侯玲琳，黃璽瑋，徐 霞，聶常樂

（1.四川師范大學(xué)地理與資源科學(xué)學(xué)院，成都 610101；2.西藏昌都市第四高級中學(xué)，西藏 昌都 854000；3.金華市賓虹高級中學(xué)，浙江 金華 321000；4.浙江師范大學(xué)地理與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，浙江 金華 321004）

近百年來全球氣溫呈明顯波動(dòng)上升趨勢［1］，影響了水循環(huán)過程，導(dǎo)致全球降水變化復(fù)雜且具有顯著的區(qū)域差異性，部分地區(qū)極端氣候事件出現(xiàn)頻率與強(qiáng)度增加［2］。因此，參考作物蒸散量（ET0）與地表濕潤指數(shù)（SWI）逐漸成為研究熱點(diǎn)，其核心特征是水分損益和收支變化，即在自然條件下由大氣水汽凝結(jié)帶來的降水輸入與下墊面經(jīng)土壤蒸發(fā)及植物蒸騰過程造成的耗水輸出決定，當(dāng)二者增減變化不平衡時(shí)，需綜合考慮氣溫和降水的共同作用［3，4］。近年來國內(nèi)外學(xué)者在區(qū)域蒸散量與干濕性等方面取得了不少有價(jià)值的研究成果。Ramachandra 等［5］提出印度半島地區(qū)導(dǎo)致ET0上升的主要因素是平均氣溫、太陽輻射 和相對濕度。Dinpashon 等［6］、Nasrollahi等［7］的研究表明，導(dǎo)致伊朗ET0變化的主要因素是風(fēng)速與相對濕度。代海燕等［8］應(yīng)用徐文鐸濕度指數(shù)對內(nèi)蒙古干濕氣候類型進(jìn)行了劃分，結(jié)果表明過去30年該區(qū)域氣候變暖，變干面積大于變濕面積，降水量在正常氣候波動(dòng)中減少，且與凈第一性生產(chǎn)力顯著相關(guān)。邢愿等［9］對貴州省巖溶地貌區(qū)的參考作物蒸散量及其影響因子進(jìn)行主成分分析，發(fā)現(xiàn)非巖溶地貌區(qū)的ET0高于巖溶地貌區(qū)，二者變化趨勢具有一致性，導(dǎo)致ET0變化的主導(dǎo)因子為氣溫。ET0和SWI的應(yīng)用為長三角地區(qū)、祁連山區(qū)等區(qū)域的地表干濕變動(dòng)特性研究提供了豐富的理論依據(jù)［10-15］。但作為生態(tài)脆弱且具有多重地理過渡性質(zhì)的川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶，土地利用相關(guān)研究較多［16-18］，但有關(guān)蒸散量和干濕變化研究甚少。本研究結(jié)合ET0和SWI探討該區(qū)域干濕狀況的時(shí)空變化特點(diǎn)，并定量分析不同氣象要素對該地干濕演變的影響程度，以期為農(nóng)牧業(yè)生產(chǎn)容易受到干濕波動(dòng)限制的川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶的自然生態(tài)協(xié)調(diào)、經(jīng)濟(jì)戰(zhàn)略實(shí)施的可持續(xù)發(fā)展提供參考。

1 研究區(qū)概況

川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶包括四川省西部和云南省西北部，地形以高原、山地為主，地勢由西北向東南傾斜并橫跨第一級與第二級階梯界線，其中部山脊海拔多在5 000 m 以上［16］［圖1，該圖及文中涉及的地圖均基于國家測繪地理信息局標(biāo)準(zhǔn)地圖服務(wù)網(wǎng)站下載的審圖號為GS（2019）1823 號的1∶48 000 000中國地圖制作，底圖無修改］。該區(qū)地處東亞季風(fēng)和南亞季風(fēng)交匯區(qū)，主要屬高原山地溫帶、寒溫帶季風(fēng)氣候。受青藏高原和四川盆地控制，其氣候特征具有明顯垂直分布現(xiàn)象［18］。研究區(qū)西北部靠近濕潤區(qū)與干旱區(qū)分界線，南部、東南部接近800 mm 等降水量線，干濕季交替顯著，年均降水量介于700～900 mm［19］。該交錯(cuò)帶是中國三大經(jīng)濟(jì)帶中由東部較發(fā)達(dá)區(qū)向西部欠發(fā)達(dá)區(qū)變化的轉(zhuǎn)折帶，并作為長江上游地區(qū)遏制荒漠化和沙化東移的生態(tài)屏障［16］。

圖1 川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶各氣象站點(diǎn)分布及地形

圖2 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶氣溫和降水量的年際變化趨勢

圖3 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶ET0和SWI的年際變化趨勢

2 數(shù)據(jù)來源與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來源與預(yù)處理

研究區(qū)內(nèi)氣象站點(diǎn)在四川省和云南省分別分布有13 個(gè)和5 個(gè)，研究區(qū)外氣象站點(diǎn)有6 個(gè)（峨眉山站點(diǎn)除外，圖1）。研究區(qū)外站點(diǎn)數(shù)據(jù)可起輔助作用，提高研究的精確度與科學(xué)性。氣象數(shù)據(jù)來自中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)（http：//data.cma.cn/），其缺測值做如下訂正：①舍棄缺測天數(shù)較多（≥30 d）臺站。②若缺測序列＜5 d，由線性插值推算；若缺測序列≥5 d，則用該站其他年份同一日值多年平均值代替。校正后選取24 個(gè)地面觀測點(diǎn)（圖1）1961—2015 年逐日平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫、相對濕度、風(fēng)速（高地表2 m處）、日照時(shí)數(shù)、大氣壓（0.1 hPa）及降水量資料作基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。DEM 數(shù)據(jù)來自地理空間數(shù)據(jù)云平臺（http：//www.gscloud.cn/）。

2.2 研究方法與數(shù)據(jù)處理

2.2.1 參考作物蒸散量的計(jì)算 該區(qū)域有大面積位于半濕潤區(qū)，冬季少雨季節(jié)易發(fā)生超滲產(chǎn)流，計(jì)算PDSI 潛在蒸發(fā)誤差較大［20］，而使用基于能量平衡和水汽擴(kuò)散理論的Penman-Monteith 公式計(jì)算ET0更能真實(shí)反映陸地、水面蒸發(fā)及植物蒸騰形成水蒸氣進(jìn)入大氣的實(shí)際水量［21，22］。

FAO在綜合考慮作物生理特征、諸多氣象因子及空氣動(dòng)力學(xué)和輻射作用下對Penman-Monteith 模型進(jìn)行修正［21，23］，使下墊面情況及作物參考系數(shù)更趨理想化，穩(wěn)定性較好。Penman-Monteith修正公式為：

式中，ET0為參考作物蒸散量（mm/d）；Rn為地表凈輻射［MJ/（m2·d）］；G為土壤熱通量［MJ/（m2·d）］；γ為濕度計(jì)常數(shù)（kPa/℃）；Tmean為日平均氣溫（℃）；U2為地面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/℃）。

2.2.2 地表濕潤指數(shù)（SWI）的計(jì)算SWI是反映某一時(shí)段地區(qū)干濕程度的良好指標(biāo)［10］，能客觀表征區(qū)域降水和蒸散兩方面水熱平衡狀況。在自然條件下將其定義為大氣水汽輸入降水量與輸出蒸散量之比，即：

式中，P為降水量。

將SWI與降水量作為研究區(qū)干濕氣候劃分標(biāo)準(zhǔn)，具體如表1 所示［13，15］。

表1 SWI和降水量的干濕分區(qū)標(biāo)準(zhǔn)

2.2.3 其他數(shù)據(jù)處理方法 在ArcGIS10.5 軟件支持下，用IDW 插值法分析ET0和SWI空間分布；以最小二乘法表示歷年ET0和SWI及相應(yīng)要素隨年份變化過程的擬合直線，并由該一次直線方程回歸系數(shù)的10 倍描述多年氣象數(shù)據(jù)序列變化傾向度［11］；選擇Mann-Kendal 檢驗(yàn)法［12］進(jìn)行突變檢驗(yàn)；用主成分回歸法研究氣象因子對ET0的影響程度。主成分回歸分析是將多個(gè)指標(biāo)降維處理，選取的主成分作為自變量，得到標(biāo)準(zhǔn)分構(gòu)成的回歸模型，有效解決指標(biāo)之間的共線性，已被廣泛應(yīng)用。尤其是氣象因子之間存在復(fù)雜關(guān)聯(lián)，ET0歸因研究選擇主成分回歸分析優(yōu)勢更加明顯。

3 結(jié)果與分析

3.1 年均氣溫和年均降水量變化

在全球氣溫變暖大背景下，1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年均氣溫呈明顯的上升趨勢，上升速率為0.26 ℃/10 年，年均氣溫為7.68 ℃。最冷年出現(xiàn)在1965 年，年均氣溫為6.71 ℃，最暖年為2009 年，年均氣溫為8.80 ℃。1961—2015 年研究區(qū)年均降水量呈上升趨勢，速率為3.88 mm/10 年。1961—2015 年研究區(qū)年均降水量為774.58 mm，年均降水量最低值出現(xiàn)在1972 年，為682.43 mm，較多年平均值低92.15 mm；最高值為1998 年的886.36 mm，較多年平均值高111.78 mm，最高年均降水量和最低年均降水量的極差達(dá)203.93 mm。

3.2 ET0和SWI的時(shí)空變化

3.2.1 年均ET0和年均SWI時(shí)間變化趨勢 川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年均ET0和年均SWI受年均氣溫和年均降水量波動(dòng)而改變。年均ET0為702.76 mm，年均SWI為1.25。ET0以-2.32 mm/10 年的速率下降，其中，1961—1980 年的年均ET0呈大幅上升趨勢，其線性趨勢為39.82 mm/10 年，1981—2015 年下降，其線性趨勢為-1.46 mm/10 年；SWI則以0.02/10 年的速率上升，其中，1961—1990 年年均SWI呈上升趨勢，線性趨勢為0.01/10 年，1991—2015 年下降，線性趨勢為-0.01/10 年。

3.2.2ET0和SWI突變檢驗(yàn) 對1961—2015 年研究區(qū)年均ET0和年均SWI分別進(jìn)行Mann-Kendal 突變檢驗(yàn)。由圖4a 可知，UF曲線交UB于1987 年，說明ET0在1987 年發(fā)生突變。1961—1994 年除個(gè)別年份（1962 年和1965）UF＜0，其余年份UF＞0，且有19 個(gè)年份上升趨勢超過0.05 顯著水平，說明此階段ET0上升趨勢顯著；在1995 年以后UF位于0 以下，說明研究區(qū)ET0出現(xiàn)下降趨勢，但并未通過95%置信區(qū)間（除2005 年外）。

圖4 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶ET0（a）和SWI（b）的突變檢驗(yàn)

由圖4b 可知，UF與UB相交于1987 年，為川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶近55 年SWI的突變年。1961—1990 年中除個(gè)別年份（1962 年和1965 年）UF＞0，其余年份UF＜0，說明此階段SWI主要呈下降趨勢。1990 年以后，UF一直位于0 以上，說明SWI從1990 年后呈上升趨勢。

3.2.3 年均ET0及年均SWI空間分布 由圖5 可知，1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年均ET0基本處于300～1 050 mm，空間分布差異較大，總體上呈由北向南遞增的趨勢，但在西南存在一個(gè)低值區(qū)。低值區(qū)主要出現(xiàn)在研究區(qū)東北方的汶川、彭州、寶興和交錯(cuò)帶西南方的貢山附近，年均ET0基本處于300～500 mm；研究區(qū)東南方的麗江、鹽源、木里為高值區(qū)，年均ET0基本處于900～1 058 mm，中部的小金和甘孜ET0也較高，在850 mm 以上。年均ET0最高值在鹽源，達(dá)1 058.38 mm。研究區(qū)其余大部分地區(qū)ET0基本處于500～800 mm。研究區(qū)南部的ET0空間變化梯度大于北部，東部大于西部。

圖5 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年均ET0的空間分布

由 圖6 可 知，1961—2015 年 研 究 區(qū)SWI介 于0.68～4.67，區(qū)域之間的濕潤指數(shù)差異較大。除了研究區(qū)中西部甘孜、新龍、道孚、小金和東南部木里、鹽源、中甸、麗江SWI大致介于0.5～1.0，為半濕潤區(qū)，其余地區(qū)SWI都大于1.0，都屬濕潤區(qū)，濕潤區(qū)與半濕潤區(qū)劃分可近似以橫斷山區(qū)邊界作為分界線。從總體來看，研究區(qū)北部，SWI由東向西遞減，南部則由東向西遞增?！皾駱O”位于研究區(qū)東部的寶興，濕潤指數(shù)高達(dá)4.67。該地區(qū)位于青藏高原東南部，特殊地理位置接受多方水汽來源，地勢東高而三面（西、北、南）低，具備“喇叭口”與“迎風(fēng)坡”，地形爬坡和地形漩渦對氣流抬升與輻合造成當(dāng)?shù)亟邓枯^多［24］。位于西南方的貢山也極為濕潤，這與王允等［10］的研究認(rèn)為貢山是西南地區(qū)近52 年平均濕潤指數(shù)高值區(qū)的結(jié)論具有相似性，原因是貢山緯度較低，臨近印度洋，且處于夏季風(fēng)的迎風(fēng)坡，致使暖而濕的西南季風(fēng)遇地勢高峻、南北延伸的高黎貢山能夠抬升至山脊，形成降水，冬季時(shí)高黎貢山又阻斷西北寒流侵襲，使貢山提前步入雨季形成長期大暴雨?！案蓸O”位于研究區(qū)中部的小金，濕潤指數(shù)都在0.70 以下，這主要是由于該地氣溫較高、降水量較少、蒸發(fā)相對旺盛造成的；SWI等值線西南和東部密集，西部稀疏，說明越濕潤地區(qū)的SWI變化梯度越大。

圖6 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年均SWI的空間分布

3.2.4 基于年和季節(jié)尺度的ET0變化傾向率空間分布 根據(jù)SWI的計(jì)算公式可知，SWI可由ET0計(jì)算得出，并呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，因此著重分析了ET0的變化傾向率。川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年（圖7）與四季（圖8）ET0變化傾向率都表現(xiàn)出明顯空間差異性。研究區(qū)內(nèi)11.11%的站點(diǎn)（n=2）通過0.05 顯著性水平檢驗(yàn)和33.33%的站點(diǎn)（n=6）通過0.01 顯著性水平檢驗(yàn)；1961—2015年ET0變化傾向率在-2.35～1.59 mm/10年，南部和北部為ET0上升區(qū)，中部為ET0下降區(qū)，下降區(qū)面積多于上升區(qū)（圖7）。

圖7 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶年際ET0變化傾向率

圖8 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶四季ET0變化傾向率

1961—2015年研究區(qū)春季（圖8a）、夏季（圖8b）、秋季（圖8c）、冬季（圖8d）ET0氣候傾向率分別為-1.88、-1.27、-0.43、-1.86 mm/10 年，其中通過0.05顯著水平檢驗(yàn)的站點(diǎn)數(shù)春季、夏季、秋季、冬季分別占總站點(diǎn)數(shù)的44.44%、22.22%、38.89%和11.11%。研究區(qū)春季、夏季和秋季ET0上升趨勢較為顯著，冬季ET0演變趨勢不明顯。春季研究區(qū)南部和北部的ET0為上升趨勢，尤其南部的木里為10.71%/10 年，上升速率最大，且達(dá)極顯著水平（P＜0.01）；中北部11 個(gè)站點(diǎn)ET0為下降趨勢，尤其是甘孜、新龍的ET0呈極顯著下降趨勢（P＜0.01），其中新龍下降速率最大，為-9.26%/10 年。夏季、秋季、冬季的ET0變化傾向率與春季存在空間相似性，都為研究區(qū)南部和北部ET0呈上升趨勢，中部呈下降趨勢。四季ET0上升區(qū)和下降區(qū)存在明顯的分界線。1986—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶夏季、秋季和冬季ET0上升和下降速率最大的分別為木里的6.69%/10 年（P＜0.01）和小金的-6.37%/10 年、木里的7.12%/10 年（P＜0.01）和小金的-6.92%/10 年（P＜0.01）、木里的5.12%/10 年和新龍的-8.21%/10 年（P＜0.01）。結(jié)合圖5，木里、小金、甘孜為ET0高值區(qū)，但近55 年來，木里ET0呈增加趨勢，而甘孜和小金ET0卻為減少趨勢，說明高值區(qū)ET0的變化趨勢各不相同。

3.3 ET0驅(qū)動(dòng)因子分析

3.3.1 主成分分析 為了進(jìn)一步探究各氣象因子對ET0的影響程度，選取平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫、相對濕度、日照時(shí)數(shù)、相對風(fēng)速、降水量7 個(gè)指標(biāo)作為因子分析變量，進(jìn)行PCA 分析，且各指標(biāo)均通過KMO 和巴特利特檢驗(yàn)。提取前3 個(gè)主成分，累計(jì)貢獻(xiàn)率達(dá)89.33%（表2）。各因子與主成分相關(guān)系數(shù)絕對值均超過0.70，說明各因子與主成分之間呈較強(qiáng)的聯(lián)系。

表2 主成分的特征值及貢獻(xiàn)率

由表2 和表3 可知，第1 主成分主要反映最高氣溫、最低氣溫和平均氣溫，累計(jì)貢獻(xiàn)率達(dá)48.54%；第2 主成分主要反映相對濕度、日照時(shí)數(shù)和降水量，累積貢獻(xiàn)率達(dá)30.04%；第3 主成分主要反映平均風(fēng)速，貢獻(xiàn)率為10.75%。由因子載荷矩陣和特征值，得到各主成分的線性公式。

表3 各特征值對應(yīng)的特征向量

式中，F(xiàn)1、F2、F3分別表示第1、第2、第3 主成分值；XMT、XHT、XLT、XRH、XSH、XWS、XP分別表示平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫、相對濕度、日照時(shí)數(shù)、平均風(fēng)速、降水量的標(biāo)準(zhǔn)化值。

由表達(dá)式可知，第1 主成分與熱力因子（平均氣溫、最高氣溫和最低氣溫）呈較強(qiáng)正相關(guān)；第2 主成分與水分因子（相對濕度、降水量）呈正相關(guān)，與天文因子（日照時(shí)數(shù)）呈負(fù)相關(guān)；第3 主成分與動(dòng)力因子（平均風(fēng)速）呈正相關(guān)。

3.3.2 主成分回歸分析 以影響ET0的前3 個(gè)主成分共7 個(gè)影響因子作為自變量（X），川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶近55 年的ET0作為因變量（Y）進(jìn)行回歸分析，得到影響ET0的多元回歸模型。

研究區(qū)內(nèi)熱力因子（平均氣溫、最高氣溫和最低氣溫）、天文因子（日照時(shí)數(shù)）、動(dòng)力因子（平均風(fēng)速）對ET0產(chǎn)生正效應(yīng)，水分因子（相對濕度和降水量）對ET0產(chǎn)生負(fù)效應(yīng)。上述7 個(gè)影響因子的影響程度由大到小為平均風(fēng)速、日照時(shí)數(shù)、相對濕度、最高氣溫和降水量、平均氣溫、最低氣溫。即在日照豐富的高溫環(huán)境下，地面可獲取更多的太陽輻射，使得地面水分蒸發(fā)更旺盛，并在風(fēng)速較大的作用下，加快地表水分子運(yùn)移過程，導(dǎo)致ET0上升［15］。

1961—2015 年研究區(qū)平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫呈上升趨勢（表4），一定程度上導(dǎo)致ET0增大。但影響ET0的主導(dǎo)因子平均風(fēng)速、日照時(shí)數(shù)、相對濕度呈下降趨勢，降水量呈上升趨勢。綜合作用下，造成川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶近55 年ET0呈下降趨勢。

表4 1961—2015 年川滇農(nóng)牧交錯(cuò)帶各氣象因子氣候傾向率

4 小結(jié)與討論

1）1961—2015 年，研究區(qū)年均氣溫為7.68 ℃，年均氣溫呈明顯的上升趨勢，上升速率為0.26 ℃/10年。年均降水量為774.58 mm，呈上升趨勢，速率為3.88 mm/10 年。

2）1961—2015年，研究區(qū)年均ET0為702.76 mm，以-2.32 mm/10 年的速率下降，變化趨勢為先上升而后下降再上升。年均SWI為1.25，以0.02/10 年的速率上升，表現(xiàn)出先上升再下降。ET0與SWI都于1987年發(fā)生突變。

3）1961—2015 年研究區(qū)年均ET0基本介于300～1 050 mm，空間分布差異較大，總體上呈由北向南遞增的趨勢，研究區(qū)東北方的汶川、彭州、寶興和西南貢山附近的年均ET0分別為300～500 mm 和380 mm，屬低值區(qū)，鹽源為高值區(qū)，年均ET0達(dá)1 058.38 mm。研究區(qū)SWI介于0.68～4.67，區(qū)域之間的濕潤指數(shù)差異較大。研究區(qū)北部SWI由東向西遞減，南部則由東向西遞增?！皾駱O”位于雅安寶興，SWI高達(dá)4.67。

4）1961—2015 年ET0變化傾向率大致在-2.35～1.59 mm/10 年，研究區(qū)南部和北部為ET0上升區(qū)，中部為ET0下降區(qū)，下降區(qū)面積多于上升區(qū)。近55 年該區(qū)春季、夏季、秋季、冬季ET0變化傾向率分別為-1.88、-1.27、-0.43、-1.86 mm/10 年，冬季參考作物蒸散量演變趨勢不顯著。四季ET0變化傾向率存在空間相似性，研究區(qū)南部和北部ET0呈上升趨勢，中部為下降趨勢，ET0高值區(qū)的變化呈雙向性。

5）主成分分析結(jié)果顯示，第1 主成分主要反映最高氣溫、最低氣溫和平均氣溫，第2 主成分主要反映相對濕度、降水量、日照時(shí)數(shù)，第3 主成分主要反映平均風(fēng)速。有研究顯示，不同區(qū)域ET0變化趨勢與驅(qū)動(dòng)因子各不相同［5-7］，本研究得出平均風(fēng)速為影響ET0的主導(dǎo)因子，日照時(shí)數(shù)與相對濕度次之，ET0對最低氣溫響應(yīng)最弱，但氣象因子與參考作物蒸散量間存在復(fù)雜機(jī)制，其他因子尚未納入在內(nèi)，還需要深入研究。