引言

黄河流域是中华民族古文明的发源地之一，其自西向东盘亘于中纬度带，流域东西向跨度大，涵盖高原、山地、平原和丘陵，各流域段间气候差异较大，黄河流域大部恰好处于我国西部干旱半干旱地区与东部湿润半湿润地区的分界线(杨建平等，2003；王浩等，2005)，全国90%左右的耕地和人口分布在该分界线以东地区(王浩等，2005)，黄河流域降水的气候变化成为研究的焦点(刘晓东等，2002；邵晓梅等，2006；庞爱萍等，2008；王记芳等，2009; 常军等, 2014)，它代表我国淡水资源的多少分布、深刻影响着社会各方面的发展。因此研究黄河流域最近几十年降水的气候变化特征及其直接的大气环流变化成因不仅具有流域自身的意义，而且对于理解中国整个北方干湿气候变化成因也具有一定的参考价值。

伴随全球变暖，尤其是20世纪80年代以来，增温尤为迅速(符淙斌和王强，1991；衣育红和王绍武，1992；沙万英等，2002)，黄河流域气候包括降水量也发生了变化，最突出的问题是黄河流域的黄土高原(河套北部)和下游地区变得更加干旱(王浩等，2005; 刘晓东等，2002；邵晓梅等，2006；庞爱萍等，2008)，黄河流域干旱和湿润分界线向东向南移动显著(王浩等，2005)，全球升温与黄河流域干旱有一致变化关系(刘晓东等，2002)，从大气环流气候变化的角度，杨建平等(2003)分析了我国近50年干湿气候界线波动的原因，指出东亚季风系统(西北太平洋副热带高压、孟加拉湾西南季风、青藏高原环流系统)以及中高纬度西风带系统的异常变化与中国干湿分界线波动变化一致。其实，全球变暖背景下，全球大气环流乃至全球气候都发生了深刻变化，20世纪下半叶，沃克环流明显减弱，厄尔尼诺现象发生频繁(Vecchi et al，2006；王东阡等，2016)。在变暖背景下，东亚夏季风在20世纪70年代末之后显著减弱，对应降水在我国华北、黄河流域减少，在长江流域增多(Wang，2001; 王会军和范可, 2013)。

2000年以来最近十几年黄河流域降水量的年际变化特征还缺少研究；已有研究给出了黄河流域降水量年代际异常变化可能的大气外强迫成因(王春学和李栋梁，2012；李春晖和杨志峰，2005)，但其直接影响因素即大气环流的气候异常变化还不清晰，杨建平等(2003)尽管指出了副热带高压、欧亚中高纬度西风带等系统的年代际变化影响着中国湿润到干旱过渡带的气候，但仍然缺少定量分析，而且这种影响关系的年际变化也不清楚。

1 数据和方法 1.1 数据

使用1958—2015年共58年夏季(6—8月)黄河流域内55个地面气象观测站点逐月降水资料，和同期的NCEP/NCAR再分析数据集1逐月高度场资料(Kalnay et al, 1996)，本文所有要素导出变量要用到的气候平均期均指1958—2015年平均。基于Mann-Kendall趋势突变检验方法(魏凤英，2007)的分析，将58年黄河夏季降水量演变序列，分为3个变化时段，即1958—1975、1976—1995、1996—2015年；同时，按照目前国家气候中心黄河流域夏季降水量预测业务划分的流域区间(参考了55站降水量EOF分解空间模态，图略)，将黄河流域分为4个地理区域段，即兰州以上的上游、河套北部(宁夏固原—甘肃庆阳北—陕西宜川一线以北)、河套南部(经渭洛河流域、山陕间南部和三门峡至花园口流域段)以及下游(郑州以东)流域段，来进一步分析黄河流域夏季降水量的年际变化及其大气环流变化成因。分析涉及中高纬度阻塞高压(以下简称阻高)环流形势包括乌拉尔山(50°~70°N、40°~70°E)(李双林和纪立人，2001)、贝加尔湖(50°~60°N、80°~110°E)和鄂霍次克海(50°~60°N、120°~150°E)阻高，夏季阻高指数是计算夏季(6—8月平均)500 hPa高度场阻高区域平均的标准化值(赵振国，1999)。本文涉及的夏季西北太平洋副热带高压(以下简称副高)特征指数包括强度、北界和西伸脊点，数据使用刘芸芸等(2012)用NCEP/NCAR再分析数据重建的月副高指数，与74项环流指数中的副高指数相比，该副高指数具有源数据空间水平分辨率高、与我国东部夏季风地区降水量关系更为密切、刻画实际副高气候变化特征更为客观等优点。

1.2 方法

使用Mann-Kendall法来检测黄河流域降水量趋势的突变点，它是一种非参数统计检验方法。对于一个原始序列X_i(i=1，…，n)，按照X₁，X₂，…，X_n的顺序构造一个秩序列，计算出秩序列的标准正态分布UF_i(i=1，…，n)，UF_i的正负大小变化即反映了X_i的趋势变化；类似地，将X_i按照逆序排列X_n，X_n-1，…，X₂，X₁，构造另一个秩序列，其标准正态分布为UB_i(i=1，…，n)，使UB_i=-UF_i，如果UF_i和UB_i两条曲线出现交点，且交点在正态分布统计检验临界直线之间(本文使用α=0.05显著性水平做统计显著性检验)，那么交点对应的时间就是突变开始的时间(魏凤英，2007)。

本文中多年线性变化趋势值指线性拟合y=a+bx中的系数b，其由最小二乘法确定。高度场距平合成和多年线性变化趋势的统计检验用蒙特卡洛方法(Storch and Zwiers, 1999)。即将分析对象原序列重新随机排列很多次(本文是1000次)，并对每一次排列分别做相应分析(本文指高度场距平合成或线性趋势)，得到一个参考数据组，如果原序列分析结果的正值(或负值)大于(或小于)等于参考数据组最大(或小)的5%，即认为分析结果通过了0.05的显著性水平检验。

2 结果分析 2.1 黄河流域夏季降水量时空特征

将1958—2015年58年来黄河流域55站平均夏季降水量标准化，如图 1a，从其中分别挑出标准化降水量最大(≥1.3个标准差)和最小(≤-1.4个标准差)的各6年，6个降水最多年份按从大到小依次是1958、1964、1979、1961、1959、2003年，它们主要分布在20世纪50、60年代，而20世纪80、90年代流域降水偏多年没有入围最多的6年，2000年以来，只有2003年降水偏多进入这最多的6年，按照美国NCEP/NOAA气候预测中心对ENSO事件的标准(http://origin.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ONI_v5.php，以下同)，这降水最多的6年中有3个厄尔尼诺结束年(1958、1959、2003年)、2个ENSO中性正常年(1979、1961年)以及1个拉尼娜发展年(1964年)，表明黄河流域夏季降水异常偏多年份都不在厄尔尼诺发展位相；降水量最少的6年从小到大依次是1997、2015、1965、1991、1974、1969年，其中除了1974年是拉尼娜事件发展次年外，其余偏少年份均是厄尔尼诺发展年份，尤其是两个最偏少年(1997、2015年)均是历史上极强厄尔尼诺事件发展年份。

58年平均的夏季降水量空间分布(图 1b)表明，降水量最大的区域包括黄河上游四川段、甘肃南部、青海东南部局部、泾渭洛河区间东南部、三门峡至花园口区间、以及郑州以东区间，量值达到300 mm以上，局部达到400~500 mm；其次是山陕区间、泾渭洛河西段和兰州附近等区域，量值在200~300 mm，黄河流域夏季降水量最小的区域包括，兰州至鄂托克旗区间和上游青海部分地区，降水量只有100~200 mm，局部50~100 mm。

先将58年黄河流域55站平均夏季降水量做5年滑动平均处理(前后各丢失两年数据)，然后对滑动数据再做Mann-Kendall趋势突变检验(图 2)，结果表明在1960—2013年期间，降水量正反时间序列构建的标准正态分布函数UF和UB有两个时间间距较大的交叉点，即在1975和1996年的两个交叉点表示了黄河流域夏季降水的两个年代际气候变化转折点。在1960—1975年期间，UF和UB逐年走低，值在0以下，表明降水量有减少趋势，而且在1967—1976年时段降水偏少具有统计显著性；在1976—1995年期间，UF和UB逐年走高，部分年份UF值甚至>0，表明降水量呈年际增多的趋势；在1996—2015年期间，UF和UB曲线逐年走低，大部分年份低于0，表明黄河流域夏季降水量又开始回归到减少的趋势。通过以上突变检验分析，本文将58年黄河流域夏季降水量分为3个不同的变化时段，即1958—1975、1976—1995、1996—2015年。随后的部分内容将对这3个时段分别进行分析。

按照前面Mann-Kendall突变分析，黄河流域夏季降水量可分为3个不同气候变化时段(图 3)。在1958—1975年期间(图 3a)，与气候平均相比，降水偏多的区域分布在上游西段、河套东北部、河套西南部以及下游地区，其中大部区域偏多1%~10%(偏多约0~20 mm，局部达40 mm)，局部偏多10%~20%(偏多约20~50 mm)；降水偏少的落区分布在上游东段、河套西北部、河套东南部以及下游西段，偏少约1%~10%(偏少约0~20 mm)。然而，到了1976—1995年期间(图 3b)，整个河套地区降水明显增多，尤其河套北部偏多5%~20%(偏多约10~30 mm)，而上游西段和下游东段有所减少，偏少约1%~10%(偏少约0~40 mm)。在最近的时段1996—2015年(图 3c)，黄河流域夏季降水量全流域性偏少，尤其河套北部和下游降水偏少最多，约达1%~20%(减少10~40 mm)，而河套南部部分地区(三花区间的东部)和上游青海段降水量偏多约5%左右(增加10~20 mm)。

纵观58年，黄河流域夏季降水量一个突出的变化特征是在河套地区变化起伏多，在早期1958—1975年期间河套部分地区偏多或偏少5%左右，到1976—1995年期间河套地区整体偏多，尤其是河套北部偏多5%~20%，再到最近1996—2015年期间河套呈现大部地区偏少5%~20%。3个时段期间，上下游地区降水也经历了一定变化，下游地区降水量经历了由早前大部偏多(1%~15%)到大部偏少(1%~10%)再到最近一个时期的大部偏少加重(1%~15%)；而上游东、西段地区降水量经历了几乎是反向的10%以内的起伏变化(图 3a~3c)。

2.2 环流成因分析

首先分析与黄河流域夏季降水量异常变化相联系的大气环流成因，理清关键影响环流系统。参考图 1a挑出黄河流域标准化夏季降水量最大的6个偏多年份(1958、1964、1979、1961、1959、2003年)，标准化值≥1.3；以及最小的6个偏少年(1997、2015、1965、1991、1974、1969年)，标准化值≤-1.4。分别将上述典型降水偏多和偏少年夏季500 hPa高度场距平进行合成，可以得到降水异常变化特征所对应的大气环流异常特征(图 4)。

500 hPa高度场距平合成(图 4a)表明，在黄河流域降水异常偏多年，欧亚中高纬度60°N以南为负距平控制，从里海到巴尔喀什湖再到贝加尔湖直到东北亚鄂霍次克海附近一带为负距平中心，黄河流域也为负距平控制，以上区域高度场异常合成均通过0.05显著性水平检验(白色细线包围)，中高纬度500 hPa高度场负距平表示对流层中层受低压上升气流控制而低层受冷高压控制，低层暖湿气流遇冷高压会产生抬升运动，从而导致流域降水偏多。此外，图 4a显示在近极地地区受正高度距平控制其外围达到乌拉尔山，正高度距平中心通过0.05显著性水平检验，欧亚中纬度至高纬度高度距平场呈现北高南低的偶极形态。

黄河流域降水异常偏少年份高度场距平合成(图 4b)，与降水偏多年形势不同，欧亚中高纬度经向上呈正负正形态，即乌拉尔山一带高度为负距平，从里海到巴尔喀什湖再到贝加尔湖直到鄂霍次克海一线为高度正距平，以贝加尔湖为中心的正高度距平外围控制河套北部地区，表明黄河流域及其以北受暖高压控制，空气以下沉运动为主，因此降水偏少。需要指出的是，黄河下游代表站仅有5个，对于全流域降水异常贡献较少，因此图 4更多地展示了河套和上游地区降水异常的环流成因。

图 3说明了3个不同时段黄河流域降水异常的空间分布特征，下面来分析这3个不同时段对应的大气环流异常(图 5)。在1958—1975年期间，黄河流域降水在河套北部大部偏多，河套南部偏少，在上游和下游部分地区偏多(图 3a)，对应地，欧亚中高纬度从乌拉尔山至贝加尔湖再到鄂霍茨克海一带及其以南的地区由负高度距平控制，并通过Monte-Carlo检验水平，表明黄河流域受较冷低压系统控制，对流层中层为低压而近地面为高压，大气容易产生较强的对流运动，58年中降水最多的6年有4年在这一时期(图 1a)，但另一方面也可看出，低纬度西北太平洋副高体较弱，表明西南暖湿气流较弱，因此此时段尽管黄河流域不缺乏冷空气但缺乏水汽，所以并未出现全流域的降水偏多；在1976—1995年期间，黄河流域大部降水偏多尤其河套北部偏多5%~20%，仅在上游西部和下游东部略偏少(图 3b)，对应地，500 hPa高度距平场中(图 5b)，乌拉尔山及其东侧为正高度距平，贝加尔湖至鄂霍茨克海一带为负高度距平控制，黄河流域大部处在中高纬度高压脊东南侧高空槽底部，同时，东亚副高体面积偏大、强度偏强、位置偏西，有利于暖湿气流抵达偏北偏西的黄河流域，因此这样的环流异常形势造成了黄河流域大部降水偏多。在1996—2015年期间，与前一时段形势完全不同，黄河流域大部降水偏少尤其河套北部偏少5%~20%(图 3c)，对应地，500 hPa高度距平场中(图 5c)，欧亚中高纬度里海、贝加尔湖、鄂霍茨克海分别是高度异常偏高的中心地带，正高度距平控制着这3个中心一带及其以南的中低纬度地区，且大部地区正高度距平通过0.05显著性水平检验，而乌拉尔山北部为高度负距平控制，表明尽管东亚副高体进一步加强西伸，但是我国北方中纬度西风带减弱、像前两个时期一样强的北方冷空气条件不存在了，黄河流域主要受层结稳定的高压下沉气流控制，因此导致黄河流域大部降水偏少。

以上分析表明，黄河流域夏季降水不仅与中高纬度阻高有一定关系，在一定程度上还与副热带系统有一定关系(杨建平等，2003)，西太平洋副高是东亚副热带夏季风的重要系统，因此下面分析了黄河不同流域段夏季降水量分别与欧亚中高纬度阻高指数(图 6)以及与西太平洋副高特征指数的关系(图 7)，并计算了不同降水时期里它们的相关系数(表 1)。

首先，经过计算黄河流域各区段夏季降水量与乌拉尔山、贝加尔湖和鄂霍次克海阻高分别在3个年代的相关关系发现，在1958—1975年期间，仅有河套南部与乌拉山阻高呈显著性负相关(图 6a)，达到-0.42(表 1)；在1976—1995年期间，黄河流域夏季降水偏多(图 3b)，其与中高纬度阻高有密切联系，其中贝加尔湖阻高与黄河下游降水有显著性负相关(-0.48)(图 6b，表 1)，鄂霍茨克海阻高与黄河流域上游、河套北部和下游降水量分别有-0.37、-0.55、-0.56的显著性相关(图 6c，6d，表 1)；在1996—2015年期间，随着全流域降水减少(图 3c)，仅有上游降水量与鄂霍茨克海阻高有显著性相关达-0.38(图 6d，表 1)。可以看出，流域各区段降水量变化与欧亚中高纬度阻高有密切的关系，而且无论在哪一时段它们均呈负相关关系，所以1996—2015年夏季黄河流域大部地区降水减少可能是全球变暖效应，因为随着变暖对流层中高层等压面升高、西风带减弱了(Wang，2001)。

用同样方法计算了黄河流域各段夏季降水量与副高强度、北界和西伸脊点在不同时期的相关关系。结果表明，在3个时段的仅后两个时段里，黄河流域降水与副高特征指数有显著性的相关关系。在1976—1995年期间，上游降水量与副高北界指数相关达0.47(图 7a，表 1)，河套北部降水量与副高强度指数相关达到-0.39(表 1)，下游降水量与副高北界指数相关达到0.4(图 7c，表 1)；在1996—2015年期间，上游降水量与副高西伸脊点指数相关达到-0.43 (图 7a，表 1)，河套南部降水量与副高西伸脊点指数相关为-0.54(图 7b，表 1)。

综合以上相关分析不难看出，全球变暖热带外大气等压面升高(Wang，2001)，一方面使得中高纬度西风带和冷空气势力减弱；另一方面，势必会使得副高体增强，从而使得其加强了对黄河流域气候的影响。

表 2是前述欧亚中高纬度3个阻高所在空间范围的500 hPa高度场平均值、副高指数以及黄河流域各段降水量的线性趋势。结果表明，欧亚中高纬度3个阻高区域高度场在1958—1975年期间均呈显著性增强趋势，其中乌拉山、贝加尔湖和鄂霍次克海高度场分别增加1.58、2.29、1.39 m·a^-1；在1976—1995年期间仅有鄂霍次克海高度有显著性增加趋势，为0.78 m·a^-1；在1996—2015年时段，3个阻高区域高度均没有显著性变化趋势；3个阻高区域高度场58年总体趋势显著增强，乌拉山、贝加尔湖和鄂霍次克海高度场分别增加了0.27、0.52、0.30 m·a^-1。

如表 2所示，58年线性趋势表明，西北太平洋副高强度显著性增强(2.82 a^-1)而北界和西伸脊点无显著性趋势；在3个时段里，仅在最近时段1996—2015年期间，副高强度显著性增强(5.83 a^-1)，副高西伸脊点显著性向西伸(-0.59°E·a^-1)，副高北界在各年代内均没有显著性变化趋势；在1958—1975年期间，副高强度和西伸脊点呈现减弱和东撤趋势，而在1976—1995年期间，副高强度和西伸脊点又有所增强和西伸趋势，虽然在这两个时段的趋势变化均不显著，但可以看出副高增强开始于20世纪70年代中期，与东亚夏季风在20世纪70年代中期变弱相一致(黄荣辉等，1999)。

黄河流域各段夏季降水量只在河套地区有显著的年际线性变化趋势(表 2)，其中河套北部降水量在1958—1975年期间显著性减少趋势(-4.9 mm·a^-1)，58年也呈显著性减少(-0.67 mm·a^-1)，而在最近的两个时段变化趋势不显著；河套南部降水量仅在1958—1975年有呈显著性减少趋势(-6.70 mm·a^-1)。

在1958—1975年期间，河套南、北部地区降水与乌拉尔山阻高有较好的负相关(表 1)，与贝加尔湖阻高也呈负相关(但不显著)，这一时期河套地区降水呈显著性减少趋势的直接大气成因可能就是中高纬度等压面升高(表 2)，冷空气势力有减弱趋势所致。在1976年以来的两个时段，副高才与黄河流域降水有了显著性关系，在1976—1995年期间，主要体现副高的强度和南北位置(北界)对河套北部和上下游地区降水有显著性影响，而在最近时段(1996—2015年期间)，副高强度和西伸脊点呈显著性增强和西伸趋势(表 2)，它的影响主要体现在西伸脊点分别与上游和河套南部地区降水有显著性相关(表 1)。

3 结论

分析了1958—2015年共58年来黄河流域夏季降水量年际时空变化特征及其变化的大气环流成因，得到以下结论：

(1) 58年来，黄河流域夏季降水量总体呈现减少趋势，但其中仅有河套北部降水量总体呈显著性减少趋势；河套北部地区降水的气候变化幅度较大，在1976—1995年期间偏多5%~20%(10~300 mm)，但到1996—2015年偏少5%~20%(10~50 mm)；黄河下游东段降水量58年来持续减少，期间，欧亚中高纬度阻高显著性增强，低纬度西太平洋副高强度显著性增强。

(2) 在1958—1975年较早时段，黄河流域降水在河套部分地区、下游东段和上游西段偏多，而在其余地区偏少，其中58年全流域降水极端年份多分布在这一时段，其降水特征主要是受中高纬度低压环流和较强冷空气影响所致，中高纬度欧亚阻高与低纬度西太平洋副高均偏弱，且都与黄河流域降水没有显著性相关，但中高纬度阻高呈现显著性增强趋势。

(3) 在1976—1995年中间时段，黄河流域大部降水偏多，其环流成因为乌拉尔山阻高发展、贝加尔湖到东北亚一带受负高度距平控制，黄河流域处于高空脊前与槽底部的气流交汇处；其中，鄂霍茨克海和贝加尔湖阻高均较弱，它们与黄河流域降水有显著性负相关，西太平洋副高主要以强度和南北位置变化显著影响流域降水。

(4) 在1996—2015年最近的20年期间，黄河全流域性降水偏少，中高纬度乌拉尔山北部环流高度偏低、里海至贝加尔湖再到东北亚一带高度场一致偏高，西风带减弱，是其主要大气环流成因。期间，西太平洋副高呈强度增强、西伸脊点偏西的显著性线性趋势，副高主要以西伸脊点变化影响黄河流域降水，而欧亚中高纬度阻高多与黄河流域降水没有显著性相关。