安 彬， 肖薇薇， 朱 妮， 劉宇峰

（1.安康學院旅游與資源環(huán)境學院/陜西省院士專家工作站，陜西 安康 725000；2.安康市漢江水資源保護與利用工程技術(shù)研究中心，陜西 安康 725000；3.咸陽師范學院資源環(huán)境與歷史文化學院，陜西 咸陽 712000）

IPCC 歷次評估報告均代表當時人類對氣候變化的最新認知水平，是國際社會應(yīng)對氣候變化行動的主要科學依據(jù)［1］。2021 年8 月9 日，IPCC 第六次評估報告第一工作組報告發(fā)布并指出：相較工業(yè)化前水平（1850—1900年），2010—2019年人類活動引起的全球平均表面溫度約升高了1.07 ℃［2］。更多證據(jù)毋庸置疑地表明受人類活動影響已經(jīng)使得全球大氣、海洋和陸地變暖加劇，直接導(dǎo)致極端高溫、持續(xù)性極端降水和極端干旱等典型極端氣候事件發(fā)生的頻率和強度急劇增加［3-5］，全球水資源可能呈現(xiàn)“干更干、濕更濕”的變化范式［6］，對經(jīng)濟社會可持續(xù)發(fā)展帶來嚴峻挑戰(zhàn)［3,7］。2021年7月18日08:00—22日08:00（北京時間），受黃淮低渦外圍東風急流影響，鄭州出現(xiàn)了歷史罕見的極端暴雨天氣，累積降水量為817.3 mm，24 h（20 日04:00—21 日04:00）降水量最大值為645.6 mm，降水的過度集中造成嚴重山體滑坡、泥石流、城市內(nèi)澇及人員傷亡［8］。因此，在全球氣候變化背景下，分析降水集中特性時空規(guī)律及成因等十分重要［9-10］。降水集中特性是降水量、降水持續(xù)時間和降水過程的綜合反映［11］。目前，學界通常采用Zhang 等［12-13］定義的降水集中度（Precipitation Concentration Degree,PCD）和降水集中期（Precipitation Concentration Period,PCP）、Martin［14］基于日尺度降水數(shù)據(jù)定義的降水集中度指數(shù)（Concentration Index,CI）、Oliver［15］和Michiels等［16］基于月尺度降水數(shù)據(jù)定義的降水集中指數(shù)（Precipitation Concentration Index,PCI）、王睆等［17］定義的降水集中程度（Q）等來分析降水集中特性。其中，PCD和PCP可同時量化降水的集中程度和集中時段［12-13］，該方法在相關(guān)研究中被廣泛應(yīng)用［10,18-20］。

黃土高原是世界上最大的黃土堆積區(qū)，造成該地區(qū)生態(tài)環(huán)境高度脆弱、水土流失嚴重，與其特殊的土壤結(jié)構(gòu)、生態(tài)環(huán)境、降水集中且暴雨多等因素有關(guān)［21］。我國學者對黃土高原降水時空變化特征［22-23］、極端降水［24］、不同等級降水日數(shù)和強度［25］等方面做了較多研究，但對該地區(qū)年內(nèi)降水分配特征的報道相對較少。劉憲鋒等［26］利用1959—2008 年逐日降水資料研究了黃土高原的降水集中度和集中期時空變化及其趨勢特征。自1999 年開始實施退耕還林（草）工程以來，黃土高原地表植被覆蓋狀況明顯改善，且降水量增加［27］，有效緩解了區(qū)域內(nèi)的土壤侵蝕，但對黃土高原地區(qū)的降水集中度和集中期有何影響？鑒于此，本文利用1960—2019年逐日降水資料測算黃土高原地區(qū)PCD和PCP，并結(jié)合趨勢分析、空間插值、相關(guān)分析等方法分析該地區(qū)降水不均勻時空變化特征，為全面正確認識黃土高原地區(qū)年內(nèi)降水變化規(guī)律，合理利用水資源等提供科學依據(jù)。

1 資料與方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

1960—2019 年黃土高原地區(qū)逐日降水數(shù)據(jù)來源于中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)（http://data.cma.cn/），依據(jù)氣象站點年內(nèi)缺失數(shù)據(jù)低于2%、觀測時間最長、無搬遷等原則，最終確定了55個代表性氣象站點（圖1）。所有站點降水數(shù)據(jù)采用RHtest 方法進行質(zhì)量檢查［28］。參考相關(guān)研究成果，將黃土高原劃分為4 個生態(tài)分區(qū)：高塬溝壑區(qū)（A）、丘陵溝壑區(qū)（B）、沙地農(nóng)灌區(qū)（C）和土石河谷區(qū)（D），其數(shù)據(jù)來源于國家地球系統(tǒng)科學數(shù)據(jù)中心—黃土高原分中心（http://loess.geodata.cn）。

圖1 黃土高原生態(tài)分區(qū)及氣象站分布Fig.1 Ecological division and distribution of meteorological stations on the Loess Plateau

1.2 研究方法

降水集中度（PCD）和降水集中期（PCP）的計算原理參照文獻［12-13］，把各站年內(nèi)逐日降水量的數(shù)值看作向量的長度，而對應(yīng)的日期則作為向量的方向，以此表征區(qū)域單站降水量年內(nèi)非均勻分配特征，其計算公式為：

式中：j為年內(nèi)逐日對應(yīng)的日序數(shù)（j=1,2,3,…,365或366）；i為年份（i=1960, 1961, 1962, …, 2019）；rij表示日降水量（mm）；Ri表示第i年降水總量（mm）；θj為年內(nèi)逐日對應(yīng)的方位角。

根據(jù)公式（1）和（2）可知，PCD反映了年降水量在年內(nèi)的集中程度，取值介于0～1之間；當PCD趨近于0時，表明年降水量分布越均勻，即降水在年內(nèi)每天接近于平均分配；當PCD趨近于1時，則表明年降水量越集中于年內(nèi)某一日，即該日降水量為年內(nèi)最大的一天。PCP反映年最大降水量出現(xiàn)的時間，可將其轉(zhuǎn)換為年內(nèi)的日序數(shù)［12-13］。

黃土高原各站年降水量、PCD和PCP的長期趨勢采用線性擬合計算［29］，其顯著性采用F檢驗，分為極顯著（P＜0.01）、顯著（P＜0.05）、不顯著（P＞0.05）；空間插值利用ArcGIS軟件反距離權(quán)重插值法完成［30］，PCD、PCP與降水量的Pearson 相關(guān)系數(shù)則在SPSS 26 完成計算，其顯著性分為極顯著（α＜0.01）、顯著（α＜0.05）、不顯著（α＞0.05）。

將1960—2019 年、1999 年前（1960—1999 年）和1999年后（2000—2019年）分別記為T時段、T1時段和T2時段，計算各個時段的降水量、PCD和PCP的平均值及趨勢，進而對比分析黃土高原退耕還林（草）工程前后變化差異特征。

2 結(jié)果與分析

2.1 黃土高原基本氣候環(huán)境特征

由表1 可知，1960—2019 年黃土高原平均降水量為422.76 mm，以-0.148 mm·a-1的速率呈減少趨勢，略低于降水格點數(shù)據(jù)計算得出的減少幅度（1961—2017 年）［23］；全區(qū)年代際降水呈“V”型曲線變化，在1990s 發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折。因地理位置及水汽來源不同，黃土高原各生態(tài)區(qū)降水變化特征各異。從年均降水量來看，近60 a各生態(tài)區(qū)降水量由高到低為：土石河谷區(qū)、丘陵溝壑區(qū)、高塬溝壑區(qū)和沙地農(nóng)灌區(qū)，分別為529.46 mm、456.86 mm、417.84 mm和302.93 mm。從變化趨勢來看，除土石河谷區(qū)年均降水量呈減少趨勢外，其余生態(tài)區(qū)降水均表現(xiàn)為增加趨勢，其中以丘陵溝壑區(qū)增加最為明顯（0.186 mm·a-1）。黃土高原各生態(tài)區(qū)降水年代際均表現(xiàn)出“先下降后上升”的變化特征，其中高塬溝壑區(qū)和沙地農(nóng)灌區(qū)的降水年代際最低值出現(xiàn)在1980s，丘陵溝壑區(qū)和土石河谷區(qū)則出現(xiàn)在1990s；除土石河谷區(qū)年代際最高值出現(xiàn)在1960s外，其余3區(qū)均出現(xiàn)在2010s。2000—2019 年相比1960—1999 年，除黃土高原土石河谷區(qū)外，黃土高原全區(qū)、高塬溝壑區(qū)、丘陵溝壑區(qū)及沙地農(nóng)灌區(qū)的年均降水量均有所增加，表明植被建設(shè)對黃土高原年降水量的增加具有積極作用［27］。其中，丘陵溝壑區(qū)的年均降水增加最為明顯，達21.67 mm。1960—1999年黃土高原全區(qū)及各生態(tài)區(qū)降水量均表現(xiàn)出下降趨勢，而2000—2019年期間降水量則全部轉(zhuǎn)為增加趨勢。

表1 退耕還林（草）前后黃土高原降水量變化Tab.1 Changes of precipitation on the Loess Plateau before and after returning farmland to forest

整體上，黃土高原地區(qū)年均降水量空間上表現(xiàn)出自東南向西北遞減規(guī)律（圖2a）。具體來看，黃土高原土石河谷區(qū)中南部汾渭平原、高塬溝壑區(qū)東南部以及丘陵溝壑區(qū)偏南地區(qū)的降水量均高于500 mm，呼和浩特至同仁一線東南地區(qū)的降水量在400～500 mm 之間，300～400 mm 降水集中分布在高塬溝壑區(qū)西北至沙地農(nóng)灌區(qū)中東部的狹長地帶，沙地農(nóng)灌區(qū)中西部、高塬溝壑區(qū)中部偏北地區(qū)的降水量大概在200～300 mm 之間，惠農(nóng)、銀川等極少部分年均降水量低于200 mm。從黃土高原降水量變異系數(shù)的空間分布上來看，整體上表現(xiàn)出南低北高特征，接近緯向地帶性分布規(guī)律（圖2b）。其中，高塬溝壑區(qū)西部南北兩側(cè)的降水量變異系數(shù)最低，說明其降水變化最為穩(wěn)定；沙地農(nóng)灌區(qū)偏西北地區(qū)降水量變化最不穩(wěn)定，其變異系數(shù)在0.32以上。綜合來看，1960—2019 年黃土高原南部降水多且穩(wěn)定，而西北地區(qū)降水少且不穩(wěn)定。

圖2 黃土高原1960—2019年降水量（a）及其變異系數(shù)（b）、退耕還林（草）前后降水量（c）及其變化趨勢（d）空間分布Fig.2 Spatial distribution of precipitation(a)and its variation coefficient(b)during 1960-2019,precipitation(c)and its variation trend(d)on the Loess Plateau before and after the project of returning farmland to forest(grassland)

2000—2019年相比1960—1999年，黃土高原降水量自東向西呈“偏少-偏多”相間分布規(guī)律（圖2c）。其中丘陵溝壑區(qū)橫山、離石及高塬溝壑區(qū)西寧等年均降水量增加最多；土石河谷區(qū)中部和東南部年均降水量減少最多，與該區(qū)處于亞洲季風與中緯度西風相互角力之地有關(guān)［31］。退耕還林（草）后，黃土高原降水量變化趨勢一致偏多，其偏多程度自東南向西北呈“低-高-低”相間分布規(guī)律（圖2d）。丘陵溝壑區(qū)內(nèi)橫山至綏德一帶降水變化趨勢偏多程度最高，達到12 mm·a-1以上；此外，黃土高原高塬溝壑區(qū)中南部形成了降水變化趨勢次級偏多中心，其偏多程度介于8～12 mm·a-1。

2.2 黃土高原PCD和PCP時空特征

2.2.1PCD和PCP的時間變化 1960—2019 年黃土高原地區(qū)年均PCD大致在0.401～0.761之間波動，多年平均值為0.595，明顯高于全國（1951—2012年）平均水平（0.15～0.25）［10］，說明黃土高原年內(nèi)降水分配較為集中（圖3a），其年際變化呈倒“V”型曲線，并在1980s發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折?？傮w上，近60 a黃土高原PCD以0.0014·（10a）-1的幅度呈不顯著下降趨勢（P＞0.05），與全國的趨勢變化一致［10］，說明黃土高原年內(nèi)降水集中程度逐漸減弱，年內(nèi)日降水分布趨于均勻，但其變化幅度有限。從各生態(tài)區(qū)看（表2），1960—2019 年P(guān)CD由高到低排序為：沙地農(nóng)灌區(qū)、丘陵溝壑區(qū)、高塬溝壑區(qū)和土石河谷區(qū)，分別為0.652、0.631、0.606 和0.563。此外，高塬溝壑區(qū)、丘陵溝壑區(qū)和沙地農(nóng)灌區(qū)PCD的年際變化特征同黃土高原全區(qū)一致，均呈倒“V”型曲線變化，但發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折的年代略有差異；土石河谷區(qū)PCD的年際變化特征呈倒“S”型曲線。各生態(tài)區(qū)PCD均呈下降趨勢，丘陵溝壑區(qū)降幅最大［0.0053·（10a）-1］，其次是沙地農(nóng)灌區(qū)［0.0031·（10a）-1］、土石河谷區(qū)［0.0015·（10a）-1］，高塬溝壑區(qū)最?。?.0001·（10a）-1］。1999年之前黃土高原年均PCD為0.599，其波動程度較??；而1999 年之后則變?yōu)?.588，但其波動較大，表明黃土高原退耕還林后（草）PCD有所減弱。PCD由退耕還林（草）前的上升趨勢［0.0056·（10a）-1］轉(zhuǎn)為退耕還林（草）后的下降趨勢［-0.0144·（10a）-1］，且變化趨勢均未通過0.05 顯著性水平檢驗。實施退耕還林（草）之后與之前相比，除土石河谷區(qū)PCD皆呈下降趨勢外，其余3 個區(qū)則均與黃土高原全區(qū)變化特征一致，趨勢降幅由高到低排序為：沙地農(nóng)灌區(qū)［0.0366·（10a）-1］＞高塬溝壑區(qū)［0.0291·（10a）-1］＞土 石河 谷 區(qū)［0.0155·（10a）-1］＞丘 陵溝 壑 區(qū)［0.0031·（10a）-1］。

圖3 1960—2019年黃土高原降水集中度（a）和集中期（b）時間變化Fig.3 Temporal variation of PCD(a)and PCP(b)on the Loess Plateau during 1960-2019

表2 退耕還林（草）前后黃土高原降水集中度變化Tab.2 Changes of PCD on the Loess Plateau before and after returning farmland to forest(grassland)

近60 a 來，黃土高原多年P(guān)CP為207.22 d，在194（7 月12 日）～216 d（8 月3 日）之間波動變化，說明黃土高原年內(nèi)日最大降水量集中出現(xiàn)在7月中旬至8 月初（圖3b），其年際呈“V”型曲線變化，在1990s 發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折。對黃土高原近60 a 年內(nèi)月平均降水量的計算發(fā)現(xiàn)，7月平均降水量最多，占全年總降水量的21.71%，其次是8月，為21.19%，與PCP年內(nèi)分布特征一致?？傮w上，黃土高原PCP以-0.1114 d·（10a）-1速率呈下降趨勢（P＞0.05），表明黃土高原年內(nèi)最大降水日期逐漸提前。從各生態(tài)區(qū)看（表3），年均PCP由早到晚為：高塬溝壑區(qū)、土石河谷區(qū)、丘陵溝壑區(qū)和沙地農(nóng)灌區(qū)，分別為206.24 d、207.51 d、207.52 d和207.81 d。此外，高塬溝壑區(qū)和土石河谷區(qū)PCP的年際變化特征同黃土高原全區(qū)一致，均呈“V”型曲線變化，且均在1990s發(fā)生明顯轉(zhuǎn)折；而丘陵溝壑區(qū)和沙地農(nóng)灌區(qū)的年際變化呈倒“S”型曲線。近60 a來，除丘陵溝壑區(qū)PCP有所推遲外，其他3個生態(tài)區(qū)均有所提前，其中高塬溝壑區(qū)提前最為明顯［0.168 d·（10a）-1］，其次是土石河谷區(qū)［0.044 d·（10a）-1］，沙地農(nóng)灌區(qū)最?。?.043 d·（10a）-1］。1999年之前黃土高原年均PCP為206.58 d，其波動程度較大，而1999 年之后則為208.5 d，波動較?。粌呻A段的PCP均呈下降趨勢，且退耕還林（草）之后下降幅度低于退耕還林（草）之前，表明黃土高原退耕還林（草）后PCP有所推遲。實施退耕還林（草）之后與之前相比，除土石河谷區(qū)PCP下降幅度增大外，其余3 區(qū)均與黃土高原全區(qū)變化特征一致，趨勢降幅排序為：沙地農(nóng)灌區(qū)［1.497 d·（10a）-1］＞高塬溝壑區(qū)［0.792 d·（10a）-1］＞丘陵溝壑區(qū)［0.753 d·（10a）-1］。

表3 退耕還林（草）前后黃土高原降水集中期變化Tab.3 Changes of PCP on the Loess Plateau before and after returning farmland to forest(grassland)

2.2.2PCD和PCP的空間變化 1960—2019 年黃土高原各站年均PCD在0.485～0.692，表明黃土高原年內(nèi)降水集中程度比較高（圖4a）。整體上，黃土高原地區(qū)年均PCD呈現(xiàn)出自東南向西北逐漸遞減的空間特征，緯向地帶性規(guī)律明顯，說明黃土高原年內(nèi)降水由西北向東南越來越均勻，即隨著降水量的增加，年內(nèi)PCD越低，與劉憲鋒等［26］研究結(jié)論基本一致。從圖4b可知，黃土高原地區(qū)年均PCP整體差異不大，在203.72～209.17 d之間（即在7月下旬），空間整體上呈現(xiàn)自東向西逐漸遞減特征。具體來看，丘陵溝壑區(qū)東南部至沙地農(nóng)灌區(qū)東部一帶的PCP最遲，而高塬溝壑區(qū)西部的門源至臨洮一帶的PCP最早。圖4c～圖4d 顯示了黃土高原各站PCD和PCP的變化趨勢，近60 a 來，黃土高原地區(qū)PCD自東北向西南呈“下降-上升-下降”相間分布規(guī)律；其中有17個氣象站點的PCD呈逐漸增強趨勢，以高塬溝壑區(qū)西南部的武功站［0.0121·（10a）-1］增幅最為明顯，而降幅最為明顯的氣象站點為丘陵溝壑區(qū)東北部的右玉［-0.0127·（10a）-1］。對于PCP而言，黃土高原地區(qū)整體上表現(xiàn)出東部推遲、西部提前的態(tài)勢，其中有24 個氣象站點的PCP呈逐漸推遲趨勢，以丘陵溝壑區(qū)西部的吳起站［0.590 d·（10a）-1］推遲最為明顯，而提前最為明顯的氣象站點為高塬溝壑區(qū)中部的華家?guī)X［-0.690 d·（10a）-1］。綜上所述，近60 a 來黃土高原PCD和PCP變化組合特征在空間上表現(xiàn)不一致，即中部和東部年內(nèi)降水趨于均勻、最大降水日數(shù)推遲，而西部地區(qū)年內(nèi)降水趨于集中、最大降水日數(shù)有所提前。

圖4 黃土高原年均降水集中度（a）和集中期（b）及其變化趨勢（c、d）空間分布Fig.4 Spatial pattern of average annual PCD(a),PCP(b)and their change trend(c,d)on the Loess Plateau during 1960-2019

為了進一步了解退耕還林（草）工程對黃土高原地區(qū)PCD和PCP的影響，本文分別計算了黃土高原各氣象站點1999年前后年均PCD、PCP及變化趨勢，并利用1999年之后減去1999年之前對應(yīng)值，結(jié)果如圖5所示。2000—2019年相比1960—1999年，黃土高原年均PCD自東北向西南呈“偏低-偏高-偏低”相間分布規(guī)律（圖5a）。PCD偏高的地區(qū)主要集中在高塬溝壑區(qū)東部、沙地農(nóng)灌區(qū)西部及土石河谷區(qū)南部，其中以陜西武功站偏高幅度最為明顯（0.0637）；黃土高原東北部PCD偏低程度最為明顯，偏低幅度超過了0.0036。黃土高原的年均PCP以偏高為主，偏高幅度呈南多北少、東多西少態(tài)勢（圖5b）。PCP偏多的地區(qū)主要集中在4 個生態(tài)區(qū)交界地帶、沙地農(nóng)灌區(qū)西南部，其中以寧夏中衛(wèi)和陜西綏德偏多幅度最為明顯（3.825 d）；而偏少的地區(qū)只有隴東地區(qū)華家?guī)X站（-0.275 d）。黃土高原在實施退耕還林（草）之后，PCD趨勢偏高的地區(qū)主要集中在丘陵溝壑區(qū)中東部、土石河谷區(qū)中部（圖5c），偏高幅度最多的地區(qū)超過了0.027·（10a）-1；而趨勢偏低的地區(qū)集中分布在高塬溝壑區(qū)、沙地農(nóng)灌區(qū)以及土石河谷區(qū)南部和北部，其中在黃土高原西北部有15 個站點偏低幅度超過了0.045·（10a）-1。黃土高原在實施退耕還林（草）之后，PCP 趨勢偏高的地區(qū)集中在沙地農(nóng)灌區(qū)、高塬溝壑區(qū)中部和北部、丘陵溝壑區(qū)大部分以及土石河谷區(qū)中北部（圖5d），其中沙地農(nóng)灌區(qū)的東勝和包頭偏高幅度最多，超過了4.02 d·（10a）-1；而趨勢偏低的地區(qū)集中在黃土高原東南部，其中偏低幅度最多超過了2.15 d·（10a）-1。

圖5 退耕還林（草）前后黃土高原降水集中度（a）、集中期（b）及變化趨勢（c、d）的變化空間分布Fig.5 Spatial pattern of PCD(a),PCP(b)and their change trend(c,d)on the Loess Plateau before and after the project of returning farmland to forest(grassland)

2.3 PCD和PCP與年降水量的相關(guān)分析

由圖6a 可知，除黃土高原西南部貴德氣象站外，其余各氣象站PCD與年降水量皆呈正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)介于0.046～0.504之間，再次驗證了黃土高原地區(qū)年降水量越大，年內(nèi)降水越集中的結(jié)論。其中，在黃土高原東北部廣大地區(qū)的PCD與年降水量的相關(guān)系數(shù)超過了0.33（α＜0.01），而在黃土高原中部的相關(guān)系數(shù)達到0.25～0.33（α＜0.05），通過顯著性檢驗的氣象站點占全區(qū)的63.63%。黃土高原地區(qū)PCP與年降水量的相關(guān)性以正相關(guān)為主，但相關(guān)性較?。▓D6b）。值得注意的是，黃土高原西部沿黃河一帶的PCP與年降水量表現(xiàn)出負相關(guān)，其中以銀川氣象站的-0.086 最為明顯?？傮w而言，黃土高原地區(qū)年降水量與PCD具有較好的正相關(guān)，與PCP的相關(guān)性較差，這與劉憲鋒等［26］研究結(jié)果一致，該特征也在灤河流域［18］有所體現(xiàn)。

圖6 黃土高原降水量與降水集中度（a）和集中期（b）相關(guān)系數(shù)的空間分布Fig.6 Spatial pattern of correlation coefficient between precipitation and PCD(a),PCP(b)on the Loess Plateau

3 討論

黃土高原地處大陸性季風氣候區(qū)，生態(tài)環(huán)境較為脆弱。自1960s 以來，黃土高原地區(qū)對氣候變化響應(yīng)極為敏感，年均氣溫顯著上升且高于同期全國升溫幅度，在1995 年出現(xiàn)變暖速率放緩的突變［32］；且極端最高與最低氣溫等極端氣溫指數(shù)均有所增加［33］，地表溫度高于氣溫增速［34］。本文研究發(fā)現(xiàn)，1960—2019 年黃土高原地區(qū)年均降水量呈減少趨勢，與以往研究所得結(jié)論基本一致［25］；此外，相關(guān)研究表明，黃土高原地區(qū)蒸發(fā)皿蒸發(fā)呈下降趨勢［35］。研究期內(nèi)，黃土高原年均PCD偏大但有微小幅度的減弱態(tài)勢，年內(nèi)降水集中在7 月中旬至8 月初且略有提前，極端降水量及降水日數(shù)均有所增加［35］，使得暴雨洪澇風險增加。如2017 年7 月陜北無定河流域出現(xiàn)特大暴雨，引起老梯田、坡耕地土壤侵蝕，淤地壩和小型水庫沖毀，多個水文站洪峰流量創(chuàng)歷史記錄［36］。

自1999 年大規(guī)模實施“退耕還林（草）”工程建設(shè)以來，黃土高原植被覆蓋顯著增加［37］，植被蒸騰作用有所增加［38］，致使陸地水儲量減少［39］。退耕還林（草）前，黃土高原地區(qū)處于降水量下降、PCD上升、PCP下降階段，之后轉(zhuǎn)為降水量增加、PCD和PCP均下降階段，表明黃土高原植被恢復(fù)不僅能夠增加局地降水［27］，還影響了該地區(qū)年內(nèi)降水分配，但植被恢復(fù)是否直接影響PCD和PCP的機制還需進一步探討。對于地處干旱半干旱區(qū)的黃土高原而言，因其地下水埋藏深、地表水量小且難以利用等原因，降水資源成為該區(qū)域植被恢復(fù)最主要的水分來源［40］。植被覆蓋顯著增加后，降水的增加對黃土高原地區(qū)的植被恢復(fù)、生態(tài)保護和高質(zhì)量發(fā)展具有重要的理論與現(xiàn)實意義。進一步研究發(fā)現(xiàn)，黃土高原地區(qū)PCD、PCP與年降水量的相關(guān)系數(shù)均以正相關(guān)為主，說明黃土高原地區(qū)年降水量越大，該區(qū)域年內(nèi)降水越集中于某個時段內(nèi)，日最大降水量也會相應(yīng)增大，發(fā)生洪澇災(zāi)害、極端降水的可能性加大。此外，因地理位置及水汽來源不同，黃土高原年內(nèi)降水分配情況空間格局不一致，年內(nèi)降水由西北向東南越來越均勻，PCP自東向西逐漸遞減。

黃土高原地區(qū)PCD變化在0.401～0.761之間，因研究時段、氣象站點數(shù)據(jù)等不同，大于該區(qū)1959—2008年的變化范圍（0.53～0.75）［26］；年均PCD高于內(nèi)蒙古［41］、灤河流域［18］，但低于淮河流域［20］，與全國［10］、灤河流域［18］的下降趨勢一致，與淮河流域的上升趨勢相反［20］。黃土高原地區(qū)年均PCP稍晚于全國［10］、內(nèi)蒙古［41］、灤河流域［18］，但同樣具有提前趨勢。對比發(fā)現(xiàn)，黃土高原高塬溝壑區(qū)、丘陵溝壑區(qū)、沙地農(nóng)灌區(qū)和土石河谷區(qū)的降水量、PCD及PCP指標的排序并不一致，表明PCD和PCP不僅受降水影響，可能還受地形、太陽黑子、ENSO 等［11］因素的綜合影響。將黃土高原55 個氣象站點的PCD和PCP與高程數(shù)據(jù)進行相關(guān)性分析（圖7）可以看出，黃土高原地區(qū)PCD、PCP與高程的相關(guān)系數(shù)分別為0.346、-0.718，均通過了極顯著檢驗水平（α＜0.01），表明在地勢較高的黃土高原PCD更大、降水更為集中，PCP則更早；但對嘉陵江流域［11］、珠江流域［42］的研究發(fā)現(xiàn)，地形與PCD呈負相關(guān)，其差異性有待進一步探討。

圖7 黃土高原55個氣象站點的降水集中度和集中期與高程的散點圖Fig.7 Scatter plot of precipitation concentration,concentration period and elevation at 55 stations on the Loess Plateau

受黃土高原地區(qū)降水等基礎(chǔ)數(shù)據(jù)影響，未考慮基于地形地貌因素對空間插值的影響，本文淺要分析了該區(qū)域PCD與PCP及其趨勢的時空變化規(guī)律，以及與降水本身、地形的關(guān)系。降水的分配研究受多種因素的綜合影響，包括人類活動的影響，PCD、PCP也將變得更加復(fù)雜。究竟人類活動以及降水本身、大氣環(huán)流等自然地理因素對黃土高原地區(qū)PCD與PCP的空間格局和趨勢變化會造成什么程度的影響，其內(nèi)在的成因機制還有待進一步探討。

4 結(jié)論

根據(jù)黃土高原55 個氣象站點1960—2019 年逐日降水資料，計算各站點降水集中度（PCD）和降水集中期（PCP），結(jié)合氣候統(tǒng)計學等方法，分析總結(jié)了該地區(qū)降水不均勻時空變化特征。得出如下結(jié)論：

（1）時間分布上，黃土高原年均降水量為422.76 mm，以-0.148 mm·a-1的速率呈減少趨勢；PCD多年平均值為0.595，以0.0014·（10a）-1的幅度呈不顯著下降趨勢（P＞0.05）；PCP主要在194（7月12日）～216 d（8月3日）之間波動變化，以-0.1114 d·（10a）-1速率呈下降趨勢（P＞0.05）。1960—2019 年各生態(tài)區(qū)降水量為：土石河谷區(qū)＞丘陵溝壑區(qū)＞高塬溝壑區(qū)＞沙地農(nóng)灌區(qū)，PCD為：沙地農(nóng)灌區(qū)＞丘陵溝壑區(qū)＞高塬溝壑區(qū)＞土石河谷區(qū)，PCP為：沙地農(nóng)灌區(qū)＞丘陵溝壑區(qū)＞土石河谷區(qū)＞高塬溝壑區(qū)。

（2）空間分布上，黃土高原地區(qū)年均降水量空間上表現(xiàn)出自東南向西北遞減規(guī)律；年均PCD表現(xiàn)出自東南向西北逐漸遞減、年內(nèi)降水由西北向東南越來越均勻；年均PCP整體差異不大，空間整體上呈現(xiàn)自東向西逐漸遞減特征。PCD趨勢變化自東北向西南呈“下降-上升-下降”相間分布規(guī)律，PCP整體上表現(xiàn)出東部推遲、西部提前的態(tài)勢。

（3）2000—2019 年相比1960—1999 年，黃土高原年均降水量有所增加、PCD減弱、PCP有所推遲。退耕還林（草）工程后，黃土高原降水自東向西呈“偏少-偏多”相間分布，其變化趨勢以偏多為主，偏多程度自東南向西北呈“低-高-低”相間分布規(guī)律；PCD自東北向西南呈“偏低-偏高-偏低”分布規(guī)律，其變化趨勢以偏低為主，空間上呈東部偏高、西部偏低；PCP以偏高為主，偏高幅度呈南多北少、東多西少態(tài)勢，其變化趨勢以偏多為主，呈東南偏少、西北偏多格局。

（4）1960—2019年，黃土高原地區(qū)PCD、PCP與年降水量均以正相關(guān)為主，通過顯著性檢驗的氣象站點占全區(qū)的63.63%、7.27%。