1961—2019年黃土高原植被潛在蒸散及影響因子

趙一蕾， 黃文婕， 曹 明， 齊 威， 李俊生*

1.中國環(huán)境科學研究院, 環(huán)境標準與風險評估國家重點實驗室, 北京 100012 2.中國環(huán)境科學研究院生態(tài)所, 北京 100012 3.蘭州大學生命科學學院, 甘肅 蘭州 730000

IPCC第五次評估報告顯示，與1850—1900年相比，近十幾年來全球地表平均溫度已增加了0.85 ℃，其中1951—2012年全球地表平均溫度的升溫速率幾乎是1880年以來的2倍[1-2]. 全球氣候系統(tǒng)正朝著以溫暖化為主要特征的方向發(fā)展，溫度升高使得蒸散量增加，北半球中緯度地區(qū)年降水量呈顯著增加趨勢[3-4]. 在此背景下，中國的溫度變化也呈顯著上升趨勢，降水量總體增加，但區(qū)域差異明顯[5]. 水分不僅是大氣圈、生物圈、地圈之間相互聯(lián)系的紐帶，也是一切生物維持生命體征的基本需求. 隨著全球氣候變化的影響，降水格局主要表現(xiàn)為水循環(huán)加快和更多極端降雨干旱事件的發(fā)生，其中水循環(huán)變化可能遵循“濕潤地區(qū)更濕潤，干旱地區(qū)更干旱”這一原則[4,6-7]，蒸散發(fā)是水循環(huán)中主要的輸出環(huán)節(jié)[8]，包括植被蒸騰與土壤蒸發(fā)，前者為植被通過根系吸收水分再由氣孔擴散至大氣中的蒸騰過程，后者為土壤、水體或其他地表覆蓋物的表面水分逸散至大氣中的蒸發(fā)過程. 大約有70%的降水會以蒸散發(fā)的形式回歸到大氣中，在干旱地區(qū)這一比例甚至會達到90%，同時還會消耗60%的太陽凈輻射[9]. 干旱與半干旱地區(qū)面積約占全球陸地面積的1/3[10]，這些區(qū)域降水量少、蒸散發(fā)強度大，導致其生態(tài)環(huán)境脆弱，對氣候變化的響應更敏感，因此，相較于濕潤地區(qū)，干旱與半干旱地區(qū)植被的潛在蒸散及其影響因子更為學術界所關注.

我國干旱半干旱地區(qū)約占國土面積的1/2，是氣候變化的脆弱區(qū)與敏感區(qū)，其中水分是決定區(qū)域內(nèi)生產(chǎn)力和生態(tài)系統(tǒng)發(fā)展的重要因素[11]，其盈虧、時空分布決定著相關的水文過程與效應，不僅自然植被的生長會受到水源限制，人工植被的栽培更加依賴水資源的供應，因此對干旱半干旱地區(qū)開展植被的潛在蒸散及其影響因子研究，不但可以豐富該區(qū)域水循環(huán)理論依據(jù)，為維護區(qū)域生態(tài)環(huán)境穩(wěn)定等方面提供信息支持，而且對于了解地球能量平衡及生物多樣性變化等具有重要作用[12-13].

黃土高原位于我國干旱與半干旱地區(qū)，對氣候變化十分敏感，是典型的生態(tài)脆弱帶. 該地區(qū)的水土流失面積占全國水土流失總面積的70.9%，流失強度大，造成河道泥沙淤積，是黃河泥沙的重要源頭[14]，為了解決上述生態(tài)環(huán)境等問題，1999年國家實施的退耕還林(草)工程在該地區(qū)率先開展，生態(tài)環(huán)境得到了明顯改善[15]，區(qū)域植被覆蓋度顯著增加，固碳能力不斷增強. 雖然該工程取得了巨大的成果，但現(xiàn)有的人工植被覆蓋度已經(jīng)接近該地區(qū)的土壤水分最大承載力，可能對區(qū)域水分循環(huán)造成影響[16]，這種情境下，作為探究水循環(huán)變化的重要分量之一，蒸散發(fā)也會受到影響. 有研究預測，在未來50年內(nèi)黃土高原地區(qū)的溫度會不斷升高，降水量呈下降趨勢，東部和西部地區(qū)潛在蒸散將持續(xù)下降，其余地區(qū)則略微增加[17-18]，在此背景下，該地區(qū)的生態(tài)環(huán)境質(zhì)量勢必會受到影響. 已有對黃土高原地區(qū)蒸散發(fā)的研究主要集中在模型應用與改進[19-21]以及歸因分析[22-24]方面，研究表明，黃土高原地區(qū)潛在蒸散大致呈從西北部向東、向南以及向西南遞減的趨勢[23]，日照時數(shù)[25]、植被NDVI[26]、降水量[27]、相對濕度[28]是影響該地區(qū)潛在蒸散的重要環(huán)境因子，但對氣象因子在具體植被類型潛在蒸散中起到的作用方面了解有限. 鑒于此，該研究基于Penman-Monteith模型對黃土高原潛在蒸散的時空變化特征進行分析，借助ArcGIS平臺識別出各植被類型所對應的潛在蒸散，以此探究各植被類型潛在蒸散的差異及其影響因素，以期為黃土高原地區(qū)水土流失治理和水資源的合理開發(fā)利用提供理論依據(jù).

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

黃土高原位于我國中部偏北(33°43′N～41°16′N、100°54′E～114°33′E)，包括山西省、寧夏回族自治區(qū)、陜西省、甘肅省的大部分地區(qū)以及青海省、內(nèi)蒙古自治區(qū)、河南省的部分地區(qū)(見圖1). 該地區(qū)具有西北高、東南低的特點，溝壑縱橫，地貌復雜多變. 黃土高原屬于溫帶大陸性季風氣候，夏季高溫暴雨，冬季寒冷干燥. 年均氣溫為4.3～14.3 ℃；降水空間分布不均勻，年降水量為150～800 mm，主要集中在6—9月，約占全年降水量的55%～78%，且極易產(chǎn)生暴雨天氣，冬季降水一般只占5%左右[29].

圖1 黃土高原氣象站分布及植被類型Fig.1 Distribution of meteorological stations and vegetation types in the Loess Plateau

1.2 數(shù)據(jù)來源

所用氣象數(shù)據(jù)來源于中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)地面氣候資料中的月值數(shù)據(jù)集(http://data.cma.cn)，收集黃土高原區(qū)域內(nèi)57個站點1961—2019年的月氣象數(shù)據(jù)，包括平均最高溫度(Tmax，℃)、平均最低溫度(Tmin，℃)、平均溫度(Tmean，℃)、平均相對濕度(RH，%)、平均風速(WS，m/s)、日照時數(shù)(SR，h)、降水量(P，mm).

土地利用數(shù)據(jù)來源于中國科學院資源環(huán)境科學與數(shù)據(jù)中心中的中國土地利用遙感監(jiān)測數(shù)據(jù)(http://www.resdc.cn)，分辨率為1 km，反映了1980年、1990年、1995年、2000年、2005年、2010年、2015年我國土地利用的動態(tài)變化信息，該數(shù)據(jù)集包括林地、草地、耕地、水域、建設用地及未利用土地共6個一級、25個二級土地利用類型. 植被類型數(shù)據(jù)來源于中國科學院資源環(huán)境科學與數(shù)據(jù)中心的中國1∶100萬植被類型空間分布數(shù)據(jù)(http://www.resdc.cn). 該研究提取1980—2015年未發(fā)生土地利用變化的像元，并與植被類型對應，以期得到各植被類型的潛在蒸散數(shù)據(jù).

1.3 研究方法

1.3.1潛在蒸散計算方法

采用Penman-Monteith法(簡稱“P-M法”)計算潛在蒸散，該方法既綜合考慮了能量平衡和空氣動力學的影響，又考慮了影響水分蒸發(fā)的大氣因素和作物因素[30]，計算公式：

(1)

式中：ET0為參考作物蒸散發(fā)，mm/d；Δ為飽和水汽壓-溫度曲線斜率，kPa/℃；Rn為地表凈輻射，MJ/(m2·d)；G為土壤熱通量，MJ/(m2·d)；γ為干濕表常數(shù)，kPa/℃；T為月均溫度，℃；u2為近地面2 m處風速，m/s；es為飽和水汽壓，kPa；ea為實際水汽壓，kPa.

將計算得到的月潛在蒸散轉換為季潛在蒸散和年潛在蒸散. 氣象季節(jié)分為春季(3—5月)、夏季(6—8月)、秋季(9—11月)、冬季(12月—翌年2月)和生長季(4—10月)，相應數(shù)值由各月潛在蒸散累加得到.

1.3.2空間插值法

空間插值法的基本原理是利用已知的空間樣本信息，找到一個函數(shù)關系式接近已知點，并通過該關系式推求出未知點的值，用以實現(xiàn)離散站點數(shù)據(jù)向面數(shù)據(jù)的轉換. 該研究采用普通克里金插值法進行數(shù)據(jù)的空間化處理，該方法基于廣義線性回歸，利用隨機變量之間的空間相關關系而建立，是一種最優(yōu)的線性無偏估計方法，被廣泛應用于生態(tài)、氣象、地質(zhì)等多個領域[31]，計算公式：

(2)

式中,Z(x0)為x0的估計值,Z(xj)為xj的已知值,λj為Z(xj)分配所得權重,k為估算中所使用的樣本個數(shù).

1.3.3趨勢分析法

采用基于像元的一元線性回歸法，得到每一像元在一定時間段(1981—2019年)內(nèi)的潛在蒸散變化趨勢，從而反映變量整體的變化特征，計算公式：

(3)

式中:a為線性傾向率;n為年數(shù)(n=39); ETi為各像元在第i年的潛在蒸散,mm. 當a>0時，表明該地區(qū)潛在蒸散呈上升趨勢，a值越大，增加程度越大；a=0表明潛在蒸散無變化；a<0表明該地區(qū)潛在蒸散呈下降趨勢.

1.3.4偏相關分析

采用偏相關分析方法計算潛在蒸散與某一氣象要素間的相關性. 對于兩個要素x與y以及控制要素z,x與y之間的偏相關系數(shù)計算公式為

(4)

式中：x為因變量(潛在蒸散);y、z為自變量(氣象要素);Rxy,z為控制要素z的條件下x、y之間的偏相關系數(shù)，其值介于-1～1之間，當Rxy,z≥0時，表明x與y呈正相關，反之x與y呈負相關，Rxy,z絕對值越大，表示相關性越強. 基于t檢驗判斷偏相關分析的結果是否顯著. 當P<0.05時，認為潛在蒸散與氣象要素之間呈顯著相關.

2 結果與分析

2.1 影響黃土高原地區(qū)潛在蒸散的氣象要素

首先選擇可能對潛在蒸散有影響的7個氣候因子(平均最高溫度、平均最低溫度、平均溫度、平均相對濕度、平均風速、日照時數(shù)、降水量)，對1961—2019年各數(shù)據(jù)進行時間序列的線性擬合，得到一元線性回歸方程，斜率表示該氣象要素的多年變化趨勢.

1961—2019年黃土高原地區(qū)平均最高溫度以0.03 ℃/a的速率顯著增加(P<0.05)，平均最低溫度與平均溫度均以0.04 ℃/a的速率顯著增加(P<0.05)(見圖2)；平均最高溫度和平均溫度的最大值均出現(xiàn)在2013年，分別為17.04和10.71 ℃，最小值均出現(xiàn)在1967年，分別為13.71和7.86 ℃，平均最低溫度的最大值為4.59 ℃(2006年)，最小值為1.96 ℃(1970年).

1961—2019年黃土高原地區(qū)平均相對濕度、平均風速、日照時數(shù)均呈顯著降低趨勢(P<0.05)，而降水量非顯著減少(見圖2). 多年平均相對濕度為57.88%，最大值為66.78%(1964年)，最小值為53.57%(2013年)，下降趨勢為0.06%/a(P<0.05)；平均風速年際變化減小趨勢約為0.01 m/(s·a)(P<0.05)，多年平均風速為2.33 m/s，最大值為2.8 m/s(1969年)，最小值為2.02 m/s(2011年)；日照時數(shù)年際變化呈顯著下降趨勢，為4.47 h/a(P<0.05)，多年平均累積日照時數(shù)為 2 565.38 h，最大值為 2 927.38 h(1965年)，最小值為 2 345.35 h(2016年)；降水量年際變化減小趨勢約為0.27 mm/a，多年平均累積降水量為432.6 mm，最大值為645.16 mm(1964年)，最小值為302.39 mm(1965年).

圖2 1961—2019年黃土高原各氣象要素的年際變化Fig.2 Temporal change of meteorological factors in the Loess Plateau from 1961 to 2019

2.2 黃土高原潛在蒸散時空變化特征及趨勢

2.2.1潛在蒸散空間分布格局

從1961—2019年黃土高原地區(qū)年均和生長季潛在蒸散的空間分布格局(見圖3)來看，二者空間分布格局相似，均呈南北高、東西低的特點，形成以同心縣為核心的高值區(qū)和以五臺山為核心的低值區(qū). 年均潛在蒸散波動范圍為691.15 mm(五臺山)～1 173.53 mm(同心縣)，多年平均值為989.32 mm. 生長季潛在蒸散為554.11 mm(五臺山)～958.13 mm(同心縣)，平均值為800.6 mm.

圖3 1961—2019年黃土高原年均與各季節(jié)潛在蒸散的空間變化特征Fig.3 Spatial distribution pattern of annual and seasonal potential evapotranspiration in the Loess Plateau from 1961 to 2019

1961—2019年，黃土高原地區(qū)春季、夏季、秋季潛在蒸散空間分布格局相似，西北部的鄂爾多斯高原和寧夏平原以及東南部的三門峽東北部部分區(qū)域多為潛在蒸散高值區(qū)，西南部的六盤山脈以及東北部的五臺山地區(qū)多為潛在蒸散低值區(qū)；冬季則有略微變化，高值區(qū)主要集中在東南部區(qū)域，低值區(qū)由東北部向西北部區(qū)域擴增. 春季潛在蒸散為208.3 mm(五臺山)～359.77 mm(惠農(nóng)區(qū))，平均值為301.43 mm. 夏季潛在蒸散最高，為268.33 mm(五臺山)～498.85 mm(同心縣)，平均值為411.4 mm. 秋季潛在蒸散為150.47 mm(五臺山)～231.25 mm(孟津區(qū))，平均值為191.59 mm. 冬季潛在蒸散最低，為53.6 mm(右玉縣)～132.48 mm(孟津區(qū))，平均值為84.89 mm. 春季、夏季、秋季、冬季的潛在蒸散分別占年均潛在蒸散的30.47%、41.58%、19.37%、8.58%.

2.2.2潛在蒸散時間變化特征

黃土高原地區(qū)1961—2019年的年均潛在蒸散呈不顯著增長趨勢(P>0.05)，生長季潛在蒸散呈不顯著下降趨勢(P>0.05)(見圖4). 其中，年均潛在蒸散波動范圍為883.35 mm(1964年)～1 058.32 mm(1965年)，多年平均值為989.38 mm；生長季潛在蒸散為718.63 mm(1964年)～871.2 mm(1997年)，平均值為800.78 mm.

圖4 1961—2019年黃土高原潛在蒸散的年際變化Fig.4 Temporal change of potential evapotranspiration in the Loess Plateau from 1961 to 2019

1961—2019年，黃土高原地區(qū)春季、秋季、冬季潛在蒸散均呈增加趨勢，其中春季以0.41 mm/a的速率顯著上升(P<0.05)，夏季呈不顯著下降趨勢(P>0.05). 春季潛在蒸散為251.23 mm(1964年)～342.33 mm (2000年)，平均值為301.37 mm；夏季潛在蒸散為377.46 mm(1989年)～453.36 mm(1997年)，平均值為411.6 mm；秋季潛在蒸散為168.15 mm(1964年)～227.54 mm(1972年)，平均值為191.58 mm；冬季潛在蒸散為65.81(1989年)～104.97 mm(1999年)，平均值為84.82 mm.

2.2.3潛在蒸散變化趨勢

1981—2019年黃土高原地區(qū)潛在蒸散趨勢變化率為-0.71～4.45 mm/a(見圖5)，平均變化趨勢為1.35 mm/a，93.79%的像元潛在蒸散呈增加趨勢，其中有62.98%呈顯著增加趨勢(P<0.05)；空間分布上，北部地區(qū)呈減少趨勢且不顯著(P>0.05)，東西部地區(qū)多呈顯著增加趨勢(P<0.05).

圖5 1981—2019年黃土高原潛在蒸散的變化趨勢及顯著性Fig.5 Change trend and significance potential evapotranspiration in the Loess Plateau from 1981 to 2019

2.2.4各植被類型潛在蒸散變化

黃土高原地區(qū)各植被類型1961—2019年潛在蒸散均呈不顯著增長趨勢(P>0.05)(見圖6)，其中農(nóng)田的潛在蒸散增加趨勢(0.32 mm/a) 最大，其次為草原(0.26 mm/a)，針葉林(0.16 mm/a)和草甸(0.13 mm/a)的增加趨勢較小. 草原潛在蒸散的多年平均值最大，達到1 017.74 mm，最小的是灌叢，其潛在蒸散多年平均值為973.02 mm. 各植被類型均在1964年達到各自潛在蒸散的最小值，1965年針葉林、草甸、灌叢、草原的潛在蒸散達到各自的最大值，1997年闊葉林、農(nóng)田的潛在蒸散達到各自的最大值. 草原潛在蒸散在1965年達到6種植被類型中的最大值，為1 094.09 mm，闊葉林在1964年達到最小值，為851.5 mm.

圖6 1961—2019年黃土高原各植被類型潛在蒸散的年際變化Fig.6 Temporal change of potential evapotranspiration of different vegetation types in the Loess Plateau from 1961 to 2019

黃土高原地區(qū)各植被類型1981—2019年潛在蒸散的變化趨勢頻率分布如圖7所示. 由圖7可見，針葉林潛在蒸散表現(xiàn)為增加趨勢，其中有76.66%的像元潛在蒸散表現(xiàn)為顯著增加(P<0.05)，平均變化趨勢為1.65 mm/a. 闊葉林有99.91%的像元潛在蒸散呈增加趨勢，其中69.65%表現(xiàn)為顯著增加(P<0.05)，平均變化趨勢為1.66 mm/a. 草甸有91.43%的像元潛在蒸散表現(xiàn)為增加趨勢，其中69.8%呈顯著增加趨勢(P<0.05)，8.57%表現(xiàn)為不顯著下降趨勢(P>0.05)，平均變化趨勢為1.17 mm/a. 灌叢有99.28%的像元潛在蒸散呈增加趨勢，其中74.15%呈顯著增加趨勢(P<0.05)，平均變化趨勢為1.57 mm/a. 對于草原，潛在蒸散增加的像元數(shù)量占79.96%，其中顯著增加的數(shù)量占56.11%(P<0.05)，另外有20.04%表現(xiàn)為不顯著下降趨勢(P>0.05)，平均變化趨勢為0.98 mm/a. 農(nóng)田有99.81%的像元潛在蒸散呈增加趨勢，其中顯著增加的數(shù)量占62.38%(P<0.05)，平均變化趨勢為1.55 mm/a. 無論是從增加趨勢像元數(shù)量占比還是從平均變化趨勢來看，1981—2019年黃土高原地區(qū)各植被類型潛在蒸散均呈增加趨勢，且增加趨勢大小表現(xiàn)為闊葉林>針葉林>灌叢>農(nóng)田>草甸>草原.

注：虛線表示1981—2019年各植被類型潛在蒸散平均變化趨勢,單位為mm/a.圖7 1981—2019年黃土高原各植被類型潛在蒸散變化趨勢頻率分布Fig.7 Frequency distribution of potential evapotranspiration changes of different vegetation types in the Loess Plateau from 1981 to 2019

2.3 氣象因子對各植被潛在蒸散的影響

黃土高原地區(qū)各植被類型的潛在蒸散與平均最高溫度、平均相對濕度和降水量均呈負相關，與平均溫度、平均風速、日照時數(shù)均呈正相關，除草原外，其余植被類型的潛在蒸散與平均最低溫度也呈負相關(見表1)，其中6種植被類型的潛在蒸散均與平均相對濕度呈極顯著負相關(P<0.01)，與平均風速、日照時數(shù)均呈顯著正相關(P<0.05)，草甸、草原、農(nóng)田的潛在蒸散與降水量呈極顯著負相關(P<0.01).

表1 黃土高原地區(qū)各植被類型潛在蒸散與各氣象要素的偏相關分析

總體而言，平均風速與平均相對濕度對各植被類型潛在蒸散的影響較大，潛在蒸散隨著平均風速的增加而增加，隨著平均相對濕度的增加而減??；其次為日照時數(shù)，隨著日照時數(shù)的增加，潛在蒸散逐漸增加；降水量對草甸、灌叢、草原、農(nóng)田潛在蒸散的影響較大，溫度指標(平均最高溫度、平均最低溫度、平均溫度)對各植被類型潛在蒸散的影響較小.

3 討論

在全球變暖背景下，歐洲[32-33]、北美洲[34]、南亞[35-36]等地區(qū)的蒸散發(fā)均呈上升趨勢；然而，也有一些地區(qū)如北非[37]、土耳其[38]、墨西哥[39]等的蒸散發(fā)呈下降趨勢，這與氣候變暖可能會導致蒸散發(fā)潛力增加的理論推測相悖的現(xiàn)象稱為“蒸發(fā)悖論”[40]. 我國大部分地區(qū)的蒸散發(fā)呈上升趨勢，如西南的滇池[41]、金沙江[42]、雅魯藏布江流域[43]，北部的錫林河流域[44]，中部的渭河流域[45]，南部的珠江流域[46]等，但也有學者在東北的吉林省與遼寧省[47-48]，東南的福建省[49]，華北的京津冀區(qū)域[50]、海河流域[51]，西北的涇河流域[52]、黃河流域[53]等地發(fā)現(xiàn)了“蒸發(fā)悖論”現(xiàn)象的存在. 該研究中黃土高原地區(qū)潛在蒸散整體呈增加趨勢(0.27 mm/a)，但與我國其他地區(qū)相比，其增幅較小(渭河流域，1.371 mm/a[45]；錫林河流域，2.25 mm/a[44]). 該研究中，黃土高原地區(qū)有42.11%的站點年潛在蒸散呈下降趨勢，尤其在夏季下降趨勢更為明顯，這與Yang等[37]的研究結果一致.

該研究中，黃土高原地區(qū)植被生長季潛在蒸散在年均潛在蒸散中占比最大，這可能是因為此時植被剛開始生長，處于生長最旺盛的階段，故植被的蒸騰作用強烈，導致該時期蒸散量大. 從季節(jié)變化角度分析，夏季植被潛在蒸散最大，這可能是因為夏季溫度高，降水和日照較多，使得土壤水分蒸發(fā)作用與植被蒸騰作用強，潛在蒸散最大；而冬季溫度最低，日照時數(shù)最少，植被蒸騰作用微弱或基本停止，因此其潛在蒸散顯著低于其他季節(jié).

研究表明，溫度升高是引起潛在蒸散上升的主要因素[54-56]，但筆者通過偏相關分析發(fā)現(xiàn)，黃土高原地區(qū)各植被類型潛在蒸散與相對濕度的相關性強于其與溫度指標的相關性，說明水分狀況對該地區(qū)的影響較大，這可能是因為黃土高原地區(qū)降水資源較少，土地干旱缺水，植被生長受限于水資源的缺乏，因而對水分條件較為敏感；也有研究結果表明，影響潛在蒸散變化的主導因素具有季節(jié)性變化特征[57-58]，在未來相關工作中尚需進行深入研究.

在黃土高原地區(qū)主要的6種植被類型中，草原地區(qū)多年平均潛在蒸散最大，但是1981—2019年草原蒸散發(fā)增加趨勢正在降低，這可能與我國推行的生態(tài)林建設和退耕還草政策有關[59]. 一方面，退耕還草和飛播種草等措施的實施，使草原植被的分布面積和植被密度增加，增加了該地區(qū)草原的蒸散量；另一方面，從20世紀60年代開始荒山荒坡造林，在一定程度上減弱了該地區(qū)的風速(1970年以來該地區(qū)風速逐漸減弱)，使得草原地區(qū)蒸散的增速降低.

自生態(tài)保護和修復工程實施以來，黃土高原植被覆蓋度總體處于上升趨勢，生態(tài)系統(tǒng)服務價值得到明顯提升[60]，但隨之而來的一些生態(tài)隱患問題也引起了學者的關注，大規(guī)模的植被恢復會造成徑流衰減，植被蒸騰耗水量的增加會減少降水量對地下水的補給，而作為植被生長直接水分來源的土壤水分也會大幅降低，嚴重土壤干層的出現(xiàn)會導致區(qū)域干旱度增大，加劇水資源的利用負擔[61-62]. 有研究表明，大面積的植被建設開始后，黃土高原地區(qū)年均雨水資源化潛力僅占年均蒸散耗水量的80%[63]，因此如何平衡水分與植被恢復之間的關系，對于該地區(qū)生態(tài)環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展具有重要的現(xiàn)實意義. 該研究中6種植被類型的潛在蒸散均呈增加趨勢，而區(qū)域降水量卻在減少，且隨著氣溫的不斷上升，黃土高原地區(qū)將進入暖干化時期，在此背景下，如果不進行科學合理的植被修復工程，減少水資源消耗，將會使該地區(qū)的水分虧缺越來越嚴重，進而抑制植被的生長發(fā)育，對生態(tài)系統(tǒng)產(chǎn)生一定威脅. 建議黃土高原地區(qū)在進行植被恢復時：①應根據(jù)不同地域生態(tài)恢復的需要，優(yōu)先選擇耗水量較少、生長周期較緩的樹種，不應只追求生態(tài)恢復的速率；②對于植被建設應以自然恢復為主，因相比于人工林，天然林更能起到涵養(yǎng)土壤水源的作用，使降水與蒸騰之間保持一種平衡狀態(tài)；③在人為建造的群落結構中，應確定喬灌草的最優(yōu)搭配比例，以便充分利用光熱水資源，形成立體的植被復合結構，該研究中，闊葉林潛在蒸散的增加趨勢逐漸加快，因此該植被類型更適用于在降水量較大的地區(qū)進行植被恢復；④根據(jù)降水季節(jié)分配不均的特點，可以采取一些技術措施，結合當?shù)氐匦螚l件，修建蓄水設施進行集流，解決植被澆灌等問題；⑤生態(tài)環(huán)境的保護離不開每個人的努力，強化個人環(huán)保意識及責任感并配合好政府環(huán)保舉措，才能提高環(huán)保工作的可靠性與有效性.

除氣候因素外，也有研究發(fā)現(xiàn)，蒸散發(fā)的變化還會受到人類活動與海拔因素的影響. 例如：地表過程包括土地利用變化[64]、退耕還林[65]等都會引起水循環(huán)要素在時間與空間上發(fā)生改變，海拔的差異對蒸散發(fā)變化的影響也不盡相同[66-67]，因此未來在這些方面還需要進一步研究與探索.

4 結論

a) 1961—2019年黃土高原地區(qū)平均最高溫度以0.03 ℃/a的速率顯著增加，平均最低溫度與平均溫度均以0.04 ℃/a的速率顯著增加(P<0.05)；平均相對濕度、平均風速、日照時數(shù)均呈顯著下降趨勢(P<0.05)，減小速率分別為0.06%/a、0.01 m/(s·a)、4.47 h/a；降水量非顯著減少.

b) 黃土高原地區(qū)年均、生長季、春季、夏季和秋季潛在蒸散均呈南北高、東西低的分布特征，冬季則略微不同. 年均潛在蒸散波動范圍為691.15～1 173.53 mm，年際變化呈不顯著增長趨勢(P>0.05)；在季節(jié)尺度上，潛在蒸散大小表現(xiàn)為夏季>春季>秋季>冬季；除夏季潛在蒸散表現(xiàn)為下降趨勢外，其余各季節(jié)均呈上升趨勢，其中春季上升趨勢(0.41 mm/a)通過了顯著性檢驗(P<0.05).

c) 1981—2019年黃土高原地區(qū)潛在蒸散的趨勢變化率為-0.71～4.45 mm/a，平均變化趨勢為1.35 mm/a，其中62.98%的區(qū)域呈顯著增加趨勢(P<0.05)，多分布在東部和西部地區(qū)，北部地區(qū)呈減少趨勢且不顯著(P>0.05).

d) 1961—2019年黃土高原地區(qū)各植被類型潛在蒸散變化均表現(xiàn)為不顯著上升趨勢(P>0.05)，多年平均潛在蒸散大小表現(xiàn)為草原>農(nóng)田>針葉林>草甸>闊葉林>灌叢；其中，1981—2019年各植被類型潛在蒸散增長趨勢大小表現(xiàn)為闊葉林>針葉林>灌叢>農(nóng)田>草甸>草原.

e) 在黃土高原地區(qū)影響各植被類型潛在蒸散的主要因子是平均風速與平均相對濕度，潛在蒸散隨著平均風速的增加而增加，隨著平均相對濕度的增加而減??；其次為日照時數(shù)，潛在蒸散隨著日照時數(shù)的增加而增加；降水量對草甸、灌叢、草原、農(nóng)田潛在蒸散的影響較大，溫度指標對各植被類型潛在蒸散的影響較小.