基于格点数据的黄土高原降水时空变化特征

李 明，邓宇莹，曹富强，王贵文，柴旭荣

(1.山西师范大学地理科学学院，山西 临汾 041000；2.山西师范大学现代文理学院，山西 临汾 041000)

IPCC第五次评估报告指出，全球几乎所有地区都经历了升温过程[1].伴随而来的水资源时空再分配和可利用水资源总量的变化，将严重影响水资源的开发、利用和管理，进而影响生态环境的可持续发展[2].气候的变化改变了水文循环，而了解降水量的时空特征是研究水文-气候系统复杂变化的关键.黄土高原位于半湿润气候区与半干旱气候区的过渡带，降水稀少且时空分布不均，水土流失严重，生态环境脆弱[3]，该区农牧林业生产和生态环境对降水的依赖性极强[4-6]，因此有必要对黄土高原降水量的变化进行细致的研究.

近年来，许多学者基于气象站点数据，从时空分布、变化趋势、突变性及周期特征等角度对黄土高原的降水特征进行了研究.顾朝军等[7]研究了黄土高原1961—2014年降水的时间变化特征，结果表明春冬季节降水量增加、夏秋季节降水量减少；段建军等[3]分析了黄土高原50年年降水量的时空动态及变化趋势，认为黄土高原年降水量和年降水量线性趋势存在显著时空分异；李志等[8]和李振朝等[9]的研究表明，黄土高原年降水量空间分布从东南向西北方向递减，大部分地区降水减少；晏利斌等[4]和王利娜等[10]的研究表明，黄土高原年和季节降水量变化趋势大致为南部和东南部降水减少，西部和北部降水增加；卢爱刚[11]依据气象站点数据用Mann-Kendall(MK)方法对黄土高原夏季降水量数据进行了分析，表明夏季降水量整体上是减少的，减少幅度大的站点位于该区东部季风区内；林纾等[5]的研究表明，黄土高原年降水量存在2～4 a的振荡周期，且在1985年发生气候突变.由于气象台站数量有限且空间分布极不均匀[12]，这种“以点代面”描述降水的时空格局，会忽略降水在小地理尺度上的变化特征[13]，高精度的格点数据可以在一定程度上解决实测站点分布不均的问题[14-15].任婧宇等[13]尝试基于格点数据用Sen斜率法对黄土高原气温和降水的变化趋势进行了研究，但是仅分析了黄土高原降水量的年际变化，并未揭示季节降水的变化特征及其对年降水量的贡献.为此，本文以中国地面降水月值0.5°×0.5°格点数据为数据源，采用Mann-Kendall检验和Sen斜率法，分析了1961—2017年黄土高原年和季节降水变化趋势在时间和空间上的变化特征，以为黄土高原水资源的合理利用、水土流失的预防、旱涝灾害的防治和生态环境的保护提供参考依据.

1 研究区与研究方法

1.1 研究区概况

黄土高原介于100°54′～114°33′E，33°43′～41°16′N之间，地理范围为太行山以西、日月山以东，秦岭以北、阴山以南地区，行政上跨青海、宁夏、甘肃、内蒙古、河南、陕西、山西等7个省(自治区)的285个县(市、旗)，总面积约为6.24×105km2.黄土高原属大陆性季风气候区，雨热同期，气温年较差大，降水季节分配不均，多集中在夏季.在空间上，年降水量自东南向西北递减，具有明显的梯度变化特征，见图1.

图1 1961—2017年黄土高原年均降水量

1.2 数据源

1961—2017年中国地面降水月值0.5°×0.5°格点数据集来源于中国气象数据网(http：∥data.cma.cn/)，该数据集是使用薄盘样条法对国家气象中心整理的2 472个气象台站逐日降水资料插值生成，格点值与观测值均方根误差平均为0.49 mm/月，相关系数达0.93[16-17]，数据精度较高.本文选择了覆盖黄土高原地区的311个有效格点.

1.3 研究方法

1.3.1 Sen斜率估计

对于时间序列X={x1，x2，……，xn}，可以用单位时间内的变化量β值量化单调趋势[18]，相对于一元线性回归，它可以消除异常值对斜率的影响.公式为

(1)

式中xj和xk分别是第j个和第k个观测值，Median为中值函数.β>0，时间序列呈上升趋势；β<0，时间序列呈下降趋势.

1.3.2 Mann-Kendall(MK)突变检验

气候突变是指研究要素从一种稳定的状态或趋势跳跃式地转变到另一种状态或趋势的现象[19].MK非参数突变检验方法因不需要样本遵从一定的分布，能避免少数异常值的影响，已被广泛用于水文和气象要素时间序列的趋势突变分析，具体计算步骤参考文献[20-21].通过正序列曲线UF和反序列曲线UB可以分析时间序列的变化趋势以及突变可能发生的时间.若UF曲线值大于0，表明该序列具有上升趋势；若UF曲线值小于0，则表示该序列具有下降趋势.当UF曲线值超过临界值Uα(一般给定临界值显著性水平α=0.05，临界值U0.05=±1.96)，表明变化的趋势显著.在UF曲线值超过临界值的前提下，如果 UF、UB两条曲线相交，且交点在临界值之间，则该交点为突变点[22-23].如果交点位于临界值之外，或者是存在多个交点，则不确定是否为突变点，需要结合滑动t检验、Yamamoto法、标准正态均匀性检验等其他方法对突变点进行检验，确定真正的突变点.

2 结果与分析

2.1 降水量的趋势变化分析

1961—2017年黄土高原年降水量变化范围为329.3～633.7 mm，多年平均降水量为457.9 mm，在1960s，1980s和2010s处于多雨期，尤其是2010s期间，年均降水量高于平均值约31.3 mm；1970s，1990s和2000s处于少雨期，其中1990s降水量最少，比多年平均值少了约29.3 mm (见图2(a)).黄土高原年降水量整体变化呈减少趋势，β值每10年为-0.76 mm，但没达到α=0.05的显著水平.从UF曲线可见(见图2(b))，1985年以后UF值均小于0，表明年降水量自1985年后一直处于减少趋势.尽管UF和UB曲线在临界值之间有几个交点，但UF曲线没有超出临界值；另外，经标准正态均匀性检验，年降水量在1985年存在转折点，转折前平均年降水量464.8 mm，转折后平均年降水量453.3 mm，但未通过显著性水平α=0.05的检验，故黄土高原年降水量无显著的突变点.

黄土高原春季多年平均降水量为80.5 mm，约占年降水量的17.58%，年代际降水量变化的多雨期和少雨期与年降水量的变化完全一致，只不过在幅度上有所差异.平均降水量最多的时期位于1960s，高于平均值约9.3 mm，降水量最少的时期是1970s，比平均值少了约11.2 mm (见图2(c)).黄土高原春季降水量表现出增加趋势，β值每10年为0.96 mm，没达到α=0.05的显著水平.从UF曲线可以看出(见图2(d))，1961—1970年和1990—1994年降水量呈增加趋势，1971—1989年和1995—2013年呈减少趋势，但黄土高原春季降水量无显著的突变点.

黄土高原夏季多年平均降水量为258.7 mm，约占年降水量的56.50%，对全年降水的贡献最大.多雨期为1960s—1980s和2010s，期间平均降水量高于平均值约4.9 mm；少雨期为1990s—2000s，平均降水量比平均值少了约9.1 mm (见图2(e)).黄土高原夏季降水量表现出减少趋势，β值每10年为-1.83 mm，没达到α=0.05的显著水平.从UF曲线可见(见图2(f))，1961—1978年夏季降水量以减少趋势为主，1979—1998年增加和减少趋势交替频繁，1999年后UF值均小于0，呈减少趋势，但黄土高原夏季降水量无显著的突变点.

黄土高原秋季多年平均降水量为107.5 mm，约占年降水量的23.48%，在1960s和2000s以后处于多雨期，其平均降水量分别比平均值多了14.5 mm和9.8 mm；1971—2000年处于少雨期，尤其是在1990s期间，年均降水量低于平均值约20.8 mm (见图2(g)).黄土高原秋季降水量略呈减少趋势，β值每10年为-0.23 mm，没达到α=0.05的显著水平.从UF曲线可见(见图2(h))，1961—2017年间所有的UF值均小于0，表明秋季降水量呈减少趋势.1991—2003年UF曲线超过临界值，表明该期间秋季降水量减少显著.UF和UB曲线虽在2013—2016年间有两个交点，但因交点后的数据量太少，统计交点前和交点后数据的均值差异不具有统计学意义，可判断这两个交点均不是显著的突变点.

黄土高原冬季多年平均降水量为11.3 mm，约占年降水量的2.47%.1970s，1980s和2000s以后的期间降水相对较多，其中降水最多的2000s时段，平均降水量比平均值多了1.8 mm；1960s和1990s期间的降水相对较少，其中降水最少的1960s，平均降水量比平均值少了2.4 mm (见图2(i)).黄土高原冬季降水量呈增加趋势，β值每10年为0.68 mm，达到了α=0.05的显著水平.从UF曲线可以看出(见图2(j))，UF值在1970年以前小于0，之后在正值范围内波动，表明冬季降水量在1970年经历了由减少到增加的过程，1970年为降水量变化的一个转折点.结合标准正态均匀性检验，黄土高原冬季降水量在1970年发生突变，但未通过显著性水平α=0.05的检验.

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

综上得出：(1)黄土高原年降水量、夏季和秋季降水量呈减少趋势，春季和冬季降水量呈增加趋势，但仅冬季降水量变化趋势达到了α=0.05的显著水平；(2)年降水量的减少主要是由于夏季降水量减少导致的；(3)黄土高原年和季节性降水均未检测到显著的突变点.

2.2 降水量的空间变化分析

为了揭示黄土高原降水量在小地理尺度上的变化特征，对1961—2017年间该区域每个栅格的年和季节降水量进行Sen斜率估算.

图3(a)为黄土高原年降水量空间变化趋势图，整个区域48.5%的格点斜率值大于0，51.5%的格点斜率值小于0，表明近57年来黄土高原降水呈下降趋势的区域略大.年降水量减少趋势达到α=0.05显著水平的地区主要位于山西省的东南部和甘肃省的南部，降水量增加的区域主要在黄土高原的北部和西部，其中青海省南部年降水量增加趋势达到了α=0.05显著水平.

春季(见图3(b))黄土高原大部分地区降水量增加，多集中于该区北部和西部，与年降水量变化不同的是春季山西省东部降水量呈现增加趋势，陕西省南部降水量减少趋势达到了α=0.05的显著水平；夏季(见图3(c))大部分格点降水量斜率值为负，降水量减少，尤其是黄土高原东部；秋季(见图3(d))黄土高原降水量变化趋势与春季相似，整体上也呈南部、东南部降水量减少，西部、北部降水量增加的规律，但是变化的范围、强度与春季略有差异，降水量增加的区域范围比春季略小；冬季(见图3(e))大部分格点降水量斜率值为正，其中黄土高原西部降水量增加显著.

3 讨论

近57年来黄土高原年降水量整体上呈减少的趋势，其中1960s降水偏多、1990s降水偏少，已经得到了各方面的证实[4-5，7，22].春冬季降水量呈增加趋势，夏秋季降水量不显著减少，与顾朝军等[7]的研究结果一致，但是，可能由于采用的数据以及分析方法的不同，降水量的变化速率有所差异；而晏利斌[4]对黄土高原季节性降水的研究表明，春季降水量呈下降趋势，这可能是其选取气象站点数量较少所致.

红框区域表明降水量变化速率达到α=0.05显著性水平

林纾等[5]和龚建福等[23]分别采用累积距平曲线和Pettitt方法检测到黄土高原年降水量在1985年发生突变；李志等[6]研究表明，1991年黄土高原年降水量发生突变；顾朝军等[7]利用Pettitt方法检测到黄土高原冬季降水量在1971年发生突变，而本文经MK和标准正态均匀性检验，发现黄土高原年降水量在1985年后有明显的减少趋势，冬季降水量在1970年经历了减少到增加的趋势变化，但均不显著.这可能是由于不同的学者对黄土高原范围的定义不一致以及研究方法不同造成的差异.总的看来，1980s—2000s年间，黄土高原年降水量减少较明显.

在空间变化趋势上，黄土高原年降水量东南部减幅大，西部、北部略增加，与晏利斌[4]和李志等[6]的研究结果基本一致.因黄土高原东南部降水主要受东亚季风的影响，尤其是夏季降水受东南季风影响很大，而近几十年来东南季风持续减弱[24]，致使东南季风对该区域的水汽输送能力减少[5，11，22].黄土高原西部降水量增加，可能是1980s中期后，南亚季风显著增强，将更多的水汽经由孟加拉湾、雅鲁藏布江大峡谷输送到该区域所致[25].

利用格点数据研究黄土高原年和季节降水量的时空特征，能够反映降水在小地理尺度上的变化特征，但是本文仅从统计学角度对黄土高原降水量变化进行了分析，未来将从物理机制的角度进一步讨论盛行西风带和亚洲季风对黄土高原降水量空间变化格局的影响.

4 结论

(1) 1961—2017年黄土高原年降水量呈减少的趋势，春、冬季降水量呈增加的趋势，夏、秋季降水量呈减少的趋势，但仅冬季降水量的变化趋势达到了α=0.05的显著性水平.年降水量的减少主要是由于夏季降水量减少导致的.

(2) 黄土高原年和季节性降水均未检测到显著的突变点.

(3) 黄土高原年降水量呈东南部减幅大，西部、北部呈略增加的空间变化趋势.春秋季降水量南部减幅大，西部、北部增加；夏季大部分区域范围内降水量减少，冬季大多地区降水量有所增加.