謝夢霞, 戈文艷,2, 胡亞鮮,2, 王 飛,2, 韓劍橋,2, 李 健

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué) 水土保持研究所, 陜西 楊凌 712100; 2.中國科學(xué)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(wù)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(xué)者的廣泛關(guān)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(xiàn)出變暖趨勢，且20世紀(jì)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(huán)及生態(tài)系統(tǒng)發(fā)生重大改變，由此引發(fā)洪澇、干旱和熱浪等極端氣候事件的數(shù)量和強度不斷增加，造成巨大的經(jīng)濟損失[3]。因此，氣溫和降雨量作為氣候變化的重要指標(biāo)，研究其時空變化特征對于量化氣候變化對自然災(zāi)害的影響至關(guān)重要[4]。

在全球尺度上，氣候變化的區(qū)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(fā)現(xiàn)興都庫什喜馬拉雅地區(qū)在1901—2014年大部分地區(qū)都經(jīng)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(qū)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(qū)域和季節(jié)性差異；Xu等[9]通過對亞洲氣候變化趨勢的研究發(fā)現(xiàn)高緯度地區(qū)的氣溫增速高于低緯度地區(qū)，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(fā)現(xiàn)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(qū)相比，旱澇災(zāi)害和山地災(zāi)害頻發(fā)區(qū)，如亞洲東部、南部和中亞內(nèi)陸地區(qū)素來是全球氣候變化的特殊區(qū)和敏感區(qū)[11]，也是諸多學(xué)者關(guān)注的重點區(qū)域。

受地形地勢、大氣和海洋環(huán)流的影響，上海合作組織橫跨寒、溫、熱三帶，區(qū)域內(nèi)氣候類型復(fù)雜多樣，其中典型的季風(fēng)氣候和大陸性干旱氣候占主導(dǎo)。此外，全球最大的非地帶性干旱半干旱區(qū)也分布于此，水熱資源時空分布嚴(yán)重失衡，內(nèi)陸區(qū)水資源匱乏，是氣候變化的敏感區(qū)，也是生態(tài)環(huán)境的脆弱區(qū)[12]。因此，在全球變暖背景下，對上合組織氣候變化進行監(jiān)測分析，可為當(dāng)前跨國界復(fù)雜地形之間的生態(tài)環(huán)境保護、水資源的開發(fā)與利用、農(nóng)牧業(yè)的生產(chǎn)和發(fā)展以及極端天氣氣候事件與災(zāi)害的防御等提供科學(xué)支撐，具有十分重要的理論和現(xiàn)實意義?；诖耍疚幕贑RU最新的網(wǎng)格點月平均氣溫和逐月降雨量格點數(shù)據(jù)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(guī)律，為應(yīng)對和緩解區(qū)域潛在氣候變化策略的制定提供理論依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

上海合作組織，簡稱上合組織，位于亞歐大陸，經(jīng)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(jīng)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(fù)雜，區(qū)域內(nèi)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(fēng)環(huán)流、北極濤動和南方濤動的共同影響，區(qū)域內(nèi)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(qū)不到50 mm到山區(qū)迎風(fēng)坡2 000 mm以上；整個區(qū)域的平均氣溫為0.79℃，空間差異性較大，極地和高山地區(qū)的年平均氣溫低于0℃，30°N以南的區(qū)域，年平均氣溫大多在10℃以上。

2 數(shù)據(jù)源與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)源

本文采用英國East Anglia大學(xué)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(shù)據(jù)(CRU TS v4.04)作為基礎(chǔ)氣象數(shù)據(jù)，空間分辨率為0.5°×0.5°[13]。CRU數(shù)據(jù)集具有嚴(yán)格的時間均一性檢驗、尺度長、分辨率高等優(yōu)點，故被廣泛應(yīng)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(guī)律，本研究將氣候資料細分為年際和季節(jié)性氣象，其中季節(jié)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(shù)構(gòu)建一元回歸方程，根據(jù)計算出的指標(biāo)系數(shù)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(shù);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(qū)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(qū)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(shù)量，又能準(zhǔn)確地判斷出這些變點是否具有統(tǒng)計意義上的顯著。Pettitt檢驗在秩序列基礎(chǔ)上定義統(tǒng)計量，最大值所對應(yīng)時間為可能的突變時間，其統(tǒng)計量Ut,n計算公式如下[18]：

(2)

(3)

式中:Xt,Xj為假設(shè)檢驗的隨機變量;n為數(shù)據(jù)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(shù)的統(tǒng)計量組成。

若t滿足：

Kt=max1≤t≤n|Ut,n|

(4)

則t為出現(xiàn)突變的年份。

對應(yīng)的顯著性p可通過以下公式近似算出：

(5)

當(dāng)p≤0.05時，檢驗出的突變點具有統(tǒng)計意義上的顯著。

本文將上合組織區(qū)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(qū)，對其進行變異分析。

3 結(jié)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(jié)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(jù)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(nèi)，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(xù)高漲。

在季節(jié)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(jié)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(xiàn)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(jié)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(jīng)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(nèi)，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(jié)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(xiàn)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(guī)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(qū)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(qū)域外，98.55%的地區(qū)發(fā)生顯著性變化。

與年平均氣溫變化趨勢一致，81%以上區(qū)域季節(jié)性氣溫發(fā)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(qū)變化速率小于0.05℃/10 a的區(qū)域不顯著外，其余98.66%的區(qū)域氣溫發(fā)生顯著性變化。30°N以南地區(qū)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(qū)域發(fā)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(nèi)陸伊朗地區(qū)和北部俄羅斯東北地區(qū)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(qū)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(jié)平均降雨量由南向北、從東向西逐漸遞減，遵循“從沿海到內(nèi)陸、低緯到高緯降雨量逐漸遞減”的空間變化規(guī)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(qū)降雨量增加趨勢在1.8 mm/10 a以上。結(jié)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(qū)呈顯著性變化，主要位于西北地區(qū)。

降雨量各季節(jié)變化與年變化一致，表現(xiàn)出不顯著的變化趨勢，且各季節(jié)變化具有顯著的區(qū)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(qū)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(shù)地區(qū)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(qū)降雨量呈減少趨勢，而北部俄羅斯部分地區(qū)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(qū)域降雨量呈顯著上升趨勢，西南地區(qū)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(qū)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(qū)均滿足置信區(qū)間(±279.98之外)要求。其中，寒溫帶氣候區(qū)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(qū)在1976年發(fā)生突變(p<0.05)，極地和北部森林氣候區(qū)在1980年發(fā)生突變(p<0.05)，高原山地氣候區(qū)突變時間最晚(1986年，p<0.05)。整體突變時間表現(xiàn)出由南向北，平原到高原逐漸推遲的變化規(guī)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(qū)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(qū)的降雨量突變時間早于高海拔地區(qū)，熱帶氣候區(qū)從1930年開始發(fā)生(p<0.05)，高原山地氣候區(qū)則在1984年才發(fā)生突變(p<0.05)，北部森林氣候區(qū)1941年(p<0.05)，暖溫帶氣候區(qū)1947年(p>0.05)，寒溫帶氣候區(qū)1951年(p<0.05)，極地氣候區(qū)1953年(p<0.05)，亞熱帶氣候區(qū)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(xiàn)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(xiàn)增加趨勢一致[19-20]。受工業(yè)化和城市化進程造成溫室氣體的過度排放及大氣環(huán)流異常的共同影響，上合組織國家于2000年后表現(xiàn)出極端高溫現(xiàn)象，且呈現(xiàn)出繼續(xù)增長趨勢，與吳成啟等[21]研究結(jié)果一致，但跟何金海等[22]認(rèn)為2000年以后全球和歐亞中高緯地區(qū)逐漸進入變暖減緩期的研究結(jié)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(fù)增長時期，如1950—1970年氣溫呈顯著下降趨勢，與張秀年等[23]認(rèn)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(jié)果一致。

氣溫變化是自然因素和人類活動共同影響的結(jié)果。自工業(yè)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(rèn)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(jì)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(guān)[25]。1901—1940年，AO處于正相時，極地氣壓下降，導(dǎo)致上合組織該時段氣溫出現(xiàn)小幅度的上升(p<0.05)，而1940—1970年，AO進入了負(fù)相時期，大氣壓力增加，大面積出現(xiàn)降溫的現(xiàn)象(p<0.05)。1969年受強烈冷空氣的影響，亞歐國家多數(shù)地區(qū)的氣溫達到記錄以來的最低值。北極和北部高緯度地區(qū)受子午熱傳導(dǎo)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(qū)。中亞內(nèi)陸地區(qū)，氣候干旱、降水少、植被稀疏[27]，農(nóng)耕經(jīng)濟的發(fā)展使得氣溫顯著上升。同時，吳國雄等[28]研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原熱力抬升作用引發(fā)的高原環(huán)流，深刻地影響著亞洲氣候，增強了東亞地區(qū)的夏季風(fēng)，而加劇了中亞地區(qū)的干旱。低緯度地區(qū)，經(jīng)濟相對發(fā)達，工業(yè)化和城市化發(fā)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(qū)域的年降水和季節(jié)性降水模式中人為因素越發(fā)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(tài)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(dǎo)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(qū)主要受火山爆發(fā)、工業(yè)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(qū)。地形地勢、蒸散發(fā)和降水再循環(huán)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(jì)發(fā)生了3次比較明顯的氣溫突變，在不同的地區(qū)和不同的時間結(jié)果不一致，季風(fēng)區(qū)突變時間隨緯度升高變晚，大陸性氣候區(qū)整體由東向西突變較晚，高原山地區(qū)突變時間推遲[34]。上合組織氣候區(qū)氣溫的突變主要受人類活動和太陽輻射的影響，區(qū)域經(jīng)濟越發(fā)達，突變時間越早[35]。氣候系統(tǒng)內(nèi)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(yè)化產(chǎn)生的溫室氣體的影響[37]。

5 結(jié) 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(jīng)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(qū)域性特征顯著。年平均氣溫呈上升趨勢(p<0.05)，表現(xiàn)出緯度差異，以20°N為界，變化趨勢由南向北遞增，北部區(qū)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(qū)的降雨量呈顯著增加趨勢，濕潤地區(qū)的總降雨量無明顯變化，降雨量整體空間分布上表現(xiàn)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(jié)性特征。各季節(jié)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(guī)律，隨緯度、海拔的升高突變時間推遲。7個氣候區(qū)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。