1901-2017年黃土高原地區氣候干旱的時空變化

師玉鋒， 梁思琦， 彭守璋

(1.西北農林科技大學 資源環境學院， 陜西 楊凌 712100;2.西北農林科技大學 黃土高原土壤侵蝕與旱地農業國家重點實驗室， 陜西 楊凌 712100)

IPCC第五次報告提出自工業革命以來全球地表溫度持續上升，并且最近30 a的增溫較過去年份有很大的增幅[1]。具體表現為氣候變暖導致的極端低溫事件開始減少，極端高溫事件與降水事件逐漸增多。全球不同區域出現了不同程度的干旱表現[2]。干旱作為中國最主要的氣象災害之一，在1951—2000年，其所引起的受災面積占全國總受災面積的比例最大，達到了51%[3]，對農業產量造成了很大的損失，同時所產生的沙漠化，使生態環境惡化[4]。干旱與氣溫和降水密切相關，而氣溫和降水具有很強的空間異質性[5]，比如它們具有一定的地帶性變化規律，且受小地理尺度上地形變化的影響。因此，為了在區域尺度上制定詳細的氣候干旱應對策略，需要在小地理尺度上對氣候干旱進行細致的研究。

已有研究通常采用干旱指數量化氣候干旱，如Palmer干旱指數、標準化降水指數(SPI)、標準化降水蒸散指數(SPEI)[6]。Palmer指數具有明確的物理意義，但其無法識別多個時間尺度的干旱特征[7]。SPI可反映不同時間尺度下的干旱狀況，但它僅考慮降水，未考慮影響干旱的其他因素，如蒸發、蒸散、溫度等[8]。Vicente-Serrano等[9]參考SPI的計算方法，考慮了溫度引起的蒸散發對干旱的影響，提出了標準化降水蒸散指數SPEI，可較為實際地反映氣候干旱特征；不僅參與計算的數據易獲取，而且也繼承了SPI多時間尺度的優點，比如1,3,12個月等，其中12個月的SPEI(SPEI-12)可反映干旱的年際變化，常用來評估長期氣候干旱變化特征[10]。

當前，計算SPEI的數據大致可劃分為站點數據集與網格數據集，前者利用氣象站點的觀測數據，“以點代面”分析區域的干旱特征[11-13]。后者采用網格化的氣候時序數據，可以反映長時間序列的干旱特征。然而，常見的網格數據其空間分辨率最高只能達到0.5°(約55 km)，不能很好地刻畫干旱在小地理尺度上的詳細特征。目前，已有學者采用空間降尺度方法對低分辨率的網格數據集進行空間降尺度處理，獲得高分辨率的網格氣候數據集用來研究小地理尺度上的溫度與降水的變化特征[14]，這可為氣候干旱的研究提供數據基礎。

黃土高原是半濕潤氣候區向半干旱、干旱氣候區的過渡帶，氣候變化敏感區。作為中國重要的農業區之一，水資源短缺引發的干旱一定程度上會影響該區農業生產[15]。同時該地區為了控制土壤侵蝕而采取的植被恢復活動有可能導致蒸發量增加從而加劇水資源短缺。在氣候變化以及植被恢復活動的共同作用下，干旱特征可能變得更為復雜[10]。因而在全球變暖的背景下，研究黃土高原干旱變化的時空特征對該區糧食安全，以及植被恢復具有十分重要的意義。目前，黃土高原地區干旱特征的研究已有不少，比如，Liu等[10]利用1957—2012年54個氣象站點的觀測數據研究黃土高原的氣候干旱；Gao等[16]利用未來時期的空間分辨率為0.5°的網格氣候數據集，分析了2001—2050年黃土高原的干旱演變特征。也有研究利用氣象站無降水的連續天數作為干旱水平評估，分析了不同干旱程度與降水強度變化之間的關系以及干旱的發生規律[17]。然而，這些研究往往采用氣象站點數據和分辨率較低的網格氣候數據，分析氣候干旱的時空變化特征。然而，站點數據可能會限制研究的時間范圍，不能反映長期干旱的變化特征；網格氣候數據分辨率比較低，不能準確預測區域內的氣候變化條件。基于此，本文利用降尺度方法獲得的1901—2017年1 km分辨率的月尺度溫度與降水數據，計算黃土高原的SPEI-12，并分析1901—2017年和1981—2010年該區氣候干旱的趨勢變化和發生頻率，以期為該區在制定詳細的氣候干旱應對策略時提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

黃土高原位于中國北部，東起太行山，西至日月山，北抵長城，南達秦嶺，總面積約為6.41×105km2(33.7°—41.3° N，100.8°—114.6° E)。該區包括山西、內蒙古、陜西、河南、寧夏、甘肅、青海共7個省(自治區，見封3附圖11)。該區為半干旱大陸性季風氣候。年均溫為3.6～14.3 ℃，氣溫年際變化大，且東部與西部的氣溫差異顯著。年降水量為150～750 mm，降水年際與季節分配不均。區域內自然植被在東南—西北走向上呈森林向草原過渡的地帶性規律分布，主要的植物有：油松、遼東櫟、刺槐、側柏、華山松等喬木，沙棘、丁香、檸條、黃刺玫、酸棗、荊條、枸杞等灌木。在該區東部與南部，由于海拔的影響，其山地植被呈現出明顯的垂直分布[18]。

1.2 數據來源

計算SPEI所需的月溫度(均溫、最低溫、最高溫)與降水數據從黃土高原科學數據中心(http:∥loess.data.ac.cn)獲得，該數據集為降尺度的氣候數據集，時間范圍為1901年1月至2017年12月。該數據集是以長時間序列低空間分辨率的氣候數據集和高空間分辨率的參考數據集為基礎，利用Delta空間降尺度方案計算得到，并結合地面氣象資料進行了驗證，數據精度可信[19]。其中，長時間序列低空間分辨率數據為東英吉利大學氣候研究中心提供的1901—2017年，全球空間分辨率為0.5°的溫度和降水數據集(CRU TS V4.02)[20]，高空間分辨率的參考數據集為國家生態系統觀測研究網絡提供的1 km多年平均的(1961—2000)各月溫度與降水數據(http:∥www.cnern.org.cn)。這些降尺度的溫度與降水數據集已被一些研究者所使用，并在植被對氣候變化的動態響應方面取得了不錯的研究成果[21]。因而這些數據的質量是有保障的。

1.3 研究方法

1.3.1 SPEI的計算 標準化降水蒸散指數SPEI的計算基于每月溫度和降水資料，通過標準化月降水與潛在蒸散的差值而得到。其中，潛在蒸散采用Hargreaves公式計算[19,22]。為了反映該區氣候干旱的年際變化，選取12個月尺度的SPEI作為干濕指標。具體地，將每年12月份的SPEI-12作為該年份上的干旱數值，也就是年尺度的SPEI-12，以此分析該區長期氣候干旱的時空變化。SPEI具體的計算過程可參閱相關文獻[9]。

1.3.2 趨勢分析方法 由于Mann-Kendall趨勢檢驗估計的樣本不必遵從某一特定分布，結果不受少量異常值干擾，并能很好地反映整體時間序列的趨勢變化的優點[23]。本文采用Mann-Kendall趨勢檢驗法進行SPEI時間序列趨勢的顯著性判斷，利用統計檢驗量Z值進行顯著性檢驗。在給定95%的置信水平下，當Z>1.96時表明序列存在顯著上升趨勢，Z<-1.96時表明序列存在顯著下降趨勢。為了直觀反映時間序列的變化率，采用Sen’s斜率估計處理SPEI時間序列，計算出的斜率可以表示序列的變化趨勢[24]。

1.3.3 干旱發生頻率計算 干旱發生頻率的計算，分別統計了每個網格在1981—2010年與1901—2017年兩個時間段內年尺度的SPEI-12[10]，并根據SPEI指數值劃分出的干旱等級[7](具體劃分見表1)。將不同等級干旱在每個時段內出現的頻率作為其發生頻率。計算公式為：

式中：F為不同等級干旱發生頻率；n為各個干旱等級在時間序列中出現的次數；N為計算的SPEI時間序列所占年數。

表1 基于SPEI的干旱等級劃分

2 結果與分析

2.1 整個黃土高原地區年SPEI的變化趨勢

由歷年平均SPEI指數年際變化(見圖1)可以看出，黃土高原在1901—2017年并無重旱發生，在1965，1997年發生中旱，在1941年發生極端干旱，共有41 a出現輕旱。根據累計距平曲線可知，117 a來，黃土高原年SPEI表現為“上升—下降—上升—下降”的變化趨勢。對應階段為1901—1919，1920—1953，1954—1996，1997—2017，各階段平均值為0.23,-0.34,0.24,-0.16。由圖1可以看出，在1965,1997年SPEI較小，即干旱較為嚴重。歷史上黃河流域曾發生2次連續11 a的干旱期(1632—1642年與1922—1932年)。圖1所反映出的部分干旱發生年份與干旱程度與之前研究結論是一致的[25]。

由Mann-Kendall趨勢檢驗法可知在95%的置信水平下，黃土高原干旱指數SPEI的年際變化在1901—2017年無顯著變化趨勢。對SPEI年際變化進行Pettitt檢驗發現各點均未達到0.05%的顯著性水平，結果表明黃土高原年尺度SPEI在1901—2017年期間無顯著突變點。

圖1 黃土高原歷年平均SPEI指數年際變化(1901-2017年)

2.2 黃土高原年均SPEI變化趨勢的空間分布

1981—2010年黃土高原SPEI變化趨勢的空間分布如附圖12所示(見封3)。通過顯著性檢驗并呈下降趨勢，即干旱趨勢加重的區域集中在黃土高原腹地，延安市以及中西部的吳忠、銀川、榆林的西南部(見封3附圖12藍框區域)，占黃土高原總面積的3.43%(表2)，干旱趨勢振蕩幅度較大，為12.18%，下降速率變化范圍為0.25/10 a～0.57/10 a，其內部平均下降速率為0.43/10 a。

表2 黃土高原SPEI變化趨勢統計

1901—2017年黃土高原SPEI變化趨勢的空間分布如附圖13所示(見封3)。通過顯著性檢驗并呈上升趨勢，即干旱趨勢減輕的區域分布在黃土高原東部的陽泉、晉中、長治、鄭州，以及西部的西寧、海北藏族自治州與海東的部分區域(見封3附圖13紅框區域)，占黃土高原總面積的1.05%(表2)，空間變異系數為11.00%，以0.03/10 a～0.07/10 a的速率遞增，平均上升速率為0.05/10 a。通過顯著性檢驗并呈下降趨勢，即干旱趨勢加重的區域分布在黃土高原的西北部的烏海、石嘴山、銀川、鄂爾多斯、吳忠，中衛小部分區域(見封3附圖13藍框區域)，占黃土高原總面積的4.16%，空間變異系數為11.95%，表明干旱趨勢振蕩幅度有所上升。其內部SPEI以0.03/10 a～0.07/10 a的速率遞減，平均下降速率為0.05/10 a。

2.3 黃土高原干旱頻率的空間分布

由1981—2010年不同等級干旱發生頻率的空間分布(圖2)可知，輕旱發生頻率高值區集中在黃土高原的北部與中部。頻率變化范圍較大，空間變異(標準差)明顯(表3)。中旱在黃土高原西部、西南部、東北部與東南部小部分區域頻率較高。重旱在中部、西南部與南部發生頻率較高。極端干旱分布在南部與西部部分地區，與其他等級干旱發生地區范圍相比，分布范圍最小，頻率變化范圍較小，空間變異不明顯。

由1901—2017年不同等級干旱發生頻率的空間分布可知。輕旱發生頻率高值區分布在黃土高原腹地，中東部與東部邊緣地區，區域之間下降速率差異較大，空間變異明顯。

表3 黃土高原不同等級干旱發生頻率統計 %

中旱與重旱發生頻率地區分布較分散。極端干旱僅在黃土高原東南、西南部以及東部小部分區域分布頻率較高，空間變異較小。由兩個時期不同等級干旱發生頻率的空間分布圖可知，近30 a，黃土高原中部輕旱、重旱發生頻率較高。西北部在歷史兩個時期內重旱發生頻率較低，并且未有極端干旱發生。隨著干旱程度的不斷加重，干旱頻率的空間變異程度逐漸降低。

圖2 1901-2017年與1981-2010年不同等級干旱發生頻率的空間分布

3 討 論

近年來，一些研究指出黃土高原地區的氣溫上升，降水下降，氣候出現暖干化的趨勢[26-27]，干旱程度與干旱頻率呈上升趨勢[15,17,28-29]。氣溫的升高說明黃土高原區域氣候對全球氣候變暖存在一定的響應。然而受地形地貌的影響，已有研究發現降水與氣溫同時具有明顯的區域性特征。在降水與氣溫的聯合作用下，黃土高原地區的干旱特征在區域尺度上可能會發生一定程度變化[5]。通過近30 a的SPEI變化趨勢的空間分布分析，本研究明確了干旱趨勢顯著加劇的區域分布在黃土高原腹地，中西部(見封3附圖12)，表明了這些區域是全球氣候變化響應的敏感區，這與之前研究的結論相符合[30]。

考慮到大多數氣象站是在建國以后才建立起來的，并且存在數據缺失情況，會限制研究的時間范圍，因而無法反映長期干旱的變化特征。而氣象網格數據不僅滿足了干旱長期變化特征研究的數據要求，而且高分辨率的氣象網格數據可以反映出地形地貌對氣候的影響，能夠在區域尺度上獲取較為詳細的氣候變化信息。通過圖2可以發現干旱發生頻率具有明顯的空間變化特征，這與之前研究的結論相一致[10]。并且由于高分辨率網格數據的使用，發現不同等級干旱發生頻率的空間變化特征具有一定差異。進一步可發現干旱并不僅僅由降水決定。黃土高原西北部降水較少，但在歷史兩個時期均未有極端干旱發生，可能是由于該區大部分為草地，降水基本大于蒸散。因而未有極端干旱發生[31]。

盡管高分辨率網格數據可以準確預測區域內的氣候變化條件，但干旱并不僅僅由氣溫與降水決定，其同時還受植被、環流、風速等相關因素的影響[32-34]。并且，已有研究發現1982—2013年黃土高原地區潛在蒸散量與年平均地表蒸散量變化趨勢相反[35]。因此今后的研究，應重點關注地表蒸散量與潛在蒸散量的關系，并綜合考慮植被、環流、風速等相關因素的共同作用，以便進一步反映出黃土高原地區干旱的真實狀況。

4 結 論

(1) 1901—2017年，黃土高原的氣候經歷了“濕潤—干旱—濕潤—干旱”的交替過程。SPEI指數的年際變化趨勢未達到顯著性水平，無顯著突變年份。在1901—2017年無重旱發生，在1965，1997年發生中旱，1941年發生極端干旱。共有41 a出現輕旱。

(2) 1981—2010年，干旱呈顯著加劇趨勢的區域占黃土高原總面積的3.43%，分布在黃土高原腹地與中西部部分地區。1901—2017年，干旱呈顯著減輕趨勢的區域占黃土高原總面積的1.05%，在黃土高原西部，東部均有小范圍分布。干旱呈顯著加劇趨勢的區域占黃土高原總面積的4.16%，分布在黃土高原西北部部分區域。

(3) 黃土高原不同等級干旱發生頻率具有明顯的空間變化特征。近30 a，黃土高原中部輕旱、重旱發生頻率較高。在歷史兩個時期，西北部重旱發生頻率較低，并且未有極端干旱發生。