引言

近数10 a来，气候变暖加剧导致中小量级降水减少，而使大或特大量级降水显著增加^[1]；水分平衡和干湿状况的异常变化使得干旱、洪涝等极端天气频次增多、强度增加^[2]。降水量和潜在蒸散量是决定气候干湿状况的2个大气水分收支主要参量，其中，干燥度指数、湿润度指数和相对湿润度指数是评价气候干湿状况的主要指标。近年来，关于我国干湿状况的研究，已取得一些成果。吴绍洪等^[3]研究指出，中国的最大可能蒸散年均值为400~1 500 mm，且P-M模型对中国的蒸散计算效果较好，可以广泛应用。张方敏等^[4]研究发现，我国半湿润和湿润地区的干湿状况年际变化大，且半干旱区和湿润区增多，而半湿润区减少。刘波等^[5]的研究进一步发现，干旱和半干旱区面积之和呈现扩大趋势，而湿润和半湿润区面积之和则为减少趋势，且在1995—2004年表现得尤为显著。也有人对我国各地区干湿状况进行了更细致的分析。苏秀程等^[6]利用1961—2011年中国西南5省市113个气象站观测资料，研究了该地区气候干湿状况的时空变化特征，结果表明这50 a来我国西南地区气候有“暖干化”趋势，这种趋势在进入21世纪后有进一步加剧迹象；而西北地区自1993年以来，潜在蒸散量呈波动式快速上升状态^[7]。孙力等^[8]研究则指出，东北地区呈现出较强的变干倾向，且由于气温升高导致的潜在蒸发的加大与降水一样对这一变干倾向具有十分重要的影响。

汉江流域是湖北省资源要素最为密集的地区之一，全长1 532 km，为长江最大支流；其发源地在陕西省西南部秦岭与米仓山之间的宁强县冢山，水流先沿东南方向穿越秦巴山地的陕南汉中、安康等市进入鄂西后北过十堰注入丹江口水库，而后继续向东南流，过襄阳、荆门等市在武汉市汇入长江。该流域属亚热带季风区，气候温和湿润，年降水量873 mm，水量较丰沛，但年内分配不均，5—10月径流量占其全年的75%左右，年际变化较大，这使汉江成为长江各大支流中变化最大的河流。因此，研究其降水特征和地表干湿变化，不仅能了解汉江流域对中国南水北调中线工程重要水源地——丹江口水库的影响，还对开展该流域生态资源保护有着重要意义。为此，夏智宏等^[9]利用SWAT模型对汉江流域的水资源状况进行了模拟，结果表明，降水增加或气温降低都会导致径流增加，而降水增加或气温增加都会导致实际蒸散发增加。而朱非林等^[10]则利用AA模型和GG模型计算汉江流域实际蒸散发后发现，整个流域多年平均实际蒸散发呈现显著下降趋势，而显著下降的风速和日照时数是导致该流域年实际蒸散发显著下降的主要原因。汉江流域降水特征相关研究表明: 1951—2003年50 a汉江流域大部分地区降水变化趋势不明显，而气温则呈上升趋势^[11]；其降水量与西太平洋副热带高压面积指数、冷空气、东太平洋副热带高压北界、北半球极涡中心位置等14个环流因子具有非常强的正相关关系^[12]；且可降水量与降水量的变化趋势基本相同，降水转换率近年来有所增加^[13]。但近年来，汉江流域湖北段水资源承载力发展态势不容乐观^[14]，流域湿地总面积呈下降趋势，自西北至东南湿地生态状况呈健康向脆弱趋势变化，下游区域湿地生态则为脆弱状态；湿地整体景观生态处于亚健康状态^[15]。汉江流域水土流失呈明显增强趋势^[16]，2009年安康、汉中和商州3市水土流失模数均超过5 000 t·(km²·a)^-1。因此，为了解汉江流域地表干湿状况的程度和空间分布、掌握该流域生态环境和旱涝变化规律，本文分析了该流域相对湿润度指数的时空分布特征，期望能为相关部门合理利用水资源、调整农业种植区划和科学规划产业布局等提供决策参考。

1 资料与方法 1.1 资料说明

本研究使用的资料为1971—2016年共46 a汉江流域17个气象台站(图 1)的逐日气象观测数据，具体包括降水量、日平均气温、日最高气温、日最低气温、日照时数、平均相对湿度和平均风速等。该资料源于中国气象局国家气象信息中心。

另外，上述各站潜在蒸散发量（ET₀）数据采用联合国粮农组织(FAO) Penman-Monteith公式计算，各站相对湿润度指数(MI)则通过ET₀计算得到。

1.2 研究方法 1.2.1 潜在蒸散发的计算

潜在蒸散发是指下垫面足够湿润条件下水分保持充分供应时的蒸发量^[17]。本文采用联合国粮农组织(FAO) Penman-Monteith公式计算潜在蒸散发。该公式综合考虑了温度、湿度、气压、风速及太阳辐射等气象因素的影响，具有明确的物理意义，而且不需专门的地区率定和风函数等，其使用价值和精度均较高，且具有良好的可比性^[18-20]。逐日潜在蒸散发的数学表达式为^[21]：

$ E{{T}_{0}}\text{=}\frac{0.408\Delta \left( {{R}_{\text{n}}}-G \right)\gamma \frac{900}{T+278}{{u}_{2}}\left( {{e}_{\text{s}}}-{{e}_{\text{a}}} \right)}{\Delta \gamma \left( 1+0.34{{u}_{2}} \right)} $

(1)

式(1)中，ET₀为潜在蒸散发(单位: mm·d^-1)；Δ为饱和蒸汽压曲线斜率(单位: kPa·℃^-1)；R_n为净辐射(单位: MJ· (m²·d)^-1)；G为土壤热通量(单位: MJ·(m²·d)^-1)；T为2 m处平均气温(单位: ℃)；u₂为高度为2 m处风速(单位: m·s ^-1)；e_s和e_a分别为温度为T时的饱和水汽压和实际水汽压(单位: kPa)；γ是干湿表常数(单位: kPa·℃^-1)。其中：

$ {{R}_{\text{n}}}={{R}_{\text{ns}}}-{{R}_{\text{nl}}} $

(2)

上式中，R_ns、R_nl分别为净短波辐射通量和黑体净长波辐射通量(单位: MJ·(m²·d) ^-1)，其具体计算见文献[22]。土壤热通量(G)的计算式为：

$ G=0.12\left[ {{T}_{i}}-\left( {{T}_{i-1}}+{{T}_{i-2}}+{{T}_{i-3}} \right)/3 \right] $

(3)

其中，T_i为当日平均气温，T_i-1、T_i-2、T_i-3分别为前三日的平均气温(单位: ℃)。

饱和水汽压(e_s)采用FAO-56 (Food and Agriculture Organization of the United Nations)提供的公式计算：

$ {{e}_{\text{s}}}=0.6108\text{exp}\left( \frac{17.27T}{T+237.3} \right) $

(4)

上式中，T为平均温度(单位: ℃)。

实际水汽压(e_a)根据饱和水汽压e_s和空气相对湿度计算。其计算公式为：

$ {{e}_{\text{a}}}={{e}_{\text{s}}}{{R}_{\text{H-mean}}} $

(5)

上式中，R_H-mean为平均相对湿度(单位: %)。

对饱和蒸汽压曲线斜率(Δ)的计算，本文采用Murray^[23]提出的公式，即：

$ \Delta =\frac{4098{{e}_{\text{s}}}}{{{\left( T+237.3 \right)}^{2}}} $

(6)

式(6)中，T为平均温度(单位: ℃)；e_s为温度为T时的饱和水汽压(单位: kPa)。

干湿表常数(γ)采用Brunt^[24]提出的公式计算，即：

$ \gamma =\frac{p{{c}_{\text{p}}}}{\varepsilon \lambda }=0.001\ 63\frac{p}{\lambda } $

(7)

式(7)中，c_p为湿空气比热，本文取值为1.013 kJ·(kg·℃)^-1；p为大气压力(单位: kPa)；ε为常数，取值0.622；λ为蒸发潜热(单位: MJ·kg^-1)，T_a为气温(单位: K)，其计算公式为：

$ \lambda =2.500\ 25-0.002\ 365{{T}_{\text{a}}} $

(8)

1.2.2 相对湿润度指数的计算

相对湿润度指数(MI)计算，采用国家标准《气象干旱等级》(GB/T20481—2006)推荐的方法。该指数可用来定量分析研究区干湿状况及其时空变化特征。其计算公式为：

$ MI=\frac{P}{{{P}_{\text{E}}}}-1 $

(9)

式(9)中，P为评价时段的总降水量；P_E为评价时段总潜在蒸散量(即ET₀的累加值)。该指数反映了实际降水供给的水量和最大水分需要量的平衡，适用于作物生长季节旬以上时间尺度的干湿状况监测和评估。

1.2.3 相关分析方法

本文在对数据进行相关性分析时采用了Excel2010、Origin9和SPSS19.0软件；在分析要素之间的显著性时采用F检验。

2 结果与分析 2.1 汉江流域地表干湿状况的年际变化特征

图 2给出1971—2016年汉江流域降水、ET₀和MI距平的变化趋势。从中看出，降水量、ET₀和MI均表现为起伏振荡的变化特征。由图 2a可知，降水量在1970年代和1980年代起伏变化剧烈，且分别在1978年和1983年出现了区域年降水量最小值(509.1 mm)和最大值(934.6 mm)；而进入1990年代后，降水距平表现为正负交替的准周期变化特征，一般是当年降水量高于平均值，后一年降水量则低于平均值；进入2000年后，降水距平起伏明显减少，且出现连续5 a降水量都低于平均值的情况，其总体变化特征表现为降水总量减少。

另外，ET₀表达了研究区域内地表的蒸散发能力，是能量平衡和水分平衡的重要组成部分。由图 2b可知，1971—2016年汉江流域ET₀总体变化表现为下降趋势，近46 a该流域ET₀距平以-0.113 mm·(10 a)^-1的速率减小(相关系数为-0.41)，并通过0.05显著性水平检验，其减小趋势显著。区域年潜在蒸散量的最大值(1 135.7 mm)出现在1978年，最小值(979.7 mm)则出现在1989年；多年平均潜在蒸散量为1 054.7 mm。导致ET₀减少的可能原因主要是蒸散互补、太阳辐射减少和风速减小。其中，蒸散互补主要适用于干旱地区，因此可认为导致汉江流域蒸散发减少的原因应是太阳辐射减少和风速减小，这也与近年来气溶胶和污染物增多以及城市化加剧的相关研究结果相一致^[25]。

MI表征了地表干湿状况，其值越小，代表地表越干。由图 2c可知，汉江流域MI近46 a来呈不显著增加趋势，说明地表略有变湿。该流域内年MI最大值(-0.28)出现在1983年，最小值(-0.65)出现在1997年；多年平均MI为-0.51。MI距平变化主要呈现2个波峰、3个波谷，主波峰出现在1980年代，次波峰在2005—2010年，3个波谷则分别出现在1970年代、1990年代和2010年以后，其中1990年代的波谷最明显。

2.2 汉江流域地表干湿状况的空间分布特征

图 3给出汉江流域1971—2016年不同年代平均降水量、ET₀和MI的空间分布。

从汉江流域不同年代降水量分布图上(图 3a₁—a₅)看出，该流域降水量变化总体表现为从西北向东南方向逐渐增加的特征，其北部的镇安、商州和西峡，降水量最小，为200~400 mm，而东南部的武汉，降水量最大，达1 400 mm左右。值得注意的是，该流域下游降水量分布区域尽管在不同年代有所差异，但大致集中在900~1 400 mm之间，仅在2010—2016年该量值的降水量范围有所减少(图 3a₅)。该流域上游的汉中、佛坪和石泉等地，从1970年代到2000年以后，降水量具有显著的年际变化特征，其减少趋势明显。

从图 3b₁—b₅中看出，汉江流域ET₀高值中心从1970年代和1980年代的东南部向1990年代和2000年以后的流域中部移动，其中，1990年代是高值中心移动的转换时期，其中心值和高值范围均显著小于2000年以后。

从图 3c₁—c₅中看出，汉江流域MI与降水量的空间分布特征较为一致，但与ET₀的空间分布呈一定的负相关，其低值中心主要位于该流域北部的镇安、商州和西峡等地，达到-0.70左右，且该量值范围从1970年代到2000年以后存在逐渐扩大的趋势，这说明该区域地表湿润度状况变差，而流域上游和下游的地表湿润度状况变化较小。不同MI在不同年代的分布范围较为一致，其量值范围主要在-0.55~-0.45和-0.30~ 0.30之间，其中1970年代的该流域地表湿润度状况最好，从该流域十堰到武汉段MI均大于0.00。

2.3 汉江流域地表干湿状况的月变化特征

通过计算各站不同年份相同月份MI的平均值，图 4给出汉江流域17站平均及西北—东南向分布的6个代表站的MI的逐月变化。

从图 4中可见，该流域MI月平均变化曲线主要呈单峰型，峰值(-0.06)出现在7月。进一步分析该流域各代表站MI月平均变化发现，位于上游的汉中、石泉和镇安3站表现为典型的单峰型，其最大值出现在9月，分别为-0.12、-0.18和-0.34，其中，镇安位于MI空间分布的低值中心(图 3c)，尽管该站位于汉中和石泉的下游，但其各月MI显著低于汉中和石泉；位于中游的郧西和老河口站MI曲线的单峰型变化特征不明显，7—10月MI较接近，其中郧西最大值出现在9月，次大值出现在7月，分别为0.14和0.07，老河口最大值(0.09)出现在8月；而汉江下游的钟祥7月相对湿润指数(0.23)显著增大，明显大于其他各月，次峰值(0.01)出现在10月。

综上所述，从汉江流域上游到下游，其月均MI峰值出现月份有所提前，存在由典型单峰型向双峰型转换的变化趋势，说明其地表湿润状况显著转好。

2.4 影响地表相对湿润度指数的气象要素分析

地表干湿变化可由MI来反映。从式(9)看出，该指数大小取决于降水量和潜在蒸散量，而潜在蒸散量又与气压、风速、气温、日照时数和相对湿度等气象要素密切相关。因此，为了探讨影响汉江流域MI增减的主要因素，计算了降水量、ET₀、平均气温、最高气温、最低气温、日照时数、相对湿度和风速等8个气象因子与MI的相关系数，其结果见表 1。

从表 1中可见，研究时段内MI与降水量和相对湿度呈显著正相关，与ET₀、平均温度、最高气温、最低气温、日照时数和风速呈显著负相关，且均通过了0.05显著性水平检验(除最低气温外)。其中，与降水量的正相关最好(相关系数达0.84)，与ET₀的负相关最好(相关系数为-0.66)。这说明MI随着降水量和相对湿度的增加而增加；随着ET₀、平均温度、最高气温、最低气温、日照时数和风速的增加而减少，这与图 2中的结果一致。平均气温、最高气温和最低气温均与MI呈负相关，其中，与最高气温的相关性最好，且通过了0.01显著性水平检验，相比而言，平均气温仅通过了0.05显著性水平检验，最低气温的相关性最差，且未通过显著性水平检验。

3 结论

(1) 汉江流域降水量和ET₀在近46 a间总体表现为波动下降趋势，MI呈现微弱上升趋势，这说明近46 a来汉江流域降水量和ET₀都在逐渐减少，而地表干湿状况却略有变湿，其中ET₀的减少趋势最明显。

(2) 汉江流域降水量变化自西北至东南方向表现为逐渐增加的特征，其中，该流域北部的镇安、商州和西峡降水量为不同年代降水量最小区域，且2010—2016年降水量减少较为明显。流域上游的汉中、佛坪和石泉等地的降水量从1970年代到2000年以后呈现显著减少的变化特征。ET₀的高值中心从1970年代和1980年代的流域东南部向1990年代和2000年以后的流域中部移动。MI的低值中心主要是位于流域北部的镇安、商州和西峡等地，达到了-0.7左右，且范围从1970年代到2000年以后存在逐渐扩大的变化趋势，而流域上游和流域下游的地表湿润度状况变化较小

(3) 汉江流域MI月平均变化主要表现为单峰型，最高值出现在7月。从汉江流域上游到下游，其MI的月均值变化峰值月份有所提前，存在着由典型的单峰型曲线向双峰型曲线转换的趋势，地表湿润状况显著转好。

(4) 汉江流域地表干湿状况的变化是各气象要素综合作用的结果，其中降水量和相对湿度是影响干湿事件的正影响因子，ET₀、最高气温、日照时数和风速是影响干湿事件的负影响因子。