青藏高原潛在蒸發(fā)時(shí)空變化的南北分異特征

韓松俊，王 旭，劉亞平，田富強(qiáng)

(1. 中國(guó)水利水電科學(xué)研究院流域水循環(huán)模擬與調(diào)控國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100038；2. 首都師范大學(xué)資源環(huán)境與旅游學(xué)院，北京 100048；3. 清華大學(xué)水沙科學(xué)與水利水電工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 100084)

蒸發(fā)受氣候和下墊面的共同影響，是水文循環(huán)的重要過(guò)程，揭示其時(shí)空變化對(duì)認(rèn)識(shí)水量平衡時(shí)空變異性的發(fā)生規(guī)律、原因及控制因素具有重要意義。反映大氣蒸發(fā)能力的潛在蒸發(fā)綜合了太陽(yáng)輻射、氣溫、濕度和風(fēng)速等多種氣候要素，是進(jìn)行實(shí)際蒸發(fā)研究的基礎(chǔ)。青藏高原是中國(guó)主要大河的發(fā)源地，特殊的高大地形和寒冷的氣候條件使其成為一個(gè)極易受到氣候變化影響的敏感區(qū)域，厘清區(qū)域水量平衡和徑流演變對(duì)中國(guó)長(zhǎng)期的水安全保障具有重要意義[1]，而準(zhǔn)確估算和分析實(shí)際蒸發(fā)變化非常關(guān)鍵[2-3]。受資料缺乏的影響，青藏高原地區(qū)實(shí)際蒸發(fā)變化的觀測(cè)和分析手段極其有限，已有研究存在很大的不確定性[4]，因此，分析潛在蒸發(fā)的時(shí)空變化是準(zhǔn)確估算和分析實(shí)際蒸發(fā)變化的前提，對(duì)準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)區(qū)域氣候變化規(guī)律也具有重要意義。

潛在蒸發(fā)的大小可以通過(guò)蒸發(fā)皿觀測(cè)確定，而青藏高原地區(qū)蒸發(fā)皿蒸發(fā)量數(shù)據(jù)缺測(cè)較多且存在因更換儀器造成的非一致性問(wèn)題。潛在蒸發(fā)也有多種估算方法，其中，機(jī)理性方法主要考慮水汽傳輸、能量平衡2種機(jī)制，而經(jīng)驗(yàn)方法一般通過(guò)氣溫、太陽(yáng)輻射等氣象要素建立估算關(guān)系。眾多方法中綜合考慮能量平衡和水汽傳輸?shù)目諝鈩?dòng)力學(xué)原理的Penman[5]公式應(yīng)用最為廣泛。Penman公式的輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)分別反映太陽(yáng)輻射和氣候狀況的影響[6]，能夠準(zhǔn)確捕捉多種要素驅(qū)動(dòng)下潛在蒸發(fā)的時(shí)空動(dòng)態(tài)變化[7]，優(yōu)于只考慮部分機(jī)制或只采用部分要素的其他方法，在青藏高原得到了廣泛應(yīng)用。如Zhang等[8]利用75個(gè)氣象站數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)青藏高原1966—2003年潛在蒸發(fā)量受風(fēng)速和太陽(yáng)輻射下降的影響具有顯著下降趨勢(shì)，而Chen等[9]利用63個(gè)氣象站數(shù)據(jù)也發(fā)現(xiàn)受風(fēng)速和相對(duì)濕度變化的影響1961—2000年潛在蒸發(fā)量呈現(xiàn)減小趨勢(shì)，但潛在蒸發(fā)下降的趨勢(shì)在20世紀(jì)90年代后期發(fā)生反轉(zhuǎn)，近年來(lái)呈現(xiàn)顯著增加趨勢(shì)[10-11]。潛在蒸發(fā)的非單調(diào)變化規(guī)律與青藏高原其他水文氣候環(huán)境要素的變化具有某種程度的一致性，降水、實(shí)際蒸發(fā)、湖泊和植被等[4，12-14]的變化過(guò)程都在20世紀(jì)90年代末發(fā)生了顯著改變。

青藏高原氣候與環(huán)境要素的變化被認(rèn)為主要受到西風(fēng)與印度季風(fēng)兩大環(huán)流系統(tǒng)影響[15-16]，西風(fēng)與印度季風(fēng)的影響范圍和程度具有明顯的空間分異[16]。受其影響，多項(xiàng)氣候與環(huán)境要素在青藏高原南北的變化都呈現(xiàn)出顯著差異：如1976—2015年北部降水先增大后減小，而南部與之相反[12]；近年來(lái)北部湖泊面積總體增長(zhǎng)，而南部則有所減少[13]；南北的干旱變化以32°30′N為界明顯不同[17]，植被返青期也具有顯著差異[18]；而西南河流源區(qū)南北徑流也呈反對(duì)稱的變化[19]。西風(fēng)與印度季風(fēng)影響的空間分異及其引起的水汽輸送變化也會(huì)對(duì)潛在蒸發(fā)的時(shí)空變化產(chǎn)生影響。姚天次等[11]發(fā)現(xiàn)青藏高原多年平均潛在蒸散發(fā)呈現(xiàn)南北高、中部低的空間分布；汪步惟等[10]發(fā)現(xiàn)1997—2014年青藏高原33°N以南區(qū)域潛在蒸發(fā)量的增加趨勢(shì)更為顯著；Zhang等[20]發(fā)現(xiàn)1971—2004年青藏高原南北潛在蒸發(fā)變化原因存在差異。

已有研究顯示青藏高原潛在蒸發(fā)的時(shí)空變化可能存在一定的空間分異，但缺乏對(duì)空間分界特征的準(zhǔn)確認(rèn)識(shí)，而在時(shí)間演變規(guī)律上對(duì)不同地區(qū)變化趨勢(shì)的轉(zhuǎn)折特性的認(rèn)識(shí)不清晰。針對(duì)上述問(wèn)題，本研究在充分收集青藏高原及其周邊氣象站數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，利用Penman公式計(jì)算潛在蒸發(fā)量，考慮輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的不同變化，分析潛在蒸發(fā)的空間分布格局和時(shí)間演變規(guī)律，揭示可能存在的空間分界線和時(shí)間轉(zhuǎn)折點(diǎn)。

1 數(shù)據(jù)資料與方法

本研究收集整理了青藏高原及其緩沖區(qū)312個(gè)氣象站(位于32°30′N以南的站點(diǎn)176個(gè)，位于32°30′N以北的站點(diǎn)136個(gè))(圖1)1980—2015年的日氣象數(shù)據(jù)，其中119個(gè)站點(diǎn)位于青藏高原內(nèi)部(62個(gè)站點(diǎn)位于32°30′N以南地區(qū)，57個(gè)站點(diǎn)位于32°30′N以北地區(qū))。氣象數(shù)據(jù)包括日最高氣溫、日最低氣溫、日平均氣溫、相對(duì)濕度、日照時(shí)數(shù)、大氣壓、風(fēng)速以及降水量。

圖1 研究區(qū)站點(diǎn)多年平均潛在蒸發(fā)量和降水量的空間分布Fig.1 Spatial distribution of mean annual potential evaporation and precipitation in the study area

研究中首先利用氣象數(shù)據(jù)計(jì)算日尺度的潛在蒸發(fā)量，再得到年潛在蒸發(fā)量。潛在蒸發(fā)量(Ep)由Penman[5]公式進(jìn)行計(jì)算：

(1)

式中：Erad和Eaero分別為輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)；Δ為飽和水汽壓—溫度曲線的斜率；G為土壤熱通量，以日時(shí)間步長(zhǎng)計(jì)算時(shí)取0；γ為濕度計(jì)常數(shù)；e*為氣溫對(duì)應(yīng)的飽和水汽壓；HR為相對(duì)濕度；f(U2)為2 m風(fēng)速(U2)的函數(shù)，其中U2由氣象站觀測(cè)的10 m高度處風(fēng)速轉(zhuǎn)換而來(lái)；Rn為凈輻射，包括凈短波輻射(Rns)和凈長(zhǎng)波輻射(Rnl)，利用日照時(shí)數(shù)計(jì)算：

(2)

(3)

式中：α為反照率，根據(jù)參考作物取0.23；Rs為太陽(yáng)總輻射；as、bs為經(jīng)驗(yàn)系數(shù)，根據(jù)各站點(diǎn)附近的輻射站實(shí)測(cè)資料確定；n為實(shí)際日照時(shí)數(shù)；N為最大日照時(shí)數(shù)；Ra為大氣上界太陽(yáng)輻射；Rso為晴空太陽(yáng)輻射；σ為斯蒂芬-玻爾茲曼常數(shù)；Tmax和Tmin分別為熱力學(xué)溫度下的日最高和最低氣溫；ea為實(shí)際水汽壓。

研究中潛在蒸發(fā)變化趨勢(shì)采用非參數(shù)統(tǒng)計(jì)檢驗(yàn)Mann-Kendall方法進(jìn)行檢驗(yàn)，并在進(jìn)行檢驗(yàn)前采用Yue等[18]提出的無(wú)趨勢(shì)白化預(yù)處理，衡量趨勢(shì)大小的指標(biāo)趨勢(shì)坡度(β，假定為線性)采用Hirsch等[21]的方法計(jì)算。

2 結(jié)果分析與討論

2.1 潛在蒸發(fā)量的空間分布格局

研究區(qū)1980—2015年間多年平均潛在蒸發(fā)量在750～1 565 mm之間，均值為1 097 mm，表現(xiàn)為明顯的南北高、中部低的分布特征(圖1(a))，站點(diǎn)多年平均Ep與緯度的散點(diǎn)圖近似以北緯32°30′N為界呈“V”型分布(圖2(a))，在南北地區(qū)分別存在顯著的線性相關(guān)關(guān)系(表1)，在32°30′N以南地區(qū)，緯度每增加1°則多年平均Ep降低45.0 mm，而在32°30′N以北地區(qū)，緯度每增加1°則多年平均Ep增大41.1 mm。

表1 研究區(qū)站點(diǎn)多年平均潛在蒸發(fā)量和降水量與緯度線性回歸的斜率及相關(guān)系數(shù)Table 1 Linear regression slope and correlation coefficient of mean annual potential evaporation and precipitation against the latitude of the stations in the study area

圖2 研究區(qū)站點(diǎn)多年平均潛在蒸發(fā)量和降水量與緯度的散點(diǎn)圖Fig.2 Plots of mean annual potential evaporation and precipitation against the latitude of stations in the study area

潛在蒸發(fā)的輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的空間分布不一致。站點(diǎn)多年平均Erad在587～1 067 mm之間，均值為785 mm，在南部表現(xiàn)出明顯的隨緯度升高而降低的特征(在32°30′N以南地區(qū)，緯度每增加1°則多年平均Erad降低32.7 mm)，而在北部分布相對(duì)均勻(圖1(b))。站點(diǎn)多年平均Eaero在129～765 mm之間，均值為312 mm。站點(diǎn)多年平均Eaero與緯度的關(guān)系與Erad不同，在32°30′N以北地區(qū)表現(xiàn)出明顯的隨緯度升高而增大的特征(緯度每增加1°則多年平均Eaero增大44.2 mm)，而在南部隨緯度變化相對(duì)較弱(緯度每增加1°則多年平均Eaero降低12.3 mm)。因此，南部地區(qū)站點(diǎn)多年平均Ep隨緯度的下降主要由Erad的變化引起，而北部地區(qū)Ep隨緯度的增大主要由Eaero的變化引起。

2.2 潛在蒸發(fā)的時(shí)間演變規(guī)律

多年平均潛在蒸發(fā)量以32°30′N為界的南北分布差異提示需要分別分析南部和北部的時(shí)間演變規(guī)律。圖3對(duì)比給出了南部62個(gè)站點(diǎn)和北部57個(gè)站點(diǎn)1980—2015年平均潛在蒸發(fā)量的變化過(guò)程。南部站點(diǎn)年平均Ep自1980年起波動(dòng)下降至2000年達(dá)到最低值(1 123 mm)，之后迅速回升至2015年的1 218 mm，1980—1999和2000—2015年間的趨勢(shì)值分別為-27.6 mm/(10 a)和58.2 mm/(10 a)，且都通過(guò)了99%置信水平的顯著性檢驗(yàn)(表2)。相比之下，北部站點(diǎn)年平均Ep在1980—1999年間沒(méi)有顯著的變化趨勢(shì)，而在2000—2015年間具有弱上升趨勢(shì)(9.0 mm/(10 a))。

表2 青藏高原南北站點(diǎn)平均潛在蒸發(fā)、降水和主要?dú)夂蛞卦?980—1999年(Ⅰ)和2000—2015年(Ⅱ)變化趨勢(shì)值Table 2 Trend slope of average annual potential evaporation precipitation and main climatic variables during 1980—1999 (Ⅰ) and 2000—2015 (Ⅱ) for stations in the south and north Tibetan Plateau

圖3 青藏高原南北站點(diǎn)平均潛在蒸發(fā)量和降水量1980—2015年變化過(guò)程Fig.3 Time series of average annual potential evaporation and precipitation during 1980—2015 for stations in the south and north Tibetan Plateau

從青藏高原站點(diǎn)潛在蒸發(fā)量2個(gè)階段變化趨勢(shì)值的空間分布(圖4)也可以看出南北地區(qū)的差異。1980—1999年，南部62站點(diǎn)中的53個(gè)(85.5%)Ep具有下降的趨勢(shì)，其中29個(gè)站點(diǎn)通過(guò)了95%置信水平檢驗(yàn)；而北部地區(qū)57站點(diǎn)中的31個(gè)(53.4%)Ep具有下降的趨勢(shì)，其中僅有4個(gè)站點(diǎn)通過(guò)了90%置信水平的檢驗(yàn)。2000—2015年，南部62站點(diǎn)中的57個(gè)(91.9%)Ep具有增大的趨勢(shì)，其中32個(gè)站點(diǎn)通過(guò)了95%置信水平檢驗(yàn)；北部57站點(diǎn)中的43個(gè)(75.4%)Ep具有增大的趨勢(shì)，但其中僅有3個(gè)站點(diǎn)通過(guò)了90%置信水平的檢驗(yàn)。雖然北部大部分站點(diǎn)在1980—1999年間下降和在2000—2015年間上升，但趨勢(shì)值和顯著性都弱于南部站點(diǎn)。

南部站點(diǎn)年平均Erad也具有以1999年為界先減小后增加的變化過(guò)程，但變化的趨勢(shì)值(-5.9和10.7 mm/(10 a))顯著弱于Ep變化的趨勢(shì)值。北部站點(diǎn)年平均Erad以1999年為界與南部具有完全相反的變化過(guò)程，先增加(10.3 mm/(10 a))后減少(-8.5 mm/(10 a))。與Erad變化趨勢(shì)的南北差異不同，南北地區(qū)站點(diǎn)年平均Eaero都具有以1999年為界先減小后增加的變化過(guò)程，其中南部地區(qū)的趨勢(shì)值(-24.2和44.7 mm/(10 a))大于北部地區(qū)(-12.0和23.8 mm/(10 a))。

站點(diǎn)年Erad和Eaero在前后2個(gè)階段都呈現(xiàn)相反的變化趨勢(shì)。1980—1999年間33個(gè)南部站點(diǎn)的Erad具有下降趨勢(shì)，其中12個(gè)通過(guò)了95%置信水平檢驗(yàn)，而2000—2015年間42個(gè)南部站點(diǎn)的Erad具有增加趨勢(shì)，其中12個(gè)通過(guò)了90%置信水平檢驗(yàn)；45個(gè)北部站點(diǎn)的Erad在1980—1999年間具有增加趨勢(shì)，且23個(gè)通過(guò)了95%置信水平檢驗(yàn)，而44個(gè)北部站點(diǎn)的Erad在2000—2015年間有下降趨勢(shì)，其中9個(gè)通過(guò)了95%置信水平檢驗(yàn)。青藏高原南北站點(diǎn)年Eaero在前后2個(gè)階段呈現(xiàn)先下降后增加的趨勢(shì)，但南部站點(diǎn)變化的趨勢(shì)更為顯著。1980—1999年，55個(gè)南部站點(diǎn)(89%)和46個(gè)北部站點(diǎn)(81%)的Eaero具有下降趨勢(shì)，但通過(guò)95%置信水平檢驗(yàn)的站點(diǎn)中南部有41個(gè)，而北部只有11個(gè)；2000—2015年，58個(gè)南部站點(diǎn)(94%)和47個(gè)北部站點(diǎn)(82%)的Eaero具有增加趨勢(shì)，但通過(guò)95%置信水平檢驗(yàn)的站點(diǎn)中南部有40個(gè)，而北部只有23個(gè)。

2.3 討論

印度季風(fēng)與西風(fēng)兩大環(huán)流在青藏高原的影響范圍具有顯著空間分異[16]，印度季風(fēng)在30°N以南盛行，而西風(fēng)在35°N以北盛行[16]，30°N—35°N之間為過(guò)渡區(qū)，這一決定因素在青藏高原降水偶極子的時(shí)空變化規(guī)律上體現(xiàn)非常明顯[12]，而潛在蒸發(fā)時(shí)空變化以32°30′N為界的南北分異也在一定程度上反映了其對(duì)西風(fēng)和季風(fēng)環(huán)流的響應(yīng)。在空間分布上，青藏高原及其附近站點(diǎn)多年平均潛在蒸發(fā)量在30°N以南的印度季風(fēng)控制區(qū)隨緯度升高顯著降低(y=-51.2x+2 559.9，R2=0.21)，在35°N以北的西風(fēng)控制區(qū)隨緯度升高顯著增大(y=61.5x-1 156.4，R2=0.34)，而在過(guò)度區(qū)與緯度沒(méi)有顯著的相關(guān)性(R2=0.05)。同時(shí)，站點(diǎn)觀測(cè)的多年平均降水量的空間分布也呈現(xiàn)出南北差異，與多年平均潛在蒸發(fā)量空間分布的南北分界線比較一致(圖1)。以32°30′N為界，北部地區(qū)站點(diǎn)多年平均降水量與潛在蒸發(fā)量隨緯度的變化相反，多年平均降水量隨緯度升高而迅速下降(斜率為-85.5 mm/(°))，而南部地區(qū)站點(diǎn)多年平均降水量隨緯度升高仍然下降(-43.2mm/(°))，與潛在蒸發(fā)量隨緯度的變化方向一致。

在時(shí)間變化上，站點(diǎn)的年降水量在1980—2015年期間以1999年為轉(zhuǎn)折點(diǎn)，北部地區(qū)表現(xiàn)出先減少后增加的變化趨勢(shì)，南部則恰好相反，表現(xiàn)出先增加后減少的變化趨勢(shì)(圖3、圖4)。大氣環(huán)流引起的水汽收支變化對(duì)潛在蒸發(fā)和降水都會(huì)產(chǎn)生影響，造成二者的變化存在一定的關(guān)聯(lián)。1980—2015年間站點(diǎn)平均潛在蒸發(fā)的輻射項(xiàng)與降水在高原南北都具有相反的非單調(diào)變化過(guò)程(圖3)，二者在南北地區(qū)都具有顯著負(fù)相關(guān)(南部：y=-0.13x+948.1，R2=0.29；北部：y=-0.26x+863.1，R2=0.38)，這與降水變化與日照時(shí)數(shù)變化所反映的云量變化(表2)具有一定關(guān)系。與輻射項(xiàng)不同，空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與降水量在南部地區(qū)具有相反的非單調(diào)變化過(guò)程，二者顯著負(fù)相關(guān)(y=-0.23x+465.2，R2=0.29)，而在北部地區(qū)兩者之間沒(méi)有顯著相關(guān)性(R2=0.02)。從影響空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)變化的2個(gè)主要變量來(lái)看，南部地區(qū)相對(duì)濕度先增后減的非單調(diào)變化更顯著(表2)，降水量與相對(duì)濕度具有顯著的相關(guān)性(y=12.5x-76.3，R2=0.33)，表明降水量與水汽收支的關(guān)系在南部可能更緊密；在北部地區(qū)，降水量與相對(duì)濕度沒(méi)有顯著相關(guān)性(R2=0.02)，而風(fēng)速先減后增的變化(表2)對(duì)空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的影響更明顯，這一差異可能與青藏高原南北地區(qū)降水的不同變化機(jī)制有關(guān)，需要進(jìn)一步研究。

3 結(jié) 論

本文采用Penman公式，利用青藏高原及其附近地區(qū)312個(gè)氣象觀測(cè)數(shù)據(jù)計(jì)算分析了1980—2015年潛在蒸發(fā)量及其輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)時(shí)空變化的南北差異，并與降水量的時(shí)空變化進(jìn)行了對(duì)比，分析了青藏高原地區(qū)潛在蒸發(fā)量時(shí)空變化規(guī)律。主要結(jié)論如下：

(1) 青藏高原及其附近地區(qū)多年平均潛在蒸發(fā)量的空間分布以32°30′N為界呈南北差異，在南部主要受輻射項(xiàng)的空間分布主導(dǎo)隨緯度的增加而減小，而在北部受空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)的空間分布主導(dǎo)隨緯度的增加而增大。

(2) 青藏高原南北地區(qū)1980—2015年潛在蒸發(fā)及其輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)都以1999年為轉(zhuǎn)折點(diǎn)呈現(xiàn)非單調(diào)變化過(guò)程，但存在顯著的差異。輻射項(xiàng)在南部先減小后增加，而在北部先增加后減??；空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)在南北地區(qū)都表現(xiàn)出顯著的先減少后增加的變化過(guò)程，但南部的變化趨勢(shì)更顯著。受空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)和輻射項(xiàng)變化的共同影響，南部潛在蒸發(fā)量呈現(xiàn)先減少后增加的變化過(guò)程，而由于輻射項(xiàng)和空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)變化的相互抵消，北部潛在蒸發(fā)量在前期沒(méi)有明顯變化趨勢(shì)而在后期具有弱增加的趨勢(shì)。

(3) 潛在蒸發(fā)時(shí)空變化的南北分異在一定程度上反映了印度季風(fēng)與西風(fēng)兩大環(huán)流在青藏高原影響的空間分異，也造成其與降水的時(shí)空變化在南北地區(qū)表現(xiàn)出一定關(guān)聯(lián)，而空氣動(dòng)力學(xué)項(xiàng)與降水在南北地區(qū)非單調(diào)變化過(guò)程的差異需要進(jìn)一步研究。