長江流域1960—2019年蒸發(fā)皿蒸發(fā)和實際蒸散發(fā)演變規(guī)律

葉林媛,魯 漢,秦淑靜,張 櫓,熊立華,劉 攀,夏 軍,程 磊

(1. 武漢大學(xué)水資源與水電工程科學(xué)國家重點實驗室,湖北 武漢 430072；2. 海綿城市建設(shè)水系統(tǒng)科學(xué)湖北省重點實驗室(武漢大學(xué)),湖北 武漢 430072；3. 湖北省電力勘測設(shè)計院有限公司,湖北 武漢 430040)

蒸發(fā)是水循環(huán)和能量循環(huán)的關(guān)鍵要素,其長期變化趨勢及其表征的區(qū)域水循環(huán)變化特征是當(dāng)今水文科學(xué)領(lǐng)域的熱點問題[1- 2]。蒸發(fā)皿蒸發(fā)是大氣蒸發(fā)能力的直接觀測。過去的半個世紀全球氣候持續(xù)變暖,但在全球許多國家卻觀測到蒸發(fā)皿蒸發(fā)呈現(xiàn)下降趨勢,這種蒸發(fā)皿蒸發(fā)與氣溫變化趨勢相反的現(xiàn)象稱為蒸發(fā)悖論(Evaporation paradox)[3- 5]。長江流域是中國社會經(jīng)濟高度發(fā)達的地區(qū)之一,近些年,長江流域水旱災(zāi)害頻發(fā),除人類活動因素外,氣候變化所引發(fā)的水文循環(huán)變化是主要原因[6]。因此,探究長江流域蒸發(fā)量的變化趨勢對于區(qū)域水文循環(huán)變化、水資源管理至關(guān)重要。

蒸發(fā)悖論現(xiàn)象及其形成機理在時間和空間上存在明顯的變異性。近年來研究發(fā)現(xiàn),20世紀90年代后蒸發(fā)皿蒸發(fā)產(chǎn)生了新的變化趨勢。Ruiz- Alvarez等[7]發(fā)現(xiàn)墨西哥自1990年后蒸發(fā)皿蒸發(fā)呈現(xiàn)上升趨勢;朱曉華等[8]發(fā)現(xiàn)在1961—1993年期間,中國地區(qū)存在蒸發(fā)悖論現(xiàn)象,1994—2007年蒸發(fā)悖論現(xiàn)象消失。全球范圍內(nèi)云量或氣溶膠增加引起的入射輻射量下降以及陸面風(fēng)速的降低被認為是蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降的主要原因,但在不同的地區(qū)也有不同的變化和貢獻度[9- 10]。長江流域氣候類型眾多,蒸發(fā)皿蒸發(fā)變化在空間上存在差異,影響蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的原因也有所不同。研究發(fā)現(xiàn)長江中下游蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降現(xiàn)象明顯,而上游下降程度較小[11]。王艷君等[12]發(fā)現(xiàn)1961—2001年長江流域蒸發(fā)整體呈現(xiàn)下降的趨勢,主要是由太陽凈輻射和風(fēng)速的下降引起的;宋萌勃等[13]發(fā)現(xiàn)1950—2001年長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)呈現(xiàn)下降趨勢,主要是由水汽壓增加和日照時間減少導(dǎo)致的。因此,亟待對長江流域長期蒸發(fā)皿蒸發(fā)的時空變化規(guī)律進行系統(tǒng)分析并進一步解析其驅(qū)動機制。

受觀測環(huán)境的影響和技術(shù)水平的限制,一些地區(qū)未能布設(shè)蒸發(fā)皿或部分布設(shè)蒸發(fā)皿的地區(qū)存在缺測現(xiàn)象。中國運用的D20型蒸發(fā)皿觀測一般截止到2001年,現(xiàn)中國常規(guī)使用D20(圓形)和E601B(錐形)型2種蒸發(fā)皿,這2種蒸發(fā)儀器的折算系數(shù)存在空間差異性[14]。部分實測數(shù)據(jù)的缺失和2種蒸發(fā)儀器之間的轉(zhuǎn)換誤差,一定程度上降低了蒸發(fā)皿實測數(shù)據(jù)的可用性。PenPan模型和最新發(fā)展的廣義蒸發(fā)互補關(guān)系是探究蒸發(fā)皿蒸發(fā)變化趨勢的有效工具,PenPan模型是針對蒸發(fā)皿蒸發(fā)計算改進的Penman方法,利用基本氣象指標就可以準確地估算蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,可以在一定程度上彌補蒸發(fā)皿實測法的不足[15]。Brutsaert等[16]指出,觀察到的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降不一定預(yù)示著實際蒸散發(fā)下降,在非濕潤的環(huán)境中,蒸發(fā)皿蒸發(fā)的減少實際上可能象征陸地實際蒸散發(fā)增加。此后,蒸發(fā)互補原理被廣泛用于蒸發(fā)皿蒸發(fā)變化研究中,但是一般采用發(fā)展較早的平流- 干旱(簡稱AA)模型,其存在干旱環(huán)境下低估、濕潤環(huán)境下高估實際蒸散發(fā)的問題[17]。廣義蒸發(fā)互補方法作為蒸發(fā)互補原理的最新發(fā)展形式,物理機制更嚴謹,可以用于研究蒸發(fā)皿蒸發(fā)和實際蒸散發(fā)的變化趨勢[18]。

本文以中國最大流域長江流域為研究區(qū)域,在對歷史60 a蒸發(fā)皿蒸發(fā)觀測數(shù)據(jù)一致性及質(zhì)量控制的基礎(chǔ)上,基于修正后的PenPan模型模擬長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,分析蒸發(fā)皿蒸發(fā)時空演變規(guī)律及其趨勢,探究不同時段蒸發(fā)皿蒸發(fā)變化的成因,并基于廣義蒸發(fā)互補關(guān)系探究長期實際蒸散發(fā)的時空變化特征。研究成果以期為長江流域水資源配置、水循環(huán)變化研究和未來氣候變化預(yù)測提供參考。

1 研究區(qū)域與數(shù)據(jù)方法

1.1 研究區(qū)域

長江流域發(fā)源于青藏高原腹地,流域總面積達180萬km2,是世界第三大流域。長江全長約6 397 km,上游為長江源頭至宜昌市,中游為宜昌至湖口一段,下游為湖口以下至長江入?？凇；谥袊箨憵夂騾^(qū)劃,長江流域為溫帶、亞熱帶和高原3個氣候區(qū),其中亞熱帶氣候區(qū)又可劃分為北亞熱帶氣候區(qū)和中亞熱帶氣候區(qū),由于溫帶氣候區(qū)面積過小,因此將其與亞熱帶氣候區(qū)合并研究(圖1)。

圖1 長江流域氣候區(qū)劃和氣象站空間分布Fig.1 Maps of climatic regions and meteorological stations in the Yangtze River basin

1.2 數(shù)據(jù)資料

本研究采用來自國家氣象科學(xué)數(shù)據(jù)中心(http:∥www.nmic.cn/)中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集,數(shù)據(jù)集中包含了基準及基本氣象站點降雨(P)、氣壓(PRS)、氣溫(Ta)、蒸發(fā)皿蒸發(fā)量(Epan)、相對濕度(HR)、風(fēng)向風(fēng)速(u)和日照時數(shù)(DSS)共7種氣象要素的日值數(shù)據(jù)。本研究選取1960—2019年長江流域內(nèi)170個站點數(shù)據(jù),并補充流域周邊約30%站點用于消除統(tǒng)計誤差和邊緣效應(yīng),共228個站點,其中,高原氣候區(qū)包含33個站點,亞熱帶氣候區(qū)包括195個站點(圖1)。

對于蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的觀測,20世紀50年代至21世紀初,中國區(qū)域廣泛采用D20型蒸發(fā)皿(20 cm直徑)。在2002年前后,開始使用E601B型蒸發(fā)皿(62 cm直徑)代替D20型蒸發(fā)皿。由于E601B型蒸發(fā)皿在水凍結(jié)時(主要是北方地區(qū)的冬季)無法使用,因此在中國大部分區(qū)域在非凍結(jié)期選擇使用E601B型蒸發(fā)皿,在凍結(jié)期同時使用D20型蒸發(fā)皿[14]。不同類型蒸發(fā)皿的結(jié)構(gòu)、放置方式等并不相同,測得的蒸發(fā)量也存在差別,D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量比E601B型同期蒸發(fā)量明顯偏大。因此,為了得到一致的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,采用校正系數(shù)對2種蒸發(fā)皿測得的蒸發(fā)量進行數(shù)據(jù)均一化：

E20=(E601B-b)/k

(1)

式中：E20為D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,mm；E601B為E601B型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,mm；k為校正系數(shù)；b為常數(shù)項。對于不同站點,其校正系數(shù)也不相同,本研究根據(jù)每個站點使用2種類型蒸發(fā)皿在相同時期測得的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,通過線性回歸得到每個站點的校正系數(shù),從而將E601B型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量校正為D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量。

以宜昌站為例,圖2展示了校正前后年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的變化。校正前宜昌站在2002年前主要為D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量,2002年后主要為E601B型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量。1960—2002年多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量約為1 312.3 mm,2002—2019年的多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量約為801.5 mm,年蒸發(fā)量明顯低于2002年前的D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量。校正后2002—2019年多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量約為1 330.3 mm,蒸發(fā)量顯著提高,經(jīng)過均一化校正后前后兩階段差異明顯減少,2種蒸發(fā)皿蒸發(fā)被均一化為D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)量。數(shù)據(jù)均一化后的觀測蒸發(fā)皿蒸發(fā)量能較好地為后續(xù)模型率定和結(jié)果分析做參考。

圖2 宜昌站2種蒸發(fā)皿類型年蒸發(fā)量校正前后示意Fig.2 Changes in annual pan evaporation before and after correction of Yichang station

1.3 研究方法

1.3.1 PenPan模型

PenPan模型是根據(jù)Penman模型、基于蒸發(fā)皿的質(zhì)量和能量平衡建立的用于估算美國Class A型蒸發(fā)皿蒸發(fā)的模型[15]。在中國區(qū)域,Yang等[19]對該模型進行改進,建立了適用于中國D20型蒸發(fā)皿的PenPan模型,見下式：

(2)

式中：Ep,R和Ep,A分別為蒸發(fā)的輻射項和和空氣動力項,mm；Δ為飽和水汽壓與氣溫曲線的斜率,kPa/K；m為熱量—水汽傳遞的有效面積比(m=5)；γ為濕度計常數(shù),kPa/K；Rn為凈輻射,MJ/(m2·d-1)；λ為水的汽化潛熱,MJ/kg；fq(u)為風(fēng)函數(shù),kg/(m-2·d-1·(kPa)-1),u為地面2 m風(fēng)速,m/s；D為飽和水汽壓差,D=es(1-HR),kPa,es為氣溫Ta時的飽和水汽壓,kPa。參數(shù)Δ和λ的具體計算參見FAO的計算方法[20]。

本研究基于所選站點(n=228)氣象數(shù)據(jù)和均一化的D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)數(shù)據(jù)采用遺傳算法對原適合于美國Class A型蒸發(fā)皿蒸發(fā)的風(fēng)函數(shù)(一般形式為fq(u)=a(1+bu))進行優(yōu)化率定,率定后的風(fēng)函數(shù)fq(u)形式為

fq(u)=1.06×10-8(1+1.63u)

(3)

圖3顯示了風(fēng)函數(shù)率定前后長江流域站點的PenPan模型模擬蒸發(fā)皿日蒸發(fā)量和觀測值的比較。從圖中可以看到,風(fēng)函數(shù)率定后的模型較率定前蒸發(fā)模擬效果有較大提升,總體上率定后均方根誤差(ERMS)由0.77 mm 減小到0.67 mm,相關(guān)系數(shù)(r)也略有提高。

圖3 風(fēng)函數(shù)率定前后的PenPan模型模擬與觀測的站點日蒸發(fā)皿蒸發(fā)量對比Fig.3 Comparisons between the observed and estimated daily pan evaporation using PenPan model with raw and calibrated wind function

1.3.2 偏微分歸因法

偏微分歸因(Partial Differential,PD)法是一種成熟有效的蒸發(fā)皿蒸發(fā)趨勢變化歸因分析的方法[21]。PenPan模型蒸發(fā)皿蒸發(fā)(Epan)趨勢變化可近似看成由凈輻射、氣溫、風(fēng)速和相對濕度等4種氣象要素的貢獻量共同組成,即：

(4)

由此對各項求偏導(dǎo),可以將Epan的趨勢變化歸因為4種氣象要素的貢獻。將基于偏微分歸因法計算的蒸發(fā)皿蒸發(fā)趨勢變化(dEpan_PD/dt)與模擬的蒸發(fā)皿蒸發(fā)的趨勢變化(dEpan/dt)進行比較,以此評估偏微分法的歸因結(jié)果。

1.3.3 析因數(shù)值實驗歸因法

析因數(shù)值實驗歸因(Experimental Detrending,ED)法是在對氣象要素進行去趨勢的基礎(chǔ)上,通過設(shè)計一系列的單一氣候變化情景(去除其他要素自變量趨勢,僅保留單一自變量趨勢)實驗,將變化要素趨勢定量歸因到各個輸入要素[22]。

基于原始觀測數(shù)據(jù)建立的去趨勢數(shù)據(jù)集計算的Epan可看作沒有氣候變化影響情景下的蒸發(fā)皿蒸發(fā),即基準情景下的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量(EBase)。然后控制單一氣象要素變量(f),計算其在氣候變化情形下的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量(Edetrend, f)。Edetrend, f和EBase間趨勢差異即為該氣象要素在Epan趨勢變化的貢獻(Cf)：

(5)

以此分別計算凈輻射、氣溫、風(fēng)速和相對濕度4個驅(qū)動變量的貢獻大小,即CRn、CTa、Cu和CHR,4種氣象要素貢獻之和可視為基于析因數(shù)值實驗法歸因的Epan趨勢變化(dEpan_ED/dt),即：

(6)

將析因數(shù)值實驗法的結(jié)果(dEpan_ED/dt)與模擬蒸發(fā)皿蒸發(fā)趨勢分析結(jié)果(dEpan/dt)進行比較,用以評估析因數(shù)值實驗方法歸因結(jié)果。

1.3.4 廣義蒸發(fā)互補關(guān)系

蒸發(fā)互補理論由Bouchet[23]于1963年提出,經(jīng)過不斷發(fā)展完善,已經(jīng)成為估算區(qū)域?qū)嶋H蒸散發(fā)的基礎(chǔ)理論。該理論描述了3種蒸散發(fā)量之間的關(guān)系：第1種蒸發(fā)是區(qū)域的實際蒸散發(fā)量(Ea)；第2種是區(qū)域充分供水條件下發(fā)生的蒸發(fā),稱為潛在蒸散發(fā)量(Epo)；第3種是實際條件下,區(qū)域內(nèi)一個小飽和表面上發(fā)生的蒸發(fā),可用蒸發(fā)皿測得,稱為表觀潛在蒸散發(fā)量(Epa)。在水分充足的條件下,所有的凈輻射均由蒸散發(fā)轉(zhuǎn)化為潛熱,Ea、Epa與Epo相等,即Ea=Epo=Epa；而在水分虧缺的情況時,Ea減小,部分未被蒸散發(fā)耗散的凈輻射將轉(zhuǎn)化為顯熱而使得Epa增加,三者之間關(guān)系為Ea

(7)

式中：Epo=αcEe,αc為蒸發(fā)互補關(guān)系的參數(shù),Ee為平衡蒸發(fā),計算方式如下：

(8)

其中：

(9)

式中：Qne為可用能量,W/m2；G為土壤熱通量,W/m2。在日尺度上,G可忽略。

參數(shù)αc采用Brutsaert 等[18]建立的經(jīng)驗統(tǒng)計模型計算：

(10)

式中：a=1.496;b=0.294 8;c=0.669 7;K為干旱指數(shù)。

Epa通常可由Penman公式計算或者蒸發(fā)皿等儀器測得,本研究中采用前文PenPan模型模擬的蒸發(fā)皿蒸發(fā)(Epan)。

2 結(jié)果與討論

2.1 蒸發(fā)皿蒸發(fā)時空分布特征

PenPan模型模擬的長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的空間分布規(guī)律如圖4所示,可以看到長江流域多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的分布有明顯的區(qū)域差異性。所有站點(n=228)多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量約為1 473.8 mm。不同氣候區(qū)站點的多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量差異較大,其中高原氣候區(qū)較低約為1 215.1 mm,亞熱帶氣候區(qū)約為1 521.5 mm。高值區(qū)域一般在金沙江下游、兩湖流域等地區(qū),蒸發(fā)皿多年平均蒸發(fā)量在2 000 mm以上的高值區(qū)域出現(xiàn)在中亞熱帶氣候區(qū),低于1 000 mm的低值區(qū)域分布在高原氣候區(qū)。本研究模擬的長江流域多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的空間分布和量級與Wang等[14]采用改進的PenPan- V3模型的模擬結(jié)果一致。

圖4 長江流域站點和基于站點插值的1960—2019年多年平均蒸發(fā)皿蒸發(fā)量空間分布Fig.4 Spatial distribution of mean annual pan evaporation of the meteorological stations and the whole Yangtze River basin interpolated from station values from 1960 to 2019

長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量年際趨勢變化及其空間分布情況如圖5和表1所示。1960—2019年長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量總體呈現(xiàn)0.21 mm/a的下降趨勢(圖5(a)),約59.6%的站點蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降,主要在中下游地區(qū)(圖5(d))。以1990年為轉(zhuǎn)折點,1960—1989年蒸發(fā)皿年蒸發(fā)量呈現(xiàn)3.36 mm/a的下降趨勢,亞熱帶約87.7%的站點呈下降趨勢,60.6%的上升站點集中在高原氣候區(qū)(圖5(e))。1990—2019年蒸發(fā)皿年蒸發(fā)量呈上升趨勢,速率為2.89 mm/a,上升站點廣泛分布在全流域內(nèi),下降站點少量分布在北亞熱帶、中亞熱帶氣候區(qū)(圖5(f))。過去的研究表明,1960年以來長江流域年平均氣溫呈現(xiàn)持續(xù)波動上升趨勢[11],蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的變化趨勢表明長江流域在1960—1989年存在蒸發(fā)悖論現(xiàn)象,但1990年后該現(xiàn)象消失。

圖5 長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量年際變化趨勢及其空間分布Fig.5 Trends of pan evaporation and its spatial distribution in different periods in the Yangtze River basin

表1 不同時段長江流域不同氣候區(qū)的年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化站點比例變化

2.2 蒸發(fā)皿蒸發(fā)時空變化驅(qū)動機制

圖6為PD法和ED法歸因結(jié)果與蒸發(fā)皿蒸發(fā)趨勢分析結(jié)果的比較,可以看到2種方法與趨勢分析結(jié)果的擬合線都在1∶1線附近,在3個時段R2≥0.75。從R2和擬合線與1∶1線的接近程度來看,ED法在整個1960—2019年時段的歸因結(jié)果與趨勢分析結(jié)果更接近,但在分時段略差于PD法。王婷婷等[24]對比了ED和PD 2種方法在中國區(qū)域?qū)φ舭l(fā)皿蒸發(fā)趨勢歸因的效果,發(fā)現(xiàn)ED法比PD法效果更好,這與本文在長江流域整個時期的結(jié)論一致?？傮w上2種方法在長江流域的歸因效果較好,使用2種歸因分析方法可以更可靠地定量分析Epan的趨勢變化。

圖6 偏微分法和析因數(shù)值實驗法的歸因結(jié)果與蒸發(fā)皿蒸發(fā)趨勢分析結(jié)果比較Fig.6 Comparisons between the attributed trends using partial differential and experimental detrending method and the trends of pan evaporation

圖7為長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢的歸因分析結(jié)果。在整個時段(1960—2019年),風(fēng)速和輻射的下降主導(dǎo)長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的下降趨勢,相對貢獻達55%。風(fēng)速下降和輻射下降是1960—1989年長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降趨勢的主導(dǎo)因子,而相對濕度下降和氣溫升高是1990—2019年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量上升趨勢的主導(dǎo)因子。長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢的歸因結(jié)果與王艷君等[12]基于1951—2000年D20型蒸發(fā)皿蒸發(fā)在長江流域的研究結(jié)論一致,即凈輻射和風(fēng)速的下降是長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量顯著下降的主要原因。在不同時段,全流域的歸因結(jié)果與之前對中國區(qū)域蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化的歸因研究結(jié)果一致[5],Liu等[25]的研究也指出1992—2007年氣溫升高主導(dǎo)了中國Epan的變化;Wang等[10]指出1994—2014年氣溫和相對濕度分別導(dǎo)致中國的年Epan上升1.12 mm/a和2.68 mm/a,是主導(dǎo)Epan變化的因子。風(fēng)速的影響在1990年后減弱,這與近年來研究發(fā)現(xiàn)全球地表風(fēng)速下降趨勢減弱乃至逆轉(zhuǎn)的現(xiàn)象一致[26]。

長江流域的蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢在不同時段、不同分區(qū)的驅(qū)動機制不同。1960—2019年高原氣候區(qū)氣溫升高和相對濕度下降導(dǎo)致年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢分別為1.62 mm/a和0.26 mm/a,風(fēng)速和輻射的下降導(dǎo)致年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量變化趨勢分別為-0.79 mm/a和-0.94 mm/a。亞熱帶氣候區(qū)則與高原氣候區(qū)不同,風(fēng)速和輻射下降是蒸發(fā)皿蒸發(fā)量下降的主要原因,相對貢獻分別為34%和29%。ED法各氣象要素貢獻的結(jié)論與PD法基本一致,貢獻量相差在0.15 mm/a以內(nèi)。1960—1989年,高原氣候區(qū)風(fēng)速和輻射對蒸發(fā)下降趨勢的貢獻率分別為4.8%和47.8%,氣溫和相對濕度對蒸發(fā)上升趨勢的貢獻率分別為40.3%和7.2%；亞熱帶氣候區(qū)風(fēng)速和輻射對蒸發(fā)下降趨勢的貢獻率分別為49.1%和42.4%,氣溫和相對濕度影響相對較小。1990—2019年,高原氣候區(qū)和亞熱帶氣候區(qū)蒸發(fā)皿蒸發(fā)量均呈現(xiàn)上升趨勢,高原氣候區(qū)氣溫升高、風(fēng)速增加和相對濕度減少是蒸發(fā)皿蒸發(fā)量上升趨勢的主導(dǎo)因素,相對貢獻度達81.1%；亞熱帶氣候區(qū)風(fēng)速對蒸發(fā)皿蒸發(fā)量趨勢變化貢獻很小,氣溫和相對濕度的貢獻之和(80.2%)顯著大于輻射的貢獻。

圖7 氣象要素對長江流域和不同氣候分區(qū)蒸發(fā)皿蒸發(fā)量的貢獻度Fig.7 Contribution of meteorological factors to pan evaporation in the Yangtze River basin and its different climatic regions

2.3 基于廣義蒸發(fā)互補關(guān)系的實際蒸散發(fā)變化規(guī)律

基于廣義蒸發(fā)互補關(guān)系得到的1960—2019年長江流域站點和基于站點插值的實際蒸散發(fā)量分布如圖8所示。從站點可以看到實際蒸散發(fā)量的分布符合由上游向中下游地區(qū)逐級增加的規(guī)律。高原地區(qū)受海陸位置、地形等因素影響,氣候寒冷,降水稀缺,受到水分限制,蒸散發(fā)量較少；而中下游地區(qū)屬亞熱帶季風(fēng)區(qū)域,降水豐富,輻射量充足。長江流域大部分站點(72.4%)年實際蒸發(fā)量為300～1 000 mm,所有站點多年平均實際蒸散發(fā)量約為880.7 mm,插值后多年平均實際蒸散發(fā)量約為804.1 mm。高值站點出現(xiàn)在洞庭湖、鄱陽湖地區(qū),多年平均蒸散發(fā)量在1 000 mm以上,其次是下中游地區(qū),蒸散發(fā)量為800～1 000 mm,而高原氣候區(qū)多年平均蒸散發(fā)量在400 mm以下?；谡军c插值的實際蒸散發(fā)與7種可公開獲得并廣泛使用的蒸散發(fā)產(chǎn)品(包括4 種診斷模型產(chǎn)品和3 種再分析產(chǎn)品)[27]進行對比,發(fā)現(xiàn)在空間上與常見的蒸散發(fā)產(chǎn)品分布一致；在多年平均實際蒸散發(fā)上,廣義蒸發(fā)互補關(guān)系估算的值(804 mm)與其他幾種常見的遙感/再分析蒸散發(fā)產(chǎn)品的量級范圍一致(600～1 000 mm)。

圖8 長江流域1960—2019年站點和基于站點插值的多年平均實際蒸散發(fā)量空間分布Fig.8 Spatial distribution of mean annual actual evapotranspiration of the meteorological stations and the whole Yangtze River basin interpolated from station values from 1960 to 2019

長江流域年實際蒸散發(fā)量在1960—2019年總體呈下降趨勢,平均下降速率約為0.63 mm/a,呈上升趨勢的站點在高原氣候區(qū),呈下降趨勢的站點多分布在中下游地區(qū)(圖9和表2)。1960—1989年流域年實際蒸散發(fā)量顯著下降,平均下降速率約為2.42 mm/a,其中高原氣候區(qū)和亞熱帶氣候區(qū)分別有72.7%和88.7%的站點實際蒸散發(fā)量下降。而1990—2019年實際蒸散發(fā)量呈現(xiàn)上升趨勢,速率約為0.21 mm/a,高原氣候區(qū)和亞熱帶氣候區(qū)分別有60.6%和68.7%的站點實際蒸散發(fā)量上升。王艷君等[28]基于蒸發(fā)互補關(guān)系原理AA模型和海氣耦合模式估算得出長江流域1961—2007年實際蒸散發(fā)量呈現(xiàn)0.93 mm/a和0.36 mm/a的下降趨勢,這與本研究基于廣義蒸發(fā)互補關(guān)系估算的0.63 mm/a下降趨勢基本一致。本文基于廣義蒸發(fā)互補關(guān)系估算的長江流域1990年后實際蒸散發(fā)的變化趨勢與魯漢等[27]基于7種廣泛使用的蒸散發(fā)產(chǎn)品發(fā)現(xiàn)的1982—2011年長江流域?qū)嶋H蒸散發(fā)的上升趨勢(0.73～1.36 mm/a)和Li等[29]基于機器學(xué)習(xí)方法估算1982—2015年的上升趨勢在方向上是一致的,實際蒸散發(fā)趨勢與這些研究在量級上的差異主要是研究時段不同導(dǎo)致的。

表2 不同時段長江流域不同氣候區(qū)的年實際蒸散發(fā)量變化站點比例變化

3 結(jié) 論

本文以長江流域為研究對象,基于過去1960—2019年的蒸發(fā)皿蒸發(fā)觀測數(shù)據(jù),結(jié)合PenPan物理過程模型和最新發(fā)展的廣義蒸發(fā)互補模型,發(fā)現(xiàn)了長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)和實際蒸散發(fā)在1990年前后均存在趨勢反轉(zhuǎn)的現(xiàn)象,并對其時空變化規(guī)律進行歸因分析。研究主要結(jié)論如下：

(1) 1960—2019年,長江流域年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量總體呈現(xiàn)0.21 mm/a的下降趨勢,在1990年前后2個時段呈現(xiàn)趨勢反轉(zhuǎn)的現(xiàn)象。1960—1989年的年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量呈現(xiàn)3.36 mm/a的顯著下降趨勢,主要分布在亞熱帶氣候區(qū)；1990—2019年的年蒸發(fā)皿蒸發(fā)量呈2.89 mm/a的上升趨勢。

(2) 風(fēng)速和輻射下降是長江流域蒸發(fā)皿蒸發(fā)下降趨勢的主導(dǎo)因素,氣溫升高和相對濕度降低是上升趨勢的主要因素。1960—1989年高原氣候區(qū)氣溫和輻射是蒸發(fā)皿蒸發(fā)變化的主導(dǎo)因子,分別貢獻40.3%和47.8%；亞熱帶氣候區(qū)風(fēng)速和輻射是蒸發(fā)皿蒸發(fā)下降趨勢的主導(dǎo)因子,分別貢獻49.1%和42.4%,氣溫和相對濕度影響較小。1990—2019年氣溫升高和相對濕度下降是蒸發(fā)皿蒸發(fā)上升趨勢的主導(dǎo)因子,相對貢獻度高達80%以上,而風(fēng)速貢獻很小。

(3) 1960—2019年長江流域?qū)嶋H蒸散發(fā)總體呈現(xiàn)下降趨勢,在1990年前后2個時段也存在趨勢反轉(zhuǎn)的現(xiàn)象。1960—2019年的年實際蒸散發(fā)量下降速率約為0.63 mm/a,其中1990年前呈2.42 mm/a的下降趨勢,1990年后有0.21 mm/a的上升趨勢。