內(nèi)蒙古地區(qū)1960-2016年氣溫和降水特征及突變

馬梓策, 于紅博,2, 張巧鳳,2, 曹聰明

(1.內(nèi)蒙古師范大學 地理科學學院, 呼和浩特 010022;2.內(nèi)蒙古師范大學 遙感與地理信息系統(tǒng)重點實驗室, 呼和浩特 010022)

全球氣候變化已經(jīng)受到國際社會的廣泛關注。IPCC第五次評估報告[1]指出：全球地表溫度持續(xù)上升，1880—2012年全球均溫已升溫0.85±0.20℃，1885—1990年均溫和2003—2013年均溫相差0.78±0.06℃，全球均溫到2016—2035年期間相較于1986—2005年，可能增溫0.3～0.7℃。大量研究結(jié)果表明，中國地區(qū)氣候變化與全球氣候變化的總體趨勢相同，但是氣候變化存在明顯的區(qū)域差異[2-5]。1961—2010年中國氣溫增溫率約為0.30℃/10 a，約是全球年均溫增溫率的2.5倍，而中國北方地區(qū)是近幾十年來增溫最顯著的地區(qū)之一[1-2]。

內(nèi)蒙古位于中國北部，橫跨東北、華北和西北三大區(qū)域，全區(qū)氣候特征具有明顯的區(qū)域差異，干旱半干旱地區(qū)約占全區(qū)面積的80%，是最易受氣候變化影響的地區(qū)之一[6]。其次，氣溫上升和降水的變異性增強，極端干旱事件頻繁發(fā)生，干旱區(qū)域進一步擴大，從而導致草地生產(chǎn)力下降，這對畜牧業(yè)的可持續(xù)發(fā)展顯然不利，然而內(nèi)蒙古蘊含著巨大的畜產(chǎn)資源，是中國最大的畜牧業(yè)養(yǎng)殖基地。近些年來，內(nèi)蒙古氣候變化已經(jīng)展開了不少研究，研究結(jié)果顯示內(nèi)蒙古氣溫呈增加趨勢，降水量呈減少趨勢[6-7]。大多數(shù)現(xiàn)有研究主要關注氣候變化對草原典型植物的物候和生產(chǎn)力的影響、氣候變化對農(nóng)牧業(yè)的影響[8-11]。這些研究對于正確認識內(nèi)蒙古氣候變化規(guī)律具有重要意義，然而多數(shù)研究均是針對單一氣象要素，很少進行區(qū)域和季節(jié)的劃分，此外選擇的氣象站數(shù)和氣象要素數(shù)據(jù)集的長度也不盡一致。

本文以內(nèi)蒙古45個氣象站1960—2016年的月均溫和月降水量數(shù)據(jù)為基礎，采用線性傾向估計、累積距平、滑動t檢驗、Mann-Kendall法和小波分析等方法，研究內(nèi)蒙古氣溫和降水量變化特征和突變現(xiàn)象，并且討論氣候變化對內(nèi)蒙古地區(qū)的影響。這對認識干旱半干旱地區(qū)氣候變化規(guī)律，對保護和建設內(nèi)蒙古生態(tài)環(huán)境具有非常重要的現(xiàn)實意義。

1 數(shù)據(jù)來源及研究方法

1.1 研究區(qū)概況

內(nèi)蒙古地處中國北部，包括9個地級市和3個盟(呼和浩特、包頭、烏海、赤峰、通遼、鄂爾多斯、呼倫貝爾、烏蘭察布、巴彥卓爾、興安、錫林郭勒和阿拉善)，占地面積為11.83×105 km2。地理位置位于37°24′—53°23′N，97°12′—135°02′E，南北縱跨近15°，東西橫跨近38°。內(nèi)蒙古氣候?qū)儆诟珊?、半干旱氣候向東南沿海濕潤、半濕潤季風氣候的過渡帶，植被類型從東北到西南依次為森林、草原、荒漠，且該區(qū)大部分植被處于干旱、半干旱的農(nóng)牧交錯地區(qū)，生態(tài)環(huán)境十分脆弱，從而成為對全球變化響應最為敏感的地區(qū)之一。

1.2 數(shù)據(jù)來源及處理

氣象數(shù)據(jù)為國家氣象科學數(shù)據(jù)共享服務平臺提供的內(nèi)蒙古1960—2016年的月均溫和月降水量數(shù)據(jù)。為保證各氣象站點的數(shù)據(jù)同步性和具有較長的觀測，建站時間為1960年以后的氣象站以及缺測數(shù)據(jù)太多的氣象站點被剔除，最終選取內(nèi)蒙古地區(qū)45個氣象站點(圖1)。

然后對45個氣象站的月均溫和月降水量數(shù)據(jù)按照區(qū)域、季節(jié)和年進行整理，氣象站缺失數(shù)據(jù)采用鄰近站點的觀測數(shù)據(jù)用多元線性回歸進行插補。根據(jù)相關文獻[12-14]，按照東部(呼倫貝爾、通遼、赤峰和興安盟)、中部(烏蘭察布、包頭、呼和浩特和錫林郭勒盟)和西部(烏海、巴彥卓爾、鄂爾多斯和阿拉善盟)對研究區(qū)進行劃分；按照春季(3—5月)、夏季(6—8月)、秋季(9—11月)、冬季(12-翌年2月)對氣溫數(shù)據(jù)進行劃分；按照雨季(6—8月)，其余月份為非雨季對降水量數(shù)據(jù)進行劃分，并分區(qū)域?qū)鉁睾徒邓繑?shù)據(jù)進行匯總，分析兩種氣象要素的年際變化趨勢和突變特點。

1.3 研究方法

本文采用多種統(tǒng)計方法分析了內(nèi)蒙古地區(qū)45個氣象站1960—2016年氣溫和降水量月、季和年尺度時間序列的變化趨勢、突變特點和變化周期。使用方法介紹如下。

圖1 內(nèi)蒙古自治區(qū)45個氣象站點分布

趨勢分析：采用線性傾向估計和累計距平分析來描述氣溫和降水的年際變化趨勢，利用SPSS中的配對樣本T檢驗，來判斷其變化趨勢的顯著性。然后通過徑向基函數(shù)插值法(RBF)來研究內(nèi)蒙古地區(qū)氣候變化的空間分異，采用該插值方法的主要原因是該方法比反距離權(quán)插值法(IDW)相對穩(wěn)健，當采樣點數(shù)據(jù)具有很大的確定性時，此方法誤差較低；而IDW更多情況上適用于山區(qū)或者降水站點不是很密集的地區(qū)，與研究區(qū)實際情況不符，因此選擇RBF更加適合該地區(qū)的研究[15]。

突變監(jiān)測：采用Mann-Kendall法、滑動t檢驗和累積距平對全區(qū)及3個子地區(qū)年均溫和年降水量進行突變檢測，3種方法交叉驗證能夠提高其檢驗的精度。當其中一種方法與另外兩種方法不一致時，以少數(shù)服從多數(shù)的原則確定突變年份；當3種方法檢驗結(jié)果均不一致時，取中間值作為其突變年份。其中，采用Mann-Kendall法和滑動t檢驗時，顯著水平均設為0.05。

變化周期：小波分析是傅里葉分析方法的突破性進展。在氣象序列分析中，通過傅里葉變換可以顯示出不同時間尺度的氣象序列的相對貢獻度，而小波變換不僅可以顯示出氣象序列變化的尺度，還可以顯現(xiàn)出變化的時間和位置[16]。利用MATLAB小波工具箱中的復Morlet小波分析來分析氣溫和降水量的周期變化規(guī)律，并在小波分析前進行邊界效應的消除或減弱，以消除其帶來的影響[17]。

2 結(jié)果與分析

2.1 氣溫與降水量的年際變化

1960—2016年內(nèi)蒙古年均溫呈增加趨勢(表1，圖2)，配對樣本t檢驗結(jié)果為p<0.01，說明其增加趨勢顯著。具體來說，1960—2016年內(nèi)蒙古年均溫在2.10～5.82℃，年均溫在波動中逐漸上升，增溫率為0.38℃/10 a，明顯高于全球年均溫增溫率0.12℃/10 a[1]。內(nèi)蒙古四季均溫均呈上升趨勢，其中冬季氣溫增溫率最大；夏季增溫率最小。區(qū)域上，1960—2016年東部、中部和西部年均溫分別為2.47℃，3.67℃和7.91℃；3個子地區(qū)與內(nèi)蒙古年、四季均溫變化一致，呈現(xiàn)上升趨勢，其中，東部增溫率最小；中部次之，西部增溫率最大，主要由于西部冬季增溫率最高，對年值增溫貢獻率最大。

研究區(qū)四季均溫均呈顯著上升趨勢，冬季氣溫增溫率最大，對全區(qū)年均溫上升貢獻度最明顯，而夏季均溫增溫率最小，這與人類活動導致溫室氣體排放量增加息息相關[13]；而內(nèi)蒙古東部春季氣溫增暖率高于冬季氣溫增暖率，其主要原因是與中部和西部相比，東部氣溫偏低，供暖結(jié)束時間和植物返青期推遲，森林的碳匯作用相對較晚[18-19]。此外，研究區(qū)春季和冬季均溫升高幅度較大，對研究區(qū)降雪日數(shù)、積雪日數(shù)和積雪深度產(chǎn)生了一定的影響[20]。

表1 內(nèi)蒙古氣溫年值、四季平均值年際線性變化增溫率

注：表中值均為P(sig)<0.01極顯著相關。

圖2 內(nèi)蒙古年均溫變化趨勢

1960—2016年內(nèi)蒙古年降水量呈增加趨(表2，圖3)，配對樣本t檢驗結(jié)果為p>0.05，說明其增加趨勢不顯著。具體來說，1960—2016年內(nèi)蒙古年降水量在216.30～431.33 mm，年降水量呈現(xiàn)波動上升趨勢，傾向率為0.47 mm/10 a。其中，東部、中部和西部年均降水量分別為383.89 mm，271.24 mm和162.49 mm；東部降水量呈減少趨勢，中部、西部降水量均呈增加趨勢，與李鵬飛等[21]《近50 a中國干旱半干旱地區(qū)降水量與潛在蒸散量分析》研究結(jié)果相一致。此外，東部、中部和西部雨季降水量均呈減少趨勢，對年降水量減少貢獻度最大，其中東部減少量最大；中部次之；西部減少量最?。环怯昙窘邓烤试黾于厔?，對年降水量增加貢獻度最大，其中東部增加量最大；中部次之；西部增加量最小。

總之，研究區(qū)氣候變暖，雨季降水量減少，對內(nèi)蒙古地區(qū)雨季干旱化程度增加、生物多樣性減少、草原退化和植被生產(chǎn)力下降等方面產(chǎn)生較大的影響；氣候變暖，非雨季降水量增加，導致內(nèi)蒙古地區(qū)植物春季物候期提前，秋季物候期推遲，生長季延長，生長季活動振幅增大[8-11,22]。

2.2 氣溫與降水量的年代際變化

1960—2016年內(nèi)蒙古年代際變化呈現(xiàn)出明顯的增溫趨勢(表3)，1960—1969年、1970—1979年和1980—1989年偏冷，但氣溫已經(jīng)明顯呈現(xiàn)上升趨勢，1990—1999年開始變暖，之后氣溫逐年升高，且增溫幅度不斷增加，直到2010—2016年增溫幅度略有下降。季節(jié)氣溫年代際變化與全年年代際變化呈現(xiàn)出相同的趨勢，偏冷期與轉(zhuǎn)暖的時間相一致。

表2 內(nèi)蒙古降雨量年值、季平均值年際線性變化率

注：**為極顯著相關，*為為顯著相關，其余為不顯著相關。

圖3 內(nèi)蒙古年降雨量變化趨勢

表3 內(nèi)蒙古季節(jié)、年氣溫累積距平年代際變化 ℃

1960—2016年內(nèi)蒙古降水量年代際變化趨勢不明顯(表4)，整體上呈現(xiàn)增加的趨勢，其中1960—1969年、1980—1989年和2000—2009年屬于降水偏枯的年代，1970—1979年、1990—1999年和2010—2016年屬于降水偏豐的年代；降水最少的年代為2000—2009年，降水量最多的年代為1990—1999年。雨季降水量呈現(xiàn)出先增加后減少的趨勢，而非雨季降水量呈現(xiàn)出先減少后增加的趨勢。

表4 內(nèi)蒙古季節(jié)、年降水量距平年代際變化

2.3 氣溫與降水量的空間變化

采用ArcGIS中的RBF對內(nèi)蒙古45個氣象站的氣溫和降水量變化的年、季回歸系數(shù)進行空間插值(圖4，圖5)。由圖4可知，1960—2016年內(nèi)蒙古年均溫與秋季、冬季氣溫增溫率的空間變化規(guī)律一致：增溫率自西向東遞減；增溫率較大的區(qū)域為中部和西部，升溫中心位于巴音毛道和臨河；增溫幅度較小的區(qū)域為東部，其中位于赤峰市和通遼市交界處的寶國圖為增溫率最小地區(qū)。春季、夏季增溫率的空間變化特征為自東北向西南呈現(xiàn)波動下降的趨勢，且增溫率最小的區(qū)域均為赤峰市南部?？傮w來說，內(nèi)蒙古年均溫和增溫率二者分布規(guī)律大致相同，即：東部<中部<西部。

圖4 內(nèi)蒙古季、年氣溫增溫率的空間分布

由圖5可知，1960—2016年內(nèi)蒙古年降水量與雨季降水量傾向率的空間變化規(guī)律基本一致：傾向率自西向東呈現(xiàn)出增—減—增的趨勢；傾向率較大的區(qū)域為東部的呼倫貝爾和西部，降水量增加幅度最大的區(qū)域位于扎蘭屯；傾向率較小的區(qū)域為東部的赤峰市和通遼市以及中部，其中降水量減少幅度最大的區(qū)域位于翁牛特旗。非雨季降水量傾向率沒有明顯的空間規(guī)律；傾向率較大的區(qū)域位于呼倫貝爾南部和中部偏南，降水量增加幅度最大的區(qū)域位于扎蘭屯；傾向率較小的區(qū)域為呼倫貝爾北部，其中圖5B的45個氣象站降水量傾向率均為正值，降水量增加幅度最小的區(qū)域位于滿洲里。

2.4 年平均氣溫和年降水量的突變檢測

結(jié)合Mann-Kendall法、滑動t檢驗和累積距平3種突變監(jiān)測方法的特點，最終確定內(nèi)蒙古3個子地區(qū)年均溫、四季均溫、年降水量和兩季降水量的突變年份(表5，表6)。由表5可知，用3種方法對年均溫進行突變檢測，得到的年份較為吻合，全區(qū)年均溫突變發(fā)生在1987年，3個子地區(qū)中，西部年均溫突變年份提前。四季氣溫突變年份中春季、冬季差異較大，夏季和秋季氣溫突變年份不盡相同：春季氣溫突變年份集中在十九世紀80年代末到90年代中期；夏季突變年份集中在1993年和1996年；秋季氣溫突變年份發(fā)生在80年代中期；冬季氣溫突變時間較早，集中在80年代初到80年代中期。

表5 內(nèi)蒙古3個子地區(qū)年均溫和四季氣溫突變年份

注：**表示3種突變檢測結(jié)果均不同；*表示兩種突變檢測結(jié)果相同；其他均為3種突變檢測結(jié)果相同。

與氣溫不同，內(nèi)蒙古3個子地區(qū)年降水量和四季降水量均發(fā)生由豐水到枯水、枯水到豐水的兩次突變(表6)。由表6可知，內(nèi)蒙古年降水量在1998—1999年發(fā)生由豐水到枯水、2011—2012年發(fā)生由枯水到豐水的兩次突變，該地區(qū)降水量的突變年份區(qū)域差異比較明顯：其中，東部和中部的由豐水到枯水的突變年份與全區(qū)一致，西部相對于全區(qū)突變年份提前；而西部枯水到豐水的突變年份與全區(qū)一致，東部和中部相對于全區(qū)突變年份提前。兩季降水量突變年份中，雨季降水量由豐水到枯水的突變年份與全區(qū)年降水量一致，而枯水到豐水的突變年份除東部外，其余相對于全區(qū)均提前；非雨季降水量的兩次突變均與全區(qū)年降水量突變年份差異較大。

圖5 內(nèi)蒙古年、季降水量傾向率的空間分布

區(qū)域全年豐水到枯水枯水到豐水雨季豐水到枯水枯水到豐水非雨季豐水到枯水枯水到豐水內(nèi)蒙古1998—1999年*2011—2012年*1998—1999年1971—1972年*1994—1995年**2009—2010年東部1998—1999年1982—1983年*1998—1999年1982—1983年1977—1978年**1999—2000年*中部1999—2000年*1989—1990年*1999—2000年*1965—1966年*1961—1962年*1969—1970年*西部1961—1962年*2011—2012年*1998—1999年*1972—1973年*1971—1972年**2000—2001年*

注：**表示3種突變檢測結(jié)果均不同；*表示兩種突變檢測結(jié)果相同；其他均為3種突變檢測結(jié)果相同。

2.5 氣溫和降水的周期變化分析

圖6A為1960—2016年內(nèi)蒙古年均溫小波變換系數(shù)的實部等值線圖，正值代表氣溫偏高，負值代表氣溫偏低，小波系數(shù)為0時，對應著突變點。由圖6A可知，內(nèi)蒙古經(jīng)歷了5次冷暖交替過程。由圖6B可知，年均溫的小波方差在2 a，6 a，10 a和15 a處存在極大值，可以判斷內(nèi)蒙古年均溫變化以15 a的周期為最強，此外，還存在2 a，6 a和10 a的尺度變化周期。

提取最強周期15 a的小波系數(shù)進行作圖，得到內(nèi)蒙古年均溫變化的主周期小波系數(shù)過程線圖6C。由圖6C可知，內(nèi)蒙古年均溫相對偏高的年份有：1960—1962年、1968—1973年、1979—1982年、1988—1991年、1997—2001年、2006—2010年和2016年；年平均氣溫相對偏低的年份為：1963—1967年、1974—1978年、1983—1987年、1992—1996年、2002—2005年和2011—2015年。內(nèi)蒙古年均溫的突變年份為：1962—1963年、1967—1968年、1973—1974年、1978—1979年、1982—1983年、1987—1988年、1991—1992年、1996—1997年、2001—2002年、2005—2006年、2010—2011年、2010—2011年和2015—2016年。結(jié)合前述3種突變檢測方法，確定內(nèi)蒙古年均溫的最終突變年份為1987年。

圖7A為1960—2016年內(nèi)蒙古年降水量小波變換系數(shù)的實部等值線圖，正值代表降水量偏多，負值代表降水量偏少，小波系數(shù)為0時，對應突變點。由圖7A可知，內(nèi)蒙古經(jīng)歷了8次豐枯交替過程。由圖7B可知，年降水量小波方差圖顯示，在2 a，8 a和11 a處存在極大值，可以判斷內(nèi)蒙古年降水量變化以11 a的周期為最強，此外，還存在2 a和8 a的尺度變化周期。

圖6 內(nèi)蒙古年平均氣溫小波分析

提取最強周期11 a的小波系數(shù)進行作圖，得到內(nèi)蒙古年降水量變化的主周期小波系數(shù)過程線圖7C。由圖7C可知，內(nèi)蒙古年降水量相對偏豐的年份為：1960—1961年、1966—1971年、1976—1979年、1983—1986年、1990—1992年、1997—1999年、2004—2006年和2011—2014年；年降水量相對偏枯的年份為：1962—1965年、1972—1975年、1980—1982年、1987—1989年、1993—1996年、2000—2003年、2007—2010年和2015—2016年。內(nèi)蒙古年降水量突變年份為：1961—1962年、1965—1966年、1971—1972年、1975—1976年、1979—1980年、1982—1983年、1986—1987年、1989—1990年、1992—1993年、1996—1997年、1999—2000年、2003—2004年、2006—2007年、2010—2011年和2014—2015年。結(jié)合前述3種突變檢測方法，確定內(nèi)蒙古年降水量最終突變年份為1999年和2011年。

圖7 內(nèi)蒙古年降水量小波分析

3 討論與結(jié)論

3.1 討 論

1960—2016年內(nèi)蒙古年均溫呈顯著上升趨勢，年均溫以0.38℃/10 a的速率上升，該結(jié)果略低于以往研究氣溫增溫率估計值[6-7]，其主要原因可能是不同研究選取的氣象站點數(shù)不同，選取的氣象要素序列的時間段也不一致。

內(nèi)蒙古年降水量呈不顯著上升趨勢，年降水量以0.47 mm/10 a的速率上升，該結(jié)果與以往研究結(jié)果降水量變化趨勢相反，其主要原因可能是選取的氣象站點數(shù)不同，選取的氣象要素序列的時間段也不同[6-7]；從表4可以看出，2009年以前年降水量總體呈減少趨勢，2009年之后年降水量有明顯的增加趨勢；此外，為進一步證實本研究結(jié)果的可靠性，對1960—2016年以10 a為尺度逐年進行了線性回歸分析，發(fā)現(xiàn)1960—2014年總體呈減少趨勢，但是1960—2016年總體呈現(xiàn)緩慢增加趨勢，可能與近幾年的降水有了明顯變化的緣故有關。東部降水量呈減少趨勢，中部、西部降水量均呈增加趨勢，與李鵬飛[21]等《近50 a中國干旱半干旱地區(qū)降水量與潛在蒸散量分析》研究結(jié)果相一致。

氣候變暖使得內(nèi)蒙古自然環(huán)境發(fā)生了變化。蒸發(fā)蒸騰量上升，蒸發(fā)蒸騰量遠大于降水量，導致濕地整體萎縮和退化[23]。此外，氣候變暖導致黃河內(nèi)蒙古段開封期提前、封河期推后、凌汛期縮短[24]。隨著氣候變暖，內(nèi)蒙古干旱化程度增加，導致內(nèi)蒙古荒漠化不斷擴大[25]。本研究主要對1960—2016年內(nèi)蒙古氣溫和降水量變化特征和突變現(xiàn)象進行詳細分析，不僅對深入了解中國北方干旱半干旱地區(qū)氣候因子變化規(guī)律有一定的科學借鑒意義，而且對內(nèi)蒙古地區(qū)生態(tài)環(huán)境的保護、農(nóng)牧業(yè)可持續(xù)性發(fā)展和水資源的保護具有一定實踐指導意義。

3.2 結(jié) 論

(1) 內(nèi)蒙古年均溫呈顯著上升趨勢，增溫率自西向東遞減，全區(qū)增溫率為0.38℃/10 a，明顯高于全球年均溫增溫率0.12℃/10 a；四季均溫也呈顯著增加趨勢,并且春季和冬季增溫率較大，對年均溫升高貢獻度最大；年均溫和增溫率二者分布規(guī)律相同，即：東部<中部<西部；內(nèi)蒙古年均溫和季均溫年代際變化也呈現(xiàn)出增暖的趨勢，年均溫和季均溫均在1990—1999年開始變暖。內(nèi)蒙古年降水量呈不顯著增加趨勢,傾向率自西向東呈現(xiàn)出增—減—增的趨勢，降水量最少的年代為2000—2009年，降水量最多的年代為1990—1999年；且中部和西部均呈不顯著增加趨勢，而東部呈不顯著減少趨勢；3個子地區(qū)雨季降水量均呈減少趨勢，而非雨季降水量均呈增加趨勢，且增加量和減少量均為東部>中部>西部。

(2) 內(nèi)蒙古年均溫突變年份為1987年；東部和中部年均溫突變年份為1987年，西部突變年份為1986年，突變提前。內(nèi)蒙古年降水量在1998—1999年發(fā)生由豐水到枯水的突變，在2011—2012年發(fā)生由枯水到豐水的突變；其中東部年降水量突變發(fā)生于1998—1999年和1982—1983年，中部發(fā)生于1999—2000年和1989—1990年，西部發(fā)生于1961—1962年和2011—2012年。

(3) 內(nèi)蒙古增溫幅度較大的地區(qū)為巴音毛道和臨河，增溫幅度較小的地區(qū)為寶國圖。內(nèi)蒙古年降水量增加較為明顯的地區(qū)為扎蘭屯，年降水量減少較為明顯的地區(qū)為翁牛特旗。

(4) 小波分析結(jié)果表明，內(nèi)蒙古年均溫變化以15 a的周期為最強，還存在2 a，6 a和10 a的尺度變化周期；內(nèi)蒙古年降水量變化以11 a的周期為最強，還存在2 a和8 a的尺度變化周期。