楊天增, 張洪波,2, 黎揚兵, 王雨巍, 高文冰, 呂豐光

(1.長安大學(xué) 水利與環(huán)境學(xué)院, 西安 710054; 2.長安大學(xué) 水利部 旱區(qū)生態(tài)水文與水安全重點實驗室, 西安 710054;3.中國石油長慶油田公司勘探開發(fā)研究院, 西安 710021; 4.低滲透油氣田勘探開發(fā)國家工程實驗室, 西安 710021)

近年來,全球氣候變化明顯,氣候變暖使得降水區(qū)域性加大,高溫、洪澇、干旱等極端事件趨多、趨強[1-2]。IPCC在2021年發(fā)布的氣候變化評估報告顯示,當(dāng)前的氣候比工業(yè)化前變暖約1.1℃[3]。世界氣象組織(WMO)報告顯示,自2000年以來全球干旱出現(xiàn)次數(shù)和持續(xù)時間增加了29%。目前,全球氣候變暖已導(dǎo)致我國干旱情勢加重,旱災(zāi)造成的損失也在增加[4]。國家氣候中心(NCC)報告顯示,我國2022年出現(xiàn)高溫過程的綜合強度為1961年有完整氣象觀測記錄以來最強。生態(tài)環(huán)境脆弱的北洛河流域?qū)夂蜃兓舾?同時又在大力開展退耕還林(草)[5]。在氣候變化及植被恢復(fù)等活動的耦合作用下,區(qū)域干旱特征復(fù)雜性有所加劇,不確定與弱規(guī)律性相互交織,使科學(xué)認(rèn)識流域氣象干旱發(fā)展趨勢與走向面臨挑戰(zhàn),因此開展北洛河流域氣象干旱時空分布與演化特征研究對流域“四預(yù)”建設(shè)與防災(zāi)減災(zāi)尤為重要。

當(dāng)前,已有眾多學(xué)者在黃土高原地區(qū)氣象干旱的變化特征方面做了大量的研究工作。Wang等研究發(fā)現(xiàn)黃河流域年際多尺度標(biāo)準(zhǔn)化降水蒸散指數(shù)(SPEI)以-0.148/10 a的速率下降,夏季干旱頻率及強度均占較大比重[6]。田甜等計算了渭河流域1960—2013年各站點的SPEI,發(fā)現(xiàn)1990年前后的干旱發(fā)生頻率差異較大[7]。孫藝杰等基于1960—2016年黃土高原59個氣象站點的逐日數(shù)據(jù),認(rèn)為較長時間尺度的SPEI對氣候因子響應(yīng)更明顯[8]。Gao等利用分辨率為0.5°的GCM降尺度數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)在氣候變化的影響下,2001—2050年黃土高原呈現(xiàn)出暖濕趨勢[9]。師玉鋒等通過分析計算黃土高原1901—2017年的SPEI,認(rèn)為中部地區(qū)輕旱、重旱發(fā)生頻率較高[10]。楊睿等利用25個氣象站點1980—2018年月值氣象數(shù)據(jù)集,基于多尺度SPEI_PM分析發(fā)現(xiàn)渭河流域以輕中旱為主,干旱站次比呈增加趨勢[11]。Liu等基于黃土高原1957—2012年54個氣象站點的實測數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)干旱頻率在空間上由東南向西北遞減,時間上冬季中期、春末夏初較高[12]。Cai等分析認(rèn)為1990s渭河流域南北旱情出現(xiàn)反轉(zhuǎn)[13]。丁浩等基于CanESM2全球氣候模式數(shù)據(jù),分析了渭河流域在歷史基準(zhǔn)期與未來期在2種排放情景下的干旱時空演變特征[14]。

梳理以上研究,不難發(fā)現(xiàn)當(dāng)前研究多采用氣象站點數(shù)據(jù)或通過插值獲得網(wǎng)格數(shù)據(jù)來分析黃土高原氣象干旱的變化特征。然而,由于部分氣象站建立時間較晚或站點空間覆蓋不足,常導(dǎo)致很多基于該數(shù)據(jù)序列的研究成果代表性較為欠缺,很難較為準(zhǔn)確地反映流域/區(qū)域干旱的長期變化特征。而且,最新的研究成果表明[15-17],人類活動對全球干旱風(fēng)險的影響可能早在19世紀(jì)就已開始,全球氣候歷史記錄中上次最明顯的變暖也發(fā)生在20世紀(jì)上半葉,由此可見從百年尺度研究全球的干旱演化特征,認(rèn)識氣候變化和人類活動對區(qū)域干旱事件演化的影響正在成為干旱時空演化規(guī)律領(lǐng)域研究的新趨勢。但是,由于黃土高原地區(qū)氣候變化復(fù)雜且缺乏長期觀測數(shù)據(jù),人們很難捕捉到干旱事件變化的宏觀時空規(guī)律,從而難以全面了解氣候變異全球化演進過程對區(qū)域干旱事件的影響。因此,亟待從更長期的角度來看待強烈氣候過渡期內(nèi)冷暖變化對區(qū)域旱化過程的擾動,進一步理解現(xiàn)代氣候變化,并形成未來變化和應(yīng)對氣候異常的新見解或新策略。另一方面,相對較低的分辨率網(wǎng)格數(shù)據(jù)多無法有效反映地形地貌對氣候變化的影響,很難刻畫干旱在小地理尺度上的精細(xì)化特征,對區(qū)域尺度的干旱演變和空間格局變化常無法做到有效表征。雖然有部分學(xué)者也考慮到了這兩個方面,但研究尺度相對較大,對黃土高原區(qū)域應(yīng)對干旱的指導(dǎo)意義不甚明顯。

梳理有關(guān)北洛河流域的研究文獻,不難發(fā)現(xiàn)大多數(shù)學(xué)者主要聚焦于土地利用[18]、水沙演變[5,19]及植被生態(tài)系統(tǒng)時空格局等[20-21]方面,對長時間序列的氣象干旱演變與發(fā)展情勢尚缺乏定量分析和研究。鑒于此,本文擬利用1915—2020年1 km高空間分辨率長時間序列的月尺度平均氣溫與降水?dāng)?shù)據(jù),分析北洛河流域百余年SPEI(SPEI-12)指標(biāo)的時空變化,探討不同地貌類型下流域氣象干旱演化趨勢、頻率變化及其空間異質(zhì)性,以期揭示氣候變化及人類活動雙重影響下的流域氣象干旱在百年尺度的演化規(guī)律,同時為北洛河流域甚至黃土高原的水土流失治理和生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供科學(xué)參考。

1 研究區(qū)概況及數(shù)據(jù)來源

北洛河全長680 km,是渭河的一級支流,流域內(nèi)梁峁起伏、溝谷縱橫,從上游到下游,橫跨多種地貌區(qū)[22]。北洛河流域大陸性季風(fēng)氣候顯著,年均氣溫9.6℃,年均降水量510～540 mm,主要集中在7—9月份。北洛河流域水資源匱乏,且時空分配不均,河川徑流量主要來自中游[23-24]。復(fù)雜的地形地貌條件以及水資源賦存狀態(tài),使得北洛河作為承載體的旱災(zāi)脆弱性較大,因此,厘清流域內(nèi)氣象干旱演化規(guī)律對流域農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和社會高質(zhì)量發(fā)展意義重大。

本文所用的1915—2020年1 km分辨率平均氣溫及降水?dāng)?shù)據(jù)集[25]來自“國家青藏高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心”(http:∥data.tpdc.ac.cn),496個獨立氣象觀測點數(shù)據(jù)驗證結(jié)果可信,目前已得到廣泛應(yīng)用[26-29]。本文按水系分布及地貌特征將北洛河流域由上游至下游劃分為3個不同的子區(qū)域進行研究,以使分析結(jié)果更具代表性,即上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))、中游區(qū)(土石山林區(qū)和高原溝壑區(qū))及下游區(qū)(階地平原區(qū)),各分區(qū)覆蓋范圍如圖1所示。

圖1 北洛河流域

2 研究方法

2.1 趨勢分析

Theil-Sen Median趨勢分析對測量誤差和離群數(shù)據(jù)不敏感,多用于長時間序列數(shù)據(jù)的斜率估計[30]。計算公式如下:

(1)

式中:xj和xi為時間序列數(shù)據(jù)。β>0表示序列呈上升趨勢;反之,呈下降趨勢。Mann-Kendall(M-K)檢驗應(yīng)用廣泛[31],本文用來進行趨勢及變異檢驗。

2.2 潛在蒸散量計算

潛在蒸散量(PET)由采用月尺度計算的Thornthwaite方法得出[7],具體過程[32]如下:

(2)

式中:PET為月潛在蒸散量(mm/月);Ti為月平均氣溫(℃);H為年熱量指數(shù);A為常數(shù)。計算方式如下:

(3)

A=6.75×10-7H3-7.71×10-5H2+1.792×10-2H+0.49

(4)

當(dāng)Ti≤0℃時,H=0,PET=0。

2.3 SPEI計算

標(biāo)準(zhǔn)化降水蒸散指數(shù)(SPEI)由Vicente-Serrano等[33]提出,不僅能夠有效地描述多時間尺度的水分虧缺,較為實際地反映氣象干旱特征,而且相關(guān)數(shù)據(jù)容易獲取、適用性強,計算過程見文獻[32]。不同時間尺度的SPEI可反映不同類型的干旱狀況,年尺度SPEI變化相對穩(wěn)定,能較好地體現(xiàn)干旱情勢的年際演變規(guī)律[8]。本文聚焦北洛河流域年際尺度的干旱情勢演變,通過計算SPEI-12并分析其演化特征,依照《GB/T20481-2017氣象干旱等級》,按表1進行劃分。

表1 干旱等級劃分Table1 Classification of drought grades

3 結(jié)果與分析

3.1 降水量及平均氣溫變化特征

為初步解析全球變暖背景下北洛河流域的氣候變化,首先分析降水量及平均氣溫的變化規(guī)律和分布格局。圖2是北洛河流域百余年降水量及平均氣溫的年代際變化。由圖2A可知,在統(tǒng)計期內(nèi),年降水量的變化范圍是355.2～805.6 mm(多年平均530.7 mm),平均氣溫在7.8～10.5℃間波動(多年平均9.2℃),分別計算線性傾向率并采用M-K方法進行趨勢檢驗,結(jié)果為-0.047 mm/10 a(p>0.05),0.106℃/10 a(p<0.01),統(tǒng)計分析表明在年尺度上,降水量不顯著下降,而平均氣溫的上升趨勢顯著,說明整體上流域趨于暖干化,YAO等[34]用1961—2008年實測站點數(shù)據(jù)得到的研究結(jié)論與本文一致。從圖2B容易看出,北洛河流域降水量的代際變化相對穩(wěn)定,且呈現(xiàn)一定的宏觀波動性。需要注意的是,20世紀(jì)60年代數(shù)據(jù)分布較為分散,波動強烈,90年代后流域降水量處于持續(xù)上升階段,當(dāng)前正處在豐水期。平均氣溫與降水變化在20世紀(jì)上半葉變化較為協(xié)同,表現(xiàn)為較為穩(wěn)定的宏觀波動,但90年代開始,北洛河流域的氣溫陡然增加,且保持在較高水平,已超出20世紀(jì)上半葉的溫度波動范疇,表明北洛河流域的干旱威脅進一步加大。

圖2 北洛河流域降水量及平均氣溫的年際(A)與代際(B)變化

圖3顯示了北洛河流域多年平均降水及氣溫的空間分布。從流域整體看,降水量及平均氣溫的空間分布差異較大,但均呈現(xiàn)出“東南大西北小”的空間格局,高溫伴隨高降水,這對抑制干旱是有利的。其不同之處在于,降水量呈條帶狀分布,平均氣溫則從上游至下游沿河道近似線性增加。從區(qū)域分布看,上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))降水相對較少,下游區(qū)(階地平原區(qū))氣溫相對偏高,氣候變化的異質(zhì)性和不均衡的下墊面變化極有可能引發(fā)局地災(zāi)害。

圖3 北洛河流域多年平均降水(A)及氣溫(B)的空間變化

3.2 年際SPEI指數(shù)變化特征

3.2.1 年際變化特征 圖4為1915—2020年北洛河流域年際SPEI變化曲線,由圖可知流域內(nèi)上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))、中游區(qū)(土石山林區(qū)和高原溝壑區(qū))和下游區(qū)(階地平原區(qū))的SPEI-12均呈波動下降趨勢,線性傾向率分別為-0.045/10 a,-0.037/10 a和-0.042/10 a,經(jīng)M-K趨勢檢驗后發(fā)現(xiàn)均未通過置信水平為95%的置信檢驗。整體來看,北洛河流域及各區(qū)域的SPEI-12波動頻繁,旱澇交替且有明顯的階段性特征,主要干旱時期集中在1921—1942年及1991—2010年,相對濕潤年份集中在1943—1990年,且濕潤年份離散程度較大。聚焦北洛河流域的SPEI-12變化(圖4D),可以發(fā)現(xiàn)其以-0.04/10 a的速率呈非顯著的下降趨勢,說明100余年來北洛河流域干旱趨勢逐漸加強,其中1941年(-2.15)及1997年(-2.16)干旱強度最大,表現(xiàn)為特旱;1964年(2.65)濕潤程度最大,表現(xiàn)為特澇。1941—1943年是全國嚴(yán)重干旱災(zāi)害年[35];1964年北方地區(qū)特澇主要由春季和夏季特澇所致[36];1997年北方地區(qū)發(fā)生持續(xù)時間長、影響范圍廣、干旱程度重的夏秋連旱[37]。與之對比可以發(fā)現(xiàn),SPEI-12在反映北洛河流域內(nèi)旱澇的年際變化特征方面是保有優(yōu)勢的。

圖4 北洛河流域SPEI-12變化趨勢

3.2.2 趨勢與周期特征 圖5為北洛河流域SPEI-12與累積距平變化曲線?？梢钥闯?干旱演變大致經(jīng)歷了3個較為明顯的階段,累積距平在1910s中期到40s初(第1階段)及90s至今(第3階段)整體下降趨勢明顯,干旱強度逐漸增加;在40s到80s(第2階段)呈增加趨勢,干旱強度逐漸減弱。其中,1942年、1990年和2010年為旱勢轉(zhuǎn)折年,并以1990年最為明顯?？傮w來看,百年來北洛河流域呈現(xiàn)“濕潤—干旱—濕潤—干旱”的交替變化,氣候逐漸由濕變干,年際變化特征明顯,1970s,80s相對濕潤,90s中期進入全面干旱時期,2010年前后旱化觸底且有返濕趨勢。

圖5 北洛河流域SPEI-12值及累積距平變化曲線

采用M-K變異檢驗對北洛河流域的SPEI-12進行檢驗,結(jié)果如圖6所示。已有研究表明,1990年是渭河流域平均SPEI變異的開始[7,38],結(jié)合累積距平變化曲線(圖5)可以發(fā)現(xiàn)流域SPEI-12在1990年發(fā)生顯著變異,這一方面與中國1990年之后開始的全面變暖[39]有關(guān),另一方面也受到了北洛河流域1990年后的大規(guī)模土地利用改變等[18]潛在影響。

圖6 北洛河流域SPEI-12變異檢驗

為進一步探索北洛河流域氣象干旱的時域變化特征,對SPEI-12序列進行小波分析,結(jié)果如圖7所示。由小波系數(shù)實部圖可以發(fā)現(xiàn),北洛河流域的氣候演化存在明顯的干濕周期變化特征。小波方差圖顯示,SPEI-12在15 a及49 a的時間尺度上出現(xiàn)2個明顯峰值。當(dāng)然,也可能存在由于時間序列有限而無法檢測到的更大主周期。其中,15 a(第一主周期)和49 a(第二主周期)的時間尺度,分別對應(yīng)10 a和30 a左右的周期變化。結(jié)合小波系數(shù)實部圖可進一步將序列大致分為兩個時期:1960年前主要以10 a,17 a周期變化為主,其后則主要表現(xiàn)為3 a,7 a,30 a的周期變化。由此可知,北洛河流域干濕變化的小周期是10 a左右、大周期為30 a左右,目前仍處于相對濕潤狀態(tài)。滕懷頤等[40]所得結(jié)果與本文基本相符,劉宇等提出渭北黃土臺塬區(qū)SPEI-12的平均變化周期為4.8 a和8 a[41],與本文研究結(jié)果比較接近,但所用時間序列長度較短,未能識別出更大時間尺度的周期。

圖7 小波系數(shù)實部與小波方差

3.2.3 空間變化特征 為了解SPEI-12變化趨勢的空間分布,利用Theil-Sen Median方法對每個像元的年際SPEI序列進行趨勢分析,并采用M-K趨勢檢驗進行顯著性檢驗,所得結(jié)果的空間分布如圖8所示。由圖可知,北洛河流域的SPEI-12呈現(xiàn)全域性的不顯著下降趨勢,趨勢系數(shù)介于(-0.020～-0.067)/10 a,即以干旱化趨勢為主。SPEI-12下降幅度整體上由東北向西南逐漸變大,具有明顯的空間差異。其中,甘泉縣、志丹縣下降趨勢相對較小,黃陵縣、大荔縣及定邊縣下降趨勢更為明顯。

圖8 北洛河流域SPEI-12趨勢空間變化

3.3 干旱頻率時空變化特征

3.3.1 干旱頻率時間變化特征 為厘清北洛河流域百余年間不同干旱事件的演化特征,依據(jù)SPEI等級劃分標(biāo)準(zhǔn)(表1),將不同類型干旱的頻率分布與地貌類型進行耦合,并統(tǒng)計不同地貌類型區(qū)域的SPEI-12值,涉及上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))、中游區(qū)(土石山林區(qū)和高原溝壑區(qū))及下游區(qū)(階地平原區(qū)),結(jié)果如圖9所示。不難看出,北洛河流域不同地貌類型區(qū)的無旱頻率為70%左右,各區(qū)等級干旱發(fā)生的頻率有所不同,如上游區(qū)易發(fā)生中旱,下游區(qū)更易發(fā)生輕旱。在1915—2020年統(tǒng)計期內(nèi),上、中、下游區(qū)同時發(fā)生特旱的有1 a,占統(tǒng)計年數(shù)的0.94%。中游區(qū)和下游區(qū)同時發(fā)生特旱,而上游區(qū)未發(fā)生也有1 a記錄。綜合統(tǒng)計分析表明北洛河流域輕旱發(fā)生頻率10.4%,中旱發(fā)生頻率12.3%,重旱及特旱的發(fā)生頻率大致為1.9%,總干旱發(fā)生頻率為26.4%,這與李潔[42]和楊睿[11]等所得總干旱頻率26.4%～39.6%(1961—2013年),32.25%(1980—2018年)大致相符。

圖9 北洛河流域不同區(qū)域干旱發(fā)生頻率

為進一步探究不同地貌類型區(qū)干旱發(fā)生頻率的時間演變特點,統(tǒng)計了不同年代的干旱發(fā)生頻率(圖10)。由圖可知,不同年代的干旱發(fā)生頻率差異較大,其中1915—1919年北洛河流域相對濕潤,各類型區(qū)均未發(fā)生干旱;1990s流域重旱和特旱發(fā)生頻率最高,重旱發(fā)生頻率各類型區(qū)域均在20%左右,特旱發(fā)生頻率存在空間差異,全域約為10%,與中、下游區(qū)相當(dāng);2000s是北洛河流域干旱事件發(fā)生頻率的高值區(qū)間,其中上游區(qū)和下游區(qū)最高(近70%),中游區(qū)次之(約60%)。

圖10 北洛河流域各區(qū)域不同時段各等級干旱發(fā)生頻率

3.3.2 干旱頻率空間變化特征 為探索不同等級干旱頻率在流域空間上的分布規(guī)律,采用反距離權(quán)重插值法(IDW)進行空間插值,所得結(jié)果如圖11所示。

由圖可知,北洛河流域不同等級干旱發(fā)生頻率的空間分布表現(xiàn)出較大的差異性。輕旱發(fā)生頻率自南向北逐漸降低,而中旱發(fā)生頻率與之相反,上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))內(nèi)志丹縣大部、吳起縣和定邊縣局部最高。重旱發(fā)生頻率呈現(xiàn)零散的區(qū)域分布,中游區(qū)(土石山林區(qū)和高原溝壑區(qū))內(nèi)甘泉縣及上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))內(nèi)定邊縣等地最高。特旱發(fā)生頻率為1.69%～2.10%,覆蓋總面積的94.3%,與其他等級干旱相比,高值分布區(qū)域及頻率變化范圍均較小,空間變異不明顯。其中,發(fā)生頻率最低的區(qū)域主要集中在上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))吳起縣及靖邊縣部分地區(qū),而中游區(qū)(土石山林區(qū)和高原溝壑區(qū))內(nèi)黃陵縣西部及上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))吳起縣東部發(fā)生特旱的頻率最高。統(tǒng)計數(shù)據(jù)顯示,總體上流域中下游區(qū)的干旱發(fā)生頻率約為31.53%～35.85%,而該區(qū)域人口密度較大、耕地面積較多,承載體脆弱性大,應(yīng)予以重點關(guān)注。

4 討 論

由以上分析可以看出,北洛河流域年平均氣溫的代際變化與全球平均地表溫度變化大致趨同,也呈現(xiàn)出自20世紀(jì)60年代開始的持續(xù)升溫現(xiàn)象,體現(xiàn)了局部地區(qū)對全球變暖的響應(yīng)。年平均降水量變化受局地氣候條件與地形地貌影響,與全球變化相比存在一定差異。從SPEI-12反映的干旱事件百年演化趨勢看,北洛河流域與全球的旱化趨勢相一致,表現(xiàn)為持續(xù)的加重趨勢。由此可見,全球變暖引發(fā)的旱化趨勢在我國北方黃土高原的影響是客觀存在的,且根據(jù)已有研究預(yù)測,氣候變暖會驅(qū)動黃土高原區(qū)的溫度與降水的雙重變化,且旱化趨向可能更加明顯[43]。

本文在研究中使用了Thornthwaite方法來計算潛在蒸散量,雖然可能在一定程度上高估了干旱的趨勢和強度,但從選取的典型年來看,SPEI指標(biāo)尚保有優(yōu)勢,所表征特征較為合理。其結(jié)果也能有效地從更長的時間尺度來挖掘北洛河流域氣象干旱的演變特征,進而實現(xiàn)對區(qū)域干旱長期演化規(guī)律以及與全球旱化趨勢協(xié)同響應(yīng)的客觀描述。

對比已有的區(qū)域研究可以發(fā)現(xiàn),劉宇等[41]基于1969—2016年氣象站實測資料所得到的干旱頻率分析結(jié)果與本研究區(qū)各等級干旱頻率在空間分布上較為一致。楊睿等[11]統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)渭河流域年尺度干旱頻率為13.25%～24.15%(1980—2018年),且以洛川站為核心的圓形區(qū)域干旱頻率最高,孫洋洋的分析結(jié)果也表明中下游區(qū)干旱發(fā)生頻率最大[44],這與本文結(jié)果在空間位置上大體相符。因本文與已有研究所采用的統(tǒng)計數(shù)據(jù)在站點密度和序列長度上有所差異,故統(tǒng)計數(shù)值上略有不同。對比表明,盡管近年來北洛河流域的氣溫和降水表現(xiàn)出了較為明顯的時空變化,但氣象干旱事件的時空格局與發(fā)生頻率并未發(fā)生非常顯著的變化。當(dāng)然,影響干旱演化趨勢和空間異質(zhì)性的因素很多,且事件發(fā)生與發(fā)展的物理機制均較為復(fù)雜,不同因素的貢獻程度也還有待進一步研究。

5 結(jié) 論

本文結(jié)合全球干旱化特征的研究尺度,以標(biāo)準(zhǔn)化降水蒸散指數(shù)(SPEI)為研究對象,開展了北洛河流域氣象干旱百年尺度的時間演化特征研究,并透過與地貌類型的耦合,分析了流域氣象干旱演化的空間格局及伴生特點。取得的具體結(jié)論如下:

(1) 1915—2020年北洛河流域平均氣溫上升趨勢顯著,降水量呈不顯著的下降趨勢。從流域整體看,空間分布差異較大,但均呈現(xiàn)出東南部大于西北部的特點;不同之處在于,降水量呈條帶狀分布,平均氣溫從上游至下游沿河道近似線性增加。從區(qū)域分布看,上游區(qū)(丘陵溝壑區(qū))降水相對較少,下游區(qū)(階地平原區(qū))氣溫相對偏高,空間格局基本類似。

(2) 統(tǒng)計期內(nèi),北洛河流域及各類型區(qū)域SPEI-12波動震蕩明顯,但整體上呈減小趨勢,說明流域干旱情勢持續(xù)加劇。其中,1942年、1990年和2010年存在轉(zhuǎn)折,且以1990年最為明顯。北洛河流域的氣候特點呈現(xiàn)為“濕潤—干旱—濕潤—干旱”的交替過程,主要干旱期集中在20世紀(jì)20,30年代和20世紀(jì)90年代及21世紀(jì)00年代,相對濕潤的年份主要集中在20世紀(jì)40年代至80年代。周期特征顯示,北洛河流域氣象干旱指數(shù)周期變化呈現(xiàn)分期性特征,即1960年前以10 a,17 a周期震蕩為主,1960年后以3 a,7 a,30 a左右為主,其中10 a和30 a左右的周期在不同時期氣象干旱指數(shù)變化中起主導(dǎo)作用。

(3) 統(tǒng)計數(shù)據(jù)顯示,北洛河流域SPEI-12呈不顯著的下降趨勢,且具有全域性,整體上表現(xiàn)為由東北向西南增加,下降趨勢較大的區(qū)域主要分布在黃陵縣、大荔縣及定邊縣。從地貌類型上看,上游的丘陵溝壑區(qū)易發(fā)生中旱,下游的階地平原區(qū)易發(fā)生輕旱。流域尺度上整體以輕中旱為主,輕旱發(fā)生頻率10.4%,中旱發(fā)生頻率12.3%,重旱及特旱頻率約1.9%,總干旱發(fā)生頻率為26.4%。

(4) 北洛河流域不同等級干旱發(fā)生頻率的代際特征突出,且具有空間異質(zhì)性。具體表現(xiàn)為1990s重旱,甚至特旱發(fā)生頻率最高,2000s干旱發(fā)生頻率最大。輕旱發(fā)生頻率呈現(xiàn)自南向北“逐漸降低”的趨勢;中旱發(fā)生頻率呈現(xiàn)自南向北“逐漸升高”的規(guī)律;重旱發(fā)生頻率呈現(xiàn)零散的區(qū)域分布;北洛河流域發(fā)生特旱的頻率為1.69%～2.10%。

(5) 全球變暖引發(fā)的旱化趨勢在我國黃土高原地區(qū)的影響客觀存在,但并未引起北洛河流域氣象干旱空間格局和頻率的顯著改變。然而,隨著全球變暖效應(yīng)的累積與區(qū)域環(huán)境的改變,北洛河流域的旱化趨勢在2010年前后被打破,此后是否會持續(xù),值得關(guān)注。