孫 偉,劉志紅,盧曉寧,張 娟,葉幫蘋

(1.成都信息工程大學,成都 610225; 2.四川省氣象臺,成都 610072)

全球氣候變化近年來在當今世界已成為社會公眾最為關注的問題之一，而全球氣候系統(tǒng)以變暖為主要特征進行顯著變化。據統(tǒng)計，1880—2012 年全球地表平均溫度已上升0.85 ℃。若是這種溫室效應繼續(xù)增強，那么全球平均氣溫還將持續(xù)上升，全球變暖趨勢在近30 a里明顯加快，每10 a地表溫度的增暖幅度高于1850年以來的任何時期，21 世紀的第一個10 a是最暖的10 年，這種全球變暖趨勢無疑將對整個社會以及全球生態(tài)系統(tǒng)帶來巨大的影響，包括：氣候系統(tǒng)各圈層發(fā)生改變，如冰雪覆蓋面積減少，海平面上升、生物多樣性改變、大氣中CO2濃度的增加以及極端氣候事件發(fā)生的頻率和強度增加。降水是描述某個區(qū)域、某個國家乃至全球氣候系統(tǒng)變化的關鍵指標，是全球水循環(huán)中的重要因子，北半球中緯度陸地自19世紀以來強降水的頻率在不斷增加，降水量也持續(xù)增加的情況在越來越多的地區(qū)出現(xiàn)[1-6]。王紹武等[7]指出：西南一些地區(qū)降水量趨于減少，四川盆地東部和北緣山地降水量明顯增多，盆地其他大部地區(qū)和高山高原地帶(甘孜)高原降水量以減少趨勢為主。王小玲等[8]指出：我國年降水量、年降水頻率及平均降水強度均存在較為明顯的區(qū)域變化特點。周長艷等[9]認為指出：四川盆地部分地區(qū)大氣降水明顯減少，導致水資源緊張。趙璇等[10]指出：四川盆地夏季降水有從西多東少向西少東多轉變的趨勢。胡琦等[11]指出：西北的陜西和甘肅地區(qū)以及西南的四川盆地年降水量呈顯著減少的趨勢。

四川省位于我國西南部，其地理坐標介于東經97°21′—108°31′和北緯26°03′—34°19′，地跨青藏高原、橫斷山脈、云貴高原、秦巴山地、四川盆地幾大地貌單元，地勢西高東低，由西北向東南傾斜，地形復雜多樣，以龍門山—大涼山一線為界，東部為四川盆地及盆緣山地，西部為高山高原地帶(甘孜)，其中雅安位于青藏高原東側陡峭位置，且是高原與盆地過渡地區(qū)，因此使得高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)成為一個特殊的存在，即我國內陸地區(qū)的一個降水中心[12-15]。在跨世紀尺度的增暖背景下，降水數(shù)十年時間尺度的豐、枯特征和降水量增加、減少的變化趨勢對某地區(qū)河流流量,湖泊和水庫水量有著決定性作用,而這些因素直接或間接影響到工農業(yè)的供水狀況，工農業(yè)的生產發(fā)展，同時四川省部分區(qū)域處于地震斷裂帶上，而地震泥石流絕大多數(shù)由強降雨天氣激發(fā)，且強降雨天氣會引發(fā)嚴重澇災，造成蔬菜大棚倒塌，農田積水排除不暢，對秋菜播種和越夏蔬菜的生長影響嚴重，導致蔬菜產量和品質的大幅下降，這些都直接嚴重影響受災區(qū)的農業(yè)生產和社會發(fā)展[16-20]。由于地貌單元的不同，從而形成不同的氣候類型，同時地貌單元的差異會對氣候產生一定的影響，因此研究四川省不同地貌單元的夏季降水變化對該地區(qū)不同地貌單元的農業(yè)生產、經濟建設和社會發(fā)展具有十分重大而深遠的意義。

以往關于盆地降水特征的研究較多，大都為單獨討論其年際或年代際變化特征及其可能成因方面，而對四川省不同地貌單元下的夏季降水變化特征的分析相對較少，且研究年限多以19世紀60年代開始。本文在以往的研究基礎上利用四川省1951—2016 年近66 a的夏季(6—8月)總降水資料，首先以10 a為一個年代，分析四川省夏季年代平均降水空間分布，其次用1951—2016年夏季降水資料做平均，分析四川省夏季多年平均降水空間分布，然后分析四川省不同地貌單元(高山高原地帶(甘孜)、山地向盆地過渡地帶(廣元)、中低山丘地帶(宜賓)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)及高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安))夏季降水的趨勢性和周期性特征，并從不同的時間尺度入手，對四川省不同地貌單元夏季總降水的趨勢性和周期性的時間變化特征進行更為詳細的研究，以期為四川省不同地貌單元的氣候變化特征提供研究依據。

1 資料與研究方法

1.1 數(shù)據源及預處理

本文選用中國氣象資源共享平臺國家站點的四川省1951—2016年夏季降水資料，從不同地貌單元出發(fā)，計算出夏季(6—8月)總降水量，研究四川省各地貌單元的降水變化。

1.2 分析方法

線性回歸方法[21-23]能夠較全面的反映長時間降水序列的變化趨勢，依據線性回歸系數(shù)b和相關性r來判定降水量的變化趨勢。其計算公式為：

y=a+bx

(1)

式中：y為氣候系列數(shù)據；x為時間序列；b為線性傾向率。

小波分析法[24-27]是一種能夠在長時間多尺度降水序列數(shù)據中使用的方法，它能夠反映小波的周期變化，也能夠更好的得到周期變化出現(xiàn)的具體時間年份，其表達式如下：

(2)

式中：WTf(a,b)是小波變換系數(shù)；a為伸縮因子；b為平移因子。

小波方差檢驗[28]是將時間域上的不同尺度a的所有小波系數(shù)的平方進行積分可以確定一定時間尺度中對降水序列的演變起主要作用的周期，其表達式如下：

WTp(a)=Wf(a,b)2

(3)

2 四川省夏季降水空間分布特征分析

研究區(qū)夏季總體多年平均降水量為616.2 mm，50，60，70，80，90，00年代夏季平均降水量分別為673.70，608.75，588.05，662.14，580.33，582.92 mm，呈減—增—減變化。降水空間分布不均，整體上降水的空間分布以雅安地區(qū)為最大降水中心向研究區(qū)四周遞減，50，80，00年代降水空間分布均為研究區(qū)東南地區(qū)降水多于川西高原地區(qū)，研究區(qū)東北大多數(shù)地區(qū)在60，70，90年代夏季年代平均降水量較50，80，00年代夏季年代平均降水有所減少。四川省川西北高原地勢由西向東傾斜，屬于青藏高原東南緣和橫斷山脈的一部分，地面海拔4 000～4 500 m，地勢較高，并受亞熱帶高原季風強弱的變化影響，盆地西北高東南低，導致攜帶大量水氣的東南季風在川西地區(qū)的貢嘎雪山遇到阻擋，造成雅安地區(qū)大量降水；川南地區(qū)氣候溫暖濕潤，盆地內部蒸發(fā)的水汽無法散出，繼續(xù)聚集在盆地內部形成大量降水。夏季平均降水量在1 000～1 250 mm的區(qū)域均分布在雅安地區(qū)，750～1 000 mm的區(qū)域主要分布在川南盆地周圍，500～750 mm的區(qū)域主要分布在川東地區(qū)，100～500 mm 的區(qū)域主要分布在川西高原地區(qū)，多年平均降水量等值線走向基本上與地形高低相對，主要受氣候、水汽來源和地形綜合影響，基本上處于地形越高，降水越少。

3 四川省不同地貌單元夏季降水的多時間尺度特征

3.1 小波變換系數(shù)實部及多時間尺度特性分析

小波分析中，小波系數(shù)實部包含著給定時間和尺度下，相對于其他時間和尺度，信號的強度與位相兩方面信息。由于研究期間是以夏季總降水為基準面，則小波變換系數(shù)實部在平面等值線上的正或負的量值，反映該年夏季降水量在時間尺度上的豐、枯特性變化。小波系數(shù)為正值時表示降水量偏多為豐水期；為負值時表示降水量偏少為枯水期[29-30]。由小波系數(shù)變換實部圖(附圖9)得知，四川省不同地貌單元(盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、中低山丘地帶(宜賓)、高山高原地帶(甘孜)、山地向盆地過渡地帶(廣元)及高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安))夏季總降水序列都存在明顯的年代際和年際尺度的周期性變化。

在2～13 a尺度上，四川省在不同地貌單元下有3個地貌單元在不同時間年份內存在較明顯的尺度周期變化，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)和山地向盆地過渡地帶(廣元)夏季總降水都是在1951—1988年內表現(xiàn)出以3 a為變化基準的枯、豐交替規(guī)律，而高山高原地帶(甘孜)夏季總降水從1984—2002年變化表現(xiàn)出以1 a為基準進行豐、枯交替的規(guī)律變化。

在10～27 a尺度上，中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)同時表現(xiàn)出以7 a為基準的枯、豐交替變化規(guī)律，而這種變化規(guī)律分別存在于1984—2016年和1951—2001年；在這一尺度上高山高原地帶(甘孜)和山地向盆地過渡地帶(廣元)夏季總降水均表現(xiàn)出以不同時間年份間斷變化的特性，但是兩個地貌單元在該尺度上的周期變化均以19世紀50年代開始，其中高山高原地帶(甘孜)從1959—2016年表現(xiàn)出明顯的突變特征，具體體現(xiàn)為：1959—1969年為豐水期，1969—1978年為枯水期，1978—1987年進入豐水期，1987—1995年為枯水期，1995—2005年為豐水期，2005—2012年為枯水期，2012年以后進入豐水期，而山地向盆地過渡地帶(廣元)夏季總降水則是從1951—1976年內表現(xiàn)出明顯的突變特征，具體體現(xiàn)為：1951—1956年為枯水期，1956—1966年為豐水期，1966—1976年進入枯水期，從中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該周期的兩個不同時間尺度降水豐、枯變化中，可以發(fā)現(xiàn)兩個地貌單元在19世紀五50年代開始一起進入豐水期，到19世紀60年代又一同進入枯水期，兩個地貌單元在該枯水期結束時間上前后只相差一年，這是兩個地貌單元降水豐、枯變化在該周期不同時間尺度范圍上存在的相似性。

在20～47 a尺度上，高山高原地帶(甘孜)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、山地向盆地過渡地帶(廣元)和中低山丘地帶(宜賓)夏季總降水變化周期都表現(xiàn)出全域性特征，而高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該尺度上并不具有全域性，只在1965—2016年表現(xiàn)出周期變化突變特征，其中高山高原地帶(甘孜)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)和山地向盆地過渡地帶(廣元)在研究期內都是以豐水期開始，以豐水期結束，其具體表現(xiàn)為：1951—1961年為豐水期，1961—1975年為枯水期，1975—1991年進入豐水期，1991—2008年為枯水期，2008年后進入豐水期；而中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)則是以枯水期開始，以豐水期結束，這兩個地貌單元在該尺度周期變化范圍分別具體表現(xiàn)為：中低山丘地帶(宜賓)1951—1956年為枯水期，1956—1970年為豐水期，1970—1982年進入枯水期，1982—1993年為豐水期，1993—2008年進入枯水期，2008年以后進入豐水期，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)1965—1980年為枯水期，1980—1995年為豐水期，1995—2008年進入枯水期，2008年以后進入豐水期，綜合中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該尺度的降水豐、枯變化，雖然中低山丘地帶(宜賓)在該周期上具有全域性特征，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該周期上只存在一個52 a的時間尺度，但依然可以發(fā)現(xiàn)兩個地貌單元在降水變化方面的共性，兩個地區(qū)在19世紀80年代開始一起進入豐水期，到19世紀90年代中期時又共同進入枯水期，兩個地貌單元同時在2008年進入豐水期。

通過以上分析得出：四川省5個地貌單元在近66 a的夏季總降水長時間序列變化中存在3個尺度周期，分別是2～13 a尺度、10～27 a尺度和20～47 a尺度；5個地貌單元在20～47 a尺度周期變化的規(guī)律中都是從2008年開始進入豐水期，且在該尺度周期上，5個研究區(qū)2016年后依然處于豐水期狀態(tài)。

3.2 小波變換系數(shù)模平方及多時間尺度特性分析

模平方的等值線圖在小波分析中就是其能量強弱圖(附圖10)，從能量圖可以得出四川省不同地貌單元66 a夏季總降水在時間域的波動能量強弱變化特性，從而得出研究區(qū)時間域上能量聚集的波動變化。

在2～13 a能量聚集尺度范圍內，山地向盆地過渡地帶(廣元)的振蕩范圍主要在1951—1988年的時域范圍內，山地向盆地過渡地帶(廣元)周期震蕩尺度中心在5 a且小波變換系數(shù)模值的平方在該時間尺度上的最高值為1.94，所以山地向盆地過渡地帶(廣元)在該時域范圍和尺度范圍內能量聚集最強，震蕩最明顯，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)振蕩的時域范圍與山地向盆地過渡地帶(廣元)相同，但盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)周期震蕩尺度中心在9 a，高山高原地帶(甘孜)的震蕩范圍主要集中在1984—2002年，尺度中心在3 a。在該尺度范圍內，3個區(qū)域振蕩涉及的時域范圍都較窄且能量振蕩都不具有全域性，山地向盆地過渡地帶(廣元)比盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)和高山高原地帶(甘孜)能量聚集的強，震蕩表現(xiàn)的也最明顯。

在10～27 a能量聚集尺度范圍內，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)的尺度中心和震蕩范圍分別為16 a和1951—2001年，且高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值為0.76，與2～13 a能量聚集尺度范圍內的山地向盆地過渡地帶(廣元)相比，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在10～27 a能量聚集尺度范圍內的能量強弱表現(xiàn)較遜色，中低山丘地帶(宜賓)的尺度中心和震蕩范圍分別為14 a和1984—2016年，同時高山高原地帶(甘孜)和山地向盆地過渡地帶(廣元)的振蕩范圍分別主要在1959—2016，1951—1976年的時域范圍內，尺度中心分別在18 a和21 a。在該尺度范圍內，4個地貌單元的能量振蕩都不具有全域性，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)的能量聚集比其他區(qū)域強，震蕩情況比其他區(qū)域明顯。

在20～47 a能量聚集尺度范圍內，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)的尺度中心為35 a，小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值為2.50，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該能量聚集尺度范圍內沒有表現(xiàn)出全域性特征，振蕩范圍主要在1965—2016年的時域范圍內，尺度中心在27 a，小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值為2.21，山地向盆地過渡地帶(廣元)和高山高原地帶(甘孜)的尺度中心都為33 a，小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值分別為1.86，1.32，中低山丘地帶(宜賓)尺度中心與盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)相比前后相差10 a，其尺度中心為25 a，而小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值為1.15，中低山丘地帶(宜賓)在這該時間尺度上小波變換系數(shù)模值的平方的最高值與盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)相比前后相差超過一倍。在該尺度范圍內，高山高原地帶(甘孜)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、山地向盆地過渡地帶(廣元)地區(qū)和中低山丘地帶(宜賓)夏季總降水能量振蕩變化都表現(xiàn)出全域性特征，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)地區(qū)在該能量聚集尺度內振蕩范圍主要在1965—2016年，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)的能量聚集在該尺度范圍最強，震蕩情況最明顯，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)次之，山地向盆地過渡地帶(廣元)地區(qū)，高山高原地帶(甘孜)高原，中低山丘地帶(宜賓)隨后。

該分析與上述小波變換系數(shù)實部結果中尺度周期發(fā)生的時間范圍相一致，且5個地貌單元夏季總降水在不同時間尺度下周期信號的強弱以及在時間序列中的分布特征都具有較強的局部性，造成這種結果的原因可能是由于氣溫、蒸發(fā)、土壤、植被和人類活動等降水演變影響因子的耦合作用在不同階段信號的強弱不同所致。

3.3 小波方差檢驗

利用小波方差的定義，得到5個地貌單元66 a夏季總降水距平序列的小波方差。高山高原地帶(甘孜)高原、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)地區(qū)和山地向盆地過渡地帶(廣元)在2～13 a尺度變化周期上出現(xiàn)較小峰谷。中低山丘地帶(宜賓)地區(qū)、高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)地區(qū)、高山高原地帶(甘孜)高原和山地向盆地過渡地帶(廣元)在10～27 a尺度變化周期上與2～13 a尺度一樣出現(xiàn)較小峰谷。在20～47 a尺度變化周期上，高山高原地帶(甘孜)高原、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)地區(qū)、山地向盆地過渡地帶(廣元)地區(qū)、中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)出現(xiàn)較高的峰谷，該峰谷均高于2～13 a和10～27 a尺度所對應的兩個較小峰谷。

該結果與上面小波變換系數(shù)實部分析以及小波變換系數(shù)模平方分析得出的結論一致，除高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)外，其余4個地貌單元66 a夏季總降水在時間域上都存在20～47 a大尺度高峰谷的主要周期，且該大尺度高峰谷主周期存在隨時間推移其尺度增大的趨勢，而高山高原地帶(甘孜)高原、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)地區(qū)和山地向盆地過渡地帶(廣元)降水周期還存在較小尺度2～13 a的次要周期，同時中低山丘地帶(宜賓)地區(qū)、高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)地區(qū)、高山高原地帶(甘孜)高原和山地向盆地過渡地帶(廣元)降水周期同樣存在一個較小尺度10～27 a的次要周期，它們的變化影響著夏季5個研究區(qū)在較短時間序列降水量豐枯交替變化的規(guī)律。

4 四川省不同地貌單元夏季降水的線性趨勢特征

四川省不同地貌單元(盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、中低山丘地帶(宜賓)、高山高原地帶(甘孜)、山地向盆地過渡地帶(廣元)及高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安))夏季總降水變化趨勢采用線性回歸方程進行分析，高山高原地帶(甘孜)和中低山丘地帶(宜賓)降水變化幅度較明顯，分別處于快速上升與急速下降趨勢，夏季平均降水量分別在1985年和1954年達到全時間序列最大值463.4 mm與1 052.8 mm，并且在1972年和2004年達到全時間序列最小值203.7 mm與230.3 mm；山地向盆地過渡地帶(廣元)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)分別處于緩慢、快速下降趨勢，而這兩個地貌單元降水變化幅度沒有高山高原地帶(甘孜)和中低山丘地帶(宜賓)降水變化幅度明顯。

兩個地貌單元的夏季平均降水量分別在1981年和1966年達到全時間序列最大值1 162.8 mm與1 636.6 mm，并且在1967年和1982年達到全時間序列最小值524.0 mm與563.0 mm，同時盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)處于緩慢上升趨勢，夏季平均降水量在1952年達到全時間序列最大值812.0 mm，在2006年達到全時間序列最小值119.5 mm。

通過以上分析得出，高山高原地帶(甘孜)和中低山丘地帶(宜賓)夏季總降水變化分別處于快速上升與急速下降趨勢，山地向盆地過渡地帶(廣元)、高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)夏季總降水變化分別處于緩慢、快速下降趨勢，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)夏季總降水變化處于緩慢上升趨勢。

5 結 論

(1) 從夏季年代平均降水空間分布上看，降水空間分布不均；夏季多年平均降水量等值線走向基本上與地形高低相對，主要受氣候、水汽來源和地形綜合影響，基本上處于地形越高，降水越少。

(2) 高山高原地帶(甘孜)和中低山丘地帶(宜賓)夏季總降水變化分別處于快速上升與急速下降趨勢，山地向盆地過渡地帶(廣元)、高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)夏季總降水變化分別處于緩慢、快速下降趨勢，盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)夏季總降水變化處于緩慢上升趨勢。

(3) 四川省不同地貌單元(盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、中低山丘地帶(宜賓)、高山高原地帶(甘孜)、山地向盆地過渡地帶(廣元)及高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安))在近66 a的夏季總降水長時間序列變化中存在3個尺度周期，主要周期為20～47 a尺度，次要周期為2～13 a和10～27 a尺度。在2～13 a能量聚集尺度1951—1988年的時域范圍內，山地向盆地過渡地帶(廣元)周期震蕩尺度中心在5 a，與其他地貌單元相比，該地貌單元小波變換系數(shù)模值的平方在該時間尺度上的最高值為1.94；在10～27 a能量聚集尺度1951—2001年的時域范圍內，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)的尺度中心為16 a，與其他地貌單元相比，該地區(qū)小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值為0.76；在20～47 a能量聚集尺度范圍內，高山高原地帶(甘孜)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、山地向盆地過渡地帶(廣元)和中低山丘地帶(宜賓)夏季總降水能量振蕩變化都表現(xiàn)出全域性特征，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)在該能量聚集尺度內振蕩范圍主要在1965—2016年。高山高原地帶(甘孜)、盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)、山地向盆地過渡地帶(廣元)、中低山丘地帶(宜賓)和高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)小波變換系數(shù)模值的平方在這該時間尺度上的最高值分別為1.32，2.50，1.86，1.15，2.21；盆地中部丘陵低山地帶(遂寧)的能量聚集在該尺度范圍最強，震蕩情況最明顯，高原向盆地邊緣過渡地帶(雅安)次之，山地向盆地過渡地帶(廣元)，高山高原地帶(甘孜)，中低山丘地帶(宜賓)隨后。

(4) 四川省5個地貌單元的夏季總降水在20～47 a尺度周期變化的規(guī)律中整體自2008年開始進入豐水期，且在該尺度周期上四川省5個地貌單元的夏季總降水于2016年后仍處于豐水期狀態(tài)。

致謝:感謝中國氣象資源共享平臺提供的四川省1951—2016年的夏季總降水資料。