2000-2018年祁连山蒸散发时空变化及影响因素

邱丽莎, 张立峰, 何 毅, 陈有东, 王文辉

(1.兰州交通大学 测绘与地理信息学院, 兰州 730700; 2.地理国情监测技术应用国家地方联合工程研究中心, 兰州 730700; 3.甘肃省地理国情监测工程实验室, 兰州 730700)

蒸散发(Evapotranspiration，ET)是区域地表能量、气候系统和水循环的主要组成部分[1]，在区域水平衡中发挥着重要作用[2]。ET包括土壤，水面蒸发和植被蒸腾[3]。衡量区域蒸散发情况的指标有地表实际蒸散发(Actual evapotranspiration，ET)和潜在蒸散发(Potential evapotranspiration，PET)，ET反映直接参与陆地水文循环的量，在农业灌溉管理和水资源优化配置等方面有着广泛的应用[4]。分析ET时空变化趋势及其与气象因子等的联系，对宏观角度研究区域气候变化和流域水循环的相互关系具有重要意义[5]。祁连山作为西北重要的生态功能区，也是生态环境脆弱区。全球变暖导致区域冰雪融化及出现的水资源短缺问题已严重影响到当地生态环境及社会经济发展[6]，ET作为水量平衡研究中的重要参量，监测其时空变化规律并分析其与气象因子的关联性对当地水资源及农业管理，生态修复等有重要意义[7]。

在全球变暖的背景下，近50 a来全球蒸散发以下降趋势为主[8]。1961—2015年中国平均PET为621～1 733 mm，以0.52 mm/a的速率递减，PET减少主要是由风速减小，日照时数降低和水汽压微弱增加共同作用的结果[9]。另有研究发现河西走廊，南部岭南等地区PET值较大，且西北诸河区减小趋势最为明显[10]。对于西北地区的PET研究表明近52 a来西北地区PET以0.72 mm/a的速率下降，各季节主导因素均为风速，且西北地区81.35%的区域PET在未来有增加趋势，西北地区暖湿化程度将有所减弱[11]。张彩霞等基于Penman-Monteith方程式对河西地区的PET进行了分析，发现1975—2012年河西地区随着海拔的升高，降水量和湿润指数显著增加而PET显著降低，河西地区平均气温和风速对PET影响的百分比分别为41.1%和22.9%[12]。

已有学者对祁连山ET及PET进行了研究分析。曹广超等利用彭曼公式，对祁连山PET进行了估算，结果显示，1960—2012年祁连山南坡地区PET以0.46/mm的速率波动性上升，PET最大影响因子为最高温和风速[6]；李念等基于Landsat8遥感数据估算祁连山高寒草甸ET值，对结果分析发现祁连山高寒草甸ET总量变化幅度较大，平均为205.4 mm，ET对相对湿度，净辐射比较敏感[13]；田辉等基于MODIS数据对黑河流域夏季ET进行分析，发现黑河流域的祁连山区夏季7 月平均蒸散发量是中下游地区的约2.2 倍[14]；刘春雨等采用MODIS数据对石羊河流域ET 反演得出，遥感ET量能很好的反映研究区地表的实际情况，有较好的估算精度[15]。目前针对祁连山ET的研究大多利用蒸散公式基于气象站点数据展开，不能提供较为精确的空间分布特征，尤其对于西北内陆气象站点稀疏且分布不均的区域[3]。此外，针对不同时期祁连山ET变化的主要影响因子的定量评价尚未开展，各气象因子变化对ET变化产生的影响并未得到有效的评估。同时对该地区不同时期ET时空变化特征的了解欠缺。因此本文以2000—2018年MOD16 ET数据为基础，结合气象站数据和MOD13 NDVI数据，分析祁连山ET的时空变化规律，揭示其与主要影响因子之间的相互关系，为该地区气候变化决策及水资源配置提供科学依据。

1 研究区概况

祁连山地处西北内陆干旱半干旱地区，横跨甘肃，青海两省，东起乌鞘岭，西至当金山口，北临河西走廊，南接柴达木盆地，是青藏，蒙新，黄土三大高原的分界线[16-17]，山势由西向东降低由多条西北—东南走向的平行山脉和宽谷组成(图1)，全长约1 000 km，宽300 km，绝大部分地区海拔3 500～5 000 m[18]。祁连山自然条件复杂，水热条件差异大，属于典型的大陆性气候，年均温0.6℃左右，年降水为400～700 mm，水分空间分布表现从东向西递减的变化趋势[19]。祁连山河流多以冰川融水补给为主，主要河流有党河、疏勒河、北大河、黑河、石羊河、大通河和湟水[15]。植被分布受大气环流和地势格局的共同作用呈独特的垂直地带性特征，海拔由低到高分布有荒漠草原、山地草原、山地森林草原、高山灌丛草甸、高寒草甸和高寒稀疏草甸[6]。

2 数据及方法

2.1 数据来源及预处理

本文所用数据来源于美国国家航空航天局提供的2000—2018年，时间分辨率为8 d，空间分辨率为1 000 m的MOD16A2和MOD13A2数据产品，数据可在NASA网站下载。利用MODIS Reprojection Tool(MRT)软件对下载的MODIS数据进行拼接，投影转换等预处理工作，然后应用ArcMap软件对预处理后的数据进行裁剪，剔除无效值，并基于最大合成法生成祁连山各月ET数据。

图1 祁连山地理位置

采用的气象数据来源于中国气象科学数据共享服务网，包括2000—2016年的月均温度，降水量，平均风速，日照时数和平均湿度5个气象因子数据，涵盖祁连山及周边地区的16个气象站点，用于讨论ET与各气象因子之间的相互关系。

2.2 研究方法

2.2.1 线性趋势法 本文采用线性趋势法来模拟19 a 间祁连山地表温度变化趋势，其中变化率θslope的计算公式为：

式中：n为研究时段的累计年数;ETi为第i年的ET;θslope是变化率,θslope>0说明ET在n年间呈增加的变化趋势；反之，即θslope≤0则代表ET呈减小趋势[20]。在确定ET变化趋势的显著性水平时采用F检验法,并根据趋势线斜率的变化范围，定义了显著增加(θslope>0,p≤0.05)，不显著增加(θslope>0,p>0.05)，显著减小(θslope≤0,p≤0.05)，不显著减小(θslope≤0,p>0.05)4种变化趋势[21]。

2.2.2 相关分析法 采用相关性分析法研究ET与气候因子及植被之间的关系，主要研究ET与气候因子及NDVI的相关程度，相关系数取值在[-1,1]之间，相关系数绝对值越大，说明ET变化与影响因子之间的相关性越高，相关系数绝对值越低，则二者间相关性越低[22]。相关性计算公式为：

2.3 MOD16数据检验

选取研究区内拖勒，野牛沟两个气象站点2000—2016年的气象数据，利用彭曼公式法计算逐年月均ET数据，采用Pearson相关系数法对MOD16 数据进行检验，结果显示(图2)气象站ET与MOD16 ET具有较好的相关性，在0.01水平上具有双侧显著相关，相关系数均在0.82以上，表明MOD16数据可用于祁连山蒸散发的时空变化研究。

图2 典型气象站实测ET与MODIS ET的关系

3 结果与分析

3.1 祁连山ET的时间变化特征

2000—2018年祁连山ET年均值为115.96 mm，最大值和最小值分别出现在2017年(132.15 mm)年和2000年(86.81 mm)。ET的年际变化表明，近19 a祁连山ET以1.66 mm/a的速率微弱增加。经历了2000—2002年、2004—2005年、20008—2010年、2013—2017年4个增长期，增长率分别为14.1 mm/a，17.8 mm/a，6.3 mm/a，4.0 mm/a。而在2003年、2007年、2010—2013年，ET呈显著减小趋势。2000—2008年ET增加速率(3.02 mm/a)远大于2009—2018年(1.14 mm/a)，2008年以后，由于暖湿化趋势的减缓，ET增加趋势也有所减缓，这一结论与中国西北地区近年来ET时间序列的研究结果一致[3]，黄会平等研究得出西北诸河区PET在1992—2009年有所增加，2009年后又逐渐降低[10]。ET季节性趋势分析发现，祁连山ET在春，夏，秋季呈增加趋势，变化率分别为2.14%，3.74%和0.74%，夏季有显著上升趋势，冬季ET以0.05%的速率缓慢减少(图3A)。

图3 祁连山2000-2018年ET年际变化和M-K检验

为了解近19 a来祁连山ET的突变特征，运用M-K突变检测对研究区年均ET进行突变检验，由UF曲线可知，2000—2018年期间，研究区ET呈不显著增加趋势，2016年以后ET明显增加，达到0.05的显著性水平。UF和UB曲线存在3个交点，为了进一步检验交点是否为突变点，对交点进行滑动t检验，结果未通过显著性检验。故按研究时段特征，将时间序列平均划分为2000—2008年和2009—2018年两个阶段，以分析不同时期祁连山ET的时空变化规律(图3B)。

3.2 祁连山ET的空间变化特征

祁连山平均ET在30.66～281.53 mm(图4)，受水热条件的影响，空间分布呈东北高西南低的特征。约有2.82%的地区ET值在200 mm以上，ET高值区主要集中在大通河，拉脊山和托来山等东部中高海拔地区；中西部荒漠与草原交接地带，ET值介于100～200 mm，占总面积的77.93%；而在西南部的大柴旦，德令哈及中吾农山ET值常年保持在100 mm以下的低值水平。祁连山ET的空间分布特征与植被和降水空间分布近似，刘波等认为在干旱区ET最重要的影响因子是水分[23]，降水直接影响土壤含水量大小，进而影响ET的大小，受西南暖湿气流和东南季风扩展方向的影响，祁连山降水呈东高西低的分布形式[3,24]。

图4 祁连山ET空间分布

2000—2008年，祁连山ET呈显著增加趋势，显著增加面积占21.47%，其中极显著增加为14.21%，主要分布在哈科尔山，青海南山，西宁等南部地区及北部黑河流域。ET显著减少区域仅占2.37%，主要集中在东部的日月山，达坂山和大通山。2009—2018年祁连山ET显著增加和减少面积分别为9.81%和3.56%，具有不显著增加趋势。显著改善区域主要分布于北大河和托来山等西北部地区，而显著退化主要集中在中部的大通山，野牛沟等地。总体而言，近19 a，祁连山ET以增加为主，但不同时期变化率有所不同，空间变化分布也有所差异。2008年以前，研究区东南部ET显著增加，而2008年以后，增加趋势有所减缓，显著增加面积占比从21.47%下降至9.81%，显著增加区域转移至研究区的西北部，中部大通山等区域ET减小趋势明显。

不同植被类型下ET存在明显的差异(图5)，祁连山草甸ET(56.35 mm)明显高于其他植被类型，其次为耕地ET(55.01 mm)和林地ET(35.39 mm)，荒漠ET(34.10 mm)值最低。2000—2008年期间，草甸，耕地，荒漠和林地4种植被类型ET显著增加面积分别为29.94%，26.25%，46.91%和26.58%，其中荒漠ET增加最为显著，而林地ET减少面积最大(5.46%)。2008年以后，各植被类型ET值均有不同幅度的上升，荒漠年均ET值从30.38 mm上升到41.81 mm，上升幅度最大。但是ET增加面积明显小于前9 a，显著增加面积占比为耕地(12.99%)>林地(8.47%)>草甸(7.54%)>荒漠(2.69%)，显著减少面积草甸(5.83%)>林地(3.85%)>耕地(3.09%)>荒漠(1.84%)。其中，耕地ET增加最为显著，而草甸ET减少最为明显，荒漠ET变化率最小，最为稳定。植被对土地水源涵养具有重要意义，人工种植和灌溉，使得耕地ET具有明显的变异性，故而变化率最大，已有的研究显示过去50 a中国西北地区耕地ET的增加与耕地面积的扩大密切相关[25]。此外西北部稀疏植被区植被覆盖的改善对提高当地土壤水分，调节气候具有现实意义[4]。

图5 不同时期各植被类型ET及其变化率

3.3 ET与气候因子的关系

本研究选取了气温，降水，风速，日照时数和相对湿度5个因子探讨气候对ET的影响(表1)，结果表明除湿度外，其余4个气象因子与ET均以正相关为主，其中风速与ET呈极显著正相关，气温与ET为显著正相关。各季节ET变化的主控气候因子不同，降水是春季ET增加的主要驱动力。夏季气温和日照时数均达到年内最高值，成为ET增加的主要控制因子。同时风速对ET正向作用也为全年最大。秋季ET与日照时数呈显著正相关，此外湿度对秋季ET变化也具有显著负向影响。冬季降水和风速对ET的影响逐渐减弱，气温成为ET变化的主要影响因子，气温与ET间呈显著正相关关系。ET变化趋势是不同气象因子综合作用的结果，但总体而言，气温和风速是祁连山ET年际变化的主要影响因子，这与段春锋等对西北地区ET的研究及曹广超等对祁连山ET特征的讨论结果一致[6,26]。但研究区气温和风速与ET的相互关系仍需进一步讨论。

表1 ET与各气象因子的相关性

气温作为祁连山ET重要的气候影响因子，对ET的年际变化影响以正相关为主。显著正相关面积占6.71%，其中极显著正相关(3.29%)主要分布在托来南山，疏勒南山，哈科尔山和青海南山。2000—2008年，气温与ET以显著正相关(15.86%)为主，正相关区域空间分布与17 a整体分布相似，但在西宁，乌鞘岭等东部地区气温的负向作用较为明显，显著负相关区域占1.32%。2009—2016年，气温对ET的影响进一步扩大，显著正相关面积上升至19.29%，显著负相关面积也从1.32%上升至5.17%。但值得注意的是，东部青海南山，日月山，达坂山等负相关为主区域在2008年以后气温对ET的影响转变为正相关为主，而西部疏勒南山，哈科尔山等正相关地区则变为负相关，这可能与2008年以后祁连山气温的空间变化趋势有关(图6)。

风速对ET的影响整体以正相关为主(图6)，但相关性不显著。极显著正相关仅占总面积的5.32%，主要集中在西部的冷龙岭，托来山和中部的布哈河流域。显著负相关主要分布在疏勒南山，哈科尔山和中吾农山。2000—2008年，风速对ET的正向作用较为显著，极显著正相关占8.39%，尤其是在张掖等黑河中下游地区及布哈河流域。作为西北气流和冷空气的通道，河西地区较大的风速有利于水汽传播散失，进而使ET增加[27]。2009—2016年，风速对ET的负向影响增强，显著负相关面积由4.14%增加至15.21%，尤其是在西宁盆地和哈科尔山，风速对ET的负向作用尤为显著。这些地区人类活动对气候变化的影响较为强烈，一方面城市化规模的不断扩大使风流动阻力增大，进而影响风速。另一方面，地区LST明显上升也是风速减小的主要原因[28]。

图6 不同时期ET与气温及风速相关性空间分布

3.4 植被对ET变化的影响

植被覆盖亦影响ET的空间变化见图7。2000—2018年，NDVI与ET以正相关为主，约有86.70%的区域NDVI与ET呈正相关，其中极显著正相关占21.27%，主要分布在研究区北部和南部的冷龙岭，走廊南山，青海南山，日月山等地区。仅有少部分地区NDVI与ET呈负相关，显著负相关仅占2.49%，主要集中在大通山，达坂山和湟水等中部和东部低海拔地区，植被类型主要以耕地和草甸草原为主。2000—2008年和2009—2018年两个时期NDVI与ET的相关性空间分布大致相同，与19 a整体分布有所差异。显著正相关区域主要集中在研究区北部和南部边缘地带的冷龙岭和青海南山南部，分别占24.21%和15.13%。负相关关系在研究区中部和东部广泛分布，尤其是在大通山，日月山，青海南山，哈科尔山，布哈河等地区，NDVI与ET负相关最为显著，2000—2008年和2009—2018年NDVI与ET显著负相关占比分别为7.25%和10.97%，略高于19 a整体值。植被对于区域水源涵养具有重要意义，近年来祁连山中部高山植被区随着气温的升高而呈现退化趋势，而人工绿洲的开发和耕地面积的增加也对当地水量分配和气候环境具有深远的影响[29]。此外，退耕还林和畜牧区的整治工作，促使研究区东北部植被和气候条件有所改善，从而使ET增加。表明人类活动在不同地区对于ET同时存在促进和抑制影响。

图7 祁连山ET与NDVI相关性空间分布

时间序列上，2000—2018年，祁连山ET与NDVI的相关系数为0.677，呈极显著相关。并且NDVI与ET年际变化具有良好的一致性，除2006年,2012年,2015—2016年外，其余年份NDVI均随ET的变化而变化。此外，武正丽等研究发现祁连山NDVI在2008年具有极小值[18]，徐浩杰等，蒋友严同样得出祁连山高山草原，高寒草甸，高山森林NDVI在2008年出现最小值[17,30]，植被的变异性可能是2008年祁连山ET发生突变现象的主要原因。

4 讨 论

4.1 不同时期ET变化的影响因子分析

研究区ET在2000年时处于最低值，从2000—2003年迅速增加，变化率达9.52 mm/a，此期间气温降水也呈明显上升趋势，变化率分别为0.305℃/a和1.213 mm/a。此结果反映了研究区的暖湿化促进了ET的增加。2003—2004年，降水的减少和风速的上升是ET减少的主要因素。2004—2007年期间，祁连山ET以6.676 mm/a的变化率快速上升，在此期间，日照时数和降水，湿度的变化率分别为-4.361 h/a和0.698 mm/a,1.246 mm/a,湿度在这一时期达到较高值，不利于蒸散发的增加，同时日照时数减少使得研究区热动能显著减少，但持续增加的降水增加了ET的可用量，使得研究区ET仍然有小幅上升趋势。2008年气温，降水，风速下降到较小值，导致ET进入波谷期。2009—2010年，显著增大的风速促使ET大幅增加，风速变化率达0.63 m/(s·a)。同一时期气温的显著上升和湿度的减少也是ET增加的主要驱动因素。2011—2016年，祁连山ET呈先减少后增加的变化趋势，变化率为1.861 mm/a，具有轻微的上升趋势，整体变化趋于稳定。此期间，降水增加和风速增大是ET增加的主要驱动因子，变化率分别为0.187 mm/a和0.32 m/(s·a)。2011—2013年ET减少是风速减小和降水减少共同作用的结果。

祁连山ET变化是不同气象因素综合作用的结果，不同时期主要影响因子不同。2000—2008年，气温和降水是ET增加的主要驱动力，然而风速和日照时数的减小及湿度的增加共同作用抵消了部分气温上升带来的正向作用，从而导致研究区潜在蒸散发呈不显著上升趋势[31]。2008年以后，气温和水分仍是祁连山ET增大的主要原因，但风速和日照时数的增加同样对ET的增加具有促进作用。

4.2 不同时期ET空间变化的影响因子

祁连山东西部地形差异明显，不同地区气候条件，高程条件，纬度条件和植被类型的差异导致了不同地区ET在同一时间的控制因素不同。曹雯等认为河西走廊西段ET变化的主导因子为风速，且ET多为下降趋势，而河西走廊东段ET上升的主导因子是气温[31]。曹广超等对祁连山PET的研究结果表明气温是托勒，野牛沟和祁连PET变化的主要影响因素，风速对门源PET的影响略强于气温[6]。对ET与气温，风速相关性空间分布特征可知，气温对于祁连山ET影响远大于风速。2000—2008年期间，祁连山ET增加趋势自西向东逐渐减小。西部地区气温具有轻微的上升趋势，降水也明显增加，整个研究区气候呈暖湿化的变化趋势，与施雅风等的近50 a来中国西北地区的气候由暖干向暖湿转型,祁连山及其北侧的中西段地区是气候转型显著的区域的结论一致[32-34]。同一时期祁连山风速整体处于下降期，减小速率为0.017 m/(s·a)，风速减小趋势自西向东逐渐减弱，这与河西地区风速的变化趋势一致[28,35]。曹广超等分析得出风速的大幅减小是祁连山ET减小的主要影响因子。但祁连山西北部暖湿化对ET的正向作用强于风速减小的负向影响，从而使得ET呈轻微增加趋势[6,31]。2008年以后，祁连山西部ET增加不显著，而中部地区ET具有明显减小趋势。造成祁连山中部地区ET明显下降的可能原因归纳为自然原因和人为原因，其中气温和降水中心的向东偏移可能是西部和中部ET减小的主要原因，此外，气温上升和人类活动导致的中部草甸植被退化和城市化进程使得风速持续减小，对ET的影响也不容忽略，气候空间变化，植被变化及人类活动综合导致2008年以后祁连山ET呈中部显著减小西北不增加的空间变化趋势。

5 结 论

(1) MOD16 ET数据与基于彭曼公式计算得出的气象站ET相关性显著，可有效应用于祁连山ET时空变化规律的研究。

(2) 祁连山ET以1.66 mm/a的速率小幅增加，在2000—2008年、2009—2018年两个时期的变化率分别为3.02 mm/a和1.14 mm/a。2008年以后，由于气温和降水变化幅度的减小，ET变化亦有所减缓；空间上ET整体呈西北升高东南降低的变化趋势，不同时期ET变化空间差异显著。2000—2008年ET显著减少区域集中在研究区东部地区。2008年以后，ET显著增加区域面积有所减小，由2000—2008年期间的21.47%下降至9.81%。显著减少区域由2.37%增加至3.56%,中部大通河等地区ET明显减小。

(3) NDVI与ET变化关系显著，约有86.70%的区域NDVI与ET呈正相关，其中极显著正相关占21.27%。ET与NDVI在空间分布和时间序列上均具有一致性。2008年以后，祁连山中部植被退化是ET减小的另一重要原因。不同植被类型ET表现为草甸ET>耕地ET>林地ET>荒漠ET，其中耕地ET增加最为显著，草甸ET下降最明显。

(4) 气温和风速是祁连山ET变化的主要影响因子，气温和降水的空间变化使得不同时期ET空间变化差异显著。2000—2008年祁连山西北部高海拔地区的暖湿化是ET增加的直接原因。2008年以后，气温和降水中心偏移，城市化进程使得中部和东部地区风速持续减小，ET减小是人为因素和自然因素共同作用的结果。