師玉鋒， 梁思琦， 彭守璋

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué) 資源環(huán)境學(xué)院， 陜西 楊凌 712100;2.西北農(nóng)林科技大學(xué) 黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室， 陜西 楊凌 712100)

IPCC第五次報告提出自工業(yè)革命以來全球地表溫度持續(xù)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(xiàn)為氣候變暖導(dǎo)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(qū)域出現(xiàn)了不同程度的干旱表現(xiàn)[2]。干旱作為中國最主要的氣象災(zāi)害之一，在1951—2000年，其所引起的受災(zāi)面積占全國總受災(zāi)面積的比例最大，達到了51%[3]，對農(nóng)業(yè)產(chǎn)量造成了很大的損失，同時所產(chǎn)生的沙漠化，使生態(tài)環(huán)境惡化[4]。干旱與氣溫和降水密切相關(guān)，而氣溫和降水具有很強的空間異質(zhì)性[5]，比如它們具有一定的地帶性變化規(guī)律，且受小地理尺度上地形變化的影響。因此，為了在區(qū)域尺度上制定詳細的氣候干旱應(yīng)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(shù)量化氣候干旱，如Palmer干旱指數(shù)、標準化降水指數(shù)(SPI)、標準化降水蒸散指數(shù)(SPEI)[6]。Palmer指數(shù)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(fā)、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(fā)對干旱的影響，提出了標準化降水蒸散指數(shù)SPEI，可較為實際地反映氣候干旱特征；不僅參與計算的數(shù)據(jù)易獲取，而且也繼承了SPI多時間尺度的優(yōu)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(shù)據(jù)大致可劃分為站點數(shù)據(jù)集與網(wǎng)格數(shù)據(jù)集，前者利用氣象站點的觀測數(shù)據(jù)，“以點代面”分析區(qū)域的干旱特征[11-13]。后者采用網(wǎng)格化的氣候時序數(shù)據(jù)，可以反映長時間序列的干旱特征。然而，常見的網(wǎng)格數(shù)據(jù)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(xué)者采用空間降尺度方法對低分辨率的網(wǎng)格數(shù)據(jù)集進行空間降尺度處理，獲得高分辨率的網(wǎng)格氣候數(shù)據(jù)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(shù)據(jù)基礎(chǔ)。

黃土高原是半濕潤氣候區(qū)向半干旱、干旱氣候區(qū)的過渡帶，氣候變化敏感區(qū)。作為中國重要的農(nóng)業(yè)區(qū)之一，水資源短缺引發(fā)的干旱一定程度上會影響該區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)[15]。同時該地區(qū)為了控制土壤侵蝕而采取的植被恢復(fù)活動有可能導(dǎo)致蒸發(fā)量增加從而加劇水資源短缺。在氣候變化以及植被恢復(fù)活動的共同作用下，干旱特征可能變得更為復(fù)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(qū)糧食安全，以及植被恢復(fù)具有十分重要的意義。目前，黃土高原地區(qū)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(shù)據(jù)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(wǎng)格氣候數(shù)據(jù)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(xù)天數(shù)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(guān)系以及干旱的發(fā)生規(guī)律[17]。然而，這些研究往往采用氣象站點數(shù)據(jù)和分辨率較低的網(wǎng)格氣候數(shù)據(jù)，分析氣候干旱的時空變化特征。然而，站點數(shù)據(jù)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(wǎng)格氣候數(shù)據(jù)分辨率比較低，不能準確預(yù)測區(qū)域內(nèi)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(shù)據(jù)，計算黃土高原的SPEI-12，并分析1901—2017年和1981—2010年該區(qū)氣候干旱的趨勢變化和發(fā)生頻率，以期為該區(qū)在制定詳細的氣候干旱應(yīng)對策略時提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)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(qū)包括山西、內(nèi)蒙古、陜西、河南、寧夏、甘肅、青海共7個省(自治區(qū)，見封3附圖11)。該區(qū)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(jié)分配不均。區(qū)域內(nèi)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(guī)律分布，主要的植物有：油松、遼東櫟、刺槐、側(cè)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(qū)東部與南部，由于海拔的影響，其山地植被呈現(xiàn)出明顯的垂直分布[18]。

1.2 數(shù)據(jù)來源

計算SPEI所需的月溫度(均溫、最低溫、最高溫)與降水數(shù)據(jù)從黃土高原科學(xué)數(shù)據(jù)中心(http:∥loess.data.ac.cn)獲得，該數(shù)據(jù)集為降尺度的氣候數(shù)據(jù)集，時間范圍為1901年1月至2017年12月。該數(shù)據(jù)集是以長時間序列低空間分辨率的氣候數(shù)據(jù)集和高空間分辨率的參考數(shù)據(jù)集為基礎(chǔ)，利用Delta空間降尺度方案計算得到，并結(jié)合地面氣象資料進行了驗證，數(shù)據(jù)精度可信[19]。其中，長時間序列低空間分辨率數(shù)據(jù)為東英吉利大學(xué)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(shù)據(jù)集(CRU TS V4.02)[20]，高空間分辨率的參考數(shù)據(jù)集為國家生態(tài)系統(tǒng)觀測研究網(wǎng)絡(luò)提供的1 km多年平均的(1961—2000)各月溫度與降水數(shù)據(jù)(http:∥www.cnern.org.cn)。這些降尺度的溫度與降水數(shù)據(jù)集已被一些研究者所使用，并在植被對氣候變化的動態(tài)響應(yīng)方面取得了不錯的研究成果[21]。因而這些數(shù)據(jù)的質(zhì)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(shù)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(qū)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(shù)值，也就是年尺度的SPEI-12，以此分析該區(qū)長期氣候干旱的時空變化。SPEI具體的計算過程可參閱相關(guān)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(jié)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(yōu)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(tǒng)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(fā)生頻率計算 干旱發(fā)生頻率的計算，分別統(tǒng)計了每個網(wǎng)格在1981—2010年與1901—2017年兩個時間段內(nèi)年尺度的SPEI-12[10]，并根據(jù)SPEI指數(shù)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(nèi)出現(xiàn)的頻率作為其發(fā)生頻率。計算公式為：

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

表1 基于SPEI的干旱等級劃分

2 結(jié)果與分析

2.1 整個黃土高原地區(qū)年SPEI的變化趨勢

由歷年平均SPEI指數(shù)年際變化(見圖1)可以看出，黃土高原在1901—2017年并無重旱發(fā)生，在1965，1997年發(fā)生中旱，在1941年發(fā)生極端干旱，共有41 a出現(xiàn)輕旱。根據(jù)累計距平曲線可知，117 a來，黃土高原年SPEI表現(xiàn)為“上升—下降—上升—下降”的變化趨勢。對應(yīng)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(fā)生2次連續(xù)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(fā)生年份與干旱程度與之前研究結(jié)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(shù)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(fā)現(xiàn)各點均未達到0.05%的顯著性水平，結(jié)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(shù)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(qū)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(qū)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(nèi)部平均下降速率為0.43/10 a。

表2 黃土高原SPEI變化趨勢統(tǒng)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(qū)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(qū)域(見封3附圖13紅框區(qū)域)，占黃土高原總面積的1.05%(表2)，空間變異系數(shù)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(qū)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(wèi)小部分區(qū)域(見封3附圖13藍框區(qū)域)，占黃土高原總面積的4.16%，空間變異系數(shù)為11.95%，表明干旱趨勢振蕩幅度有所上升。其內(nèi)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(fā)生頻率的空間分布(圖2)可知，輕旱發(fā)生頻率高值區(qū)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(qū)域頻率較高。重旱在中部、西南部與南部發(fā)生頻率較高。極端干旱分布在南部與西部部分地區(qū)，與其他等級干旱發(fā)生地區(qū)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(fā)生頻率的空間分布可知。輕旱發(fā)生頻率高值區(qū)分布在黃土高原腹地，中東部與東部邊緣地區(qū)，區(qū)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(fā)生頻率統(tǒng)計 %

中旱與重旱發(fā)生頻率地區(qū)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(qū)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(fā)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(fā)生頻率較高。西北部在歷史兩個時期內(nèi)重旱發(fā)生頻率較低，并且未有極端干旱發(fā)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(fā)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(qū)的氣溫上升，降水下降，氣候出現(xiàn)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(qū)域氣候?qū)θ驓夂蜃兣嬖谝欢ǖ捻憫?yīng)。然而受地形地貌的影響，已有研究發(fā)現(xiàn)降水與氣溫同時具有明顯的區(qū)域性特征。在降水與氣溫的聯(lián)合作用下，黃土高原地區(qū)的干旱特征在區(qū)域尺度上可能會發(fā)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(qū)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(qū)域是全球氣候變化響應(yīng)的敏感區(qū)，這與之前研究的結(jié)論相符合[30]。

考慮到大多數(shù)氣象站是在建國以后才建立起來的，并且存在數(shù)據(jù)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(wǎng)格數(shù)據(jù)不僅滿足了干旱長期變化特征研究的數(shù)據(jù)要求，而且高分辨率的氣象網(wǎng)格數(shù)據(jù)可以反映出地形地貌對氣候的影響，能夠在區(qū)域尺度上獲取較為詳細的氣候變化信息。通過圖2可以發(fā)現(xiàn)干旱發(fā)生頻率具有明顯的空間變化特征，這與之前研究的結(jié)論相一致[10]。并且由于高分辨率網(wǎng)格數(shù)據(jù)的使用，發(fā)現(xiàn)不同等級干旱發(fā)生頻率的空間變化特征具有一定差異。進一步可發(fā)現(xiàn)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(fā)生，可能是由于該區(qū)大部分為草地，降水基本大于蒸散。因而未有極端干旱發(fā)生[31]。

盡管高分辨率網(wǎng)格數(shù)據(jù)可以準確預(yù)測區(qū)域內(nèi)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(huán)流、風速等相關(guān)因素的影響[32-34]。并且，已有研究發(fā)現(xiàn)1982—2013年黃土高原地區(qū)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(yīng)重點關(guān)注地表蒸散量與潛在蒸散量的關(guān)系，并綜合考慮植被、環(huán)流、風速等相關(guān)因素的共同作用，以便進一步反映出黃土高原地區(qū)干旱的真實狀況。

4 結(jié) 論

(1) 1901—2017年，黃土高原的氣候經(jīng)歷了“濕潤—干旱—濕潤—干旱”的交替過程。SPEI指數(shù)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(fā)生，在1965，1997年發(fā)生中旱，1941年發(fā)生極端干旱。共有41 a出現(xiàn)輕旱。

(2) 1981—2010年，干旱呈顯著加劇趨勢的區(qū)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(qū)。1901—2017年，干旱呈顯著減輕趨勢的區(qū)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(qū)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(qū)域。

(3) 黃土高原不同等級干旱發(fā)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(fā)生頻率較高。在歷史兩個時期，西北部重旱發(fā)生頻率較低，并且未有極端干旱發(fā)生。