三峽庫區蓄水前后實際蒸散發時空變化及其與氣象因子關系分析

崔 豪, 王麗川,2, 王賀佳, 肖偉華, 侯保燈, 高 斌

(1.中國水利水電科學研究院 流域水循環模擬與調控國家重點實驗室,北京 100038; 2.廣西大學 土木建筑工程學院, 南寧 530004)

蒸散發(Evapotranspiration)是聯系陸—氣間水循環過程的關鍵因子，是陸地水循環過程中的重要環節之一[1]。實際蒸散發由地面蒸發、植被冠層截留蒸發(以下簡稱植被蒸發)及植被蒸騰量組成，其中地面蒸發包括水面及裸地的蒸發量。在區域陸地水循環過程中，大氣中的水分通過降雨、降雪等方式遷移到地表，而陸地的水分則主要通過蒸散發這一水循環過程遷移回大氣中[2]。研究表明，約有70%的降水通過蒸散發這一水循環過程返回到大氣[3]。準確計算實際蒸散發量，分析其時空分布特征及氣候因子與蒸散發量的相互關系，對變化環境下的水資源管理與生態環境保護戰略具有重要實踐指導意義。

目前對于蒸散發量的計算方法主要有空氣動力學方法[4]、能量平衡法[5]和經驗公式法[6]、蒸散發互補相關模型[7]、遙感反演法等[8]。吳家兵等[9]通過渦動相關法與波文比—能量平衡法測算森林蒸散發量，得出兩種方法具有較好的相關性，闊葉紅松林的主要熱量消耗為蒸散發。其中，實際蒸散發可通過蒸滲儀法[10]，渦動相關法等方法進行觀測獲得，但蒸滲儀、渦動相關等方法價格昂貴，只能針對點尺度進行觀測，無法適應區域甚至流域等大尺度地區，普及成本較高；劉曼晴等[11]選用8期Landsat遙感數據，利用SEBAL模型估算遼河三角洲濕地植被生長季的蒸散量，反演相對誤差為9%左右，蒸散量在研究區內具有顯著空間分異特征。但遙感反演法受到衛星發射時間、觀測的連續性影響及觀測圖像質量影響，解析校正可能存在誤差，無法獲得長序列高時間精度資料；對潛在蒸發量的分析大多采用了氣象站點蒸發皿監測的蒸發量數據或者是由經驗公式計算的潛在蒸發量，蒸發皿是一種常見的觀測數據測量方法，成本相對較低，但是蒸發皿測得的潛在蒸散發只能代表蒸散發的趨勢過程，無法準確刻畫區域實際蒸散發的情況。孫從建等[6]通過Penman-Monteith公式分析了黃土塬面保護區1960—2017年潛在蒸發量變化特征，得出研究區ET0總體呈增長狀態且存在10，30，50 a的周期變化；地球物理模式可以通過已有的觀測資料利用空氣動力學方法計算實際蒸散發，可以模擬長時間序列高時間精度以及空間精度的蒸散發分布特征。Wang等[12]通過陸面模式模擬與遙感相互驗證，定量分析了1993—2013年氣候變化與土地利用變化對三峽庫區蒸散發的影響，得出氣候變暖和土地利用的變化使得蓄水后平均ET0增加13.76 mm。

舉世矚目的三峽大壩作為世界迄今為止最大水利樞紐工程，作為與干旱、洪澇抗爭的重要大型水利工程，其可能的區域環境效應已引起了國家政府以及眾多學者的廣泛關注。科學解析大型庫壩對區域水循環的變化，定量分析區域水循環關鍵過程之一的蒸散發，對分析三峽庫區水資源和氣候變化的關系具有重要的意義。

1 研究區概況

本文選取以三峽大壩建成后所形成的庫區為研究區。三峽庫區位于長江上游尾段，地處長江中下游和四川盆地之間，處于東經105°25′49″—111°7′39″，北緯28°15′43″—31°43′41″，東起湖北省宜昌市三峽大壩處，西至重慶市朱沱水文站，因三峽大壩的修建蓄水形成的區域(圖1)。

圖1 研究區位置

2 數據來源與研究方法

2.1 數據來源

研究區氣象數據來源于Chen等[13]開發的中國區域高時空分辨率地面氣象要素驅動數據集(CMFD)，該數據集是以Princeton再分析資料、GLDAS資料、GEWEX-SRB輻射資料，以及TRMM降水資料為背景場，融合了中國氣象局站點觀測數據制作而成。其時間分辨率為3 h，水平空間分辨率0.1°，包含近地面氣溫、近地面氣壓、近地面空氣比濕、近地面全風速、地面向下短波輻射、地面向下長波輻射、地面降水率，共7個要素(變量)。本研究提取了庫區內1990—2015年的驅動數據進行模擬分析，并通過庫區范圍內12個氣象站點的降水、氣溫、風速和相對濕度月尺度數據進行驗證，其中降水、氣溫和相對濕度相關系數均在0.9以上、風速相關系數中位數為0.8左右，但波動較大。本文構建庫區范圍的陸面模型分辨率為0.1°，CMFD數據精度滿足模擬需求，故無需對CMFD數據進行降尺度處理。

2.2 CLM4.5簡述

通用陸面模式(Community Land Model，簡稱CLM)4.5是由美國國家大氣研究中心[14]開發的，它是通用地球系統模型(Community Earth System Model簡稱CESM)1.2.0的陸面分量模型[15]。CLM4.5是基于過程的模型，可模擬生物地球物理過程和生物地球化學過程。生物地球物理過程包括在地表和大氣層間交換的輻射、顯熱和潛熱通量，土壤和雪中的熱傳遞以及水循環過程環節中包括降水、截留、滲透、蒸散和徑流[16]。生物地球化學過程包括植被光合作用、植被物候學以及碳氮循環[17]。

CLM4.5模型以網格為基本計算單元進行模擬計算，為體現網格單元的空間異質性，模型以一個3層嵌套的次網格層次結構來表達。每個網格由多個陸地單元，土柱和植被功能類型組成。陸地單元主要是捕捉第一層次網格最廣泛的空間異質性。第二層次網格是土柱，它是用于表征一個陸地單元內土壤和積雪狀態變量的潛在變異性。第三層次網格涉及植被功能類型，它主要表示生物物理和化學上的差異。該模型在每個次網格進行獨立模擬，且每個次網格都有其診斷變量。對于ET的過程，模型中分為由氣孔生理和光合作用控制的蒸騰以及蒸發，蒸發根據植被功能類型又可分為地面蒸發和冠層蒸發。基于CLM4.5模擬的實際蒸散發量由地面蒸發量、植被蒸發量及植被蒸騰量構成，故本文對實際蒸發量及其各分量進行時空演變規律分析。

在模型中，將陸—氣間的水汽通量分為裸土、雪蓋、水面表面與大氣邊界層之間的水汽通量以及植被冠層與大氣邊界層之間的水汽通量，總水汽通量可表示如下

E=Ev+Eg

(1)

(2)

Eg=(1-fsno-fh2osfc)Esoil+fsnoEsnow+fh2osfcEh2osfc

(3)

(4)

(5)

(6)

2.3 趨勢分析方法

采用線性回歸方程來評估三峽地區1990—2015年期間的實際蒸散發的趨勢。公式如下：

y=ax+b

(7)

式中:x為年；y為實際蒸散發；a，b分別為斜率和截距。a的正值表示上升趨勢；a的負值表示下降趨勢。

對于時間序列X={x1,x2,x3,…,xn}，其中n(n>10)為時間序列的長度，統計量Z可由下式計算：

(8)

(9)

(10)

var(S)=[n(n-1)(2n+5)]/18

(11)

式中:t為數據點時長。

統計量Z符合標準正態分布。Z>0則表示檢測的時間序列呈上升趨勢，而Z<0時，檢測的時間序列呈下降趨勢，Z=0認為檢測時間序列未有趨勢變化。當Z<-1.96或Z>1.96時，則通過95%的顯著性檢驗。

3 結果與分析

3.1 模型驗證及不確定性分析

傳統運用氣象站點實測值對于大尺度的蒸散發精度研究，往往由于站點分布不均，空間實測數據很難獲取，無法得到較好的空間精度驗證，并且需要站點數據質量較好[18]，故本文采用遙感數據來驗證模型模擬精度。ET-MOD16產品是基于Penman-Monteith方程改進的，將地表分為裸地和冠層兩種類別，分別根據不同下墊面物理過程計算各自表面阻抗，估算陸地表面蒸發和植物冠層蒸騰量[19]。MOD16數據因其時空分辨率較高，且數據容易獲取，在全球陸面過程模型、水文模型以及站點數據的驗證中展現出較好的應用效果[20-21]。

本文選用2000—2013年的MOD16月度ET產品(ET-MOD16)的數據用于驗證ET-CLM的模擬結果。ET-MOD16的散點圖和由CLM4.5(ET-CLM)模擬的相應月度值見圖2，驗證結果R2為0.91，RMSE為14.16 mm/月、BIAS為-9.92 mm/月，模型模擬結果較好。此外，發現散點的分布相對均勻，這表明CLM4.5模型可以更好地反映三峽庫區ET的季節變化特征。但是，在低值(<40 mm/月)中，低估更為明顯，這表明夏季的模擬效果要好于冬季。

圖2 ET-MOD16與ET-CLM散點圖

變化環境下三峽庫區蒸散發時空變化的模擬存在一定的不確定性，本文構建的CLM4.5模型在研究區具有良好的適用性，但仍然存在模擬誤差。由于陸面模型計算的尺度較大，可能會降低用水文模擬的實際蒸發量、土壤濕度等水文氣候變量的可靠性和準確性。此外，模型構建沒有考慮土地利用年際動態的變化，而實際庫區范圍內土地利用變化是隨著三峽水利樞紐的調度而動態變化的，從而可能影響蒸散發的模擬效果。氣候和土地利用變化對蒸散發過程的影響是復雜的，各因素間相互影響及反饋，將其與水文循環間的互饋影響耦合在一起。不同類型的人類活動對水循環可能有積極或消極的影響，氣候和人類活動變化使得土地利用發生變化，反之亦然。雖然CLM模擬方法存在一些不確定性和局限性，但本研究通過ET-MOD16產品與模擬數據相互驗證，定量分析了三峽庫區實際蒸散發及其各分項的時空變化規律，探討了其與氣象因子的關系。在未來的研究將側重于這些不確定性，以提高量化的結果，通過進一步的研究以充分了解三峽庫區蒸散發對氣候變化和人類活動的響應。

3.2 三峽庫區實際蒸散發時間變化特征

分析研究區1990—2015年的實際蒸散發量(圖3)，實際蒸發量最大值出現在2007年，最小值出現在1993年。蓄水前平均實際蒸發量值為579.5 mm，其實際蒸散發范圍在532.3～622.6 mm，變化率為0.077 mm/10 a，呈波動上升趨勢，變化趨勢不顯著；蓄水后平均實際蒸發量值為602.0 mm，其實際蒸散發范圍在534～698.6 mm，呈微弱下降趨勢，變化率為-0.022 mm/10 a，變化趨勢不顯著。

圖3 蓄水前后蒸散發年際變化趨勢

分項來看，對實際蒸散發3個部分進行變化特征的分析，蓄水前從變化趨勢來(圖3)，1990—2002年三峽庫區的年均植被冠層蒸發量呈波動下降趨勢，變化率為-0.035 mm/10 a，年均地面蒸發量呈上升趨勢，變幅不大，變化率為0.028 mm/10 a，植被冠層蒸騰量呈顯著上升趨勢(表1)，變化率為0.084 mm/10 a；蓄水后，2003—2015年三峽庫區的年均地面蒸發量呈下降趨勢，變化率為-0.019 mm/10 a，年均植被冠層蒸發量呈上升趨勢，變化率為0.024 mm/10 a，植被冠層蒸騰量呈下降趨勢，變化率為-0.027 mm/10 a。

表1 三峽庫區蓄水前后蒸發量趨勢及顯著性檢驗

對蓄水前實際蒸散發各分項進行季節變化趨勢特征的分析，從地面蒸散發變化趨勢可以看出(圖4)，1990—2002年三峽庫區的春季、秋季和冬季地面蒸發量呈上升趨勢，上升趨勢為0.024，0.01，0.002 mm/10 a，夏季地面蒸發量呈下降趨勢，下降趨勢為-0.008 mm/10 a；春季、夏季、秋季、冬季四季的植被冠層蒸發量均呈略微下降趨勢，分別為-0.011，-0.014，-0.008，-0.002 mm/10 a；而植被冠層蒸發量各季植被冠層蒸騰量均呈上升趨勢，變化率為0.029，0.016，0.033，0.006 mm/10 a。

圖4 蓄水前后蒸散發季節變化趨勢

蓄水后，從地面蒸發變化趨勢可以看出，2003—2015年三峽庫區的春季、秋季、冬季地面蒸發量呈略微下降趨勢，下降趨勢分別為-0.012，-0.008，-0.004 mm/10 a，夏季地面蒸發量呈上升趨勢，上升趨勢為0.005 mm/10 a；植被冠層蒸發量春季、夏季、秋季三季的植被蒸發量均呈略微上升趨勢，上升趨勢分別為0.004，0.011，0.01 mm/10 a，冬季呈下降趨勢，下降趨勢為-0.001 mm/10 a；植被冠層蒸騰量夏季、冬季呈略微上升趨勢，變化率為0.007，0.000 6 mm/10 a，春季和秋季植被冠層蒸騰量呈下降趨勢，變化率均為-0.011，-0.022 mm/10 a。

分析庫區內實際蒸發量及其分項在基準期和變化期的變化情況(圖5)，對于實際蒸發量，全年各月基本蓄水后較蓄水前有一定的增加，其中，3月、4月、7月的實際蒸發量呈上升且變化量較大，其余月的實際蒸散量有所增加，變化量較小，僅9月、11月兩月有較小下降變化；對于地面蒸發量，全年各月基本蓄水后較蓄水前有一定的增加，其中，趨勢上升且變化量較大的月份與實際蒸發量較大月份相一致，其余月的地面蒸散量有所增加，變化量較小，9月、11月、12月地面蒸發量有較小下降變化；對于植被蒸發量，蓄水后較蓄水前各月份整體均有所減少，其中，7月的植被蒸發量呈下降變化量較大，其余月的植被蒸發量有所下降，變化量較小，僅9月、11月兩月有較小上升變化；對于植被蒸騰量，全年各月基本蓄水后較蓄水前有一定的增加，其中，7月的植被蒸騰量呈上升且變化量較大，其余月的植被蒸騰量有所增加，變化量較小，僅9月有較小下降變化。

圖5 三峽庫區實際蒸散發量及各分項年內分布變化

3.3 三峽庫區實際蒸散發空間變化特征

三峽庫區蓄水前后年平均蒸散發量的空間變化見圖6，流域內平均實際蒸散發量的范圍在400～720 mm，具有明顯空間差異性。可以看出，在庫區接近庫首東北地區實際蒸散發量較高，而在接近庫區邊緣的南部及庫首北部實際蒸散發量則較小。整體而言，實際蒸散發量在長江及其支流范圍內蒸發量較高，在庫區邊緣地區實際蒸發量較小。蓄水后實際蒸發量較蓄水前均有不同程度增加(圖7)，在流域庫中東北部及庫尾東部，實際蒸發增長趨勢變幅達8%～12%；僅在庫首東部地區實際蒸發量呈變少趨勢，減少變幅達-1%～-8%；其他區域都有小幅增幅。

圖6 三峽庫區蓄水前后實際蒸散發量及各分項空間分布變化

圖7 三峽庫區蓄水前后實際蒸散發量及各分項空間分布差異變化

庫區內平均地面蒸發量的范圍在100～300 mm，差異顯著。空間上來看，在庫區西北地區和東北地區地面蒸發量較高。地面蒸發量180～280 mm集中在長江干流沿線區域，地面蒸發值小于140 mm分布在三峽庫區的庫首、庫中南部地區。整體而言，地面蒸發量在長江及其支流范圍內較其他區域有顯著區別，這是由于庫區內河流的大水面條件下，水分充足而造成的地面蒸發量相對較高。分析蓄水前后空間差異性，在庫中，地面蒸發呈增長趨勢，變幅達12%～20%；而在庫首地面蒸發量整體蓄水后呈變少趨勢，減少變幅達-8%～-1%；庫尾地面蒸發量蓄水后呈小幅增加。

庫區內平均植被蒸騰量的范圍在260～440 mm，整體蒸騰量較高。植被蒸騰量380 mm以上集中在庫中北部，植被蒸騰量小于300 mm分布在三峽庫區流域的庫首北部、庫尾東南部地區。庫區內整體植被蒸騰量差異較大，庫中及河流干支流地區明顯高于其他區域，由于三峽庫區河流周邊區域內水熱條件良好，植被覆蓋度高，從而使得庫中及河流干支流地區明顯高于其他區域。從三峽庫區蓄水前后植被蒸騰量變幅來看。在庫尾東南部，植被蒸騰量呈增長趨勢最為顯著，變幅達12%～20%，在庫中東南部和庫首西部植被蒸騰量呈增加趨勢，增加變幅達8%～12%；而僅在庫首東部，蒸騰量有減少的趨勢，變幅為-8%～-1%。

庫區內平均植被蒸發量的范圍在30～120 mm，整體差異并不太大。植被蒸發量在90～120 mm，集中在庫首、庫中南部及庫尾西南部，植被蒸發量小于70 mm，分布在三峽庫區的庫首西部及庫尾西北部地區。空間上來看，在庫區中部、西南部植被蒸發量較高。從蓄水前后植被蒸發變幅來看，整體蓄水后較蓄水前為較少趨勢。可以看出，在庫中西部和庫尾南部和庫首南部局部地區植被蒸發呈明顯的減少趨勢，變幅達-20%～-12%；庫中和庫首北部局部地區植被蒸發量呈增加趨勢，增加幅度為4%～16%；其余區域蓄水前后為小幅減少降幅。

4 討論與結論

4.1 討 論

氣候變化是影響區域水熱分布的重要因素[22]，實際蒸散發不僅與溫度有著密切聯系，降水量同樣影響著區域內水分條件[8,23]，故本文以表示氣溫表征熱力條件，降水量表征水分條件分析氣象因子與實際蒸散發的關系。通過分析年內蒸散發變化特征與氣候因子的相關性分析，可以探究該區域水熱變化規律與其的相互聯系。本文選用水分條件(降水量)和熱力條件(氣溫)作為影響三峽庫區的主要氣候因子進行相關分析，進而分析討論研究區內蒸散發的驅動類型。由圖8—9可以看出，年內三峽庫區蓄水前蒸散發與降水相關性整體一般，其中植被蒸發量與溫度的相關性較高，R2達到0.82-0.89；實際蒸散發量、地面蒸發量和植被蒸騰量與溫度相關性較低，R2達到0.50，0.32，0.45。而三峽庫區流域蓄水后蒸散發與降水相關性來看，植被蒸發量與降水的相關性較高，R2達到0.89；實際蒸發量、地面蒸發量和植被蒸騰量與降水相關性稍低，R2達到0.55，0.35，0.49。對比蓄水前后蒸散發量，實際蒸散發量及各分量蓄水后與降水的相關性均有所增加。由于植被冠層截留的影響，蓄水前后植被蒸發量與降水有著較高的相關性。

圖8 三峽庫區蓄水前蒸散發與降水相關性分析

圖9 三峽庫區蓄水后蒸散發與降水相關性分析

由圖10可以看出，年內三峽庫區蓄水前蒸散發與溫度相關性整體均較高，其中實際蒸散發量和植被蒸騰量與溫度的相關性較高，R2達到0.95，0.95；地面蒸發量和植被蒸發量與溫度相關性稍低，R2達到0.76，0.76。而從三峽庫區蓄水后蒸發與溫度相關性來看(圖11)，實際蒸發量和植被蒸騰量與溫度的相關性較高，R2達到0.94，0.94；地面蒸發量和植被蒸發量與溫度相關性稍低，R2達到0.71，0.84。對比蓄水前后蒸散發量，實際蒸散發量、地面蒸發量及植被蒸騰量蓄水后相關性均有所降低，植被蒸發量相關性有所增加。分析其原因，可能是由于蓄水后水系調度及人類活動影響下蒸發量的影響因子受到更多復雜的影響而使得相關性有所降低。

圖10 三峽庫區流域蓄水前蒸發與溫度相關性分析

圖11 三峽庫區流域蓄水后蒸發與溫度相關性分析

4.2 結 論

(1) 時間趨勢上，年均實際蒸散發以及其分項植被蒸發量和植被蒸騰量年內分配不均，具有明顯的季節變化特征，四季多年均實際蒸發量和植被蒸騰量由大到小分別為：夏季>春季>秋季>冬季，具有典型的季節差異性；地面蒸發量沒有明顯的季節性差異，各季節差異較小。蓄水后年平均實際蒸散發量及植被蒸騰量、植被蒸發量較蓄水前有所增加；地面蒸發量蓄水后較蓄水前有所減少。

(2) 空間趨勢上，年均實際蒸散發以及其分項地面蒸發量和植被蒸騰量蓄水前后變化趨勢較為一致，在庫中及庫尾東南部均呈增加趨勢；而植被蒸發量在蓄水后庫中較蓄水前呈現減少趨勢。變動幅度上，實際蒸散發量在庫中東北部及庫尾東部范圍內增加幅度較大，植被蒸發量在庫中范圍內減少幅度較大，地面蒸發量在庫中增幅最大，植被蒸騰量在庫尾東南范圍內增幅較大。

(3) 氣溫是影響研究區蒸散發變化的主導因素。蓄水前后實際蒸散發及各分項與溫度的相關性在0.71～0.95，其中實際蒸發量、植被蒸騰量與溫度相關性最高，蓄水后相關性除植被蒸發量外整體低于蓄水前；蓄水前后實際蒸散發及各分項與降水的相關性在0.32～0.89，其中植被蒸發量與降水相關性最高，蓄水后相關性整體高于蓄水前。