1961—2020年黄土高原地区气象干旱时空演变特征研究

李梦婷,李春光,2*

(1.宁夏大学,宁夏 银川 750021;2.北方民族大学,宁夏 银川 750021)

干旱作为一种复杂且反复发生的自然灾害,严重影响着人类生活环境和社会经济[1-3]。IPCC评估报告显示,近一个世纪以来,全球变暖导致全球干旱事件显著增加[4]。特别是,水资源不足的干旱和半干旱地区极端天气和气候事件频繁发生[5-7],对水资源、农业、自然生态系统和社会产生重大影响[8-11]。因此,准确推算干旱时空演变规律对合理规划水资源和加强生态保护具有重要意义[12]。

干旱通常分为气象干旱、水文干旱、农业干旱和社会经济干旱[13]四类。在一个时间段内降水量低于正常水平以及高蒸发量导致的气象干旱频繁发生,通常会引发其他类型的干旱[14]。干旱指数是评估干旱影响和定义不同干旱参数(包括强度、持续时间、严重程度和空间范围)的有效方法。进行干旱分析和监测系统相关的研究多使用帕默尔干旱指数(PDSI)[15]、标准化降水指数(SPI)[16]和标准化降水蒸散指数(SPEI)。如刘明等[17]基于PDSI分析了干旱强度、干旱频率以及不同月份干旱的变化趋势;宋琳琳等[18]比较分析2种PDSI指数的变化特征对干旱监测的适用性;冯一等[19]根据不同时间尺度研究中国西南地区旱情发生概率以及干旱综合损失率与SPI的相关关系;Zhang等[20]、Wei等[21]使用SPI指数对不同卫星降水产品进行干旱检测适应性分析,并对黄河流域的历史以及未来水文干旱情势进行分析。结果显示,PDSI和SPI指数在干旱检测方面均表现良好。SPI包括多尺度的特性,但仅基于降水,没有考虑温度、湿度、蒸散发量等因素的影响;PDSI是基于物理并且综合考虑了土壤水平衡模型中的降水,蒸发,径流和土壤水分等因素,但时间尺度固定[15,22-23]。SPEI指数由Vicente-Serrano等[24]首次提出,它使用了更全面的水资源可用性衡量指标[25],在SPI计算的基础上,结合了降水和蒸散发,弥补了PDSI时间尺度固定和必要参数不足的缺点。因此,SPEI可以在多个时间尺度有效描述水分盈亏情况、反映不同气象因素之间的滞后关系,对不同地区和不同气候情景具有更好的适用性,且运算便捷,在干旱定量研究中应用甚广[26-27]。

黄土高原地区是世界上分布最集中且面积最大的黄土区[28],受经纬度和地形双重制约,气候变化敏感。诸多学者对黄土高原地区极端降水和干湿变化的研究较为成熟[29-30],相比之下干旱指数不同时段反映的干旱事件则表现出更大的差异性[31]。Wu等[32]在干旱评估时间尺度上,发现黄土高原地区经历了水文干旱比气象干旱更严重的增长趋势,又有研究发现,1961—2017年整体呈现上升趋势,西北、西南部分区域表现出变湿趋势[33-35]。虽然目前针对黄土高原地区干湿变化研究逐渐增多,但对不同时间尺度下持续性干旱演变的研究不够深入。本研究利用Penman-Monteith方法对黄土高原1961—2020年的61个气象站点资料进行计算,揭示黄土高原地区近60 a不同时间尺度下干湿演变特征及周期特征,并对干旱进行进一步归因分析。研究结果可为黄土高原干旱监测、水资源管理、植被恢复与建设等提供理论基础与科学支撑。

1 研究区概况

黄土高原地区(33°41′～41°16′N,100°52′～114°33′E)位于中国太行山以西,青海省日月山以东,秦岭以北,长城以南,总面积约64×105km2。该地区南北向跨越中国温带和暖温带,东西向囊括半湿润、半干旱和干旱地带,气候类型复杂。长期年降雨量约为123.3～948.9 mm,年平均气温为4.3～14.3℃[36],水资源时空分布不均。由于研究区域生态环境脆弱,夏季气温高,严冬寒冷干燥,春、秋两季水资源匮乏,考虑到干旱时空演变特征是探究各个季节供水是否充足,生态环境和农业生产是否稳定的重要因素,且不同时间尺度的 SPEI 值反映的水文干旱条件复杂而多变[37],将本研究扩展到年时间尺度之外的4个季节时间尺度。

2 数据与方法

2.1 数据来源

本研究利用国家气象科学数据中心提供的黄土高原地区相关省份的61个气象站(图1)1961—2020年的降雨量、最高气温、最低气温、2 m高处风速、日照时数和相对湿度等气象资料。厄尔尼诺南方涛动(ENSO)、北大西洋涛动(NAO)和太平洋十年振荡(PDO)数据均来自美国国家大气研究中心,北极涛动(AO)数据来源于美国国家环境信息中心。

图1 黄土高原地区气象站点位置示意

2.2 研究方法

在本研究中,利用SPEI指数作为研究区季节性干旱评价指标,通过干旱强度、干旱面积覆盖率、干旱频率分析该研究区域的年代际、年际和季节干旱的特征。采用空间插值分析黄土高原地区近60 a干旱时空特征;利用Mann-Kendall突变趋势检验、Morlet小波原理等方法分析干旱趋势及其周期特征。

2.2.1潜在蒸发量(PET)

Thornthwaite和Penman-Monteith 方法广泛应用于PET的计算[15,38]。Penman-Monteith方法除了风速之外还考虑了湿度和太阳辐射,这些变量可以捕捉蒸散量的大小[39-40]。因此,Penman-Monteith方法评估的潜在蒸发量变化比Thornthwaite方法表现出更好的一致性。在一种理想假设条件下,基于能量方程和水分扩散理论[41],Penman-Monteith(FAO-56P-M)方程被FAO模型推荐为计算PET和评价其他方法的标准方法。其计算见式(1):

(1)

式中Rn——冠层净辐射,MJ/(m2·d);es——饱和水汽压,kPa/d;T——平均气温,T=(Tmax+Tmin)/2,℃;ed——实际水汽压,kPa/d;G——土壤热通量,MJ/(m2·d);Δ——饱和水汽压与温度曲线斜率,kPa/℃;γ——湿度计常数,kPa/℃;U2——2 m高处风速,m/s。

2.2.2标准化降水蒸散指数(SPEI)

在这项研究中,SPEI 指数[42]的计算是包括时间尺度内的水分盈亏(即降水量和潜在蒸散量的差值)的时间序列,用于描述干旱条件的严重程度。计算见式(2)、(3):

Di=Pi-PET

(2)

(3)

式中Pi——降雨量;PET——蒸散发量;α、β、γ——尺度参数、形态参数、初始参数。

对数log-logistic的参数可以通过L-moment方法来计算,计算L-moment时,皮尔逊III分布的参数可由式(4)—(6)求得:

(4)

(5)

(6)

式中Γ、w0、w1、w2——阶乘函数和概率加权矩。

将F(x)分布标准化,得到SPEI计算结果为:

(7)

(8)

P=1-F(x)

(9)

式中W——距离加权矩;C0、C1、C2、d1、d2、d3——常数。

SPEI干旱标准见表1。

本研究主要分析3、12个月时间序列的SPEI值。文中的春夏秋冬4个季节分别定义为3—5、6—8、9—11、12月至次年2月,采用SPEI_3进行表征,年尺度用SPEI_12表征。SPEI_3反映短时间尺度内水分亏缺对干旱的影响,SPEI_12则反映年际变化特征。

2.2.3干旱面积覆盖率

根据泰森多边形[43],将发生干旱站点的面积权重累加,得到干旱面积覆盖率。其计算见式(10):

(10)

式中Si——发生干旱气象站点的面积权重;n——发生干旱的总气象站数。

2.2.4干旱频率

干旱频率作为干旱的频繁程度评价指标,计算见式(11):

(11)

式中n——干旱发生次数;N——时序系列总数。

2.2.5Mann-Kendall检验

根据受监工程的规模、重要性等特点，制定质量监督计划，确定质量监督组织形式和专职质监员，推行质监站专职质监员与水管单位兼职质监员共同质监的方式，采取巡视、抽查等形式对工程参建单位的质量保证体系、质量行为及工程实体质量进行动态监督管理。

Mann-Kendall检验方法[44-45]是基于秩的非参数趋势检验方法。它不仅可以检验时间序列的变化趋势,还可以检验时间序列是否产生突变。Mann-Kendall检验方法不要求样本数据及其变化趋势符合一定的分布规律,不受少数异常数值或部分缺失数据的影响。

2.2.6Morlet小波分析

采用复Morlet小波分析的小波实部等值线图和小波方差图对SPEI_3与SPEI_12周期变化规律以及多时间尺度特性进行分析,以揭示该研究区域干旱周期性特征。

3 结果分析

3.1 黄土高原地区气候变化趋势

由图2可知,黄土高原地区全年平均潜在蒸腾蒸散量呈增长趋势,这与各季节及全年气温上升有关,最大值和最小值分别为1 200.01 mm(1972年)和975.32 mm(1964年),趋势率为4.32 mm/10a。年均降水量为431.15 mm,最大值和最小值分别为663.08 mm(1964年)和288.96 mm(1965年)。黄土高原地区的降水呈减小的趋势,趋势率为-3.42 mm/10a。

3.2 SPEI变化趋势分析

SPEI波动逐年变化见图3,对60 a间黄土高原SPEI拟合的时间特征发现:黄土高原,SPEI_12呈下降趋势,线性趋势率为-0.042 3/10a,则近60 a该研究区干旱化趋势加重。1964年SPEI_12值为2.01,1965年SPEI_12值为-1.56,分别达到了湿润和重度干旱的水平,为近60 a来最湿润和最干旱的2个年份。不同季节SPEI_3的变化特征各不相同:春季SPEI_3的线性趋势率为-0.093 6/10a,变旱趋势相对明显,但从每年均值变化来看,波动走势比年均值大;夏季SPEI_3在60 a间的变化呈现变湿趋势,趋势率为0.023 7/10a,速率和波动性最小;秋季SPEI_3的线性趋势率为-0.098 8/10a,下降趋势和波动性均较春季略大;冬季SPEI_3的线性趋势率为-0.052 2/10a,变旱趋势和波动走势均较春、秋季小,较年际SPEI大。

a)年

UF和UB是按时间序列的逆序排列计算得到的序列。如果UF为正值,序列呈上升趋势;如果UF为负值,呈下降趋势。UF曲线和UB曲线超过置信区间范围,表明序列有明显的上升或下降趋势,但不具有突变性;在置信区间内,如果UF和UB相交表明干旱情势发生突变。SPEI_12在1976—1998年略有上升,1999年至今呈不断下降的趋势,发生突变年分为1982、2016年。年、春、夏和冬季UF基本位于0.05显著水平线内,则未发生显著突变。秋季UF值在1961—2014年均小于0,表明SPEI_3在此时段内呈下降趋势,即处于相对干旱期,且1997—2000年旱情倾向显著,旱情在2009、2011年发生突变,见图3。

3.3 SPEI空间变化分析

根据M-K检验统计量Z的空间分布判断研究区干旱趋势显著性,Z<0表示SPEI值减小的趋势,趋势越大干旱倾向越显著;反之,Z>0表示SPEI值增加的趋势,趋势越大湿润倾向越显著。研究结果见图4a—4e:SPEI_12呈下降趋势的站点数较多,下降的站点比例为60.66%,其中有10个站点达到极显著水平,即1961—2020年黄土高原地区整体呈干旱趋势。从不同的季节尺度来看,春季(图4b)SPEI_3呈下降趋势的站点占75.41%,其中表现为显著上升趋势的站点较少分布在甘肃、青海等西部地区,这种现象可能是由于春季的降雨量稍有增多使得部分区域湿润化程度加重,气温大幅升高使得研究区整体干旱程度加重[46-47];夏季(图4c) SPEI_3呈下降趋势的站点占比减少至45.96%,仅位于山西省的五台山站点表现为显著下降趋势,大部分地区表现为湿润化趋势,多集中分布于研究区中南部,与其他3个季度相比,夏季呈现干旱化趋势不明显,该季节旱情减缓的原因可能是降水丰沛,降水量增加在很大程度上消减了潜在蒸散发增大等造成的影响[48];秋季(图4d)大部分地区呈干旱化趋势,SPEI_3呈下降趋势的站点比例达到59.02%,除山西省北部、内蒙古西南部和青海东南部等地区呈湿润化趋势,其余地区均表现为干旱化趋势的特征,这可能与近年来生态保护工程的实施以及气候变化影响的冰雪融水和河流径流增加等因素有关[49];从冬季(图4e)看,SPEI_3呈下降趋势的站点共有55.74%,其中出现显著下降趋势的站点约占半数,集中分布于研究区西部、陕西省北部和山西省中部,呈现自西北至东南的干旱化趋势。

a)年

3.4 干旱覆盖面积变化趋势

图5 1961—2020年年际各季节干旱覆盖率趋势变化

3.5 干旱频率空间变化分析

黄土高原地区近60 a干旱发生频率其空间分布见图6,其中,年际各站点干旱频率介于31.40%～35.15%,最大值和最小值分别出现在临夏、榆林站,其高值主要集中在西部地区,低值集中在中部地区;春季各站点干旱频率介于29.81%～29.81%,最高值分布在靖远站,低值分布在阳城站,干旱频率发生较高地区主要集中在陕西省以西,中南部地区相对较低,其空间分布与年际分布相似,呈现由东南向西北递增;夏季各站点干旱频率介于31.25%～34.72%,最高值分布在榆中站,最低值分布在合作站,干旱频率与春季相比有较大的变化,整体分布不均匀,干旱频率发生较高地区分布在西部和东南区域;秋季各站点干旱频率介于30.07%～36.34%,最高值为新乡站,最低值为乌鞘岭站,整体上由西向中部和东部递增;冬季各站点干旱频率介于21.94%～36.53%,最大值和最小值分别出现在岷县、临河站,东南方向干旱频率分布比较均匀,低值集中在研究区北部。从不同尺度的干旱频率时空分布来看,青海省中部在各尺度都表现为较高的干旱频率,应采取有效的缓解措施。

a)年

3.6 Morlet连续复小波变换分析

年度SPEI(图7)存在45、5～17 a的震荡周期,45 a的长周期尺度上存在2次干湿交替的情况,目前正处于偏湿的时期;短周期5～17 a尺度上呈现出偏湿的趋势,因此该研究区域长期则是表现为偏湿的趋势。春季SPEI存在44、10 a的震荡周期,44 a的长周期尺度上存在2次干湿交替的情况,正处于偏湿的时期;短周期10 a尺度上正处于偏干的阶段,因此该研究区域短期内春季将以偏干为主,而长期内表现为偏湿的倾向趋势。夏季SPEI存在45、5～20 a的震荡周期,45 a的长周期尺度上存在1次明显的干湿交替的情况,整体干湿变换较为稳定,目前正处于偏湿中后期;短周期5～20 a尺度存在6次干湿交替,目前在5 a尺度上呈现偏干趋势,15 a尺度上呈现偏湿趋势,可见夏季长期将以偏湿的干旱倾向为主。秋季SPEI存在37、11、5 a的震荡周期,37 a的长周期尺度上存在2次干湿交替的情况,目前正处于偏干的时期;5、11 a的短期内目前处于偏湿的阶段,因此该研究区域短期内秋季将以偏湿为主,而长期则是表现为偏干的倾向趋势。冬季SPEI存在29、6 a的周期变化规律,29 a的长周期尺度上存在3次干湿交替的情况,目前正处于湿润的末期;6 a的短周期尺度上目前处于偏干的时期,可见冬季未来长期将以偏湿的趋势为主。最近的研究表明,1961—2016年中国西北干旱地区出现暖湿化趋势[50],与笔者的研究成果一致,虽然该研究区域呈现出暖湿化的趋势,但目前的变湿趋势只体现了量的变化,并不足以改变该区域的基本气候状态,其仍处于干旱与半干旱气候范围,仍是温凉干旱的气候环境。

4 结果与讨论

4.1 结论

本文利用研究区1961—2020年降雨量、PET和SPEI时间序列的趋势变化,探讨了干旱面积覆盖率、干旱频率分析该研究区域的年代际、年际和季节干旱的特征,并利用交叉小波分析研究了大尺度气候因素与该区域干旱之间可能存在的相关性。主要结论如下。

a)近60 a来黄土高原地区年尺度降水量和潜在蒸腾蒸散量年际变化趋势均不显著,季节及年尺度SPEI经历了不同的干旱湿润状态交替,SPEI_12干旱指标呈现逐渐下降趋势,干旱情况愈发严重;除夏季SPEI_3值呈略微上升趋势外,其余季度均处于明显下降趋势。

b)研究区大部分呈现出现干旱化加重趋势,小部分地域呈现湿润化加重的趋势。研究区中西部干旱化倾向明显,季节尺度下干旱化倾向程度降幅排序为:秋>春>冬>夏。

c)研究区干旱覆盖面积年平均覆盖上升趋势率为0.5/10a,夏、秋季呈不显著下降趋势,春、冬季上升趋势相对明显,总体未发生明显突变。干旱发生频率高值主要集中在西部地区,该研究区域年度干旱变化主周期为45、5～17 a。

d)研究区干旱趋势主要归因于季风变化导致得气温快速上升和降水量不足,干旱的发生和变化与大气环流持续异常、厄尔尼诺南方涛动、北大西洋涛动、太平洋十年振荡和北极涛动密切相关,厄尔尼诺南方涛动对干旱影响较大。持续的人口增长、经济的快速发展和不断增加的供需工农业生产和人民生活,导致水资源的过度开采,植被覆盖率的减少,地下水位下降,水生态环境的恶化和其他问题,均为促进干旱发展的原因。

4.2 讨论

本文探讨了研究干旱演变规律和成因,有助于揭示干旱对环境变化的响应机制,对于旱灾评估和干旱预测具有极其重要的意义。但研究还存在以下不足:由于本研究采用的是站点数据集,对精确描述不同情境下的气候变化对干旱事件的时空分布表现不充分,且涉及的干旱因素有限,未考虑干旱的物理机制,例如地形、植被、土壤等。研究表明,人类活动会增加热旱的发生,人类活动的影响将在未来被放大[51]。因此,应进一步研究不同区域尺度下物理机制与干旱之间的关系,构建有针对性的抗旱策略,如加强区域农田水利基础设施建设、推广农田节水技术区间、定期调整农业种植结构等。结合本文对黄土高原地区干旱特征的研究,针对不同区域采取不同措施,有助于提高整个研究区域的抗旱水平。

黄土高原春季大部分区域的干旱程度有所缓解,夏季在大面积上表现为干旱缓和趋势,秋季干旱事件发展最严重[52],冬季未来一段时间内会在大范围变旱[35],均与本研究结论一致。冰川强烈融化和收缩产生的水增加土壤含水量和河流径流,解释了研究区域内局部地区不断增加的湿润趋势[53],暖湿化趋势在一定程度上缓解干旱的负面影响,改善当地水文系统和生态环境[54]。但整个研究区域的年降水量整体呈现下降趋势,气候变暖使得区域平均气温升高,特别是极端气温和高温天数显著增加[55],以及季风变化、ENSO事件在一定程度上影响气温降雨,从而对研究区的干旱发生起到了加强和促进的作用[56],使局部暖湿化并不足于改变整个研究区域降水量匮乏的基本现状。在全球持续增温的背景下,缺乏对黄土高原年、季节干旱的未来变化趋势研究[34]。由于各区域干旱趋势不一致,抗旱工作的实施要因地制宜,并在今后的工作中,应着重考虑到水资源循环的物理过程,密切关注干旱机制和干旱灾害的具体原因。