魏邦憲　苗婷　張燕

摘要 據(jù)1961—2010年橫斷山區(qū)27個氣象臺站的實(shí)測氣象數(shù)據(jù)，應(yīng)用Penman-Monteith 模型、氣候傾向率、反距離加權(quán)和MK突變檢驗(yàn)等方法，分析研究橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的時空變化特征。結(jié)果表明，近50年來，橫斷山區(qū)年平均氣候水分盈虧量變化較大且總體上呈增加趨勢；干季氣候水分盈虧量呈明顯增加趨勢，而雨季氣候水分盈虧量呈波動增加趨勢。橫斷山區(qū)年平均氣候水分盈虧量空間差異顯著，表現(xiàn)為自南向北逐漸減小。橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量均發(fā)生突變性增加。

關(guān)鍵詞 氣候水分盈虧量；時空變化；Penman-Monteith 模型；橫斷山區(qū)；1961—2010年

中圖分類號 P426 文獻(xiàn)標(biāo)識碼 A 文章編號 1007-5739（2017）14-0227-03

氣候水分盈虧量表示某地區(qū)水分盈虧的一般狀況，主要由降水量和影響潛在蒸散量的太陽輻射、氣溫、濕度和風(fēng)速等氣象要素的數(shù)量和時空分布決定[1]，能反映氣候條件對農(nóng)作物水分盈虧狀態(tài)的影響程度。近年來，國內(nèi)在氣候變化影響水分盈虧量以及水資源可持續(xù)利用等方面做了諸多研究[2-5]，主要集中在對我國西北、東北以及黃河流域等地的研究，對橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的定量研究報道較少。

橫斷山區(qū)地處青藏高原、四川盆地以及云貴高原過渡地帶，地形構(gòu)成有高原、山地、峽谷和盆地[6-7]，全年由東南季風(fēng)、西南季風(fēng)和南支西風(fēng)急流組成的冬夏季風(fēng)環(huán)流控制。由于橫斷山區(qū)地域遼闊，相對高差懸殊，地勢結(jié)構(gòu)復(fù)雜，各地氣候要素的水平地帶性和垂直地帶性呈現(xiàn)不同的變化規(guī)律[8-9]。

根據(jù)1961—2010年橫斷山區(qū)27個氣象臺站的實(shí)測數(shù)據(jù)，應(yīng)用Penman-Monteith公式計算潛在蒸散量，以同期降水量和潛在蒸散量的差值表征氣候水分盈虧量，分析該地區(qū)氣候水分盈虧量的時空變化特征，總體把握橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的時空差異性，以便于研究該區(qū)氣候旱澇變化和水資源供需現(xiàn)狀。

1 數(shù)據(jù)來源與研究方法

1.1 數(shù)據(jù)來源

選取1960—2010年橫斷山區(qū)27個氣象站逐日平均氣溫、最高氣溫、最低氣溫、日照時數(shù)、平均相對濕度、平均風(fēng)速等為基礎(chǔ)數(shù)據(jù)計算潛在蒸散量，資料來源于國家氣象信息中心（http：//www.nmic.gov.cn/）。為便于分析橫斷山區(qū)水分盈虧的區(qū)域差異，按緯度位置對氣象站進(jìn)行區(qū)域劃分：橫斷山北部、中部和南部；按季節(jié)劃分：5—10月為雨季、11月至翌年4月為干季。

1.2 研究方法

采用1998年FAO修訂的Penman-Monteith模型（簡稱P-M模型）計算潛在蒸散量（ET0），該模型公式綜合考慮了太陽輻射、氣溫、濕度、風(fēng)速、氣壓等氣候因子影響，具有鮮明的物理意義，能較為真實(shí)地反映實(shí)際氣候蒸散發(fā)能力[10-11]。

氣候水分盈虧量是表征地表干濕狀況較理想的物理量之一，其物理基礎(chǔ)在于大氣降水和潛在蒸散量這2個最重要的地表水分收支分量之間的供需平衡關(guān)系[3-4]。

2 結(jié)果與分析

2.1 氣候水分盈虧量的時間變化

近50年來，橫斷山區(qū)年平均氣候水分盈虧量變化較大且總體上呈增加趨勢（圖1），其變異系數(shù)和增加速率分別為75.67%和40.37 mm/10年；全區(qū)僅有5年氣候水分盈虧量為負(fù)值，水分虧缺，其余年份氣候水分盈虧量均為正值，水分盈余。橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量在20世紀(jì)60—70年代呈顯著減少趨勢（表1），自70年代之后又逐漸增加，到90年代達(dá)到頂峰，90年代至21世紀(jì)00年代減少；總體呈現(xiàn)減少—增加—減少的趨勢。北部、中部和南部的年均氣候水分盈虧量均呈增加趨勢，其增加速率分別為7.86、17.2、15.3 mm/10年，增加趨勢存在一定的區(qū)域差異。北部氣候水分盈虧量年際波動較大，其變異系數(shù)為423.01%，但其水分盈余最小，年均僅為16.7 mm；中部氣候水分盈虧量年際波動大，其變異系數(shù)為206.19%，其水分盈余較大，年均為50.1 mm；南部氣候水分盈虧量年際波動小，其變異系數(shù)為44.29%，水分盈余最大，年均為255.2 mm。北部地區(qū)氣候水分盈虧量60—80年代呈減小趨勢，且70—80年代該地區(qū)水分虧缺；而80—90年代呈顯著增加趨勢，90年代至21世紀(jì)00年代呈顯著減少趨勢。中部和南部地區(qū)氣候水分盈虧量從60—70年代呈減少趨勢，其中中部地區(qū)70年代水分虧缺；自70年代至21世紀(jì)00年代，中部和南部地區(qū)氣候水分盈虧量呈增加趨勢，且增加趨勢在90年代達(dá)到最大?？傊?，近50年來，橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量60年代北部最低、中部次之、南部相對較高；70年代中部最低且水分虧缺、北部次之亦水分虧缺、南部較高水分盈余；80年代至21世紀(jì)00年代由北向南依次遞增，水分盈余。橫斷山區(qū)90年代降水量比多年均值高29.84 mm[9]，這是該地區(qū)90年代水分盈余量較大的主要原因。

2.2 氣候水分盈虧量的空間變化

橫斷山區(qū)1961—2010年平均氣候水分盈虧量變化較大，介于-90.7～938.9 mm之間，平均為322.0 mm，空間差異明顯，自南向北逐漸降低，見圖2（a）。橫斷山區(qū)多年平均氣候水分盈虧量北部為16.7 mm、中部為50.1 mm、南部為255.2 mm；北部大部分地區(qū)水分虧缺，中部和南部水分盈余。橫斷山區(qū)多年平均氣候水分盈虧量變化趨勢空間差異顯著，見圖2（b），除了北部若爾蓋和松潘及中部木里的周邊地區(qū)氣候水分盈虧量呈降低趨勢以外，其他地區(qū)氣候水分盈虧量變化趨勢均呈增加趨勢。這是由于橫斷山區(qū)全年受東南季風(fēng)、西南季風(fēng)和南支西風(fēng)急流組成的冬夏季風(fēng)環(huán)流所控制，地勢南低北高的地理環(huán)境因素，從而影響降水、氣溫、風(fēng)速等氣候因素影響氣候水分盈虧量的空間分布差異[8，15]。此外，橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的負(fù)值區(qū)主要在北部地區(qū)，而水分盈虧量變化趨勢增加區(qū)域也在北部地區(qū)，這說明橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的增加主要發(fā)生在北部地區(qū)。endprint

2.3 干季與雨季氣候水分盈虧量的變化趨勢

2.3.1 干季與雨季氣候水分盈虧量的時間變化。近50年來，橫斷山區(qū)干季氣候水分盈虧量呈明顯增加趨勢（表1），其增加速率為7.95 mm/10年。從20世紀(jì)60—90年代，其氣候水分盈虧量均呈增加趨勢；90年代至21世紀(jì)00年代，氣候水分盈虧量呈減少趨勢。橫斷山區(qū)北部、中部和南部干季氣候水分盈虧量均呈增加趨勢，其增加速率分別為7.88、7.33、8.63 mm/10年，氣候水分盈虧量變化趨勢一致性較強(qiáng)。北部和南部干季氣候水分盈虧量在60—90年代都呈增加趨勢，在90年代至21世紀(jì)00年代呈減少趨勢；中部干季氣候水分盈虧量在60—70年代呈減少趨勢，在70年代之后呈逐漸增加趨勢。與干季相比，橫斷山區(qū)雨季氣候水分盈虧量呈波動增加趨勢，其變化速率為6.33 mm/10年。60—70年代呈減少趨勢，70—90年代呈增加趨勢且在90年代達(dá)到頂峰，90年代至21世紀(jì)00年代又呈減少趨勢。橫斷山區(qū)北部、中部和南部雨季氣候水分盈虧量均呈波動增加趨勢，其增加速率分別為1.20、10.30、7.49 mm/10年。北部和中部氣候水分盈虧量變化趨勢基本一致，在60—70年代呈減少趨勢，70—90年代呈增加趨勢，在90年代至21世紀(jì)00年代又呈減少趨勢。南部在60—80年代呈減少趨勢，80年代之后逐漸增加，在90年代達(dá)到最大。1961—2010年中，橫斷山區(qū)干季氣候水分盈虧量均呈虧缺狀態(tài)，而雨季氣候水分盈虧量均呈盈余狀態(tài)。

2.3.2 干季與雨季氣候水分盈虧量的空間變化。橫斷山區(qū)干季氣候水分盈虧量空間變化趨勢呈現(xiàn)出塊狀分布（圖3），其變化趨勢由西北向東南逐漸減小，其大部分地區(qū)氣候水分盈虧量的增加幅度在0～16.2 mm/10年之間；橫斷山中部核心區(qū)域仍然是氣候水分盈虧量增幅最大的地區(qū)，南部鹽源、貢山區(qū)域氣候水分盈虧量顯著增加。與干季相比，橫斷山區(qū)大部分地區(qū)雨季氣候水分盈虧量的增加幅度在0～9.9 mm/10年之間，局部地區(qū)在9.9 mm/10年以上，其增加幅度由中部向南北逐漸減小，中部增幅最大，南部次之，北部最小。這一方面表明在氣候變化背景下水分盈虧量的緯度差異，另一方面也反映了區(qū)域地形對水分盈虧量的影響[12-15]。已有研究表明，橫斷山區(qū)典型的縱向嶺谷地形在一定程度上會影響該地區(qū)的降水、氣溫、風(fēng)速等氣象因子的變化趨勢[16]，進(jìn)而也會影響該地區(qū)水分盈虧量的空間分布[17]。

2.4 氣候水分盈虧量突變分析

采用Mann-Kendall非參數(shù)統(tǒng)計檢驗(yàn)方法對橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量進(jìn)行突變檢驗(yàn)[14]。由表2可以看出，近50年來橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量在1987年發(fā)生突變性增加，突變后較突變前全區(qū)氣候水分盈虧量增加了194.6 mm；橫斷山北部氣候水分盈虧量發(fā)生突變較晚（1989年），突變前后北部氣候水分盈虧量增加了45.5 mm；中部氣候水分盈虧量發(fā)生突變較早（1986年），突變前后中部氣候水分盈虧量增加了80.5 mm；南部氣候水分盈虧量在1988年發(fā)生突變，突變前后南部氣候水分盈虧量增加了74.2 mm；突變前后氣候水分盈虧量增加強(qiáng)度依次為中部>南部>北部。

3 結(jié)論

研究結(jié)果表明，近50年來，橫斷山區(qū)年平均氣候水分盈虧量總體上呈增加趨勢。在整個時段內(nèi)，橫斷山區(qū)雨季氣候水分盈虧量呈盈余狀態(tài)，干季氣候水分盈虧量呈虧缺狀態(tài)。橫斷山區(qū)年平均氣候水分盈虧量空間差異明顯，自南向北逐漸降低；除北部若爾蓋和松潘及中部木里的周邊氣候水分盈虧量變化趨勢呈減少以外，其他地區(qū)氣候水分盈虧量都呈增加趨勢。橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量均發(fā)生突變性增加?？傮w把握橫斷山區(qū)氣候水分盈虧量的時空差異性，以便于研究該區(qū)氣候旱澇變化和水資源供需現(xiàn)狀，從而為橫斷山區(qū)作物需水量以及生態(tài)環(huán)境建設(shè)與恢復(fù)等研究提供參考。

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