中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征_王毅荣

第26卷第2期

2007年4月文章编号:1000-0534(2007) 02-0373-07

高原气象

PLATEAU M ETEOROLOGY

V ol. 26 N o. 2

A pr il, 2007

中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征

王毅荣

1, 2

, 林纾, 张存杰

(1. 中国气象局兰州干旱气象研究所, 甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室, 中国气象局干旱气候变化与减灾重点

开放实验室, 甘肃兰州 730020; 2. 兰州区域气候中心, 甘肃兰州 730020)

摘要:利用黄土高原51个测站40年日降水资料, 采用REO F 分析、小波分析和分维分析等方法, 研究了该地区区域性暴雨的时空特征。结果表明:黄土高原区域性暴雨事件趋于减少, 过程雨量加大; 区域性暴雨频数演变存在4年和7~8年的振荡, 以4年周期为主; 在1977年区域性暴雨事件出现突变性减少, 相应的短周期减弱、长周期加强。分析表明, 区域性暴雨事件骤减与500hPa 高度、副热带高压和青藏高压位置关系密切; 与区域性暴雨事件伴随的全区降水量存在6个空间型, 各型暴雨雨量异常具有客观碎形(分形) 特点, 其中黄土高原西北部和东南部暴雨雨量异常偏多的分维数值较小, 在黄土高原中部分维数值较大, 反映出黄土高原中部暴雨异常偏多的非线性机制最为复杂, 而西北部和东南部地区相对简单。

关键词:黄土高原; 区域性暴雨; 小波分析; 分形分维; 时空特征中图分类号:P461

文献标识码:A

1 引言

黄土高原位于黄河中上游和海河上游地区, 东起太行山, 西至日月山, 南界秦岭, 北抵鄂尔多斯高原, 总面积51. 7@10km , 包括河北西部、山西大部、陕西中北部、甘肃中东部、宁夏南部及青海东部等地。黄土高原气候干旱、地表植被覆盖差、土质疏松、流水侵蚀强烈, 除少数残留的黄土塬相对完整, 范围稍大外, 其余大部分地区已被切割成为破碎的梁峁丘陵, 黄土高原西部和北部邻近大陆性干旱气候区, 受沙漠化的严重威胁, 而其它地区水土流失又极为严重[2~5]。

暴雨是黄土高原最严重的自然灾害之一, 是造成黄土高原严重水土流失和黄河泥沙的最主要因素, 一次暴雨或大暴雨引起的侵蚀量占年总量的60%甚至90%以上[6,

[1]

关的研究较多

[9~20]

, 对暴雨研究偏重于天气动力和

对土壤侵蚀。而气候系统是一类浑沌动力系统具有自相似性, 分数维(分维数) 是气候系统结构的特征[21~23]。对于气温、降水和旱涝气候特征等方面已有分维方面的研究[24~26], 着重于要素的时间序列演化, 对于同一要素分维的空间差异研究较少, 往往气候要素演变体现在时空两方面。本文从分形分维角度着重研究了黄土高原区域性暴雨的时空特征, 也是对分维理论的一种应用尝试。

2. 1

资料与方法

资料选取

本文利用中国黄土高原区域内的51个分布比

较均匀的观测站1961) 2000年40年逐日降水实测资料。2. 2 方法

某站日降水量\50. 0m m, 统计为一站次暴雨; 同一日内相邻3站出现暴雨, 为一次区域性暴雨, 计为1次区域性暴雨事件。下面对区域性暴雨频数(单站次或仅两站次出现的暴雨不在区域性暴

, 暴雨往往引发山体滑坡、

[8]

坍塌等地质灾害, 暴洪造成巨大损失。黄土高原地区大部分地方每年出现3次以上大雨, 暴雨频繁。据统计, 1960) 2000年间黄土高原地区平均每年出现约26站次暴雨。与黄土高原地区降水有

收稿日期:2005-11-08; 改回日期:2006-02-21

基金项目:国家自然科学基金项目(40675066) ; 科技部社会公益研究专项(2004DIB5J196) ; 甘肃省科学技术攻关计划项目(ZGS042-A44-017) 共同资助

作者简介:王毅荣(1967) ) , 男, 甘肃定西市人, 高级工程师, 主要从事气候变化预测研究. E -mail:w erice@163. com

374 高原气象

[27~29]

26卷

雨频数统计之列) 时间序列采用Mor let 小波

进行周期及结构变化分析, 为了找出突变年份, 使用滑动t 检验方法和Petitt 方法[30,

31]

3黄土高原暴雨基本特征

计算变点。鉴

[32]

黄土高原地区40年暴雨频次空间分布(图1a) 是自西北向东南明显递增, 高原西北部最少, 青海、甘肃交界地带及宁夏南部在10次以下, 平均1次/4a; 关中平原地带和山西高原一带暴雨较多, 平均2~3次/4a; 华山和五台山因地形作用, 暴雨频次最多。

整个黄土高原暴雨平均每年出现26站次左右, 总频数的时间分布(图1b) 呈明显下降趋势(线性趋势线与原序列在A =0. 05水平上相关显著) , 减少速度平均3. 1次/10a 。在1979年之前频数多为正距平, 之后以负距平为主。最大正距平在1964年为39次, 最大负距平在1974年为15次。

于暴雨在黄土高原空间分布的不均匀性, 采用了REOF(旋转经验正交函数) 分解方法研究区域性暴雨事件降雨量的空间变化的次区域特征。分形分维理论在地球科学领域得到极大关注。一般采用对单个气候变量足够长的序列, 保持吸引子拓扑结构不变, 嵌入重构相空间, 获得要素较精确的分维数值(关联维数) , 来表征气候动力系统的结构特征。不同气候要素有着不同的分维数值, 同一要素因具有气候层次而分维值也不同[33~38]。本文探讨暴雨区域分布差异, 着重分析暴雨量异常的分布。暴雨量异常已简化成一系列貌似/随机0地出现在偏多或偏少(异常) 区域内的点, 其分布明显具有自相似结构) ) ) 在局部或整体阶段上都会存在异常, 具有这种特点的几何图形称为分形。这种分布在标度改变过程中呈现出自相似性, 当尺度(标度) 改变时它的结构具有不变性(标度律) , 按统计规律分布的定量表示即是该系统的分形维数(Fr actal Dimension) 。对于一个客体, 如果其特征线度(标度) 为r , 与r 有关的相关函数(样本数) 为N (r) , 而N (r) 与r 之间满足关系:

N =,

式中C 为待定常数, 则D 称为客体的分数维。如果D 为常量, 则相关函数N (r ) 对特征线度r 的依赖性在双对数坐标上呈现为一条直线, 即:

ln N (r ) =ln C -D ln r.

本文采用计算几何图形维数的方法[39, 暴雨量异常的分维数(盒维数) 。

40]

4区域性暴雨演变及其可能机制

4. 1 统计分析

1961) 2000年黄土高原地区出现125次区域性暴雨(事件) , 计523站次, 占总暴雨站次的49. 2%, 可见黄土高原地区暴雨的发生近一半是以区域性形式出现的。区域性暴雨发生在4~10月, 其中75%集中在7~8月, 大范围(同一日8站出现) 暴雨发生在8~9月。

40年区域性暴雨频次数空间分布(图2a) 由西北向东南依次递增, 梯度最大区基本在六盘山脉一带, 高原西北部频数最小、东南部最高。暴雨频数时间分布(图2b) 中下降趋势明显(线性趋势线与原序列在A =0. 01水平上相关显著) , 减少速度平均3. 6站次/10a 。在1977年之前频数多为正距平(图

计算

2b 中虚线为均值线) , 之后以负距平为主。最大正距平在1964年为37

站次。

图1 1961) 2000年黄土高原暴雨频次空间(a) 和时间(b) 分布

Fig. 1 T he spat ial (a) and t ime (b) distr ibutions of rainsto rm fr equency o ver

China L oess Plateau during 1961) 2000

2期

王毅荣等:中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征 375

图2 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨总次数空间分布(a) 和时间分布(b) Fig. 2 T he spatial (a) and time (b) distr ibut ions of r eg io nal rainsto rm fr equency

o ver China L oess P lateau dur ing 1961) 2000

对区域性暴雨频数时间序列, 计算得到1977年是Petitt 一级变点, 前后二段用t 检验, 表明

1977年的突变点是显著的(通过0. 01显著性水平检验) , 说明1977年前后区域性暴雨频次存在显著差别; 1977年前后区域性暴雨中年均站次分别为17. 5和9. 8, 可见1977年以后是明显减少。

翟盘茂等[41]分析认为, 近50年来华北地区强降水事件趋于减少, 但西北地区强降水事件趋于增多。文中分析显示黄土高原地区暴雨和区域性暴雨都呈明显减少, 可见黄土高原地区强降水事件的演变趋势更接近华北地区。4. 2 小波分析

为了研究区域性暴雨频次的周期变化和减少规律, 对暴雨频数时间序列(图2b ) 做小波分析(图3) 。从图3可看到, 在40年的变化中, 暴雨频次存在4年、7年左右的年际振荡和10~16年左右的年代际振荡。4年振荡周期在95%的信度水平上是显著的。1977年之前4年周期振荡强, 7年周期比较明显, 长周期谱简单、振幅小; 60, 70年代中期振荡强, 60年代末、70年代初振荡弱。1977

年以后

4年周期振幅明显减弱, 7年振荡周期消失, 长周期谱复杂、振幅加大。可见, 在突变前后周期谱发生明显变化, 短周期振荡幅度衰减, 长周期振荡幅度加强。4. 3 可能机制

1977年以后黄土高原地区区域性暴雨频次负距平频繁出现, 演变周期谱也发生明显变化。1977年全球大气环流发生年代际突变, 夏季西太平洋副热带高压5860g pm 廓线(500hPa) 西端点位置从125b E 附近向西跃进15个经距, 在110b E 附近摆动[42], 青藏高压16760gpm 廓线(100hPa) 东端位置从110b E 附近突变东进到122b E 附近。两高(西太平洋副热带高压、青藏高压) 东西位置的变化, 对黄土高原区域影响范围和程度较大, 不利于水汽向高原输送和正涡度的发展。戴新刚等研究发现中纬度准定常波突变(1977年) 前后发生了明显的变化, 其中500hPa 高度场亚洲大陆上突变前是一个巨大的波谷区(负值区) , 突变后其缩小减弱成一个东北西南走向的窄带, 位于我国华北到印度一带, 我国西北及其以北的西西伯利亚由突变前的低槽区转变为脊区。这些变化表示亚洲大陆中高纬度准定常波的振幅变小且位相发生了明显东移, 相应黄土高原地区由突变前的槽前变为突变后的槽区或槽后。此外, 准定常波突变后西北及中国以北的500hPa 高度普遍上升阻断了北方冷空气的南下, 这对黄土高原地区产生强降水不利。

[43]

5 区域性暴雨雨量分布空间型

图3 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨

频次的小波分析

Fig. 3 T he wav elet analy sis of r eg io nal rainsto rm 对125站次区域性暴雨事件对应各站降水量序列进行标准化处理, 再做EOF 分解。根据North 等

[44]

结论认为, 随着特征向量序数的增加, 特征向

376

[44]

高原气象 26卷

North 判据法依此取前6个主分量做方差最大正交旋转(REOF 分解) , 空间模(旋转后的特征向量) 反映空间相关程度, 依次来分析黄土高原区域性暴雨降水量的次区域尺度特征。REOF 空间型方差贡献如表1所示, 前6个空间型揭示了总方差的62. 98%, 基本反映出降水场异常空间分布特征。

表1 REOF 前6个载荷向量的方差贡献(单位:%)

Table 1 The first 6loading vector variances

from REOF. (Unit:%)

REOF 20. 81

211. 87

38. 96

47. 94

57. 14

66. 26

合计62. 98

干旱在西部的相关性很好, 六盘山以西数值>0. 80, REOF1解释了这些地区60%以上的局地方差。这里也是黄土高原的最干旱地区, 是黄土高原区域性暴雨过程雨量变化的第一特征区, 简称西北区。结合REOF 时间系数特征, 分析暴雨站次和过程降水量, 发现该地区是区域性暴雨影响小、降水量少, 基本不出现区域性暴雨; 雨量变化在20世纪80年代后呈线性增加趋势。

第二空间模(图4b) 的大值区域(绝对值>0. 80) 在黄土高原东北部(山西北部为主) , 这一带是高原区域性暴雨的第二特征区, 简称东北区。分析发现这里过程雨量存在4年左右的周期变化, 雨量变化的线性趋势不清晰。

第三空间模(图4c) 的大值区域在渭河上游六盘山区一带, 这里是高原区域性暴雨的第三特征区, 简称六盘山区, 区域性暴雨过程中雨量呈显著增加趋势。

第四空间模(图4d) 的大值区域在三门峡一带。

图4给出了前6个空间模态分布, 图中每个格点的值也是该格点上的降水量序列与该空间型时间系数的相关系数, 由于资料已经标准化处理, 每个格点上的方差为1, 格点上值的平方是该空间型对这个格点降水量序列的方差贡献率。

第一空间模(图4a) 最显著的特征是黄土高原

图4 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨的R EOF 前6个空间模分布

(a) 第一空间模, (b) 第二空间模, (c) 第三空间模, (d) 第四空间模, (e) 第五空间模, (f) 第六空间模

F ig. 4 Spatial structur es of the first 6ro tating loading v ect ors o f reg ional rainstor m over China L oess Plateau during 1961) 2000. (a) the first mo de, (b) the seco nd modes, (c) the third

(((

2期

王毅荣等:中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征 377

这里是高原区域性暴雨的第四特征区, 简称东南

区, 是易出现区域性暴雨的地方, 过程中雨量比较平稳, 雨量变化的线性趋势不清晰。

第五空间模(图4e) 的大值区域在山西高原中部, 是高原区域性暴雨的第五特征区, 这里区域性暴雨过程雨量在突变(1977年) 之前大, 突变之后明显减小, 20世纪90年代有出现增加趋势。第六空间模(图4f) 的大值区域在延安) 洛川一带, 是高原区域性暴雨的第六特征区, 简称高原中部区。过程雨量存在增加趋势, 雨量演变存在11年左右的周期变化; 突变(1977年) 之后, 11年周期尤为清楚, 达到95%信度以上。

REOF4, REOF5, REOF6计算分维数的双对数坐标图, 拟合直线斜率绝对值为分维数D ; 各空间型的双对数拟合直线与原序列间相关系数和拟合直线斜率绝对值详见表2。

由表2看到第1~6空间型, 分维数D 分别为0. 8451, 0. 8873, 0. 8777, 0. 8378, 0. 8826, 0. 9242。区域性暴雨雨量的分数维D 在0. 8378~0. 9242之间。分维数D 的大小反映出暴雨雨量变化过程形态复杂程度的变化情况, D 值在过程线上的反映主要是相邻峰谷差的变化, 峰谷差越大, 反映过程线的起伏越大, 即所谓的过程越复杂, 表现在过程线局部峰谷变化频繁、峰谷落差大。可见在高原东南部暴雨频繁之地和干旱少暴雨的西北地区暴雨雨量变化过程线形态复杂且程度较低, 影响暴

表2 双对数拟合直线与原序列间相关系数和拟合

直线斜率(绝对值)

Table 2 The correlation coefficients and slope in a

ln r versus ln N(r) diagram of 6models

相关系数斜率绝对值

6 区域性暴雨空间型的分维特征

区域性暴雨雨量的REOF 时间系数序列为

P 1, P 2, P 3, , , P j , P 125,

其中下标j 为次数, 相当于通常时间序列中的时间(t ) ; 时间间隔为一次, 相当于单位时间间隔($t =1) , P j 为第j 次雨量幅度。

利用上面6个暴雨空间型的时间系数序列, 计算分维数。图5给出REOF1, REOF2, REOF3,

0. 99270. 99380. 99550. 99160. 99470. 99770. 84510. 88730. 87770. 83780. 88260.

9242

图5 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨空间型时间系数N (r) 分布

(a) REOF1, (b) REOF2, (c) REOF3, (d) RE OF4, (e) REOF5, (f) REOF6

Fig. 5 T he distr ibutio n of cor relat ing function N (r) in a lnr versus ln N (r ) diag ram o f the st o L 1961)

378 高原气象 26卷

雨雨量的非线性因素相对简单。黄土高原处于华北季风区向西北干旱区过渡地带, 高原西北部接近西北干旱区, 造成大陆性气候的影响因子对其作用明显一些; 高原东南部受季风气候系统作用强一些。高原中部地带受二者的共同影响, 使这一地带的暴雨雨量变化较为复杂, 从第6空间型的分维数D (0. 9242) 在各空间型中最大, 也说明该区域暴雨雨量过程相比最复杂。

间分布图形是介于点与线之间的支离破碎的图形, 其分形维数应>0而

致谢:承蒙中国科学院寒区旱区环境与工程研究所博导吕世华先生的指导, 谨致谢意! 参考文献

[1] 周立三. 中国农业地理[M ]. 北京:科学出版社, 2000[2] 钱林青. 黄土高原气候[M ]. 北京:气象出版社, 1991[3] 赵景波, 黄春长, 朱显谟. 黄土高原的形成与发展[J]. 中国沙

漠, 1999, 19(4) :333-337

[4] 王毅荣, 姚玉璧. 甘肃黄土高原土壤水分演变特征[J ].土壤通

报, 2005, 36(6) :850-855

[5] 王毅荣. 黄土高原植被生长期旱涝对全球气候变化响应[J ].

干旱区地理, 2005, 28(2) :161-166

[6] 王占礼, 邵明安, 常庆瑞. 黄土高原降雨因素对土壤侵蚀的

影响[J]. 西北农业大学学报, 1998, 26(4) :101-105[7] 龚时旸. 黄河流域黄土高原的土壤侵蚀问题[J ]. 人民黄河,

1991, 8:38-43

[8] 王毅荣. 中国黄土高原地区大雨频次演变特征[J ]. 灾害学,

2005, 20(1) :80-83

[9] 黄荣辉, 徐予红, 周连童. 我国夏季降水的年代际变化及华北

干旱化趋势[J]. 高原气象, 1999, 18(4) :465-476

[10]李耀辉, 李栋梁, 赵庆云. 中国西北地区秋季降水异常的特征

分析[J]. 高原气象, 2001, 20(2) :158-164

[11]谢金南, 周嘉陵. 西北地区中、东部降水趋势的初步研究[J ].

高原气象, 2001, 20(4) :362-367

[12]李耀辉, 李栋梁, 赵庆云. 中国西北春季降水与太平洋秋季海

温的异常特征及其相关分析[J ]. 高原气象, 2000, 19(1) :100-110

[13]于淑秋, 林学椿, 徐祥德. 我国西北地区近50年降水和气温

的变化[J]. 气候与环境研究, 2003, 8(1) :1-8

[14]孙安健, 郭艳君. 我国西北地区春季旱涝气候特征研究[J ].

气候与环境研究, 2003, 8(1) :1-8

[15]王毅荣, 王锡稳. 中国黄土高原地区4~9月雨量时空变化特征

分析[J]. 高原气象, 2006, 25(4) :737-743

[16]白爱娟, 施能, 方建刚. 陕西省降水量变化的区域特征分析

[J]. 高原气象, 2005, 24(4) :635-641

[17]马镜娴, 戴彩娣. 西北地区东部降水量年际和年代际变化的若

干特征[J]. 高原气象, 2000, 19(2) :166-171

[18]黄玉霞, 李栋梁, 王宝鉴. 西北地区近40年年降水异常的时

空特征分析[J]. 高原气象, 2004, 23(2) :245-252

[19]林纾, 陆登荣. 近40年来甘肃省降水的变化特征[J ]. 高原气

象, 2004, 23(6) :898-905

[, . 年7结论与讨论

(1) 1961) 2000年黄土高原地区近一半的暴

雨以区域性形式出现, 区域性暴雨发生主要集中在7~8月。

(2) 暴雨频数空间分布由西北向东南依次递减, 梯度最大区基本在六盘山脉一带, 高原西北部频数最小、东南部最高。暴雨频数呈明显线性下降趋势, 减少速度平均为-3. 6次/10a; 暴雨雨量却呈现增长趋势。1977年暴雨频数发生突变, 暴雨频次显著减少, 在1977年之前频数多为正距平, 之后以负距平为主。黄土高原区域性暴雨频次突变与西太平洋副热带高压、青藏高压位置跃变和500hPa 高度场的变化联系密切。

(3) 在40年的变化中, 暴雨频次存在4年、7年左右的年际振荡和10~16年左右的年代际振荡。4年振荡周期在95%信度上是显著的。1977年之前4年周期振荡强, 7年周期比较明显, 长周期谱简单、振幅小; 20世纪60, 70年代中期振荡强, 60年代末、70年代初振荡弱。1977年后4年周期振幅明显减弱, 7年振荡周期消失, 长周期谱复杂、振幅加大。突变前后周期谱发生明显变化, 短周期振荡幅度减弱, 长周期振幅加强。

(4) 区域性暴雨雨量存在6个空间型, 即高原西北、东北、东南、六盘山、山西中部、高原中部等区域; 高原东部各空间型容易出现区域性暴雨。 (5) 区域性暴雨雨量的分维数在0. 8378~0. 9242之间。可见, 在高原东南部和西北地区暴雨雨量过程形态复杂程度较低, 影响暴雨雨量的非线性因素相对简单。中部分维数D 最大, 该区域暴雨雨量变化过程相比最为复杂, 分维数D 大, 变化过程形态复杂, 过程线的起伏大, 局部峰谷变化频繁、峰谷落差大。

暴雨量异常的分布已不同于原序列, 其分形结构亦不同于气候变量的动力结构(一般气候要素的) ;

2期

王毅荣等:中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征 379

[33]Hirabayas hi J, A Robert. M ultifractal Analysis of Earthquakes

[J]. M ath ematical S eis mology, 1990, (5) :91-101

[34]刘式达, 刘式适. 分形和分维引论[M ]. 北京:气象出版社,

1993

[35]张勤. 太阳黑子相对数的分维研究[J]. 天文学报, 1994, 35

(1) :27-32

[36]刘式适, 刘式达, 谭本馗. 非线性大气动力学[M ]. 北京:国

防工业出版社, 1996:1271-164

[37]刘太中, 荣平平, 刘式适, 等. 气候变化的子波分析[J ]. 地球

物理学报, 1995, 38(2) :158-162

[38]郑祖光, 刘式达. 用天气变量时间序列估计天气的可预报性

[J]. 气象学报, 1992, 50(1) :72-80

[39]梁东方, 李玉梁, 江春波. 测量分维的/数盒子0算法研究[J ].

中国图像图形学报, 2002, 7(3) :246-250

[40]王颖, 韩月秋, 毛二可. 随机序列的分维研究[J ]. 北京理工

大学学报, 1996, 16(6) :660-664

[41]翟盘茂, 潘晓华. 中国北方近50年温度和降水极端事件变化

[J]. 地理学报, 2003, 58(增刊) :1-10

[42]Yang H ui, Su n Sh uqing. Longitudinal dis placem ent of the sub -tropical hig h in the w estern pacific in summer and its Influence [J]. Adv Atmos Sci, 2003, 20(6) :921-933

[43]戴新刚, 汪萍, 张培群, 等. 华北降水频谱变化及其可能机制

分析[J]. 自然科学进展, 2003, 13(11) :1182-1189[44]North G R, T L Bell, R F Cahalan. Samplin g er rors in the es -timation of em pirical orthogonal function s [J]. M on Wea Rev, 1982, 110:699-703

变化趋势分析[J]. 高原气象, 2006, 25(5) :900-905[21]刘式达, 郑祖光, 赵汉光. 气候层次和分数维[J ]. 气象学报,

1993, 51(3) :333-342

[22]王勤学, 曹鸿兴. 浑沌气候学研究进展[J ]. 地球物理学报,

1993, 8(4) :1-10

[23]辛国君. 气候噪声和气候系统的分维[J ]. 应用气象学报,

1997, 8(1) :85-91

[24]刘式达, 陈炯, 刘式适. 近百年中国、北半球和南半球气温内

在结构比较(Ⅰ) [J]. 应用气象学报, 1999, 10(增刊) :9-15[25]李祚泳, 彭荔红. 四川旱涝时间分布的变维分形特征[J]. 厦

门大学学报(自然科学版) , 1999, 38(4) :599-603

[26]黄润生, 胡家元, 王登炎. 有雨概率与分维数关系的初步研究

[J ]. 武汉大学学报(自然科学版) , 1997, 43(5) :686-690[27]王毅荣, 林纾, 李耀辉, 等. 甘肃空中水汽含量对全球气候变

化响应[J ]. 干旱区地理, 2006, 29(1) :47-52

[28]朱乾根, 施能, 吴朝晖, 等. 近百年来北半球冬季大气活动中

心的长期变化及其与中国气候变化的关系[J ]. 气象学报, 1997, 55(6) :750-757

[29]T orren ce C, G P Compo. A practical guide to w avelet an aly sis

[J ]. Bull Am er M eteor S oc, 1998, 79:61-78

[30]游性恬, 朱禾, 谷湘潜. 夏秋季长江、黄河流量长期变化的主

要特征[J ]. 气象学报, 2003, 61(4) :480-486

[31]Petitt A N. A non -parametric appr oach to th e change point

p rob lem [J]. Appl Statis, 1979, 28:125-135

[32]焦菊英, 王万忠. 黄土高原降雨空间分布的不均性研究[J].

水文, 2001, 21(2) :20-24

The Characteristic of Fractal and Variation in Regional Rainstorm over China Loess Plateau

WANG Y-i r ong

1, 2

, LIN Shu , ZH ANG Cun -jie

(1. K e y L aboratory of A rid Climate Chang e and Red ucing Disaster of G ansu P rov inc e , L anz hou I nstitu te of A rid M eteorolog y , China M eteor ological A d ministration, L anz hou 730020, China; 2. L anz hou Re gional Climate Cente r , L anz hou 730020, China)

Abstract:U sing the daily precipitatio n data at 51stations ov er China Loess Plateau in recent 40years, w ith REOF, w avelet and fractal imension methods, the spatial and temporal characteristic of r eg io nal rain -storm in the r eg ion are analy zed. T he results show ed the events o f regional rainsto rm decreased, pro cess

rainfall increased, it had remarkable 2phases and a jump -point. Ones variation period o ccurred abrupt chang e that contacted w ith the longitudinal positions of SH (the longitude of w est end of SH based o n the contour of 5860g pm ) , the Qingha-i Xizang high (the long itude of east end o f Qingha-i Xizang high based on the conto ur of 16760gpm). Six divisio ns w ere identified. T he fractal dimension of anom alous rainfall of rainsto rm w as 0. 8378~0. 9242. M inim um fractal dim ensio n was in the southeast of the China Lo ess Plat -eau, m ax imum fractal dimension w as in the hinterland of the plateau.

Key words:China Lo ess plateau; Regional rainstorm; Wav elet analy sis; Fractal; Spatial and tempo ral

variation char acteristic

第26卷第2期

2007年4月文章编号:1000-0534(2007) 02-0373-07

高原气象

PLATEAU M ETEOROLOGY

V ol. 26 N o. 2

A pr il, 2007

中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征

王毅荣

1, 2

, 林纾, 张存杰

(1. 中国气象局兰州干旱气象研究所, 甘肃省干旱气候变化与减灾重点实验室, 中国气象局干旱气候变化与减灾重点

开放实验室, 甘肃兰州 730020; 2. 兰州区域气候中心, 甘肃兰州 730020)

关键词:黄土高原; 区域性暴雨; 小波分析; 分形分维; 时空特征中图分类号:P461

文献标识码:A

1 引言

[1]

关的研究较多

[9~20]

, 对暴雨研究偏重于天气动力和

2. 1

资料与方法

资料选取

本文利用中国黄土高原区域内的51个分布比

较均匀的观测站1961) 2000年40年逐日降水实测资料。2. 2 方法

, 暴雨往往引发山体滑坡、

[8]

收稿日期:2005-11-08; 改回日期:2006-02-21

基金项目:国家自然科学基金项目(40675066) ; 科技部社会公益研究专项(2004DIB5J196) ; 甘肃省科学技术攻关计划项目(ZGS042-A44-017) 共同资助

作者简介:王毅荣(1967) ) , 男, 甘肃定西市人, 高级工程师, 主要从事气候变化预测研究. E -mail:w erice@163. com

374 高原气象

[27~29]

26卷

雨频数统计之列) 时间序列采用Mor let 小波

进行周期及结构变化分析, 为了找出突变年份, 使用滑动t 检验方法和Petitt 方法[30,

31]

3黄土高原暴雨基本特征

计算变点。鉴

[32]

N =,

式中C 为待定常数, 则D 称为客体的分数维。如果D 为常量, 则相关函数N (r ) 对特征线度r 的依赖性在双对数坐标上呈现为一条直线, 即:

ln N (r ) =ln C -D ln r.

本文采用计算几何图形维数的方法[39, 暴雨量异常的分维数(盒维数) 。

40]

4区域性暴雨演变及其可能机制

4. 1 统计分析

计算

2b 中虚线为均值线) , 之后以负距平为主。最大正距平在1964年为37

站次。

图1 1961) 2000年黄土高原暴雨频次空间(a) 和时间(b) 分布

Fig. 1 T he spat ial (a) and t ime (b) distr ibutions of rainsto rm fr equency o ver

China L oess Plateau during 1961) 2000

2期

王毅荣等:中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征 375

图2 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨总次数空间分布(a) 和时间分布(b) Fig. 2 T he spatial (a) and time (b) distr ibut ions of r eg io nal rainsto rm fr equency

o ver China L oess P lateau dur ing 1961) 2000

对区域性暴雨频数时间序列, 计算得到1977年是Petitt 一级变点, 前后二段用t 检验, 表明

年以后

[43]

5 区域性暴雨雨量分布空间型

图3 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨

频次的小波分析

Fig. 3 T he wav elet analy sis of r eg io nal rainsto rm 对125站次区域性暴雨事件对应各站降水量序列进行标准化处理, 再做EOF 分解。根据North 等

[44]

结论认为, 随着特征向量序数的增加, 特征向

376

[44]

高原气象 26卷

表1 REOF 前6个载荷向量的方差贡献(单位:%)

Table 1 The first 6loading vector variances

from REOF. (Unit:%)

REOF 20. 81

211. 87

38. 96

47. 94

57. 14

66. 26

合计62. 98

第三空间模(图4c) 的大值区域在渭河上游六盘山区一带, 这里是高原区域性暴雨的第三特征区, 简称六盘山区, 区域性暴雨过程中雨量呈显著增加趋势。

第四空间模(图4d) 的大值区域在三门峡一带。

第一空间模(图4a) 最显著的特征是黄土高原

图4 1961) 2000年黄土高原区域性暴雨的R EOF 前6个空间模分布

(a) 第一空间模, (b) 第二空间模, (c) 第三空间模, (d) 第四空间模, (e) 第五空间模, (f) 第六空间模

F ig. 4 Spatial structur es of the first 6ro tating loading v ect ors o f reg ional rainstor m over China L oess Plateau during 1961) 2000. (a) the first mo de, (b) the seco nd modes, (c) the third

(((

2期

王毅荣等:中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征 377

这里是高原区域性暴雨的第四特征区, 简称东南

区, 是易出现区域性暴雨的地方, 过程中雨量比较平稳, 雨量变化的线性趋势不清晰。

表2 双对数拟合直线与原序列间相关系数和拟合

直线斜率(绝对值)

Table 2 The correlation coefficients and slope in a

ln r versus ln N(r) diagram of 6models

中国黄土高原区域性暴雨时空变化及碎形特征_王毅荣

相关文章