地球科学进展

地球科学进展, 2020, 35(5): 534-546 DOI: 10.11867/j.issn.1001-8166.2020.031

生态水文学理论与实践

近50年来青藏高原及其周边地区潜在蒸散发变化特征及其突变检验

姚天次,1,2, 卢宏玮,1, 于庆1,2, 冯玮1,2

1.中国科学院地理科学与资源研究所 陆地水循环及地表过程重点实验室，北京 100101

2.中国科学院大学，北京 100190

Potential Evapotranspiration Characteristic and Its Abrupt Change Across the Qinghai-Tibetan Plateau and Its Surrounding Areas in the Last 50 Years

Yao Tianci,1,2, Lu Hongwei,1, Yu Qing1,2, Feng Wei1,2

1.Key Laboratory of Water Cycle and Related Land Surface Processes, Institute of Geographic Science and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China

2.University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100190, China

通讯作者: 卢宏玮（1980-)，女，吉林延边人，研究员，主要从事水系统分析研究. E-mail:luhw@igsnrr.ac.cn

收稿日期: 2020-01-10   修回日期: 2020-03-06   网络出版日期: 2020-05-28

基金资助: 中国科学院A类战略性先导科技专项“泛第三极环境变化与绿色丝绸之路建设”.  XDA20040301
第二次青藏高原综合科学考察研究专题“工矿区地表系统健康诊断与绿色发展考察研究”.  2019QZKK1003

Corresponding authors: Lu Hongwei (1980-), female, Yanbian City, Jilin Province, Professor. Research areas include water system analysis. E-mail:luhw@igsnrr.ac.cn

Received: 2020-01-10   Revised: 2020-03-06   Online: 2020-05-28

作者简介 About authors

姚天次（1992-），男，湖南岳阳人，博士研究生，主要从事水文水资源研究.E-mail:tianciyao2015@163.com

YaoTianci(1992-),male,YueyangCity,Hu'nanProvince,Ph.Dstudent.Researchareasincludehydrologyandwaterresources.E-mail:tianciyao2015@163.com

摘要

利用FAO Penman-Monteith方程和青藏高原及周边地区274个气象站逐日常规观测资料，结合中国生态地理分区方案，对1970—2017年高原及周边地区潜在蒸散发的空间格局及突变特征进行分析。结果表明：①除夏季和冬季外，研究区多年平均年和季节潜在蒸散发都呈现南北高、中部低的空间分布；月潜在蒸散发最大值和最小值发生时间表现出南早北晚的纬向差异。②研究区潜在蒸散发均值和趋势突变显著，但突变时间在区域间以及年和不同季节间均存在较大差异。其中，均值突变以正向突变为主，高原突变时间春季最早、冬季最晚；趋势突变主要表现为先降后升，高原年、春季、秋季和冬季潜在蒸散发的趋势转折时间由东北向西南推迟，至西南地区分别推迟约20、10、20和5年。比较而言，高原总体潜在蒸散发趋势转折时间较其周边地区滞后，年和四季分别推迟约5、1、12、5和4年。③显著的蒸发悖论只离散地存在于研究区内，主要发生在趋势转折（2007年）之前。研究结果可为进一步认识全球变暖背景下青藏高原及周边地区气候变化和生态水文过程提供科学依据。

关键词： 潜在蒸散发 ; 气候突变 ; 蒸发悖论 ; 生态地理区 ; 青藏高原

Abstract

Daily routine observation data from 274 meteorological stations in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas from 1970 to 2017 were utilized to examine the spatial patterns and abrupt changes of potential evapotranspiration with the formula of FAO Penman-Monteith, in consideration of China’s eco-geographical divisions. The results showed that ① annual and seasonal average potential evapotranspiration, except for summer and winter, displayed a distinct spatial pattern in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas, with higher values in the north and south but lower values in the middle; the time when monthly potential evapotranspiration reached its maximum or minimum showed clearly zonal differences, namely earlier in the south and later in the north. ② The prevailing mean and trend abrupt changes of potential evapotranspiration were observed in the study area, while there were large differences in the abrupt change time in different regions and seasons. Specifically, the mean abrupt change was dominated by positive mutation, with generally the earliest abrupt change time occurring in spring and the latest appearing in winter; the trend abrupt change pattern was mainly described as the process shifting from a downward trend to an upward trend, the trend change points in year, spring, autumn and winter were postponed gradually from the northeast to the southwest with a delay of about 20, 10, 20 and 5 years, respectively. Comparatively, the abrupt change time of potential evapotranspiration trend in the whole plateau was later than that in the whole buffer zone, with a respective lag of 5, 1, 12, 5 and 4 years. ③ Corresponding to the periodic change of potential evapotranspiration, significant evaporation paradox only scattered through the study area during the period before the trend change point (2007), but it was absent afterwards and would not appear in the future. The above findings will provide a scientific basis for further understanding the climate change and eco-hydrological process of the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas in global warming.

Keywords： Potential evapotranspiration ; Climate abrupt change ; Evaporation paradox ; Eco-geographic region ; Qinghai-Tibetan Plateau.

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本文引用格式

姚天次, 卢宏玮, 于庆, 冯玮. 近50年来青藏高原及其周边地区潜在蒸散发变化特征及其突变检验. 地球科学进展[J], 2020, 35(5): 534-546 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.031

Yao Tianci, Lu Hongwei, Yu Qing, Feng Wei. Potential Evapotranspiration Characteristic and Its Abrupt Change Across the Qinghai-Tibetan Plateau and Its Surrounding Areas in the Last 50 Years. Advances in Earth Science[J], 2020, 35(5): 534-546 DOI:10.11867/j.issn.1001-8166.2020.031

1 引 言

青藏高原地处亚洲腹地，平均海拔在4 000 m以上，地域辽阔，地形多样，是世界上海拔最高的高原，被称为“世界屋脊”和“亚洲水塔”[1,2]。其生态环境脆弱，地广人稀，对全球气候变化非常敏感。研究表明，最近几十年青藏高原的升温速率约是全球平均升温速率的2倍[3]。受此影响，青藏高原生态环境发生了一系列的显著变化，如冰川急剧退缩、冻土加速消融、湖泊显著扩张等[4,5,6,7]。在响应气候变化的同时，青藏高原可通过感热加热和潜热释放改变大气环流形势，进而对中国、亚洲乃至全球气候演变产生重要影响[8]。蒸散发作为下垫面潜热释放的主要方式之一，是研究土壤—植被—大气系统水热平衡的重要参量，也是表征陆面生态系统生产能力的重要指标，其变化与气候变化及地表覆盖变化密切相关[9]。因此，研究青藏高原地区蒸散发的时空变化不仅有利于加深对区域和全球气候变化的理解，还可以提供重要的区域生态水文过程信息，具有重要的理论意义。

目前，获取地表蒸散量的方法有许多，主要有观测法、遥感反演法和模型模拟法等。站点观测法精度最高，但其成本较高，观测结果具有明显的局地性，因此难以进行尺度拓展[10]；卫星遥感影像的出现在一定程度上解决了大尺度蒸散发估算问题，然而受到卫星技术和反演算法的限制，遥感数据在时空分辨率和精度上都不能满足生态水文日益精细化的研究需求[10]；模型模拟蒸散发数据精度则严重依赖于参数化方案，具有不确定性[11,12]。潜在蒸散发是某一个下垫面在一定气象条件下水分供应充足时的最大可能蒸散量。它虽然是下垫面实际蒸散发的上限值，但其与实际蒸散量之间具有很强的物理和统计联系[13,14]，且易于获取、区域可比性好，因此一直被看作实际蒸散发的替代指标而受到广泛关注。通常认为，气温上升会导致蒸散发增加，加快水循环过程[15]，但是大量观测资料显示蒸发皿蒸发量和潜在蒸散发（合称大气蒸散发能力）都出现了明显的下降趋势，这种现象被称为“蒸发悖论”[16]，可能是由于太阳辐射和风速减弱所致[17]。然而，上述研究侧重讨论区域尺度大气蒸散发能力的长期变化及其与近地面气温的关系，忽略了蒸发悖论可能存在的时空异质性。

国内外对青藏高原大气蒸散发能力变化及其驱动因素进行了研究，并取得了一定认识。如Chen等[18]通过分析63个站的资料发现，1961—2000年高原年及季节潜在蒸散发均呈现减小趋势，其中年潜在蒸散发的变化速率为每10年减小13.1 mm，风速和相对湿度的减小是主要原因；Zhang等[19]统计了75个站点资料发现，1971—2004年高原大部分站点潜在蒸散发都表现出下降趋势，其中高原北部减小的主要原因是风速减弱，而高原东南部是辐射下降；汪步惟等[20]对高原总体潜在蒸散发趋势转折进行了分析，认为拐点在1997年前后。这些研究主要是利用FAO Penman-Monteith方程分析潜在蒸散发的时空变化。趋势诊断和归因结果的差异可能与研究所选站点及其资料长度有关，表明高时空分辨率和长时间观测资料对于科学了解青藏高原这个复杂地形单元潜在蒸散发变化规律的重要性。此外，上述研究侧重于描述整个区域在整个研究时段内的变化趋势。考虑到气候变化的突变性，有必要对研究时段潜在蒸散发变化的均值和趋势突变进行检测，进而讨论突变前后潜在蒸散发特征。

针对上述研究的不足，本文基于青藏高原及周边地区274个站近50年的逐日气象资料，采用Pettitt均值检验法和分段线性回归模型（Piecewise Linear Fitting Model，PLFM）方法，对研究区不同生态地理区潜在蒸散发的均值和趋势突变进行全面诊断，同时分析不同阶段的蒸发悖论情况，以期揭示研究区潜在蒸散发变化规律及突变空间差异性，为深入认识全球变暖背景下青藏高原及周边地区气候变化规律和生态水文过程提供科学依据。

2 数据与方法

2.1　研究区域

为揭示高原与其周边低海拔地区潜在蒸散发变化的差异性，参考已有研究的相关做法[21]，以青藏高原边界[22]为基线，利用ArcGIS空间分析功能建立200 km缓冲区（中国一侧）。本文的研究区域由青藏高原和生成的缓冲区组成（图1）。目前，研究区自然地理分区方案较多，根据潜在蒸散发的生态和地理特性，这里采用中国生态地理分区[23]。分区图矢量文件下载自中国科学院资源环境数据中心（http://www.resdc.cn/）。该方案将研究区划分为21个分区（图1，表1），其中3个分区无气象站分布。青藏高原大部分属于干旱、半干旱地区，北部缓冲区以干旱区为主，中部和南部缓冲区以半湿润、湿润区为主。研究区受西南印度季风和中纬度西风交替影响，气候参数季节差异明显，夏季温和降水较多，冬季低温降水较少。

图1

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图1   青藏高原及其缓冲区地势、生态地理分区与气象站点分布

HIB1：果洛那曲高原山地高寒灌丛草甸区，HIC1：青南高原宽谷高寒草甸草原区，HIC2：羌塘高原湖盆高寒草原区，HIIAB1：川西藏东高山深谷针叶林区，HIIC1：祁连青东高山盆地针叶林、草原区，HIIC2：藏南高山谷地灌丛草原区，HIID1：柴达木盆地荒漠区，HIID2：昆仑北翼山地

荒漠区，HIID3：阿里山地荒漠区，IID2：阿拉善与河西走廊荒漠区，IIIB4：汾渭盆地落叶阔叶林、人工植被区，IIIC1：黄土高原中北部草原区，IIID1：塔里木盆地荒漠区，IVA2：秦巴山地常绿落叶阔叶林混交林区，VA4：四川盆地常绿阔叶林、人工植被区，VA5：云南高原常绿阔叶林、松林区，VA6：东喜马拉雅南翼山地季雨林、常绿阔叶林区，VIA2：闽粤桂低山平原常绿阔叶林、人工植被区

Fig.1   Topography and eco-geographic regionalization of the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas, and the location of meteorological stations

HIB1: Guoluo and Naqu plateau and mountain alpine shrub-meadow region, HIC1: South Qinghai plateau and wide valley alpine meadow-steppe region, HIC2: Qiangtang plateau lake basin alpine steppe region, HIIAB1: West Sichuan and east Xizang high mountain and deep valley coniferous forest zone, HIIC1: Qilian Mountains of east Qinghai high mountain and basin coniferous forest and steppe region, HIIC2: South Xizang high mountain and valley shrub-steppe region, HIID1: Qaidam Basin desert region, HIID2: North Kunlun mountain desert region, HIID3: Ngari mountain desert region, IID2: Alxa and Hexi Corridor desert region, IIIB4: Fenhe and Weihe river basins deciduous broad-leaved forest and cultivated vegetation region, IIIC1: North and central Loess steppe region, IIID1: Tarim Basin desert region, IVA2: Qinling and Bashan mountains evergreen and deciduous broad-leaved forest region, VA4: Sichuan Basin evergreen broad-leaved forest and cultivated vegetation region, VA5: Yunnan Plateau evergreen broad-leaved forest and pine forest region, VA6: South of east Himalaya mountain seasonal rainforest evergreen broad-leaved forest region, VIA2: Fujian, Guangdong and Guangxi (South China) low mountain and plain evergreen broad-leaved forest and cultivated vegetation region


表1   青藏高原及其缓冲区生态地理区域系统

Table 1  Eco-geographical region systems of the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas

温度带干湿地区自然区气象站数/个
HI高原亚寒带B半湿润地区HIB1果洛那曲高原山地高寒灌丛草甸区15
C半干旱地区HIC1青南高原宽谷高寒草甸草原区3
HIC2羌塘高原湖盆高寒草原区3
HII高原温带A/B湿润/半湿润地区HIIAB1川西藏东高山深谷针叶林区34
C半干旱地区HIIC1祁连青东高山盆地针叶林、草原区42
HIIC2藏南高山谷地灌丛草原区9
D干旱地区HIID1柴达木盆地荒漠区8
HIID2昆仑北翼山地荒漠区7
HIID3阿里山地荒漠区1
II中温带D干旱地区IID2阿拉善与河西走廊荒漠区12
III暖温带B半湿润地区IIIB4汾渭盆地落叶阔叶林、人工植被区5
C半干旱地区IIIC1黄土高原中北部草原区11
D干旱地区IIID1塔里木盆地荒漠区17
IV北亚热带A湿润地区IVA2秦巴山地常绿落叶阔叶林混交林区8
V中亚热带A湿润地区VA4四川盆地常绿阔叶林、人工植被区47
VA5云南高原常绿阔叶林、松林区42
VA6东喜马拉雅南翼山地季雨林、常绿阔叶林区2
VI南亚热带A湿润地区VIA2闽粤桂低山平原常绿阔叶林、人工植被区8

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2.2　数据来源

逐日气象资料由中国科学院资源环境数据中心提供，包括气象站日最高气温、日最低气温、相对湿度、日照时数、10 m高度处风速以及降水量。所有气象数据都经过严格的质量控制。按照国际上月数据合成标准，当月观测日数大于等于25日时，对日数据进行算数平均或求和，得到要素月值，反之则视为缺测[24]。数据集中的记录最早开始于1951年，涵盖317个站点。剔除存在缺测记录的站点，并且考虑到1970年前站点资料连续性和完整性较差，最终仅有1970—2017年274个连续数据记录的站点被使用。其中115个站分布在青藏高原地区，海拔在890.7（石棉站）~4 800 m（安多站）；159个站位于缓冲区，海拔在83.3（射洪站）~4 280.3 m（错那站）。

2.3　研究方法

2.3.1　FAO Penman-Monteith方程

联合国粮食及农业组织（Food and Agriculture Organization of the United Nations,FAO）于1998年给出的修正Penman-Monteith方程（PM）是目前被广泛使用的潜在蒸散发估算方法之一，其参考下垫面为高度0.12 m的供水条件不受限制的草地，计算公式为[13]：

ET0=0.408Δ(Rn-G)+γ900T+273u2(es-ea)Δ+γ(1+0.34u2)，

式中：ET0为潜在蒸散发（mm）；Δ为饱和水汽压曲线在某一温度处的斜率（kPa/℃）；Rn为参考作物表层净辐射[MJ/(m2·d)]；G为土壤热通量[MJ/(m2·d)]；γ为干湿表常数，取值0.067 kPa/°C；T为日平均气温（℃），取日最高气温和日最低气温算术平均值；u2为地面2 m高度处风速（m/s）；es为饱和水汽压(kPa)，ea为实际水汽压(kPa)。其中u2可由10 m高度处风速（u10）换算得到：

u2=u104.87ln(678-5.42)，

Rn是下向太阳辐射Rs[MJ/(m2·d)]的函数。Rs可利用Angstrom公式估算：

Rs=(as+bsnN)Ra，

式中:Ra是大气层顶太阳辐射［MJ/(m2·d)］；n为月日照时数(h)，N为月最大可能日照时数(h)；as为阴天(n=0)Ra中到达地面的辐射比例，(as+bs)为晴天(n=N)Ra中到达地面的辐射比例。通常as取0.25，bs取0.50，这种参数化没有考虑大气层顶高度的季节变化，具有一定的局限性。本文采用Yin等[25]基于大气层顶太阳辐射数据与日照时数之间的线性关系推导的中国地区逐月as和bs。优化后研究区月平均潜在蒸散发由80.17 mm减小到75.80 mm。蒸发皿蒸发量与潜在蒸散发之间具有很好的线性关系，因此，PM潜在蒸散发与蒸发皿蒸发量之间关系的强弱在一定程度上反映了PM的估算精度。根据相关性分析，二者之间的复相关系数由优化前的0.92增加到0.94，表明优化后的PM方程更加适用于研究区潜在蒸散发的分析。

2.3.2　Pettitt突变检验

Pettitt是一种非参数均值突变检验方法。该方法不需要待检验序列服从特定的概率分布，且能同时判断突变点的数量及发生时间，因此在生态水文领域具有广泛应用[26]。Pettitt检验的原假设H0是时间序列不存在突变点。对于时间序列xt(t∈[1,T]，T为序列长度)，定义统计量序列Ut,T：

Ut,T=Ut-1,T+∑k=1Tsgn(xt-xk)，
sgn(xt-xk)=+1,xt>xk0,xt=xk-1,xt<xkk∈[1, t]。

定义统计量Kt，若t时刻满足：

Kt=max1≤t≤TUt, T，

则t时刻为最可能的突变点。建立统计量p，对该可能突变点进行显著性检验：

p=2exp-6(Kt2)/(n3+n2),

如果p≤0.5，则拒绝原假设H0，认为检测出的突变点具有统计学意义。

2.3.3　分段线性回归模型

采用Tomé等[27]提出的PLFM检测潜在蒸散发序列可能存在的趋势转折点。PLFM寻找转折点的基本过程是：假设序列存在一个或多个转折点，对每个转折点前后的子序列分别进行最小二乘拟合，筛选拟合残差平方和最小的转折点，即趋势转折点。根据研究所使用数据的特点，在运行PLFM时，我们做2项限制：①由于数据序列长度较短，假定研究时段内只存在1个转折点；②转折点距离序列起止位置的长度不小于10年。模型运行细节请参阅参考文献[27,28]。此外，为了检测潜在蒸散发的长期和短期变化，还使用了重标极差Hurst指数[29]、气候倾向率[30]和Mann-Kendall趋势检验方法[31]。

3 结果与分析

3.1　潜在蒸散发的空间分布

定义春季为3~5月，夏季为6~8月，秋季为9~11月，冬季为12月至次年2月，分别计算274个站多年平均年及季节潜在蒸散发，结果如图2所示。青藏高原多年平均年、各季节（春、夏、秋、冬季）潜在蒸散发分别为900.89、266.75、318.98、196.89和118.46 mm，空间变异率（最大值与最小值的差与区域平均值之比）分别为0.69、0.82、1.02、0.65和1.22，表明该地区潜在蒸散发具有很强的空间异质性。尽管如此，高原潜在蒸散发分布地域性明显。除冬季外，其他季节和年潜在蒸散发均呈现南北高、中部低的空间格局，高值主要分布在HIIAB1、HIIC2和HIID1分区，而HIB1和HIIC1分区值较低。高原冬季潜在蒸散发纬向差异明显，由南向北递减。缓冲区多年平均年及各季节潜在蒸散发分别为915.66、277.26、340.43、187.79和110.17 mm，空间变异率分别为0.90、1.17、1.16、0.86和1.82，均比同时段的高原变化大。除夏季外，缓冲区年及季节潜在蒸散发空间分布与高原基本一致。根据表2，研究区年和季节潜在蒸散发与日照时长、风速和最高气温的空间相关系数为正，但与相对湿度、降水量的为负，且除冬季外，其他季节和年潜在蒸散发的空间分布都与相对湿度和日照时长高度相关，变量间空间相关系数的绝对值都大于0.6，说明这些时段潜在蒸散发的空间格局主要受到相对湿度（动力因子）和日照时长（能量因子）的控制。研究区冬季潜在蒸散发的空间分布与最高气温的趋于一致，二者之间的空间相关系数为0.66（p<0.01）,可能原因是研究区北部靠近干冷空气源地，气温低，相对湿度大，大气蒸散发能力被抑制[32]。比较而言，青藏高原潜在蒸散发小于缓冲区，主要是因为缓冲区中干旱的IID2、IIID1分区和低纬度的VA5分区潜在蒸散发较大。

图2

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图2   青藏高原及其缓冲区潜在蒸散发多年平均值空间分布

Fig.2   Spatial distribution of potential evapotranspiration in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas


表2   青藏高原及其缓冲区潜在蒸散发与气象因子的空间相关系数

Table 2  Spatial correlation coefficients between potential evapotranspiration and meteorological factors in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas

时间最高气温最低气温平均气温降水量相对 湿度日照时数2 m处风速
春季0.37†0.080.24†-0.47†-0.70†0.66†0.35†
夏季0.39†0.060.26†-0.71†-0.92†0.82†0.33†
秋季0.18†-0.14-0.01-0.28†-0.64†0.65†0.30†
冬季0.66†0.32†0.47†0.11-0.22†0.39†0.32†
年0.25†-0.020.10-0.41†-0.67†0.63†0.30†

注：†表示相关系数显著在p<0.01

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潜在蒸散发的季节变化多呈单峰型曲线，因此，这里主要讨论潜在蒸散发年内最大值和最小值出现时间。根据图3，在时间上，青藏高原站点潜在蒸散发最大值多出现在5~8月，个别站在4月；在空间上，约以30°N线为界，该线以南的地区潜在蒸散发最大值出现时间（5月）比该线以北的地区（7月）提前。高原站点潜在蒸散发最小值出现时间集中在1月和12月，个别站在2月，同样表现出明显的纬向差异，即30°N以南地区达到最小值的时间（12月）要早于30°N以北地区（1月）。缓冲区站点潜在蒸散发最值出现时间与青藏高原基本同步，但四川盆地最值出现时间与同纬度高原相比均推迟，这可能是因为四川盆地丰富的降水削弱了太阳辐射对潜在蒸散发的影响[33,34]。

图3

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图3   青藏高原及其缓冲区潜在蒸散发年内最大值（a）和最小值（b）出现月份

Fig.3   The month corresponding to maximum（a） and minimum （b）potential evapotranspiration in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas


3.2　潜在蒸散发突变特征

3.2.1　均值突变特征

为了减弱气候序列的随机波动和可能存在的非均一性对突变检测的不利影响，同时考虑到潜在蒸散发分布的地域性和站点的空间分布，突变分析采用生态地理区区域平均潜在蒸散发资料。图4给出了不同生态地理区潜在蒸散发均值突变的Pettitt法检测结果。为方便讨论，定义突变前后均值增量与整个时段均值之比为变化率，变化率为正表示正向均值突变，即潜在蒸散量在突变后的均值大于突变前的均值，反之则为负向均值突变；变化率绝对值的大小表征均值突变的强弱，绝对值越大，突变强度越强。根据图4，研究区不同生态地理区年和四季潜在蒸散发普遍存在显著的均值突变现象，但突变类型不尽相同。青藏高原年潜在蒸散发主要经历了显著正向均值突变，负向均值突变仅发生在干旱区（HIID1和HIID2）和湿润/半湿润区（HIIAB1）；春季负向均值突变显著，正向均值显著突变仅存在于中部（35°~35°N）的干旱（HIID3）和半干旱区（HIC1和HIIC1）；夏季正向突变普遍存在于青藏高原地区，且大多区域突变显著，仅中部HIB1、HIC1和HIID3三个分区没有通过p≤0.5的Pettitt检验；秋季和冬季不同区域潜在蒸散发的突变类型与年基本一致，大都呈显著正向均值突变。缓冲区年和各季节潜在蒸散发突变类型及空间分布与青藏高原基本相同，但季节差异更为明显，且中部半湿润（IIIB4）和湿润区（VA4）秋季正向均值突变不显著。此外，青藏高原不同生态地理区均值突变变化率以冬季最大，绝对值为3.91%~18.91%，平均变化率为6.07%（表3），而缓冲区春季的均值突变变化率最大，绝对值为2.17%~10.78%，平均变化率为4.63%。研究时段最大的均值突变变化率出现在高原半干旱区的HIIC1分区，达87.63%（图4中未给出）。春季潜在蒸散发普遍出现负向均值突变现象可能与该时段高原地区春季风速持续减弱有关[35]。

图4

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图4   青藏高原及其缓冲区生态地理区潜在蒸散发均值突变时间（数字）及变化率（柱形）

Fig.4   The time (number) and change ratio (histogram) of potential evapotranspiration mean abrupt changes for different eco-geographical regions in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas


表3   青藏高原与其缓冲区突变特征比较

Table 3  Comparison of abrupt change characteristics between the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas

区域时间均值突变趋势突变
时间变化率/%时间突变前气候倾向率/(mm/a)突变后气候倾向率/(mm/a)
青藏高原春季1981年-3.251992年-0.860.64
夏季1979年*-2.211999年-0.540.99
秋季2005年2.671996年-0.350.60
冬季2004年6.071996年-0.450.83
年2005年2.631996年-2.092.98
缓冲区春季2003年4.631991年-1.331.33
夏季1979年-5.631987年-2.290.77
秋季1996年2.001991年-0.600.51
冬季2007年6.201992年-0.370.48
年2005年3.341991年-4.063.24

注：*表示突变不显著

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研究区潜在蒸散发均值突变时间在空间上没有明显的分布规律。但从季节变化看，平均而言，青藏高原不同生态地理区春季潜在蒸散发均值突变最早，冬季最晚；大部分生态地理区年潜在蒸散发突变时间与冬季同步，而与春季差异较大，可能与春季显著的负向均值突变有关（图4）。与之相比，缓冲区不同生态地理区四季潜在蒸散发突变时间没有明显的先后顺序，其年突变时间与夏季同步，而与其他季节缺少关联。根据表3，对于整个青藏高原和整个缓冲区而言，虽然前者春季和冬季潜在蒸散发突变时间早于后者，但两区域年和夏季突变时间是同步的。

3.2.2　趋势转折特征

采用PLFM方法对各生态地理区区域平均潜在蒸散发序列进行分段线性拟合，得到图5。类似地，结合趋势转折检测结果，定义由增大趋势转为减小趋势的过程为峰型突变，而由减小趋势到增大趋势的转折过程为谷型突变。由图5可知，在过去近50年中，青藏高原所有生态地理区年和季节潜在蒸散发均发生了明显的趋势突变，其中谷型突变占主导地位，年及各季节发生谷型突变的生态地理分区分别达到分区总数的90%、90%、80%、80%和90%，这支持了均值突变的检测结果。未发生谷型突变的区域主要为干旱区的HIID1和HIID2分区。从突变时间来看，青藏高原不同生态地理区年和各季节潜在蒸散发趋势突变时间空间差异明显，其中年、春季、秋季、冬季趋势转折时间空间分布形势基本相同，由东北向西南推迟，至西南地区分别推后约20、10、20和5年，但夏季趋势转折时间不存在明显空间趋势。比较来看，不同生态地理分区趋势突变时间由早到晚依次为冬季、春季、秋季和夏季。青藏高原总体年潜在蒸散发趋势在1996年发生转折，由-2.09 mm/a的显著减小趋势转为2.98 mm/a的显著增大趋势。汪步惟等[20]也检测到高原年潜在蒸散发在1997年前后发生趋势转折，但他们估算的转折点前后潜在蒸散发的气候倾向率与本研究存在差异，可能与研究所选用的站点及其数据序列长度有关，反映出高原蒸散发条件的强时空异质性。缓冲区不同生态地理区潜在蒸散发同样存在显著的谷型突变。具体来看，缓冲区年、春季、夏季潜在蒸散发趋势突变时间中部早于南北部，冬季则南部湿润地区早于中部半湿润地区和北部干旱地区。平均而言，缓冲区总体潜在蒸散发趋势突变时间较青藏高原提前，年和四季分别提前约5、1、12、5和4年（表3）。

图5

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图5   青藏高原及其缓冲区潜在蒸散发趋势突变时间（数字）及转折点前后气候倾向率（柱形）

(a)~(e)为不同生态地理分区潜在蒸散发趋势突变检测；(f)为整个青藏高原和整个缓冲区潜在蒸散发趋势突变检测

Fig.5   The trend abrupt change time (number) and corresponding segmented trends (histogram) of potential evapotranspiration in different eco-geographical regions in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas

(a)~(e) are for trend abrupt changes of potential evapotranspiration in different eco-geographical regions and (f) is for trend abrupt changes of potential evapotranspiration in the whole Qinghai-Tibetan Plateau and its whole surrounding areas


考虑到潜在蒸散发的趋势突变特征，利用重标极差分析法计算转折点发生后潜在蒸散发子序列的Hurst指数，评估其变化的持续性。结果表明（图6），研究区不同生态地理区年及季节潜在蒸散发的Hurst指数基本大于0.5，表明在未来气候变化背景下各生态地理区潜在蒸散发的上升趋势很可能会持续下去，即未来短时间内不大可能存在趋势转折点。这与Wang等[36]对12个陆面气候模式输出数据的分析结果是一致的。未来潜在蒸散发的上升将增加区域水资源和水生态安全压力[37]，对区域高山植被生长和生态系统服务功能产生重要影响[38]。

图6

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图6   青藏高原及其缓冲区生态地理区潜在蒸散发变化趋势的Hurst指数

Fig.6   Hurst exponent of the trend in potential evapotranspiration of different eco-geographical regions in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas


3.3　蒸发悖论的再认识

基于研究区不同生态地理区潜在蒸散发的趋势突变特征，对整个时间序列及转折点前后子序列潜在蒸散发与气温变化进行对比分析，发现青藏高原蒸发悖论现象具有明显的时空异质性（表4）。在整个研究时段，除春季和冬季外，高原大部分生态地理区潜在蒸散发虽然均存在一定的蒸发悖论现象，但显著的蒸发悖论（即伴随区域显著升温，潜在蒸散发显著减小，p<0.1）仅存在于北部的HIID1分区和南部的HIIAB1分区。对于不同变化阶段而言，在转折点之前，高原绝大多数生态地理区年潜在蒸散发变化存在蒸发悖论现象，但仅中部的HIB1、HIC2分区和南部的HIIAB1、HIIC2分区表现出显著的蒸发悖论；夏季、秋季蒸发悖论情形与年相似，但春季、冬季蒸发悖论控制范围相对减小；缓冲区蒸发悖论主要发生在冬季，其中仅IID2、IIID1和IVA2分区达到显著。在转折点之后，研究区蒸发悖论现象基本消失，这是因为在转折点发生后各生态地理区潜在蒸散发主要呈现增大趋势。进一步的分析发现，青藏高原总体和缓冲区总体蒸发悖论现象也仅存在于转折点之前，这与全球多地的观测结果一致[36,39,40]。结合对不同生态地理区潜在蒸散发的Hurst指数的分析，在未来气候变暖的背景下[41,42]，研究区蒸发悖论很可能不会出现，这与Wang等[36]的报道一致。

表4   青藏高原及其缓冲区生态地理区蒸发悖论比较

Table 4  Comparison of evaporation paradoxes among different eco-geographical regions in the Qinghai-Tibetan Plateau and its surrounding areas

时间趋势转折点前趋势转折点后整个时段
春季HIB1、HIC2、HIIAB1、HIIC2、HIID2；IID2、VA5HIB1；VA5、VIA2
夏季HIB1、HIC2†、HIIAB1†、HIIC1、HIIC2†、HIID1†、HIID2、HIID3、VA6†；IID2、VA5† 、VIA2HIID3HIC2、HID1、HIIAB1†、HIID1†、HIID2、VA6； VA4、VA5
秋季HIB1、HIC2†、HIIAB1†、HIIC1、HIIC2†、HIID1、HIID3†、VA6；IID2†、IIIB4、IVA2、VA4HIID1†；IIIC1HIIAB1、HIID1†、HIID2、VA6；IVA2
冬季HIB1、HIIAB1†、HIIC1†、HIIC2、HIID1、VA6；IID2†、IIIB4、IIID1†、IVA2†、VA5、VIA2HIID2HIC2、HIIAB1、HIIC2、HIID1、HIID2；IID2、IIID1
年HIB1†、HIC2†、HIIAB1†、HIIC2†、HIID1、HIID2、VA6；IID2†、IIID1、VA5†HIID1、HIID2HIC2、HIIAB1†、HIIC2、HIID1†、HIID2、VA6；IIID1、VA4

注：†表示显著的蒸发悖论。分号前表示青藏高原地区，分号后表示缓冲区

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4 结论与讨论

本文基于青藏高原及周边地区274个台站逐日常规气象观测资料，采用FAO Penman-Monteith方程，估算了研究区1970—2017年逐月和逐年潜在蒸散发，分析了潜在蒸散发的时空格局，尤其是检测了研究区主要生态地理区潜在蒸散发的突变特征，初步得到以下主要结论：

研究区潜在蒸散发的多年平均分布具有明显的地域性特征。年、春季和秋季潜在蒸散发均表现为南北部高、中部低，而冬季潜在蒸散发则呈由南向北递减趋势。比较而言，高原年和四季潜在蒸散发空间变异率均小于周边地区。研究区潜在蒸散发的最大值主要出现在5~8月，最小值主要出现在12月至次年1月，30°N附近地区是最值出现时间空间转换的关键地区，该线以南地区较该线以北地区更早地达到最值。受降水量及其季节分布的影响，四川盆地潜在蒸散发达到最大值和最小值的时间比同纬度高原地区分别推迟3个月和1个月。

不同生态地理区年和季节潜在蒸散发变化普遍存在突变。除春季外，各区域潜在蒸散发主要发生正向均值突变，其中高原地区均值突变变化率冬季最大（6.07%），而缓冲区春季最大（4.63%）；高原春季潜在蒸散发突变时间最早，冬季最晚。谷型突变在各生态地理区普遍存在，高原年、春季、秋季和冬季趋势转折时间由东北向西南推迟，至西南地区分别推后约20、10、20和5年。比较而言，缓冲区总体潜在蒸散发趋势突变时间较青藏高原提前，年和四季分别提前约5、1、12、5和4年。不论在整个研究时段还是在各个变化阶段，显著的蒸发悖论现象仅离散地发生在少数生态地理区，且主要发生在趋势转折（2007年）之前。在未来气候变暖背景下，青藏高原及周边地区很可能不会出现蒸发悖论。

潜在蒸散发是太阳辐射、近地面温度、相对湿度、风速等综合作用的产物，变化复杂，具有明显的非线性特征。已有研究主要关注潜在蒸散发的长期变化趋势，这容易掩盖潜在蒸散发变化的阶段性特征。图5显示，大部分生态地理区年和四季潜在蒸散发的长期趋势没有通过p=0.1的Mann-Kendall检验，但分段线性趋势明显。在趋势转折点之前，区域潜在蒸散发主要表现出显著下降趋势，而在转折点之后，主要呈现显著上升趋势。这些发现进一步支持了潜在蒸散发非线性变化的推论。早期研究发现[43,44]青藏高原自1960s开始变暖，升温信号较早，因而可将其作为全球气候变化的启动区。图4和图5显示，青藏高原不同生态地理区年和四季潜在蒸散发普遍存在显著的均值突变和趋势转折。结合表3可知，虽然春季和冬季高原总体的均值突变时间比缓冲区早，但年和夏季两区域突变时间几乎是同步的；而年和各季节高原总体潜在蒸散发趋势突变时间均比缓冲区推迟，分别延迟约5、1、12、5和4年。丁一汇等[45]比较青藏高原与中国其他地区气候突变特征发现，与中国东部长江以北地区相比，青藏高原气候的显著快速变化表现出明显的滞后。这说明关于青藏高原是全球或区域气候变化启动区的论断尚待商榷，需要做更深入的研究。此外，值得注意的是，气象站的迁址、观测仪器和规则的更新等常导致站点气候序列的非均一性，从而对实际气候变化的描述造成干扰。已有的研究表明，气候资料的均一与否对大尺度的气候变化研究影响较小而对小尺度的气候变化研究影响较大[46]。本文基于1970—2017年青藏高原及周边地区274个连续记录站点资料，从区域的角度分析研究区整体及不同生态地理区区域平均年、季节潜在蒸散发的突变特征，在一定程度上减弱了气候序列中可能存在的非均一性的不利影响。因此，研究结果能够代表研究区气候变化的基本特征。未来将定量评估气候序列均一性与否对潜在蒸散发计算的影响，并借助气候模式和更详实的资料探讨突变的驱动机制。

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