基于ITA的三峡库区地温时空演变格局

叶琰， 翁薛柔，2， 马黎华，3， 叶勇， 龙训建

1. 西南大学 资源环境学院，重庆 400715；2. 中山大学 地理科学与规划学院，广州 510006；3. 长江经济带农业绿色发展研究中心，重庆 400715

地表温度是反映全球和区域热环境的重要环境监测指标之一, 是影响地表能量和水分平衡的重要参数[1-2]． 政府间气候变化专门委员会第六次评估报告指出, 从1880年到2012年, 全球平均地表温度提高了0.92 ℃(0.68～1.17 ℃)[3], 已对全球和区域尺度的地表温度产生了重大影响, 如产生城市热岛[4]、 局部温度异常灾害[5-6]等．

三峡工程作为目前世界上最大的水利水电工程, 范围涉及鄂西和渝东北的26个区县, 整体区域山水交错, 气候复杂． 在全球气候变化背景下, 三峡库区形成后, 区域水面扩张, 山体相对高度降低, 山体与地势低洼地区的热力作用也随之发生改变, 三峡库区局地气候效应明显[7]． 大量学者基于统计分析、 数值模拟等数学方法, 对三峡工程建成后的区域气候效应开展相关研究, 均表明三峡工程对库区局部气温[8-10]、 降水[7, 11]及径流[12-13]等气象要素产生了一定影响． 尽管多数研究普遍认为三峡水库建成后对库区夏季具有弱降温效应, 对冬季有增温效应[8, 10, 14], 但关于库区内地表温度局域变化特征的研究相对较少．

长序列地表温度的相关研究中, Mann-Kendall趋势检验法[15]、 线性趋势法[16]是较为常用的检验气候突变的方法, 但它们对微趋势的识别具有一定的局限性．en[17]在2012年提出的创新趋势分析(Innovative Trend Analysis, ITA)方法, 则在微趋势识别方面具有特别优势． 它通过数据图形化的方式, 可识别长时间序列数据的突变微趋势特征[18-19]． 基于此, 对变化微敏的地表温度而言, ITA方法有利于更好地解析区域热环境变化特征． 鉴于此, 本研究基于三峡库区及周边共计82个国家基本气象站点1981-2014年逐日平均、 最高、 最低地表温度数据, 利用ITA方法对三峡库区地表温度的时空演变规律进行分析研究, 探讨水库蓄水前后地表温度的变化情况以及水库调度对月平均地表温度的影响, 以期解析区域热环境动态变化规律, 为促进区域绿色发展、 实现三峡库区环境保护提供科学支撑．

1 数据与方法

1.1 研究区分区

1.1.1 研究时段划分

三峡库区位于长江上游, 地理位置为105°50′-111°40′E, 28°31′-31°44′N, 回水范围涉及26个区县, 其中22个为重庆市管辖, 4个由湖北省管辖, 总面积约5.8万km2． 三峡库区位于亚热带北缘, 属中亚热带湿润季风气候区, 区域内温暖湿润, 年均气温为17～19 ℃, 年降水量为1 000～1 200 mm, 水热条件良好．

三峡工程从开工建设到正常蓄水运行前, 蓄水阶段经历了3个重要时间节点: 围堰蓄水(2003年), 水库蓄水至135 m水位; 初期蓄水(2006年), 水库蓄水至156 m水位; 试验蓄水(2008年), 水库进入试验蓄水期, 2010年10月首次达到正常蓄水位175 m． 三峡水库蓄水及调度运行水面在145～175 m之间变化, 2003年可视为蓄水关键节点, 据此将研究时段划分为两个部分, 即1981-2002年为水库蓄水前, 2003-2014年为水库蓄水后．

根据三峡水库的调度规则, 水库正常蓄水后, 在每年的汛末关闸蓄水至正常蓄水位175 m, 发挥兴利作用; 在枯水期末逐渐释放并腾出库容, 汛期开始时水位降至145 m汛限水位, 发挥汛期防洪功能, 以最大限度地发挥防洪、 发电、 通航、 水资源利用等方面的综合效益． 从时间节点角度, 三峡水库水位通常在每年4月开始消落, 5月逐渐下降到145 m的三峡水库汛限水位． 7-9月是洪水期, 9月底左右开始蓄水, 10月逐渐蓄至175 m的正常蓄水位． 因此, 自2003年蓄水后, 将每年的4-5月视为预泄期, 9-10月视为蓄水期．

1.1.2 研究子单元划分

由于三峡库区全域内自然环境、 人为活动聚集度和影响范围存在差异, 为了探讨三峡库区范围内区域地表温度随大坝距离的空间变化特征, 本研究以社会经济、 环境特征相似为基本原则, 参考国家环境保护总局《三峡水库及其上游水污染防治规划(2001-2010)》[20]和翟羽佳等[21]的研究成果, 结合三峡库区汇入的重要支流节点位置, 将空间位置临近且相互关联的一定范围水域和陆域划为同一子单元, 按照三峡库区库尾到坝前的顺序, 共计5个子单元, 依次编号为A,B,C,D,E． 其中, A区距离三峡大坝最远, 包括重庆的中心城区渝中区、 大渡口区、 江北区、 沙坪坝区、 九龙坡区、 南岸区、 北碚区、 渝北区、 巴南区, 以及江津区; B区由三峡库区腹部的长寿、 涪陵、 武隆、 丰都、 石柱、 忠县和万州7个行政区组成; C区仅涉及开州区; D区由重庆市东北部的云阳、 巫溪、 巫山和奉节4个县组成; E区则由距离三峡大坝最近, 库水面变化最剧烈的湖北省西部的兴山、 巴东、 秭归和夷陵4个行政区组成． 研究区地理位置及分区情况如图1所示．

审图号: GS(2019)3333号．

1.2 数据来源

根据国家基本气象台站分布情况, 三峡库区范围内有21个基本气象站点, 分别位于重庆市江津区、 巴南区、 沙坪坝区、 渝北区、 北碚区、 长寿区、 涪陵区、 武隆区、 丰都县、 石柱县、 忠县、 万州区、 云阳县、 开州区、 奉节县、 巫溪县、 巫山县和湖北省巴东县、 秭归县、 兴山县、 夷陵区． 为满足空间插值需要, 同时收集了三峡库区周边61个基本气象站点的数据． 本研究使用的各基本气象站点1981-2014年的逐日平均、 最高、 最低地表温度数据来自中国气象数据网(http: //data. cma. cn/)．

1.3 分析方法

1.3.1 ITA方法

ITA方法[17]的基本分析计算不需要基于任何假设, 就可轻松获取长时间序列数据低、 中、 高等不同等级数据的微趋势, 在水文气象、 环境变量的趋势分析研究中已有应用[22-23]． 基本计算方法与步骤如下:

1) 将收集的地表温度时间序列数据a1,a2, …,an分为两组长度相等的子序列: {b1, n/2}={a1,a2, …,an/2}和{b2, n/2}={an/2+1,an/2+2, …,an}．

2) 对两组子序列各自按升序排序以便后续作图, 记为:

{s1}={min(b1, n/2), …,bi, …, max(b1, n/2)}(1

(1)

{s2}={min(b2, n/2), …,bj, …, max(b2, n/2)}(1

(2)

3) 在直角坐标系内以{s1}为横坐标, 以{s2}为纵坐标绘制散点图, 并将各点与45°无趋势直线(1∶1直线)进行比较． 如果散点分布在45°线上方(下方), 则认为此时间序列呈单调增加(减少)趋势; 若散点恰好位于45°线上, 则认为此序列不存在变化趋势． 若存在变化趋势, 则由下式计算时间序列的趋势斜率b:

(3)

式中:y1和y2分别为{s1},{s2}两组子序列的算术平均值;n为数据长度．

4) 计算b的标准偏差σb:

(4)

5)b服从均值为0, 方差为σb的正态分布, 如果在α置信水平内, 标准正态分布的置信限为bcri, 则b的置信限CL(1-α)为:

CL(1-α)=0±bcriσb

(5)

如果b落于置信区间之外, 就认为ITA检测出来的趋势具有显著性．

1.3.2 克里金空间插值法

克里金空间插值法是空间统计分析中较为常用的方法之一, 是在半变异函数理论分析的基础上建立, 并对有限区域内的区域变化取值进行无偏最优有效估计的一种插值方法[24]． 本研究以三峡库区范围内和周边站点数据为基础, 用ArcGIS空间分析工具中的Kriging插值工具生成研究区地温空间分布图．

2 结果分析

2.1 三峡库区地表温度年际变化

2.1.1 多年平均值空间特征

基于三峡库区范围内和库区周边国家基本气象站1981-2014年的逐日平均、 最低和最高地表温度数据, 采用克里金空间插值法生成各分析时段内的多年平均温度空间分布图(图2)． 由图2a可知, 三峡库区多年日平均地表温度范围为15.99～20.75 ℃, 高值区主要发生在子单元分区A和分区C, 低值区则位于大坝附近的子单元分区E． 而多年平均每日最低(图2b)和最高地表温度(图2c)则介于9.43～24.85 ℃和21.88～34.34 ℃． 整体上, 三峡库区地表温度温差表现出西北高、 东南低的空间分布特征．

审图号: GS(2019)3333号．

2.1.2 典型年平均地表温度空间特征

已有研究资料充分表明, 近年来全球地温处于持续升温状态, 但表现出空间异质性． 为对比分析研究区内的地温空间分布特征, 绘制得到1981-1985年和2010-2014年三峡库区5年滑动平均地表温度的空间分布图(图3)． 由图3a可知, 三峡库区成库前的1981-1985年平均地表温度低值区主要位于分区B,C,D, 高值区则出现在分区E和分区A; 三峡库区全面蓄水后的2010-2014年(图3b), 地表平均温度整体略升高, 地表温度高值中心转移到开州, 低值区增加了分区E．

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2.1.3 整体变化趋势

统计分析三峡库区逐日平均、 最高和最低地表温度在1981-2014年的年际变化特征, 结果如表1所示． 整体上, 三峡库区多年日平均地表温度为19.69 ℃, 总体呈中间高、 两端低的空间分布特征; 分区C多年平均地表温度最高, 达20.21 ℃, 分区E最低, 为19.37 ℃, 两者多年平均温差0.84 ℃． 最高、 最低地表温度的多年平均值分别为31.41 ℃和13.87 ℃, 在区域分布上, 表现出明显的地域特征, 如距离大坝越近, 最高和最低地表温度之间相差越大, 分区A的多年平均最高温度是多年平均最低温度的2.06倍, 但分区E则达到2.62倍． 各分区1981-2014年平均地表温度的标准差为0.55～0.74, 分区D的年际差异最大, 分区C,E较小． 最高地表温度的年际差异最为明显, 其标准差约为最低地表温度的两倍． 三峡库区各分区平均、 最高、 最低地表温度的离差系数相似, 约为0.03．

表1 三峡库区多年日平均、 最高和最低地表温度及其变化趋势 ℃

对三峡库区5个分区的1981-2014年平均地表温度应用ITA进行微趋势分析, 结果如图4所示． 各分区的散点均位于1∶1直线上方, 说明三峡库区平均、 最高和最低地表温度在1981-2014年均呈明显的增加趋势． 按照其趋势结果规律, 即散点距离1∶1直线越远, 变化幅度(斜率)越大, 反之则越小, 可知, 分区D的平均地表温度增加幅度最大, 分区B次之, 而分区E最小．

图4 三峡库区各分区多年日平均地表温度ITA趋势检验结果

2.2 三峡水库蓄水前后库区地表温度变化

2.2.1 地表温度空间变化整体特征

以2003年三峡库区开始蓄水为时间分界点, 绘制1981-2002年蓄水前、 2003-2014年蓄水后库区日平均地表温度的空间分布图, 如图5所示． 就平均地表温度而言, 三峡水库蓄水后, 库区平均地表温度整体较蓄水前增加了约0.5 ℃, 与全球气候变暖的升温情况较为一致． 然而, 巫溪、 渝北、 兴山的平均地表温度在蓄水后显著降低, 分别减少了1.00,0.34,0.37 ℃． 最高地表温度的空间变化中, 蓄水后除原有的高值区以外, 奉节、 云阳和丰都成为新的地表温度高值中心, 这与区域依托三峡库区建设, 水路交通质量显著改善, 建设配套陆域交通设施, 引领当地城市快速扩展, 区域土地利用类型发生变化, 城市迅速扩张, 形成区域性城市热岛有关．

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2.2.2 地表温度空间变化局部特征

计算2003年前后研究区内平均地表温度的变化率, 生成空间分布图, 如图6所示． 三峡库区平均、 最高、 最低地表温度蓄水前后变化百分比分别为2.64%,3.02%,5.24%． 整体上, 库区中部, 即分区D所在的云阳、 巫溪、 奉节、 巫山平均地表温度变化幅度最大, 较蓄水前增加幅度约为4.68%; 而库区前后两端变化幅度较小, 增加幅度不足2.00%． 各分区最高地表温度增加的百分比为3.55%～9.35%, 分区D最大, 分区E最小． 而分区B的最低地表温度变化幅度最大, 为4.38%, 分区E最小, 为1.49%．

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2.2.3 变化趋势

计算各分区蓄水前后的平均、 最高、 最低地表温度的年平均值, 并进行趋势检验, 结果如表2所示． 蓄水前, 三峡库区整体平均、 最高、 最低地表温度分别为19.51,31.08,13.62 ℃; 蓄水后三峡库区的整体平均、 最高、 最低地表温度分别为20.02,32.02,14.33 ℃, 与蓄水前相比, 分别增加0.51,0.94,0.71 ℃, 增加幅度为2.64%,3.02%,5.24%． 从各分区的统计结果看, 蓄水前后最高和最低地表温度的变化程度从库尾到库首依次增加． 应用ITA对变化趋势进行检验, 结果表明, 蓄水前, 三峡库区各分区平均、 最高地表温度均呈显著增加趋势, 最低地表温度以下降为主; 蓄水后, 库区平均地表温度多呈下降趋势, 最高地表温度的增加幅度较蓄水前有所减缓, 最低地表温度依然呈下降趋势．

表2 三峡水库蓄水前后地表温度年平均值及变化趋势 ℃

三峡水库蓄水前后库区平均地表温度变化的ITA结果如图7所示． 三峡水库蓄水前, 散点多位于1∶1直线上方, 而蓄水后的点大部分位于1∶1直线下方, 这表明三峡水库蓄水前后的库区平均地表温度变化趋势相反, 蓄水前各分区均呈增加趋势, 蓄水后除分区C有不明显的增加趋势外, 其余分区均呈下降趋势． 其中分区E蓄水前后的散点分布差异最为明显, 分区E蓄水前的点在较小值处靠近1∶1直线, 较大值处位于1∶1直线上方且距1∶1直线较远, 蓄水后的点均位于1∶1直线下方, 有明显的下降趋势．

图7 三峡水库蓄水前后各分区平均地表温度的ITA结果

2.3 年内水位变动期地表温度变化

蓄水前后三峡库区平均地表温度在水位变动期(4-5月和9-10月)的变化情况如表3所示． 三峡水库蓄水前, 4-5月的日平均温度为22.00 ℃, 各分区中分区C地表温度最高, 为22.62 ℃, 分区B最低, 为21.48 ℃; 9-10月的日平均地表温度为22.80 ℃, 但分区C最高, 达23.41 ℃, 分区A最低, 为22.62 ℃． 三峡水库蓄水后, 各分区在4-5月和9-10月的日平均地表温度较蓄水前都有所增加, 4-5月均值增加了0.42 ℃, 9-10月则增加了0.50 ℃．

表3 蓄水前后4-5月和9-10月各分区平均地表温度变化情况

年内水位变动时间段的日平均地表温度的年际差异并不一致． 其中, 4-5月, 蓄水前的年际差异相对较小, 蓄水后年际差异略有增加, 各分区蓄水前后Cv值介于0.04～0.06; 9-10月, 蓄水前后的年际差异不大, 各分区蓄水前后Cv值介于0.03～0.05．

图8为三峡库区各分区在水位变动期(4-5月和9-10月)的ITA趋势检验结果． 在4-5月的水位降低、 水面减小时段, 坝前(分区E)和库尾区域(分区A)在三峡水库蓄水前对应时期的平均地温多位于1∶1直线上或近上方, 呈增加趋势; 而库区中部(分区C,D)在时段内呈减小趋势． 同时期, 水库蓄水后三峡库区地表温度则表现为下降趋势, 图上散点与1∶1直线距离明显比水库蓄水前的点对应距离远, 由此表明, 三峡水库蓄水后, 库区范围内对应的平均地表温度整体下降趋势明显． 在9-10月对应的水位上升、 水面增加阶段, 除分区C未表现出显著的差异变化趋势外, 其余各分区地表温度在蓄水前后的变化趋势均相反, 水库蓄水前各分区地表温度均表现出增加趋势, 在蓄水后则呈减小趋势．

图8 三峡水库运行前后4-5月和9-10月各分区平均地表温度变化的ITA结果

3 讨论

3.1 库区地温空间变化

三峡库区各分区多年平均地表温度从大到小依次为: C,A,D,B,E． 这与冯茹等[25]利用三峡库区(重庆段)2003-2009年MODIS数据分析得到的库区地表温度呈西南高、 东北低的碎带状分布特征大体一致． 整体上, 三峡库区地表温度的地域分布特征也符合温度随纬度升高而逐渐降低的基本规律． 1981-2014年库区平均、 最高和最低地表温度均表现出增加趋势, 平均地表温度的变化幅度从大到小依次为: D,B,A,C,E, 与王圆圆等[26]基于Mann-Kendall得出的三峡库区气温变化趋势相似．

三峡库区尾部, 即分区A为快速城市化的重庆市中心城区, 周边高山地形相对较远, 在人类活动影响下, 该范围内高度城市化产生的热岛效应更加明显, 也导致分区A的平均地表温度整体较高． 分区D北靠大巴山, 南抵七曜山, 形成两山夹河谷的“V”形地貌, 近山区以经济林和森林为主, 河谷地带聚集城镇, 因而形成南北山区地表温度走低, 城镇区域地表温度走高的空间分布特征． 尽管分区E的多年平均地表温度未出现高值聚集区(图2), 但图5的空间分布结果表明, 三峡库区蓄水后, 多年平均地表温度表现出降低的趋势, 这与该区域水域面积增加, 局域水汽小循环调节有关, 但多年平均最高温度的高值区在该区域变化不明显．

事实上, 在全球气候变暖的大背景下, 气候统计研究表明, 中国近50年地表温度显著增加趋势为0.29 ℃/10 a[27]． 从1981年到2014年, 三峡水库库区的地表温度整体也呈上升特征, 但Miller等[28]针对三峡水位提升对区域气候变化敏感性的研究表明, 三峡水库蓄水后对局域空间温度变化有一定的调节作用． 各分区蓄水前后平均、 最高、 最低地表温度的空间变化对比情况也印证了Miller等[28]的结论, 即距大坝越近的区域, 三峡水库蓄水后水面增加越多, 对局域降温效果越明显, 故分区E的平均、 最高、 最低地表温度的增加幅度最小[11]． 此外, 地表温度与植被覆盖度呈负相关[8, 29], 自三峡工程建设以来, 三峡库区内持续大力推行退耕还林和天然林保护工程, 实现绿水青山, 高覆盖率的植被有降低地表温度或缓和地表温度变化程度的作用．

3.2 水库运行对地表温度的影响

相对于大尺度的气候变化, 局地气候的重塑和演变受到自然条件演变和人类活动痕迹所形成的特殊下垫面的共同影响[30]． 随着三峡工程的稳定运行, 库区水位在短时期内抬高, 在库首区域的库岸交界地带, 下垫面发生了明显的变化, 对库区周边一定范围内的气候可能产生了一定影响[8], 尤其是对近地层或水面的气候影响最为明显．

尽管1981-2014年三峡库区地表温度整体呈明显增加趋势, 但三峡水库蓄水运行后, 库区地表温度变化趋势有所下降, 这说明尽管全球气候变暖整体趋势明显, 但三峡工程成库后形成的1 084 km2水域面积在一定程度上减缓了库区地表温度持续上升的速率, 与Miller等[28]得出的蓄水后库区气温有微弱下降趋势的结果一致． 图7的蓄水前后的ITA检验结果表明, 水库蓄水前后库区地表温度变化趋势或变化幅度有一定差异, 尤其是距离三峡大坝最近的分区E差异明显． 这主要是由于三峡工程建成后, 距离三峡大坝最近的分区E的水域面积增加值较其他区域更大, 在水面调节的影响下, 分区E地表温度增温趋势减缓; 而海拔较高的分区B和分区D的地表温度在蓄水后增加趋势显著, 这可能是因为在影响地表温度变化的因素中, 其他因素引起的增温作用大于水域发挥的减速调节作用[31]．

三峡工程蓄水运行后, 不仅在年尺度上对库区地表温度有一定影响, 其年内的水库调度规则也对月平均地表温度产生影响． 库区水域面积的短历时变化使得预泄期4-5月和蓄水期9-10月表现出不同的变化特征, 大部分区域地表温度由蓄水前的增加趋势演变为蓄水后的减少趋势． 比较蓄水期和预泄期在2003-2014年的点距1∶1直线的远近可以发现, 预泄期的点与1∶1直线的距离较蓄水期更远, 预泄期的下降幅度更加明显． 这表明水库放水时对地表温度的影响大于蓄水时的影响． 三峡库区蓄水期地表温度在2003-2014年的下降幅度从大到小依次为: E,D,B,A,C, 水库从9月开始蓄水应对之后的枯水期, 水位不断抬升, 对5个分区中距离大坝最近的分区E影响最大, 故分区E地表温度在9-10月下降幅度最为明显．

4 结论

基于三峡库区21个国家基本气象站点1981-2014年的地表温度数据, 本研究利用ITA创新趋势分析法和克里金空间插值法, 对三峡水库蓄水前后以及运行后不同阶段的地表温度空间变化格局进行探讨, 得出以下结论:

1) 三峡库区多年日平均地表温度为19.69 ℃, 表现出空间异质性, 多年平均地表温度最高值分布在分区C, 达20.21 ℃, 较分区E高0.84 ℃． 距离大坝越近, 最高和最低地表温度的多年平均值之间的差值越大． 各分区最高地表温度的年际差异均明显大于平均、 最低地表温度． 同时, ITA方法的趋势检验结果表明, 三峡库区平均、 最高和最低地表温度在研究时段内均呈显著增加趋势．

2) 三峡库区在1981-2002年蓄水前多年日平均、 最高、 最低地表温度分别为19.51,31.08,13.62 ℃, 而在2003-2014年蓄水后分别增加了0.52,0.94,0.71 ℃, 其中分区D增加幅度最大, 库区前后两端较小． 三峡库区在蓄水前, 日平均地表温度呈明显的增加趋势, 但蓄水后2003-2014年间增加趋势有所减缓, 这一变化在距大坝最近的分区E表现最为明显．

3) 三峡水库蓄水后各分区在蓄水期和预泄期的日平均地表温度较蓄水前的4-5月和9-10月分别增加了0.42,0.50 ℃． 受水库调度影响, 蓄水后蓄水期(9-10月)和预泄期(4-5月)库区地表温度的变化趋势存在明显差异, 蓄水期较预泄期受水库运行的影响程度更为明显, 而分区E较其他区域受影响程度更为明显．

由于三峡库区生态环境系统是一个自然—社会—经济的复合系统, 区域内地表温度的变化受到多种因素的共同影响． 本研究仅对三峡库区1981-2014年的地表温度进行了初步分析, 基于本次研究结果, 下一阶段可尝试结合遥感影像开展更为全面的库区地表温度变化特征及发展趋势研究．