李 明，鄧宇瑩，曹富強(qiáng)，王貴文，柴旭榮

(1.山西師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，山西 臨汾 041000；2.山西師范大學(xué)現(xiàn)代文理學(xué)院，山西 臨汾 041000)

IPCC第五次評(píng)估報(bào)告指出，全球幾乎所有地區(qū)都經(jīng)歷了升溫過(guò)程[1].伴隨而來(lái)的水資源時(shí)空再分配和可利用水資源總量的變化，將嚴(yán)重影響水資源的開發(fā)、利用和管理，進(jìn)而影響生態(tài)環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展[2].氣候的變化改變了水文循環(huán)，而了解降水量的時(shí)空特征是研究水文-氣候系統(tǒng)復(fù)雜變化的關(guān)鍵.黃土高原位于半濕潤(rùn)氣候區(qū)與半干旱氣候區(qū)的過(guò)渡帶，降水稀少且時(shí)空分布不均，水土流失嚴(yán)重，生態(tài)環(huán)境脆弱[3]，該區(qū)農(nóng)牧林業(yè)生產(chǎn)和生態(tài)環(huán)境對(duì)降水的依賴性極強(qiáng)[4-6]，因此有必要對(duì)黃土高原降水量的變化進(jìn)行細(xì)致的研究.

近年來(lái)，許多學(xué)者基于氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)，從時(shí)空分布、變化趨勢(shì)、突變性及周期特征等角度對(duì)黃土高原的降水特征進(jìn)行了研究.顧朝軍等[7]研究了黃土高原1961—2014年降水的時(shí)間變化特征，結(jié)果表明春冬季節(jié)降水量增加、夏秋季節(jié)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(shí)空動(dòng)態(tài)及變化趨勢(shì)，認(rèn)為黃土高原年降水量和年降水量線性趨勢(shì)存在顯著時(shí)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(qū)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(jié)降水量變化趨勢(shì)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(jù)氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)用Mann-Kendall(MK)方法對(duì)黃土高原夏季降水量數(shù)據(jù)進(jìn)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(diǎn)位于該區(qū)東部季風(fēng)區(qū)內(nèi)；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(fā)生氣候突變.由于氣象臺(tái)站數(shù)量有限且空間分布極不均勻[12]，這種“以點(diǎn)代面”描述降水的時(shí)空格局，會(huì)忽略降水在小地理尺度上的變化特征[13]，高精度的格點(diǎn)數(shù)據(jù)可以在一定程度上解決實(shí)測(cè)站點(diǎn)分布不均的問(wèn)題[14-15].任婧宇等[13]嘗試基于格點(diǎn)數(shù)據(jù)用Sen斜率法對(duì)黃土高原氣溫和降水的變化趨勢(shì)進(jìn)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(jié)降水的變化特征及其對(duì)年降水量的貢獻(xiàn).為此，本文以中國(guó)地面降水月值0.5°×0.5°格點(diǎn)數(shù)據(jù)為數(shù)據(jù)源，采用Mann-Kendall檢驗(yàn)和Sen斜率法，分析了1961—2017年黃土高原年和季節(jié)降水變化趨勢(shì)在時(shí)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(yù)防、旱澇災(zāi)害的防治和生態(tài)環(huán)境的保護(hù)提供參考依據(jù).

1 研究區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)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(qū)，行政上跨青海、寧夏、甘肅、內(nèi)蒙古、河南、陜西、山西等7個(gè)省(自治區(qū))的285個(gè)縣(市、旗)，總面積約為6.24×105km2.黃土高原屬大陸性季風(fēng)氣候區(qū)，雨熱同期，氣溫年較差大，降水季節(jié)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(shù)據(jù)源

1961—2017年中國(guó)地面降水月值0.5°×0.5°格點(diǎn)數(shù)據(jù)集來(lái)源于中國(guó)氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)(http：∥data.cma.cn/)，該數(shù)據(jù)集是使用薄盤樣條法對(duì)國(guó)家氣象中心整理的2 472個(gè)氣象臺(tái)站逐日降水資料插值生成，格點(diǎn)值與觀測(cè)值均方根誤差平均為0.49 mm/月，相關(guān)系數(shù)達(dá)0.93[16-17]，數(shù)據(jù)精度較高.本文選擇了覆蓋黃土高原地區(qū)的311個(gè)有效格點(diǎn).

1.3 研究方法

1.3.1 Sen斜率估計(jì)

對(duì)于時(shí)間序列X={x1，x2，……，xn}，可以用單位時(shí)間內(nèi)的變化量β值量化單調(diào)趨勢(shì)[18]，相對(duì)于一元線性回歸，它可以消除異常值對(duì)斜率的影響.公式為

(1)

式中xj和xk分別是第j個(gè)和第k個(gè)觀測(cè)值，Median為中值函數(shù).β>0，時(shí)間序列呈上升趨勢(shì)；β<0，時(shí)間序列呈下降趨勢(shì).

1.3.2 Mann-Kendall(MK)突變檢驗(yàn)

氣候突變是指研究要素從一種穩(wěn)定的狀態(tài)或趨勢(shì)跳躍式地轉(zhuǎn)變到另一種狀態(tài)或趨勢(shì)的現(xiàn)象[19].MK非參數(shù)突變檢驗(yàn)方法因不需要樣本遵從一定的分布，能避免少數(shù)異常值的影響，已被廣泛用于水文和氣象要素時(shí)間序列的趨勢(shì)突變分析，具體計(jì)算步驟參考文獻(xiàn)[20-21].通過(guò)正序列曲線UF和反序列曲線UB可以分析時(shí)間序列的變化趨勢(shì)以及突變可能發(fā)生的時(shí)間.若UF曲線值大于0，表明該序列具有上升趨勢(shì)；若UF曲線值小于0，則表示該序列具有下降趨勢(shì).當(dāng)UF曲線值超過(guò)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(shì)顯著.在UF曲線值超過(guò)臨界值的前提下，如果 UF、UB兩條曲線相交，且交點(diǎn)在臨界值之間，則該交點(diǎn)為突變點(diǎn)[22-23].如果交點(diǎn)位于臨界值之外，或者是存在多個(gè)交點(diǎn)，則不確定是否為突變點(diǎn)，需要結(jié)合滑動(dòng)t檢驗(yàn)、Yamamoto法、標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)均勻性檢驗(yàn)等其他方法對(duì)突變點(diǎn)進(jìn)行檢驗(yàn)，確定真正的突變點(diǎn).

2 結(jié)果與分析

2.1 降水量的趨勢(shì)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(shì)，β值每10年為-0.76 mm，但沒達(dá)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(shì).盡管UF和UB曲線在臨界值之間有幾個(gè)交點(diǎn)，但UF曲線沒有超出臨界值；另外，經(jīng)標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)均勻性檢驗(yàn)，年降水量在1985年存在轉(zhuǎn)折點(diǎn)，轉(zhuǎn)折前平均年降水量464.8 mm，轉(zhuǎn)折后平均年降水量453.3 mm，但未通過(guò)顯著性水平α=0.05的檢驗(yàn)，故黃土高原年降水量無(wú)顯著的突變點(diǎn).

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(guò)在幅度上有所差異.平均降水量最多的時(shí)期位于1960s，高于平均值約9.3 mm，降水量最少的時(shí)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(xiàn)出增加趨勢(shì)，β值每10年為0.96 mm，沒達(dá)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(shì)，1971—1989年和1995—2013年呈減少趨勢(shì)，但黃土高原春季降水量無(wú)顯著的突變點(diǎn).

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(duì)全年降水的貢獻(xiàn)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(xiàn)出減少趨勢(shì)，β值每10年為-1.83 mm，沒達(dá)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(shì)為主，1979—1998年增加和減少趨勢(shì)交替頻繁，1999年后UF值均小于0，呈減少趨勢(shì)，但黃土高原夏季降水量無(wú)顯著的突變點(diǎn).

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(shì)，β值每10年為-0.23 mm，沒達(dá)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(shì).1991—2003年UF曲線超過(guò)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(gè)交點(diǎn)，但因交點(diǎn)后的數(shù)據(jù)量太少，統(tǒng)計(jì)交點(diǎn)前和交點(diǎn)后數(shù)據(jù)的均值差異不具有統(tǒng)計(jì)學(xué)意義，可判斷這兩個(gè)交點(diǎn)均不是顯著的突變點(diǎn).

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(duì)較多，其中降水最多的2000s時(shí)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(duì)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(shì)，β值每10年為0.68 mm，達(dá)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(nèi)波動(dòng)，表明冬季降水量在1970年經(jīng)歷了由減少到增加的過(guò)程，1970年為降水量變化的一個(gè)轉(zhuǎn)折點(diǎn).結(jié)合標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)均勻性檢驗(yàn)，黃土高原冬季降水量在1970年發(fā)生突變，但未通過(guò)顯著性水平α=0.05的檢驗(yàn).

(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(yàn)；(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(shì)，春季和冬季降水量呈增加趨勢(shì)，但僅冬季降水量變化趨勢(shì)達(dá)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(dǎo)致的；(3)黃土高原年和季節(jié)性降水均未檢測(cè)到顯著的突變點(diǎn).

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(duì)1961—2017年間該區(qū)域每個(gè)柵格的年和季節(jié)降水量進(jìn)行Sen斜率估算.

圖3(a)為黃土高原年降水量空間變化趨勢(shì)圖，整個(gè)區(qū)域48.5%的格點(diǎn)斜率值大于0，51.5%的格點(diǎn)斜率值小于0，表明近57年來(lái)黃土高原降水呈下降趨勢(shì)的區(qū)域略大.年降水量減少趨勢(shì)達(dá)到α=0.05顯著水平的地區(qū)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(qū)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(shì)達(dá)到了α=0.05顯著水平.

春季(見圖3(b))黃土高原大部分地區(qū)降水量增加，多集中于該區(qū)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(xiàn)增加趨勢(shì)，陜西省南部降水量減少趨勢(shì)達(dá)到了α=0.05的顯著水平；夏季(見圖3(c))大部分格點(diǎn)降水量斜率值為負(fù)，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(shì)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(guī)律，但是變化的范圍、強(qiáng)度與春季略有差異，降水量增加的區(qū)域范圍比春季略??；冬季(見圖3(e))大部分格點(diǎn)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(lái)黃土高原年降水量整體上呈減少的趨勢(shì)，其中1960s降水偏多、1990s降水偏少，已經(jīng)得到了各方面的證實(shí)[4-5，7，22].春冬季降水量呈增加趨勢(shì)，夏秋季降水量不顯著減少，與顧朝軍等[7]的研究結(jié)果一致，但是，可能由于采用的數(shù)據(jù)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(duì)黃土高原季節(jié)性降水的研究表明，春季降水量呈下降趨勢(shì)，這可能是其選取氣象站點(diǎn)數(shù)量較少所致.

紅框區(qū)域表明降水量變化速率達(dá)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(cè)到黃土高原年降水量在1985年發(fā)生突變；李志等[6]研究表明，1991年黃土高原年降水量發(fā)生突變；顧朝軍等[7]利用Pettitt方法檢測(cè)到黃土高原冬季降水量在1971年發(fā)生突變，而本文經(jīng)MK和標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)均勻性檢驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)黃土高原年降水量在1985年后有明顯的減少趨勢(shì)，冬季降水量在1970年經(jīng)歷了減少到增加的趨勢(shì)變化，但均不顯著.這可能是由于不同的學(xué)者對(duì)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(lái)，1980s—2000s年間，黃土高原年降水量減少較明顯.

在空間變化趨勢(shì)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(jié)果基本一致.因黃土高原東南部降水主要受東亞季風(fēng)的影響，尤其是夏季降水受東南季風(fēng)影響很大，而近幾十年來(lái)東南季風(fēng)持續(xù)減弱[24]，致使東南季風(fēng)對(duì)該區(qū)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(fēng)顯著增強(qiáng)，將更多的水汽經(jīng)由孟加拉灣、雅魯藏布江大峽谷輸送到該區(qū)域所致[25].

利用格點(diǎn)數(shù)據(jù)研究黃土高原年和季節(jié)降水量的時(shí)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(tǒng)計(jì)學(xué)角度對(duì)黃土高原降水量變化進(jìn)行了分析，未來(lái)將從物理機(jī)制的角度進(jìn)一步討論盛行西風(fēng)帶和亞洲季風(fēng)對(duì)黃土高原降水量空間變化格局的影響.

4 結(jié)論

(1) 1961—2017年黃土高原年降水量呈減少的趨勢(shì)，春、冬季降水量呈增加的趨勢(shì)，夏、秋季降水量呈減少的趨勢(shì)，但僅冬季降水量的變化趨勢(shì)達(dá)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(dǎo)致的.

(2) 黃土高原年和季節(jié)性降水均未檢測(cè)到顯著的突變點(diǎn).

(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(shì).春秋季降水量南部減幅大，西部、北部增加；夏季大部分區(qū)域范圍內(nèi)降水量減少，冬季大多地區(qū)降水量有所增加.