1901-2017年黄土高原地区气候干旱的时空变化

师玉锋， 梁思琦， 彭守璋

(1.西北农林科技大学 资源环境学院， 陕西 杨凌 712100;2.西北农林科技大学 黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室， 陕西 杨凌 712100)

IPCC第五次报告提出自工业革命以来全球地表温度持续上升，并且最近30 a的增温较过去年份有很大的增幅[1]。具体表现为气候变暖导致的极端低温事件开始减少，极端高温事件与降水事件逐渐增多。全球不同区域出现了不同程度的干旱表现[2]。干旱作为中国最主要的气象灾害之一，在1951—2000年，其所引起的受灾面积占全国总受灾面积的比例最大，达到了51%[3]，对农业产量造成了很大的损失，同时所产生的沙漠化，使生态环境恶化[4]。干旱与气温和降水密切相关，而气温和降水具有很强的空间异质性[5]，比如它们具有一定的地带性变化规律，且受小地理尺度上地形变化的影响。因此，为了在区域尺度上制定详细的气候干旱应对策略，需要在小地理尺度上对气候干旱进行细致的研究。

已有研究通常采用干旱指数量化气候干旱，如Palmer干旱指数、标准化降水指数(SPI)、标准化降水蒸散指数(SPEI)[6]。Palmer指数具有明确的物理意义，但其无法识别多个时间尺度的干旱特征[7]。SPI可反映不同时间尺度下的干旱状况，但它仅考虑降水，未考虑影响干旱的其他因素，如蒸发、蒸散、温度等[8]。Vicente-Serrano等[9]参考SPI的计算方法，考虑了温度引起的蒸散发对干旱的影响，提出了标准化降水蒸散指数SPEI，可较为实际地反映气候干旱特征；不仅参与计算的数据易获取，而且也继承了SPI多时间尺度的优点，比如1,3,12个月等，其中12个月的SPEI(SPEI-12)可反映干旱的年际变化，常用来评估长期气候干旱变化特征[10]。

当前，计算SPEI的数据大致可划分为站点数据集与网格数据集，前者利用气象站点的观测数据，“以点代面”分析区域的干旱特征[11-13]。后者采用网格化的气候时序数据，可以反映长时间序列的干旱特征。然而，常见的网格数据其空间分辨率最高只能达到0.5°(约55 km)，不能很好地刻画干旱在小地理尺度上的详细特征。目前，已有学者采用空间降尺度方法对低分辨率的网格数据集进行空间降尺度处理，获得高分辨率的网格气候数据集用来研究小地理尺度上的温度与降水的变化特征[14]，这可为气候干旱的研究提供数据基础。

黄土高原是半湿润气候区向半干旱、干旱气候区的过渡带，气候变化敏感区。作为中国重要的农业区之一，水资源短缺引发的干旱一定程度上会影响该区农业生产[15]。同时该地区为了控制土壤侵蚀而采取的植被恢复活动有可能导致蒸发量增加从而加剧水资源短缺。在气候变化以及植被恢复活动的共同作用下，干旱特征可能变得更为复杂[10]。因而在全球变暖的背景下，研究黄土高原干旱变化的时空特征对该区粮食安全，以及植被恢复具有十分重要的意义。目前，黄土高原地区干旱特征的研究已有不少，比如，Liu等[10]利用1957—2012年54个气象站点的观测数据研究黄土高原的气候干旱；Gao等[16]利用未来时期的空间分辨率为0.5°的网格气候数据集，分析了2001—2050年黄土高原的干旱演变特征。也有研究利用气象站无降水的连续天数作为干旱水平评估，分析了不同干旱程度与降水强度变化之间的关系以及干旱的发生规律[17]。然而，这些研究往往采用气象站点数据和分辨率较低的网格气候数据，分析气候干旱的时空变化特征。然而，站点数据可能会限制研究的时间范围，不能反映长期干旱的变化特征；网格气候数据分辨率比较低，不能准确预测区域内的气候变化条件。基于此，本文利用降尺度方法获得的1901—2017年1 km分辨率的月尺度温度与降水数据，计算黄土高原的SPEI-12，并分析1901—2017年和1981—2010年该区气候干旱的趋势变化和发生频率，以期为该区在制定详细的气候干旱应对策略时提供科学依据。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

黄土高原位于中国北部，东起太行山，西至日月山，北抵长城，南达秦岭，总面积约为6.41×105km2(33.7°—41.3° N，100.8°—114.6° E)。该区包括山西、内蒙古、陕西、河南、宁夏、甘肃、青海共7个省(自治区，见封3附图11)。该区为半干旱大陆性季风气候。年均温为3.6～14.3 ℃，气温年际变化大，且东部与西部的气温差异显著。年降水量为150～750 mm，降水年际与季节分配不均。区域内自然植被在东南—西北走向上呈森林向草原过渡的地带性规律分布，主要的植物有：油松、辽东栎、刺槐、侧柏、华山松等乔木，沙棘、丁香、柠条、黄刺玫、酸枣、荆条、枸杞等灌木。在该区东部与南部，由于海拔的影响，其山地植被呈现出明显的垂直分布[18]。

1.2 数据来源

计算SPEI所需的月温度(均温、最低温、最高温)与降水数据从黄土高原科学数据中心(http:∥loess.data.ac.cn)获得，该数据集为降尺度的气候数据集，时间范围为1901年1月至2017年12月。该数据集是以长时间序列低空间分辨率的气候数据集和高空间分辨率的参考数据集为基础，利用Delta空间降尺度方案计算得到，并结合地面气象资料进行了验证，数据精度可信[19]。其中，长时间序列低空间分辨率数据为东英吉利大学气候研究中心提供的1901—2017年，全球空间分辨率为0.5°的温度和降水数据集(CRU TS V4.02)[20]，高空间分辨率的参考数据集为国家生态系统观测研究网络提供的1 km多年平均的(1961—2000)各月温度与降水数据(http:∥www.cnern.org.cn)。这些降尺度的温度与降水数据集已被一些研究者所使用，并在植被对气候变化的动态响应方面取得了不错的研究成果[21]。因而这些数据的质量是有保障的。

1.3 研究方法

1.3.1 SPEI的计算 标准化降水蒸散指数SPEI的计算基于每月温度和降水资料，通过标准化月降水与潜在蒸散的差值而得到。其中，潜在蒸散采用Hargreaves公式计算[19,22]。为了反映该区气候干旱的年际变化，选取12个月尺度的SPEI作为干湿指标。具体地，将每年12月份的SPEI-12作为该年份上的干旱数值，也就是年尺度的SPEI-12，以此分析该区长期气候干旱的时空变化。SPEI具体的计算过程可参阅相关文献[9]。

1.3.2 趋势分析方法 由于Mann-Kendall趋势检验估计的样本不必遵从某一特定分布，结果不受少量异常值干扰，并能很好地反映整体时间序列的趋势变化的优点[23]。本文采用Mann-Kendall趋势检验法进行SPEI时间序列趋势的显著性判断，利用统计检验量Z值进行显著性检验。在给定95%的置信水平下，当Z>1.96时表明序列存在显著上升趋势，Z<-1.96时表明序列存在显著下降趋势。为了直观反映时间序列的变化率，采用Sen’s斜率估计处理SPEI时间序列，计算出的斜率可以表示序列的变化趋势[24]。

1.3.3 干旱发生频率计算 干旱发生频率的计算，分别统计了每个网格在1981—2010年与1901—2017年两个时间段内年尺度的SPEI-12[10]，并根据SPEI指数值划分出的干旱等级[7](具体划分见表1)。将不同等级干旱在每个时段内出现的频率作为其发生频率。计算公式为：

式中：F为不同等级干旱发生频率；n为各个干旱等级在时间序列中出现的次数；N为计算的SPEI时间序列所占年数。

表1 基于SPEI的干旱等级划分

2 结果与分析

2.1 整个黄土高原地区年SPEI的变化趋势

由历年平均SPEI指数年际变化(见图1)可以看出，黄土高原在1901—2017年并无重旱发生，在1965，1997年发生中旱，在1941年发生极端干旱，共有41 a出现轻旱。根据累计距平曲线可知，117 a来，黄土高原年SPEI表现为“上升—下降—上升—下降”的变化趋势。对应阶段为1901—1919，1920—1953，1954—1996，1997—2017，各阶段平均值为0.23,-0.34,0.24,-0.16。由图1可以看出，在1965,1997年SPEI较小，即干旱较为严重。历史上黄河流域曾发生2次连续11 a的干旱期(1632—1642年与1922—1932年)。图1所反映出的部分干旱发生年份与干旱程度与之前研究结论是一致的[25]。

由Mann-Kendall趋势检验法可知在95%的置信水平下，黄土高原干旱指数SPEI的年际变化在1901—2017年无显著变化趋势。对SPEI年际变化进行Pettitt检验发现各点均未达到0.05%的显著性水平，结果表明黄土高原年尺度SPEI在1901—2017年期间无显著突变点。

图1 黄土高原历年平均SPEI指数年际变化(1901-2017年)

2.2 黄土高原年均SPEI变化趋势的空间分布

1981—2010年黄土高原SPEI变化趋势的空间分布如附图12所示(见封3)。通过显著性检验并呈下降趋势，即干旱趋势加重的区域集中在黄土高原腹地，延安市以及中西部的吴忠、银川、榆林的西南部(见封3附图12蓝框区域)，占黄土高原总面积的3.43%(表2)，干旱趋势振荡幅度较大，为12.18%，下降速率变化范围为0.25/10 a～0.57/10 a，其内部平均下降速率为0.43/10 a。

表2 黄土高原SPEI变化趋势统计

1901—2017年黄土高原SPEI变化趋势的空间分布如附图13所示(见封3)。通过显著性检验并呈上升趋势，即干旱趋势减轻的区域分布在黄土高原东部的阳泉、晋中、长治、郑州，以及西部的西宁、海北藏族自治州与海东的部分区域(见封3附图13红框区域)，占黄土高原总面积的1.05%(表2)，空间变异系数为11.00%，以0.03/10 a～0.07/10 a的速率递增，平均上升速率为0.05/10 a。通过显著性检验并呈下降趋势，即干旱趋势加重的区域分布在黄土高原的西北部的乌海、石嘴山、银川、鄂尔多斯、吴忠，中卫小部分区域(见封3附图13蓝框区域)，占黄土高原总面积的4.16%，空间变异系数为11.95%，表明干旱趋势振荡幅度有所上升。其内部SPEI以0.03/10 a～0.07/10 a的速率递减，平均下降速率为0.05/10 a。

2.3 黄土高原干旱频率的空间分布

由1981—2010年不同等级干旱发生频率的空间分布(图2)可知，轻旱发生频率高值区集中在黄土高原的北部与中部。频率变化范围较大，空间变异(标准差)明显(表3)。中旱在黄土高原西部、西南部、东北部与东南部小部分区域频率较高。重旱在中部、西南部与南部发生频率较高。极端干旱分布在南部与西部部分地区，与其他等级干旱发生地区范围相比，分布范围最小，频率变化范围较小，空间变异不明显。

由1901—2017年不同等级干旱发生频率的空间分布可知。轻旱发生频率高值区分布在黄土高原腹地，中东部与东部边缘地区，区域之间下降速率差异较大，空间变异明显。

表3 黄土高原不同等级干旱发生频率统计 %

中旱与重旱发生频率地区分布较分散。极端干旱仅在黄土高原东南、西南部以及东部小部分区域分布频率较高，空间变异较小。由两个时期不同等级干旱发生频率的空间分布图可知，近30 a，黄土高原中部轻旱、重旱发生频率较高。西北部在历史两个时期内重旱发生频率较低，并且未有极端干旱发生。随着干旱程度的不断加重，干旱频率的空间变异程度逐渐降低。

图2 1901-2017年与1981-2010年不同等级干旱发生频率的空间分布

3 讨 论

近年来，一些研究指出黄土高原地区的气温上升，降水下降，气候出现暖干化的趋势[26-27]，干旱程度与干旱频率呈上升趋势[15,17,28-29]。气温的升高说明黄土高原区域气候对全球气候变暖存在一定的响应。然而受地形地貌的影响，已有研究发现降水与气温同时具有明显的区域性特征。在降水与气温的联合作用下，黄土高原地区的干旱特征在区域尺度上可能会发生一定程度变化[5]。通过近30 a的SPEI变化趋势的空间分布分析，本研究明确了干旱趋势显著加剧的区域分布在黄土高原腹地，中西部(见封3附图12)，表明了这些区域是全球气候变化响应的敏感区，这与之前研究的结论相符合[30]。

考虑到大多数气象站是在建国以后才建立起来的，并且存在数据缺失情况，会限制研究的时间范围，因而无法反映长期干旱的变化特征。而气象网格数据不仅满足了干旱长期变化特征研究的数据要求，而且高分辨率的气象网格数据可以反映出地形地貌对气候的影响，能够在区域尺度上获取较为详细的气候变化信息。通过图2可以发现干旱发生频率具有明显的空间变化特征，这与之前研究的结论相一致[10]。并且由于高分辨率网格数据的使用，发现不同等级干旱发生频率的空间变化特征具有一定差异。进一步可发现干旱并不仅仅由降水决定。黄土高原西北部降水较少，但在历史两个时期均未有极端干旱发生，可能是由于该区大部分为草地，降水基本大于蒸散。因而未有极端干旱发生[31]。

尽管高分辨率网格数据可以准确预测区域内的气候变化条件，但干旱并不仅仅由气温与降水决定，其同时还受植被、环流、风速等相关因素的影响[32-34]。并且，已有研究发现1982—2013年黄土高原地区潜在蒸散量与年平均地表蒸散量变化趋势相反[35]。因此今后的研究，应重点关注地表蒸散量与潜在蒸散量的关系，并综合考虑植被、环流、风速等相关因素的共同作用，以便进一步反映出黄土高原地区干旱的真实状况。

4 结 论

(1) 1901—2017年，黄土高原的气候经历了“湿润—干旱—湿润—干旱”的交替过程。SPEI指数的年际变化趋势未达到显著性水平，无显著突变年份。在1901—2017年无重旱发生，在1965，1997年发生中旱，1941年发生极端干旱。共有41 a出现轻旱。

(2) 1981—2010年，干旱呈显著加剧趋势的区域占黄土高原总面积的3.43%，分布在黄土高原腹地与中西部部分地区。1901—2017年，干旱呈显著减轻趋势的区域占黄土高原总面积的1.05%，在黄土高原西部，东部均有小范围分布。干旱呈显著加剧趋势的区域占黄土高原总面积的4.16%，分布在黄土高原西北部部分区域。

(3) 黄土高原不同等级干旱发生频率具有明显的空间变化特征。近30 a，黄土高原中部轻旱、重旱发生频率较高。在历史两个时期，西北部重旱发生频率较低，并且未有极端干旱发生。