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    典型小流域氣候變化及其對(duì)潛在蒸散量的影響

    2016-03-23 00:47:28賈秋洪景元書景梽淏南京信息工程大學(xué)應(yīng)用氣象學(xué)院南京210044氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心江蘇省農(nóng)業(yè)氣象重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室南京210044
    中國農(nóng)村水利水電 2016年1期
    關(guān)鍵詞:蒸發(fā)量平均氣溫降水量

    賈秋洪,景元書,景梽淏(1.南京信息工程大學(xué)應(yīng)用氣象學(xué)院,南京 210044;2.氣象災(zāi)害預(yù)報(bào)預(yù)警與評(píng)估協(xié)同創(chuàng)新中心/江蘇省農(nóng)業(yè)氣象重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,南京 210044)

    據(jù)估計(jì),在21世紀(jì),全球水循環(huán)響應(yīng)氣候變暖的變化將是不均勻的。盡管有可能出現(xiàn)區(qū)域異常情況,但潮濕和干旱地區(qū)之間、雨季與旱季之間的降水對(duì)比度會(huì)更強(qiáng)烈。流域內(nèi)氣候的變化,將引起蒸發(fā)、下滲、土壤含水量、地表產(chǎn)匯流、地下徑流等一系列水文過程的變化,從而導(dǎo)致水資源在時(shí)間和空間的重新分配以及引起水資源量的改變,如上世紀(jì)90年代,黃河中上游、淮河上游、漢江流域、四川盆地等地區(qū)平均年降水量減少5%~10%,加劇了水資源的供需矛盾,導(dǎo)致旱澇災(zāi)害頻發(fā),進(jìn)而影響水資源管理及社會(huì)經(jīng)濟(jì)發(fā)展[1-2]??梢?,區(qū)域氣候變化影響著水循環(huán)的各個(gè)方面,溫度、降水作為區(qū)域氣候變化的主要影響因子,其變化不僅影響徑流的時(shí)空變化,而且對(duì)蒸散發(fā)有著重要影響。潛在蒸散發(fā)過程作為水分循環(huán)和能量平衡的重要組成部分,其目前被廣泛應(yīng)用于氣候干濕狀況分析、水資源管理、農(nóng)業(yè)作物需水和生產(chǎn)管理及生態(tài)環(huán)境治理等研究中[3-6]。因此,分析溫度、降水及潛在蒸散量的趨勢(shì)變化特征有助于深入理解氣候變化對(duì)潛在蒸散量的影響,對(duì)未來水資源的規(guī)劃與管理、提高水資源在農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中的利用效率、緩解旱澇災(zāi)害現(xiàn)狀等都具有重要意義。

    近年來,國內(nèi)外學(xué)者在氣候變化對(duì)潛在蒸散的影響等方面做了大量研究。如Roderick等[7]利用北半球蒸發(fā)皿觀測(cè)的蒸發(fā)量數(shù)據(jù)研究得出過去幾十年的蒸發(fā)量存在普遍減小的規(guī)律;王國慶等[8]對(duì)黃河中游6個(gè)站點(diǎn)的氣象資料分析研究,發(fā)現(xiàn)近幾十年來,黃河流域氣溫與蒸發(fā)能力呈正相關(guān)關(guān)系,且氣溫升高1 ℃,流域蒸發(fā)能力約增加5%~7%;李鵬飛等[9]通過對(duì)中國干旱半干旱地區(qū)日氣象數(shù)據(jù)分析,得出干旱半干旱區(qū)50年來東西部降水量及潛在蒸散量存在顯著差異??偨Y(jié)研究發(fā)現(xiàn),對(duì)南方中亞熱帶紅壤坡耕地典型小流域在不同時(shí)間尺度上氣候變化的趨勢(shì)和周期分析及其對(duì)潛在蒸散的影響的研究相對(duì)較少,尤其是近年來對(duì)鷹潭生態(tài)紅壤區(qū)潛在蒸散的研究相對(duì)不足。由于研究區(qū)夏秋季節(jié)高溫、少雨、強(qiáng)蒸發(fā),作物在生長旺季極易缺水,發(fā)生干旱,農(nóng)作物的生長會(huì)受到嚴(yán)重抑制。因此,研究該小流域氣溫、降水的變化規(guī)律及潛在蒸散量在其影響下的變化特征相當(dāng)必要,這將為研究植物生長期水分動(dòng)態(tài)變化、小流域的綜合治理、合理有效的調(diào)控水資源、防旱抗旱、提高當(dāng)?shù)剞r(nóng)業(yè)生產(chǎn)提供依據(jù)。

    1 材料與方法

    1.1 研究區(qū)概況

    研究區(qū)孫家小流域是典型的紅壤生態(tài)研究區(qū),位于江西省鷹潭市余江縣劉家站墾殖農(nóng)場(chǎng)三分場(chǎng)(116°55′E,28°15′N),面積46 hm2,海拔41~55 m,坡度6°~10°,為一完整的小流域,主要土地利用方式有花生地、農(nóng)林復(fù)合地、林地、水田等。該小流域氣候特征屬中亞熱帶溫暖濕潤季風(fēng)氣候,雨量充沛、光照充足、四季分明。但降雨量年際變化大,年內(nèi)分配不均勻,且多集中在4-6月份的雨季前期,約占全年降水的50%,不過由于徑流量大(徑流系數(shù)接近50%),降雨的利用效率并不高;夏秋季節(jié)高溫少雨,7-9月降水不足全年的20%,蒸發(fā)量卻接近全年的50%,常造成伏秋季節(jié)性干旱[10,11]。

    1.2 數(shù)據(jù)來源

    研究采用的數(shù)據(jù)來源于余江縣氣象站1953-2013年逐日實(shí)測(cè)氣象數(shù)據(jù),包括日降水量,日平均氣溫,日平均風(fēng)速、日照時(shí)數(shù)、相對(duì)濕度等資料,對(duì)部分缺測(cè)的日降水量數(shù)據(jù)采用趨勢(shì)預(yù)測(cè)法進(jìn)行插補(bǔ)訂正,保證數(shù)據(jù)的精度和質(zhì)量。采用世界氣象組織推薦的1971-2000年30年的平均值作為多年平均值。在分析流域氣溫、降水變化特征時(shí),根據(jù)多年平均值得出年平均氣溫、年降水的距平序列。研究月份劃分上,4-6月為雨季前期,降水充沛,7-9月為雨季后期即伏秋季節(jié)性干旱期,高溫少雨,蒸發(fā)量大。此外,對(duì)潛在蒸散量的驗(yàn)證數(shù)據(jù)來源于研究區(qū)大型蒸發(fā)皿所測(cè)得的蒸發(fā)量數(shù)據(jù)。

    1.3 數(shù)據(jù)處理方法

    為研究氣候變化的趨勢(shì)及其對(duì)小流域潛在蒸散的影響,本文擬對(duì)主要?dú)夂蛞蜃?平均氣溫、降水)及潛在蒸散量進(jìn)行年、季特征分析,主要通過線性擬合、小波分析、突變檢驗(yàn)及相關(guān)性分析等方式來研究氣候變化的總趨勢(shì)及其對(duì)雨季前后期流域內(nèi)潛在蒸散的影響。

    1.3.1Mann-Kendall非參數(shù)檢驗(yàn)法

    Mann-Kendall非參數(shù)檢驗(yàn)法是由國際氣象組織推薦且廣泛用于環(huán)境時(shí)間序列的趨勢(shì)分析方法,適合于水文氣象等非正態(tài)分布序列趨勢(shì)分析[12]。采用MK檢驗(yàn)法可以對(duì)小流域氣溫、降水和潛在蒸散量進(jìn)行時(shí)間序列的趨勢(shì)分析及突變點(diǎn)檢測(cè),進(jìn)而對(duì)其在時(shí)間序列上的突變進(jìn)行分析,預(yù)測(cè)氣候變化的趨勢(shì)。

    對(duì)于給定的置信水平α(一般取α=0.05,Uα/2=±1.96):①若|UFk|>|Uα/2|,則表明時(shí)間序列存在顯著的趨勢(shì)變化,當(dāng)UFk>0時(shí)有明顯上升趨勢(shì),當(dāng)UFk<0時(shí)有明顯下降趨勢(shì);②若|UFk|≤|Uα/2|,則表明時(shí)間序列無明顯變化趨勢(shì)。

    對(duì)于統(tǒng)計(jì)量UFk,UBk(時(shí)間序列逆序,重復(fù)UFk過程可得),若UFk或UBk值大于0則表明時(shí)間序列呈上升趨勢(shì),小于0則呈下降趨勢(shì);當(dāng)統(tǒng)計(jì)曲線超過臨界線時(shí),表明上升或下降趨勢(shì)明顯;如果統(tǒng)計(jì)曲線在臨界線之間出現(xiàn)交點(diǎn),則交點(diǎn)對(duì)應(yīng)時(shí)刻就是突變開始時(shí)刻。

    1.3.2FAOPenman-Monteith方法

    Penman-Monteith(P-M)模型是聯(lián)合國糧農(nóng)組織(FAO)確定的計(jì)算參考作物蒸散量的一種方法。該模型考慮了植被生理特征,以能量平衡和水氣擴(kuò)散理論為基礎(chǔ),是經(jīng)試驗(yàn)證明的所得結(jié)果與實(shí)測(cè)值最為接近的蒸散模型,可以用于不同環(huán)境與氣候背景下估算潛在蒸散量,在國內(nèi)外得到廣泛應(yīng)用[13,14]。

    FAO Penman-Monteith修正公式為:

    (1)

    從能量平衡和動(dòng)力學(xué)兩方面可將其分解為輻射項(xiàng)(ETrad)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)(ETaero),即:

    PE=ETrad+ETaero

    (4)

    式中:PE為潛在蒸散量,mm/d;ETrad為輻射項(xiàng),mm/d;ETaero為空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng),mm/d;Rn為地表凈輻射,MJ/(m·d);G為土壤熱通量,MJ/(m2·d);Tmean為日平均氣溫,℃;u2為2 m高處風(fēng)速,m/s;es為飽和水汽壓,kPa;ea為實(shí)際水汽壓,kPa;Δ為飽和水汽壓-溫度曲線斜率,kPa/℃;γ為干濕表常數(shù),kPa/℃。

    其中,土壤熱通量G是個(gè)很小的量,對(duì)于1~10 d的時(shí)間尺度,參考草地的土壤熱容量相當(dāng)小,可以忽略不計(jì),即G≈0;對(duì)于月時(shí)間尺度,假設(shè)在適當(dāng)?shù)耐寥郎疃?、土壤熱容量為常?shù)2.1 MJ/(m3·℃)時(shí),可由公式G=0.14(Tmonth,i-Tmonth,i-1)估算,Tmonth,i,Tmonth,i-1分別為第i和i-1個(gè)月的平均氣溫,℃[15,16]。

    2 結(jié)果與分析

    2.1 平均氣溫的年際變化趨勢(shì)分析

    1953-2013年小流域平均氣溫距平如圖1(a)所示,從圖中可以看出,小流域平均氣溫變化趨勢(shì)呈現(xiàn)明顯的年際和年代際變化特征,20世紀(jì)80年代中期之前,平均氣溫距平大多為負(fù)值,說明1953-1985年期間,平均氣溫偏低;1985年之后,平均氣溫距平基本為正值,且多集中于2000年以后,其中2007年比多年平均值高出將近1.38 ℃,說明1985-2013年期間,平均氣溫偏高,尤其是2000年以后更為明顯。

    小流域多年平均氣溫為18.35 ℃,標(biāo)準(zhǔn)差為0.51 ℃,變差系數(shù)為0.03。圖1(b)為近60 a平均氣溫的5年滑動(dòng)平均及線性擬合,5年滑動(dòng)平均曲線可以減弱異常年份氣溫或觀測(cè)誤差給多年平均氣溫變化趨勢(shì)帶來的負(fù)面影響[17],從滑動(dòng)平均曲線可以看出,平均氣溫在60年代初期有一個(gè)高值,隨后便平滑上升,直到2007年左右又出現(xiàn)一個(gè)高值,可見,平滑后曲線更能反映序列的變化趨勢(shì);從線性擬合的趨勢(shì)線可以看出,小流域近60 a平均氣溫呈上升趨勢(shì),平均每年氣溫升高約0.02 ℃,傾向率為0.018 ℃/a;對(duì)平均氣溫序列進(jìn)行M-K檢驗(yàn),Z值為4.87,大于1.96,通過信度為0.05的顯著性檢驗(yàn),說明平均氣溫年際上升趨勢(shì)顯著。

    通過上述分析發(fā)現(xiàn),研究區(qū)氣溫年際變化趨勢(shì)與杜安等[18]對(duì)余江縣1961-2010平均氣溫變化的研究相一致,即1961-2010年余江縣年平均氣溫先降后升,60年代前中期氣溫相對(duì)偏高,之后逐漸下降,轉(zhuǎn)入相對(duì)冷期,80年代中期后氣溫開始回升,尤其是90年代中期到2000年以后,回暖十分明顯,增溫達(dá)0.40 ℃。

    2.2 降水量變化的趨勢(shì)及周期分析

    小流域多年平均降水量為1 892.40 mm,標(biāo)準(zhǔn)差為415.20 mm,變差系數(shù)為0.22,說明多年平均降水量變化差異明顯。表1為1953-2013小流域降水量年代平均值、標(biāo)準(zhǔn)差、距平的變化情況,由表1可知,1953-1959年,70年代,90年代及2010-2013年平均降水量的變差系數(shù)在0.20及以上,相對(duì)較大,說明在此期間降水量的年際變化較大,不利于水資源的利用和管理;從降水量的年代距平及距平百分比也可以看出,60年代,70年代,80年代及2000-2009年,平均降水量為負(fù)距平,說明期間降水偏少,而1953-1959年,90年代以及2010-2013年平均降水量距平均為正值,說明在此期間降水偏多,尤其是2010-2013年,平均降水量距平百分比達(dá)到17.71%。

    1953-2013年降水量變化呈現(xiàn)下降、上升交叉出現(xiàn)的趨勢(shì),波動(dòng)性較大;線性擬合的結(jié)果顯示,近60 a的降水量呈微弱增加趨勢(shì),降水傾向率為3.325 mm/a,差異較為明顯;對(duì)降水序列進(jìn)行M-K檢驗(yàn),結(jié)果顯示,Z=0.79,小于1.96,未通過顯著性檢驗(yàn),說明降水量年際變化趨勢(shì)不顯著。

    采用Morlet小波分析法對(duì)流域內(nèi)年降水量進(jìn)行周期性檢驗(yàn)。圖2(a)為降水量的Morlet小波變換等值線圖,表示近60 a小流域年降水量在不同時(shí)間尺度上的周期變化及其在時(shí)間域上的分布。從圖中可以看出,年降水量變化過程中存在著18~32 a、6~14 a、2~6 a時(shí)間尺度上的周期變化規(guī)律,在18~32 a尺度上,降水出現(xiàn)了多-少交替的準(zhǔn)3次振蕩,特別是60年代中期和2005年前后較為顯著,即降水量明顯偏少;在7~13 a尺度上,出現(xiàn)了9次振蕩,且基本貫穿整個(gè)研究階段,而1988年之前表現(xiàn)得比較穩(wěn)定;在2~6 a尺度上,也存在相應(yīng)的周期振蕩,但表現(xiàn)的不是很明顯。圖2(b)為年降水量的小波方差圖,能反映時(shí)間序列的波動(dòng)隨尺度的分布情況,圖2中存在4個(gè)較為明顯的峰值,依次對(duì)應(yīng)著29 a、22 a、11 a、4 a的時(shí)間尺度,其中,最大峰值對(duì)應(yīng)著29 a時(shí)間尺度,說明29 a左右周期振蕩最強(qiáng),為小流域年降水量變化的第一主周期,22 a、11 a、4 a時(shí)間尺度,分別為降水量變化的第二、三、四主周期,這些主周期的波動(dòng)控制著年降水量在整個(gè)時(shí)間域內(nèi)的變化特征。根據(jù)小波方差檢驗(yàn)結(jié)果繪制出年降水量變化的主周期小波系數(shù)圖,即可知,在不同時(shí)間尺度上,年降水量的變化周期及振蕩次數(shù),進(jìn)一步分析降水量的周期變化[19,20]。

    圖2 1953-2013年降水量的Morlet小波變換及小波方差Fig.2 Morlet wavelet transform of annual precipitation(a) and its wavelet variance(b) during 1953-2013

    2.3 平均氣溫、降水量變化的突變分析

    利用M-K檢驗(yàn)法對(duì)小流域1953-2013年的平均氣溫、降水進(jìn)行突變分析(圖3)。從圖3(a)中可以看出,UF統(tǒng)計(jì)曲線大部分位于零界線以上,說明在研究時(shí)段內(nèi)氣溫總體呈上升趨勢(shì),但1953-1958年、1975-1987年UF統(tǒng)計(jì)值小于0,表明在此期間平均氣溫有所下降,UF線與UB線在1994年相交,說明平均氣溫在1994年發(fā)生突變,1997年以后,UF統(tǒng)計(jì)曲線超出0.05顯著性水平線,平均氣溫升高趨勢(shì)十分顯著。從圖3(b)降水量M-K統(tǒng)計(jì)曲線圖中可以看出,UF統(tǒng)計(jì)曲線在1993年之前基本位于零界線以下,說明1993年之前,除1954年前后及1976年前后,降水量呈下降趨勢(shì),1993年之后,UF統(tǒng)計(jì)值大于0,降水量呈上升趨勢(shì),但由于UF曲線基本未超出0.05顯著水平線,所以降水量變化趨勢(shì)并不顯著,此外,由UF曲線和UB曲線的交點(diǎn)位置,可判斷降水量在1988、2003及2010年發(fā)生突變。

    綜合上述分析可知,1953-2013年小流域平均氣溫和降水都呈上升趨勢(shì),其中年平均氣溫上升趨勢(shì)顯著,而降水變化則不顯著;降水的小波分析結(jié)果顯示,流域近60 a年來的降水量存在29、22、11、4 a的主周期變化;年平均氣溫1994年發(fā)生突變,1997年以后增溫顯著,降水量在1988、2003、2010年發(fā)生突變,但總的增加趨勢(shì)并不顯著。平均氣溫和降水作為影響氣候變化的兩個(gè)最主要的因子都在1990年左右發(fā)生突變,且平均氣溫在90年代中期以后顯著上升,這與郭華等[21]對(duì)鄱陽湖氣候變化的研究結(jié)果相似,20世紀(jì)90年代鄱陽湖流域氣候發(fā)生轉(zhuǎn)折性變化,氣溫和降水均在1990年發(fā)生突變,繼而呈現(xiàn)顯著上升趨勢(shì)。針對(duì)氣溫的顯著上升,降水的周期性變化以及氣溫和降水的突變情況,有必要對(duì)小流域1990-2013年潛在蒸散的變化特征及氣候影響因子進(jìn)行分析。

    圖3 小流域平均氣溫、降水量M-K統(tǒng)計(jì)曲線Fig.3 M-K curve of average temperature(a), precipitation statistics(b) in small watershed

    2.4 潛在蒸散的變化特征分析

    2.4.1潛在蒸散量年際變化趨勢(shì)

    根據(jù)Penman-Monteith(P-M)模型計(jì)算得出小流域潛在蒸散及其輻射項(xiàng)和動(dòng)力項(xiàng)年際變化趨勢(shì)圖(圖4),從圖4中可以看出1990-2013年潛在蒸散量PE均在900 mm以上,呈微弱上升趨勢(shì),潛在蒸散傾向率為1.954 mm/a,即平均每年P(guān)E增加量為1.95 mm。M-K檢驗(yàn)結(jié)果顯示,Z=1.27,未通過信度為0.05的顯著性檢驗(yàn),說明潛在蒸散的年際變化趨勢(shì)不明顯;潛在蒸散量的分量輻射項(xiàng)均在700 mm以上,傾向率為0.681 mm/a,呈上升趨勢(shì),Z值為1.31,通過 的顯著性檢驗(yàn);分量空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)較小,在200 mm左右,傾向率為1.276 mm/a,上升趨勢(shì)變化不顯著。由此說明,潛在蒸散量及其構(gòu)成項(xiàng)均呈上升趨勢(shì),但變化比較緩和,其中輻射項(xiàng)占潛在蒸散總量的80%左右,遠(yuǎn)大于空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng),對(duì)潛在蒸散量的變化有很大影響。

    圖4 1990-2013年潛在蒸散及其構(gòu)成項(xiàng)年際變化趨勢(shì)Fig.4 The annual variability trends of potential evapotranspiration and its constituent items during 1990-2013

    2.4.2潛在蒸散量多年月平均變化趨勢(shì)

    潛在蒸散作為多個(gè)氣候因子的綜合反映,具有明顯的年內(nèi)分配特征,通過分析小流域1990-2013年月平均蒸散量變化(圖5),發(fā)現(xiàn)小流域多年月平均潛在蒸散量約32~160 mm,其變化呈單峰型,1-7月逐漸增加,于7月達(dá)到最大值158.82 mm后逐月減少,這與小流域氣溫變化特征相一致。潛在蒸散的輻射項(xiàng)也具有相似的變化特征,最大蒸散量達(dá)到128.43 mm,而其空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的變化則極其平緩,最大值僅30.39 mm??梢?,輻射項(xiàng)是潛在蒸散量的重要組成部分,這與年際變化趨勢(shì)所得結(jié)論一致。

    圖5 1990-2013月蒸散量變化Fig.5 Monthly evapotranspiration changes during 1990-2013

    從潛在蒸散量的月變化來看,小流域雨季4-9月潛在蒸散量占全年蒸散量比重較大(約70%),由于小流域降水多集中在4-6月,7月中下旬高溫少雨,且蒸發(fā)量大,因而小流域7-9月極易發(fā)生季節(jié)性干旱,對(duì)正值生長旺季的作物來說影響很大,為減小季節(jié)性干旱的危害,適時(shí)灌溉,保證農(nóng)作物的正常生長,需進(jìn)一步分析4-9月雨季潛在蒸散量及其構(gòu)成項(xiàng)的變化特征。

    2.4.3雨季潛在蒸散量及其輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)變化特征

    從雨季潛在蒸散量變化特征(表2)中可以看出,小流域多年雨季前期(4-6月)平均蒸散量為309.42 mm,約占年潛在蒸散量的30%,多年雨季后期(7-9月)平均值為408.17 mm,約占年潛在蒸散量的40%,所占比重很大,輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與潛在蒸散量PE變化特征相似,均是雨季后期蒸散量大于雨季前期蒸散量,可見7-9月高溫少雨的天氣加劇了潛在蒸散的進(jìn)行;潛在蒸散量PE和輻射項(xiàng)的變異系數(shù)都較小,說明其變化不大,而空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的變異系數(shù)相對(duì)較大,說明空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的變化比輻射項(xiàng)的變化波動(dòng)大,潛在蒸散量的波動(dòng)變化間于二者之間;從雨季前后期的變化趨勢(shì)來看,除雨季前期潛在蒸散量的輻射項(xiàng)有下降趨勢(shì)外,其余均有上升趨勢(shì),其中,潛在蒸散量在雨季后期上升最快,以0.990 mm/a的速度在上升,且通過90%顯著性檢驗(yàn),說明雨季潛在蒸散量總體呈上升趨勢(shì),變化比較緩和,雨季后期變化大于前期變化,但其空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)變化卻很小,且雨季前期上升速度略快于雨季后期。

    表2 潛在蒸散量及其構(gòu)成項(xiàng)雨季前期、雨季后期變化特征Tab.2 The variation characteristics of potential evapotranspiration and its constituent items in early rainy season and late rainy season

    注:▲表示通過90%顯著性檢驗(yàn)。

    利用M-K方法,對(duì)1990-2013年小流域雨季潛在蒸散進(jìn)行突變分析(圖6),圖6(a)顯示,UF曲線在1992-2001年間位于零界線以下,說明雨季前期潛在蒸散量在此期間有減少趨勢(shì),而2001年以后開始出現(xiàn)增加的趨勢(shì),并于1991年、1999年、2011年左右發(fā)生突變,其中1999年開始的突變使雨季前期的潛在蒸散量由相對(duì)偏少期躍變到一個(gè)相對(duì)偏多期;圖6(b)顯示,雨季后期潛在蒸散量自1992年開始到2010年,一直處于一個(gè)相對(duì)偏少期,2010年以后UF統(tǒng)計(jì)值大于0,潛在蒸散量逐年開始有增加的趨勢(shì),2012年UF曲線UB曲線相交,可以確定雨季后期潛在蒸散量在2012年發(fā)生突變。分析結(jié)果顯示,雨季前期潛在蒸散量的趨勢(shì)在21世紀(jì)初從相對(duì)偏少的趨勢(shì)轉(zhuǎn)變?yōu)橄鄬?duì)偏多趨勢(shì),比較兩者發(fā)現(xiàn),1992年之前,趨勢(shì)相同,都屬于相對(duì)偏多期,且2011年左右都發(fā)生了突變,但由于UF曲線基本未超出0.05顯著水平線,所以潛在蒸散量的雨季變化趨勢(shì)并不顯著。

    2.5 潛在蒸散量與蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢(shì)比較

    小流域多年平均蒸發(fā)皿實(shí)際蒸發(fā)量約981.48 mm,變差系數(shù)0.08,而多年平均潛在蒸散量約1 021.01 mm,變差系數(shù)0.04,可見實(shí)際蒸發(fā)量總體上小于利用P-M公式計(jì)算的潛在蒸散量且實(shí)測(cè)值的年際波動(dòng)更大,估算值相對(duì)于平均值更穩(wěn)定。比較圖7(a)中小流域1990-2013年潛在蒸散量距平和大型蒸發(fā)皿實(shí)際蒸發(fā)量距平變化,可以發(fā)現(xiàn)除個(gè)別年份外,潛在蒸散量和實(shí)際蒸發(fā)量距平年際變化趨勢(shì)基本一致,其中,1996-2005年距平變化趨勢(shì)最為相似,且潛在蒸散量均高于蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,明顯差異出現(xiàn)在1991、1995、2007年,1993年之前蒸發(fā)量大于潛在蒸散量。圖7中實(shí)測(cè)蒸發(fā)量與潛在蒸散量變化趨勢(shì)雖然比較一致,但后者的年際變化明顯比較緩和,且實(shí)測(cè)值與估算值在距平變化量值上也存在一定的差異,這主要是因?yàn)閷?shí)測(cè)蒸發(fā)量受環(huán)境因素影響較大,因而其波動(dòng)變化也較大。從圖7(b)兩者的線性擬合效果可以看出,模型估算出的潛在蒸散量和蒸發(fā)皿實(shí)測(cè)蒸發(fā)量之間存在一定的線性關(guān)系,其確定系數(shù)為0.24。

    圖6 潛在蒸散雨季前期、雨季后期變化的M-K檢驗(yàn)結(jié)果Fig.6 The M-K test results of early rainy season(a) and late rainy season(b) of potential evapotranspiration variation

    由此可見,經(jīng)P-M模型模擬的潛在蒸散量與蒸發(fā)皿實(shí)際蒸發(fā)量兩者之間雖存在差異,但模擬結(jié)果仍比較可信,可以用來對(duì)小流域蒸散量變化狀況進(jìn)行分析和預(yù)測(cè)。

    2.6 氣候因子對(duì)潛在蒸散量的影響

    潛在蒸散量及其輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與各氣候因子進(jìn)行回歸分析后的結(jié)果如表3所示,R2值分別為0.924,0.839,0.982,模型效果較好,潛在蒸散量與平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度的回歸系數(shù)通過99%顯著性檢驗(yàn),與日照時(shí)數(shù)的回歸系數(shù)通過90%顯著性檢驗(yàn),輻射項(xiàng)與平均氣溫、日照時(shí)數(shù)的回歸系數(shù)通過99%顯著性檢驗(yàn),與平均風(fēng)速的回歸系數(shù)通過95%顯著性檢驗(yàn),空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度的回歸系數(shù)通過99%顯著性檢驗(yàn),與日照時(shí)數(shù)的回歸系數(shù)通過95%顯著性檢驗(yàn),說明平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度對(duì)潛在蒸散量的影響很大,日照時(shí)數(shù)次之,降水最小;平均氣溫、日照時(shí)數(shù)對(duì)輻射項(xiàng)的影響很大,平均風(fēng)速次之;平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度對(duì)空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的影響很大,日照時(shí)數(shù)次之,降水對(duì)三者影響均很小。

    偏相關(guān)性結(jié)果顯示,潛在蒸散量與平均氣溫、降水、日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度的相關(guān)系數(shù)分別為0.820,-0.368,0.408,0.769,-0.673,輻射項(xiàng)與各因子的相關(guān)系數(shù)分別為0.734,-0.326,0.613,-0.534,0.370,空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與各因子的相關(guān)系數(shù)分別為0.778,-0.243,-0.447,0.985,-0.948??梢姡瑲夂蛞蜃訉?duì)潛在蒸散的影響力的大小依次為平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度、日照時(shí)數(shù)、降水;對(duì)輻射項(xiàng)影響力大小依次為平均氣溫、日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度、降水;對(duì)空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)影響力大小依次為平均風(fēng)速、相對(duì)濕度、平均氣溫、日照時(shí)數(shù)、降水。近年來,在平均氣溫逐年上升(0.017 6 ℃/a),相對(duì)濕度逐年下降的趨勢(shì)下,潛在蒸散也隨之出現(xiàn)增加的趨勢(shì)[22-24]。

    表3 潛在蒸散量及其構(gòu)成項(xiàng)與氣候因子的回歸系數(shù)Tab.3 The regression coefficients of potential evapotranspiration and its constituent items with climatic factors

    注:**表示通過99%顯著性檢驗(yàn),*表示通過95%顯著性檢驗(yàn),▲表示通過90%顯著性檢驗(yàn)。

    3 結(jié)論與討論

    (1)1953-2013年影響小流域氣候變化的兩個(gè)主要?dú)夂蛞蜃悠骄鶜鉁睾徒邓兓汲噬仙厔?shì),其中平均氣溫上升趨勢(shì)顯著;降水的小波分析結(jié)果顯示,小流域近60 a年來的降水量存在周期性變化特征,在18~32 a尺度上,降水出現(xiàn)了多-少交替的準(zhǔn)3次振蕩,特別是60年代中期和2005年前后降水量明顯偏少,其變化主要存在29、22、11、4 a控制著年降水量在整個(gè)時(shí)間域內(nèi)的變化特征的4個(gè)主周期變化;M-K突變檢驗(yàn)發(fā)現(xiàn),年平均氣溫在1994年發(fā)生突變,1997年以后增溫明顯,降水量在1988、2003、2010年發(fā)生突變,但總的增加趨勢(shì)并不顯著。綜上可見,近年來,尤其是90年代中期以后,氣候波動(dòng)變化較大。

    (2)1990-2013年潛在蒸散量均在900 mm以上,呈微弱上升趨勢(shì),且年內(nèi)分配不均,1-7月逐漸增加,7月達(dá)到最大,而后逐月減少,小流域雨季前期(4-6月)及雨季后期(7-9月)的潛在蒸散量約占全年的蒸散量的70%左右,且旱季蒸散量大于雨季蒸散量,若潛在蒸散量長時(shí)期大于降水量,將造成小流域伏秋季節(jié)性干旱,嚴(yán)重影響作物的生長;M-K突變檢驗(yàn)分析說明,雨季前期潛在蒸散量于2001年以后開始出現(xiàn)增加趨勢(shì),1991、1999、2011年左右發(fā)生突變,雨季后期潛在蒸散量在1992-2010年期間,處于相對(duì)偏少期,2010年以后開始進(jìn)入偏多期,2012年發(fā)生突變。

    (3)小流域潛在蒸散量受氣候因子影響,其對(duì)潛在蒸散量影響力大小依次為平均氣溫、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度、日照時(shí)數(shù)、降水,其中平均氣溫是顯著影響潛在蒸散、輻射項(xiàng)與空氣動(dòng)力項(xiàng)的共同因子,劉園等認(rèn)為,對(duì)潛在蒸散輻射項(xiàng)影響最大的是日照時(shí)數(shù),其次是風(fēng)速、溫度,而本研究所得結(jié)果表明對(duì)其影響最大的仍是平均溫度,其次是日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、相對(duì)濕度;曾麗紅等[25]也認(rèn)為,氣溫變化是影響潛在蒸散量的主要因素。可見,不同地區(qū)不同環(huán)境下氣候因子對(duì)潛在蒸散量的影響有所不同。近年來,在平均氣溫逐年上升,相對(duì)濕度逐年下降的趨勢(shì)下,潛在蒸散也隨之增加,但趨勢(shì)上不是很明顯。

    本研究結(jié)合當(dāng)?shù)氐膶?shí)際情況,研究了雨季潛在蒸散量的變化特征及氣候因子對(duì)潛在蒸散的影響,為合理有效的掌握當(dāng)?shù)厮謩?dòng)態(tài)變化、提高農(nóng)業(yè)生產(chǎn)提供了科學(xué)依據(jù)。然而潛在蒸散的影響因素是復(fù)雜多變的,氣候影響因子只是其中的一個(gè)方面,在影響潛在蒸散的3個(gè)條件中,下墊面性質(zhì)對(duì)其也有一定的影響,如小流域土地利用的不斷變化,變旱地為農(nóng)林復(fù)合地、水田等,改變作物種植類型,棄茶改種葡萄、板栗、花生、柑橘等,都會(huì)對(duì)潛在蒸散產(chǎn)生影響。因此,潛在蒸散的影響因素有待進(jìn)一步深入研究探討。

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