西江流域夏季降水時空變化特征及成因分析

孫 雯，王 月，2，3*，楊聰劍，梁彬蘭

(1.廣西師范大學環境與資源學院， 廣西 桂林 541004；2.巖溶生態與環境變化研究廣西高校重點實驗室， 廣西 桂林 541004；3.珍稀瀕危動植物生態與環境保護教育部重點實驗室， 廣西 桂林 541004)

據IPCC第5 次評估報告，近30 年的全球氣溫達到新高，1980—2012 年全球海陸表面氣溫上升了0.85℃[1]。 在氣候變暖背景下，全球的降水量時空分布特征發生變化，極端天氣事件頻發，突發性強、危害性大[2]。 中國氣候環境復雜且生態環境脆弱[3]，受季風影響顯著。 因此，夏季降水量較多，且夏季降水量時空分布不均，其異常變化常常造成局部的旱澇災害，對環境和經濟的發展影響深刻。 自20 世紀60 年代以來，中國大面積的旱澇事件頻繁發生[4]。 尤其是20 世紀90 年代后，旱澇災害的受災、成災面積顯著增多，達到了歷年災害受災面積平均值的1.4 倍，且與全國其他地區相比，西南區主要遭受的是洪澇災害[5]。

西江流域作為西南向海的大通道，在中國“一帶一路”倡議中具有重要的地位。 由于地處亞熱帶季風氣候區，流域的降水大部分集中于夏季，占全年降水量65%左右[6]。 集中的降水往往更易帶來洪澇災害，以廣西區為例，1994 年6—7 月的多次強降雨過程使得全區90%的地區受災，經濟損失近百億元[7]；2001 年，暴雨天氣過程使流域內多條河流水面暴漲，全區受災面積120 余萬hm2，受災人口近2 000 萬人[8]。 目前，有關西江流域的降水研究多集中于徑流變化、暴雨洪澇、水沙變化等方面[9-14]，也有分析西江流域降水量與區域大氣環流型的關系等[15]。 直接對廣西西江流域夏季降水時空變化特征及成因分析的研究仍然較少。 因此，本研究利用Mann-Kendall檢驗法、功率譜分析法、線性趨勢法、降水重心點及標準差橢圓法，探討西江流域夏季降水的規律及成因，這對科學地指導防災減災、夏季降水的預報、確保糧食安全等工作具有重要意義。

1 資料與方法

1.1 資料來源

本文選用了西江流域夏季(6—8 月)120 個站點1965—2014 年的逐日降水資料，來自于國家氣候中心。 本文的研究范圍為西江流域(21.6°～26.8°N、102.2°～112.8°E)，具體范圍及氣象站點分布情況見圖1。

圖1 西江流域站點分布

1.2 研究方法

1.2.1 Mann-Kendall突變檢驗

Mann-Kendall突變檢驗法通常用于檢驗時間序列數據的趨勢特征，被廣泛用于降水趨勢檢驗研究。本文用此方法檢驗了西江流域夏季降水量的趨勢及突變性。

1.2.2 功率譜分析

譜分析法將時間序列看成多種頻率的波段組成，通過比較其方差大小揭示波動的主要周期特征。其中，主要方法就包括了功率譜分析法[16]。 功率譜分析法可揭示時間序列的周期，通過頻率與譜密度的關系可提取降水序列的周期特征[17]。 本文利用此方法揭示了西江流域夏季降水的周期性特征。

1.2.3 經驗正交分解法

經驗正交函數分解(EOF)最早由Pearson 于21世紀初提出，20 世紀50 年代中期首次運用于氣象學研究之中[18]。 EOF法也稱主成分分析法，將把隨時空變化的變量分解為空間及時間兩部分函數，其中空間函數不隨時空變化，時間函數只取決于時空變化[19]。 本文用此方法揭示了西江流域夏季降水的空間特征。

1.2.4 降水重心

有學者在人口重心[20]、降水侵蝕力[21]及土地利用[22]等方面利用重心模型進行分析，同時，該模型也被用作降水重心的計算[23]，在地理學內得到廣泛應用。 本文利用此方法計算西江流域夏季降水逐年的降水重心點的經緯度坐標。

2 西江流域夏季降水時空變化特征分析

2.1 時間變化特征

2.1.1 年代際變化

近50 年來，西江流域夏季降水量整體上呈“先升后降，然后再上升”的波動變化，多年平均降水量為605.16 mm。 由圖2 可知，在年代際上西江流域夏季降水波動變化頻繁，出現了1 次較大的增加，增加時期為1980s—1990s，降水量增加115.08 mm。同時，出現了2 次非常明顯的減少期(通過了α=0.05 的顯著性檢驗)，為1970s—1980s和2000s—2010s，分別減少約79.57 mm和88.90 mm。 另外，相對于平均值及最小值來說，最大值的變化更為劇烈，例如1980s—1990s，最大值增加了221.16 mm。

圖2 1965—2014 年降水量年代際變化及降水距平

在1965—2014 年間，共有27 年次降水量高于平均值，23 次低于平均值。 其距平百分率的多集中于±(10 ～20)%，部分年份高至±(30 ～40)%。 如1994 年，夏季降水量高于平均值274.41 mm，占平均值的44%；2011 年，夏季降水量低于平均值229.63 mm，占平均值的36%，降水量變化顯著。

2.1.2 月變化

西江流域夏季降水主要集中在6 月，平均降水量可達241.48 mm，占夏季降水量的37.49%；8 月降水量最低，平均為189.03 mm，約占夏季降水量的29.35%。 分析西江流域夏季的每個月降水量變化率可得，6 月與7 月降水量呈上升趨勢，其中6 月降水的變化率遠大于7 月，為0.686，并未通過顯著性檢驗；而8 月的降水量則呈顯著下降趨勢，P值為0.016，小于0.05，通過了α=0.05 的顯著性檢驗(表1)。

表1 1965—2014 年夏季降水月分配情況及變化率

2.1.3 突變分析

利用Mann-Kendall法對西江流域夏季降水量進行突變檢驗，結果見圖3。 從UF曲線可見，西江流域夏季降水呈現先升后降，然后再上升的特征，這與年代際變化特征分析趨勢一致。 其中，呈波動上升趨勢的是在20 世紀60 年代，20 世紀80 年代末到20 世紀90 年代有明顯的減少趨勢，而從21 世紀開始又呈上升趨勢。 其中，20 世紀90 年代的減少趨勢通過0.05 的顯著性水平檢驗。 降水量分別在1972、1975、1993 年和2009 年發生突變。 其中，在1993 年突變前有明顯的減少趨勢，后又顯著上升。

圖3 西江流域夏季降水M ann-Kendall曲線

2.1.4 周期性分析

利用快速Fourier變換及頻譜分析的方法，大致分析1965—2014 年西江流域夏季降水的周期。 由計算結果及圖4 可得，周期長度為2.909，Fisher統計量為0.183 9。 即近50 年來，西江流域夏季降水的周期大致為3 a。 查閱Fisher臨界值表可知，取α=0.05，r=1 時，g0.05(25，1) =0.228 05，該值大于g1=0.183 9，因此并未通過顯著性檢驗，該周期并不顯著。

圖4 降水變化曲線圖及其對應的頻譜

2.2 空間分布特征

2.2.1 多年平均降水空間特征

利用經驗正交分解方法探究近50 年來西江流域夏季降水空間分布特征。 將西江流域夏季降水量進行經驗正交分解，得出各個主成分，其中前5 個模態的方差貢獻率見表2。 第一模態及第二模態的方差貢獻率較高，第三模態及以后的方差貢獻率較低，又第一、第二模態的累計方差貢獻率達到了52.92%，故前2 個模態可以較好地體現西江流域夏季降水的多年平均空間特征。

表2 EOF前5 個模態方差貢獻率及累計方差貢獻率

由圖5a可知，模態一的空間方差貢獻率達到了40.1%，且整個西江流域的模態值都為正，體現了西江流域夏季降水在空間變化上具有較好的一致性。其中，高值中心主要位于“柳南區—柳江縣—鹿寨縣”一帶；低值區位于“富源縣—盤州市—蒙自縣—峨山彝族自治縣”一帶。 因此，西江流域東部的夏季降水變化程度大于西部地區。 由圖5b 可知，模態二的貢獻率為12.82%，累計貢獻率為52.92%，且西北部為正值，東南部為負值，呈西北—東南反向分布。 同時，高值區位于晴隆縣—貞豐縣，在鎮寧布依族苗族自治縣也有分布；低值區位于容縣—岑溪市一帶，在平南縣、連山瑤族自治縣也有分布。

圖5 西江流域夏季降水EOF分解的特征向量

2.2.2 多年逐月平均降水空間特征

西江流域夏季不同月份的降水量也表現出不同的空間特征，見表3 和圖6。 從表3 可以看出，6—8月的第一模態的方差貢獻率分別為36.20%、42.58%、44.24%；第二模態的方差貢獻率為9.42%、13.97%、11.85%，第二模態之后的數值逐漸偏小。且6—8 月的第一模態與第二模態的累計方差貢獻率分別為45.62%、56.55%、56.09%，可以很好地體現這3 個月份的降水空間特征。

圖6 分月EOF分解的特征向量

表3 各月方差貢獻率及累計方差貢獻率

由圖6 知，在6—8 月中，第一模態的特征向量幾乎都為全部正值或負值，基本上可體現各月份的降水空間特征為全區一致性。 其中，6 月份的高值中心位于象山縣以及蒙山縣—昭平縣一帶，低值區中心位于富源縣—盤州市及平塘縣—獨山縣一帶；7月份的高值中心位于富源縣、羅平縣及江川縣—華寧縣，低值中心位于都安瑤族自治縣—馬山縣及三江同族自治縣—靈山縣一帶；8 月份的高值中心位于凌云縣—鳳山縣及巴馬瑤族自治縣、金秀瑤族自治縣，低值中心位于上林縣、富源縣、鎮寧布依族苗族自治縣等地。 綜上，6 月及8 月的高值中心較為一致，均位于西江流域中東部，7 月則剛好相反。

同時，該3 個月第二模態的特征向量均為正負反向分布。 6 月，正值區位于“賓陽縣—龍州縣—扶綏縣—容縣”一帶，負值區位于“鎮寧布依族苗族自治縣—望謨縣—山都水族自治縣”等地；7 月，正值區位于“金秀瑤族自治縣—橫縣及桂平市”，負值區位于“長順縣—晴隆縣—鎮寧布依族苗族自治縣—關嶺布依族苗族自治縣”等地；8 月，正值區位于“羅平縣—晴隆縣—鎮寧布依族苗族自治縣—紫云苗族布依族自治縣”一帶，負值區位于“上思縣—岑溪市—容縣—新興縣”一帶。

綜上所述，6—8 月的分布型都為西北—東南反向型。 其中，6 月與8 月的分布型最為相似，而7 月的正負值則與其余2 個月份相反。

2.2.3 降水重心點的移動

1965—2014 年間，西江流域夏季降水重心基本分布在廣西區西北部地區，經緯度坐標范圍分別處在107°09′～108°04′E、24°05′～24°33′N(圖7)。進一步分析其降水重心空間分布的變化趨勢，利用ArcGIS 的標準差橢圓工具，創建了50 個降水重心點的一級標準差橢圓。 結果顯示，其標準差橢圓的方向為96°，說明降水重心大致呈東西向分布，略微向南北向偏移。 同時，其標準差橢圓長軸位于西北—東南方向，長度約32 km，短軸處在東北—西南方向，長度約為9 km，二者之比大約為3，說明降水重心點在西北—東南方向上的離散性大于東北—西南向。

圖7 1965—2014 年西江流域夏季降水重心位置及移動軌跡

利用Mann-Kendall檢驗及線性趨勢法，進一步分析西江流域夏季降水重心的經度及緯度坐標變化趨勢發現:降水重心經度呈微弱增大趨勢，趨勢線斜率為0.004 3，降水重心緯度呈微弱減小趨勢，變化趨勢很小，趨勢線斜率為-0.000 4，均未通過顯著性檢驗。 由此可看出，近50 年來，西江流域夏季降水重心有微弱的向東南遷移的趨勢。 降水重心會趨向于分布在降水偏多的區域[24]，這意味著以后東南區的降水則會逐漸增多。 同時，1965—2014 年間，有個別年份的變化幅度較明顯，如20 世紀80 年代末至90 年代初，有多個年份降水重心向西及西南方向偏移，與80 年代末發生的大氣環流調整從而降水發生了突變有一定關系[25]，但具體原因還需進行進一步研究。

3 成因分析

3.1 南亞高壓

由上述分析可知，20 世紀90 年代前后，降水量發生了一次突變，由減少趨勢突然上升。 這是由于1979—1992 年期間，200 hPa處南亞高壓東伸脊點的位置向東偏移，西太平洋副高的位置則呈現向西偏移的現象，故華南地區的對流層輻散(低層)、輻合(高層)異常，因此華南地區上空為高壓系統，故雨量減少[26]。 在20 世紀90 年代之后，情況則恰好相反。

3.2 ENSO(El Ni?o-Southern Oscillation，厄爾尼諾-南方濤動事件)與PDO(Pacific Decadal Oscillation，太平洋年代際振蕩)

據圖2 可知，1994 年西江流域夏季降水大幅度增加，而2011 年降水則大幅度減少。 據氣象行業標準(QT/T 370—2017) 對厄爾尼諾及拉尼娜事件的定義可知，1994 年為一次中等強度的厄爾尼諾年，2011 年為一次中等強度的拉尼娜年。 厄爾尼諾事件的當年夏季，低緯度菲律賓群島周邊海域及印度洋的蒸發增強，可輸送來自孟加拉灣、阿拉伯海以及西北太平洋的水汽，造成華南地區降水偏多[28]，拉尼娜現象與厄爾尼諾帶來的影響則相反。 同時，當PDO的正位相時可以增強厄爾尼諾發展年的夏季熱帶中東太平洋暖海溫異常信號，從而使厄爾尼諾對降水的影響得到加強[29]。

3.3 地形地貌特征

降水量深受下墊面特征的影響，尤其是地形地貌的影響。 根據圖8 可知，西江流域山系眾多，河網縱橫復雜。 將海拔高程圖與降水量分布圖對比可知，流域西部受高大地形影響，降水量分布不均。 夏季，西南及華南地區盛行來自于印度洋的西南季風，但是由于中部地區山系阻擋，故西江流域偏北部地區降水偏少。

圖8 西江流域高程(m)與降水量(mm)分布

3.4 氣溫特征

總體上，西江流域氣溫呈現由西南向東北遞減的緯度地帶性[9]。 將西江流域夏季降水量與夏季平均氣溫的做相關性分析，發現有6 個站點的相關系數大于0，即呈正相關，但并未通過顯著性檢驗。其余站點的相關系數皆小于0， 且絕大部分(82.5%)都通過了α=0.01 或α=0.05 的顯著性檢驗。

西江流域大部分地區氣溫與降水呈負相關關系，夏季氣溫越高，降水量越低(圖9)，這與高沫針對廣西氣溫與降水相關性研究的結論相同[30]。 其中，東部及東北部地區受氣溫影響更為明顯，西北及北部地區的夏季降水受氣溫影響較小。 但是，西北部及北部有少部分地區如富源縣、普安縣、盤州市、山都水族自治縣、邕寧區等地的降水和氣溫還呈正相關關系，即夏季氣溫對此地區夏季降水起促進作用，氣溫越高，降水量越大。 總體來看，西江流域夏季氣溫對降水量起阻礙作用。

圖9 西江流域夏季降水量與夏季平均氣溫的相關系數

4 結語

通過Mann-Kendall檢驗、線性趨勢法、功率譜分析法、降水重心點及標準差橢圓法，對西江流域1965—2014 年夏季降水量的突變性、趨勢性、周期性，分析空間上的分布、變化規律及成因進行定量分析，研究結果表明。

a)流域夏季的降水量整體上呈“先升后降，然后再上升”的波動變化。 相對于平均值及最小值來說，降水量最大值的變化更為劇烈。

b)在空間分布上，流域東部的夏季降水變率大于西部地區。 在時間分布上，6 月及8 月的高值中心均位于流域的中東部，而7 月則恰好相反。

c)1965—2014 年間，西江流域夏季降水重心的大致呈東西向分布且降水重心有微弱的向東南遷移的趨勢。

d)受地形地貌、南亞高壓、氣溫、ENSO以及PDO的共同影響，西江流域夏季降水復雜多變；總體上，在南亞高壓、ENSO正位相以及PDO正位相影響下，西江流域降水量增加，而大部分地區氣溫與流域的夏季降水呈負相關關系。