫帶氣候、高原山地氣候、暖溫帶氣候、亞熱帶氣候、熱帶氣候共7個氣候區，對其進行變異分析。

3 結果與分析

3.1 時間變化特征

3.1.1 氣溫時間變化特征 圖1為對年平均和季節平均氣溫進行5 a滑動平均和線性擬合得出的時間變化趨勢分布圖。1901—2019年上合組織多年平均氣溫為0.79℃，119 a的年平均氣溫呈顯著上升趨勢，增長率為0.14℃/10 a。根據異常值將平均氣溫分為3個變化階段，1901—1938年屬于緩慢增長期，增長趨勢為0.14℃/10 a(p<0.05)，1938—1969年以0.16℃/10 a的速度呈顯著下降趨勢，1969年之后整體增加速度較快，達到0.39℃/10 a(p<0.05)。在研究時段內，上合組織年平均氣溫波動范圍在-1～3℃，1969年是119 a中最寒冷的一年，氣溫在1984年之后持續高漲。

在季節尺度上，春季平均氣溫為0.76℃，增長趨勢最大(0.2℃/10 a，p<0.05)，1953年的異常高值將其分為兩個增長階段，1953年之后以0.44℃/10 a的速度快速增加(p<0.05)。夏季平均氣溫為16.4℃，但變化趨勢0.08℃/10 a(p<0.05)是季節變化中最小的，1954—1992年氣溫呈不顯著下降趨勢(-0.02℃/10 a)。秋季平均氣溫為1.4℃，增長趨勢為0.1℃/10 a(p<0.05)，1945—1972年氣溫呈減少趨勢(-0.161 0 a，p>0.05)。冬季平均氣溫為-15.4℃，1969年氣溫出現異常低值(-19.12℃)，變化趨勢為0.18℃/10 a(p<0.05),1996年之后氣溫以0.47℃/10 a的速度顯著上升。

結果表明，上合組織氣溫變化趨勢大小順序為春季>冬季>年>秋季>夏季，氣溫增長速度大致經歷由緩慢到高速增加這一過程，1940—1970年氣溫呈顯著下降趨勢。

3.1.2 降雨量時間變化特征 1901—2019年上合組織年平均降雨量在430～510 mm波動，整體呈顯著上升趨勢，增長速率為2.4 mm/10 a(圖2)。1961年和1986年的異常值將年平均降雨量分為3個階段。1961年之前，屬于快速增長期，降雨量增長速率為4.97 mm/10 a(p<0.05)，但降雨量在1961—1986年期間以6.58 mm/10 a(p>0.05)的速度快速下降，而在1986年后以7.89 mm/10 a的速率顯著上升。在研究期內，1930s降雨量較少，1990s屬于多雨期，其中，1990年降雨量最大(509.6 mm)。

圖1 1901-2019年氣溫變化

圖2 1901-2019年降雨量變化

在季節上，春季平均降雨量為90 mm，變化趨勢為0.75 mm/10 a(p<0.05)，1967—1992年降雨量呈不顯著減少趨勢(-1.45 mm/10 a)。夏季平均降雨量為212 mm，整體以0.29 mm/10 a(p>0.05)的速度上升，分階段變化顯著。1901—1943年降雨量以2.5 mm/10 a的速度顯著上升，1943—1992年降雨量呈不顯著減少趨勢(-1.91 mm/10 a)，1992年之后降雨量快速增加，增長速率為6.71 mm/10 a(p<0.05)。秋季平均降雨量為112 mm，增長趨勢為0.73 mm/10 a(p<0.05)，1960—2001年降雨量以1.03 mm/10 a的速率呈減少趨勢(p>0.05)。冬季平均降雨量為59 mm，變化速率為0.7 mm/10 a(p<0.05)，1901—1945年降雨量呈顯著的下降趨勢(-0.63 mm/10 a)，1945年后以0.64 mm/10 a的速度上升(p<0.05)。

綜上所述，降雨量總體變化趨勢大小為年>春季>秋季>冬季>夏季，其變化趨勢與氣溫變化表現一致。

3.2 空間變化特征

3.2.1 氣溫空間變化特征 1901—2019年平均氣溫空間分布遵循緯度和高山垂直分異規律，由北向南氣溫逐漸上升。1901年以來年平均氣溫呈增加趨勢，其空間變化趨勢差異性大(圖3)。以30°N為界，變化趨勢由南向北遞增。年氣溫變化趨勢在-0.13～0.82℃/10 a，10°—20°N的氣溫變化趨勢小，變化速率在0.2～0.3℃/10 a(p<0.05)的分布范圍最廣，20°N以北地區的氣溫變化趨勢集中在0.4～0.6℃/10 a(p<0.05)。由表1可知，年平均氣溫除中國東南沿海變化趨勢在0.1℃/10 a以下的小部分區域外，98.55%的地區發生顯著性變化。

與年平均氣溫變化趨勢一致，81%以上區域季節性氣溫發生顯著變化，冬季升溫趨勢最快，夏季氣溫變化最小。春季，氣溫變化趨勢為-0.05～0.35℃/10 a，除中國東南沿海部分地區變化速率小于0.05℃/10 a的區域不顯著外，其余98.66%的區域氣溫發生顯著性變化。30°N以南地區的升溫趨勢小于0.15℃/10 a(p<0.05)，以北增溫趨勢大于0.2℃/10 a(p<0.05)。夏季，90%以上的區域發生顯著變化，變化趨勢主要集中在0.04～0.08℃/10 a，其次是0.08～0.12℃/10 a，內陸伊朗地區和北部俄羅斯東北地區的升溫趨勢高于0.16℃/10 a(p<0.05)。秋季，變化趨勢集中在0.06～0.12℃/10 a，北極附近增溫率達0.24℃/10 a(p<0.05)。冬季，20°N以南地區的變化傾向率集中在0.06～0.12℃/10 a，以北變化率在0.18～0.24℃/10 a，俄羅斯東部少部分增溫趨勢達0.3℃/10 a以上(p<0.05)。

3.2.2 降雨量空間變化特征 1901—2019年上合組織年平均和各季節平均降雨量由南向北、從東向西逐漸遞減，遵循“從沿海到內陸、低緯到高緯降雨量逐漸遞減”的空間變化規律。119 a來年平均降雨量呈增加趨勢，其空間變化差異顯著(圖4)。變化趨勢總體由西南向東北遞增，變化趨勢集中在0～0.6 mm/10 a(p>0.05)，極少部分地區降雨量增加趨勢在1.8 mm/10 a以上。結合表2可得，上合組織119 a來年降雨量變化趨勢只有30%的地區呈顯著性變化，主要位于西北地區。

降雨量各季節變化與年變化一致，表現出不顯著的變化趨勢，且各季節變化具有顯著的區域特征。春季，變化趨勢集中在0.5～1.5 mm/10 a，青藏高原部分地區變化趨勢在1.5 mm/10 a以上(p<0.05)。夏季，變化趨勢集中在-10～1 mm/10 a，多數地區的降雨量呈下降趨勢(p>0.05)。秋季，0～1 mm/10 a的變化范圍最廣，10°—20°N部分地區降雨量呈減少趨勢，而北部俄羅斯部分地區則呈顯著增加趨勢。冬季，整體降雨量變化趨勢在0～0.5 mm/10 a的居多，北部區域降雨量呈顯著上升趨勢，西南地區呈不顯著下降趨勢。

3.3 突變分析

3.3.1 氣溫突變分析 1901—2019年，上合組織7個自然氣候分區氣溫突變時間在1980年左右(圖5)，與全球突變時間(1978年)大體一致[19]，7個自然氣候分區均滿足置信區間(±279.98之外)要求。其中，寒溫帶氣候區突變時間最早1972年(p<0.05)，其次，暖溫帶、熱帶和亞熱帶氣候區在1976年發生突變(p<0.05)，極地和北部森林氣候區在1980年發生突變(p<0.05)，高原山地氣候區突變時間最晚(1986年，p<0.05)。整體突變時間表現出由南向北，平原到高原逐漸推遲的變化規律。

3.3.2 降雨量突變分析 上合組織119 a來降雨量突變時間在1930—1984年(圖6)，7個自然氣候區的突變順序依次為：熱帶>北部森林>暖溫帶>寒溫帶>極地>亞熱帶>高原山地。低緯度和低海拔地區的降雨量突變時間早于高海拔地區，熱帶氣候區從1930年開始發生(p<0.05)，高原山地氣候區則在1984年才發生突變(p<0.05)，北部森林氣候區1941年(p<0.05)，暖溫帶氣候區1947年(p>0.05)，寒溫帶氣候區1951年(p<0.05)，極地氣候區1953年(p<0.05)，亞熱帶氣候區1961年(p>0.05)。

圖3 1901-2019年氣溫空間變化分布

表1 1901-2019年氣溫變化顯著性面積占比 %

4 討 論

在全球變暖的大背景下，上合組織119 a來年平均氣溫和降雨量表現出先增加后減少再增加這一變化過程，與北半球及全球氣候變化總體呈現增加趨勢一致[19-20]。受工業化和城市化進程造成溫室氣體的過度排放及大氣環流異常的共同影響，上合組織國家于2000年后表現出極端高溫現象，且呈現出繼續增長趨勢，與吳成啟等[21]研究結果一致，但跟何金海等[22]認為2000年以后全球和歐亞中高緯地區逐漸進入變暖減緩期的研究結果有悖。氣溫變暖已成為上合組織氣候變化的主要特征，同時也存在負增長時期，如1950—1970年氣溫呈顯著下降趨勢，與張秀年等[23]認為北半球陸地地面氣溫在1950—1960年代有一個較強降溫過程的研究結果一致。

氣溫變化是自然因素和人類活動共同影響的結果。自工業革命以來，由于化石燃料的大量消耗，大氣中二氧化碳的濃度大約升高了100 mg/kg，增幅超過40%，大氣中二氧化碳濃度的改變被認為是近代氣候變化的首要原因。其中，Ge等[24]研究表明20世紀以來全球氣溫正處于近2 000 a來氣候變化中的第4個暖周期，且屬于增長最快的時期。IPCC-AR5證實了全球變暖主要受人為外在因素的推動，如土地不合理利用、城市擴張和溫室氣體的排放等影響，人類活動排放的溫室氣體是增溫最主要的因素。上合組織氣溫變化與北極濤動(AO)息息相關[25]。1901—1940年，AO處于正相時，極地氣壓下降，導致上合組織該時段氣溫出現小幅度的上升(p<0.05)，而1940—1970年，AO進入了負相時期，大氣壓力增加，大面積出現降溫的現象(p<0.05)。1969年受強烈冷空氣的影響，亞歐國家多數地區的氣溫達到記錄以來的最低值。北極和北部高緯度地區受子午熱傳導和雪/冰-反照率[26]變化的影響，氣溫升溫趨勢顯著高于低緯地區。中亞內陸地區，氣候干旱、降水少、植被稀疏[27]，農耕經濟的發展使得氣溫顯著上升。同時，吳國雄等[28]研究發現，青藏高原熱力抬升作用引發的高原環流，深刻地影響著亞洲氣候，增強了東亞地區的夏季風，而加劇了中亞地區的干旱。低緯度地區，經濟相對發達，工業化和城市化發展快，對1901—2019年氣溫的上升起主要的貢獻作用。

諸多研究表明[29]，在全球陸地和海洋區域的年降水和季節性降水模式中人為因素越發明顯。1901—1960年，降雨量顯著增加主要是由水分匯聚的垂直動態分量[30]和EOF模式引起。全球氣候模式表明[31]，1960—1985年溫室氣體濃度增加導致降水增加，但受人為過多排放氣溶膠的影響，期間降水減少(p>0.05)。1985年之后，降雨量量以7.9 mm/10 a(p<0.05)的速度急劇增加，氣溶膠排放的減少和氣溫的快速升高兩者的貢獻最大。119 a來高緯度地區主要受火山爆發、工業活動中排放的硫酸鹽氣溶膠[32]和溫室氣體的共同影響，降雨量變化速率顯著高于低緯度地區。地形地勢、蒸散發和降水再循環率[33]對青藏高原上降水的顯著變化起著重要貢獻。

研究表明，全球在20世紀發生了3次比較明顯的氣溫突變，在不同的地區和不同的時間結果不一致，季風區突變時間隨緯度升高變晚，大陸性氣候區整體由東向西突變較晚，高原山地區突變時間推遲[34]。上合組織氣候區氣溫的突變主要受人類活動和太陽輻射的影響，區域經濟越發達，突變時間越早[35]。氣候系統內部變率、太陽輻射、火山活動、土地利用和溫室氣體等[36]多種強迫因子均能引起降水劇烈突變。青藏高原人類干擾少，氣溫和降水突變時間晚且主要受全球工業化產生的溫室氣體的影響[37]。

5 結 論

(1) 1901—2019年上合組織年平均氣溫和降雨量均呈顯著上升趨勢，變化趨勢分別為0.14℃/10 a和2.4 mm/10 a，均經歷“增加—減少—增加”這一變化過程。1901—1938年和1969—2019年期間氣溫位于暖期(p<0.05)，1939—1968年屬于冷期(p<0.05)。降雨量在1901—1961年和1986—2019年屬于濕潤期(p<0.05)，1962—1985年處于干旱期(p>0.05)。特別是2000年后，氣溫和降雨量均呈快速增加階段(p<0.05)。

(2) 氣候變化區域性特征顯著。年平均氣溫呈上升趨勢(p<0.05)，表現出緯度差異，以20°N為界，變化趨勢由南向北遞增，北部區域年變化趨勢集中在0.4～0.6℃/10 a(p<0.05)，南部0.2～0.3℃/10 a的分布范圍最廣。降雨量年變化趨勢主要集中在0～0.6 mm/10 a，北部、干旱區的降雨量呈顯著增加趨勢，濕潤地區的總降雨量無明顯變化，降雨量整體空間分布上表現出不顯著變化趨勢。

圖4 1901-2019年降雨量空間變化分布

表2 1901-2019年降雨量變化顯著性面積占比 %

圖5 氣溫年際突變空間分布

圖6 降雨量年際突變空間分布

(3) 氣候變化具有顯著的季節性特征。各季節氣溫呈顯著增加趨勢，春季升溫速率較快(0.2℃/10 a，p<0.05)，夏季氣溫變化速率較慢(0.08℃/10 a，p<0.05)；春季降雨量變化趨勢較大(0.75 mm/10 a，p<0.05)，夏季降雨量變化趨勢較小(0.29 mm/10 a，p>0.05)。

(4) 受人類活動和太陽輻射的影響，上合組織氣候突變遵循緯度和高山垂直分異規律，隨緯度、海拔的升高突變時間推遲。7個氣候區的氣溫突變時間順序依次為：寒溫帶>熱帶>亞熱帶>暖溫帶>北部森林>極地>高原山地，降水突變時間順序為：熱帶>北部森林>暖溫帶>寒溫帶>極地>亞熱帶>高原山地。