長江源區(qū)降水時空演變規(guī)律

蔡宜晴，李文輝，于澤興，李其江

(1.青海省水文水資源測報中心，西寧 810000； 2.廣東省防汛保障與農(nóng)村水利中心，廣州 510635)

1 研究背景

氣候變化、人類活動與水資源，三者之間互相影響、互相依存[1-3]。在全球變暖的背景下，冰川消融，融雪增加，全球水循環(huán)狀態(tài)正發(fā)生明顯變化[4-5]。長江源區(qū)位于青藏高原腹地，其地形復(fù)雜且受全球變暖的影響導(dǎo)致降水呈現(xiàn)出極為復(fù)雜的特點[5]。因此，研究氣候變化情景下長江源區(qū)降水等氣象要素的演變規(guī)律十分必要，對長江流域下游的防洪抗旱和水資源合理利用具有重要的現(xiàn)實意義。

目前關(guān)于長江源區(qū)的降水變化研究主要利用再分析模擬資料和實測數(shù)據(jù)，研究降水等氣象要素的趨勢、周期、突變和空間的演變規(guī)律的影響因素。例如，梁川等[6]發(fā)現(xiàn)長江源區(qū)各站的降水量年內(nèi)分配不均勻且在20世紀(jì)80年代降水變化幅度最大。王冰冰等[7]發(fā)現(xiàn)2000年以來長江源區(qū)的日降水量明顯增多導(dǎo)致年降水量增大，極端降水概率增加。研究采用的站點時間序列長度不同、同一研究區(qū)的站點位置不同均會導(dǎo)致結(jié)果存在明顯差異。因此，利用最新長序列的長江源區(qū)的氣象資料分析其降水時空演變規(guī)律，對于受全球變化最敏感的青藏高原腹地的研究具有很大的價值。

為了研究在全球變暖背景下長江源區(qū)降水量的變化情況，本文利用1956—2016年長江源區(qū)8個站點的降水?dāng)?shù)據(jù)，采用數(shù)理統(tǒng)計等方法，分別從年內(nèi)、年際、年代際、突變、周期和空間的變化情況進(jìn)行比較分析。最終所取得的分析成果，可以對當(dāng)?shù)氐臍夂蜃兓到y(tǒng)的分析及時提供相應(yīng)參照。

2 長江源區(qū)概況

長江源區(qū)位于90°13′48″E—97°19′48″E，32°26′24″N—35°53′24″N，屬于青藏高原的中心，流域面積13.77萬km2(圖1)。長江源區(qū)是青藏高原的腹地和主體，以山地地貌為主，山脈綿延、地勢高聳、地形復(fù)雜，海拔為3 335～6 564 m，主要山脈為東昆侖山及其支脈阿尼瑪卿山、巴顏喀拉山和唐古拉山山脈。地勢總體西高東低；源區(qū)氣候?qū)偾嗖馗咴瓪夂蛳到y(tǒng)，為典型的高原大陸性氣候，表現(xiàn)為冷熱兩季交替、干濕兩季分明、年溫差小、日溫差大、日照時間長、輻射強(qiáng)烈、無四季區(qū)分的氣候特征[8]。源區(qū)水汽主要來源于孟加拉灣，降水由東南向西北方向遞減，區(qū)內(nèi)年降水量最多的地區(qū)位于果洛東南部，另一多雨區(qū)位于玉樹南部[9]。

圖1 長江源區(qū)位置及降水站點的泰森多邊形Fig.1 Location map and the Thiessen polygons of preci-pitation stations in the headwaters of the Yangtze River

3 資料來源與研究方法

3.1 資料來源

長江源區(qū)降水觀測站點稀少且地形起伏大。為了能準(zhǔn)確分析長江源區(qū)內(nèi)降水時空演變特征，共收集到8個站點1956—2016年的日降水資料，分別是沱沱河、五道梁、曲麻萊、治多、玉樹、清水河、新寨和直門達(dá)。對于各站點缺測的數(shù)據(jù)采用插補(bǔ)延長法進(jìn)行補(bǔ)充。由于長江源區(qū)降水觀測站點分布不均，使用泰森多邊形法來計算面降水量(圖1和表1)。

表1 長江源區(qū)降水量計算各站點權(quán)重系數(shù)Table 1 Weight coefficient of each station for precipitation calculation in the headwaters of the Yangtze River

3.2 研究方法

3.2.1 集中度與集中期

降水集中度(PCD)與集中期(PCP)均是基于向量分析的原理確定特定區(qū)域時間分配特征的對應(yīng)數(shù)據(jù)[10]。在實際計算中，PCD可以有效反映特定分析階段的降水集中指標(biāo)，PCP可用于判斷一個年度中最高降水量產(chǎn)生的時間段，其公式分別為：

(1)

(2)

通過式(1)和式(2)可分析得出，PCD可用于表述降水量在分析時間段內(nèi)各個候的具體集中狀況。若是在特定的研究時段，其聚集于某一候中，那么其合成向量的具體模與降水?dāng)?shù)值的比值是1，即PCD為極大值；若是各個候的降水量均為等同數(shù)值，則多個分量疊加之后是0，即PCD為極小數(shù)據(jù)。PCP即合成向量具體的方位角數(shù)據(jù)，代表各個候降水量合成后的整體效應(yīng)，換而言之即重心標(biāo)識的具體角度，用于表述年度中候最大降水量產(chǎn)生于何種時段。具體計算方法及原理詳見文獻(xiàn)[9]。

3.2.2 Mann-Kendall 非參數(shù)檢驗法

Mann-Kendall 非參數(shù)檢驗法(以下簡稱MK 檢驗)是由世界氣象組織(WMO)推薦的一種趨勢分析方法，常用于降水、溫度和徑流等水文氣象要素的趨勢分析，其優(yōu)點在于樣本可以不服從一定的分布，也不受某些異常值的干擾，且計算簡便。該法適用于水文氣象序列服從非正態(tài)分布并已得到廣泛應(yīng)用[11]。

假設(shè)一組水文氣象要素時間序列X=(x1,…,xn)(n為樣本容量)，統(tǒng)計量Z的標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)分布為：

(3)

(4)

Var(S)=[n(n-1)(2n+5)-

(5)

式中：n>10時，統(tǒng)計量S收斂于標(biāo)準(zhǔn)正態(tài)分布；Var(S)為方差；m為相等數(shù)據(jù)的組數(shù)，tk為第k組相等數(shù)據(jù)的個數(shù)。

根據(jù)給定的顯著性水平α：對于統(tǒng)計量Z，若|Z|≥Z1-α/2，否定原假設(shè)，則說明降雨序列存在顯著上升或下降趨勢，且當(dāng)Z>0時，存在顯著上升趨勢，Z<0時，其有較為明顯的降低走勢；如果|Z|≤Z1-α/2，那么原本的假設(shè)成立，代表降水序列并沒有明顯的趨勢變動，而在Z>0的情況下，代表并沒有明顯的增長趨勢，在Z<0的情況下，代表沒有明顯的降低趨勢。此次分析設(shè)定為α=0.05，對應(yīng)的統(tǒng)計量Z的臨界值為±1.96。

3.2.3 滑動T檢驗法

滑動T檢驗法[12]依靠考察2個組別的樣本均值區(qū)別，判斷該區(qū)別顯著與否，從而判斷詳細(xì)的突變狀態(tài)。對于總樣本量為n的序列X，人為設(shè)置某一時刻為基準(zhǔn)點，取前后長度分別為n1、n2的2個子序列(一般取n1=n2)，進(jìn)行連續(xù)的滑動計算，得到t的統(tǒng)計量序列。給定顯著性水平，確定臨界值tα/2，t的統(tǒng)計量計算公式為

(6)

選擇顯著性水平α，得到臨界值對于滿足|T|>tα/2所有的可能點τ，選擇使t統(tǒng)計量達(dá)到極大值的那一點作為最可能的變異點。

3.2.4 反距離權(quán)重法

反距離權(quán)重法(IDW) 也是一種常用而簡單的空間插值方法，其以樣本點與插值點間的距離為權(quán)重進(jìn)行加權(quán)平均，距插值點越近的樣本被賦予權(quán)重越大[13]。該方法計算公式可表示為

(7)

式中:Z為待估算的降水量的柵格值;z(xi)為第i(i=1， 2， 3，…，n) 個氣象站點的降水量；n為用于降水量插值的站點的個數(shù);di為插值點到第i個站點的距離;p為距離的冪，本研究中p取值為 2，即反距離平方插值。

4 結(jié)果與分析

4.1 長江源區(qū)降水年內(nèi)變化特征

長江源區(qū)降水的1956—2016年年內(nèi)平均分配如圖2和表2所示，長江源區(qū)各氣象代表站點各月降水量顯著不均，月降水量最小月份為11月或12月，其最小月份的降水量僅占年總降水量的0.4%～1.0%。6—9月份的降水規(guī)模，占全年的73.1%～85.5%。12月份—次年2月份的降水量僅占全年降水量的1.4%～3.3%。降水的年內(nèi)分配不均勻程度由東向西逐漸變大，呈明顯的經(jīng)度地帶性空間地域分異規(guī)律。6—9月份降水量占比由東部清水河和直門達(dá)一帶的73.1%向西隨著經(jīng)度減小不斷增大，到玉樹和新寨站增至74.9%和74.8%，到中部的曲麻萊和治多站一帶增至78.1%和78.8%，西部沱沱河和五道梁周邊增長到85.6%和83.4%。

圖2 長江源區(qū)降水量年內(nèi)分配過程Fig.2 Monthly process of precipitation in the headwaters of the Yangtze River

表2 長江源各代表站降水量年內(nèi)統(tǒng)計Table 2 Statistics of monthly precipitation at representative stations in the headwaters of the Yangtze River

長江源區(qū)各氣象代表站的降水季節(jié)分布如表3所示，長江源各代表站降水集中在夏季其降水量為198.5～302.9 mm，其次是秋季降水量為53.1～112.8 mm，冬季最少降水量僅為4.0～17.0 mm。汛期(5—9月份)降水量為267.0～434.8 mm，非汛期(10月份—次年4月份)降水量為22.5～85.5 mm。

表3 長江源區(qū)各代表站降水量季節(jié)分配統(tǒng)計Table 3 Seasonal distribution of precipitation at representative stations in the headwaters of the Yangtze River

長江源區(qū)其降水主要來自印度洋孟加拉灣嘉陵江北上的水汽和部分沿青藏高原中部北上的水汽，降水量主要集中在5—9月份。青藏高原夏季風(fēng)作為青藏高原獨特的季風(fēng)現(xiàn)象，其變化對高原及周邊地區(qū)的氣候產(chǎn)生重要的影響[8]。長江源區(qū)年降水量集中度如圖3所示，年降水量年內(nèi)分配不均勻程度變幅較大，主要集中在 60%～80%之間，有微弱的減小趨勢，說明降水量年內(nèi)分配更趨均勻；源區(qū)內(nèi)降水量集中期呈現(xiàn)下降趨勢，表明降水量集中期存在提前趨勢；6—9月份降水量占全年比重變化基本平穩(wěn)。

圖3 長江源區(qū)降水量各指標(biāo)年際分配過程分析Fig.3 Analysis of intra-annual process of precipitation indicators in the headwaters of the Yangtze River

4.2 長江源區(qū)降水年際變化特征

4.2.1 年降水量極值比、變差系數(shù)Cv值分析

降水量極值比與變差系數(shù)Cv值是表征年降水量多年變化的重要指標(biāo)。如表4所示，降水量極值比、變差系數(shù)Cv值與年降水量的大小呈明顯的反相關(guān)關(guān)系，降水量越大，極值比和變差系數(shù)越小。降水量越小，極值比和變差系數(shù)越大。長江源區(qū)降水量極值比在1.96～3.15之間，Cv值在0.13～0.24之間，長江源區(qū)各代表站年降水量極值比、變差系數(shù)Cv值與年降水量呈反相關(guān)關(guān)系，降水量越大，極值比和變差系數(shù)越小。

表4 長江源區(qū)各代表站年降水量特征值統(tǒng)計Table 4 Characteristic values of annual precipitation at representative stations in the headwaters of the Yangtze River

4.2.2 年際變化趨勢

1956—2016年長江源區(qū)平均降水量為344.8 mm(見表4)，其中最大年為2009年，降水量達(dá)518.0 mm；最小年為1984年，降水量為229.9 mm。源區(qū)內(nèi)上游沱沱河等地區(qū)年降水量低，實測降水量多年年平均降水量在290.5 mm左右，下游通天河地區(qū)降水量較豐富，實測降水量多年平均值為480～520 mm。

1956—2016年降水表現(xiàn)為顯著的增長趨勢，泰森多邊形法計算的面雨量增加速率是10.2 mm/(10 a)，算術(shù)平均法計算的面雨量增加速率是6.1 mm/(10 a)(圖4)，僅泰森多邊形法計算的面雨量通過顯著性水平為0.05的MK趨勢性檢驗,為了與之驗證也進(jìn)行Spearman趨勢檢驗，如表5所示。由于沱沱河站占權(quán)重為0.44，導(dǎo)致源頭區(qū)面雨量的增加速率偏大，算術(shù)平均法得到的結(jié)果相對合理。從區(qū)域上來看，各站點年降水量增加趨勢空間變異性較大，總體呈現(xiàn)通天河上游降水量增加速率大于下游。沱沱河、五道梁、曲麻萊站年降水量增加速率較大，分別為11.2、16.2、10.9 mm/(10 a)，其中沱沱河、五道梁均通過顯著性水平為0.05的MK趨勢性檢驗，而曲麻萊站的降水趨勢MK檢驗結(jié)果顯著。通天河中下游地區(qū)降水增加幅度相對較小，且均未通過顯著性檢驗。通天河下游的直門達(dá)站年降水量呈現(xiàn)微弱的減少趨勢，減小幅度為3.8 mm/(10 a)。

圖4 長江源區(qū)各站點年降水量過程線Fig.4 Variation trend of annual precipitation at different stations in the source region of the Yangtze River

表5 長江源年降水量趨勢檢驗Table 5 Trend test results of annual precipitation in the source region of Yangtze River

4.3 長江源區(qū)降水年代際變化

長江源區(qū)1956—2016年不同年代的降水豐枯情況如圖5和表6所示，20世紀(jì)50年代末—70年代源區(qū)各站降水總體偏枯；80年代降水總體偏豐，僅上游沱沱河和五道梁站距平為-2.1%和-6.6%；90年代總體偏枯；進(jìn)入2000年以來，長江源區(qū)降水進(jìn)入豐水期， 且上游進(jìn)入豐水期的時間早于下游。

表6 各代表站降水量年代際變化統(tǒng)計Table 6 Interdecadal variation statistics of precipitation at representative stations

圖5 長江源區(qū)各年代降水量Fig.5 Interdecadal precipitation in the source region of the Yangtze River

圖6為長江源各降水站點模比系數(shù)差積曲線圖(縱坐標(biāo)為各降水站點模比系數(shù)差積)，可以用于表述實測降水規(guī)模的豐枯變化。其中：上一個完整上升段，可以用于表述相應(yīng)的豐水期；曲線圍繞一個數(shù)值范圍的波動時間過程表示一個平水期；一個完整的下降段則表示一個枯水期；曲線圍繞一個數(shù)值小范圍的波動時間過程表示一個平水期；一個完整的下降段表示一個枯水期。由圖6可知，長江源區(qū)各站點豐枯變化相似性較小，但東中西部小區(qū)域上降水站點缺表現(xiàn)出較好的相似性。西部的沱沱河和五道梁1995年以前為枯水期，1995年后為豐水期；中部的曲麻萊和治多站在1976—1980年為枯水期，1981—1993年為平水期，1994—2002年為枯水期，2003年后進(jìn)入豐水期；東部的玉樹、新寨和清水河站的模比系數(shù)差積曲線形狀形似?？傮w上看，長江源降水進(jìn)入持續(xù)豐水期的時間西部早于東部。沱沱河和五道梁站在1995年由枯轉(zhuǎn)豐，曲麻萊、治多站在2003年左右由枯轉(zhuǎn)豐，玉樹、新寨則在2007年才由枯轉(zhuǎn)豐。

圖6 長江源區(qū)各站點模比系數(shù)差積曲線Fig.6 Curves of difference product of modulus ratio coefficients of stations in the source region of the Yangtze River

4.4 長江源區(qū)降水突變分析

要素突變統(tǒng)計方法受數(shù)據(jù)分布的影響，普遍存在突變點偏移的現(xiàn)象。從圖7可以看出，年降水量累積距平最小的年份出現(xiàn)在1997年，最大年份為2014年。因此，初步選取累積距平的最大年份2014年和最小年份1997年為初始突變點，再通過滑動T檢驗法對所選的變點進(jìn)行精確的識別，結(jié)果如表7所示，年降水量在1997年發(fā)生顯著性均值突變，春季、夏季和冬季均發(fā)生顯著性突變，分別發(fā)生為1995年、2000年和1959年。

圖7 長江源區(qū)年降水量距平和累積距平Fig.7 Anomaly and cumulative anomaly of annual precipitation in the source region of the Yangtze River

表7 長江源區(qū)年降水量突變檢驗Table 7 Abrupt changes of annual precipitation in the source region of the Yangtze River

4.5 長江源區(qū)年降水周期分析

長江源區(qū)年均降水的小波分析結(jié)果如圖8所示，長江源區(qū)年均降水量具有3、10、25 a的周期，其方差曲線表明25 a為主周期項。其按照方差大小及控制能力的大小排列，次序為25、10、3 a。

圖8 長江源區(qū)年降水量小波周期Fig.8 Wavelet periodogram of annual precipitation in the source region of the Yangtze River

4.6 長江源區(qū)降水空間演變規(guī)律

基于ArcGIS軟件采用反距離權(quán)重法得到長江源區(qū)的年均降水量的空間分布情況。由圖9可知，多年平均降雨量的空間分布不均衡，降水量主要分布在東部，年降水量>500 mm。上游站點分布稀疏，只有沱沱河站和五道梁站，代表性不足，實測降水規(guī)模多年平均<290 mm，沱沱河和五道梁的年降水量增加速率分別為11.2、16.2 mm/(10 a)，源頭上游區(qū)的增加速率大于源頭下游區(qū)的增加速率。查看長江源區(qū)多年降雨量等值線圖可知，源區(qū)最上游降雨等值線由300 mm增加至500 mm，降水量分布整體呈現(xiàn)由東到西逐漸減少的趨勢，即從流域的上游地區(qū)到下游地區(qū)呈逐漸增加，非汛期和汛期與年降水空間變化基本一致。

圖9 長江源區(qū)年均、汛期、非汛期降水空間分布Fig.9 Spatial distribution of annual average, flood season and non-flood season precipitation in the source area of the Yangtze River

5 結(jié) 論

本文選取長江源區(qū)作為研究對象，運用多種數(shù)理統(tǒng)計方法，分析其過去60 a的降水的變化趨勢、突變、周期和空間演變規(guī)律，研究得到如下結(jié)論：

(1)長江源區(qū)的降水序列在1997年發(fā)生顯著性突變，并通過顯著性檢驗。長江源區(qū)平均降水量具有3、10、25 a的周期，其25 a的周期最顯著。

(2)長江源區(qū)各代表站降水的年內(nèi)分配顯著不均，6—9月份連續(xù)4個月降水一般占全年降水的73.1%～85.5%。12—次年2月份降水最小，降水量僅占全年降水量的1.4%～3.3% 左右。降水的年內(nèi)分配不均勻程度由東向西逐漸變大，呈明顯的經(jīng)度地帶性空間地域分異規(guī)律。長江源區(qū)年降水量集中度分析表明，年降水量年內(nèi)分配不均勻程度變幅較大，主要集中在60%%～80%之間，有微弱的減小趨勢，說明降水量年內(nèi)分配更趨均勻。

(3)長江源區(qū)內(nèi)降水量集中期呈現(xiàn)下降趨勢，表明降水量集中期存在提前趨勢；6—9月份降水量占全年比重基本平穩(wěn)。季節(jié)分配上，長江源各代表站降水集中在夏季，降水量達(dá)到198.5～302.9 mm；其次為秋季，降水量達(dá)53.1～112.8 mm；冬季最少，降水量僅為4.0～17.0 mm。汛期(5—9月份)降水量在267.0～434.8 mm，非汛期(10月份—次年4月份)降水量在22.5～85.5 mm。

(4)從空間分布上看，各站點年降水量增加趨勢空間變異性較大，總體呈現(xiàn)通天河上游降水量增加速率大于下游。通天河中下游地區(qū)降水增加幅度相對較小，且均未通過顯著性檢驗。